07-09-2021  (929 lectures) Categoria: Geografia

Història del clima - efecte hibernacle

Breu hist√≤ria del clima: els mars del nord des de l'√ļltim m√†xim glacial fins a l'escalfament global

Sota llicència Creative Commons
accés obert

Punts a tractar

‚ÄĘ

El clima marítim del nord es presenta des de la LGM fins al segle XXI.

‚ÄĘ

La reconstrucció de temperatura més completa per a Noruega i el mar de Noruega fins a la data.

‚ÄĘ

La força del corrent atlàntic noruec es quantifica a partir de la reconstrucció.

‚ÄĘ

Un registre unificat de reconstruccions, observacions i projecció de models.

 

Abstracte

La comprensi√≥ del clima i el canvi clim√†tic s'ocupa fonamentalment de dues coses: un registre clim√†tic ben definit i prou complet per explicar, per exemple, de temperatura observada, i un marc mecanicista rellevant per fer infer√®ncies tancades i consistents sobre la causa i l'efecte. Aquest √©s el cas de la comprensi√≥ del clima observat, ja que √©s el cas del clima hist√≤ric reconstru√Įt a partir de dades proxy i clima futur projectat pels models. El present estudi ofereix una descripci√≥ hol√≠stica del clima mar√≠tim del nord - des de l'√ļltim m√†xim glacial fins a l'escalfament global projectat del segle XXI - en aquest context. Inclou la recopilaci√≥ del registre de temperatura m√©s complet per a Noruega i el mar de Noruega fins a la data basat en la s√≠ntesi de reconstruccions terrestres i marines disponibles en s√®ries de temps continus, i la seva continuaci√≥ en el clima modern i futur amb el registre instrumental i una projecci√≥ de model. La literatura cient√≠fica sobre un clima variable del nord es revisa en aquest context, i amb un √®mfasi particular en el paper del corrent atl√†ntic noruec: l'extensi√≥ del corrent del Golf cap a l'√Ärtic. Aix√≤ inclou la introducci√≥ d'una relaci√≥ diagn√≤stica expl√≠cita i relativament simple per quantificar el canvi en la circulaci√≥ oce√†nica d'acord amb les temperatures reconstru√Įdes de l'oce√†. Es troba que el clima mar√≠tim i la for√ßa del corrent atl√†ntic noruec estan estretament relacionats al llarg del registre. La naturalesa de la relaci√≥ √©s qualitativament diferent a mesura que es progressa des del passat, a trav√©s del present i cap al futur.

Paraules clau

LGM-to-future
Atlàntic Nord, mars nòrdics i
reconstrucció
terrestre
marina
del clima
àrtic
Observacions
Model
climàtic
Temperatura
circulació
termohalina

1. Introducció

El transport cap al pol de calor i sal per la circulaci√≥ termohalina de l'Oce√† Atl√†ntic Nord (THC) √©s un component principal del sistema clim√†tic global. La seva extremitat superficial nord - el corrent atl√†ntic noruec - abandona progressivament el seu exc√©s de calor en el cam√≠ cap a l'√Ärtic(fig. 1),i per tant modera el clima regional. Aquesta interacci√≥ entre una circulaci√≥ oce√†nica variable i el clima √©s, per tant, central per a la comprensi√≥ actual del canvi clim√†tic passat, present i futur a la regi√≥ dels mars del nord. S'ent√©n que les fases c√†lides i fredes del clima regional passat fins a l'√ļltim m√†xim glacial (i m√©s enll√†), aix√≠ com el canvi present i futur, es relacionen estretament amb l'extensi√≥ i el vigor del THC de l'Atl√†ntic Nord i el corrent atl√†ntic noruec (per exemple,¬†Rahmstorf, 2002, Gregory et al., 2005, Rhines et al., 2008, Bakke et al., 2009, Spielhagen et al., 2011).

Fig. 1. Climatologia de temperatura dels mars del nord a 200 m de profunditat. Les fletxes indiquen les dues branques del corrent atlàntic noruec (NwAC). Les branques abasten la regió d'aigua atlàntica temperada que connecta l'Oceà Atlàntic Nord amb el mar de Barents i l'oceà Àrtic. Els isobaths es donen per cada 1.000 m; la figura està adaptada d'Eldevik et al. (2009). Les ubicacions numerades són els llocs de les reconstruccions paleo enumerades a la Taula 1.

El terme mar del nord es refereix col¬∑lectivament al nord de l'Atl√†ntic Nord, els mars n√≤rdics (que comprenen els mars de Noruega, Groenl√†ndia i Isl√†ndia), i l'oce√† √Ärtic, incloent el corrent atl√†ntic noruec (NwAC) que connecta les tres regions(Fig. 1). L'entrada atl√†ntica c√†lida i salina es transforma totalment a mesura que recorre els mars del nord: una transformaci√≥ de massa d'aigua que √©s la signatura integrada de la interacci√≥ del NwAC amb el clima. La p√®rdua de calor, predominantment en els mars de Noruega i Barents, i l'entrada d'aigua dol√ßa, predominantment a l'oce√† √Ärtic, donen lloc a dues sortides diferents a trav√©s de la dorsal Groenl√†ndia-Esc√≤cia: aigua polar fresca i freda amb el corrent de Groenl√†ndia Oriental, i aigua densa i freda de desbordament a profunditat(Hansen i √ėsterhus, 2000, Eldevik i Nilsen, 2013).

L'aigua de l'Atl√†ntic subdueix on es troba amb el gel mar√≠ de l'√Ärtic i la seva calor es torna essencialment no disponible per a l'atmosfera. Un canvi en la zona de gel marginal que separa els dominis atl√†ntic i polar √©s, per tant, un indicador sensible del canvi clim√†tic(Serreze et al., 2007, √Örthun et al., 2012). L'entrada s'ha refredat en la mesura que √©s de densitat de desbordament(Mauritzen, 1996a). Els desbordaments s√≥n, per√≤, menys salins i lleugerament m√©s freds. L'aigua subdu√Įda, ja sigui recirculant en les proximitats de l'estret de Fram o viatjant per l'oce√† √Ärtic, es barreja amb masses d'aigua m√©s fresques i fredes per finalitzar la transformaci√≥ en aigua desbordada (per exemple,¬†Saloranta i Haugan, 2004). La branca subdu√Įda a l'√Ärtic pr√≤piament dita i l'entrada regional d'aigua dol√ßa s√≥n les fonts de la circulaci√≥ de l'estuari que mant√© en gran mesura el corrent de Groenl√†ndia Oriental(Stigebrandt, 1985, Eldevik i Nilsen, 2013).

Una avaluaci√≥ del paper del THC del nord en el clima regional √©s, en conseq√ľ√®ncia, molt sobre quantificar i explicar la temperatura variable i la for√ßa del corrent atl√†ntic noruec. La recent retirada de gel mar√≠ a l'estret de Fram i el mar de Barents i la corresponent progressi√≥ del domini atl√†ntic(√Örthun et al., 2012)-han donat lloc, per exemple, a temperatures hivernals r√®cord a la ve√Įna Svalbard(F√łrland et al., 2011).

Aqu√≠ revisem i sintetem els coneixements actuals sobre el clima i el canvi clim√†tic a la terminal nord del THC. El marc del nostre estudi es presenta a la secci√≥ 2, i els registres de refer√®ncia per al clima reconstru√Įt, observat i projectat es recopilen i presenten a la Secci√≥¬†3. La relaci√≥ entre el clima i el THC predominantment del nord , per√≤ tamb√©, per exemple, la insolaci√≥ solar - es revisa durant vuit per√≠odes clim√†tics diferents o transicions en la secci√≥ 4. Els resultats es discuteixen i sintetitzen a la Secci√≥ 5, que tamb√© inclou un marc relativament simple que diagnostica la for√ßa del corrent atl√†ntic noruec consistent amb les temperatures reconstru√Įdes del mar de Noruega. La "breu hist√≤ria del clima" es resumeix en la secci√≥ 6.

2. Marc: regió objectiu, períodes de temps i clima de referència

L'abast espec√≠fic d'aquest article √©s sintetitzar el "mode d'operaci√≥" del clima mar√≠tim del nord -en particular el relatiu al corrent atl√†ntic noruec- des de l'√ļltim m√†xim glacial fins a finals del segle XXI. Aix√≤ ser√† perseguit pel seg√ľent enfocament bastant simple, per√≤ esperem intu√Įtiva. La l√≠nia base ser√† el clima tal com es reflecteix en les paleoreconstruccions(fig. 2, fig. 3, fig. 4,¬†fig. 5),en mesures instrumentals(fig. 6),i en una projecci√≥ model del segle XXI(fig. 7)de les temperatures del mar de Noruega i Noruega. La literatura cient√≠fica sobre el clima variable del nord es relaciona i narra respecte a aquest clima mar√≠tim de refer√®ncia, i per tant es proporciona una descripci√≥ coherent de la comprensi√≥ actual de la influ√®ncia del mar del nord en el clima regional (i viceversa)(Fig. 8, Fig. 9, Fig. 10).

Fig. 2. El clima mar√≠tim reconstru√Įt des del LGM fins al LH. L'anomalia de la temperatura de l'aire superficial de juliol es reconstrueix a partir del pol¬∑len, i les temperatures an√≤males del mar de Noruega es reconstrueixen a partir d'assemblatges d'alquenones i foramin√≠fers. Vegeu la secci√≥ 3 i¬†la fig. 3,¬†fig. 4 per a una descripci√≥ m√©s detallada de les dades i la metodologia utilitzada, i la secci√≥ 4 per a una revisi√≥ dels diferents per√≠odes de temps i esdeveniments considerats.

Fig. 3. Reconstrucci√≥ basada en pol¬∑len de la temperatura de l'aire superficial de juliol per a la costa de Noruega. La dispersi√≥ √©s l'individu reconstru√Įt anomalies, la l√≠nia s√≤lida √©s l'ajust regressiu no param√®tric corresponent i l'ombrejat quantifica la propagaci√≥. Les reconstruccions s'han separat en llocs del sud (llocs 1-5; cf.¬†Fig. 1 i¬†Taula 1)i al nord (6-14) al panell inferior. Vegeu la Secci√≥ 3 per a una descripci√≥ m√©s detallada de les dades i la metodologia utilitzada, i la Secci√≥ 4 per a una revisi√≥ dels diferents per√≠odes de temps i esdeveniments considerats.

Fig. 4. Anomalies de temperatura reconstru√Įdes del mar de Noruega. La dispersi√≥ √©s l'individu reconstru√Įt anomalies, les l√≠nies s√≤lides s√≥n l'ajust regressiu no param√®tric corresponent i l'ombrejat quantifica la propagaci√≥. Les reconstruccions se sintetitzen per als dos proxies qualitativament diferents per separat (cf.¬†Fig. 1 i¬†Taula 1). Vegeu la Secci√≥ 3 per a una descripci√≥ m√©s detallada de les dades i la metodologia utilitzada, i la Secci√≥ 4 per a una revisi√≥ dels diferents per√≠odes de temps i esdeveniments considerats.

Fig. 5. Totes les reconstruccions de temperatura individuals i models d'edat utilitzats aqu√≠. L'escala dels eixos verticals √©s id√®ntica per a tots els registres (vegeu escala de temperatura d'inici). Els n√ļmeros es refereixen als n√ļmeros de lloc de¬†la taula 1. El lector es remet a la taula per a m√©s detalls.

Fig. 6. El record instrumental. Els panells s√≥n la temperatura mitjana anual de l'aire superficial noruec (superior); Les temperatures del mar de Noruega amb 'M' sent l'estaci√≥ meteorol√≤gica de l'oce√† M i l'entrada 'S', i el transport de volum d'entrada de l'Atl√†ntic (mitj√†; 1 Sv = 106m3s‚ąí1); i registres de temperatura de terra i oce√† combinats, incloent la s√®rie de temps de segles de la secci√≥ Kola del mar de Barents (m√©s baix). Les anomalies de temperatura s√≥n respecte a la mitjana de 1961-1990, i les l√≠nies gruixudes s√≥n dades filtrades de pas baix de 5 anys.

Fig. 7. Clima projectat del segle XXI. Els panells són la temperatura mitjana anual de l'aire superficial (superior), la temperatura del mar de Noruega i l'entrada de l'Atlàntic (mitjana), i les sèries de temps de temperatura de terra i oceà combinades (més baixes). Les línies gruixudes són dades filtrades de pas baix de 5 anys, i les anomalies són respecte a l'any 2000. Vegeu la Secció 3.3 per a un resum de la simulació específica del model climàtic de Bergen A1B.

Es presta especial atenci√≥ als seg√ľents vuit per√≠odes clim√†tics o transicions diferents: l'√ļltim m√†xim glacial (LGM, 23,0‚Äď19,0 ka BP), Heinrich Stadial 1 (HS1, 19.0‚Äď14.6 ka BP), B√łlling-Aller√łd (BA, 14.6‚Äď12.9 ka BP), l'estadi de Dryas Jove (YD, 12,9‚Äď11,7 ka BP), l'Holoc√® de principis a mitjans (EMH, 11,7‚Äď4,0 ka BP), l'Holoc√® tard√† (LH, 4,0 ka BP per presentar), el registre instrumental, i el clima projectat del segle XXI. La nostra definici√≥ i separaci√≥ de LGM i HS1 segueixen¬†els membres del Projecte MARGO (2009) i¬†Barker et al. (2009),respectivament. El temps utilitzat per a BA i YD est√† en l√≠nia amb¬†Rasmussen et al. (2014). Al llarg de l'article totes les refer√®ncies a edats del paleorecord es presenten com anys naturals abans del present (BP), on "present" es refereix a l'any 1950.

Una premissa (per√≤ tamb√© un repte) per a aquesta s√≠ntesi √©s que √©s possible establir un registre clim√†tic mar√≠tim ben definit ‚Äď'el term√≤metre', o, m√©s ben dit, term√≤metres (per exemple,¬†fig. 2)‚Äďal qual es pot relacionar el clima an√≤mal i la circulaci√≥ oce√†nica. Nom√©s es pot proporcionar una avaluaci√≥ del paper dels mars del nord en el canvi clim√†tic si hi ha un clima relativament inequ√≠voc per explicar.

3. Establiment de conjunts de dades de temperatura de referència

La base de dades -les paleoreconstrucions individuals de temperatura terrestre i marina, el registre instrumental relacionat i una projecci√≥ del model clim√†tic per al segle XXI- es presenta en aquesta secci√≥ (Seccions 3.1-3.3), incloent una descripci√≥ de com es van agregar les dades en s√®ries temporals (Secci√≥ 3.4). Un registre de temperatura m√©s complet i continu per a la costa de Noruega i el domini atl√†ntic dels mars del nord, que abasta el LGM fins al segle XXI, es compila en conseq√ľ√®ncia i el resultat descrit a les seccions 3.5-3.6.

3.1. Paleoclima

Els conjunts de dades de refer√®ncia terrestres i marines es recopilen utilitzant reconstruccions de temperatura pr√®viament publicades, complementades amb noves dades no publicades, a partir d'una selecci√≥ de llocs de llacs noruecs costaners i dels mars n√≤rdics orientals(Fig. 1). El conjunt de dades de refer√®ncia terrestre s'estableix a partir de reconstruccions de temperatures de l'aire superficial de la superf√≠cie (SATs) de juliol passat basades en assemblatges de pol¬∑len dels sediments del llac. S'estableixen dos conjunts de dades de temperatura de refer√®ncia marina; Basat en alquenones (UK'37) i un basat en conjunts de foramin√≠fers planct√≤nics. Un resum de tots els llocs inclosos, la seva posici√≥ geogr√†fica, la temperatura actual i les refer√®ncies originals es d√≥na a¬†la Taula 1. La selecci√≥ de llocs es basa en el seg√ľent: i) la proximitat a la costa i resid√®ncia en l'√†mbit del NwAC, respectivament, per als llocs terrestres i marins¬†(cf. ii) per√≠ode de temps cobert pel registre; iii) marcs cronol√≤gics adequats; i iv) cobertura espacial al llarg de la costa noruega per a llocs terrestres. Els marcs cronol√≤gics adequats s√≥n una premissa a l'hora d'establir els conjunts de dades de refer√®ncia. A continuaci√≥ es d√≥na informaci√≥ b√†sica sobre cronologies, i totes les reconstruccions individuals es presenten a¬†la fig. 5. Tots els models d'edat, tant per a reconstruccions noves com publicades anteriorment, es calibra aqu√≠ utilitzant les corbes de calibratge IntCal13 i Marine13. La informaci√≥ detallada sobre els models d'edat es troba a les¬†taules suplement√†ries 1 i 2 per a llocs terrestres i marins, respectivament.

Taula 1. Informaci√≥ general sobre els llocs utilitzats per a reconstruccions de temperatura terrestres (pol¬∑len) i marines (foramin√≠fers i alquenons). Els per√≠odes de temps s√≥n Last Glacial Maximum (LGM,#1), Heinrich Stadial 1 (HS1,#2), B√łlling-Aller√łd (BA,#3), Dryas M√©s Jove (YD,#4), Holoc√® d'Hora a Mitj√† (EMH, #5) i Holoc√® Tard√† (LH,#6). Per als llocs 1-14 les temperatures actuals s'interpolen des d'estacions meteorol√≤giques properes(eklima.met.no)i per als llocs 15-20 s'extreuen dades modernes de l'SST de l'Atles Mundial de l'Oce√†(http://www.nodc.noaa.gov). La informaci√≥ detallada sobre tots els models d'edat s'enumera a¬†les taules suplement√†ries 1 (llocs terrestres) i 2 (llocs marins).

LocalitatLatitudLongitudTemp., ¬įCPer√≠ode de tempsNo de14Dates CRefer√®ncia a dades originals, dades de fons i 14Dates C
Temperatures mitjanes de juliol basades en pol¬∑len 1 Dal√† 58¬į 15‚Ä≤ N 8¬į 00‚Ä≤ E 14.9 3,4,5,6 8 Eide et¬†al., 2006
2 Vestre √ėykjamyrtj√łrn 59¬į 47‚Ä≤ N 6¬į 00‚Ä≤ E 11.0 4,5,6 9 Bjune, 2005,¬†Bjune et¬†al., 2005
3 Kattatj√łrn 60¬į 17‚Ä≤ N 5¬į 06‚Ä≤ E 13.0 5,6 6 Larsen, Peglar, Bjune i Birksun
4 Kr√•kenes 62¬į 02‚Ä≤ N 5¬į 00‚Ä≤ E 10.5 3,4,5,6 52 Birks et al., 2000,¬†Lohne et al., 2013; Birks i Peglarun
5 Storsandvatnet 63¬į 28‚Ä≤ N 8¬į 27‚Ä≤ E 12.6 3,4,5,6 10 Birks i Peglarun
6 Svan√•vatnet 66¬į 25‚Ä≤ N 14¬į 03‚Ä≤ E 12.1 5,6 4 Bjune y Birks 2008
7 Litlvatnet 68¬į 31‚Ä≤ N 14¬į 52‚Ä≤ E 12.0 4,5,6 6 Birks i Peglarun
8 Myrvatnet 68¬į 39‚Ä≤ N 16¬į 23‚Ä≤ E 12.5 5,6 6 Birks i Peglarun
9 Bj√łrnfjelltj√łrn 68¬į 26‚Ä≤ N 18¬į 04‚Ä≤ E 10.5 5,6 8 Bjune et al., 2010; Birks i Peglarun
10 Lusvatnet 69¬į 06‚Ä≤ N 15¬į 31‚Ä≤ E 11.0 3,4,5 23 Aarnes et¬†al., 2012,¬†Birks et¬†al., 2014
11 Dalmutladdo 69¬į 10‚Ä≤ N 20¬į 43‚Ä≤ E 11.5 5,6 11 Bjune et¬†al., 2004
12 Fiord 70¬į 26‚Ä≤ N 27¬į 38‚Ä≤ E 7.6 3,4,5,6 4 Sepp√§, 1998,¬†Sepp√§ et¬†al., 2002
13 Jansvatnet 70¬į 39‚Ä≤ N 23¬į 40‚Ä≤ E 11.1 3,4,5 10 Birks et¬†al., 2012
14 Hopseidet 70¬į 50‚Ä≤ N 27¬į 43‚Ä≤ E 7.6 4,5,6 4 Sepp√§, 1996,¬†Sepp√§, 1998,¬†Sepp√§ et¬†al., 2009
Temperatures basades en foramin√≠fers (ML) 15 MD99-2284 62¬į 22‚Ä≤ N 0¬į 58‚Ä≤ O 11.2 1,2,3,4,5,6 Bakke et al., 2009; Dokken i Anderssonb;¬†Risebrobakken et¬†al., 2011
16 MD95-2010 66¬į 41‚Ä≤ N 4¬į 33‚Ä≤ E 10.9 1,2,3,4 Dokken i Anderssonb
17 MD95-2011 66¬į 58‚Ä≤ N 7¬į 38‚Ä≤ E 11.0 3,4,5,6 Andersson et¬†al., 2003,¬†Andersson et¬†al., 2010,¬†Risebrobakken et¬†al., 2003,¬†Risebrobakken et¬†al., 2011
Temperatures basades en Alkenone (UK37) 18 MD95-2011 66¬į 58‚Ä≤ N 7¬į 38‚Ä≤ E 11.0 5,6 Calvo et¬†al., 2002
19 M23285 75¬įN 14¬įE 5.4 5,6 Marchal et¬†al., 2002,¬†Martrat et¬†al., 2003,¬†Kim and Schneider, 2004
20 PSh-5159N 71¬į 21‚Ä≤ N 22¬į 38‚Ä≤ E 10.9 5,6 Risebrobakken et¬†al., 2010
un

Dades inèdites. Per ser dipositat a la Base de Dades Europea de Pol·len, EPD(http://www.europeanpollendatabase.net/); fins llavors disponible a petició d'Anne E. Bjune(anne.bjune@uni.no)o John Birks(john.birks@bio.uib.no).

b

Dades in√®dites. Per ser dipositat a l'Editor de Dades per a Ci√®ncies de la Terra i el Medi Ambient, PANGAEA¬† (www.pangaea.de); fins llavors disponible a petici√≥ de Bj√łrg Risebrobakken(bjorg.risebrobakken@uni.no)o Trond Dokken(trond.dokken@uni.no).

Els models d'edat-profunditat desenvolupats per a cada un dels nuclis del llac es basen en totes les AMS disponibles. 14Edat c. El calibratge i el modelatge edat-profunditat es van fer utilitzant el programari CLAM(Blaauw, 2010). El calibratge es basa en la corba de calibratge IntCal13 (Reimer et al., 2013). A Jansvatnet (lloc 13) el model de profunditat d'edat es basa en la interpolació lineal com només uns pocs fiables. 14Les dates C estaven disponibles. Els models d'edat-profunditat en tots els altres llocs es van construir utilitzant una spline llisa que s'executa a través d'estimacions de punts mostrejades aleatòriament a partir de dates calibrades i iterant aquest procés mil vegades(Blaauw, 2010). Qualsevol model amb canvis d'edat va ser rebutjat.

De la mateixa manera, les cronologies dels nuclis de sediments marins es basen en l'AMS disponible. 14C envelleix i, en alguns nuclis, identifica capes de cendra (Vedde i Saksurnavatn). Les edats de radiocarboni estan calibrades utilitzant CALIB 7.0 i el conjunt de dades de calibratge Marine13 (Reimer et al., 2013),i corregit per a l'efecte reservori utilitzant őĒR = 7 ¬Ī 11 anys per MD99-2284, MD95-2010 i MD95-2011 (llocs 15-17) i őĒR = 71 ¬Ī 21 ir per m23258 i PSh-5159N (llocs 19 i 20) per Holoc√® i B√łlling; őĒR = 250 ¬Ī 50 anys per a YD; őĒR = 250 ¬Ī 100 anys per HS1; őĒR = 100 ¬Ī 50 yr for Aller√łd; i őĒR = 7 ¬Ī 100 anys per LGM. √Čs ben sabut que l'edat dels embassaments pot variar substancialment amb el temps. Se sap menys sobre els efectes exactes de l'embassament en determinats llocs en moments donats. Els valors d'Holoc√®, YD i BA őĒR per a l'√†rea d'estudi es prenen de Bondevik et al. (2006) i¬†Mangerud et al. No hi ha valors őĒR coneguts per HS1 i LGM en aquesta regi√≥. Els valors de HS1 őĒR probablement eren m√©s alts que els presents (per exemple,¬†R√łrvik et al., 2010),i hem assumit que els valors HS1 i YD eren comparables. El valor mitj√† de l'Holoc√® s'utilitza per a LGM basant-se en les condicions oceanogr√†fiques no massa diferents en els mars n√≤rdics durant LGM (Secci√≥ 4.1). No obstant aix√≤, hem augmentat la incertesa utilitzada en els valors őĒR HS1 i LGM per recon√®ixer que els valors absoluts s√≥n desconeguts. Els models d'edat-profunditat s'estableixen a partir de la interpolaci√≥ lineal entre els punts d'enlla√ß donats per les dates calibrades de radiocarboni i les capes de cendra quan s'identifiquen.

Les cronologies marines s'associen amb una incertesa una mica m√©s gran que les cronologies terrestres, a causa de la necessitat de correccions de l'edat dels embassaments. El rang d'edat calibrat per a les dates terrestres √©s de 40-150 anys, mentre que el 70% de totes les dates marines tenen un rang d'edat calibrat <250 anys. Aquests intervals es troben dins de l'ample de banda dels conjunts de dades de refer√®ncia (Secci√≥ 3.4). Aquestes s√®ries de temps sintetitzades s√≥n, en conseq√ľ√®ncia, robustes pel que fa a les incerteses relacionades amb els models d'edat i la fusi√≥ de dades de diferents llocs.

Per a les reconstruccions de la mitjana de juliol SAT des del conjunt de dades terrestre, s'utilitza un conjunt de dades modern de calibratge pol¬∑len-clima. Aix√≤ inclou sediments superficials de 321 llacs distribu√Įts per Noruega i el nord de Su√®cia mostrejades al llarg dels principals gradients tant per a la temperatura com per a la precipitaci√≥(Bjune et al., 2010). Les temperatures mitjanes modernes de juliol s'estimen per a cada un dels llacs interpolant dades "normals del clima" de 1961-1990 de les estacions meteorol√≤giques properes i ajustant-se per a l'elevaci√≥, utilitzant una taxa de lapse est√†ndard de 0,57 ¬įC per cada 100 m d'altitud, i per a la dist√†ncia de la costa(Sepp√§ i Birks, 2001). Les funcions de transfer√®ncia de pol¬∑len-clima basades en aquest conjunt de dades de calibratge es desenvolupen utilitzant regressi√≥ i calibratge parcial de mitjana ponderada (WA-PLS)(ter Braak and Juggins, 1993). Per als llocs que cobreixen els per√≠odes de temps lateglacial i younger dryas sat es reconstrueix utilitzant una mitjana ponderada (WA), ja que aquest m√®tode pot funcionar b√© en situacions "no an√†logues"(ter Braak i Juggins, 1993). Totes les dades percentuals de pol¬∑len i espora s√≥n transformades d'arrelquadrada (Prentice, 1980)abans de la regressi√≥ i calibratge wa o WA-PLS. Per a les temperatures mitjanes de juliol, l'error de predicci√≥ arrel-mitjana-quadrat de la predicci√≥ √©s d'1,13 ¬įC i el biaix m√†xim √©s de 2,16 ¬įC basat en la validaci√≥ creuada de sortida(Bjune et al., 2010). El conjunt de dades de temperatura de refer√®ncia terrestre inclou totes les dades de temperatura disponibles de tots els llocs seleccionats i es presenta com a desviacions de les temperatures mitjanes de juliol inferides per pol¬∑len en cada lloc(Fig. 3, Fig. 5).

Dos conjunts de dades de temperatura de refer√®ncia marina espec√≠fics per proxy es compilen per caracteritzar el desenvolupament respectiu de la temperatura de la capa mixta d'estiu poc profunda (UK'37 la temperatura de la superf√≠cie del mar, SST) i la capa atl√†ntica subjacent (basada en conjunts de foramin√≠fers) que est√† directament exposada a l'atmosfera a l'hivern(Nilsen and Falck, 2006, Risebrobakken et al., 2011). Les equacions de calibratge d'alquen i UK'37 Els valors SST s'utilitzen com es va publicar originalment(Calvo et al., 2002, Marchal et al., 2002, Martrat et al., 2003, Kim and Schneider, 2004, Risebrobakken et al., 2010). La regressi√≥ i calibratge de m√†xima probabilitat(ter Braak i Prentice, 1988, ter Braak i van Dam, 1989)i el conjunt d'entrenament de¬†Kucera et al. (2005b) s'utilitzen per reconstruir temperatures basades en els conjunts de foramin√≠fers planct√≤nics. Per als dos conjunts de dades de refer√®ncia marina, totes les temperatures espec√≠fiques disponibles es presenten com a desviacions de les temperatures actuals corresponents per al proxy espec√≠fic en els llocs espec√≠fics(Fig. 4, Fig. 5). Les temperatures de foramin√≠fers reconstru√Įts m√©s fredes tenen les majors incerteses. Les anomalies negatives representen una estimaci√≥ m√©s baixa, i poden ser massa fredes. Una discussi√≥ detallada sobre possibles problemes amb les temperatures absolutes del foramin√≠fer de l'Holoc√® per als llocs utilitzats en aquest estudi es pot trobar a¬†Risebrobakken et al.

3.2. Clima observat

El registre compilat per representar el clima observat(Fig. 6)es basa en s√®ries temporals anuals establertes, i aquestes s√®ries s'han utilitzat segons el que es proporciona. L'Institut Meteorol√≤gic de Noruega va proporcionar la temperatura mitjana anual de l'aire superficial noruec (SAT) basant-se en dades de l'estaci√≥ meteorol√≤gica quadriculada (per exemple,¬†Hansen-Bauer et al., 2006). Global SAT est√† pres de la s√®rie de temps HadCRUT4 (Morice et al., 2012;¬†www.metoffice.gov.uk/hadobs/hadcrut4/). Les temperatures del mar de Noruega s√≥n la s√®rie de temps d'entrada¬†d'Eldevik et al. (2009) i la temperatura de la capa atl√†ntica de l'Estaci√≥ Meteorol√≤gica Oce√†nica M (OWSM), situada a uns 100 km a l'oest del lloc 16;¬†Nilsen i Falck, 2006),tots dos extrets del conjunt de dades NISE(Nilsen et al., 2008). Per tal d'ampliar el registre mar√≠ m√©s enrere en el temps, hem incl√≤s la s√®rie temporal de la secci√≥ de Kola de temperatura mitjana(Bochkov, 1982). En la seva ubicaci√≥ aig√ľes avall al mar de Barents, s'ha trobat que la secci√≥ reflecteix els canvis termohalines en el mar de Noruega aig√ľes amunt i les fluctuacions clim√†tiques a escala hemisferia(Helland-Hansen i Nansen, 1909, Skagseth et al., 2008, Boitsov et al., 2012).

Les estimacions del transport de volum d'entrada a l'Atl√†ntic / NwAC es poden deduir directament de les mesures de comptadors actuals des de mitjans de la d√®cada de 1990. Una fracci√≥ significativa d'aquesta entrada variable -m√©s del 25% de la vari√†ncia explicada per les dades mensuals- es pot deduir de les observacions de l'al√ßada de la superf√≠cie del mar(Richter et al., 2012). Utilitzant observacions hist√≤riques directes del nivell del mar a partir de mesuradors de marea, aquests autors van estimar anomalies de transport de volum detenades per al per√≠ode 1960-2006. La seva s√®rie temporal basada en l'observaci√≥ resultant de l'entrada de l'Atl√†ntic s'inclou en el panell mitj√† de la¬†Fig. 6 (d'afegir les dues contribucions associades amb la branca interior i exterior de NwAC - anomenada "Svin√ły" i "F√®roe", cf. la seva Fig. 9 - i un valor mitj√† representatiu de 8 Sv, cf. Secci√≥ 4.7).

3.3. Clima futur projectat

El clima futur es descriu utilitzant dades de producci√≥ d'una projecci√≥ amb el Model Clim√†tic de Bergen (BCM;¬†Furevik et al., 2003,¬†Otter√• et al., 2009). El for√ßament antropog√®nic de la simulaci√≥ √©s d'acord amb l'anomenat escenari A1B(Johns et al., 2011),amb un creixement continu del CO2- l'emissi√≥ fins a mitjans del segle XXI, i despr√©s una disminuci√≥ gradual per√≤ lenta de les emissions. El clima mar√≠tim resultant es presenta a¬†la fig. 7. La temperatura del mar de Noruega √©s en aquest cas la de l'entrada atl√†ntica, corresponent a "Norw. Sea S" a¬†la Fig. 6. Sens dubte, el que es presenta √©s una simulaci√≥ amb un √ļnic sistema de model clim√†tic. Ens hem conformat amb aquest √ļnic exemple de simplicitat, i perqu√® sembla representatiu del canvi clim√†tic regional projectat en general (cf.

3.4. Mètodes estadístics

Les paleo-dades sintetitzades aqu√≠ (cf.¬†Taula 1)constitueixen dispersi√≥ de punts de dades reconstru√Įts en temps i temperatura. Una funci√≥ de densitat de probabilitat bivariant (PDF) es calcula per a cada dispersi√≥, per exemple, per a un proxy o una ubicaci√≥ d'ordenament donada(Fig. 3, Fig. 4),utilitzant l'estimador de densitat del nucli adaptatiu de¬†Botev et al. (2010). L'estimador del nucli, basat en un proc√©s de difusi√≥ lineal, no √©s param√®tric, incloent una estimaci√≥ asimpt√≤ticament √≤ptima de l'ample de banda, √©s a dir, el rang de temperatura de temps necessari per estimar la densitat de dades local. L'ample de banda resultant per a les aplicacions aqu√≠ √©s t√≠picament de 400 anys i 0,2 ¬įC. La implementaci√≥ matlab referida a¬†Botev et al. (2010) es va utilitzar com a proporcionada(B√≤tev, 2007)per als c√†lculs aqu√≠.

La progressi√≥ temporal a trav√©s del PDF bivariant resultant descriu la distribuci√≥ de la temperatura variable. El clima sintetitzat es presenta com l'evoluci√≥ dels tres quartils de temperatura en el temps; el segon quartil -la mediana- √©s la corba de temperatura reconstru√Įda, el primer i el tercer quartils representen la propagaci√≥ en dades (cf., per exemple,¬†fig. 2). Observeu com l'aparen√ßa relativament suau de les corbes de temperatura i la propagaci√≥ reflecteixen l'ample de banda esmentat anteriorment.

Quan es combinen diversos registres de temperatura reconstru√Įts, √©s a dir, per a l'estimaci√≥ de la for√ßa variable de l'entrada atl√†ntica als mars n√≤rdics(Fig. 9),s'utilitza el seg√ľent procediment. Els PDF , a partir de les paleo-dades originals , es mostreja aleat√≤riament per produir un conjunt de dades sint√®tiques per a la infer√®ncia combinada, per exemple, la difer√®ncia de temperatura entre dues ubicacions d'c√≤tzing. (Aix√≤ no es pot fer directament, ja que els punts de dades individuals de cada nucli no es poden ordenar consistentment en parells per a la resta.) A continuaci√≥, es construeix un PDF a partir de la dispersi√≥ de punts de dades sint√®tiques com es descriu anteriorment. L'objectiu principal d'aix√≤ √©s assignar una difusi√≥ de dades a l'estimaci√≥ d'entrada coherent amb la difusi√≥ en les dades originals en qu√® es basa l'estimaci√≥. La corba mitjana d'entrada √©s per a tots els prop√≤sits pr√†ctics el mateix que els resultats de l'√ļs de corbes de temperatura mitjanes directament com a base per a la infer√®ncia.

Les sèries temporals anuals del registre instrumental i les projeccions del segle XXI s'utilitzen segons les proporcions (cf. Quan les dades anuals es filtren de pas baix, s'utilitza un filtre triangular. Totes les correlacions quantificades es refereixen a les dades desmentida i són significatives en el nivell de confiança del 95% llevat que s'indiqui el contrari, on la importància(t-test)es relaciona amb els graus efectius de llibertat de la sèrie (d'acord amb l'escala de temps integral estimada a partir de l'auto-correlació).

3.5. Temperatures de l'aire superficial del LGM al 2100

Els sediments del llac m√©s antics de l'edat de B√łllling-Aller√łd no es troben a la nostra regi√≥ d'estudi a causa de l'extensi√≥ de la capa de gel de Fennoscandian(Gyllencreutz et al., 2007),de manera que les temperatures atmosf√®riques reconstru√Įdes no existeixen abans de 14,6 ka BP (BA;¬†Fig. 2,¬†Fig. 3). S'infereix que el SAT √©s uns 4 ¬įC m√©s baix que l'actual durant els per√≠odes de temps de BA i YD (fins a¬†ca 12 ka BP). Durant aquests dos per√≠odes de temps la difusi√≥ de les dades √©s gran.

Les temperatures m√©s fredes que les presents s√≥n evidents des de l'inici de la sedimentaci√≥ durant el BA i en l'EMH a¬†ca 9,5 ka BP (panell superior de¬†la Fig. 3). Els llocs del sud generalment presenten anomalies m√©s fredes que els llocs del nord al llarg del registre (panell inferior de¬†la Fig. 3). S'observa un r√†pid augment del SAT en el per√≠ode de transici√≥ del YD a l'EMH. L'anomalia sat m√©s c√†lida per a tota la regi√≥ es produeix a partir de¬†ca 9-6 ka BP, quan s'infereix que el SAT √©s¬†ca 1 ¬įC m√©s alt que les temperatures actuals. L'anomalia sat m√©s c√†lida per als llocs del sud es produeix una mica m√©s tard (de¬†ca 7,5-5 ka BP) que en els llocs del nord. Els llocs del nord tamb√© mostren una anomalia general m√©s gran del SAT. Despr√©s de 6 ka BP, el SAT inferit mostra un refredament relativament feble fins a l'actualitat.

El registre instrumental es mostra a¬†la fig. 6 i documenta una tend√®ncia d'escalfament general des de 1900 fins a 2010, al voltant d'1 ¬įC d'escalfament tant per al SAT noruec com per al sat global. El per√≠ode de 1940 a 1980 sembla relativament fred. A partir de llavors, s'observa un augment del SAT, fins al voltant del 2005; es projecta un augment de la temperatura m√©s i m√©s fort al llarg del segle XXI(fig. 7). El SAT noruec i global augmenten al voltant de 4 ¬įC i 2,5 ¬įC, respectivament, en aquesta projecci√≥ BCM en particular. Tant els SATs noruecs observats com els projectats es caracteritzen per fluctuacions decadals amb un rang d'aproximadament 1 ¬įC superposat a les tend√®ncies generalment d'escalfament.

3.6. Temperatures oceàniques del LGM al 2100

En l'√†mbit mar√≠, la reconstrucci√≥ de la temperatura basada en foramin√≠fers mostra que les condicions fredes van prevaler al mar de Noruega a trav√©s del LGM, HS1, BA i YD, amb temperatures aproximadament 7 ¬įC m√©s fredes que l'actual(Fig. 4). Un lleuger escalfament s'associa amb la primera part de l'HS1 i la transici√≥ entre HS1 i BA, mentre que l'anomalia de temperatura m√©s freda es veu durant la DA. Un escalfament fort i r√†pid caracteritza la transici√≥ de YD a Holoc√®, de gaireb√© 8 ¬įC m√©s fred a temperatures aproximadament 0,5 ¬įC m√©s c√†lides que avui a 10 ka BP. L'escalfament de 10 ka BP va ser relativament de curta durada, i a trav√©s de la major part de l'EMH m√©s fred que les temperatures actuals va caracteritzar el mar de Noruega. A trav√©s de l'LH, les temperatures de l'oce√† s√≥n comparables a les actuals, per√≤ fins a 1 ¬įC m√©s c√†lides(Fig. 4).

Les reconstruccions de temperatura basades en alquenone nom√©s estan disponibles per a la part de l'Holoc√® de l'interval d'estudi. Similar a les reconstruccions de temperatura basades en pol¬∑len, el registre d'alquenona documenta m√©s calent que les TIC actuals durant l'EMH, amb una anomalia m√©s c√†lida d'aproximadament 1,5 ¬įC entre 9 i 6 ka BP, seguit d'un refredament gradual(Fig. 2, Fig. 4). A trav√©s dels √ļltims 3 ka BP, les RSS d'alquen√≥ s√≥n comparables a les presents.

Les temperatures observades del mar de Noruega estan disponibles des de 1948(Fig. 6). El registre es pot caracteritzar en general com relativament c√†lid en les primeres 2-3 d√®cades, relativament fred en les d√®cades centrades al voltant de 1980, i tan c√†lid a partir de llavors. L'escalfament recent no sembla excepcional en les dues s√®ries de temps des del mar de Noruega. No obstant aix√≤, si es t√© en compte la secci√≥ de Kola i tot el segle de dades disponibles all√†, un escalfament general al llarg del segle XX molt similar al de l'atmosfera √©s evident. Una tend√®ncia d'escalfament tamb√© s'est√©n cap al futur projectat(Fig. 7). Es considera que el NwAC s'escalfa 0,8 ¬įC al llarg del segle XXI, i associat amb aix√≤ √©s un debilitament d'1-Sv (al voltant del 12%) en el transport en volum. Una anti-correlaci√≥ entre el transport de volum d'entrada i la temperatura del mar de Noruega √©s tamb√© el cas general, tant per a la variabilitat observada (OWSM) com per a la variabilitat projectada amb correlacions de ‚ąí0,42 i ‚ąí0,37, respectivament, per a les s√®ries filtrades de pas baix¬†(cf. Fig. 6,¬†Fig. 7; la correlaci√≥ anterior nom√©s √©s significativa al nivell de confian√ßa del 90%). Observem que el rang de variabilitat del transport de volum es duplica aproximadament de l'observat al projectat. Aquest √ļltim √©s al voltant de 2 Sv.

4. Revisió del clima marítim del nord

Amb un registre clim√†tic de refer√®ncia consistent definit (cf. Secci√≥ 3), el coneixement actual sobre el clima mar√≠tim del nord √©s revisat i cronificat d'acord amb els per√≠odes/esdeveniments clau esmentats: 1) l'√ļltim m√†xim glacial, 2) Heinrich stadial 1, 3) B√łlling-Aller√łd, 4) Dryas jove, 5) De principis a mitjans de l'Holoc√®, 6) Holoc√® tard√†, 7) el registre instrumental, i 8) l'escalfament projectat del segle XXI. Com que la literatura revisada est√† molt preocupada pel concepte quantitatiu de circulaci√≥ capgirada meridional de l'Atl√†ntic (AMOC;¬†Kuhlbrodt et al., 2007),AMOC √©s sovint referit en aquesta secci√≥ en lloc del terme m√©s qualitatiu THC.

4.1. √öltim m√†xim glacial (LGM 23,0‚Äď19,0 ka BP)

Els mars del nord i l'Oce√† Atl√†ntic Nord han estat tradicionalment considerats gel mar√≠ perennement cobert durant el LGM(CLIMAP, 1981). Les reconstruccions m√©s recents, per√≤, indiquen que les condicions estacionalment lliures de gel prevalien, almenys en els mars del nord oriental, encara que la incertesa variable en les temperatures reconstru√Įdes √©s suggerida per difer√®ncies inter-proxy i estructura t√®rmica no anal√≤gica a l'oce√† LGM (per exemple,¬†Meland et al., 2005, Kucera et al., 2005a, de Vernal et al., 2006). El gel mar√≠ perenne va estar present a l'estret de Fram(M√ľller et al., 2009). Les condicions estacionalment lliures de gel en els mars del nord tamb√© s√≥n una caracter√≠stica de les simulacions del Paleo Model Intercomparison Project 2 (PMIP2), en l√≠nia amb l'evid√®ncia proxy(Li et al., 2010). La nostra reconstrucci√≥ generalment documenta temperatures oce√†niques fredes al llarg del LGM(Fig. 4),consistents amb un transport de calor cap al pol redu√Įt, per√≤ no menyspreable a la part oriental dels mars del nord. A causa de la fusi√≥ estival de les capes de gel circumdants, la salinitat en els mars central i oriental va ser menor que en l'actualitat, refor√ßant l'estratificaci√≥ de la part superior de la columna d'aigua(Meland et al., 2005, de Vernal et al., 2006). La fusi√≥ estival de les capes de gel circumdants s'ha suggerit com una de les possibles causes de la salinitat redu√Įda. La millora de l'estratificaci√≥ estival i l'extensi√≥ de la coberta de gel mar√≠ hivernal van causar la subducci√≥ de l'aigua atl√†ntica en un lloc m√©s meridional que en el clima actual(de Vernal et al., 2005).

Duplessy et al. (1988) van utilitzar őī de l'Atl√†ntic Nord13C valora argumentar que la convecci√≥ oce√†nica profunda durant el LGM es va restringir al sud de la cresta Groenl√†ndia-Esc√≤cia. Aquesta interpretaci√≥ de la őī13Des de llavors, els registres C han estat desafiats(Oppo i Lehman, 1993, Raymo et al., 2004). Les noves reconstruccions de salinitat suggereixen que la convecci√≥ va tenir lloc en els mars del nord(Meland et al., 2005),i la composici√≥ isot√≤pica del neodimi d'aig√ľes del fons de l'Atl√†ntic Nord suggereix un persistent desbordament d'aig√ľes profundes des dels mars n√≤rdics fins a l'Atl√†ntic Nord glacial a trav√©s del LGM(Crocket et al., 2011). Des de l'Atl√†ntic Nord hi ha evid√®ncia d'una terminal m√©s superficial i m√©s meridional de l'AMOC que en l'actualitat(McManus et al., 2004). Les simulacions individuals de PMIP2 del clima LGM donen resultats molt diferents pel que fa a la circulaci√≥ de capgirament glacial, les temperatures oce√†niques i les condicions del gel mar√≠ als mars del nord(Otto-Bliesner et al., 2007). Avaluant els resultats del model PMIP2 i les reconstruccions de la superf√≠cie i l'oce√† Atl√†ntic profund,¬†Otto-Bliesner et al. (2007) conclouen que el l√≠mit entre les aig√ľes profundes de l'Atl√†ntic Nord i l'aigua del fons ant√†rtic era m√©s poc profund, per√≤ que la for√ßa de l'anul¬∑laci√≥ de LGM era probablement similar a l'actual.

L'Oscil·lació de l'Atlàntic Nord (NAO) és el patró principal de variabilitat atmosfèrica a la regió d'estudi actual(Hurrell, 1995). La variabilitat nao existeix en simulacions de models LGM, però mostra algunes diferències en comparació amb la NAO en simulacions preindustrials, particularment en termes d'estacionalitat i centres d'acció(Byrkjedal et al., 2006, Pausata et al., 2009). Els models difereixen en aquest aspecte, però sorgeixen algunes característiques consistents, incloent el fet que el patró de nao en el LGM representa una menor variabilitat (tant la fracció de com la variància real explicada) durant LGM que avui(Pausata et al., 2009).

4.2.¬†Heinrich Stadial 1 (HS1 19.0‚Äď14,6 ka BP) - inici de la terminaci√≥ de LGM

Heinrich Stadial 1 (HS1) cobreix la successi√≥ d'esdeveniments que ocorren des del final del LGM fins a l'inici del B√łlling-Aller√łd. Des de 19 ka BP, 231Pa/230Les dades de mida de gra magn√®tic indiquen una desacceleraci√≥ gradual de l'AMOC fins a 17,5 ka BP quan es va produir un tancament proper(McManus et al., 2004, Hall et al., 2006, Stanford et al., 2006). El m√≠nim amoc a 17,5 ka BP coincideix amb l'inici de l'esdeveniment Heinrich 1(McManus et al., 2004),caracteritzat per una capa de runa de r√†fting de gel de l'Atl√†ntic Nord associada amb les TIC fredes i la baixa salinitat superficial despr√©s de la fusi√≥ massiva de gel(Hemming, 2004). Una aguda represa de l'AMOC a ‚ąľ14,7 ka BP correspon amb l'inici del B√łlling-Aller√łd(McManus et al., 2004).

L'aigua dol√ßa de la fosa de la capa de gel i el calvinisme es considera una influ√®ncia important a trav√©s de l'HS1, i la ubicaci√≥ de l'alliberament d'aigua dol√ßa √©s important per tal d'afectar l'AMOC(√Älvarez-Solas et al., 2011). A 19 ka BP el marge de la capa de gel de Fennoscandian (FIS) es trobava prop del trencament de la plataforma. Una r√†pida retirada va comen√ßar abans de 18 ka BP, i cap al final de l'HS1 el seu marge estava a prop de la costa(Dahlgren i Vorren, 2003). La ruptura de la capa de gel mar√≠ FIS i Barents va ser iniciada per un escalfament de curta durada (per exemple,¬†Lekens et al., 2006, R√łrvik et al., 2010),tal com es representa en la nostra reconstrucci√≥ al voltant de 19 ka BP, seguit de temperatures fredes a trav√©s de la major part de HS1(Fig. 4). Les dades i els models mostren que la fusi√≥ de la FIS va causar un debilitament inicial de la convecci√≥ oce√†nica profunda associada amb un escalfament a tota la conca (2 ¬įC) de l'Atl√†ntic Nord i els mars n√≤rdics a profunditats interm√®dies. L'escalfament del subs√≤l va ser important com a detonant per al col¬∑lapse i l'onada de la plataforma de gel Laurentide inferida, d'aqu√≠ el for√ßament d'aigua dol√ßa del mar de Labrador i el tancament associat de l'AMOC durant l'esdeveniment Heinrich 1(Marcott et al., 2011, √Älvarez-Solas et al., 2011).

Hi va haver un intercanvi directe d'aig√ľes superficials entre els mars n√≤rdics i l'Atl√†ntic Nord durant HS1(Stanford et al., 2011). La fauna del sud del mar de Noruega estava dominada per¬†N. pachyderma (sin), documentant condicions fredes i polars, probablement amb una extensa coberta de gel mar√≠ hivernal i temperatures oce√†niques d'estiu m√©s fredes que 2 ¬įC(Rasmussen i Thomsen, 2008).

Esgotament fort de la őī bent√≤nica18O senyal en els mars n√≤rdics a HS1 √©s un tema de discussi√≥ en curs en termes d'entendre el mecanisme darrere de l'esgotament. Existeixen diverses teories, explicant l'esgotada őī bent√≤nica18O per 1) augment de les temperatures(Rasmussen i Thomsen, 2008),2) formaci√≥ d'aigua de salmorra(Dokken i Jansen, 1999, Meland et al., 2008),o 3) injecci√≥ hiperpicnal d'aigua de desgla√ß fresca(Stanford et al., 2011). Tant¬†Stanford et al. (2011) com¬†Rasmussen i Thomsen (2008) impliquen condicions d'aigua superficial freda i fresca als mars n√≤rdics, tot i que expliquen l'esgotador senyal isot√≤pic bent√≤nic per diferents mecanismes.

4.3.¬†B√łlling-Aller√łd (BA 14.6‚Äď12.9 ka BP) ‚Äď c√†lid interstadial

L'inici del B√łlling-Aller√łd (BA) s'associa amb una represa amoc a ‚ąľ14,7 ka BP(McManus et al., 2004),i amb un gran i abrupte escalfament superficial sobre tota la regi√≥ de l'Atl√†ntic Nord(Rasmussen i Thomsen, 2008). La sortida d'aigua interm√®dia des dels mars n√≤rdics fins a l'Atl√†ntic Nord va ser de magnitud similar durant el BA que durant l'Holoc√®, per√≤ l'aigua conve√ßada estava atrapada a profunditats m√©s profundes que en l'actualitat(Meland et al., 2008). Per primera vegada durant la desglaciaci√≥, va tenir lloc un fort flux subsuperficial d'aigua atl√†ntica (AW) a l'oce√† √Ärtic(Slubowska et al., 2005). L'escalfament del BA va ser, per√≤, menys pronunciat en parts dels mars n√≤rdics que a l'Atl√†ntic Nord i sobre Groenl√†ndia (per exemple,¬†Rasmussen i Thomsen, 2008). Les nostres temperatures reconstru√Įdes mostren un escalfament m√†xim just al comen√ßament del BA, seguit d'un refredament a trav√©s de la resta del BA(Fig. 4). No obstant aix√≤, a profunditats m√©s profundes, AW va entrar a trav√©s de l'estret de Fram i al mar de Barents a trav√©s de la BA, com ho implica la fauna de foramin√≠fers bent√≤nics en llocs poc profunds(ca 400 m) al nord de Svalbard(Slubowska et al., 2005)i al sw Barents Sea(Aagaard-S√łrensen et al., 2010,¬†Chistyakova et al., 2010). La immersi√≥ de l'AW, per√≤, es va produir m√©s al sud que avui(Slubowska-Woldengen et al., 2007).

Una extensa coberta de gel mar√≠ va caracteritzar el BA al nord de Svalbard(Ko√ß et al., 2002). A l'estret de Fram, els biomarcadors mostren que les condicions lliures de gel es van produir durant 200 anys, de 14,8 a 14,6 ka BP, seguit d'una coberta variable de gel mar√≠ fins a 13,2 ka BP(M√ľller et al., 2009). L'exist√®ncia del foramin√≠fer planct√≤nic¬†N. pachyderma (sin) implica aigua oberta estacionalment, per√≤ freda, al mar sw Barents 13.8‚Äď12.7 ka BP(Aagaard-S√łrensen et al., 2010). Al mar de Noruega, la temperatura superficial de BA era m√©s c√†lida que la glacial per√≤ m√©s freda que les temperatures interglacials(Ko√ß Karpuz i Jansen, 1992, Klitgaard-Kristensen et al., 2001).

A trav√©s de la BA, la FIS s'havia retirat prou com per permetre l'establiment d'escassa vegetaci√≥ al llarg de parts de la costa noruega. El nostre registre basat en pol¬∑len comen√ßa aix√≠ una mica a BA i el SAT reconstru√Įt indica temperatures mitjanes baixes de juliol(Fig. 3).

L'ocurr√®ncia d'un "exc√©s" AMOC a l'inici de la BA √©s robusta sobre diferents models de circulaci√≥ general, mentre que l'evid√®ncia dels registres de proxy √©s menys consistent(Cheng et al., 2011). La import√†ncia de l'intercanvi oce√†nic entre l'Atl√†ntic Nord i els mars N√≤rdics per l'ocurr√®ncia d'un exc√©s d'AMOC en la transici√≥ HS1 a BA, i per obtenir la magnitud completa i observada de l'escalfament de BA, s'ha emfatitzat(Cheng et al., 2011). No est√† clar, per√≤, si l'exc√©s √©s una resposta lineal a un for√ßament abrupte, per exemple una hipot√®tica terminaci√≥ abrupta del for√ßament de l'aigua de desgla√ß HS1(Liu et al., 2009),o una resposta amoc no lineal a un for√ßament gradual, com s'ha associat amb AMOC en models de complexitat interm√®dia(Knorr i Lohmann, 2007). Cheng et al. (2011) argumenten que el canvi AMOC ba va ser una resposta a una exposici√≥ sobtada de la calor de l'oce√† subsuperficial superposada a la transici√≥ de l'AMOC glacial a interglacial. No √©s senzill, per√≤, avaluar el paper de l'aigua de desgla√ß durant la desglaciaci√≥ a causa de les incerteses en les hist√≤ries reconstru√Įdes d'aigua de desgla√ß, la sensibilitat model al for√ßament d'aigua dol√ßa, aix√≠ com la import√†ncia dels processos de retroalimentaci√≥ no lineal(Bethke et al., 2012).

4.4.¬†Dryas m√©s jove (YD 12.9‚Äď11.7 ka BP) - 'la gran congelaci√≥'

Despr√©s del B√łlling-Aller√łd, un r√†pid refredament va conduir a l'interval fred de Dryas (YD)(Ko√ß Karpuz i Jansen, 1992). Tant la reconstrucci√≥ de la temperatura basada en el foramin√≠fer com el SAT mostren que les condicions reconstru√Įdes m√©s fredes es van produir durant el YD(Fig. 3, Fig. 4). El Dryas m√©s jove es va caracteritzar per un extens refredament sobre Groenl√†ndia. als mars n√≤rdics, al nord de Svalbard, i al mar de Barents (per exemple,¬†Ko√ß Karpuz i Jansen, 1992,¬†Alley, 2000,¬†Klitgaard-Kristensen et al., 2001,¬†Ebbesen i Hald, 2004,¬†Slubowska et al., 2005,¬†Slubowska-Woldengen et al., 2008,¬†Bakke et al., 2009,¬†Aagaard-S√łrensen et al., 2010). Una excepci√≥ √©s el nord d'Isl√†ndia, on no hi ha un canvi clar de temperatura de ba a YD(Knudsen et al., 2004). La costa de Fennoscandian i Barents era freda i seca(Sepp√§ et al., 2002). La major part de Noruega encara estava coberta per la FIS(Mangerud et al., 2011). No hi ha consens sobre els mecanismes d'inici, estabilitzaci√≥ o terminaci√≥ del YD(Bakke et al., 2009, Cabedo-Sanz et al., 2012).

Les condicions fredes an√≤males de la D√ąDE van ser m√©s pronunciades durant l'hivern, introduint forts contrastos estacionals (per exemple,¬†Isarin et al., 1998). La D√ąT de principis a mitjans es va caracteritzar per una coberta estable i extensa de gel mar√≠ hivernal als mars n√≤rdics(Cabedo-Sanz et al., 2012),i forts vents de l'oest van causar hiverns freds i secs al centre d'Europa(Brauer et al., 2008). El YD tard√† va ser menys fred i van prevaler les condicions variables. Es creu que l'augment de l'entrada atl√†ntica als mars n√≤rdics va reduir l'extensi√≥ del gel mar√≠, va augmentar la variabilitat de la coberta de gel i va afectar les vies de tempesta m√©s cap al nord(Isarin et al., 1998, Ebbesen i Hald, 2004, Bakke et al., 2009, Cabedo-Sanz et al., 2012). L'augment de les temperatures s'infereix de les dades terrestres(fig. 3)consistents amb el desenvolupament d'una coberta vegetal augmentada. Les difer√®ncies entre el fred primerenc i l'estable, i les fases YD inestables tardanes estan possiblement relacionades amb canvis en l'estacionalitat, les condicions del gel mar√≠ i el for√ßament atmosf√®ric(Isarin et al., 1998, Denton et al., 2005, Brauer et al., 2008, Bakke et al., 2009).

La for√ßa de l'AMOC es va reduir durant el YD(McManus et al., 2004). La causa d'aix√≤ √©s incerta, i els canvis en la bolca podrien haver estat alhora una causa i un efecte del refredament subpolar de l'Atl√†ntic Nord(Brauer et al., 2008). La formaci√≥ de salmorra va tenir lloc a les prestatgeries dels mars n√≤rdics, mentre que la convecci√≥ de l'oce√† obert es va reduir en comparaci√≥ amb la BA(Meland et al., 2008). S'ha assumit que l'entrada an√≤mala d'aigua dol√ßa √©s una causa per a la reducci√≥ de l'AMOC tamb√© durant el YD, per√≤ ha faltat consens pel que fa a la font potencial.¬†Tarasov i Peltier (2005) van suggerir que la major desc√†rrega combinada d'aigua de desgla√ß /iceberg drenada a l'oce√† √Ärtic, utilitzant models num√®rics per identificar aquest punt d'alliberament geogr√†fic.¬†Murton et al. (2010) van identificar posteriorment el cam√≠ d'inundaci√≥ del drenatge YD del llac Agassiz a l'oce√† √Ärtic.¬†Wunsch (2006) va proposar una explicaci√≥ alternativa, suggerint que el canvi en la circulaci√≥ oce√†nica era una conseq√ľ√®ncia del canvi de vents.

4.5.¬†Holoc√® d'hora a mitjans (EMH 11,7‚Äď4 ka BP) ‚Äď M√†xim t√®rmic de l'Holoc√® i posterior refredament

La transició entre el YD i l'Holocè es reflecteix en un fort i ràpid augment de la temperatura a Groenlàndia(Rasmussen et al., 2006),sobre Europa Central(Blaga et al., 2013),i en totes les nostres sèries temporals de referència(Fig. 2). S'argumenta que la temperatura basada en el foraminífer a 10 ka BP(Fig. 3)reflecteix els canvis en el transport de calor oceànica, relacionats amb una reorganització de l'AMOC durant la transició de l'YD a l'Holocè(Risebrobakken et al., 2011).

Les condicions m√©s c√†lides que les actuals de les ZES i les TIC, les glaceres m√©s petites i les condicions m√≠nimes de gel mar√≠ caracteritzen l'Holoc√® primerenc a altes latituds del nord, i aquest m√†xim t√®rmic de l'Holoc√® s'explica com una resposta a la forta insolaci√≥ estival de l'hemisferi nord (per exemple,¬†Calvo et al., 2002, Nesje et al., 2005,¬†Sepp√§ et al., 2009,¬†Andersson et al., 2010,¬†Berner et al., 2011,¬†Risebrobakken et al., 2011). El temps i la magnitud del m√†xim t√®rmic de l'Holoc√® impulsat per la insolaci√≥ mostren difer√®ncies regionals, probablement relacionades amb la influ√®ncia variable de la fusi√≥ de les capes de gel (per exemple,¬†Kaufman et al., 2004, Blaschek and Renssen, 2012). El m√†xim t√®rmic de l'Holoc√® va seguit d'una tend√®ncia de refredament, tamb√© reflectida per l'augment gradual de la coberta de gel mar√≠(Jennings et al., 2002, Rasmussen et al., 2007, M√ľller et al., 2012). La mateixa tend√®ncia de l'Holoc√® a llarg termini, amb un m√†xim t√®rmic seguit de refredament gradual, es veu a la mitjana zonal de 30-90 ¬įN de¬†marcott et al.

Les tend√®ncies de l'Holoc√® tant en el nostre SAT com en la reconstrucci√≥ de la temperatura alquenona segueixen el for√ßament de la insolaci√≥ estivals, mentre que la tend√®ncia en la reconstrucci√≥ de la temperatura del foramin√≠fer no ho fa(Fig. 2). Diferents tend√®ncies de temperatura de l'Holoc√® en reconstruccions de temperatura basades en fitopl√†ncton i zoopl√†ncton en els mars n√≤rdics es destaquen en diversos estudis, i probablement es relacionen amb l'h√†bitat m√©s profund i m√©s ampli del zoopl√†ncton, i una finestra de zoopl√†ncton temporal m√©s √†mplia de reproducci√≥, en relaci√≥ amb el fitopl√†ncton(Risebrobakken et al., 2003, Andersson et al., 2010,¬†Leduc et al., 2010, Risebrobakken et al., 2011). Hi ha relativament poca variaci√≥ estacional de la temperatura per sota de la capa mixta de l'estiu. Per tant, tot i que el foramin√≠fer calcifica durant l'estiu, la implicaci√≥ √©s que la reconstrucci√≥ basada en el foramin√≠fer no ha d'estar dominada per l'estacionalitat. La diferent resposta a la temperatura en aig√ľes superficials i subsuperficials es veu en diversos estudis de models(Liu et al., 2003, Andersson et al., 2010, Risebrobakken et al., 2011, Blaschek i Renssen, 2012),i en particular en hidrografia observada a OWSM(Furevik et al., 2002).

Una coberta de gel marí en retirada, un major transport de calor a l'oceà i la intensificació de les pistes de tempestes d'hivern sobre els mars del nord s'identifiquen per a l'Holocè mitjà en el model climàtic acoblat a Max-Planck(Fischer i Jungclaus, 2010). L'augment simulat del transport tèrmic és causat per un enfortiment de la circulació baroclílica del gir als mars nòrdics, i en certa manera per l'augment de l'estrès del vent al llarg de la costa noruega. Un model pmip2 de l'Holocè mitjà intercomparison només va trobar petits canvis en la NAO i la pressió mitjana del nivell del mar en comparació amb la preindustrial. S'indica una petita NAO + com un canvi en l'estat mitjà, en tot cas (Gladstone et al., 2005). S'ha suggerit un estat mitjà més NAO + com el mid-Holocè basat en, per exemple, l'anàlisi geoquímica multi proxy dels sediments del llac mostrejats prop de Kangerlussuaq(Olsen et al., 2012),dades combinades de fauna d'isòtops i foraminífers del mar de Noruega(Risebrobakken et al., 2003),i l'augment de la precipitació hivernal sobre Escandinàvia(Nesje et al., 2005).

4.6.¬†Holoc√® tard√† (LH 4 ka BP fins a l'actualitat) ‚Äď per√≠ode fred

En relaci√≥ amb l'Holoc√® de principis a mitjans, el SAT i les TIC m√©s freds, l'augment de la coberta de gel mar√≠, l'augment de la precipitaci√≥ i les glaceres m√©s grans es reconstrueixen per a l'Holoc√® tard√† (per exemple,¬†Berner et al., 2011, M√ľller et al., 2012),i es considera una resposta a la reducci√≥ de la insolaci√≥ estival de l'hemisferi nord. Les nostres reconstruccions d'alquenone i SAT estan en l√≠nia amb aquests estudis, aix√≠ com¬†Marcott et al. (2013).

Diversos estudis de registres marins dels mars n√≤rdics suggereixen un canvi de l'Holoc√® tard√† cap a una major amplitud i variabilitat d'alta freq√ľ√®ncia (per exemple,¬†Jennings et al., 2002, Risebrobakken et al., 2003, Kjennbakken et al., 2011),i es veuen canvis importants en les temperatures oce√†niques subsuproterrades durant els √ļltims tres mil¬∑lennis(Andersson et al., 2003). Els canvis clim√†tics de l'Holoc√® tard√† a l'Atl√†ntic Nord nord s'han atribu√Įt als canvis en la temperatura i l'entrada d'aigua de l'Atl√†ntic a la regi√≥ (per exemple,¬†Klitgaard-Kristensen et al., 2004, Eiriksson et al., 2006).

Diverses fluctuacions climàtiques es van produir durant l'LH, incloent l'esdeveniment fred de 2,7 ka BP, la càlida anomalia climàtica medieval(ca AD1000-1300), seguida de la Petita Edat de Gel(ca AD1400-1800), i l'escalfament de finals del segle XIX, amplificat a finals del segle XX i principis del XXI (per exemple, Jennings i Weiner, 1996, Andersson et al., 2003, Nesje et al., 2008, Hald et al., 2011, Cunningham et al., 2013). La durada relativament curta d'aquests esdeveniments climàtics impedeix que siguin clarament visibles en els nostres registres de referència sintetitzats i suavitzats(Fig. 2). No obstant això, tots són diferents en el registre 17 utilitzat en la nostra reconstrucció(Fig 5 i Taula 1; Andersson et al., 2003). Els mecanismes proposats per a aquestes variacions climàtiques inclouen tant la variabilitat interna de l'AMOC com l'AMOC es relaciona amb el forçament extern. com la irradiància solar total (Renssen et al., 2006, Latif et al., 2009, Swingedouw et al., 2011) i erupcions volcàniques (Stenchikov et al., 2009, Otterå et al., 2010, Miller et al., 2012, Zanchettin et al., 2012), incloent retroalimentacions relacionades amb el gel marí / oceà (per exemple, Renssen et al., 2006, Miller et al., 2012). Destaquem que la breor d'aquest resum de mecanismes no és proporcional al ric cos de literatura que existeix sobre la variabilitat climàtica de LH; La breor relativa simplement reflecteix que les escales de temps implicades són curtes i en gran part no resoltes en el context de l'interval de temps paleo i les escales sintetitzades aquí (per exemple, fig. 2).

4.7.¬†El registre instrumental (1900-2010) ‚Äď clima observat

El clima regional està relativament ben observat a través del segle XX(Fig. 1, Fig. 6). Hi ha un rècord establert de SAT noruec anual basat en estacions meteorològiques de 1900, i el mar de Noruega és un oceà ben mostrès a causa dels primers exploradors de l'oceanografia moderna (per exemple, Helland-Hansen i Nansen, 1909),la investigació pesquera, i dècades de la "guerra freda". En general, en escales de temps multi-decadals, tant el SAT regional com la temperatura de l'oceà (representats per la secció de Kola per al període complet de temps) coincideixen amb el SAT global, un escalfament general durant les tres primeres dècades, seguit essencialment cap tendència entre 1940 i 1980, i posteriorment, un escalfament més pronunciat. Hi ha variabilitat multianual a decadal addicional i relativament dominant a nivell regional; La variabilitat SAT reflecteix les temperatures oceàniques observades en línia amb la comprensió que la calor anòmala de l'oceà es projecta a l'atmosfera (per exemple, Rhines et al., 2008, Gulev et al., 2013). Hi ha una correlació de 0,81 entre el SAT noruec de 5 anys i l'OWSM (i 0,79 per al SAT i la secció Kola).

Les estimacions del volum d'entrada atl√†ntica i el transport de calor a trav√©s de la cresta Groenl√†ndia-Esc√≤cia convergeixen en ‚ąľ8 Sv i ‚ąľ300 TW basant-se en consideracions pressupost√†ries(Worthington, 1970, Mauritzen, 1996a)i mesures de corrent continu(√ėsterhus et al., 2005). El registre instrumental mostra evid√®ncia clara de variabilitat decadal amb un rang de temperatura d'aproximadament 1 ¬įC (per exemple,¬†Skagseth et al., 2008;vegeu tamb√©¬†Fig. 6). Les anomalies observades de temperatura (i salinitat) dels mars del nord, incloses les dels desbordaments, tenen una font comuna en l'entrada de l'Atl√†ntic (per exemple,¬†Furevik, 2000, Polyakov et al., 2005, Holliday et al., 2008, Skagseth et al., 2008, Eldevik et al., 2009). La propagaci√≥ aig√ľes avall de les anomalies s'exemplifica a la¬†fig. 6, on la s√®rie temporal de l'OWSM es despla√ßa 2 anys enrere en el temps i est√† superposada per la temperatura d'entrada (la correlaci√≥ endarrerida de les dues s√®ries de temps filtrades de pas baix √©s de 0,75). Estudis recents per explicar la for√ßa variable o hidrografia del NwAC han identificat factors causals aig√ľes amunt a l'Atl√†ntic pr√≤piament dit.¬†Marshall et al. (2001) van introduir un marc conceptual que mostra com els canvis en el for√ßament relacionat amb la NAO tenen un efecte directe en la circulaci√≥ de Sverdrup i l'acompanyament d'anomalies hidrogr√†fiques a l'Oce√† Atl√†ntic Nord. Directament vinculat al mar de Noruega,¬†Orvik i Skagseth (2003) van trobar que el transport en volum de NwAC estava relacionat amb el rotllo d'estr√®s del vent de l'Atl√†ntic Nord, i¬†H√°t√ļn et al. (2005) van mostrar que la temperatura i salinitat de l'entrada atl√†ntica al mar de Noruega van ser modificades per la for√ßa i extensi√≥ del gir subpolar.

Tamb√© hi ha una resposta d'entrada directa a la FOR√áA NAO, a partir de canvis en els vents de pendent (-costa) que actuen sobre NwAC(Skagseth et al., 2004, Furevik i Nilsen, 2005). Quan s'integren a escala anual basant-se en dades del nivell del mar,¬†Richter et al. (2012) troben que la resposta no √©s m√©s que ¬Ī1 Sv (cf.¬† Finalment, hi ha evid√®ncia d'un canvi cap a l'est en l'extensi√≥ de les masses d'aigua de l'Atl√†ntic en resposta al for√ßament positiu de la NAO(Blindheim et al., 2000, Mork and Blindheim, 2000, Richter i Maus, 2011). No obstant aix√≤, segueix sent un fet que la distribuci√≥ b√†sica de la massa d'aigua sembla robusta a la variabilitat atmosf√®rica observada.

En resum, el registre instrumental(Fig. 6)√©s consistent amb un clima noruec (SAT) que reflecteix la variabilitat decadal del mar de Noruega, on les anomalies termohalines viatgen pel corrent atl√†ntic noruec, i la font de canvi es pot trobar en gran mesura a l'Atl√†ntic pr√≤piament dit. El canvi a llarg termini est√† alineat amb les tend√®ncies observades en el SAT global. En el registre instrumental que es presenta aqu√≠(fig. 6),les temperatures del mar de Noruega i la for√ßa inferida del NwAC s√≥n generalment anti-correlacionades (cf. El resultat √©s un transport t√®rmic NwAC relativament constant consistent amb les observacions¬†d'Orvik i Skagseth (2005) des de la secci√≥ de Svin√ły (62¬įN) per al per√≠ode 1995-2004.

4.8. Escalfament projectat del segle XXI

L'an√†lisi d'observacions instrumentals de la temperatura superficial(Jones et al., 2012)i l'escalfament global futur projectat basat en models clim√†tics acoblats d'√ļltima generaci√≥ mostren l'escalfament m√©s pronunciat a altes latituds del nord(Polyakov et al., 2002, Overland et al., 2011, Stroeve et al., 2012). Un factor clau per a aquesta amplificaci√≥ polar √©s la gran fracci√≥ de terra a latituds mitjanes i altes del nord, que en √ļltima inst√†ncia limita la capacitat de l'oce√† per absorbir i emmagatzemar calor. Altres factors, com el gel/ neu i les retroalimentacions de n√ļvols albedo, s√≥n probablement tamb√© importants(Serreze i Barry, 2011).

D'acord amb la disminuci√≥ din√†mica de la producci√≥ del model CMIP5 sobre Europa per a l'escenari de negoci rcp8.5 utilitzat en l'IPCC AR5, es preveu que grans parts del nord d'Escandin√†via s'escalfin m√©s de 4,5 ¬įC a finals de segle en comparaci√≥ amb 1971-2000(Jackob et al., 2013). Projeccions m√©s espec√≠fiques per a la regi√≥ de Svalbard suggereixen un escalfament mitj√† anual de 1961-90 a 2071-2100 d'uns 0,6 ¬įC per d√®cada, amb un escalfament encara m√©s fort a l'hivern(F√łrland et al., 2011).

L'evoluci√≥ futura de l'entrada atl√†ntica als mars n√≤rdics probablement estar√† relacionada amb els canvis projectats a l'AMOC. Els models clim√†tics que van participar en CMIP3 i CMIP5 simulen una disminuci√≥ t√≠pica a escala del segle en la for√ßa m√†xima de l'AMOC del 20-40% depenent de l'escenari d'emissi√≥(Schmittner et al., 2005, Meehl et al., 2007, Weaver et al., 2012, Cheng et al., 2013). Aquest debilitament √©s causat per canvis en el flux de calor superficial en lloc de canvis en el flux d'aigua dol√ßa superficial (per exemple,¬†Gregory et al., 2005). La reducci√≥ del contrast de temperatura oce√†/atmosfera redueix la p√®rdua de calor oce√†nica a l'atmosfera. En conseq√ľ√®ncia, es troba que el volum de cap perxa i el transport de calor en els models disminueixen gradualment al llarg d'aquest segle, moderant l'escalfament indu√Įt per l'home a la regi√≥.

L'augment de l'entrada d'aigua dolça als mars del nord també s'associa típicament amb l'escalfament global projectat, però hi ha poc consens sobre la sensibilitat de l'AMOC i el clima a aquesta aportació, almenys per al clima càlid actual(Meehl et al., 2007, Weaver et al., 2012). Cal assenyalar que els models climàtics que participen en CMIP3/CMIP5 no inclouen una capa de gel activa i, per tant, no simulen l'efecte climàtic potencial de la fusió millorada a partir, per exemple, de la capa de gel de Groenlàndia (per exemple, Weaver et al., 2012). Eldevik i Nilsen (2013) troben, no obstant això, que l'entrada atlàntica actual és relativament insensible a pertorbacions anòmales d'aigua dolça de combinar el seu model analític simple de THC dels mars del nord amb la climatologia observada.

L'entrada de l'Atl√†ntic als mars n√≤rdics est√† importantment relacionada amb el for√ßament del vent de l'Atl√†ntic Nord, i en particular amb el patr√≥ nao descrit a la Secci√≥ 4.7. Mentre que les projeccions futures de NAO en CMIP2 i CMIP3 tendien a mostrar una NAO m√©s positiva en el futur (per exemple,¬†Stephenson et al., 2006),un estudi m√©s recent basat en models CMIP5 suggereix una tend√®ncia futura per a nao m√©s negativa(Cattiaux et al., 2013). Aix√≤ probablement contribuiria a una entrada redu√Įda als mars n√≤rdics, en particular per a la branca d'entrada oriental. Finalment, cal destacar que s'esperen variacions multidecadals en l'SST atl√†ntic i n√≤rdic tamb√© en un m√≥n m√©s c√†lid (per exemple,¬†Otter√• et al., 2010, Booth et al., 2012, Cheng et al., 2013). Aquestes variacions poden tenir un paper clau en la formaci√≥ del proper clima a escala decadal en els mars del nord.

La imatge general que emergeix per al futur basada en projeccions de models disponibles en els mars del nord est√† generalment en l√≠nia amb el que es representa de la simulaci√≥ BCM A1B a la¬†fig. 7. √Čs a dir: un escalfament sobre Noruega (que √©s m√©s fort que la mitjana global, √©s a dir, l'amplificaci√≥ polar) i un escalfament diferent, per√≤ menys c√†lid del mar de Noruega, acompanyat d'una reducci√≥ gradual de l'AMOC (no mostrada) i l'entrada atl√†ntica associada als mars n√≤rdics.

5. Síntesi i discussió

A partir de les nostres sèries temporals de referència(fig. 2, fig. 6, fig. 7)i la revisió del clima marítim del nord presentada a la secció 4, ara procedim a sintetitzar l'anterior en una descripció coherent de la comprensió actual de la influència dels mars del nord en el clima regional (i viceversa).

5.1. Canvi i mecanismes climàtics del nord

La revisió del clima del nord des del LGM fins al 2100 (Secció 4 i referències en ell) apunta a diversos mecanismes de forçament i retroalimentacions que es suggereixen per explicar el canvi climàtic del nord. Les explicacions es refereixen a la influència dels canvis d'insolació i els canvis en la irradiància solar total, les erupcions volcàniques, el forçament atmosfèric, les condicions del gel marí i la variabilitat amoc. Les respostes climàtiques a aquestes depenen de les escales de temps i del clima de fons.

Les variacions en el forçament de la insolació tenen una influència directa en el SAT i les TIC, la fusió de les capes de gel i el gel marí, i l'estacionalitat. Les reconstruccions del clima marí i terrestre d'estiu (alquenona i pol·len, respectivament, a la fig. 2)s'interpreten, per exemple, com a reflexos en gran mesura dels canvis en la insolació solar d'estiu a altes latituds del nord a través de l'Holocè. Les temperatures del foraminífer(fig. 2, fig. 4),d'altra banda, no poden estar directament relacionades amb canvis d'insolació, però s'ha suggerit que reflecteixin canvis en la força de l'entrada atlàntica a través de la dorsal Groenlàndia-Escòcia(Risebrobakken et al., 2011)o per reflectir una resposta a la insolació hivernal(Moros et al., 2004).

La variaci√≥ en la circulaci√≥ oce√†nica s'invoca comunament per explicar el canvi en el clima mar√≠tim del nord. S'argumenta que tant l'AMOC com el corrent atl√†ntic noruec s'han redu√Įt durant l'LGM (Secci√≥ 4.1), tancat durant HS1 (4,2), fort en entrar a l'Holoc√® (4,5), variable a trav√©s de l'Holoc√® tard√† (4,6), i tant l'AMOC com la reducci√≥ d'entrades es projecten per al futur (4,8). Aquests canvis es consideren, per exemple, connectats a la sensibilitat al for√ßament d'aigua dol√ßa dels llocs de formaci√≥ d'aig√ľes profundes (HS1, 4.2, i YD, 4.4); una exposici√≥ sobtada de calor oce√†nica subsuperficial (entrant a BA, 4,3, i Holoc√®, 4,5); Resposta a canvis en el for√ßament extern com erupcions volc√†niques o irradi√†ncia solar total (Holoc√® tard√†, 4,6); canvis en els vents de l'Atl√†ntic Nord (clima actual, 4,7); o la reducci√≥ de l'intercanvi de calor aire-mar del nord amb l'escalfament global (clima projectat, 4,8).

5.2. Un marc per estimar la fortalesa del corrent atlàntic noruec

A continuaci√≥ esbossem un marc expl√≠cit i coherent per al diagn√≤stic de canvis en l'entrada de l'Atl√†ntic que es poden associar amb temperatures reconstru√Įdes del mar de Noruega. La for√ßa del corrent atl√†ntic noruec pot ser modelada per una "circulaci√≥ mediterr√†nia" (un anomenat estuari negatiu, per exemple,¬†Carmack, 2007,¬†Knudsen, 1900,¬†Rudels, 2010, Stigebrandt, 1985), UT=Q,on¬†U √©s el transport de volum de l'entrada atl√†ntica (i, per continu√Įtat, de NwAC), i¬†T i¬†Q,respectivament, s√≥n la disminuci√≥ de la temperatura i la p√®rdua de calor a l'atmosfera des de l'entrada fins a la latitud nord on el NwAC subdueix sota les aig√ľes polars. Les estimacions actuals basades en l'observaci√≥ s√≥n una entrada de 8 Sv que experimenta una disminuci√≥ de la temperatura de 8 K en tornar com a sortida freda, corresponent aproximadament a una p√®rdua de calor de 300 TW¬†(cf. La conversi√≥ entre flux de calor i temperatura, la unitat dimensional de relaci√≥ (1), √©s que es necessita 4 TW per refredar 1 Sv per 1 K.

L'anterior descriu un equilibri entre la convergència de la calor per l'advecció de l'oceà i la pèrdua de calor a l'atmosfera. Per tant, el canvi d'emmagatzematge de calor dins del NwAC es descuida en l'equilibri. Això és raonable, ja que l'abast aquí és el canvi de circulació en escales de temps centenàries a mil·lennis. Un desequilibri de 10 TW, el 3% del pressupost de calor actual, correspon a un escalfament de tot el mar de Noruega, des de la superfície fins a l'abisme, en 4 K per segle. L'estimació (1) és el resultat de la descripció analítica més completa d'Eldevik i Nilsen (2013) del THC dels mars del nord si s'assumeix que les dues sortides, la superfície de l'aigua polar amb el corrent de Groenlàndia Oriental i el dens desbordament, són de temperatura freda similar. Aquest és el cas del clima actual, i no som conscients d'arguments en sentit contrari a partir de les paleo-dades.

Ara procedim a convertir l'equaci√≥¬†(1) en una forma on la for√ßa del flux es pot deduir de les temperatures reconstru√Įdes. Una caracter√≠stica simplificadora de la climatologia observada √©s que la temperatura mitjana zonal NwAC disminueix a un ritme aproximadament constant amb l'augment de la latitud(fig. 8),corresponent a una p√®rdua de calor relativament uniforme. Per tant, assumimQ=qL,on¬†q √©s la p√®rdua uniforme de calor (unitat W m‚ąí1), i¬†L √©s l'extensi√≥ meridional del domini atl√†ntic. L'anterior en particular implica que si őĒT √©s la disminuci√≥ de la temperatura variable sobre el rang latitudinal fix őĒL,llavorsőĒTőĒL=TL.

Fig. 8. S'observa la climatologia de temperatura del mar de Noruega en funció de la latitud (panell esquerre), i el perfil de temperatura lineal idealitzat assumit per al diagnòstic de l'entrada paleo (panell dret; vegeu Secció 5.2 per a més detalls). La climatologia s'ocupa de l'aigua atlàntica (salinitat > 35) i prové de la base de dades NISE (1949-2008; Nilsen et al., 2008; vegeu també fig. 1).

Dividim les variables en termes mesquins i an√≤mals de manera que¬†T =¬†T0 +¬†T, i aix√≠ successivament, on el sub√≠ndex 0 es refereix a una refer√®ncia fixa i el primer es refereix a les desviacions d'aquest estat de refer√®ncia, per exemple, anomalies paleo-proxy en relaci√≥ amb el clima actual. La for√ßa de l'entrada atl√†ntica pot llavors de¬†(1) ser modelat com'U=qőĒLőĒT=U01+q'/q01+őĒT'/őĒT0;¬†U¬†0=q0őĒLőĒT0.

Aquesta relació diagnòstica, basada en el primer principi de conservació de la calor, descriu com un flux més fort -des de temps de residència més curt- correspon a una disminució de la temperatura menor si no hi ha un augment proporcional de la pèrdua de calor.

Per evitar estimacions de flux poc realistes o singulars, linealitzem l'equaci√≥¬†(4) respecte a őĒT‚Ä≤,U=U0(1+q'q0)(1‚ąíőĒT'őĒT0).

Aquesta estimaci√≥ no √©s singular i coherent amb la relaci√≥ original¬†(4) respecte a la sensibilitat qualitativa al canvi de temperatura; S'estima que les grans desviacions del transport de refer√®ncia s√≥n esbiaixades baixes (altes) per anomalies negatives (positives) en comparaci√≥ amb¬†(4). El baix biaix √©s la "robustesa" desitjada introdu√Įda per la linealitzaci√≥ a costa de la precisi√≥ matem√†tica.

L'entrada reconstru√Įda i les temperatures centrals del mar de Noruega (lloc 15 i llocs 16/17 combinats) constitueixen un proxy per a őĒT (Fig. 9). La separaci√≥ de llocs √©s aproximadament őĒL = 5¬∑10'5m, i la disminuci√≥ actual de la temperatura √©s őĒT0 = 1,5 K (cf.¬†Fig. 1,¬†Fig. 8). Com es veu a¬†la fig. 1,tamb√© hi ha gradients de temperatura zonals substancials associats amb el NwAC (i els llocs 15-17). El NwAC i la seva estructura frontal estan guiats en gran mesura per la topografia inferior, particularment per a la branca interior(Orvik i Niiler, 2002, N√łst i Isachsen, 2003, Skagseth et al., 2004),justificant la relaci√≥ de proxy. No obstant aix√≤, no es pot excloure una influ√®ncia de les excursions frontals en temperatures reconstru√Įdes(Richter i Maus, 2011, Risebrobakken et al., 2011).

Fig. 9. Entrada atl√†ntica inferida de temperatures reconstru√Įdes. Els panells s√≥n reconstruccions basades en inc√≤minexs de les temperatures del mar de Noruega (llocs 15 i 16/17, cf.¬†Fig. 1 i¬†Taula 1; superior), i la conseg√ľent difer√®ncia an√≤mala de temperatura meridional i l'entrada proporcional de l'Atl√†ntic (corba blava prima, m√©s baixa; equaci√≥ cf.¬†(5). La corba negra gruixuda √©s l'entrada diagnosticada que tamb√© inclou la contribuci√≥ d'una p√®rdua de calor variable (per unitat de dist√†ncia) a l'atmosfera (equaci√≥ cf.¬†(6). (Per a la interpretaci√≥ de les refer√®ncies al color en aquesta llegenda figura, el lector es refereix a la versi√≥ web d'aquest article.)

Una parametritzaci√≥ comuna de la p√®rdua de calor √©s assumir un escalat lineal amb difer√®ncia de temperatura aire-mar (per exemple,¬†Haney, 1971). En el cas actual, on l'enfocament se centra en el canvi arrelat a l'oce√† (i les temperatures mitjanes anuals reconstru√Įdes de l'aire estan mancades), descuidem la contribuci√≥ de canviar el SAT i assumimq‚Ä≤q0=ő≥T',on¬†T‚Ä≤ √©s la temperatura d'entrada an√≤mala i¬†ő≥ un factor d'escalat constant. La for√ßa resultant del corrent atl√†ntic noruec segons l'equaci√≥¬†(1) es mostra a¬†la fig. 9,tant per una p√®rdua de calor uniforme que tamb√© s'assumeix constant en el temps(ő≥ = 0), com per una p√®rdua de calor que acomoda l'entrada feble durant LGM(ő≥ = 0,1 K).‚ąí1). Els dos casos s√≥n consistents pel que fa als per√≠odes d'augment (o disminuci√≥) de l'entrada, per√≤ la magnitud del canvi en el primer √©s generalment molt m√©s pronunciada, i es redueix menys enrere en el temps des de l'Holoc√® fins al LGM.

5.3. La paleo-revisió revisada

En primer lloc, sembla que hi ha un bon acord entre la for√ßa diagnosticada de l'entrada(fig. 9)i el canvi d'entrada com es discuteix en la literatura, aquest √ļltim sovint basat en la suposici√≥ que les temperatures oce√†niques m√©s c√†lides impliquen un corrent m√©s fort (per exemple,¬†Risebrobakken et al., 2011). Com es revisa a la Secci√≥ 4, s'argumenta que l'entrada d'aigua atl√†ntica als mars n√≤rdics ha estat m√©s feble que present a trav√©s del LGM, HS1, BA i YD, d'acord amb el nostre diagn√≤stic. De la mateixa manera, hi ha arguments que es va produir una reorganitzaci√≥ de la circulaci√≥ oce√†nica durant la transici√≥ entre el YD i l'Holoc√®, amb una advecci√≥ m√†xima de calor a principis d'EMH(Risebrobakken et al., 2011). La revisi√≥ de les seccions 4.5 i 4.6 demostra un consens que l'entrada d'aigua de l'Atl√†ntic ha estat variable a trav√©s de l'Holoc√®, i que l'entrada ha estat consistentment m√©s forta que abans de la desglaciaci√≥ final, en l√≠nia amb el nostre diagn√≤stic.

Si ens fixem en l'entrada diagnosticada(fig. 9)amb més detall, hi ha incoherències entre la nostra estimació i les implicacions de la literatura. La literatura en particular suggereix diferències més grans entre LGM, HS1, BA i YD força d'entrada del que es diagnostica, amb LGM indicat que té un AMOC menys feble que HS1. El LGM i l'HS1 s'associen amb una coberta de gel marí estacional i condicions més fredes que durant ba, quan s'ha rastrejat tot el camí cap al nord fins a l'estret de Fram (Secció 4). Per tant, potser s'hauria esperat una entrada més forta per a BA, i fins a cert punt per a LGM, en comparació amb HS1. Una entrada més forta de LGM i BA que durant HS1 i YD també estaria en línia amb les temperatures hemisfèriques del nord i les estimacions amoc de Shakun et al. No obstant això, cap lloc dels mars del nord s'inclou en el seu estudi, i la literatura implica que, per exemple, els rastres més septentrionals d'AW són més profunds a la columna d'aigua durant BA (Secció 4.3).

Dues altres incoher√®ncies amb entrada pr√®viament inferida es refereixen al moment de l'entrada m√†xima d'EMH i l'entrada m√©s gran que l'actual diagnosticada entre 9 i 5 ka BP(Fig. 9). Aquestes incoher√®ncies s'expliquen per les incerteses en el control de l'edat i la magnitud de les anomalies de temperatura reconstru√Įdes en llocs individuals. El pic d'entrada diagnosticat en la transici√≥ a l'Holoc√® est√† en l√≠nia amb els arguments per a l'advecci√≥ m√†xima a 10 ka BP causant els m√†xims generals en les temperatures dels foramin√≠fers (Secci√≥ 4,5;¬†Fig. 2,¬†Fig. 5). No obstant aix√≤, la nostra m√†xima es produeix una mica abans, ja que l'entrada diagnosticada s'escala amb el gradient de temperatura del nord i no nom√©s la temperatura (equaci√≥¬†(1). El diferent temps √©s, per tant, el que implica el gradient de temperatura reconstru√Įt. Per√≤ donada la r√†pida desglaciaci√≥, l'estimaci√≥ del gradient √©s molt sensible a qualsevol incertesa en les estimacions d'edat absoluta que podria donar lloc a un escalfament reconstru√Įt prematur del lloc nord abans del sud (Fig. 9). Per al per√≠ode de 9 a 5 ka BP, pr√®viament s'ha q√ľestionat si les temperatures reconstru√Įdes s√≥n representatives dels contrastos de temperatura meridionals, base per al nostre diagn√≤stic; Les anomalies reconstru√Įdes impliquen un lloc del nord que al llarg del per√≠ode √©s consistent -i poc realista- m√©s c√†lid que la font de calor, l'entrada de l'Atl√†ntic(Risebrobakken et al., 2011).

A un nivell m√©s general pel que fa a la infer√®ncia sobre la for√ßa del THC, aparentment hi ha una inconsist√®ncia conceptual en la literatura relacionada amb la convecci√≥ de l'oce√† obert. La conversi√≥ i bolcada del flux superficial flotant en corrents d'aigua densos a profunditat s'han associat comunament amb la convecci√≥ oce√†nica oberta(Nansen, 1906, Marshall i Schott, 1999, Rahmstorf, 2002). La convecci√≥, per exemple al mar de Groenl√†ndia, √©s generalment descrita i avaluada com un factor cr√≠tic limitant per al THC, incloent NwAC (per exemple,¬†Aagaard et al., 1985, Hansen et al., 2001). El concepte ha estat invocat per entendre un AMOC canviant en general, incloent possible canvi clim√†tic futur, i la variabilitat i el canvi abrupte entre i dins dels climes paleo reconstru√Įts (per exemple,¬†Rahmstorf, 2002, Bryden et al., 2005, Dong and Sutton, 2005).

El paradigma anterior, originalment arrelat en el registre instrumental, apareix, per√≤, en desacord amb la literatura oceanogr√†fica actual. Ara se sap que el proc√©s de convecci√≥ d'oce√† obert¬†per se no es pot associar amb l'enfonsament net a gran escala de masses d'aigua (per exemple,¬†Spall and Pickart, 2001, Straneo, 2006). En particular, s'ha observat que no es mant√© una causalitat pr√®viament inferida(Hansen et al., 2001)entre la ventilaci√≥ profunda del nord i el dens desbordament dels mars n√≤rdics(Olsen et al., 2008). A m√©s, la transformaci√≥ de la massa d'aigua i la p√®rdua de calor de l'oce√† s'associen predominantment amb el refredament gradual dels corrents fronterers, √©s a dir, amb NwAC per al cas dels mars n√≤rdics (per exemple,¬†Mauritzen, 1996b, Isachsen et al., 2007). El refredament aig√ľes avall a trav√©s del mar de Noruega √©s la manifestaci√≥ observacional d'aquest proc√©s (cf.¬†Fig. 1, Fig. 8;el costat esquerre de la relaci√≥ diagn√≤stica, equaci√≥¬†(1), √©s una quantificaci√≥ d'aquest refredament). Destaquem que l'anterior no implica convecci√≥ per no estar relacionat amb el THC; En abs√®ncia d'entrada a l'Atl√†ntic, no hi pot haver convecci√≥ profunda (t√®rmica) al mar de Groenl√†ndia.

5.4. Els mars del nord des de l'√ļltim m√†xim glacial fins a l'escalfament global

Els registres de temperatura de la terra i de l'oce√† s'han compilat i presentat per al clima passat, present i futur(Fig. 2, Fig. 6, Fig. 7). Hi ha les corresponents s√®ries hor√†ria basades en l'observaci√≥ i el model de transports de volum d'entrada a l'Atl√†ntic en els dos √ļltims casos. Una entrada quantitativament consistent amb les temperatures de l'oce√† reconstru√Įdes es diagnostica tal com es descriu a la Secci√≥ 5.2(Fig. 9;el cas¬†ő≥ = 0,1¬†K‚ąí1 s'inclou en el seg√ľent). El compost resultant del clima mar√≠tim del nord es presenta a¬†la fig. 10. Creiem que aquesta descripci√≥ √©s bastant √ļnica, tant pel que fa a la relativa integritat del registre paleo, com a la documentaci√≥ unificada de la variabilitat clim√†tica passada, present i futura. Tingueu en compte, per√≤, que mentre que les estructures transit√≤ria del present i del futur s√≥n directament comparables, aix√≤ no s'aplica a la seva comparaci√≥ amb el passat. El rang temporal dels dos primers registres √©s m√©s curt que la resoluci√≥ temporal de la reconstrucci√≥ sintetitzada. Aquesta advert√®ncia √©s fonamental, per√≤ no espec√≠fica de la present avaluaci√≥; √©s gen√®rica a la interpretaci√≥ del clima observat sobre el fons del passat reconstru√Įt (i viceversa).

Fig. 10. Clima mar√≠tim del nord des del LGM fins a finals del segle XXI. Les s√®ries de temps s√≥n les temperatures terrestres (vermelles) i oce√†niques (blaves), i la for√ßa de l'entrada atl√†ntica (negre) tal com es reconstrueix, s'observa i es projecta. Tingueu en compte que l'escala de temps es comprimeix per un factor 1:200 per al clima reconstru√Įt. La figura √©s un compost de¬†la fig. 2,¬†fig. 6,¬†fig. 7,¬†fig. 9; Consulteu-los per a m√©s detalls. (Per a la interpretaci√≥ de les refer√®ncies al color en aquesta llegenda figura, el lector es refereix a la versi√≥ web d'aquest article.)

6. Breu història del clima

Un resum oce√†nic de la nostra revisi√≥ i s√≠ntesi conseq√ľent es visualitza a la¬†fig. 10 (malgrat les advert√®ncies pel que fa a, per exemple, la interpretaci√≥ de proxy, les seccions 5.2 i 5.3, i les diferents escales de temps considerades, Secci√≥ 5.4). La for√ßa de l'entrada atl√†ntica -i per continu√Įtat la del corrent atl√†ntic noruec- pot explicar les temperatures reconstru√Įdes quan es diagnostiquen segons la conservaci√≥ de la calor. S'estima que l'entrada √©s relativament marginal durant els mil¬∑lennis freds, i despr√©s es despla√ßa a un nivell mitj√† com l'actual per acomodar les condicions de l'Holoc√® a la regi√≥ del nord dels mars (seccions 5.2 i 5.3). El futur projectat √©s qualitativament diferent. Sota l'escalfament global, l'entrada s'est√† debilitant per acomodar menys transport de calor cap al pol i, consistentment, menys contrast de temperatura entre l'escalfament de l'oce√† i l'atmosfera (Secci√≥ 4.8). El disc instrumental torna a ser diferent; L'atmosfera en general reflecteix temperatures oce√†niques an√≤males proporcionades per una entrada anti-correlacionada que suggereix un transport de calor relativament constant cap al pol (Secci√≥ 4.7). No obstant aix√≤, es pot especular que l'entrada (lleugerament) m√©s feble amb l'escalfament recent de l'oce√† i la terra (al voltant de 1990,¬†cf. Fig. 10)√©s evid√®ncia d'un clima actual que s'est√† tornant qualitativament com el clima projectat.

Agra√Įments

Aquesta investigació va ser recolzada pel Consell de Recerca de Noruega (RCN) a través del finançament del Centre Bjerknes com a "Centre d'Excel·lència" nacional (2003-2012). Les dades no publicades anteriorment provenen dels projectes finançats per RCN KILO, NORPAST, NORPEC i Setesdal, i del projecte finançat per la UE 7 Past4Future. També es va donar suport al Centre de Dinàmica Climàtica del Centre Bjerknes. Les dades de la NISE van ser proporcionades per l'Institut d'Investigació Marina, Islàndia; Institut d'Investigació Marina, Noruega; el Laboratori de Pesca de les Fèroe; Institut Geofísic, Universitat de Bergen, Noruega. Els autors agraeixen a dos revisors anònims i a l'editor convidat Sune O. Rasmussen els seus suggeriments específics i constructius que van millorar el manuscrit.

Annex A. Dades complementàries

Descarregar : Descarregar document del Word (100KB)

Referències




versió per imprimir

Comentaris publicats

    Afegeix-hi un comentari:

    Nom a mostrar:
    E-mail:
    Genera una nova imatge
    Introdu√Įu el codi de seguretat
    Accepto les condicions d'ús següents:

    Per a participar en els comentaris l'usuari es compromet a complir i acceptar les següents normes bàsiques de conducta:

    • Respectar les opinions de la resta dels participants al fòrum, tot i no compartir-les necessàriament.
    • Abstenir-se d'insultar o utilitzar un llenguatge ofensiu, racista, violent o xenòfob, i no tenir cap conducta contrària a la legislació vigent i a l'ordre públic.
    • No enviar cap contingut amb copyright sense el permís del propietari. Si es considera oportú facilitar continguts d'internet amb copyright, cal escriure la URL completa perquè els altres usuaris puguin enllaçar-hi i descarregar-se els continguts des de la pàgina propietària.
    • Publicitat: No es permet enviar continguts promocionals i/o publicitaris.