Cambio climático abrupto III ¿Cuál es el registro de cambios pasados en las capas de hielo y el nivel global del mar?

Reconstrucción de cambios pasados en las capas de hielo

Existen varios métodos para reconstruir cambios pasados en el área y la masa de las capas de hielo, cada uno con sus propias ventajas y desventajas. Los registros terrestres proporcionan información sobre la extensión anterior de las capas de hielo, lo que permite registrar la estabilización temporal de un margen de hielo mediante la acumulación de sedimentos (morrena) que puede datarse mediante métodos isotópicos. Estos registros son importantes para identificar la última extensión máxima y el historial de retroceso de una capa de hielo, pero la mayoría de los registros terrestres de glaciación anteriores al Último Máximo Glacial (LGM), hace unos 21.000 años, han sido borrados por la erosión, lo que limita su aplicación a períodos posteriores al LGM. Además, en la mayoría de los casos solo proporcionan información sobre la extensión, pero no sobre el espesor, por lo que estos registros no necesariamente reflejan grandes cambios potenciales en el volumen.

La aplicación de esta estrategia al retroceso de la Capa de Hielo de la Antártida Occidental (WAIS) desde su posición LGM proporciona un contexto importante para comprender la dinámica actual del hielo. Se dató  la recesión de la línea de base de la WAIS en la bahía del Mar de Ross y se descubrió que el retroceso moderno de la línea de base forma parte de una recesión en curso que ha estado ocurriendo durante los últimos ~9.000 años.  El adelgazamiento de la capa de hielo podría aún estar en curso. Estos resultados son importantes no solo para establecer restricciones sobre los cambios a largo plazo con los que evaluar los controles a corto plazo sobre el cambio en la capa de hielo, sino también para proporcionar puntos de referencia importantes para modelar la evolución de la capa de hielo. Sin embargo, la cobertura espacial de estos datos de la Antártida sigue siendo limitada.

Otra estrategia para evaluar la historia pasada de la capa de hielo se basa en el hecho de que el peso de las capas de hielo produce una compensación isostática de la Tierra sólida subyacente, generalmente conocida como ajuste isostático glacial (AIG). Los cambios en la masa de la capa de hielo causan movimientos verticales que pueden registrarse a lo largo de la costa, donde el nivel global del mar sirve como referencia. Dado que los cambios en la masa de hielo también causarán cambios en el nivel del mar local (debido a la gravedad) y global (debido al volumen), los cambios en el nivel del mar en una costa particular registran la diferencia entre los movimientos verticales de la tierra y el mar.

Reconstrucción del nivel del mar pasado

Los cambios del nivel del mar que se producen localmente, debido a la elevación o subsidencia regional, en relación con el nivel del mar global se denominan cambios del nivel del mar relativo (RSL), mientras que los cambios que se producen globalmente se denominan cambios eustáticos. En escalas de tiempo superiores a 100.000 años, los cambios eustáticos se producen principalmente por cambios en el volumen de las cuencas oceánicas inducidos por variaciones en la tasa de expansión del fondo marino. En escalas de tiempo más cortas, los cambios eustáticos se producen principalmente por cambios en el volumen de hielo, con contribuciones secundarias (del orden de 1 m) asociadas con cambios en la temperatura o la salinidad del océano (cambios estéricos). Los cambios en el volumen global de hielo también causan cambios globales en la RSL en respuesta a la redistribución de masa entre la tierra y el mar y la consiguiente compensación isostática y reequilibrio gravitacional. Este proceso de AIG debe tenerse en cuenta. Se considera importante determinar los cambios eustáticos a partir de registros geomórficos del nivel del mar anterior. Dado que los efectos del proceso AIG disminuyen con la distancia a las zonas de glaciación anterior, los registros RSL de sitios de campo lejano proporcionan una aproximación cercana a los cambios eustáticos.

 

Figura 1 (a) Registro del cambio del nivel del mar durante los últimos 130.000 años. La línea azul gruesa corresponde a la reconstrucción a partir de registros de δ⁻⁴O de núcleos de sedimentos marinos mediante análisis de regresión, con un error de ±13 m indicado por líneas grises delgadas. Los símbolos × representan costas datadas individualmente de Australia, Nueva Guinea, la plataforma de la Sonda, el golfo de Bonaparte, y Barbados. (b) Tasa de variación del nivel del mar (mm/año) y flujo equivalente de agua dulce (Sv, donde 1 Sv = 1000.000 m³ /segundo = 31 500 Gt/año) derivada del registro del nivel del mar en (a). Las barras horizontales grises representan las tasas promedio de variación del nivel del mar durante el siglo XX (barra inferior) y proyectadas para finales del siglo XXI (barra superior).

Un método adicional para limitar los cambios del nivel del mar en el pasado se basa en el cambio en la proporción de O18 a O16 del agua de mar  que ocurre a medida que el isótopo más ligero se elimina y almacena preferentemente en las capas de hielo en crecimiento (y viceversa). Estos cambios se registran en los fósiles de carbonato de organismos marinos microscópicos (foraminíferos) y proporcionan una serie temporal casi continua de cambios en el volumen de hielo y el nivel del mar eustático correspondiente. Sin embargo, dado que los cambios de temperatura también afectan a los foraminíferos a través del fraccionamiento dependiente de la temperatura durante la precipitación de calcita, la señal en los registros marinos refleja una combinación de volumen de hielo y temperatura. La Figura 1 muestra un intento de aislar el componente de volumen de hielo en el registro marino. Si bien, en un primer orden, este registro concuerda bien con las estimaciones independientes del nivel del mar eustático, este enfoque no logra capturar algunos de los cambios abruptos en el nivel del mar documentados por la evidencia paleolitoral, lo que sugiere que los grandes cambios en la temperatura del océano podrían no ser capturados con precisión en estos momentos.

Cambios del nivel del mar en el pasado

El registro de los cambios pasados en el volumen de hielo proporciona información importante sobre la respuesta de las grandes capas de hielo al cambio climático. Las mejores evaluaciones provienen del último ciclo glacial (hace 120.000 años hasta la actualidad), cuando los datos paleolitorales proporcionan una evidencia razonablemente bien restringida de los cambios en el nivel del mar eustático (Fig. 1). Los cambios en el volumen de hielo durante este intervalo fueron regulados por los cambios en la órbita terrestre alrededor del sol.  

El papel de C02

Cuando las concentraciones atmosféricas de CO₂ se encontraban dentro del rango de las proyecciones para finales del siglo XXI (entre 547 ppm y 1135 ppm, valor medio de 700 ppm) . El momento más reciente en el que no existía hielo permanente en el planeta (nivel del mar = +73 m) ocurrió hace >35 millones de años, cuando el CO2 atmosférico era de 1250 ± 250 ppm. A principios del Oligoceno (hace ~32 millones de años), el CO2 atmosférico disminuyó a 500 ± 50 ppm, lo que estuvo acompañado por el primer crecimiento de hielo permanente en el continente antártico, con una disminución concomitante del nivel eustático del mar de 45 ± 5 m. El hecho de que las proyecciones del nivel del mar para finales del siglo XXI  estén muy por debajo de las sugeridas por esta relación refleja el largo tiempo de respuesta de las capas de hielo al cambio climático. Con el tiempo suficiente en que los niveles atmosféricos de CO2 sean elevados, el nivel del mar seguirá aumentando a medida que las capas de hielo sigan perdiendo masa. Durante el último período interglaciar (LIG), desde hace unos 13.000 años hasta al menos 116.000 años, los niveles de CO2 fueron similares a los de la era preindustrial, pero las grandes anomalías positivas en la radiación solar de principios de verano, impulsadas por cambios orbitales, provocaron que las temperaturas estivales del Ártico fueran más cálidas que las actuales. Los corales en costas tectónicamente estables indican que el nivel del mar durante el LIG fue de 4 a 6 m superior al actual (Fig. 1). Los registros de núcleos de hielo  y los modelos indican que gran parte de este aumento se originó por una reducción del tamaño de la capa de hielo de Groenlandia, aunque también podría requerirse cierta contribución de la capa de hielo antártica.

 

Figura 2. Tasas de balance de masa promedio pentadal (periodo de 5 años) de los glaciares y casquetes polares del mundo, excluyendo Groenlandia y la Antártida, durante el último medio siglo. El balance de masa específico (eje izquierdo) se convierte en balance total y en equivalente a nivel del mar (eje derecho). C05a: media aritmética de todas las mediciones anuales dentro de cada lustro, con la envolvente de confianza sombreada en gris y el número de mediciones indicado en la parte superior del gráfico. C05i, DM05, O04: series corregidas espacialmente obtenidas de forma independiente. MB: media aritmética de C05i, DM05 y O04, con la envolvente de confianza sombreada en rojo. Las estimaciones están incompletas para el lustro más reciente. 

En el último máximo glacial, hace unos 21.000 años, el volumen y la superficie del hielo eran aproximadamente 2,5 veces superiores a los actuales, y la mayor parte del aumento se produjo en el hemisferio norte. La desglaciación fue forzada por el calentamiento provocado por los cambios en los parámetros orbitales de la Tierra, el aumento de las concentraciones de gases de efecto invernadero y las retroalimentaciones consecuentes. El registro del aumento del nivel del mar durante la deglaciación está particularmente bien delimitado por la evidencia paleolitoral (Fig. 2). El aumento del nivel del mar durante la deglaciación promedió entre 10 y 20 mm anuales, o al menos cinco veces más rápido que la tasa promedio de los últimos 100 años (Fig. 1), pero con variaciones que incluyen dos episodios extraordinarios ocurridos hace 19.000 años antes del presente  y 14.500 años antes del presente

Cambio climático disruptivo

Cuando las tasas máximas potencialmente superaron los 50 mm/año (fig. 2), o cinco veces más rápido que las proyecciones para finales de este siglo. Cada uno de estos "pulsos de agua de deshielo" añadió el equivalente a entre 1,5 y 3 capas de hielo de Groenlandia (~7 m) a los océanos durante un período de uno a cinco siglos, lo que demuestra claramente el potencial de las capas de hielo para causar cambios rápidos y profundos en el nivel del mar. Un tercer pulso de agua de deshielo pudo haber ocurrido hace unos 11.700 años, pero la evidencia de este evento es menos clara. Análisis recientes indican que el evento anterior de 19.000 años se originó a partir del hielo del hemisferio norte  El aumento del nivel del mar de ~20 m hace ~14.500 años, comúnmente conocido como pulso de agua de deshielo (MWP) 1A, indica un episodio extraordinario de colapso de la capa de hielo, con un flujo asociado de agua dulce al océano de ~0,5 sverdrup (Sv) a lo largo de varios cientos de años. Sin embargo, el momento, la fuente y el efecto climático del MWP-1A siguen siendo ampliamente debatidos. En un escenario, el evento fue desencadenado por un calentamiento abrupto (inicio del intervalo cálido de Bølling) en la región del Atlántico Norte, lo que provocó el derretimiento generalizado de las capas de hielo del hemisferio norte. En otro escenario, el MWP-1A se originó principalmente en la capa de hielo antártica, posiblemente como respuesta al calentamiento de aproximadamente 3.500 años en el hemisferio sur que precedió al evento. Aunque aún no se ha establecido la causa de estos eventos, su ocurrencia tras el calentamiento hemisférico podría implicar procesos dinámicos a corto plazo activados por dicho calentamiento, similares a los que se están identificando actualmente en Groenlandia y la Antártida.

Sin embargo, la evidencia directa de los registros geológicos terrestres de un escenario frente al otro sigue sin ser concluyente. Registros terrestres bien datados de la desglaciación de las capas de hielo del hemisferio norte, que en gran medida limitan los cambios solo en el área, no muestran una aceleración del retroceso del margen de hielo en ese momento, lo que lleva a algunos a concluir que el evento se produjo principalmente por la deflación de la capa de hielo con escasa respuesta del margen. El registro de la desglaciación de la capa de hielo antártica es menos preciso, y la evidencia disponible presenta resultados contradictorios, desde una contribución nula, pasando por una pequeña contribución, hasta una contribución dominante. Los grandes flujos de agua dulce que estos eventos representan también subrayan la importancia de las rápidas pérdidas de hielo para el sistema climático a través de sus efectos en la circulación oceánica. Un componente importante de la circulación termohalina oceánica implica la formación de aguas profundas en sitios del Océano Atlántico Norte y alrededor del continente Antártico, en particular los Mares de Weddell y Ross. La velocidad a la que se produce esta circulación termohalina impulsada por la densidad es sensible a los flujos superficiales de calor y agua dulce. Los ascensos eustáticos asociados con los dos pulsos de agua de deshielo deglacial corresponden a flujos de agua dulce ≥ 0,25 Sv, lo que, según los modelos climáticos, induciría un gran cambio en la circulación termohalina 

Conclusiones

A la vista de los paleodatos de los deshielos masivos de la última glaciación, las consecuencias más probables son; que el nivel del mar continuará aumentando durante siglos hasta alcanzar un nivel de varias decenas de metros respecto al nivel actual debido al derretimiento de los casquetes polares aunque estos no contienen ya la masa suficiente como para provocar disrupciones de la corriente termohalina o cambios climáticos tan bruscos como los producidos durante los eventos Dansgaard-Oeschger aunque sí podrían causar eventos similares de menor entidad. En un próximo post hablaré de los posible efectos del derretimiento antártico sobre la corriente circumpolar antártica.

Cambio climático abrupto I

Definición de Cambio Climático Abrupto

¿Qué se entiende por cambio climático abrupto? Existen varias definiciones, con diferencias sutiles pero importantes. Se define el cambio climático abrupto como “una transición persistente del clima (a escala subcontinental) que ocurre en una escala temporal de décadas”. Existen otras dos definiciones. Una definición mecanicista define el cambio climático abrupto como aquel que ocurre cuando “el sistema climático se ve forzado a cruzar un umbral, lo que desencadena una transición a un nuevo estado a una velocidad determinada por el propio sistema climático y más rápida que la causa”. Esta definición implica que los cambios climáticos abruptos involucran un umbral o retroalimentación no lineal dentro del sistema climático de un estado estable a otro, pero no se restringe a una escala temporal corta (1-100 años) que tiene claras implicaciones sociales y ecológicas. Otra definición  basada en los impactos del cambio climático abrupto como “aquel que ocurre tan rápida e inesperadamente que los sistemas humanos o naturales que estos encuentran dificultades para adaptarse a él”. Finalmente, se definió el cambio climático abrupto como “una transición en el sistema climático cuya duración es rápida en relación con la duración del estado anterior o posterior”. Al igual que la definición mecanicista, esta definición trasciende muchas escalas temporales posibles e incluye diversos comportamientos del sistema climático que tendrían poco o ningún impacto negativo en los sistemas humanos (económicos, sociales) y en los ecosistemas.

Para este post, se han modificado y combinado estas definiciones en una que enfatiza tanto la escala temporal corta como el impacto en los ecosistemas. En lo que sigue, se define el cambio climático abrupto como:

Un cambio a gran escala en el sistema climático que ocurre en unas pocas décadas o menos, que persiste (o se anticipa que persista) durante al menos algunas décadas y que causa interrupciones sustanciales en los sistemas humanos y naturales.

A continuación se desglosa el sistema climático en algunos de sus componentes de cara a evaluar las posibilidades de que produzcan o contribuyan a un cambio climático brusco.

Cambio abrupto en el nivel del mar

Las capas de hielo de Groenlandia y la Antártida están perdiendo masa, probablemente a una tasa acelerada. Gran parte de la pérdida en Groenlandia se debe al aumento del derretimiento en verano a medida que suben las temperaturas, pero una proporción creciente de la pérdida de masa combinada se debe al aumento en la descarga de hielo desde los márgenes de las capas de hielo, lo cual indica que las respuestas dinámicas al calentamiento podrían desempeñar un papel mucho mayor en el futuro equilibrio de masa de las capas de hielo de lo que se había considerado previamente. La interacción de aguas cálidas con la periferia de las capas de hielo es muy probablemente uno de los mecanismos más significativos para desencadenar un aumento abrupto del nivel del mar global. Las regiones potencialmente sensibles a cambios rápidos en el volumen de hielo son, por lo tanto, aquellas masas de hielo situadas por debajo del nivel del mar, como la capa de hielo de la Antártida Occidental o grandes glaciares en Groenlandia, como el Jakobshavn Isbræ, que tiene un canal profundamente hundido (canal por debajo del nivel del mar),  que se extiende lejos tierra adentro. 

 

Figura 1. Los datos de los satélites GRACE de la NASA muestran que las capas de hielo terrestre en la Antártida (gráfico superior) y Groenlandia (gráfico inferior) han estado perdiendo masa desde 2002.(datos en Gigatoneladas).

Las capas de hielo de Groenlandia y la Antártida almacenan aproximadamente dos tercios de toda el agua dulce de la Tierra. Están perdiendo hielo debido al calentamiento continuo de la superficie y los océanos de la Tierra. El agua de deshielo proveniente de estas capas de hielo es responsable de aproximadamente un tercio del aumento promedio global del nivel del mar desde 1993.

Imagen de NASA Vital Signs

 Figura 2. El aumento del nivel del mar se debe principalmente a dos factores relacionados con el calentamiento global: el agua adicional proveniente del derretimiento de las capas de hielo y los glaciares, y la expansión del agua de mar a medida que se calienta. El primer gráfico muestra el cambio en el nivel global del mar desde 1993, según las observaciones de satélites.

El segundo gráfico, basado en datos de mareógrafos costeros y satélites, muestra cuánto cambió el nivel del mar aproximadamente desde 1900 hasta 2018. Los elementos con signos más (+) representan factores que hacen que el nivel global del mar aumente, mientras que los signos menos (-) indican factores que causan su disminución. Estos factores se muestran en el momento en que estaban afectando el nivel del mar.

NASA Vital Signs

Sequía en Norteamérica

El registro paleoclimático revela cambios dramáticos en el hidroclima de América del Norte durante el último milenio que no estuvieron asociados con cambios en los gases de efecto invernadero ni con el calentamiento global inducido por el ser humano. En consecuencia, una implicación importante de estos resultados es que, dado que estas megasequías ocurrieron en condiciones no muy distintas a las actuales, Estados Unidos aún podría entrar en un estado prolongado de sequía, incluso en ausencia de un aumento en la presión de gases de efecto invernadero.

En respuesta al aumento de la concentración de gases de efecto invernadero, se proyecta que las regiones semiáridas del suroeste de Estados Unidos se sequen en el siglo XXI, con los resultados de modelos que sugieren, si son correctos, que la transición podría ya estar en marcha. La sequedad en el suroeste es motivo de gran preocupación porque los recursos hídricos en esta región ya están al límite; el desarrollo de nuevos recursos será extremadamente difícil, y la población (y, por ende, la demanda de agua) continúa creciendo rápidamente. Se espera que otras regiones subtropicales del mundo también se sequen en un futuro cercano, convirtiendo esta característica del cambio hidroclimático global en un asunto internacional con posibles impactos en la migración y la estabilidad social. Las Grandes Llanuras del medio oeste de Estados Unidos también podrían experimentar cambios en el suministro de agua, afectando las prácticas agrícolas, las exportaciones de granos y la producción de biocombustibles.

Cambio abrupto en la AMOC (Atlantic Meridional Overturning Circulation)  Corriente del Golfo.

Es muy probable que la intensidad de la Circulación Meridional de Vuelco del Atlántico (AMOC, por sus siglas en inglés) disminuya a lo largo del siglo XXI. En los modelos donde la AMOC se debilita, aún ocurre calentamiento en Europa aguas abajo debido al forzamiento radiativo asociado al incremento de gases de efecto invernadero. Ningún modelo, bajo estimaciones plausibles de forzamiento futuro, muestra un colapso abrupto de la MOC (circulación de vuelco meridional) durante el siglo XXI, incluso al considerar estimaciones de aceleración en el derretimiento de la capa de hielo de Groenlandia. Es muy improbable que la AMOC se debilite o colapse abruptamente durante el transcurso del siglo XXI. Basándonos en simulaciones de modelos disponibles, análisis de sensibilidad, estimaciones de tasas máximas de derretimiento de la capa de hielo de Groenlandia y nuestra comprensión de los mecanismos de cambio climático abrupto a partir del registro paleoclimático, se concluye además que es improbable que la AMOC colapse más allá de finales del siglo XXI como consecuencia del calentamiento global, aunque no se puede excluir completamente esta posibilidad. (hay estudios posteriores bastante menos tranquilizadores) enlaces

Las conclusiones anteriores dependen de la comprensión del sistema climático y de la capacidad de los modelos actuales para simular dicho sistema. Un colapso abrupto de la AMOC en el siglo XXI requeriría una sensibilidad de la AMOC al forzamiento mucho mayor de lo que sugieren los modelos actuales o un forzamiento que supere ampliamente incluso las proyecciones más agresivas (como un derretimiento extremadamente rápido de la capa de hielo de Groenlandia). Aunque consideramos ambas posibilidades como muy poco probables, no podemos descartarlas por completo. Además, aunque un colapso de la AMOC sea muy improbable, los grandes impactos climáticos de un evento de este tipo, junto con los importantes efectos climáticos que incluso las fluctuaciones de la AMOC a escala decenal pueden inducir, justifican un fuerte esfuerzo de investigación para desarrollar observaciones, comprensión y modelos necesarios para predecir con mayor confianza la evolución futura de la AMOC.

Cambio abrupto en la concentración atmosférica de Metano

La posibilidad de una liberación catastrófica de metano a la atmósfera como resultado del cambio climático antropogénico parece muy improbable. Sin embargo, el carbono almacenado como metano en los hidratos y como metano potencial en los depósitos de carbono orgánico de los suelos de humedales del norte (y tropicales) probablemente jugará un papel en el cambio climático futuro. Los cambios en el clima, que incluyen temperaturas más cálidas y mayor precipitación en algunas regiones, particularmente en el Ártico, muy probablemente aumentarán gradualmente las emisiones de metano tanto de los hidratos que se derriten como de los humedales naturales. La magnitud de este efecto aún no se puede predecir con gran precisión, pero probablemente será al menos equivalente a la magnitud actual de muchas fuentes antropogénicas.

 

Figura 3. El metano (CH₄) es un potente gas de efecto invernadero y el segundo mayor contribuyente al calentamiento climático después del dióxido de carbono (CO₂). Una molécula de metano retiene más calor que una molécula de CO₂, pero el metano tiene una vida relativamente corta en la atmósfera, de 7 a 12 años, mientras que el CO₂ puede persistir cientos de años o más.

El metano proviene tanto de fuentes naturales como de actividades humanas. Se estima que el 60% de las emisiones actuales de metano son resultado de actividades humanas. Las mayores fuentes de metano son la agricultura, los combustibles fósiles y la descomposición de residuos en vertederos. Los procesos naturales representan el 40% de las emisiones de metano, siendo los humedales la mayor fuente natural. .

La concentración de metano en la atmósfera se ha más que duplicado en los últimos 200 años. Los científicos estiman que este aumento es responsable del 20 al 30% del calentamiento climático desde la Revolución Industrial (que comenzó en 1750).

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Figura 4. Este gráfico muestra el cambio en la temperatura de la superficie global en comparación con el promedio a largo plazo de 1951 a 1980. La temperatura promedio de la superficie de la Tierra en 2023 fue la más cálida registrada desde que se comenzaron a recopilar datos en 1880 (fuente: NASA/GISS). El análisis de NASA coincide en gran medida con los análisis independientes realizados por la Administración Nacional Oceánica y Atmosférica (NOAA) y otros grupos de investigación. En general, la Tierra estuvo aproximadamente  1.36 grados Celsius más cálida en 2023 que en el promedio preindustrial de fines del siglo XIX (1850-1900). Los 10 años más recientes son los más cálidos registrados. Las variaciones a corto plazo se suavizan utilizando un promedio móvil de 5 años para que las tendencias sean más visibles en esta imagen.

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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.

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