Evento Dansgaard–Oeschger

Las pruebas más sólidas de los eventos Dansgaard-Oeschger se han encontrado en los núcleos de hielo de Groenlandia, que solo se remontan al final del último periodo interglacial, el interglacial Eemiense (hace unos 115 000 años). Los hallazgos encontrados en estos núcleos de hielo antárticos sugieren que los eventos Dansgaard-Oeschger están relacionados con los llamados Máximos Isótopos Antárticos mediante un acoplamiento del clima de los dos hemisferios, el balancín polar.^[1] Si esta relación estuviera presente en glaciales previos, los datos antárticos, esto sugeriría que los eventos DO también habrían estado presente en períodos glaciales anteriores. Desafortunadamente, los registros actuales de núcleos de hielo de Groenlandia sólo llegan hasta el período glacial más reciente, por lo que no disponemos de evidencias directa de eventos DO en períodos glaciales anteriores. Sin embargo, el trabajo de Stephen Barker y sus colegas ha demostrado que el registro existente de Groenlandia puede reconstruirse derivando el registro de núcleos de hielo antárticos. Esto permite reconstruir un registro más antiguo de Groenlandia a través de la derivación del registro del núcleo de hielo antártico de casi un millón de años de duración.^[2]

En el hemisferio norte, adoptan la forma de episodios de calentamiento rápido, en cuestión de pocas décadas, seguidos cada uno por un enfriamiento gradual durante un período más largo. Por ejemplo, hace unos 11.500 años, las temperaturas anuales promedio en la capa de hielo de Groenlandia aumentaron en alrededor de 8 °C a lo largo de 40 años, en tres etapas de cinco años,^[3] donde un cambio de 5 °C en 30–40 años es más común.^[4] El calentamiento resultante de los eventos de DO se expandió hacia el sur, alcanzando el centro de América del Norte, como lo indican las excursiones de isótopos de oxígeno de espeleotemas que se corresponden cronológicamente con los eventos de DO registrados en los núcleos de hielo de Groenlandia.^[5] El impacto de los eventos de DO en Europa también se registra mediante fluctuaciones en los patrones de descarga y sedimentación en sistemas fluviales como el río Tisza.^[6]

Los eventos de Heinrich solo ocurren en los períodos fríos inmediatamente anteriores a los calentamientos de DO, lo que lleva a algunos a sugerir que los ciclos de DO pueden causar los eventos, o al menos limitar su cronología.^[7]

El curso de un evento DO muestra un calentamiento rápido, seguido de un período frío que dura unos pocos cientos de años.^[8] Durante este período frío se produce una expansión del frente polar, con hielo flotando más al sur a través del Océano Atlántico Norte.^[8]

Se cree también que los eventos DO causan aumentos menores en las concentraciones de dióxido de carbono atmosférico del orden de alrededor del 5 ppm.^[9][10]

Durante los eventos de DO, se producen excursiones positivas de δ ¹⁸ O en los registros de espeleotemas de Floresi, lo que indica un debilitamiento del monzón indonesio-australiano durante dichos eventos.^[11]

Los efectos de los eventos de DO también se han observado al norte de los Andes, donde se ha demostrado que los eventos de DO durante el Penúltimo Período Glacial se corresponden con cambios en los regímenes de vegetación.^[12]

Los procesos que determinan la cronología y la amplitud de estos eventos aún no están claros. El patrón en el hemisferio sur es diferente, con un calentamiento más lento y menores fluctuaciones de temperatura. De hecho, el núcleo de hielo de Vostok se perforó antes que los de Groenlandia, y la existencia de eventos de Dansgaard-Oeschger no se reconoció ampliamente hasta que se realizaron los núcleos de Groenlandia (GRIP/GISP 2); tras lo que se reexaminó el núcleo de Vostok para determinar si estos eventos se habían pasado por alto de alguna manera.^{[cita requerida]}

Los eventos parecen reflejar cambios en la circulación del Océano Atlántico Norte, quizás desencadenados por una afluencia de agua dulce^[8] o lluvia.^[13]

Los eventos pueden ser causados por una amplificación de las fuerzas solares o por una causa interna del sistema terrestre, ya sea un ciclo de "acumulación y purga" de capas de hielo que acumulan tanta masa que se vuelven inestables, como se postuló para los eventos de Heinrich, o una oscilación en las corrientes oceánicas profundas (Maslin et al. 2001, p25).

Estos eventos se han atribuido a cambios en el tamaño de las capas de hielo^[14] y al dióxido de carbono atmosférico.^[15] El primero determina la fuerza de la circulación del Océano Atlántico al alterar los vientos del oeste del hemisferio norte, la corriente del Golfo y los sistemas de hielo marino. El segundo modula el transporte atmosférico de agua dulce entre cuencas a través de Centroamérica, lo que cambia el balance de agua dulce en el Atlántico Norte y, por lo tanto, la circulación. Estos estudios corroboran la existencia previamente sugerida de una "ventana D-O" ^[16] de biestabilidad de AMOC ("punto óptimo" para cambios climáticos abruptos ) asociada con el volumen de hielo y CO₂ atmosférico, lo que explica la aparición de eventos D-O bajo condiciones glaciales intermedias en el Pleistoceno tardío.

Aunque los efectos de los eventos Dansgaard-Oeschger están limitados principalmente a los núcleos de hielo tomados de Groenlandia,^[17] hay evidencias que sugieren que los eventos D-O han sido globalmente sincrónicos.^[18] Un análisis espectral del registro isotópico americano GISP2 ^[19] mostró un pico de abundancia de [¹⁸ O:¹⁶ O] alrededor de 1500 años. Schulz (2002) ^[20] propuso que esto se producía con periodicidad regular de 1470 años, lo que fue respaldado por Rahmstorf (2003);^[21] si solo se examinan los 50 000 años más recientes del núcleo GISP2, la variación del desencadenante es ±12 % (±2 % en los 5 eventos más recientes, probablemente los más precisos).

De todas formas, las partes más antiguas del núcleo GISP2 no muestran esta regularidad, ni tampoco los mismos eventos en el núcleo GRIP. Esto puede deberse a que los primeros 50.000 años del núcleo GISP2 se datan con mayor precisión mediante el conteo de capas. La respuesta del sistema climático al desencadenante varía en un 8% del período y se espera que las oscilaciones del sistema terrestre sean mucho más irregulares en período. Rahmstorf sugiere que este patrón tan regular apuntaría más hacia un ciclo orbital que no ha podido ser identificado. Lo más cercano, un ciclo lunar de 1800 años, no puede conciliarse con este patrón.^[21] La datación entre el núcleo de hielo europeo GRIP y el núcleo de hielo estadounidense GISP2 difiere en aproximadamente 5000 años a 50 000 años AP. Ditlevsen et al. (2005) ^[22] observaron que el pico espectral encontrado en el núcleo de hielo GISP2 no estaba presente en el núcleo GRIP y, por lo tanto, dependía críticamente de la precisión de la datación. El problema de la datación se resolvió en gran medida con la datación precisa del núcleo NGRIP.^[23] Con este método, la recurrencia de eventos de Dansgaard-Oeschger es aleatoria y consistente con un proceso de Poisson inducido por ruido.^[24]

Los ciclos de D-O pueden establecer su propia escala temporal. Maslin et al . (2001) sugirieron que cada capa de hielo tenía sus propias condiciones de estabilidad, pero que al derretirse, el flujo de agua dulce generado era suficiente para alterar las corrientes oceánicas, provocando la fusión del hielo en otras zonas. Más específicamente, los eventos fríos de D-O, y los flujos de agua dulce, reducen la fuerza de la corriente de Agua Profunda del Atlántico Norte (NADW), debilitando la circulación del hemisferio norte y, por lo tanto, facilitando una mayor transferencia de calor hacia los polos en el hemisferio sur. Esta agua más cálida produce el derretimiento del hielo antártico, reduciendo así la fuerza de la corriente de Agua de Fondo Antártica (AABW). Esto permite que la NADW recupere su fuerza anterior, impulsando el derretimiento del hemisferio norte y otro evento frío de DO.

Esta teoría también podría explicar la aparente conexión de los eventos de Heinrich con el ciclo D-O; cuando la acumulación de agua de deshielo en los océanos alcanza un umbral, puede haber elevado el nivel del mar lo suficiente como para socavar la capa de hielo Laurentina, provocando un evento de Heinrich y reiniciando el ciclo.

La pequeña edad de hielo que tuvo lugar entre 1400-1850 ha sido interpretada por algunos como la parte fría de un evento D-O.^[8]

Las marcas de los núcleos de hielo ahora reconocidas como eventos de Dansgaard-Oeschger son, en retrospectiva, visibles en el núcleo GISP original, así como en el núcleo groenlandés de Camp Century.^[25] Pero en la época en que estos núcleos se extrajeron, su importancia fue notada pero no ampliamente apreciada. Dansgaard et al . (monografía geofísica 33 de la AGU, 1985) señalan su existencia en el núcleo GRIP como "oscilaciones violentas" en la señal δ ¹⁸ O, y que parecen correlacionarse con eventos en el núcleo anterior de Camp Century, a 1,400 km de distancia, lo que proporciona evidencia de que corresponden a anomalías climáticas generalizadas (con solo el núcleo de Camp Century, podrían haber sido fluctuaciones locales). Dansgaard et al. especulan que estos pueden estar relacionados con modos cuasiestacionarios del sistema atmósfera-océano. Los eventos de D-O tienden a ser lo que impulsa la " bomba del Sahara ", que ha tenido un efecto en la evolución y dispersión humana.

La ciclicidad también se encuentra durante el Holoceno, donde los eventos se denominan eventos de Bond.^[26][27]

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