Debilitamiento de la Corriente del Golfo observado en el estrecho de Florida durante las últimas cuatro décadas

Ya puse hace tiempo un artículo sobre el debilitamiento de la corriente del golfo, aquí el resumen de un nuevo estudio. Y el mes pasado otro sobre la probabilidad de cese completo bastante alarmante. 

La Corriente del Golfo es la corriente límite occidental del Océano Atlántico Norte subtropical. Fluye hacia el norte a través del Estrecho de Florida frente a Miami y a lo largo del talud continental de la Bahía del Atlántico Sur. Antes de separarse de la costa en Cabo Hatteras y serpentear libremente hacia mar abierto. En virtud de su volumen y transporte de calor, la Corriente del Golfo afecta el tiempo, el clima y las condiciones meteorológicas regionales  y a las condiciones costeras, incluida la temperatura del aire superficial en Europa y las precipitaciones, el nivel del mar costero a lo largo el sureste de Estados Unidos y la actividad de huracanes en el Atlántico norte. Por lo tanto, comprender los cambios pasados de la Corriente del Golfo es importante para interpretar los cambios observados. Predecir tendencias futuras en eventos extremos, incluidas sequías, inundaciones, olas de calor y tormentas. Determinar tendencias en el flujo de la Corriente del Golfo también es relevante para aclarar si hay cambios y determinar cómo el océano se está retroalimentando del clima. La diferencia entre el transporte hacia el norte por la Corriente del Golfo y el transporte hacia el sur debido a los vientos sobre el interior del océano define la fuerza de la circulación meridional de retorno del Atlántico (AMOC), a 26°N. Esta circulación es el principal medio por el cual el océano mueve el calor a través de latitudes, enfriando las regiones tropicales y calentando los polos. Los modelos climáticos simulan que la circulación meridional subtropical del Atlántico norte se debilitó en el pasado reciente. El máximo de la corriente a 26°N se debilitó 1,2 Sv ± 0,2 entre 1980 y 2010.  [Un Sv (Sverdrup) equivale a un flujo de un millón de metros cúbicos por segundo. 1 Sv = 1.000.000 m3/s]

 

figura 1. Área de estudio. El sombreado de color es la topografía/batimetría (m) de la cuadrícula. Las líneas naranjas marcan la ubicación de los cables de telecomunicaciones submarinos entre Jupiter Inlet (Florida) y Settlement Point (Bahamas), y entre West Palm Beach (Florida) y Eight Mile Rock (Bahamas). La línea amarilla a 27°N marca la ubicación nominal de las secciones in situ. Los puntos morados marcan las trayectorias terrestres del altímetro y los puntos negros más gruesos marcan la trayectoria descendente, para estimar el transporte de la Corriente del Golfo a través del Estrecho de Florida. Las flechas negras identifican la magnitud relativa y sentido de la circulación superficial a partir de datos de movimiento. El recuadro muestra el área de estudio en un contexto global.

Debido al forzamiento externo, a 1000 m de profundidad a 35°N la corriente  disminuyó 2,3 Sv entre 1985 y 2014. Sin embargo, las reconstrucciones derivadas de los escasos datos hidrográficos disponibles desde la década de 1980 no encuentran ningún debilitamiento significativo. 

No está claro si las discrepancias reflejan problemas con los modelos (incapacidad para resolver frentes, chorros, remolinos, etc.) o los datos, o si la señal de cambio forzado externamente está simplemente por debajo del umbral de detección establecido por la variabilidad natural. Las observaciones de la corriente son todavía demasiado breves para corroborar el debilitamiento simulado por modelos, las mediciones continuas del transporte de la Corriente del Golfo están disponibles desde hace ya cuarenta años. Hay una larga historia de observaciones de la Corriente del Golfo mediante sensores remotos y datos in situ a lo largo de la corriente. El registro más largo y continuo del transporte de la corriente del Golfo se realiza desde el Estrecho de Florida a 27°N (Figura 1). Estimaciones cuasi diarias de cables submarinos de telecomunicaciones Los estudios calibrados con sondas de caída y a bordo se remontan a 1982. La altimetría por satélite proporciona datos adicionales. Existen restricciones A pesar de esta extraordinaria densidad de datos, cada 10 días desde 1992 (Figuras 1 y 2a). Todavía no hay consenso en que el transporte de la Corriente del Golfo se esté debilitando con el cambio climático. Se reunieron datos de sondas y cables hasta 2009, junto con mediciones anteriores de flotación aguas arriba desde el sur del noroeste Canal de Providence cerca de 26°N. Argumentaron que los datos no respaldaban un cambio en el transporte de la Corriente del Golfo a lo largo de 1964-2009, pero no cuantificaron la tasa de cambio a largo plazo ni proporcionaron estimaciones de error. En cambio,  se informó una tendencia equivalente a 1,1 ± 0,1 Sv de debilitamiento a partir de datos de cable durante el período 1982-2014. Los errores formales se perciben como demasiado pequeños y los resultados han sido cuestionados. Se sospecha que una tendencia reciente descubierta aguas abajo en la Corriente del Golfo también podría ser equívoca. Se utilizó altimetría satelital para inferir un debilitamiento de la Corriente del Golfo al este de 65°W durante 1993-2016, pero no encontraron cambios al oeste de 70°W, mientras que otros estudios  argumentaron que el registro del altímetro es demasiado corto para identificar tendencias significativas de la Corriente del Golfo, no se encontró evidencia de una disminución en el Transporte de la corriente del Golfo de 1993 a 2012 en 20 años de datos de velocidad del perfilador de corriente Doppler acústico. En resumen, ha habido muchos intentos de estimar las tendencias recientes de la Corriente del Golfo a partir de una variedad de conjuntos de datos. En diferentes lugares, pero sigue siendo difícil encontrar una respuesta definitiva. Para hacer una estimación sólida de cambio a largo plazo con barras de error significativas, los datos disponibles deben asimilarse conjuntamente de manera que tengan en cuenta para las propiedades de las series temporales del transporte y las incertidumbres que caracterizan los diferentes flujos de datos. Aquí se aplica un modelado bayesiano   jerárquico para combinar formalmente cables, in situ y altimétricos. Datos a 27°N, y formar una nueva estimación, con incertidumbre, del transporte a través del Estrecho de Florida desde 1982.

Datos 

Se utilizaron datos de transporte de la Corriente del Golfo desde el Estrecho de Florida proporcionados por el National Oceanic and Atmospheric (Figura 1). Se usaron 13.105 estimaciones diarias de transporte de corriente de Florida a partir de voltajes medidos por cables de telecomunicaciones submarinas abandonados, cables entre Florida y Las Bahamas. El principio se basa en la teoría electromagnética: El transportes de partículas cargadas en presencia del campo geomagnético de la Tierra dan como resultado voltajes variables a través del cable. Los datos del 18 de marzo de 1982 al 22 de octubre de 1998 provienen de un cable entre Júpiter Inlet y Settlement Point, mientras que los datos desde el 9 de junio de 2000 hasta el presente provienen de un cable de West Palm Beach a Roca de ocho millas. No se realizaron mediciones entre octubre de 1998 y junio de 2000. Si bien las observaciones se dan con una resolución diaria, la frecuencia de muestreo efectiva es cada tres días, ya que los datos llevan un filtrado de paso bajo para suprimir los efectos geomagnéticos y otros ruidos. Las estimaciones de cable se calibran con estimaciones de transporte independientes. Desde boyas de sonda de caída libre y perfilador acústico de corriente Doppler (LADCP) compararon los datos del cable con los des secciones de la sonda  y se encontraron errores estándar en los datos del cable de 2,8 Sv para 1993–1998, 2,0 Sv para 2000–2005 y 1,3 Sv para 2006 en adelante. Los errores mayores durante 1993-1998 y 2000-2005 se deben a que los cables estaban en telecomunicaciones activas.

Datos in situ 

También se utilizaron secciones de transporte de la Corriente del Golfo desde una variedad de plataformas in situ a través del Estrecho de Florida. De estas, 247 son secciones de sondas de boya de caída libre, las mediciones se realizaron entre 1982 y la actualizad, como parte del programa de Estudios del Clima del Atlántico Subtropical.

Datos de altimetría 

Finalmente, se utilizaron 979 estimaciones de transporte de la corriente de Florida a partir de altimetría satelital. Los altímetros satelitales observan el campo global de altura de la superficie del mar cada 10 días. En virtud de la geostrofia, los gradientes en la altura de la superficie del mar están acoplados

 

Figura 2. (a) Transporte observado de la Corriente del Golfo desde cable submarino (naranja), in situ (azul) y altimetría satelital (amarillo). Coeficientes de correlación de Pearson entre cable e in situ, cable y altimetría, e in situ y altimetría en sus puntos de tiempo comunes son 0,76, 0,63 y 0,58, respectivamente. (b) Medianas posteriores (línea negra) e intervalos de credibilidad puntual del 95 % (sombreado en gris) de transporte diario del modelo bayesiano junto con la tendencia mediana estimada y el intervalo de credibilidad puntual del 95 % (línea morada y sombreado). (c) Detalle del transporte observado (puntos naranja, azul y amarillo) y modelado (línea negra y sombreado gris) durante 2019. Dos extraídos al azar, Los miembros posteriores del conjunto se muestran para comparar (líneas violeta y verde). (d) Errores estándar en los datos del cable (puntos azules) y desviaciones estándar en la parte posterior soluciones (línea negra).

a las corrientes geostróficas superficiales. Se utilizaron altimétricos a lo largo de la trayectoria descendente 178 (puntos negros en la Figura 1) para calcular las diferencias de altura de la superficie del mar en el estrecho de Florida, lo que da como resultado las estimaciones de transporte de la Corriente de Florida de 10 días a partir de enero de 1993 que se utilizan aquí. se compararon las estimaciones de transporte basadas en altimetría con datos de cables,  y se derivó un error estándar en los transportes altimétricos de 10 días de ~2 Sv.

Resultados 

Los tres conjuntos de datos independientes (de observaciones por cable, in situ y altimétricas) captan claramente datos similares del Golfo. Transportes de corriente (Figura 2a), sin embargo, la amplitud y la fase de la variabilidad del transporte varían debido a las diferentes resoluciones y calidades de cada conjunto de datos. Este modelo bayesiano produce un conjunto de soluciones posteriores que proporcionan una serie temporal probabilística y totalmente congruente del transporte de la Corriente del Golfo a través de Estrecho de Florida basado en estos conjuntos de datos muy diferentes (Figura 2b). Se obtienen transportes diarios de la Corriente del Golfo desde el 18 de marzo de 1982 hasta el 6 de diciembre de 2021 y se encuentra un transporte medio de 31,8 ± 0,27 Sv. El rango ± es el intervalo de credibilidad del 95%, que es el análogo bayesiano del más familiar intervalo de confianza del 95% a partir de estadísticas. Esta estimación del transporte medio es algo más ajustada y restringida que el valor de 32,1 ± 0,4 Sv , e inferior al valor de 32,2 Sv basado en un registro de cable más corto (1982-1998). Incertidumbres diarias en el transporte (desviaciones estándar posteriores) son ~0,9 Sv en promedio, que es menor que los errores estándar en el diario datos de cable, pero los errores varían en el tiempo dependiendo de la calidad y disponibilidad de los datos (Figuras 2c y 2d). Por ejemplo, Las incertidumbres del transporte diario son relativamente mayores en julio de 2019 en comparación con el resto de ese año debido a un mes de duración. Hay una brecha en los datos del cable (Figura 2c). La solución del modelo bayesiano ofrece evidencia clara de un cambio significativo a largo plazo. Se encuentra que el transporte de la Corriente del Golfo en el Estrecho de Florida disminuyó 1,2 ± 1,0 Sv en los últimos 40 años (Figuras 2b y 3), lo que equivale a un cambio de 4,0 ± 3,2% con respecto al transporte medio. Esto significa que la probabilidad P de que la Corriente del Golfo transporte debilitado más de lo esperado por el azar es P > 99%. Este debilitamiento es consistente con la media El transporte de todo el registro fue menor que el estimado hasta 1998. Un análisis más detallado muestra que esta tendencia surgió recientemente de los datos. Se realizó una serie de experimentos de sensibilidad,  en los que al modelo solo se le proporcionaron los datos hasta 2005, 2009, 2013 y 2017, y estos experimentos arrojaron probabilidades respectivas de debilitamiento del transporte de P = 51%, P = 79%, P = 96% y P = 97% (Figura 3a). 

Esto demuestra que una disminución significativa en el transporte de la Corriente del Golfo sólo se ha vuelto detectable durante la última década, pero también que la inferencia de un debilitamiento significativo es insensible al punto final del periodo de análisis, siempre que caiga dentro de la última década. La disminución del transporte de la Corriente del Golfo desde el modelo bayesiano es también robusto a la elección de los datos analizados. Se realizó una serie de experimentos de sensibilidad, omitiendo del análisis los datos de cable, in situ o altimétricos, y se encontró debilitamiento en los respectivos experimentos de 0,8 ± 1,0, 1,1 ± 1,0 y 1,2 ± 0,9 Sv (Figura 3b). Esto muestra que es muy probable (P > 94%) El debilitamiento del transporte sea una señal común y no dependa de ningún conjunto de datos.

Discusión 

Este estudio se ha basado en muchos estudios previos que han buscado cuantificar el cambio a largo plazo en el transporte de la Corriente del Golfo. Utilizando datos de cable y otras mediciones del Estrecho de Florida. El debilitamiento que se encuentra desde 1982 es consistente con muchos de estos estudios y se distingue por los múltiples conjuntos de datos que utilizamos, así como la rigurosa cuantificación de la incertidumbre y el modelado de series de tiempo que aplicamos que prestan confianza en estos resultados. Si ponemos este trabajo en un contexto más amplio, es probable que el reciente debilitamiento del transporte a través del Estrecho de Florida parta de un declive que dura un siglo y puede estar asociado con un debilitamiento en la Corriente del Golfo

 

Figura 3. (a) Histogramas del cambio de transporte modelado estimado en diferentes períodos de tiempo, todos a partir de 1982. (b) Histogramas del cambio de transporte modelado durante 1982-2021 estimados a partir de experimentos que excluyen cada conjunto de datos del análisis.

Aún no está claro si existe un debilitamiento asociado a la corriente del Golfo que transporta el calor hacia los polos. Se han utilizado registros de mareógrafos de ambos lados del Estrecho de Florida, junto con registros de cable promediados anualmente. Los datos para concluir que el transporte a través del Estrecho de Florida probablemente ha disminuido constantemente desde 1909. El debilitamiento que se encuentra aquí es independiente de los registros de mareógrafos, ya que estos registros contienen señales de múltiples zonas costeras y abiertas. Procesos oceánicos, además del transporte, que añaden ruido al modelo bayesiano. Los métodos bayesianos tienen en cuenta estas dinámicas extrañas. Los modelos oceánicos y climáticos simulan consistentemente que el transporte de la Corriente del Golfo es fuertemente coherente con la fuerza de la corriente en escalas de tiempo decenales y más largas. Pero a los modelos climáticos les resulta difícil simular las corrientes estrechas. Hay sesgos comunes en la fuerza, profundidad, variabilidad y latitudes de separación de los océanos simulados cuando se comparan con las corrientes observadas. Además, la variabilidad y las tendencias de las puede ser diferente corriente arriba que corriente abajo, porque los remolinos oceánicos (frecuencia y crecimiento) cambian con la latitud y la topografía. Por observaciones y teorías sabemos que la mayor parte del flujo de la Corriente del Golfo es parte de la circulación de giro del Atlántico Norte subtropical con sólo una fracción asociada con el retorno. ¿Cómo podemos estar seguros de si la disminución en el Estrecho de Florida está relacionada con una disminución en la circulación de retorno? Validar los modelos requiere observaciones a largo plazo. Disponibles aguas arriba y mar adentro del estrecho de Florida Las observaciones sobre la corriente del Golfo y la disminución de la circulación siguen siendo equívocas.  Se utilizaron 25 años de datos del perfilador de corriente Doppler acústico para concluir que el transporte de la Corriente del Golfo se ha mantenido estable a 36°N, sin disminución. Al mismo tiempo, se combinaron posteriormente sus datos con perfiles hidrográficos de 1930 a 2020 para estimar una evolución a largo plazo. Un debilitamiento de 2,0 ± 0,8 Sv del transporte en la capa superior del océano entre la vertiente de Nueva Inglaterra y las Bermudas, una región que incluye la Corriente del Golfo y sus recirculaciones. Utiliza datos de mareógrafos de Atlantic City, Nueva Jersey y Bermudas para inferir un debilitamiento similar de la circulación oceánica. Se atribuye 0,4 Sv de su debilitamiento a la circulación de retorno (cinta trasportadora del océano), pero con baja confianza. El sistema de monitoreo ha estado midiendo el retorno del Atlántico en toda la cuenca a 26°N desde 2004. De hecho, los datos del cable del Estrecho de Florida utilizados aquí forman parte de este conjunto de monitoreo. Estos datos extraordinarios ayudan a  nuestra comprensión de cómo se revierte y sobre la variabilidad de la circulación en escalas de tiempo subdecenales , pero el registro es, hasta ahora, demasiado corto para arrojar luz sobre las consecuencias de un cambio a largo plazo. En cuanto a la fuerza de la corriente, se amplió el transporte en la parte superior del océano medio en tiempo utilizando altimetría satelital para estimar que la circulación del giro del Atlántico subtropical se ha mantenido estable durante 1993-2014. Por otro lado, los nuevos análisis de los océanos muestran un debilitamiento marginalmente significativo del giro. durante 1993-2016. Sin embargo, esta tendencia depende de qué producto eólico observado se utilizase para conducir el modelo. Diferentes productos impulsan tendencias opuestas en la curvatura del viento y, por tanto, en el transporte a 26°N desde 1980. Resolver estas diferencias y lograr coherencia entre diferentes estimaciones de fuerza del viento son necesarias para determinar las tendencias a largo plazo en los transportes de la corriente. 

También hay debate en torno a si las reconstrucciones indirectas basadas en archivos naturales respaldan un declive en la circulación del Atlántico Norte  desde la Revolución Industrial. De manera más general, la relación entre el transporte de la corriente, el transporte por giro y el retorno la circulación depende de la escala de tiempo y el forzamiento. Por ejemplo, Los datos   muestran que, si bien los transportes de la Corriente del Golfo y los giros se compensan entre sí en escalas de tiempo subanuales, Los cambios decenales en la circulación profunda se equilibran en gran medida con cambios iguales y opuestos en transportes de las aguas superiores del medio océano. El La relación entre ellos también podría estar cambiando a largo plazo, ya que las propiedades termohalinas del océano se ajustan en un mundo en calentamiento. En última instancia, no está claro si la disminución del transporte actual de Florida que encontramos aquí presagia un debilitamiento de la circulación de retorno. Esta pregunta abierta subraya el valor de las observaciones estratégicamente ubicadas y del monitoreo sostenido a largo plazo del océano, así como la urgencia de encontrar mejores formas de asimilar todas las observaciones existentes en un marco congruente, como el modelo bayesiano que se desarrolla aquí, que puede cuantificar rigurosamente la incertidumbre y cambiar. Las aguas que forman parte de la circulación de retorno, originarias del otro lado del ecuador en el Atlántico Sur, tienen propiedades distintas dentro del Estrecho. Si se ha descubierto que el flujo de estas aguas del Atlántico Sur varía junto con el transporte de la corriente de Florida. 

Conclusiones

Los resultados no son concluyentes y no hay consenso sobre si se está debilitando con el cambio climático. El análisis bayesiano encuentra una  certeza (probabilidad P > 99%) que el volumen de transporte de la Corriente del Golfo a través del Estrecho de Florida ha disminuido en 1,2 ± 1,0 Sv en los pasados 40 años (intervalo de credibilidad del 95%). Se trata de la primera evidencia inequívoca de una reciente disminución relevante para el clima y la  circulación oceánica.

Artículo original: Robust Weakening of the Gulf Stream During the Past Four Decades Observed in the Florida Straits

La corriente del golfo

La corriente del golfo es una corriente oceánica que parte con aguas cálidas del caribe a través del estrecho que separa florida de cuba y se adentra en el océano atlántico norte, alcanzando ya muy diluida el atlántico norte y toda la costa occidental europea.

Tradicionalmente se ha creído que esta corriente es el factor principal del calentamiento de Europa en invierno respecto a la costa Este de los EEUU donde las temperaturas está del orden de los 20ºC por debajo de sus correspondientes europeas a la misma latitud. Este proceso consistiría en una liberación de calor a la atmósfera por parte de la corriente calentando el aire suprayacente a esta el cual se movería hacia Europa arrastrado por el cinturón de vientos de Oeste.

Dicha hipótesis ha comenzado a ponerse en duda con los nuevos datos obtenidos y por el hecho de que en la costa oeste del pacífico sucede un fenómeno similar, haciendo que por ejemplo Vancouver tenga un clima 20ºC más cálido que la costa Este asiática a su misma latitud en la península de Kamchatka. 

A pesar de que la corriente de Kuroshivo es mucho más débil y el pacífico es mucho más ancho por lo que el calor transportado por dicha corriente sería testimonial.

Al mismo tiempo, estudios recientes ponen en duda la conjetura popular hecha hace unos años que el derretimiento del hielo ártico podría "cerrar" la corriente del Golfo, lo que causaría estragos con el tiempo en Europa. 

¿Se está ralentizando la corriente del golfo?

Introducción

La corriente del golfo no es más que el brazo sur de una corriente mucho más importante, me refiero a la corriente del Atlántico Norte que a su vez es una parte importante de la circulación global de los océanos que intercambia calor del excedente ecuatorial hacia los polos, donde la energía se pierde por radiación térmica al espacio. Es como una 'cinta transportadora' oceánica global y su ralentización podría desestabilizar aún más nuestro cambiante clima mundial. No es esperable ninguna nueva edad de hielo pero si son posibles sus principales efectos negativos. Los efectos podrían darse en el clima mundial, la pesca, o también por ejemplo en las tormentas.

¿Qué está pasando en el Atlántico Norte?

El Atlántico Norte entre Terranova e Irlanda es prácticamente la única región del mundo que ha desafiado el calentamiento global e incluso se ha enfriado. El invierno pasado allí incluso fue el más frío desde que hay registros, mientras que a nivel mundial fue el más cálido registrado. Un estudio reciente publicado en 2015 atribuye este fenómeno  a un debilitamiento del sistema de la Corriente del Atlántico Norte, y al parecer este debilitamiento no tiene precedentes en los últimos mil años. ¿qué tiene de especial esta región entre Terranova e Irlanda?

Fig. 1 tendencia lineal de la temperatura desde 1900 hasta 2013. Tomado de RealClimate

El Jóven Dryas, nuevas evidencias

Introducción

Al terminar la última glaciación, según el registro geológico la temperatura media global sufrió, al parecer, oscilaciones que superaron los cinco grados centígrados, en transiciones de menos de un siglo e incluso, a veces, de menos de una década. Así, hace unos 13.000 años, se dio un clima más cálido que el precedente y un medio ambiente rico en prados y pastizales, con su correspondiente fauna. 

Este período de bonanza acabó bruscamente hace aproximadamente 12.800 años,  iniciándose un rápido descenso de la temperatura que diezmó la población humana y acabó con los bosques, los pastizales y la fauna de la que aquella dependía para su sustento, no tanto por el frío extremo sino por la sequía que este frio trajo consigo. El episodio climático se conoce como Jóven Dryas o Dryas reciente, en referencia a los restos de la hierba ártico-alpina Dryas octopetala, que aparecen fuera de lugar en los sedimentos correspondientes al  este período. De esta catástrofe climática resurgió la humanidad para inventar la agricultura. Después de este evento los episodios de frío y sequía ya no se repetirían con la misma intensidad, salvo por breves incidentes ocurridos hace 8.2000, 5.2000 y 4.200 años. 

La capa de hielo de Groenlandia se está derritiendo por arriba y por abajo

La capa de hielo de Groenlandia cubre un área de un tamaño de 1,71 millones de km². Esta masa de hielo tiene un espesor medio de 2,3 kilómetros y contiene aproximadamente el 8 % del agua dulce del mundo.

Si se derritiera completamente, aumentaría el nivel global del mar en unos 7,4 metros. La pérdida de masa de la capa de hielo de Groenlandia se produce por una combinación entre la ruptura de icebergs en los bordes glaciares y fusión de su parte sumergida en el mar. Durante el período 1840-2010. La contribución neta acumulada del nivel del mar de la capa de hielo de Groenlandia ha sido de 25 ± 10 mm. Su contribución en el aumento del nivel del mar se aceleró, alcanzando un pico de aumento de 6,1 mm por década durante 2002-2010.

Advertencia sobre un posible próximo colapso de la Circulación de inversión meridional del Atlántico (AMOC) “Corriente del Golfo”

La circulación meridional de inversión del Atlántico (AMOC) o popularmente conocida como corriente del Golfo es un elemento importante en el sistema climático y un futuro colapso tendría graves impactos sobre el clima en la región del Atlántico Norte. En los últimos años se ha informado sobre un debilitamiento de la circulación, pero las evaluaciones del Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático (IPCC),  basadas en la Intercomparación de Modelos Climáticos y simulaciones del modelo del Proyecto (CMIP)  sugieren que es poco probable que se produzca un colapso total dentro del siglo XXI. Sin embargo, nuevas estimaciones arrojan una preocupación adicional debido a las crecientes concentraciones de gases de efecto invernadero. Predicciones basadas en observaciones que dependen de la detección de Señales de Alerta Temprana (SAT), principalmente han sido reportados recientemente para la AMOC un aumento de la varianza y aumento de la autocorrelación (parada crítica), Se muestra una significancia estadística y estimadores basados en datos. Se estima que se producirá un colapso de la AMOC alrededor de mediados de siglo bajo el escenario actual de emisiones futuras.

Un próximo colapso de la circulación meridional del Atlántico (AMOC) es una gran preocupación ya que es uno de los puntos de inflexión más importantes en el sistema climático de la Tierra. En los últimos años, modelos y reconstrucciones paleoclimáticas indican que las más fuertes fluctuaciones climáticas abruptas conocidas, los eventos Dansgaard-Oeschger  están relacionados con la naturaleza bimodal de la AMOC. Numerosos modelos climáticos muestran un comportamiento de histéresis, donde el cambio de un parámetro de control, típicamente la entrada de agua dulce en el Atlántico Norte, hace que los modelos diverjan. Los modelos más modernos del sistema climático-oceánico terrestre pueden reproducir tal escenario, pero la divergencia entre modelos es grande y el punto crítico del umbral está mal restringido. 

Basado en el generador de modelos CMIP5, el informe AR6 IPCC  cita un colapso en el siglo XXI es muy improbable (confianza media). En los modelos CMIP6  , hay una mayor dispersión en la respuesta de la AMOC a escenarios de calentamiento, por lo tanto una mayor incertidumbre en la evaluación de un futuro colapso. Sin embargo, existen sesgos en los modelos hacia una sobreestimación de la estabilidad de la AMOC, tanto desde la sintonía con el clima histórico registrado, una mala representación de la formación de aguas profundas, salinidad y escorrentía glaciar. Cuando sistemas complejos, como la circulación de vuelco, sufren transiciones críticas al cambiar un parámetro de control a través un valor crítico, ocurre un cambio estructural en la dinámica. El estado previamente estadísticamente estable deja de existir y el sistema pasa a un estado estadísticamente estable diferente. El sistema sufre una divergencia, que para un valor suficientemente cerca del valor crítico puede ocurrir en un tiempo limitado. Además de un declive de la AMOC antes de una transición crítica, hay señales de alerta temprana, cantidades estadísticas, que también cambian antes de que ocurra este punto de inflexión. 

Estos puntos críticos son: un aumento de la varianza y un aumento de la autocorrelación (parada crítica). Este último también se denomina “pérdida de resiliencia”, especialmente en el contexto de la crisis ecológica. Estos dos conceptos de equilibrio estadístico se utilizan como predictores reales de una próxima transición que depende del supuesto de dinámica cuasiestacionaria. La AMOC sólo ha sido objeto de seguimiento continuo desde 2004. Mediante mediciones combinadas de instrumentos amarrados, corrientes eléctricas inducidas en cables submarinos y medidas de superficie a través de satélite.  

Se ha observado durante el período 2004-2012, una disminución en el AMOC, pero se necesitan registros más largos para evaluar su significado. Para ello se han utilizado técnicas cuidadosas de toma de registros. Aplicadas a registros más largos de temperatura de la superficie del mar (SST), respaldada por un estudio de un gran conjunto de simulaciones de modelos climáticos, se ha encontrado que la SST en la región del giro subpolar (SG) del norte Atlántico (área marcada con un contorno negro en la Fig. 1a) para contener un registro óptimo de la fuerza del AMOC. La Figura 1b muestra el SG y el GMSST Obtenidos de un conjunto de datos del Centro sobre hielo marino y temperatura de la superficie del mar (HadISST). La Figura 1c muestra la anomalía SG y la Figura 1d muestra la anomalía GM. Con una clara tendencia al calentamiento global en la última mitad del registro. El registro de la AMOC para el período 1870-2020 se muestra en la Fig. 1e. Esto es la base para el análisis. Se ha informado que este índice y otros similares al índice AMOC muestran tendencias significativas en la media, la varianza y la autocorrelación, que indica una alerta temprana de un cese de AMOC. 

Sin embargo, una tendencia en los sistemas de alerta temprana dentro de un período limitado de a observación podría ser una fluctuación aleatoria dentro de las estadísticas de estado estacionario. Por lo tanto, para una evaluación sólida de un posible cese, es necesario establecer un nivel de confianza estadística para un cambio por encima de las fluctuaciones naturales.  Esto no es fácil de hacer teniendo en cuenta sólo una cosa: la evolución observada  del enfoque de la transición. Aquí se establece tal medida de confianza para la varianza y la autocorrelación y se demuestra que la varianza es la más confiable de las dos. La contribución de la otra es un estimador no sólo de si una transición está cerca, aunque también es el momento en que se espera que se produzca la transición crítica. La estrategia es inferir la evolución de la AMOC únicamente en cambios observados en la media, la varianza y la autocorrelación. La elección típica del parámetro de control es el flujo de agua dulce hacia el Atlántico Norte.  La escorrentía de ríos, el deshielo de Groenlandia y exportación de esta agua desde el Ártico.  

Se supone que la temperatura media global T representa el parámetro de control. Aunque T ha aumentado desde ~1920 (Fig. 1d), el aumento no es del todo lineal con el tiempo. Todo lo que se asume que el AMOC está en un estado de equilibrio antes de un cambio hacia la transición. La suposición más simple es que el cambio es suficientemente lento y que el parámetro de control se acerca al valor crítico (desconocido) linealmente con el tiempo. Esta suposición se confirma por un ajuste cercano del modelo estimado la AMOC observado su registro.

El principal impulsor del cambio climático,  es el logaritmo de la concentración atmosférica de CO2, de hecho, aumenta casi linealmente con el tiempo en el período industrial. Los resultados son firmes al respecto de este parámetro como inductor de los cambios en la AMOC. En este trabajo, se indica que lo más probable es un cese de la AMOC que ocurrirá alrededor entre 2025-2095 (con un intervalo de confianza del 95%). 

Resultados 

Modelado y detección de la transición crítica. Denotemos el registro AMOC observado por x (t) (Fig. 1e). La modelamos por un proceso estocástico Xt, que, dependiendo de un parámetro de control λ<0, corre el riesgo de sufrir una transición crítica a través de una divergencia para λ = λc = 0. El sistema se encuentra inicialmente en una situación estadísticamente estable. Es decir, sigue alguna distribución estacionaria con constante λ = λ0. Estamos desinformados sobre la dinámica que rige la evolución de Xt pero puede asumir una dinámica efectiva, que, con λ suficientemente cerca del valor crítico.

La incertidumbre se expresa a través de las varianzas de los estimadores obtenidos de las observaciones dentro de una ventana de tiempo. Son estimadores y por tanto variables  estocásticas con variaciones alrededor de los valores verdaderos. Detección de un SAT en algún nivel de confianza elegido  (como 95 o 99%) requiere uno de los estimadores que para una ventana determinada es estadísticamente diferente de los valores de referencia, que también dependen del tamaño de la ventana como cuán diferentes son los SAT de sus valores de referencia. Escalas de tiempo en señales de alerta temprana La detección de una próxima transición mediante medidas estadísticas involucra varias escalas de tiempo. La escala de tiempo interna primaria es la tiempo de autocorrelación, en estado estacionario. 

 

Figura 1. a Registro de la circulación meridional atlántica (AMOC), temperatura superficial del mar (SST) y media global (GM). Región de giro subpolar (SG) (contorno negro) en la parte superior del hielo marino y temperatura de la superficie del mar del conjunto de datos del Centro Hadley (HadISST) Reconstrucción de SST para diciembre de 2020. La SST de la región SG ha sido identificada como una huella de la AMOC. b Registro mensual de la temperatura del agua del mar SST del SG y de la media global (GM). c, d anomalías SG y GM, a los registros se les ha restado la media mensual sobre el registro completo. e proxy AMOC, que aquí se define como la anomalía SG menos el doble de la anomalía GM, compensando el calentamiento global y la amplificación polar. 

Prediciendo un próximo colapso de la AMOC el registro de AMOC que se muestra en la Fig. 1e muestra una mayor varianza, γ autocorrelación, es decir, los sistemas de alerta temprana SAT obtenidos en 2020 se asignan al año 1995. Las estimaciones posteriores a 1970 se mantienen consistentemente por encima el límite superior del intervalo de confianza y muestran un aumento de la tendencia, y por lo que el sistema se está moviendo hacia un punto de inflexión con alta probabilidad. Se han utilizado dos métodos independientes  para comprobar la solidez de estos resultados:  un estimador de momentos  que utiliza las estimaciones de varianza y autocorrelación. La ventaja del primer método es que tiene menos supuestos; sin embargo, es sensible a la elección de tamaño de ventana. La ventaja del segundo método es que utiliza  la información de manera más eficiente y no necesita una ventana. El ajuste óptimo es el mismo que el método del momento, tc = 2057, con un intervalo de confianza del 95% entre 2025-2095.

Se simularon 1000 trayectorias del modelo original.  Con los parámetros estimados y repitiendo el procedimiento de estimación de cada conjunto de datos. La confianza depende de cómo de rápido se acerca el sistema al punto de inflexión. Con esto, la importancia de los SAT observados para la AMOC. 

Este es un resultado más fuerte que simplemente observando una tendencia significativa en los SAT. Se calcula cuando los SAT están significativamente por encima de las variaciones del nivel natural. Además, se ha proporcionado una estimación de cuando sucederá. Se predice con alta confianza que  se espera que suceda tan pronto como a mediados de siglo (2025-2095 con rango de un 95% de confianza). No se pueden descartar otros mecanismos en juego y, por tanto, una incertidumbre es mayor. Sin embargo, se ha reducido el análisis para tener tan pocos y sólidos supuestos como sea posible, y dada la importancia del AMOC para el sistema climático, no se deberían ignorar indicadores tan claros de un colapso inminente.

No se puede descartar la posibilidad de que un colapso sea sólo parcial y no conduzca a un colapso total de la AMOC como lo sugieren algunos modelos. Este resultado también se encuentra en un modelo oceánico más reciente. Se trata realmente de un resultado preocupante que debería llamar la atención por medidas rápidas y efectivas para reducir los gases de efecto invernadero a nivel global emisiones para evitar el cambio constante del control parámetro hacia el colapso de la AMOC (es decir, reducir el aumento de temperatura aumento y entrada de agua dulce a través del derretimiento del hielo en el Región del Atlántico Norte). Como un colapso de la AMOC tendría fuertes implicaciones sociales, es importante monitorear el flujo y los SAT a partir de mediciones directas. El calentamiento en la región SG es mayor que la media global debido a la amplificación polar. 

 

Figura 2.  Compensación del calentamiento global en registro de circulación de vuelco meridional del Atlántico (AMOC). En la temperatura de la superficie del mar (SST) registro AMOC, la compensación por el calentamiento global y la amplificación polar. Esto se hace restando la SST global (SSTGM) de la SST del giro subpolar (SG). (SSTSG). Al calibrar mediante el proxy AMOC (curvas rojas), el AMOC óptimo El proxy es SSTSG-2 SSTGM. Para garantizar la solidez de los resultados, se ha repetido el análisis restando 1x (púrpura) y 3x SSTGM (verde) y comparado con el óptimo 2x SSTGM restado (azul). Las estimaciones correspondientes para el momento del colapso se muestran en los mismos colores: La línea vertical media es la estimación máxima de probabilidad del momento de inflexión, el cuadro representa el 66,6% de confianza intervalo (definición de “probable” del Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático (IPCC), mientras que la línea horizontal representa los intervalos de confianza del 99%.

Los resultados se dan en la Tabla 1.

Tabla 1  Estimaciones e intervalos de confianza para el punto de inflexión. Utilizando tres indicadores del vuelco meridional del Atlántico circulación (AMOC), donde la temperatura de la superficie del mar (SST) se resta 1, 2 o 3 veces la SST global Estimar IC del 95 % IC del 66 % 

Como conclusión, parece que la parada total de la corriente del golfo podría darse hacia 2057 con una probabilidad bastante alta, pero con un rango de años bastante extenso, es decir 2057 es el valor medio, podría producirse entre 2025 y 2095.

Artículo original de Nature

Una señal de alerta temprana muestra que la AMOC está en curso de superar un punto de inflexión

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.

Lo que nos dicen los climas pasados sobre el actual cambio climático

Introducción

Esto es una traducción adaptada del resumen del capítulo 5 del informe del IPCC AR5 de 2013. “ Information from Paleoclimate Archives”

Masson-Delmotte, V., M. Schulz, A. Abe-Ouchi, J. Beer, A. Ganopolski, J.F. González Rouco, E. Jansen, K. Lambeck, J. Luterbacher, T. Naish, T. Osborn, B. Otto-Bliesner, T. Quinn, R. Ramesh, M. Rojas, X. Shao and A. Timmermann, 2013: Information from Paleoclimate Archives. In: Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Stocker, T.F., D. Qin, G.-K. Plattner, M. Tignor, S.K. Allen, J. Boschung, A. Nauels, Y. Xia, V. Bex and P.M. Midgley (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA. 

En azul mis comentarios personales

Variaciones de gases de efecto invernadero y respuestas climáticas pasadas

Es un hecho que las concentraciones actuales de la atmósfera de gases de efecto invernadero (GEI) dióxido de carbono (CO₂), metano (CH₄) y el óxido nitroso (N₂O) superan el rango de concentraciones registradas en núcleos de hielo durante los últimos 800.000 años. Los cambios en las concentraciones atmosféricas de GEI se pueden determinar con confianza muy alta a partir de núcleos de hielo polar.

Las concentraciones atmosféricas y el forzamiento radiativo asociado no tienen precedentes con respecto a la resolución más alta registros de testigos de hielo de los últimos 22.000 años. Es posible también que no tenga precedentes con los registros de menor resolución los últimos 800.000 años.

Existe un alto grado de confianza en que los cambios en la concentración de CO₂ atmosférico juegan un papel importante en los ciclos glaciales e interglaciares. Aunque el principal impulsor de los ciclos glaciales e interglaciares radica en la distribución estacional y latitudinal de la energía solar entrante impulsada por cambios en la geometría de la órbita de la Tierra alrededor del Sol ("forzamiento orbital”), las reconstrucciones y simulaciones  muestran que la magnitud de los cambios de volumen de hielo y temperatura glacial-interglaciar no pueden explicarse sin tener en cuenta los cambios en el contenido atmosférico de CO₂ y las retroalimentaciones climáticas asociadas. Durante la última desglaciación, la temperatura media mundial aumentó entre   3°C y 8°C. Si bien la tasa media de calentamiento global era de entre 0.3°C a 0.8°C por cada mil años, dos periodos estuvieron marcados por cambios más rápidos en tasas de calentamiento, probablemente entre 1 °C y 1,5 °C  cada mil años, aunque regionalmente y en escalas de tiempo más cortas pueden haber ocurrido tasas más altas.

Nuevas estimaciones de la sensibilidad climática de equilibrio basadas en reconstrucciones y simulaciones del Último Máximo Glacial (hace 21.000 años a 19.000 años) muestran que al duplicar la concentración de CO₂ atmosférico son muy improbables valores tanto por debajo de 1°C como por encima de 6°C. En algunos modelos, la sensibilidad climática difiere entre climas cálidos y fríos debido a las diferencias en la representación de retroalimentaciones en las nubes.

La temperatura superficial media mundial estuvo significativamente por encima de los niveles preindustriales durante varios periodos caracterizados por altas concentraciones atmosféricas de CO₂. Durante el Plioceno medio (hace 3,3 a 3,0 millones de años), la concentración atmosférica de CO₂ estuvo entre 350 ppm y 450 ppm (confianza media) las temperaturas medias globales en la superficie eran de 1,9°C.a 3,6°C  superiores al del clima preindustrial. Durante el Eoceno temprano (hace 52 a 48 millones de años), la atmósfera tenía concentraciones de CO₂  alrededor de 1000 ppm (confianza media) cuando las temperaturas superficiales medias globales eran de 9°C a 14°C  mayores que para las condiciones preindustriales.

Nuevas reconstrucciones de temperatura y simulaciones de climas pasados  muestran con alta confianza una amplificación polar en respuesta a los cambios en la concentración de CO₂ atmosférico. Para altos niveles de CO₂ como sucedió en el Eoceno o del Plioceno y niveles bajos de CO₂ como como el Último Máximo Glacial (hace 21.000 a 19.000 años), reconstrucciones y simulaciones de la temperatura global del aire, muestran una respuesta más fuerte a los cambios en las concentraciones de GEI en la atmósfera en latitudes altas en comparación con el promedio mundial.

Es decir, para concentraciones de CO₂ similares a las actuales y una vez alcanzado el equilibrio térmico del sistema océano-criosfera,  podemos esperar temperaturas entre 2 y 3,5 ºC superiores  a la época preindustrial. (Actualmente son de entre 1 y 1,2 ºC, hay que tener en cuenta la inercia térmica del sistema océano-criosfera). Por cierto la tasa de calentamiento es aproximadamente de 1ºC cada 100 años, en el mejor de los casos es 10 veces más rápida que cualquier tasa de calentamiento natural.

Resumiendo. Si hoy dejásemos de emitir gases de invernadero, el calentamiento continuaría durante un mínimo de 100 a 150 años hasta alcanzar un valor cercano a los 3ºC respecto a la época preindustrial.

Cambios globales en el nivel del mar durante períodos cálidos pasados

La tasa actual de cambio del nivel medio global del mar, a partir del finales del siglo XIX y principios del XX, es, con confianza media, inusualmente alta en el contexto de variaciones a escala centenaria de la últimos dos milenios. La magnitud de la media mundial a escala centenaria las variaciones del nivel del mar no superaron los 25 cm en los últimos milenios (confianza media).

Hay un nivel de confianza muy alto en que la media global máxima nivel del mar durante el último período interglaciar (129.000 a 116.000 hace años) fue, durante varios miles de años, al menos 5 m más alto que el presente y alta confianza de que no superó los 10 m por encima del presente. La mejor estimación es 6 m más alta que la actual. Basado en cambios de elevación derivados de una muestra de un núcleo de hielo de Groenlandia, la capa de hielo de Groenlandia muy probablemente contribuyó entre 1,4 y 4,3 m equivalentes al nivel del mar, lo que implica con confianza media una contribución de la capa de hielo antártica al nivel medio global del mar durante el último período interglaciar.

Existe un alto grado de confianza en que el nivel medio global del mar estaba por encima presente durante algunos intervalos cálidos del Plioceno medio (3.3

a 3,0 millones de años), lo que implica un volumen reducido de las capas de hielo polar. Las mejores estimaciones de varios métodos implican con alta confianza que el nivel del mar no ha superado los +20 m durante los períodos más cálido períodos del Plioceno, debido a la desglaciación de Groenlandia y el  área occidental de la Antártida y algunas áreas de la capa de hielo de la Antártida oriental.

 

Se habla mucho de si el nivel del mar aumentará un metro de aquí al año 2100. Los registros geológicos nos dicen que si hoy dejásemos de emitir gases de invernadero, el nivel del mar subirá hasta cerca de 20 metros. El único consuelo que podemos tener, es que no será en este siglo.

 

Cambio climático reciente observado en el contexto de variabilidad climática interglacial

 

Nuevas reconstrucciones de temperatura y simulaciones de los milenios más cálidos del último período interglaciar (129.000 a 116.000 hace años) muestran con confianza media que la media global las temperaturas superficiales anuales nunca fueron más de 2°C más altas que las temperaturas preindustriales. La temperatura de la superficie en latitudes altas, promediada sobre varios miles de años, fue al menos 2°C más cálida que la actual (alta confianza). Un mayor calentamiento estacional y anual debido a un forzamiento orbital en latitudes altas, confirma la importancia de las retroalimentaciones de la criosfera para la estacionalidad. Durante estos períodos, las concentraciones atmosféricas de GEI estaban cerca del nivel preindustrial.

 

Hay un nivel de confianza alto en que el calentamiento medio anual de la superficie desde el siglo XX ha revertido las tendencias de enfriamiento a largo plazo de los últimos 5000 años en latitudes medias a altas del hemisferio norte. Las reconstrucciones de la temperatura de la superficie revelan una  tendencia multimilenaria al enfriamiento a lo largo de los últimos 5000 años. La última tendencia al enfriamiento persistió hasta el siglo XIX y puede atribuirse con alta confianza al forzamiento orbital, según simulaciones de modelos climáticos.

 

Existe una confianza media a partir de las reconstrucciones de que la actual la retirada del hielo marino en el verano (1980–2012) no tiene precedentes y las temperaturas de la superficie del mar en el Ártico han sido anormalmente altas en la perspectiva de al menos los últimos 1450 años. Existe un alto grado de confianza en que la retirada de los glaciares extratropicales del hemisferio norte hace entre 8000 y 6000 años se debieron principalmente a la alta insolación de verano (forzamiento orbital). El retroceso glaciar actual ocurre dentro de un contexto de forzamiento orbital que sería favorable para el crecimiento de los glaciares en el hemisferio Norte. Si los glaciares continúan reduciéndose al nivel actual, la mayoría de los glaciares extratropicales se reducirán a la mínima extensión, que existió entre hace 8000 y 6000 años, dentro de este siglo (confianza media).

 

Para las temperaturas medias anuales del hemisferio Norte, el período 1983–2012 fue muy probablemente el período de 30 años más cálido de los últimos 800 años (nivel de confianza alto) y probablemente el período de 30 años más cálido del últimos 1400 años (confianza media). Esto está respaldado por la comparación de temperaturas instrumentales con múltiples reconstrucciones de una variedad de datos indirectos y métodos estadísticos. En respuesta a la radiación solar, forzamiento volcánico  y antropogénico, los modelos climáticos simulan los cambios de temperatura observados durante los últimos 1200 años en el hemisferio norte, que son generalmente consistentes en magnitud con las reconstrucciones, dentro de sus rangos de incertidumbre.

 

Las reconstrucciones de temperatura de la superficie a escala continental muestran, con alta confianza, períodos de varias décadas durante el óptimo climático medieval (950 a 1250) que algunas regiones fueron tan cálidas como  como a mediados del siglo XX y en otros tan cálidas como a finales del siglo XX. Con un nivel de confianza alto, estos períodos cálidos regionales no fueron tan sincrónicos entre regiones como el calentamiento desde mediados del siglo XX. Basado en la comparación entre reconstrucciones y simulaciones, hay un alto nivel de confianza en que no solo influyeron los forzamientos orbitales externos, el forzamiento solar y el volcánico, también contribuyó sustancialmente la variabilidad interna, al patrón espacial y al momento en que  la temperatura de la superficie cambió entre las condiciones de óptimo climático medieval y la pequeña edad de hielo (1450 a 1850).

 

Existe un alto nivel de confianza para las sequías durante el último milenio fueron de mayor magnitud y mayor duración que las observadas desde principios del siglo XX en muchas regiones. Hay confianza media en que ocurrieron más megasequías en el monzón de Asia y condiciones más húmedas prevalecieron en las zonas áridas de Asia Central y el Sur Región monzónica americana durante la Pequeña Edad de Hielo (1450 a 1850) en comparación con el óptimo climático medieval (950 a 1250).

 

Con confianza alta, durante los últimos cinco siglos, ocurrieron inundaciones mayores que las registradas desde 1900 en el norte y Europa central, región del Mediterráneo occidental y Asia oriental. Hay confianza media en que las grandes inundaciones modernas son comparables igualan o superan las inundaciones históricas en magnitud y/o frecuencia en el Cercano Oriente, India y América del Norte central.

 

Cambios pasados en los modos climáticos

 

Nuevos resultados de registros de coral de alta resolución con confianza alta indican que el sistema El Niño-Oscilación del Sur (ENSO) se ha mantenido muy variable a lo largo de los últimos 7000 años, sin mostrar evidencia perceptible de una modulación orbital. Esto es consistente con una débil reducción de la amplitud a mediados del Holoceno de solo un 10% simulada por la mayoría de  modelos climáticos.

Con alta confianza, los cambios decadales y multidecadales en el Índice de Oscilación del Atlántico Norte (NAO) de invierno observado desde del siglo XX  tiene precedentes en el contexto de los últimos 500 años. Períodos de NAO invernal negativa o positiva con fases persistente, similares a las observadas en las décadas de 1960 y 1990 a 2000, respectivamente, no son inusuales en el contexto de las reconstrucciones NAO durante al menos los últimos 500 años.  

 

Cambio climático abrupto e irreversibilidad

 

Con confianza alta, el modo interglaciar de la circulación de vuelco meridional del océano Atlántico (AMOC) [Corriente del Golfo] puede recuperarse de una entrada de agua dulce a corto plazo en el norte subpolar Atlántico. Hace aproximadamente 8200 años, una repentina liberación de agua dulce ocurrió durante las etapas finales del derretimiento de la capa de hielo de América del Norte. Las observaciones  paleoclimáticas y los resultados del modelo indican, con un alto nivel de confianza, una marcada reducción en la fuerza de la AMOC seguida por una recuperación rápida, dentro de aproximadamente 200 años después de la perturbación.

 

A partir de nuevas reconstrucciones paleoclimáticas y estudios de modelado, hay un nivel de confianza muy alto de que la AMOC se ha reducido y el enfriamiento en la región asociada del Atlántico Norte, ha provocado desplazamientos hacia el sur de la Zona de Convergencia Intertropical Atlántica, y también ha afectado a América (Norte y Sur), y a los sistemas monzónicos africanos y asiáticos.

Es virtualmente seguro que el forzamiento orbital no podrá desencadenar una glaciación generalizada durante los próximos 1000 años. Los registros paleoclimáticos indican que, para configuraciones orbitales cercanas a la actual, los comienzos de la eras glaciares solo ocurrieron para concentraciones de CO₂ atmosférico significativamente más bajas que los niveles preindustriales.

 Los modelos climáticos no simulan un inicio glacial durante los próximos 50.000 años si Las concentraciones de CO₂ se mantienen por encima de 300 ppm.  Hay un nivel de confianza alto en que los volúmenes de hielo de Groenlandia y las capas de hielo de la Antártida occidental se redujeron durante los períodos de la últimos millones de años que fueron globalmente más cálidos que el presente. Las simulaciones de modelos de la capa de hielo y los datos geológicos sugieren que la capa de hielo de la Antártida Occidental es muy sensible al calentamiento del subsuelo del Océano Austral e implican con confianza media que la capa de hielo de la Antártida Occidental se puede  retirar si la concentración de CO₂ atmosférico se mantiene dentro o por encima del rango de 350 ppm a 450 ppm durante varios milenios.

El cambio climático actual ha trastocado múltiples procesos naturales hasta el punto de que algunos de ellos, como las glaciaciones no se producirán con los niveles actuales de CO₂  durante miles de años en el futuro.