Esto es una traducción resumida del artículo original:
Uno de los puntos de inflexión climática más destacados es la circulación meridional de vuelco del Atlántico (AMOC), (uno de cuyos brazos es la conocida como corriente del Golfo) Que potencialmente puede colapsar debido a la entrada de agua dulce en el Atlántico Norte. Aunque el colapso de la AMOC ha sido inducido en modelos climáticos globales complejos con un fuerte forzamiento de agua dulce, los procesos de este colapso de la AMOC hasta el momento han sido investigados. Aquí se muestran los resultados del primer estudio sobre este punto de inflexión.
Se incluye un modelo del sistema terrestre, incluidos los grandes impactos climáticos que produciría su colapso. Usando estos resultados, se ha desarrollado un sistema basado en la física como señal de alerta temprana observable de la AMOC. Es decir un valor físico medible mínimo que nos servirá como señal de alerta temprana para advertirnos sobre el inminente colapso de la AMOC. Los últimos reanálisis indican que la situación actual de la AMOC está en curso hacia el colapso.
Introducción
La circulación meridional de inversión del Atlántico (AMOC) efectivamente transporta calor y sal a través del océano global y modula fuertemente el clima regional y global. Mediciones de sección continua de la AMOC, están disponibles desde 2004 sobre en 26°N han demostrado que la fuerza de la AMOC ha disminuido en unos pocos Sverdrups desde 2004 hasta 2012 y posteriormente se ha vuelto a fortalecer (1 Sv = 106 m3/s) [es decir un millón de metros cúbicos por segundo o cinco veces el caudal de amazonas en su desembocadura]. Una escala de tiempo más larga sobre la variabilidad de la fuerza de AMOC, estimada utilizando series temporales de la temperatura de la superficie del mar (SST), indica que la AMOC se ha debilitado en 3 ± 1 Sv desde aproximadamente 1950. A partir de estos registros, se ha sugerido que la AMOC está actualmente en su estado más débil en más de un milenio. La AMOC ha sido etiquetada como uno de los puntos de inflexión en el sistema climático, lo que indica que podría sufrir un cambio relativamente rápido bajo un forzamiento que se desarrolle lentamente. La AMOC es particularmente sensible al forzamiento de entrada de agua dulce en el océano, ya sea a través del flujo de agua de superficie (por ejemplo precipitación) o por entrada de agua dulce debido a escorrentía de ríos o derretimiento del hielo (por ejemplo, de la capa de hielo de Groenlandia). A pesar de ello, no se ha encontrado ningún colapso de la AMOC en observaciones históricas, pero si hay buena evidencia de registros proxy de que se han producido cambios abruptos en la AMOC en el pasado geológico reciente durante los llamados eventos Dansgaard-Oeschger
Los indicadores de alerta temprana, sugieren que la AMOC actualmente se acerca a un punto de inflexión antes del final de este siglo. Aunque existe una gran necesidad de un enfoque más amplio, basado en observaciones físicas, como indicadores de alerta temprana confiables que caractericen un punto de inflexión más robusto para la AMOC.
Colapso de la AMOC
Para desarrollar un indicador de advertencia temprana, se realizó una simulación específica para encontrar un evento de punto de inflexión en la Circulación Meridional de Vuelco del Atlántico (AMOC, por sus siglas en inglés) en el descontinuado Modelo del Sistema Terrestre Comunitario (CESM; versión 1.0.5). Esta versión del CESM, que se utilizó en el Proyecto de Intercomparación de Modelos Acoplados (CMIP), tenía resoluciones horizontales de 1° para los componentes de océano/hielo marino y de 2° para los componentes de atmósfera/tierra. Se comenzó a partir de una solución de equilibrio estadístico de una simulación de control preindustrial y se mantuvieron constantes los forzamientos de gases de efecto invernadero, solar y de aerosoles a niveles preindustriales durante la simulación. Se siguió un enfoque de cuasi-equilibrio añadiendo una anomalía de flujo de agua dulce lentamente variable FH en el Atlántico Norte sobre la región entre las latitudes 20°N y 50°N. Esta anomalía de flujo de agua dulce se compensa en el resto del dominio, como se muestra en el recuadro de la Fig. 1A. Se aumentó linealmente el forzamiento del flujo de agua dulce con una tasa de 3 × 10−4 Sv por año hasta el año 2200, donde se alcanza un máximo de FH = 0.66 Sv. Tal simulación no se había realizado antes con un modelo climático global complejo (GCM).
Bajo un forzamiento de agua dulce creciente, se encontró una disminución gradual (Fig. 1A) en la fuerza de la AMOC. La variabilidad natural domina la fuerza de la AMOC en los primeros 400 años; sin embargo, después del año 800, aparece una clara tendencia negativa debido al creciente forzamiento de agua dulce. Luego, después de 1750 años de simulación del modelo, se observó un colapso abrupto de la AMOC. La fuerza de la AMOC bajó aproximadamente de 10 Sv en el año 1750 del modelo (¡Ojo! no confundir con 1750 de nuestra era) hasta los 2 Sv 100 años después (año del modelo 1850) y eventualmente se vuelve ligeramente negativa después del año 2000 del modelo. Tal respuesta transitoria de la AMOC (años del modelo 1750 a 1850) es espectacular considerando el lento cambio en el forzamiento de agua dulce (es decir, ΔFH = 0.03 Sv). La característica de la circulación de vuelco meridional y el transporte de calor asociado hacia el norte en el Océano Atlántico cayeron casi a cero y en un 75% (a 26°N), respectivamente, después del año modelo 2000 (Fig. 1, B a D). Este resultado difiere sustancialmente de las simulaciones anteriores con GCMs que habían utilizado forzamientos de agua dulce extremadamente grandes [por ejemplo, 1 Sv por año sobre 50°N a 70°N] o una gran perturbación de la salinidad inicial.
Los cambios en la AMOC son impulsados principalmente por el forzamiento de agua dulce, e inducidos principalmente por retroalimentaciones internas. Además, basándonos en la variación de la AMOC (aquí aproximadamente 8 Sv), está claro que aparece un evento de punto de inflexión de la AMOC en la simulación del CESM, que es el primero encontrado en un GCM complejo.
Un bajo un forzamiento de agua dulce que varía lentamente de 5 × 10⁻⁴ Sv por año. Los valores encontrados indican, que tanto el forzamiento de agua dulce como las retroalimentaciones internas son importantes para inducir cambios en la AMOC. Estas diferencias entre los dos diferentes estados de la AMOC (promedios de los años del modelo 2151 a 2200) se presentan en la fig. S1. La figura S3A muestra un enfriamiento de la SST (temperaturas de la superficie del mar) del Hemisferio Norte cuando la AMOC colapsa, con diferencias de SST de hasta 10°C cerca de Europa occidental. Por el contrario, la SST en el Hemisferio Sur aumenta debido al colapso, resultando en un patrón distintivo de balancín entre los hemisferios.
Fig. 1. Colapso de la AMOC. (A) La fuerza de la AMOC a 1000 m y 26°N, donde el sombreado rosado indica los rangos observados. Las líneas de color cian indican la magnitud de FH. La flecha roja indica el punto de inflexión de la AMOC (año modelo 1758), y las secciones azules indican los períodos de 50 años utilizados en (B) a (D). Recuadro: El experimento de hosing donde se añade agua dulce a la superficie del océano entre 20°N y 50°N en el Océano Atlántico (+FH) y se compensa sobre la superficie oceánica restante (−FH). Las secciones negras indican las latitudes 26°N y 34°S sobre las cuales se determinan la fuerza de la AMOC y el transporte de agua dulce (FovS), respectivamente. (B a D) Función de corriente de la AMOC (Ψ) y transporte de calor meridional del Atlántico (MHT) para los años modelo 1 a 50, 1701 a 1750 y 2151 a 2200. Los contornos indican las isolíneas de Ψ para diferentes valores.
¿Qué es FovS?
Es un término que se refiere al transporte de salinidad por la Circulación Meridional de Retorno del Atlántico (AMOC) en la latitud de 34°S. Es una medida del flujo neto de salinidad que la AMOC transporta en esa latitud específica del Atlántico.
En contextos de estudios climáticos, la FovS se utiliza para entender cómo los cambios en la salinidad y el flujo de agua dulce afectan la estabilidad y el comportamiento de la AMOC. Un valor negativo de la FovS indica que hay un transporte neto de salinidad hacia el sur (fuera del Atlántico), mientras que un valor positivo indica un transporte neto hacia el norte (dentro del Atlántico).
Este patrón surge de la reducción en el intercambio del transporte de calor meridional entre los hemisferios. Las salinidades en los primeros 100 metros de profundidad del Atlántico Norte también están fuertemente influenciadas bajo el colapso de la AMOC (fig. S1B). Cabe señalar que las salinidades fuera del Atlántico han aumentado en parte debido a la compensación del flujo de agua dulce utilizada en la configuración del experimento de cuasi-equilibrio. A partir de los cambios en la profundidad máxima anual de la capa de mezcla (fig. S1C), se puede deducir que la convección profunda cesa en el Atlántico Norte (alrededor de Groenlandia), lo cual está en concordancia con el estado invertido de la AMOC (Fig. 1D). Otras regiones, como el Océano Austral, muestran un aumento en la profundidad de la capa de mezcla. El debilitamiento de la AMOC resulta, mediante el balance geostrófico, https://es.wikipedia.org/wiki/Corriente_geostr%C3%B3fica en un aumento dinámico del nivel del mar en el Océano Atlántico (fig. S1D) y algunas regiones costeras experimentan un aumento dinámico del nivel del mar de más de 70 cm.
Impactos climáticos de los cambios en la SST
Debido al colapso de la AMOC también afecta a la atmósfera y a la distribución global del hielo marino. Las respuestas atmosféricas (fig. S2) consisten en un patrón de balancín en la temperatura superficial a 2 metros, un desplazamiento hacia el sur de la zona de convergencia intertropical (ITCZ) y el fortalecimiento de la célula de Hadley en el Hemisferio Norte. El gradiente de temperatura meridional es más fuerte sobre el Hemisferio Norte, esto amplifica la corriente en chorro subtropical, mientras que en el Hemisferio Sur ocurre lo contrario. Durante el debilitamiento gradual de la AMOC en los primeros 1400 años del modelo, no hubo tendencias significativas en la temperatura superficial media global o en el área global de hielo marino. Un vez se produce el colapso de la AMOC, el hielo marino ártico (marzo) se extiende hasta 50°N y hay un retroceso gradual del hielo marino antártico (septiembre) (fig. S3). La vasta expansión del hielo marino del Hemisferio Norte amplifica aún más el enfriamiento a través de la retroalimentación hielo-albedo. Estos hallazgos son cualitativamente similares para un fuerte debilitamiento de la AMOC a 3 a 4 Sv.
Las respuestas del océano, la atmósfera y el hielo marino mencionadas anteriormente influyen fuertemente en los climas regionales de todo el mundo (Fig. 2). El clima europeo se hace significativamente diferente después del colapso de la AMOC, mientras que para otras regiones solo ciertos meses experimentan cambios significativos. La selva amazónica también muestra un cambio drástico en sus patrones de precipitación debido a los desplazamientos de la ITCZ, y la estación seca se convierte en la estación húmeda y viceversa. Estos cambios en la precipitación inducidos por la AMOC podrían perturbar gravemente el ecosistema de la selva amazónica y potencialmente conducir a puntos de inflexión en cascada. El Hemisferio Norte muestra temperaturas más frías después del colapso de la AMOC, mientras que sucede lo contrario en el Hemisferio Sur.
El clima europeo se ve muy afectado (Fig. 3A) bajo el colapso de la AMOC. Cabe señalar que los cambios correspondientes ocurren dentro de un período relativamente corto (años modelo 1750 a 1850) y bajo un cambio muy pequeño en el forzamiento superficial de agua dulce. La tendencia anual promedio de la temperatura superficial atmosférica excede 1°C por década en una amplia región del noroeste de Europa, y para varias ciudades europeas, se encuentra que las temperaturas disminuyen entre 5° y 15°C (Fig. 3C). Las tendencias son aún más notables al considerar meses específicos (Fig. 3B). Por ejemplo, las temperaturas de febrero para Bergen (Noruega) disminuirán en aproximadamente 3.5°C por década (Fig. 3D). Estas tendencias de temperatura relativamente fuertes están asociadas con la retroalimentación hielo-albedo a través de la vasta expansión del hielo marino ártico (fig. S5A).
Indicador de advertencia temprana basado en la física
A partir de modelos climáticos idealizados del océano, se ha sugerido que el transporte de agua dulce de la AMOC a 34°S, indicado por FovS, es un indicador importante de la estabilidad de la AMOC. La razón es que esta cantidad es una medida de la fuerza de la retroalimentación de advección de sal, que se considera crucial en el punto de inflexión de la AMOC.
Fig. 2. Climogramas para diferentes regiones. Seis regiones diferentes (promedio espacial sobre cajas de 10° × 10°), donde las barras indican la precipitación mensual y las curvas indican las temperaturas mensuales. El climograma se determina para los años modelo 1 a 50 (barras y curvas rojas) y los años modelo 2151 a 2200 (barras y curvas azules). Nótese los diferentes rangos verticales para cada climograma. Las letras P y t en las barras indican diferencias mensuales significativas (P < 0.05, prueba t de Welch bilateral. para precipitación y temperatura, respectivamente.
Fig. 3. Respuesta de la temperatura superficial durante el colapso de la AMOC. (A) Tendencia de la temperatura superficial a 2 metros promediada anualmente (años del modelo 1750 a 1850). Los marcadores indican tendencias no significativas [P > 0.05, prueba t]. (B) Similar a (A) pero ahora para la tendencia de la temperatura superficial a 2 metros en febrero. Los puntos rojos indican cinco ciudades diferentes utilizadas en (C) y (D). Nota las diferentes escalas de la barra de colores entre (A) y (B). (C) Diferencia de temperatura (con respecto al año del modelo 1600) para cinco ciudades diferentes, incluyendo la fuerza de la AMOC. Las tendencias se determinan durante los años del modelo 1750 a 1850 (sombreado amarillo) durante los cuales la fuerza de la AMOC disminuye considerablemente. (D) Tendencias mensuales de temperatura para las cinco ciudades diferentes.
Puntos clave
Como resultado de esta simulación detallada se han observado algunos puntos clave adicionales, estos serían:
El derretimiento de hielo de Groenlandia añade más agua dulce al océano y puede debilitar la AMOC.
La AMOC transporta agua salada hacia el norte. Si se debilita, transporta menos sal, lo cual aumenta la perturbación inicial de agua dulce.
El modelo CESM muestra que inicialmente la AMOC exporta sal fuera del Atlántico, lo que no concuerda con las observaciones reales.
Este sesgo ha sido observado en diferentes fases de modelos climáticos: CMIP3, CMIP5 y CMIP6.
En los modelos CMIP6, el sesgo se debe a grandes discrepancias en el flujo de agua dulce sobre el Océano Índico comparado con observaciones reales.
El Atlántico es una cuenca con evaporación neta, donde se evapora más agua de la que entra.
Para equilibrar el presupuesto de agua dulce del Atlántico, se necesita un mayor transporte de sal hacia el interior de la zona estudiada o de agua dulce hacia el exterior.
La convergencia de agua dulce en el Atlántico no compensa completamente los cambios en el flujo superficial de agua dulce, resultando en almacenamiento de agua dulce en el Atlántico, especialmente por debajo de los 1000 metros de profundidad.
Los cambios en el FovS son impulsados principalmente por cambios en la salinidad y luego por cambios en la circulación oceánica a 60°N.
FovS juega un papel crucial en el equilibrio del presupuesto de agua dulce del Atlántico bajo el forzamiento de las entradas de agua dulce.
Antes del colapso de la AMOC, los cambios en la salinidad son más significativos que los cambios en la velocidad de la corriente.
Después del colapso de la AMOC, la disminución en la velocidad reduce la magnitud de la FovS.
Eventualmente, cuando las salinidades se ajustan al nuevo estado colapsado, FovS vuelve a ser positivo.
FovS alcanza un mínimo justo antes del colapso de la AMOC. Este mínimo ocurre en el año 1732 de la simulación, mientras que el colapso de la AMOC ocurre alrededor del año 1758.
La variabilidad de FovS aumenta al acercarse al colapso de la AMOC, lo que indica una pérdida de estabilidad.
Modelos climáticos sugieren que el mínimo de FovS precede al colapso de la AMOC.
Indicadores de Advertencia Temprana:
Los indicadores clásicos indicadores de advertencia (varianza y autocorrelación) no muestran un aumento consistente antes del colapso.
Un aumento en la varianza de FovS se considera una señal de advertencia temprana prometedora para un colapso de la AMOC.
El punto de inflexión de la AMOC se puede estimar extrapolando la tendencia de FovS.
Análisis de datos muestran una tendencia negativa en la FovS, sugiriendo que la AMOC está cerca de un punto de inflexión.
Evidencia Paleoclimática y Modelos Idealizados:
Los cambios rápidos en la AMOC durante eventos históricos apoyan la teoría del punto de inflexión. Coinciden con un enfriamiento rápido y significativo del hemisferio norte.
Conclusión:
Los cambios observados en FovS y AMOC en estas simulaciones están dentro del rango de los modelos CMIP6 actuales, lo que refuerza la validez de estos resultados.
En resumen, el mínimo de la FovS precede al colapso de la AMOC, también es importante evaluar los cambios en salinidad y la velocidad de la corriente. La FovS se ha revelado útil como indicador de advertencia temprana previa al colapso de la AMOC. También son necesarias observaciones futuras y ajustes en los modelos climáticos para mejorar las predicciones y atajar las discrepancias observadas entre la realidad y los modelos.
El estudio sugiere que estamos acercándonos al colapso, indicando que nos encontramos en una fase avanzada de la simulación. Si consideramos que el colapso es inminente y ocurrirá antes de finales de este siglo (2100), podemos interpretar que:
Si estamos en una fase avanzada de la simulación, podríamos estar alrededor del año 1700-1750 del modelo, donde los efectos del forzamiento de agua dulce comienzan a dominar y empujan hacia el colapso.
Figura S1: Respuesta oceánica. (a): Las diferencias de la temperatura de la superficie del mar entre los dos estados de la AMOC (años del modelo 2.151 – 2.200 menos 1 – 50), los marcadores indican diferencias no significativas (p ≥ 0.05, prueba t de Welch). (b – d): Similar al panel a, pero ahora para (b): salinidad promediada verticalmente (0 – 100 m), (c): profundidad máxima anual de la capa de mezcla y (d): nivel del mar dinámico.
Figura S2: Respuesta atmosférica. (a): Las diferencias de la temperatura superficial a 2 metros entre los dos estados de la AMOC (años del modelo 2.151 – 2.200 menos 1 – 50), los marcadores indican diferencias no significativas (p ≥ 0.05, prueba t de Welch). Las curvas rojas (azules) muestran valores positivos (negativos) de las diferencias de presión a nivel del mar con magnitudes de (-)1 hPa y (-)2 hPa para las curvas discontinuas y continuas, respectivamente. (b – f): Similar al panel a, pero ahora para (b): función de densidad de probabilidad de la ubicación de la ITCZ, (c): altura geopotencial de 850 hPa (sombreado) y velocidades horizontales de 850 hPa (vectores), (d): precipitación.
Figura S3: Respuesta del hielo marino. (a): La fracción de hielo marino en el Ártico para marzo durante los años del modelo 2.151 – 2.200. La curva azul oscura muestra el borde del hielo marino en el Ártico (es decir, la isolínea de fracción de hielo marino del 15%) para marzo durante los años del modelo 1 – 50. (b): Similar al panel a, pero ahora para las fracciones de hielo marino en la Antártida para septiembre. (c): El área de hielo marino en el hemisferio norte para marzo y septiembre, incluyendo la temperatura superficial a 2 metros para la media global y del hemisferio norte. El área de hielo marino se basa en todas las celdas de la cuadrícula con fracciones de hielo marino superiores al 15%. Las series temporales de temperatura superficial a 2 metros se muestran como promedios de 5 años (para reducir la variabilidad de las series temporales). (d): Similar al panel c, pero ahora para el área de hielo marino en el hemisferio sur y la temperatura superficial a 2 metros del hemisferio sur.
