¿Está la circulación de vuelco meridional (AMOC) del Atlántico acercándose a un punto de inflexión?

Resumen

La Circulación de Vuelco Meridional del Atlántico (AMOC) tiene un gran impacto en el clima, no solo en el Atlántico Norte, sino a nivel global. Los datos paleoclimáticos muestran que ha sido inestable en el pasado, conduciendo a algunos de los cambios climáticos más dramáticos y abruptos conocidos. Estas inestabilidades se deben a dos tipos diferentes de puntos de inflexión, uno vinculado a retroalimentaciones amplificadoras en el transporte de sal a gran escala y el otro en la mezcla convectiva que impulsa el flujo. Estos puntos de inflexión presentan un gran riesgo de cambios abruptos en la circulación oceánica y el clima a medida que llevamos a nuestro planeta más allá del clima estable del Holoceno hacia terreno desconocido.

Antecedentes

En 1751, el capitán de un barco inglés dedicado al comercio de esclavos hizo un descubrimiento histórico. Mientras navegaba a 25°N en el Atlántico Norte subtropical, el Capitán Henry Ellis bajó un "medidor de mar de cubo", ideado y proporcionado por el clérigo británico Reverendo Stephen Hales, a través de las cálidas aguas superficiales hasta las profundidades. Mediante una cuerda larga y un sistema de válvulas, se podía subir agua de diversas profundidades a la cubierta, donde su temperatura se leía de un termómetro incorporado. Para su sorpresa, el Capitán Ellis descubrió que el agua profunda estaba muy fria.

Informó sus hallazgos al Reverendo Hales en una carta: "El frío aumentaba regularmente, en proporción a las profundidades, hasta descender a 1188 metros: desde donde el mercurio en el termómetro bajó a 11,7 grados Celsius; y aunque después lo hundí a la profundidad de 1629 metros, no bajó más."

Estas fueron las primeras mediciones de temperatura del océano profundo registradas. Revelaron lo que ahora se sabe que es una característica física fundamental e impresionante del océano mundial: el agua profunda siempre está fría. Las aguas cálidas de los trópicos y subtrópicos están confinadas a una capa delgada en la superficie; el calor del sol no calienta lentamente las profundidades durante siglos o milenios como podría esperarse.

La carta de Ellis a Hales sugiere que no tenía idea del significado de gran alcance de su descubrimiento. Escribió: "Este experimento, que al principio parecía mera curiosidad, se volvió muy útil para nosotros. Mediante él, suministramos nuestro baño frío y enfriamos nuestros vinos o agua a placer; lo cual es enormemente agradable para nosotros en este clima ardiente".

De hecho, Ellis había descubierto la primera indicación de la circulación de vuelco del océano, el sistema de corrientes oceánicas profundas que circula aguas frías de origen polar alrededor del planeta.

Pero no fue hasta varias décadas después, en 1797, que otro inglés, el Conde Rumford, publicó una explicación correcta para el "útil" descubrimiento de Ellis: "Parece extremadamente difícil, si no del todo imposible, explicar este grado de frío en el fondo del mar en la zona tórrida, bajo cualquier otra suposición que no sea la de corrientes frías desde los polos; y la utilidad de estas corrientes para templar los calores excesivos de estos climas es demasiado evidente para requerir ilustración".

Ahora, más de 200 años después, tenemos una comprensión razonable del complejo sistema de circulación oceánica profunda y, lo que Rumford encontró tan evidente, el papel que juega en el clima. Sin embargo, algunos enigmas importantes permanece que pueden ser de fundamental importancia para nuestro futuro.

Cincuenta veces el uso de energía humana

Se llama AMOC (por sus siglas en inglés: Circulación de Vuelco Meridional del Atlántico, [Atlantic Meridional Overtuning Circulation]). Su flujo hacia el norte de aguas superficiales cálidas y el flujo de retorno profundo y frío hacia el Atlántico Sur, una curiosidad: transporta calor desde las latitudes altas del sur hacia el ecuador, de frío a cálido (Figura 1).

 

FIGURA 1. Este gráfico muestra un esquema altamente simplificado de la Circulación Meridional de Vuelco del Atlántico (AMOC) con un fondo de la tendencia de la temperatura de la superficie del mar desde 1993, proporcionada por el Servicio de Cambio Climático de Copernicus. 

Todos los demás océanos se comportan "normalmente", moviendo el exceso de calor lejos de los trópicos bañados por el sol.

En el Atlántico Norte, la circulación de vuelco mueve calor a una tasa de un petavatio (10^15 vatios), aproximadamente 50 veces el uso de energía de toda la humanidad, o 3,5 veces la tasa de absorción de calor del océano global del calor vertido en las últimas décadas debido al calentamiento global causado por el hombre. Libera el calor en la región al sur de Groenlandia e Islandia, e  incluso más al norte, hacia los mares nórdicos más allá de Islandia. Allí, entrega generosamente su calor a los vientos fríos hasta que el agua está tan fría y densa que se hunde en el abismo, a una profundidad entre 2000 y 3000 m. Allí "fluye como un gran río, a lo largo de todo el Atlántico". El calor liberado a la atmósfera hace que la región del Atlántico Norte sea mucho más cálida de lo que corresponde a su latitud, particularmente en la dirección del viento del océano (Figura 2). También es la razón principal por la que el hemisferio norte es en promedio ~1.4°C más cálido que el hemisferio sur, y por qué el ecuador térmico, la latitud donde la Tierra es más caliente, está a ~10° al norte del ecuador geográfico.

 

FIGURA 2 (arriba). Este mapa muestra cómo sería el mundo sin la Circulación Meridional de Vuelco del Atlántico (AMOC). Casi todo el hemisferio norte sería más frío, especialmente Islandia, Escandinavia y Gran Bretaña. 

La temperatura no es el único ingrediente clave de la AMOC; el segundo factor es la salinidad: cuanto más salada es el agua, más densa es. Por lo tanto, la salinidad es un factor importante para el hundimiento descrito anteriormente. Así, esta circulación de vuelco también se llama circulación termohalina, es decir, una circulación impulsada por diferencias de temperatura y salinidad, en contraste con la circulación impulsada por el viento y las corrientes de marea. Mientras que la temperatura tiene una influencia estabilizadora en la AMOC, la salinidad tiene el poder de desestabilizaría.

 

FIGURA 3. (a) Diagrama de estabilidad de la AMOC en el modelo de cajas de Stommel, en función de la cantidad de agua dulce que ingresa al Atlántico norte. Las líneas verdes continuas muestran estados de equilibrio estables, la línea verde discontinua uno inestable. La curva azul muestra un camino que abandona las líneas de equilibrio durante un cambio climático rápido. (b) Aquí, la línea naranja traza los equilibrios de la AMOC en un modelo tridimensional de circulación oceánica global. La línea negra es el mismo experimento de trazado realizado con el modelo de cajas. Las líneas superiores naranja y negra se trazan de izquierda a derecha comenzando con la AMOC "encendida", las inferiores de derecha a izquierda comenzando con la AMOC "apagada". 

Una historia de dos inestabilidades

En 1961, el oceanógrafo estadounidense Henry Stommel reconoció cómo la salinidad de las aguas atlánticas lleva a un punto de inflexión de la AMOC, un fenómeno que volvió a ser noticia el año pasado y este año. El agua se hunde en el Atlántico norte porque es lo suficientemente salada (a diferencia del Pacífico Norte). El agua es salada porque la AMOC lleva agua salada de los subtrópicos, una región de evaporación neta, a las latitudes más altas, una región de precipitación neta. En otras palabras, la AMOC fluye porque el Atlántico norte es salado, y es salado porque la AMOC fluye. Es un caso de "el huevo y la gallina", o en términos más técnicos, un efecto de retroalimentación auto-sostenido.

Esto funciona también al revés: si el Atlántico norte se vuelve menos salado debido a una entrada de agua dulce (lluvia o agua de deshielo), el agua se vuelve menos densa y la AMOC se desacelera. Así, trae menos sal a la región, lo que desacelera aún más la AMOC. Este proceso se llama retroalimentación del transporte de sal. Más allá de un umbral crítico, se convierte en un círculo vicioso auto-amplificante, y la AMOC se detiene. Ese umbral es el punto de inflexión de la AMOC (llamado Bifurcación de Stommel en la Figura 3). Como escribió Stommel en 1961: "El sistema está inherentemente lleno de posibilidades para especular sobre el cambio climático."

El modelo de Stommel consistía solo en una caja en una latitud alta y una caja subtropical que estaban conectadas por un flujo de reversión proporcional a la diferencia de densidad entre ellas. El modelo predecía este flujo, la temperatura, salinidad y densidad en ambas cajas. La Figura 3 muestra la fuerza de la AMOC en equilibrio según lo calculado por el modelo de cajas de Stommel, y el punto de inflexión que encontró.

Para modelos de cajas como el de Stommel, las curvas de equilibrio pueden calcularse analíticamente; la solución para la curva verde es simplemente una parábola. Para rastrear los estados de equilibrio de un modelo complejo, se añade agua dulce al Atlántico norte a una tasa muy lenta en aumento (por ejemplo, subiendo 0.1 Sv en 2000 años; 1 Sv = 10^6 m³/s) para permanecer cerca del equilibrio y ver dónde comienzan a dominar el debilitamiento o las retroalimentaciones, lo que sucede más allá del punto de inflexión. Un equipo de investigación desarrolló métodos para calcular directamente los estados de equilibrio en modelos tridimensionales del océano, pero no funciona en modelos complejos acoplados océano-atmósfera, por lo que es necesario aplicar el enfoque de trazado de añadir agua dulce lentamente.

En el régimen monestable (a la izquierda del forzamiento de agua dulce cero en la Figura 3), un colapso de la AMOC aún puede ser forzado por una gran adición temporal de agua dulce, pero la AMOC se recuperará después de que el forzamiento termine. En el régimen biestable, el sistema puede estar permanentemente en uno de dos estados estables, con la AMOC "encendida" o "apagada", dependiendo de las condiciones iniciales. Así, el flujo de la AMOC terminado por un forzamiento temporal no se recuperará sino que permanecerá en el estado estable "apagado". Los experimentos con tal adición temporal de agua dulce muestran que muchos, si no la mayoría, de los modelos climáticos están en el régimen monestable y, por lo tanto, comparativamente lejos del punto de inflexión. Esto no implica que no tengan este punto de inflexión o que no tengan un régimen biestable; solo muestra que no están en él para el clima actual (probablemente de manera incorrecta, ver la sección "¿Se puede confiar en los modelos climáticos?" más abajo).

El cambio climático puede alejar la AMOC de la línea de equilibrio, siguiendo algo parecido al camino azul en la Figura 3a, porque el calentamiento global moderno avanza demasiado rápido para que el océano se ajuste completamente. Después de cruzar la línea discontinua, la AMOC será atraída hacia el estado "apagado" incluso sin más empujes. Cabe destacar que la AMOC es aún más vulnerable a forzamientos más rápidos. Eso significa que los experimentos de trazado de equilibrio muy lento mostrados en la Figura 3b subestiman cuán cerca está el punto de inflexión de la AMOC en una situación de cambio climático rápido, como en la que estamos hoy en día.

Que este punto de inflexión y el régimen biestable son reales, y no solo un artefacto del modelo simple de Stommel, ha sido confirmado en numerosos modelos de todo el espectro de modelos desde el artículo de Stommel de 1961, incluidos modelos sofisticados de circulación oceánica tridimensional, modelos del sistema terrestre de complejidad intermedia y modelos climáticos acoplados completamente desarrollados, por ejemplo, el Modelo del Sistema Terrestre Comunitario (CESM).

La comparación se encontró el régimen biestable en los 11 modelos participantes, y no existe conocimiento de ningún modelo que haya sido probado y no tenga esta propiedad. Aunque este tipo de experimento no puede realizarse con modelos que simulan explícitamente remolinos de mesoescala en el océano, no se espera que haya una diferencia significativa, dado que la retroalimentación relevante de advección de sal opera a una escala muy grande.

Un segundo tipo de punto de inflexión también puede afectar la AMOC. Una parte importante del proceso de hundimiento en el Atlántico norte (llamado "formación de agua profunda") es la mezcla vertical profunda (convección) cuando la columna de agua se vuelve verticalmente inestable, debido a que el agua más densa se sitúa sobre el agua menos densa. La convección también podría apagarse como un interruptor, nuevamente debido al efecto desestabilizador de la salinidad. En las regiones de alta latitud, el océano típicamente gana agua dulce de la lluvia en la superficie, por lo que una vez que la convección se detiene durante suficiente tiempo, el agua dulce puede acumularse y formar una capa superficial de baja densidad. Esto hace que sea cada vez más difícil reiniciar la convección, y en algún momento, se apaga permanentemente. Se puede ver que esto funciona incluso si la convección es intermitente en presencia de variabilidad climática aleatoria.

Hay dos regiones principales de convección dentro de la AMOC actual: una en la región del giro subpolar del Atlántico norte (incluyendo los mares de Labrador e Irminger) y otra más al norte en los mares nórdicos. En muchos experimentos de modelos, la convección del Mar de Labrador ha sido propensa a apagarse, ralentizando no solo la AMOC sino también el giro subpolar, un enorme flujo de rotación en sentido antihorario al sur de Groenlandia e Islandia (Figura 4). Una vez que la convección (que normalmente extrae el calor de la columna de agua por mezcla de agua más caliente hasta la superficie, donde el calor se pierde a la atmósfera) ha sido limitado de esta manera, menos calor se pierde a través de la superficie del mar, y toda la columna de agua se vuelve menos densa. Esto ralentiza la AMOC, que después de todo es impulsada por las aguas frías y de alta densidad que empujan hacia el sur desde las altas latitudes. Por lo tanto, un cierre de la convección puede ayudar a desencadenar un cierre de la AMOC. Y debido a que la convección es un proceso a pequeña escala, no se captura bien en la mayoría de los modelos actuales, añadiendo una capa de incertidumbre sobre el futuro.

FIGURA 4. Se muestran los flujos superficiales actuales (líneas continuas) y los flujos profundos (líneas discontinuas) para el Atlántico norte y los mares nórdicos. 

Cambios drásticos de la AMOC en el pasado

Basándonos en este entendimiento de los mecanismos de inestabilidad de la AMOC, podemos examinar algunos cambios climáticos dramáticos que han ocurrido en el pasado reciente—"reciente," es decir, desde una perspectiva del paleoclima, en los últimos 100.000 años.

En 1987, Wally Broecker publicó un artículo ahora famoso en la revista Nature titulado "¿Sorpresas desagradables en el invernadero?". En él, discutía datos de núcleos de sedimentos profundos del mar y agujeros perforados en la capa de hielo de Groenlandia, señalando que estos datos revelan que "el clima cambió frecuentemente y en grandes saltos" en lugar de manera suave y gradual. Dados los patrones regionales de estos cambios, identificó a la AMOC (en ese momento conocida como la "cinta transportadora del Atlántico") como la culpable. Advirtió que al liberar gases de efecto invernadero, "jugamos a la ruleta rusa con el clima [y] nadie sabe qué hay en la recámara activa del arma."

En las décadas desde entonces, hemos llegado a distinguir dos tipos de eventos climáticos abruptos que ocurrieron repetidamente durante la última Edad de Hielo, centrados alrededor del Atlántico norte pero con repercusiones globales.

El primer tipo son los eventos Dansgaard-Oeschger (DO), nombrados en honor al investigador danés de núcleos de hielo Willy Dansgaard y su colega suizo Hans Oeschger. Más de 20 eventos se muestran prominentemente como picos de calentamiento abrupto de 10°–15°C en una o dos décadas en los datos de núcleos de hielo de Groenlandia. Se pueden explicar como arranques súbitos de la convección oceánica en los mares nórdicos cuando la convección de la Edad de Hielo ocurría mayormente solo en el Atlántico abierto al sur de Islandia (Figura 5). La configuración de la circulación oceánica cálida que alcanzó el extremo norte aparentemente no era estable bajo las condiciones de la Edad de Hielo: se debilitó gradualmente, hasta que después de algunos cientos de años, la convección y el evento cálido terminaron nuevamente. Es, por lo tanto, un ejemplo de un cambio convectivo de encendido-apagado como se ha visto anteriormente, con la convección de los mares nórdicos encendiéndose y apagándose.

El segundo tipo son los eventos Heinrich, nombrados en honor al científico alemán Hartmut Heinrich. Involucran enormes masas de hielo que episódicamente se deslizaron hacia el mar desde la capa de hielo Laurentida de varios miles de metros de espesor que cubría América del Norte en ese momento. Estos icebergs derivaron a través del Atlántico, dejando capas distintivas de detritos arrastrados por el hielo en el fondo del océano y añadiendo agua de deshielo fresca a la superficie del océano. Esto llevó a cambios climáticos aún más dramáticos, vinculados a un colapso completo de la AMOC. Tanto hielo entró en el océano que los niveles del mar aumentaron varios metros. La evidencia de que esta cantidad de agua dulce ingresando al Atlántico norte cerró la AMOC se encuentra en el hecho de que la Antártida se calentó mientras que el hemisferio norte se enfrió, lo que indica que el enorme transporte de calor de la AMOC desde el extremo sur a través del ecuador hasta el extremo norte esencialmente se detuvo.

Tanto los eventos Dansgaard-Oeschger como los eventos Heinrich, aunque más fuertes alrededor del Atlántico norte, tuvieron grandes repercusiones climáticas globales incluso lejos del Atlántico, ya que afectaron las bandas de lluvia tropicales que resultan del movimiento ascendente de aire cálido sobre el "ecuador térmico." Durante los eventos cálidos de Dansgaard-Oeschger, estas bandas de lluvia se desplazaron hacia el norte, llevando a condiciones cálidas y húmedas en los trópicos del norte hasta Asia. Pero durante los eventos Heinrich, las bandas de lluvia se desplazaron hacia el sur, llevando a sequías catastróficas en la región del monzón afro-asiático. ¿Podrían cambios similares en las bandas de lluvia tropicales estar en nuestro futuro?

 

FIGURA 5. La AMOC durante la última Edad de Hielo. (a) El estado frío (stadial) prevalente. (b) El estado más cálido (interestadial) durante los eventos Dansgaard-Oeschger, mostrando el cambio de temperatura. La resolución muy gruesa de ese modelo subestima el efecto de calentamiento de los eventos Dansgaard-Oeschger.

Referencia: IS THE ATLANTIC OVERTURNING CIRCULATION APPROACHING A TIPPING POINT?

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.

Los ciclos Dansgaard-Oeschger II

Condiciones para los ciclos Dansgaard-Oeschger

Algunos autores disputan la existencia de un ciclo D-O con espaciamiento regular basándose en que la distribución de las oscilaciones no es significativamente distinta del azar. Está la dificultad obvia de datar correctamente con suficiente precisión oscilaciones que tuvieron lugar hace tanto tiempo, y es significativo que las oscilaciones más recientes son las que muestran una mejor periodicidad. Además el registro de hielo que muestra una periodicidad más robusta es GISP2, el testigo de hielo de Groenlandia con mejor resolución temporal, puesto que permite contar las capas anuales de nieve. Finalmente las abruptas oscilaciones climáticas que constituyen un ciclo D-O deben ser definidas apropiadamente. Una oscilación D-O requiere varias condiciones identificatorias. Es altamente asimétrica, con un rápido calentamiento en unas pocas décadas y un lento enfriamiento de al menos 200 años, seguido de un rápido enfriamiento de al menos 200 años más con una duración mínima de 400 años. Ha de coincidir con un pico similar en los niveles de metano de similar amplitud y duración. Y es precedido de un calentamiento Antártico previo que alcanza su máximo unos 220 años después del pico de calentamiento en Groenlandia. La mayoría de los análisis matemáticos fallan en incluir estas señas y consideran el pico número 9 como una oscilación D-O cuando claramente se trata de un tipo diferente de calentamiento abrupto (ver figuras 1, 9 y 10b de la primera parte ). El calentamiento abrupto 9 es un suceso de calentamiento situado fuera de lugar, y si se le elimina de los análisis la robustez de la ciclicidad aumenta considerablemente.

Se desconoce qué podría causar la periodicidad observada de 1470 años. Es ciertamente uno de los grandes misterios de la paleoclimatología. Las explicaciones que se proponen se dividen en dos clases: forzamientos internos, como las oscilaciones de la circulación oceánica o la dinámica de los mantos de hielo, y forzamientos externos como variaciones en el Sol o en los ciclos de las órbitas planetarias. Pero cada explicación tiene sus dificultades. Las explicaciones de forzamiento interno tienen un problema para explicar cómo se puede conseguir una periodicidad tan precisa dada la gran variabilidad intrínseca de los fenómenos implicados y dada la variabilidad en la duración de las oscilaciones D-O. Los ciclos solares de ~1500 años son desconocidos y los ciclos solares conocidos como el ciclo de manchas solares de 11,6 años muestran una variabilidad de ±14%, mucho mayor que la del ciclo de 1470 años. Ciclos orbitales de ~1500 años no gozan de amplia aceptación y el ciclo lunar más cercano conocido es de ~1800 años.

Puesto que los ciclos D-O como se han definido previamente son una característica glacial, parecen estar influenciados por las temperaturas globales y por lo tanto por los cambios orbitales. Ciertamente los ciclos D-O se ven suprimidos en los periodos que siguen a la máxima oblicuidad hace 90.000, 50.000 y 10.000 años y en los que siguen a la mínima oblicuidad hace 30.000 años (figura 1). Por lo que parece, los abruptos cambios D-O no pueden tener lugar cuando el mundo se encuentra en condiciones interglaciales o en condiciones plenamente glaciales como las que se dieron durante el Último Máximo Glacial.

 

Figura 1. Las oscilaciones D-O y el ciclo de oblicuidad. Temperaturas de GISP2 en Groenlandia en rojo sobre una periodicidad de 1470 años en azul. El ciclo de oblicuidad se muestra en púrpura, ajustado en amplitud a las variaciones de temperatura por propósito ilustrativo. Los números indican oscilaciones D-O que presentan perfil de temperaturas asimétrico, incremento de metano, y calentamiento Antártico previo. Los puntos azules indican cambios abruptos que no muestran todas estas características. Los periodos de supresión por calor y por frío se muestran en rojo y azul respectivamente. MIS: Estadío isotópico marino. LGM: Último Máximo Glacial. BA: Bølling-Allerød. YD: Dryas Reciente.

La distribución irregular de los ciclos D-O durante los pasados 100.000 años extrayendo una señal de 1470 años de los datos indicadores de temperatura de GISP2 utilizando el análisis de frecuencia temporal a través del filtrado de armónicos. La señal resultante (figura 2A) muestra cuatro periodos de mayor amplitud separados por mínimos a 80.000, 65.000, 50.000, 20.000 y 10.000 años. Cada periodo de mayor amplitud corresponde a un periodo de ciclos D-O. Entonces notaron una estrecha relación entre la señal de 1470 años y las variaciones de la masa continental de hielo, como se registran en las variaciones del nivel del mar. Cada uno de los cinco mínimos de la señal de 1470 años corresponde a un punto de inflexión en la variación del nivel del mar, y cuatro de los cinco tienen lugar cuando los niveles del mar están por encima de los -45 m o debajo de los -90 m con respecto al nivel presente (figura 2B). El quinto mínimo hace 50.000 años coincide con un máximo de oblicuidad.

 

Figura 2. Las oscilaciones D-O y los cambios en el nivel del mar. (A) Arriba: cambios temporales del componente de la señal de 1470 años en el registro del indicador de temperatura estimado mediante un algoritmo de filtrado de armónicos usando una ventana deslizante rectangular de anchura 4 x 1470 años. Abajo: Registro del indicador de temperatura de Groenlandia GISP2 con los números de los sucesos D-O. (B) Amplitud de la señal de 1470 años suavizada 2000 años (línea discontinua) y nivel del mar (rojo). La amplitud se incrementa bruscamente cuando el nivel del mar cae por debajo de -45 m y se reduce cuando el nivel del mar cae por debajo de -90 m. Los mínimos pronunciados de amplitud coinciden con mínimos o máximos locales en el nivel del mar (flechas). 

Puesto que las condiciones necesarias para los ciclos D-O pueden ser desconectadas, por ejemplo durante el Último Máximo Glacial, y cuando se reinician el ciclo aún mantiene el mismo espaciamiento de 1470 años, esto es un fuerte indicio de que el interruptor de los ciclos D-O es externo, y su reloj hace tictac todo el tiempo. Las condiciones adecuadas requieren la acumulación de extensos mantos de hielo sobre los continentes del Norte que provocan una caída del nivel del mar de al menos 45 metros. Una vez que esto sucede el balancín bipolar debe posicionarse para calentar la Antártida y enfriar las regiones polares del Norte. Estas condiciones extienden la cubierta de hielo marino sobre amplias regiones de los mares nórdicos y el Atlántico Norte y producen un incremento de la descarga de icebergs. Entonces el siguiente tic del reloj disparará un ciclo D-O. Cuando quiera que estas condiciones sean reseteadas puede dispararse un nuevo ciclo D-O. Una alta insolación del Norte por un máximo de oblicuidad evita que estas condiciones tengan lugar, lo mismo que un enfriamiento profundo que reduzca los niveles del mar por debajo de -90 m y produzca demasiado hielo.

Teoría consenso de los ciclos Dansgaard-Oeschger y retos

Desde 1985 en adelante el paleoclimatólogo W. Broecker estableció la teoría consenso o dominante sobre los ciclos D-O. Se la conoce como la hipótesis del "Oscilador Salino", y se basa en cambios oscilatorios de la Circulación de Retorno Meridional Atlántica, o AMOC (Atlantic Meridional Overturning Circulation), en respuesta a pulsos de agua dulce debidos al agua de deshielo (MWP, melt water pulses) que se almacenan y se liberan periódicamente de los mantos de hielo (figura 3).

La AMOC está controlada por las aguas superficiales calientes de la Corriente Noratlántica que se vuelven más salinas por la evaporación que traslada agua dulce fuera de la cuenca Atlántica, y aún más salinas y frías a través de la evaporación en las regiones Subárticas, hasta que se vuelven lo suficientemente densas para hundirse y retornar hacia el Sur convertidas en la fría componente de agua profunda del Atlántico Norte (NADW, North Atlantic Deep Water). La intensidad de la NADW determina el estado de la AMOC. El término Circulación Termohalina (THC), introduce confusión porque se refiere solo a los efectos térmicos y salinos de la circulación, ignorando los efectos del viento y las mareas que también están incluidos en la AMOC, y puesto que son difíciles de separar es mejor referirse a la AMOC. El Transportador Global y la MOC (Circulación de Retorno Meridional global) son términos intercambiables.

La NADW fluye hacia el Sur a lo largo del fondo del Océano Atlántico exportando el exceso de sal que se ha creado, resultando en una reducción gradual de la salinidad superficial del Atlántico Norte con el tiempo. Además el calor tropical transferido a las altas latitudes del Atlántico Norte provoca la fusión del hielo y MWP que reducen aún más la salinidad del agua. Si las aguas superficiales en los sitios de formación de agua profunda se vuelven demasiado dulces la AMOC se debilita o se apaga porque las aguas superficiales no son lo suficientemente densas para hundirse. Una vez que la AMOC se ha debilitado lo suficiente o se ha apagado, la sal se vuelve a acumular de nuevo en el Atlántico Norte debido a la ausencia de exportación por la NADW. De acuerdo a esta teoría, condiciones de debilidad de la AMOC están asociadas a los estadíos fríos (figura 4).

 

Figura 3. La hipótesis del Oscilador Salino. Izquierda, Durante los interestadíos templados una fuerte AMOC transporta calor hacia el Norte causando que los mantos de hielo alrededor del Atlántico Norte se fundan, reduciendo gradualmente la salinidad del agua superficial hasta que deja de hundirse y cesa la formación de aguas profundas deteniendo la NADW. Finalmente la salinidad superficial se reduce lo suficiente para debilitar la AMOC cambiando el clima a un estadío frío. Derecha, Durante los estadíos, condiciones más frías en el Atlántico Norte reducen el aporte de agua de deshielo de los mantos de hielo permitiendo un incremento en la salinidad superficial que con el tiempo provoca que el agua se hunda reiniciando la NADW y haciendo que la AMOC se fortalezca, retornando el sistema climático a un interestadío.

Como la sal continúa acumulándose en el Atlántico Norte durante los periodos de formación reducida de la NADW, finalmente las aguas superficiales en los sitios clave de formación de aguas profundas se vuelven lo suficientemente densas y salinas como para hundirse de nuevo, reiniciando la AMOC y causando un calentamiento abrupto en las altas latitudes del Atlántico Norte, disparando la fase caliente de un ciclo D-O.

 

Figura 4. Mecanismos de la hipótesis del Oscilador Salino. (a) Durante los interestadíos cálidos, cuando la AMOC es más fuerte, el incremento en el transporte de calor oceánico hacia el Norte da lugar a condiciones más cálidas en el Atlántico Norte. Dichas condiciones cálidas provocan mayor fusión en los mantos de hielo que rodean el Atlántico Norte, reduciendo gradualmente la salinidad de las aguas superficiales. Finalmente la salinidad superficial se reduce lo suficiente para debilitar la AMOC, cambiando el clima hacia un estadío frío. (b) Durante los estadíos, las condiciones más frías en el Atlántico Norte reducen el aporte de agua de deshielo de los mantos de hielo, permitiendo un incremento en la salinidad superficial que finalmente provoca un fortalecimiento de la AMOC, retornando el sistema climático a un interestadío. (c) Perfil del Atlántico entre 30°S y 90°N mostrando la cresta submarina entre Groenlandia y Escocia. Las condiciones del interestadío muestran una fuerte AMOC capaz de cruzar la cresta. Las condiciones del estadío muestran una AMOC debilitada que se gira más al Sur. Durante los sucesos Heinrich la AMOC colapsa  AMOC: Corriente de Retorno Meridional Atlántica. NAC: Corriente NorAtlántica. NADW: Aguas Profundas del Atlántico Norte. AABC: Corriente de Fondo Antártica.

Varios estudios han sugerido que solo hace falta una pequeña reducción en la salinidad superficial marina para alterar la velocidad de formación de la NADW, hasta el punto de que hay cierta preocuparon de que un incremento en el ciclo hidrológico debido al presente calentamiento global pudiera reducir la salinidad del Atlántico Norte, conduciendo al apagado de la AMOC causando un abrupto enfriamiento en un futuro próximo. Poner enlace  sin embargo olvidar que antes de la transición del Holoceno Medio, hace alrededor de 5.000 años, la región del Atlántico Norte era más cálida y generalmente más húmeda que en el presente, cuando el Sahara tenía un ambiente más húmedo de sabana, y la AMOC no se paró. Además como se ha visto anteriormente estas paradas parece que quedan inhibidas en los interestadíos, para condiciones de nivel del mar por encima de los -45 m por encima del nivel actual.

Un elemento en contra bastante potente es que la hipótesis del Oscilador Salino no tiene una explicación particular para el espaciamiento regular de los ciclos D-O según un ciclo de 1470 años. El espaciamiento debe provenir de los retrasos intrínsecos en la acumulación de salinidad y agua de deshielo, y de los retrasos en la respuesta de las corrientes oceánicas para que el ciclo prosiga. Como se ha explicado de manera sencilla, el espaciamiento de las oscilaciones de un péndulo dependen de su longitud, pero la variabilidad climática está muy lejos de la regularidad de la física sencilla.

En los últimos años esta visión de consenso de la formación de los ciclos D-O a través de una oscilación salina está siendo atacada desde distintos frentes. Mientras varios estudios han cuestionado que los MWP tuvieran lugar en los intervalos de tiempo esperados, otros indican que la AMOC es mucho más estable de lo que requiere la teoría y que incluso MWP extremos no podrían desestabilizarla de forma persistente.

Durante los estadíos el flujo de agua cálida hacia el Atlántico Norte y el Mar de noruega no cesa. En su lugar durante los fríos estadíos el agua cálida penetra en el Ártico bajo el hielo marino a un nivel subsuperficial y debido a ello, en vez de ceder su calor a la atmósfera calienta las aguas subsuperficiales por debajo de una doble capa aislante de aguas frías formada por agua superficial dulce y una capa fría y muy salina denominada haloclina. Así mientras la atmósfera se enfría y el hielo marino aumenta, el calor oceánico se acumula al nivel subsuperficial y no se produce agua fría en el fondo.

Explicación del funcionamiento del ciclo Dansgaard-Oeschger

De acuerdo a la evidencia disponible y a las nuevas teorías, y comenzando el ciclo en el punto durante el estadío cuando la Antártida comienza a calentarse, el balancín bipolar se encuentra en posición de calentar la Antártida y enfriar las regiones polares del Norte. La AMOC entonces se debilita y transmite menos calor hacia el Atlántico Norte. Al enfriarse el Atlántico Norte y el Ártico, los mantos de hielo se expanden y el hielo marino aumenta, alcanzando más al Sur (figura 5a).

Al calentarse la Antártida y enfriarse el Ártico, la cantidad de aguas cálidas transmitidas hacia el Norte empieza a aumentar debido al incremento del gradiente térmico ecuador-polo. Estas aguas cálidas producen un incremento de la descarga de icebergs que llevan IRD a los sedimentos oceánicos, pero las aguas cálidas fracasan en calentar las latitudes altas porque en lugar de ventilar el calor a la atmósfera se sumergen por debajo del hielo marino donde forman una capa aislada por la haloclina (figura 5b).

Cada 6.100 años el calentamiento Antártico y el enfriamiento Ártico se ven aumentados y prolongados. El gradiente de temperatura se vuelve mucho mayor y se mueve mucha más agua cálida hacia el Norte, donde se ha formado mucho más hielo, así que la descarga de icebergs es mucho mayor, produciendo un suceso Heinrich (figura 5d).

 

Figura 5. Mecanismos del ciclo D-O. (a) Al comienzo del estadío el Ártico se está enfriando y se reduce el agua cálida superficial (naranja). (b) Al final del estadío el enfriamiento Ártico es máximo, la Antártida se está calentando y hay un aumento en la Corriente Noratlántica cálida que produce un incremento en la descarga de icebergs cargados de escombros (IRD). En el Mar de noruega las aguas cálidas se hunden bajo el hielo evitando el calentamiento. De vez en cuando estas condiciones se incrementan produciendo un suceso Heinrich. (c) Se produce de forma abrupta un interestadío cuando de forma explosiva el agua cálida asciende y funde el hielo marino, transfiriendo el calor a la atmósfera. (d) Modelo de las condiciones durante un suceso Heinrich. Obsérvese el enfriamiento del Atlántico Norte. (e) Modelo de las condiciones durante un calentamiento abrupto D-O.

Cada 1470 (± 120) años las aguas cálidas subsuperficiales de altas latitudes Norte ascienden a la superficie y calientan abruptamente la atmósfera (figura 5c, e), iniciando el interestadío de Groenlandia. Este calentamiento invierte el balancín bipolar, de forma que la región Antártica comienza a enfriarse tras unos 200 años. Al enfriarse las aguas cálidas en el Norte se hunden y forman la NADW, y las altas latitudes también se enfrían. Una vez que el hielo marino vuelve a crecer y se forma la haloclina, de nuevo aísla las aguas cálidas de la atmósfera y la temperatura cae poniendo fin al interestadío. El profundo enfriamiento de un nuevo estadío invierte de nuevo el balancín bipolar, reiniciando el ciclo.

Existe evidencia en los sedimentos marinos noruegos que han preservado la estratificación de temperaturas del mar que demuestra que cambios en la temperatura del mar y en su estratificación preceden a los abruptos cambios atmosféricos. Durante la fase de estadío los foraminíferos del plancton registran la temperatura del agua en, o justo debajo de, la haloclina. Al progresar la fase de estadío, los foraminíferos planctónicos muestran un incremento de la temperatura (figura 6) que es consistente con la llegada continua de agua del Atlántico relativamente cálida y salina por debajo de la haloclina. Sin posibilidad de ventilar el calor a la atmósfera debido a la cubierta de hielo marino, la reducción de la densidad de las aguas subsuperficiales debilita la estratificación que permite que existan la haloclina y la cubierta de hielo marino. La transición al interestadío cálido en Groenlandia tiene lugar cuando colapsa la estratificación, y en ese punto el calor de la capa subsuperficial se mezcla rápidamente hacia la superficie, fundiendo la cubierta de hielo marino (figura 7). Esta repentina mezcla hacia arriba es registrada en el indicador de los foraminíferos planctónicos como un calentamiento abrupto de la temperatura del mar que precede al calentamiento atmosférico (figura 6).

 

Figura 6. Temperatura subsuperficial en el mar de Noruega. Registros de indicadores de temperatura que cubren el periodo de hace 41.000 a 31.000 años. Panel superior en azul, indicador δ18O NGRIP de las temperaturas en Groenlandia. Panel inferior en rojo, reconstrucción de la temperatura superficial marina (SST) basada en el ensamblado de foraminíferos planctónicos.

Figura 7. Modelo de reorganización vertical del mar de Noruega. Esquema mostrando las condiciones invernales en el Atlántico Norte y del mar de Noruega durante (izquierda) el típico periodo estadial frío y (derecha) periodo interestadial cálido de un ciclo D-O. Los paneles A y C muestran secciones Norte-Sur del Atlántico Norte durante las condiciones de estadío e interestadío respectivamente. Los paneles B y D muestran secciones Este-Oeste del mar de Noruega durante las condiciones de estadío e interestadío respectivamente. Durante los periodos de estadío el agua cálida que llega del Atlántico es estratificada debajo de capas aislantes de hielo marino, agua dulce fría y agua fría salina (A y B). En los periodos de interestadío la estratificación colapsa y el agua cálida del Atlántico alcanza la superficie calentando la atmósfera (C y D). 

Ciclos lunisolares de marea como explicación del mecanismo de disparo de Dansgaard-Oeschger

las explicaciones del espaciamiento regular del ciclo D-O resultan insuficientes. Los factores internos como los cambios en las corrientes oceánicas o la acumulación de hielo están influenciados por demasiados factores variables como el viento y las temperaturas como para esperar que sean capaces de producir tal regularidad. Lo mismo pasa con la reorganización vertical de las aguas estratificadas del mar de Noruega. Durante los sucesos Heinrich tanto el tiempo como la cantidad de agua cálida subsuperficial cálida que se acumula es mucho mayor, y sin embargo el espaciamiento se mantiene. Con respecto a los factores externos, el Sol parece problemático. No hay indicación de un ciclo solar de ~1500 años en los registros de indicadores solares, y los cambios en la luminosidad solar no son lo suficientemente precisos (el ciclo de manchas solares muestra un 14% de variabilidad en su espaciamiento) ni intensos para explicar los cambios observados.

Hay muy pocos científicos que defiendan las mareas como origen del espaciamiento de los ciclos D-O, Por absurda que suene inicialmente, la teoría de las mareas, tiene una capacidad única para explicar algunas características de la evidencia disponible sobre el funcionamiento de los ciclos D-O.

Como con cualquier sospechoso, tenemos que analizar si tiene los medios y la oportunidad. ¿Son las mareas capaces de producir el efecto requerido? Las mareas normales tienen ya un fuerte efecto en la mezcla vertical del agua oceánica. Se calcula el efecto de mezcla vertical anual de las mareas en 4 Teravatios, frente a los 2 TW del viento. Puesto que las aguas oceánicas están estratificadas por temperatura, el mezclado vertical es uno de los principales factores en los cambios de temperatura del océano. Además las mareas también tienen lugar bajo el hielo marino, donde son el único factor que afecta al mezclado vertical.

Las mareas también aumentan su potencia de forma no lineal según los ciclos, el principal de los cuales es el ciclo nodal de 18,6 años. Puesto que la órbita de la Luna tiene una inclinación de ~5° con respecto a la órbita de la Tierra, los nodos son los puntos en los cuales la Luna cruza el plano de la eclíptica, y la línea que une ambos nodos lleva a cabo una rotación completa cada 18,6 años. Esto produce ciclos de alineamiento con diferentes periodicidades, que ocurren cuando la Tierra está en perigeo, y la Luna está en perigeo o apogeo al mismo tiempo que está en uno de los nodos donde la órbita de la Luna cruza la eclíptica, y con la Tierra, la Luna y el Sol alineados. Incluso más importante que estos ciclos de alineamiento, la fuerza de las mareas cambia con los ritmos armónicos de las frecuencias de los ciclos de marea más largos. Estos ciclos actúan en una escala centenaria y a diferencia de los ciclos de alineamiento producen mareas muy altas sobre periodos de meses y años. Estos ciclos se han asociado a periodos fríos durante periodos históricos.

 

Figura 8. Temporalidad del forzamiento de las mareas lunisolares desde 1600 dC. Cada suceso, indicado por una línea vertical, da una medida del forzamiento en términos de la velocidad angular de la Luna, en grados de arco por día, en el momento del suceso. Los arcos conectan los sucesos de cada secuencia prominente de mareas de 18,03 años. También se indican las fechas de los episodios fríos observados en los datos climáticos. Los máximos centenarios están marcados con letras. Los sucesos climáticos de las secuencias dominantes entre 1700 y 1974 tienen lugar a intervalos de cerca de 90 años.

La secuencia de marea dominante más fuerte de los últimos 200 años tuvo lugar el 8 de Enero de 1974 (figura 8). Por lo tanto podemos comprobar si algo inusual tuvo lugar alrededor de esas fechas con las mareas. De acuerdo a los registros históricos las costas Oeste de Norteamérica y Europa se vieron afectadas por mareas inusualmente grandes en Enero de 1974. En Europa Occidental las mareas asociadas a tormentas causaron inundaciones severas en Irlanda donde la gravedad de los daños en la inundación del 11 al 12 de Enero fue mayor que en el anterior huracán "Debbie", causando el peor desastre en la historia para la compañía eléctrica nacional ESB de Irlanda. Los granjeros que recogían algas en Crushoa, al Sur de Galway notaron un extraño fenómeno en la tarde del 11. La marea que subía se invirtió durante cerca de una hora para volver luego con una fuerza y un vigor no discernibles en su anterior movimiento.

En los Estados Unidos, Fergus Wood, un investigador de la Administración Nacional Atmosférica y Oceánica (NOAA), dio aviso público el 26 de Diciembre de 1973 de que se acercaba el alineamiento muy cercano perigeo-alineamiento del 8 de Enero de 1974, evitándose los daños costeros mediante sacos de arena, terraplenes y otras medidas de precaución. El periódico Los Angeles Times en su edición del Miércoles 9 de Enero de 1974  informaba: "Olas gigantes golpean la costa Sur erosionando las casas de la playa. Barreras de sacos de arena se levantan para defenderse del asalto de la marea". El siguiente alineamiento el 9 de Febrero también causó inundaciones de marea a lo largo de la costa Sur de Inglaterra.

En Fort Denison, en la bahía de Sidney, Australia, el análisis de los niveles de agua desde 1914 a 2009 muestran que la anomalía de marea más grande registrada tuvo lugar el 26 de Mayo de 1974 durante la tormenta oceánica más significativa del registro histórico. Durante el periodo registrado, el 96,8% de las anomalías caen dentro de una banda entre -10 cm y +20 cm. La anomalía de 1974 midió 59 cm.

Debajo de la barrera de hielo de Ross en la Antártida entre Diciembre de 1973 y Febrero de 1974, se detectaron durante ese tiempo mareas de 2 metros bajo la capa de hielo por gravimetría.

Por lo tanto está claro que con una periodicidad centenaria tienen lugar mareas inusualmente fuertes con capacidad para ejercer una poderosa mezcla vertical incluso debajo del hielo marino, proporcionando un mecanismo para disparar un abrupto calentamiento interestadial Dansgaard-Oeschger. Las mareas incrementan la producción de icebergs, pero las mareas también son sensibles a los niveles del mar y por ello algunos investigadores han mostrado a través de modelos que reproducen las mareas actuales, que con las condiciones glaciales de bajo nivel del mar en algunos lugares del mundo se producirían mareas mucho mayores. Estas áreas se localizan principalmente en la región del Atlántico Norte (figura 9), por lo que los autores proponen un origen de mareas para los sucesos Heinrich. Puesto que las olas de las mareas se propagan, estas mega mareas del periodo glacial hubieran afectado al área del Atlántico Norte – mar de Noruega donde tienen lugar los calentamientos abruptos de los ciclos D-O.

 

Figura 9. Amplitud de las mareas en la Edad de Hielo. La amplitud de marea (m) de la marea principal semidiurna M2 en (a) el tiempo presente y (b) Hace 23.000 años un modelo hidro-dinámico acoplado a una predicción de la variación del nivel del mar auto-consistente gravitacionalmente (y por ello variable geográficamente). Entre las áreas con mareas más fuertes están las que producen descargas de icebergs durante los sucesos Heinrich (HE círculo negro), y el área del mar de Noruega, donde se originan los calentamientos abruptos D-O (círculo azul oscuro).

Hemos visto que los ciclos de mareas lunisolares tuvieron la capacidad de haber producido megamareas durante el periodo glacial, suficientemente fuertes para producir una intensa mezcla vertical del agua, y por ello capaces de explicar el disparo de los ciclos D-O. La hipótesis de mareas es muy consistente con los requerimientos conocidos para los ciclos D-O: Condiciones frías que favorecen una extensa cubierta de hielo marino, estratificación de la temperatura del agua con suficiente diferencial, niveles del mar suficientemente bajos para que se produzcan enormes mareas, pero no tan bajos como para que la cubierta de hielo sea demasiado espesa y estable y el efecto de marea no sea suficientemente fuerte.

La hipótesis de mareas parece tener los medios, ¿tiene la oportunidad? No se conoce a partir de los datos un ciclo de marea claro de 1470 años, sin embargo se puede deducir uno de la teoría. Ya hemos visto que la precesión nodal tiene lugar cada 18,6 años. La precesión apsidal, o ciclo de perigeo es la rotación de la órbita elíptica de la Luna alrededor de la Tierra cada 8,85 años. Por cada ciclo nodal que tiene lugar (18,6 años), se suceden dos ciclos de perigeo (17,7 años). Estos números están tan próximos, que ambos ciclos producen interferencia máxima cada 366 años, cuando tienen lugar mareas mayores. El  ciclo de 1470 años podría resultar de un factor de 4 sobre el ritmo armónico de 366 años, reflejando quizá el requerimiento de que la máxima acción de marea tenga lugar en una ventana relativamente estrecha durante el verano, cuando el hielo marino es más susceptible a la perturbación por las mareas.

Los ciclos de mareas lunisolares constituyen por tanto una explicación viable y posible para el espaciamiento de 1470 años del abrupto calentamiento de los ciclos D-O en el área del Océano Atlántico Norte – mar de noruega, aunque la evidencia para apoyar esta hipótesis pueda no ser fácil de obtener, dada la escala de tiempo implicado.

Conclusiones

1) Hace entre 90.000 y 12.000 años los registros de indicadores de temperatura muestran más de 20 cambios climáticos abruptos e intensos conocidos como ciclos Dansgaard-Oeschger espaciados de acuerdo a una periodicidad de 1470 años.

2) Cada oscilación D-O viene precedida de enfriamiento en el Atlántico Norte y descargas de icebergs, que cuando son intensos y prolongados constituyen un suceso Heinrich.

3) Las oscilaciones D-O presentan un cambio asimétrico de temperaturas con un calentamiento de 8-10°C en unas pocas décadas seguidos de un enfriamiento en etapas que dura de unos siglos a unos pocos milenios.

4) Antes del abrupto calentamiento en Groenlandia, las temperaturas están subiendo en la Antártida hasta unos 220 años después del inicio del calentamiento de Groenlandia.

5) El abrupto calentamiento del Hemisferio Norte incrementa las concentraciones globales de metano de los humedales boreales debido al incremento de temperaturas y precipitaciones.

6) El CO2 no juega ningún papel durante los ciclos D-O, y sus niveles no son ni causa ni consecuencia de los cambios climáticos más abruptos y más frecuentes del pasado. El incremento de los niveles de CO2 durante los sucesos Heinrich no altera significativamente ni la velocidad ni la magnitud del calentamiento durante la subsiguiente oscilación D-O.

7) Los ciclos D-O requieren niveles del mar entre 45 y 90 m por debajo de los actuales, y parecen ser inhibidos por la alta oblicuidad.

8) La principal teoría, la "hipótesis del Oscilador Salino", no tiene explicación para la periodicidad y se basa en pulsos de agua de deshielo no demostrados y un apagado de la Corriente de Retorno Meridional Atlántica contrario a la evidencia.

9) La teoría D-O aspirante propone la estratificación de aguas subsuperficiales cálidas por debajo de la haloclina y el hielo marino en el Atlántico Norte y el mar de Noruega, con el calentamiento abrupto siendo debido al colapso de esta estratificación.

10) Los ciclos de mareas lunisolares proporcionan una hipótesis interesante y explicativa del espaciamiento de 1470 años y de los mecanismos que disparan los ciclos D-O.