Breu història del clima: els mars del nord des de l'últim màxim glacial fins a l'escalfament global

1. Introducció

El transport cap al pol de calor i sal per la circulació termohalina de l'Oceà Atlàntic Nord (THC) és un component principal del sistema climàtic global. La seva extremitat superficial nord - el corrent atlàntic noruec - abandona progressivament el seu excés de calor en el camí cap a l'Àrtic(fig. 1),i per tant modera el clima regional. Aquesta interacció entre una circulació oceànica variable i el clima és, per tant, central per a la comprensió actual del canvi climàtic passat, present i futur a la regió dels mars del nord. S'entén que les fases càlides i fredes del clima regional passat fins a l'últim màxim glacial (i més enllà), així com el canvi present i futur, es relacionen estretament amb l'extensió i el vigor del THC de l'Atlàntic Nord i el corrent atlàntic noruec (per exemple, Rahmstorf, 2002, Gregory et al., 2005, Rhines et al., 2008, Bakke et al., 2009, Spielhagen et al., 2011).

1. Descarregar: descarregar imatge a mida completa

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'Atlàntic Nord, els mars nòrdics (que comprenen els mars de Noruega, Groenlàndia i Islàndia), i l'oceà Àrtic, incloent el corrent atlàntic noruec (NwAC) que connecta les tres regions(Fig. 1). L'entrada atlàntica càlida i salina es transforma totalment a mesura que recorre els mars del nord: una transformació de massa d'aigua que és la signatura integrada de la interacció del NwAC amb el clima. La pèrdua de calor, predominantment en els mars de Noruega i Barents, i l'entrada d'aigua dolça, predominantment a l'oceà Àrtic, donen lloc a dues sortides diferents a través de la dorsal Groenlàndia-Escòcia: aigua polar fresca i freda amb el corrent de Groenlàndia Oriental, i aigua densa i freda de desbordament a profunditat(Hansen i Østerhus, 2000, Eldevik i Nilsen, 2013).

L'aigua de l'Atlàntic subdueix on es troba amb el gel marí de l'Àrtic 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 atlàntic i polar és, per tant, un indicador sensible del canvi climàtic(Serreze et al., 2007, Årthun et al., 2012). L'entrada s'ha refredat en la mesura que és de densitat de desbordament(Mauritzen, 1996a). Els desbordaments són, però, menys salins i lleugerament més freds. L'aigua subduïda, ja sigui recirculant en les proximitats de l'estret de Fram o viatjant per l'oceà Àrtic, es barreja amb masses d'aigua més fresques i fredes per finalitzar la transformació en aigua desbordada (per exemple, Saloranta i Haugan, 2004). La branca subduïda a l'Àrtic pròpiament dita i l'entrada regional d'aigua dolça són les fonts de la circulació de l'estuari que manté en gran mesura el corrent de Groenlàndia Oriental(Stigebrandt, 1985, Eldevik i Nilsen, 2013).

Una avaluació del paper del THC del nord en el clima regional és, en conseqüència, molt sobre quantificar i explicar la temperatura variable i la força del corrent atlàntic noruec. La recent retirada de gel marí a l'estret de Fram i el mar de Barents i la corresponent progressió del domini atlàntic(Årthun et al., 2012)-han donat lloc, per exemple, a temperatures hivernals rècord a la veïna Svalbard(Førland et al., 2011).

Aquí revisem i sintetem els coneixements actuals sobre el clima i el canvi climàtic a la terminal nord del THC. El marc del nostre estudi es presenta a la secció 2, i els registres de referència per al clima reconstruït, observat i projectat es recopilen i presenten a la Secció 3. La relació entre el clima i el THC predominantment del nord , però també, per exemple, la insolació solar - es revisa durant vuit períodes climàtics diferents o transicions en la secció 4. Els resultats es discuteixen i sintetitzen a la Secció 5, que també inclou un marc relativament simple que diagnostica la força del corrent atlàntic noruec consistent amb les temperatures reconstruïdes del mar de Noruega. La "breu història del clima" es resumeix en la secció 6.

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

L'abast específic d'aquest article és sintetitzar el "mode d'operació" del clima marítim del nord -en particular el relatiu al corrent atlàntic noruec- des de l'últim màxim glacial fins a finals del segle XXI. Això serà perseguit pel següent enfocament bastant simple, però esperem intuïtiva. La línia base serà 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 projecció model del segle XXI(fig. 7)de les temperatures del mar de Noruega i Noruega. La literatura científica sobre el clima variable del nord es relaciona i narra respecte a aquest clima marítim de referència, i per tant es proporciona una descripció coherent de la comprensió actual de la influència del mar del nord en el clima regional (i viceversa)(Fig. 8, Fig. 9, Fig. 10).

1. Descarregar: descarregar imatge a mida completa

Fig. 2. El clima marítim reconstruït 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 anòmales del mar de Noruega es reconstrueixen a partir d'assemblatges d'alquenones i foraminífers. Vegeu la secció 3 i la fig. 3, fig. 4 per a una descripció més detallada de les dades i la metodologia utilitzada, i la secció 4 per a una revisió dels diferents períodes de temps i esdeveniments considerats.

1. Descarregar: descarregar imatge a mida completa

Fig. 3. Reconstrucció basada en pol·len de la temperatura de l'aire superficial de juliol per a la costa de Noruega. La dispersió és l'individu reconstruït anomalies, la línia sòlida és l'ajust regressiu no paramètric corresponent i l'ombrejat quantifica la propagació. 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 Secció 3 per a una descripció més detallada de les dades i la metodologia utilitzada, i la Secció 4 per a una revisió dels diferents períodes de temps i esdeveniments considerats.

1. Descarregar: descarregar imatge a mida completa

Fig. 4. Anomalies de temperatura reconstruïdes del mar de Noruega. La dispersió és l'individu reconstruït anomalies, les línies sòlides són l'ajust regressiu no paramètric corresponent i l'ombrejat quantifica la propagació. Les reconstruccions se sintetitzen per als dos proxies qualitativament diferents per separat (cf. Fig. 1 i Taula 1). Vegeu la Secció 3 per a una descripció més detallada de les dades i la metodologia utilitzada, i la Secció 4 per a una revisió dels diferents períodes de temps i esdeveniments considerats.

1. Descarregar: descarregar imatge a mida completa

Fig. 5. Totes les reconstruccions de temperatura individuals i models d'edat utilitzats aquí. L'escala dels eixos verticals és idèntica per a tots els registres (vegeu escala de temperatura d'inici). Els números es refereixen als números de lloc de la taula 1. El lector es remet a la taula per a més detalls.

1. Descarregar: descarregar imatge a mida completa

Fig. 6. El record instrumental. Els panells són la temperatura mitjana anual de l'aire superficial noruec (superior); Les temperatures del mar de Noruega amb 'M' sent l'estació meteorològica de l'oceà M i l'entrada 'S', i el transport de volum d'entrada de l'Atlàntic (mitjà; 1 Sv = 106m3s−1); i registres de temperatura de terra i oceà combinats, incloent la sèrie de temps de segles de la secció Kola del mar de Barents (més baix). Les anomalies de temperatura són respecte a la mitjana de 1961-1990, i les línies gruixudes són dades filtrades de pas baix de 5 anys.

1. Descarregar: descarregar imatge a mida completa

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 atenció als següents vuit períodes climàtics o transicions diferents: l'últim màxim glacial (LGM, 23,0–19,0 ka BP), Heinrich Stadial 1 (HS1, 19.0–14.6 ka BP), Bølling-Allerød (BA, 14.6–12.9 ka BP), l'estadi de Dryas Jove (YD, 12,9–11,7 ka BP), l'Holocè de principis a mitjans (EMH, 11,7–4,0 ka BP), l'Holocè tardà (LH, 4,0 ka BP per presentar), el registre instrumental, i el clima projectat del segle XXI. La nostra definició i separació 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 està en línia amb Rasmussen et al. (2014). Al llarg de l'article totes les referències a edats del paleorecord es presenten com anys naturals abans del present (BP), on "present" es refereix a l'any 1950.

Una premissa (però també un repte) per a aquesta síntesi és que és possible establir un registre climàtic marítim ben definit –'el termòmetre', o, més ben dit, termòmetres (per exemple, fig. 2)–al qual es pot relacionar el clima anòmal i la circulació oceànica. Només es pot proporcionar una avaluació del paper dels mars del nord en el canvi climàtic si hi ha un clima relativament inequívoc 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 projecció del model climàtic per al segle XXI- es presenta en aquesta secció (Seccions 3.1-3.3), incloent una descripció de com es van agregar les dades en sèries temporals (Secció 3.4). Un registre de temperatura més complet i continu per a la costa de Noruega i el domini atlàntic dels mars del nord, que abasta el LGM fins al segle XXI, es compila en conseqüència i el resultat descrit a les seccions 3.5-3.6.

3.1. Paleoclima

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 ΔR = 7 ± 11 anys per MD99-2284, MD95-2010 i MD95-2011 (llocs 15-17) i ΔR = 71 ± 21 ir per m23258 i PSh-5159N (llocs 19 i 20) per Holocè i Bølling; ΔR = 250 ± 50 anys per a YD; ΔR = 250 ± 100 anys per HS1; ΔR = 100 ± 50 yr for Allerød; i ΔR = 7 ± 100 anys per LGM. És 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'Holocè, YD i BA ΔR per a l'àrea d'estudi es prenen de Bondevik et al. (2006) i Mangerud et al. No hi ha valors ΔR coneguts per HS1 i LGM en aquesta regió. Els valors de HS1 ΔR probablement eren més alts que els presents (per exemple, Rørvik et al., 2010),i hem assumit que els valors HS1 i YD eren comparables. El valor mitjà de l'Holocè s'utilitza per a LGM basant-se en les condicions oceanogràfiques no massa diferents en els mars nòrdics durant LGM (Secció 4.1). No obstant això, hem augmentat la incertesa utilitzada en els valors ΔR HS1 i LGM per reconèixer que els valors absoluts són desconeguts. Els models d'edat-profunditat s'estableixen a partir de la interpolació lineal entre els punts d'enllaç 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 més 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 és 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 referència (Secció 3.4). Aquestes sèries de temps sintetitzades són, en conseqüència, robustes pel que fa a les incerteses relacionades amb els models d'edat i la fusió 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. Això inclou sediments superficials de 321 llacs distribuïts per Noruega i el nord de Suècia mostrejades al llarg dels principals gradients tant per a la temperatura com per a la precipitació(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 meteorològiques properes i ajustant-se per a l'elevació, utilitzant una taxa de lapse estàndard de 0,57 °C per cada 100 m d'altitud, i per a la distància de la costa(Seppä i Birks, 2001). Les funcions de transferència de pol·len-clima basades en aquest conjunt de dades de calibratge es desenvolupen utilitzant regressió i calibratge parcial de mitjana ponderada (WA-PLS)(ter Braak and Juggins, 1993). Per als llocs que cobreixen els períodes de temps lateglacial i younger dryas sat es reconstrueix utilitzant una mitjana ponderada (WA), ja que aquest mètode pot funcionar bé en situacions "no anàlogues"(ter Braak i Juggins, 1993). Totes les dades percentuals de pol·len i espora són transformades d'arrelquadrada (Prentice, 1980)abans de la regressió i calibratge wa o WA-PLS. Per a les temperatures mitjanes de juliol, l'error de predicció arrel-mitjana-quadrat de la predicció és d'1,13 °C i el biaix màxim és de 2,16 °C basat en la validació creuada de sortida(Bjune et al., 2010). El conjunt de dades de temperatura de referència 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 referència marina específics 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 superfície del mar, SST) i la capa atlàntica subjacent (basada en conjunts de foraminífers) que està 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 regressió i calibratge de màxima 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 foraminífers planctònics. Per als dos conjunts de dades de referència marina, totes les temperatures específiques disponibles es presenten com a desviacions de les temperatures actuals corresponents per al proxy específic en els llocs específics(Fig. 4, Fig. 5). Les temperatures de foraminífers reconstruïts més fredes tenen les majors incerteses. Les anomalies negatives representen una estimació més baixa, i poden ser massa fredes. Una discussió detallada sobre possibles problemes amb les temperatures absolutes del foraminífer de l'Holocè 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 sèries temporals anuals establertes, i aquestes sèries s'han utilitzat segons el que es proporciona. L'Institut Meteorològic de Noruega va proporcionar la temperatura mitjana anual de l'aire superficial noruec (SAT) basant-se en dades de l'estació meteorològica quadriculada (per exemple, Hansen-Bauer et al., 2006). Global SAT està pres de la sèrie de temps HadCRUT4 (Morice et al., 2012; www.metoffice.gov.uk/hadobs/hadcrut4/). Les temperatures del mar de Noruega són la sèrie de temps d'entrada d'Eldevik et al. (2009) i la temperatura de la capa atlàntica de l'Estació Meteorològica Oceànica 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 marí més enrere en el temps, hem inclòs la sèrie temporal de la secció de Kola de temperatura mitjana(Bochkov, 1982). En la seva ubicació aigües avall al mar de Barents, s'ha trobat que la secció reflecteix els canvis termohalines en el mar de Noruega aigües amunt i les fluctuacions climàtiques 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'Atlàntic / NwAC es poden deduir directament de les mesures de comptadors actuals des de mitjans de la dècada de 1990. Una fracció significativa d'aquesta entrada variable -més del 25% de la variància explicada per les dades mensuals- es pot deduir de les observacions de l'alçada de la superfície del mar(Richter et al., 2012). Utilitzant observacions històriques directes del nivell del mar a partir de mesuradors de marea, aquests autors van estimar anomalies de transport de volum detenades per al període 1960-2006. La seva sèrie temporal basada en l'observació resultant de l'entrada de l'Atlàntic s'inclou en el panell mitjà de la Fig. 6 (d'afegir les dues contribucions associades amb la branca interior i exterior de NwAC - anomenada "Svinøy" i "Fèroe", cf. la seva Fig. 9 - i un valor mitjà representatiu de 8 Sv, cf. Secció 4.7).

3.3. Clima futur projectat

El clima futur es descriu utilitzant dades de producció d'una projecció amb el Model Climàtic de Bergen (BCM; Furevik et al., 2003, Otterå et al., 2009). El forçament antropogènic de la simulació és d'acord amb l'anomenat escenari A1B(Johns et al., 2011),amb un creixement continu del CO2- l'emissió fins a mitjans del segle XXI, i després una disminució gradual però lenta de les emissions. El clima marítim resultant es presenta a la fig. 7. La temperatura del mar de Noruega és en aquest cas la de l'entrada atlàntica, corresponent a "Norw. Sea S" a la Fig. 6. Sens dubte, el que es presenta és una simulació amb un únic sistema de model climàtic. Ens hem conformat amb aquest únic exemple de simplicitat, i perquè sembla representatiu del canvi climàtic regional projectat en general (cf.

3.4. Mètodes estadístics

Les paleo-dades sintetitzades aquí (cf. Taula 1)constitueixen dispersió de punts de dades reconstruïts en temps i temperatura. Una funció de densitat de probabilitat bivariant (PDF) es calcula per a cada dispersió, per exemple, per a un proxy o una ubicació 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 procés de difusió lineal, no és paramètric, incloent una estimació asimptòticament òptima de l'ample de banda, és 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 aquí és típicament de 400 anys i 0,2 °C. La implementació matlab referida a Botev et al. (2010) es va utilitzar com a proporcionada(Bòtev, 2007)per als càlculs aquí.

La progressió temporal a través del PDF bivariant resultant descriu la distribució de la temperatura variable. El clima sintetitzat es presenta com l'evolució dels tres quartils de temperatura en el temps; el segon quartil -la mediana- és la corba de temperatura reconstruïda, el primer i el tercer quartils representen la propagació en dades (cf., per exemple, fig. 2). Observeu com l'aparença relativament suau de les corbes de temperatura i la propagació reflecteixen l'ample de banda esmentat anteriorment.

Quan es combinen diversos registres de temperatura reconstruïts, és a dir, per a l'estimació de la força variable de l'entrada atlàntica als mars nòrdics(Fig. 9),s'utilitza el següent procediment. Els PDF , a partir de les paleo-dades originals , es mostreja aleatòriament per produir un conjunt de dades sintètiques per a la inferència combinada, per exemple, la diferència de temperatura entre dues ubicacions d'còtzing. (Això 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 continuació, es construeix un PDF a partir de la dispersió de punts de dades sintètiques com es descriu anteriorment. L'objectiu principal d'això és assignar una difusió de dades a l'estimació d'entrada coherent amb la difusió en les dades originals en què es basa l'estimació. La corba mitjana d'entrada és per a tots els propòsits pràctics el mateix que els resultats de l'ús de corbes de temperatura mitjanes directament com a base per a la inferència.

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 més antics de l'edat de Bøllling-Allerød no es troben a la nostra regió d'estudi a causa de l'extensió de la capa de gel de Fennoscandian(Gyllencreutz et al., 2007),de manera que les temperatures atmosfèriques reconstruïdes no existeixen abans de 14,6 ka BP (BA; Fig. 2, Fig. 3). S'infereix que el SAT és uns 4 °C més baix que l'actual durant els períodes de temps de BA i YD (fins a ca 12 ka BP). Durant aquests dos períodes de temps la difusió de les dades és gran.

Les temperatures més fredes que les presents són evidents des de l'inici de la sedimentació 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 més fredes que els llocs del nord al llarg del registre (panell inferior de la Fig. 3). S'observa un ràpid augment del SAT en el període de transició del YD a l'EMH. L'anomalia sat més càlida per a tota la regió es produeix a partir de ca 9-6 ka BP, quan s'infereix que el SAT és ca 1 °C més alt que les temperatures actuals. L'anomalia sat més càlida per als llocs del sud es produeix una mica més tard (de ca 7,5-5 ka BP) que en els llocs del nord. Els llocs del nord també mostren una anomalia general més gran del SAT. Després 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 tendència d'escalfament general des de 1900 fins a 2010, al voltant d'1 °C d'escalfament tant per al SAT noruec com per al sat global. El període 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 més i més fort al llarg del segle XXI(fig. 7). El SAT noruec i global augmenten al voltant de 4 °C i 2,5 °C, respectivament, en aquesta projecció BCM en particular. Tant els SATs noruecs observats com els projectats es caracteritzen per fluctuacions decadals amb un rang d'aproximadament 1 °C superposat a les tendències generalment d'escalfament.

3.6. Temperatures oceàniques del LGM al 2100

En l'àmbit marí, la reconstrucció de la temperatura basada en foraminífers mostra que les condicions fredes van prevaler al mar de Noruega a través del LGM, HS1, BA i YD, amb temperatures aproximadament 7 °C més fredes que l'actual(Fig. 4). Un lleuger escalfament s'associa amb la primera part de l'HS1 i la transició entre HS1 i BA, mentre que l'anomalia de temperatura més freda es veu durant la DA. Un escalfament fort i ràpid caracteritza la transició de YD a Holocè, de gairebé 8 °C més fred a temperatures aproximadament 0,5 °C més càlides que avui a 10 ka BP. L'escalfament de 10 ka BP va ser relativament de curta durada, i a través de la major part de l'EMH més fred que les temperatures actuals va caracteritzar el mar de Noruega. A través de l'LH, les temperatures de l'oceà són comparables a les actuals, però fins a 1 °C més càlides(Fig. 4).

Les reconstruccions de temperatura basades en alquenone només estan disponibles per a la part de l'Holocè de l'interval d'estudi. Similar a les reconstruccions de temperatura basades en pol·len, el registre d'alquenona documenta més calent que les TIC actuals durant l'EMH, amb una anomalia més càlida d'aproximadament 1,5 °C entre 9 i 6 ka BP, seguit d'un refredament gradual(Fig. 2, Fig. 4). A través dels últims 3 ka BP, les RSS d'alquenó són 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 càlid en les primeres 2-3 dècades, relativament fred en les dècades centrades al voltant de 1980, i tan càlid a partir de llavors. L'escalfament recent no sembla excepcional en les dues sèries de temps des del mar de Noruega. No obstant això, si es té en compte la secció de Kola i tot el segle de dades disponibles allà, un escalfament general al llarg del segle XX molt similar al de l'atmosfera és evident. Una tendència d'escalfament també s'estén cap al futur projectat(Fig. 7). Es considera que el NwAC s'escalfa 0,8 °C al llarg del segle XXI, i associat amb això és un debilitament d'1-Sv (al voltant del 12%) en el transport en volum. Una anti-correlació entre el transport de volum d'entrada i la temperatura del mar de Noruega és també el cas general, tant per a la variabilitat observada (OWSM) com per a la variabilitat projectada amb correlacions de −0,42 i −0,37, respectivament, per a les sèries filtrades de pas baix (cf. Fig. 6, Fig. 7; la correlació anterior només és significativa al nivell de confiança del 90%). Observem que el rang de variabilitat del transport de volum es duplica aproximadament de l'observat al projectat. Aquest últim és al voltant de 2 Sv.

4. Revisió del clima marítim del nord

Amb un registre climàtic de referència consistent definit (cf. Secció 3), el coneixement actual sobre el clima marítim del nord és revisat i cronificat d'acord amb els períodes/esdeveniments clau esmentats: 1) l'últim màxim glacial, 2) Heinrich stadial 1, 3) Bølling-Allerød, 4) Dryas jove, 5) De principis a mitjans de l'Holocè, 6) Holocè tardà, 7) el registre instrumental, i 8) l'escalfament projectat del segle XXI. Com que la literatura revisada està molt preocupada pel concepte quantitatiu de circulació capgirada meridional de l'Atlàntic (AMOC; Kuhlbrodt et al., 2007),AMOC és sovint referit en aquesta secció en lloc del terme més qualitatiu THC.

4.1. Últim màxim glacial (LGM 23,0–19,0 ka BP)

Els mars del nord i l'Oceà Atlàntic Nord han estat tradicionalment considerats gel marí perennement cobert durant el LGM(CLIMAP, 1981). Les reconstruccions més recents, però, indiquen que les condicions estacionalment lliures de gel prevalien, almenys en els mars del nord oriental, encara que la incertesa variable en les temperatures reconstruïdes és suggerida per diferències inter-proxy i estructura tèrmica no analògica a l'oceà LGM (per exemple, Meland et al., 2005, Kucera et al., 2005a, de Vernal et al., 2006). El gel marí perenne va estar present a l'estret de Fram(Müller et al., 2009). Les condicions estacionalment lliures de gel en els mars del nord també són una característica de les simulacions del Paleo Model Intercomparison Project 2 (PMIP2), en línia amb l'evidència proxy(Li et al., 2010). La nostra reconstrucció generalment documenta temperatures oceàniques fredes al llarg del LGM(Fig. 4),consistents amb un transport de calor cap al pol reduït, però no menyspreable a la part oriental dels mars del nord. A causa de la fusió estival de les capes de gel circumdants, la salinitat en els mars central i oriental va ser menor que en l'actualitat, reforçant l'estratificació de la part superior de la columna d'aigua(Meland et al., 2005, de Vernal et al., 2006). La fusió estival de les capes de gel circumdants s'ha suggerit com una de les possibles causes de la salinitat reduïda. La millora de l'estratificació estival i l'extensió de la coberta de gel marí hivernal van causar la subducció de l'aigua atlàntica en un lloc més meridional que en el clima actual(de Vernal et al., 2005).

Duplessy et al. (1988) van utilitzar δ de l'Atlàntic Nord13C valora argumentar que la convecció oceànica profunda durant el LGM es va restringir al sud de la cresta Groenlàndia-Escòcia. Aquesta interpretació de la δ13Des de llavors, els registres C han estat desafiats(Oppo i Lehman, 1993, Raymo et al., 2004). Les noves reconstruccions de salinitat suggereixen que la convecció va tenir lloc en els mars del nord(Meland et al., 2005),i la composició isotòpica del neodimi d'aigües del fons de l'Atlàntic Nord suggereix un persistent desbordament d'aigües profundes des dels mars nòrdics fins a l'Atlàntic Nord glacial a través del LGM(Crocket et al., 2011). Des de l'Atlàntic Nord hi ha evidència d'una terminal més superficial i més 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 circulació de capgirament glacial, les temperatures oceàniques i les condicions del gel marí als mars del nord(Otto-Bliesner et al., 2007). Avaluant els resultats del model PMIP2 i les reconstruccions de la superfície i l'oceà Atlàntic profund, Otto-Bliesner et al. (2007) conclouen que el límit entre les aigües profundes de l'Atlàntic Nord i l'aigua del fons antàrtic era més poc profund, però que la força de l'anul·lació 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 19.0–14,6 ka BP) - inici de la terminació de LGM

Heinrich Stadial 1 (HS1) cobreix la successió d'esdeveniments que ocorren des del final del LGM fins a l'inici del Bølling-Allerød. Des de 19 ka BP, 231Pa/230Les dades de mida de gra magnètic indiquen una desacceleració 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 mínim 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 ràfting de gel de l'Atlàntic Nord associada amb les TIC fredes i la baixa salinitat superficial després de la fusió massiva de gel(Hemming, 2004). Una aguda represa de l'AMOC a ∼14,7 ka BP correspon amb l'inici del Bølling-Allerød(McManus et al., 2004).

L'aigua dolça de la fosa de la capa de gel i el calvinisme es considera una influència important a través de l'HS1, i la ubicació de l'alliberament d'aigua dolça és important per tal d'afectar l'AMOC(Àlvarez-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 ràpida retirada va començar 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 marí FIS i Barents va ser iniciada per un escalfament de curta durada (per exemple, Lekens et al., 2006, Rørvik et al., 2010),tal com es representa en la nostra reconstrucció al voltant de 19 ka BP, seguit de temperatures fredes a través de la major part de HS1(Fig. 4). Les dades i els models mostren que la fusió de la FIS va causar un debilitament inicial de la convecció oceànica profunda associada amb un escalfament a tota la conca (2 °C) de l'Atlàntic Nord i els mars nòrdics a profunditats intermèdies. L'escalfament del subsòl va ser important com a detonant per al col·lapse i l'onada de la plataforma de gel Laurentide inferida, d'aquí el forçament d'aigua dolça del mar de Labrador i el tancament associat de l'AMOC durant l'esdeveniment Heinrich 1(Marcott et al., 2011, Àlvarez-Solas et al., 2011).

Hi va haver un intercanvi directe d'aigües superficials entre els mars nòrdics i l'Atlàntic 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 marí hivernal i temperatures oceàniques d'estiu més fredes que 2 °C(Rasmussen i Thomsen, 2008).

Esgotament fort de la δ bentònica18O senyal en els mars nòrdics a HS1 és un tema de discussió en curs en termes d'entendre el mecanisme darrere de l'esgotament. Existeixen diverses teories, explicant l'esgotada δ bentònica18O per 1) augment de les temperatures(Rasmussen i Thomsen, 2008),2) formació d'aigua de salmorra(Dokken i Jansen, 1999, Meland et al., 2008),o 3) injecció hiperpicnal d'aigua de desglaç 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 nòrdics, tot i que expliquen l'esgotador senyal isotòpic bentònic per diferents mecanismes.

4.3. Bølling-Allerød (BA 14.6–12.9 ka BP) – càlid interstadial

L'inici del Bølling-Allerød (BA) s'associa amb una represa amoc a ∼14,7 ka BP(McManus et al., 2004),i amb un gran i abrupte escalfament superficial sobre tota la regió de l'Atlàntic Nord(Rasmussen i Thomsen, 2008). La sortida d'aigua intermèdia des dels mars nòrdics fins a l'Atlàntic Nord va ser de magnitud similar durant el BA que durant l'Holocè, però l'aigua conveçada estava atrapada a profunditats més profundes que en l'actualitat(Meland et al., 2008). Per primera vegada durant la desglaciació, va tenir lloc un fort flux subsuperficial d'aigua atlàntica (AW) a l'oceà Àrtic(Slubowska et al., 2005). L'escalfament del BA va ser, però, menys pronunciat en parts dels mars nòrdics que a l'Atlàntic Nord i sobre Groenlàndia (per exemple, Rasmussen i Thomsen, 2008). Les nostres temperatures reconstruïdes mostren un escalfament màxim just al començament del BA, seguit d'un refredament a través de la resta del BA(Fig. 4). No obstant això, a profunditats més profundes, AW va entrar a través de l'estret de Fram i al mar de Barents a través de la BA, com ho implica la fauna de foraminífers bentònics en llocs poc profunds(ca 400 m) al nord de Svalbard(Slubowska et al., 2005)i al sw Barents Sea(Aagaard-Sørensen et al., 2010, Chistyakova et al., 2010). La immersió de l'AW, però, es va produir més al sud que avui(Slubowska-Woldengen et al., 2007).

Una extensa coberta de gel marí va caracteritzar el BA al nord de Svalbard(Koç 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 marí fins a 13,2 ka BP(Müller et al., 2009). L'existència del foraminífer planctònic N. pachyderma (sin) implica aigua oberta estacionalment, però freda, al mar sw Barents 13.8–12.7 ka BP(Aagaard-Sørensen et al., 2010). Al mar de Noruega, la temperatura superficial de BA era més càlida que la glacial però més freda que les temperatures interglacials(Koç Karpuz i Jansen, 1992, Klitgaard-Kristensen et al., 2001).

A través de la BA, la FIS s'havia retirat prou com per permetre l'establiment d'escassa vegetació al llarg de parts de la costa noruega. El nostre registre basat en pol·len comença així una mica a BA i el SAT reconstruït indica temperatures mitjanes baixes de juliol(Fig. 3).

L'ocurrència d'un "excés" AMOC a l'inici de la BA és robusta sobre diferents models de circulació general, mentre que l'evidència dels registres de proxy és menys consistent(Cheng et al., 2011). La importància de l'intercanvi oceànic entre l'Atlàntic Nord i els mars Nòrdics per l'ocurrència d'un excés d'AMOC en la transició HS1 a BA, i per obtenir la magnitud completa i observada de l'escalfament de BA, s'ha emfatitzat(Cheng et al., 2011). No està clar, però, si l'excés és una resposta lineal a un forçament abrupte, per exemple una hipotètica terminació abrupta del forçament de l'aigua de desglaç HS1(Liu et al., 2009),o una resposta amoc no lineal a un forçament gradual, com s'ha associat amb AMOC en models de complexitat intermèdia(Knorr i Lohmann, 2007). Cheng et al. (2011) argumenten que el canvi AMOC ba va ser una resposta a una exposició sobtada de la calor de l'oceà subsuperficial superposada a la transició de l'AMOC glacial a interglacial. No és senzill, però, avaluar el paper de l'aigua de desglaç durant la desglaciació a causa de les incerteses en les històries reconstruïdes d'aigua de desglaç, la sensibilitat model al forçament d'aigua dolça, així com la importància dels processos de retroalimentació no lineal(Bethke et al., 2012).

4.4. Dryas més jove (YD 12.9–11.7 ka BP) - 'la gran congelació'

Després del Bølling-Allerød, un ràpid refredament va conduir a l'interval fred de Dryas (YD)(Koç Karpuz i Jansen, 1992). Tant la reconstrucció de la temperatura basada en el foraminífer com el SAT mostren que les condicions reconstruïdes més fredes es van produir durant el YD(Fig. 3, Fig. 4). El Dryas més jove es va caracteritzar per un extens refredament sobre Groenlàndia. als mars nòrdics, al nord de Svalbard, i al mar de Barents (per exemple, Koç 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-Sørensen et al., 2010). Una excepció és el nord d'Islàndia, 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(Seppä 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, estabilització o terminació del YD(Bakke et al., 2009, Cabedo-Sanz et al., 2012).

Les condicions fredes anòmales de la DÈDE van ser més pronunciades durant l'hivern, introduint forts contrastos estacionals (per exemple, Isarin et al., 1998). La DÈT de principis a mitjans es va caracteritzar per una coberta estable i extensa de gel marí hivernal als mars nòrdics(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 tardà va ser menys fred i van prevaler les condicions variables. Es creu que l'augment de l'entrada atlàntica als mars nòrdics va reduir l'extensió del gel marí, va augmentar la variabilitat de la coberta de gel i va afectar les vies de tempesta més 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 diferències 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 marí i el forçament atmosfèric(Isarin et al., 1998, Denton et al., 2005, Brauer et al., 2008, Bakke et al., 2009).

La força de l'AMOC es va reduir durant el YD(McManus et al., 2004). La causa d'això és incerta, i els canvis en la bolca podrien haver estat alhora una causa i un efecte del refredament subpolar de l'Atlàntic Nord(Brauer et al., 2008). La formació de salmorra va tenir lloc a les prestatgeries dels mars nòrdics, mentre que la convecció de l'oceà obert es va reduir en comparació amb la BA(Meland et al., 2008). S'ha assumit que l'entrada anòmala d'aigua dolça és una causa per a la reducció de l'AMOC també durant el YD, però ha faltat consens pel que fa a la font potencial. Tarasov i Peltier (2005) van suggerir que la major descàrrega combinada d'aigua de desglaç /iceberg drenada a l'oceà Àrtic, utilitzant models numèrics per identificar aquest punt d'alliberament geogràfic. Murton et al. (2010) van identificar posteriorment el camí d'inundació del drenatge YD del llac Agassiz a l'oceà Àrtic. Wunsch (2006) va proposar una explicació alternativa, suggerint que el canvi en la circulació oceànica era una conseqüència del canvi de vents.

4.5. Holocè d'hora a mitjans (EMH 11,7–4 ka BP) – Màxim tèrmic de l'Holocè 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 més càlides que les actuals de les ZES i les TIC, les glaceres més petites i les condicions mínimes de gel marí caracteritzen l'Holocè primerenc a altes latituds del nord, i aquest màxim tèrmic de l'Holocè s'explica com una resposta a la forta insolació estival de l'hemisferi nord (per exemple, Calvo et al., 2002, Nesje et al., 2005, Seppä et al., 2009, Andersson et al., 2010, Berner et al., 2011, Risebrobakken et al., 2011). El temps i la magnitud del màxim tèrmic de l'Holocè impulsat per la insolació mostren diferències regionals, probablement relacionades amb la influència variable de la fusió de les capes de gel (per exemple, Kaufman et al., 2004, Blaschek and Renssen, 2012). El màxim tèrmic de l'Holocè va seguit d'una tendència de refredament, també reflectida per l'augment gradual de la coberta de gel marí(Jennings et al., 2002, Rasmussen et al., 2007, Müller et al., 2012). La mateixa tendència de l'Holocè a llarg termini, amb un màxim tèrmic seguit de refredament gradual, es veu a la mitjana zonal de 30-90 °N de marcott et al.

Les tendències de l'Holocè tant en el nostre SAT com en la reconstrucció de la temperatura alquenona segueixen el forçament de la insolació estivals, mentre que la tendència en la reconstrucció de la temperatura del foraminífer no ho fa(Fig. 2). Diferents tendències de temperatura de l'Holocè en reconstruccions de temperatura basades en fitoplàncton i zooplàncton en els mars nòrdics es destaquen en diversos estudis, i probablement es relacionen amb l'hàbitat més profund i més ampli del zooplàncton, i una finestra de zooplàncton temporal més àmplia de reproducció, en relació amb el fitoplàncton(Risebrobakken et al., 2003, Andersson et al., 2010, Leduc et al., 2010, Risebrobakken et al., 2011). Hi ha relativament poca variació estacional de la temperatura per sota de la capa mixta de l'estiu. Per tant, tot i que el foraminífer calcifica durant l'estiu, la implicació és que la reconstrucció basada en el foraminífer no ha d'estar dominada per l'estacionalitat. La diferent resposta a la temperatura en aigües 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. Holocè tardà (LH 4 ka BP fins a l'actualitat) – període fred

En relació amb l'Holocè de principis a mitjans, el SAT i les TIC més freds, l'augment de la coberta de gel marí, l'augment de la precipitació i les glaceres més grans es reconstrueixen per a l'Holocè tardà (per exemple, Berner et al., 2011, Müller et al., 2012),i es considera una resposta a la reducció de la insolació estival de l'hemisferi nord. Les nostres reconstruccions d'alquenone i SAT estan en línia amb aquests estudis, així com Marcott et al. (2013).

Diversos estudis de registres marins dels mars nòrdics suggereixen un canvi de l'Holocè tardà cap a una major amplitud i variabilitat d'alta freqüència (per exemple, Jennings et al., 2002, Risebrobakken et al., 2003, Kjennbakken et al., 2011),i es veuen canvis importants en les temperatures oceàniques subsuproterrades durant els últims tres mil·lennis(Andersson et al., 2003). Els canvis climàtics de l'Holocè tardà a l'Atlàntic Nord nord s'han atribuït als canvis en la temperatura i l'entrada d'aigua de l'Atlàntic a la regió (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) – 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 atlàntica i el transport de calor a través de la cresta Groenlàndia-Escòcia convergeixen en ∼8 Sv i ∼300 TW basant-se en consideracions pressupostàries(Worthington, 1970, Mauritzen, 1996a)i mesures de corrent continu(Østerhus et al., 2005). El registre instrumental mostra evidència clara de variabilitat decadal amb un rang de temperatura d'aproximadament 1 °C (per exemple, Skagseth et al., 2008;vegeu també 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'Atlàntic (per exemple, Furevik, 2000, Polyakov et al., 2005, Holliday et al., 2008, Skagseth et al., 2008, Eldevik et al., 2009). La propagació aigües avall de les anomalies s'exemplifica a la fig. 6, on la sèrie temporal de l'OWSM es desplaça 2 anys enrere en el temps i està superposada per la temperatura d'entrada (la correlació endarrerida de les dues sèries de temps filtrades de pas baix és de 0,75). Estudis recents per explicar la força variable o hidrografia del NwAC han identificat factors causals aigües amunt a l'Atlàntic pròpiament dit. Marshall et al. (2001) van introduir un marc conceptual que mostra com els canvis en el forçament relacionat amb la NAO tenen un efecte directe en la circulació de Sverdrup i l'acompanyament d'anomalies hidrogràfiques a l'Oceà Atlàntic 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'estrès del vent de l'Atlàntic Nord, i Hátún et al. (2005) van mostrar que la temperatura i salinitat de l'entrada atlàntica al mar de Noruega van ser modificades per la força i extensió del gir subpolar.

També hi ha una resposta d'entrada directa a la FORÇA 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 és més que ±1 Sv (cf.  Finalment, hi ha evidència d'un canvi cap a l'est en l'extensió de les masses d'aigua de l'Atlàntic en resposta al forçament positiu de la NAO(Blindheim et al., 2000, Mork and Blindheim, 2000, Richter i Maus, 2011). No obstant això, segueix sent un fet que la distribució bàsica de la massa d'aigua sembla robusta a la variabilitat atmosfèrica observada.

En resum, el registre instrumental(Fig. 6)és consistent amb un clima noruec (SAT) que reflecteix la variabilitat decadal del mar de Noruega, on les anomalies termohalines viatgen pel corrent atlàntic noruec, i la font de canvi es pot trobar en gran mesura a l'Atlàntic pròpiament dit. El canvi a llarg termini està alineat amb les tendències observades en el SAT global. En el registre instrumental que es presenta aquí(fig. 6),les temperatures del mar de Noruega i la força inferida del NwAC són generalment anti-correlacionades (cf. El resultat és un transport tèrmic NwAC relativament constant consistent amb les observacions d'Orvik i Skagseth (2005) des de la secció de Svinøy (62°N) per al període 1995-2004.

4.8. Escalfament projectat del segle XXI

L'anàlisi d'observacions instrumentals de la temperatura superficial(Jones et al., 2012)i l'escalfament global futur projectat basat en models climàtics acoblats d'última generació mostren l'escalfament més pronunciat a altes latituds del nord(Polyakov et al., 2002, Overland et al., 2011, Stroeve et al., 2012). Un factor clau per a aquesta amplificació polar és la gran fracció de terra a latituds mitjanes i altes del nord, que en última instància limita la capacitat de l'oceà per absorbir i emmagatzemar calor. Altres factors, com el gel/ neu i les retroalimentacions de núvols albedo, són probablement també importants(Serreze i Barry, 2011).

D'acord amb la disminució dinàmica de la producció 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'Escandinàvia s'escalfin més de 4,5 °C a finals de segle en comparació amb 1971-2000(Jackob et al., 2013). Projeccions més específiques per a la regió de Svalbard suggereixen un escalfament mitjà anual de 1961-90 a 2071-2100 d'uns 0,6 °C per dècada, amb un escalfament encara més fort a l'hivern(Førland et al., 2011).

L'evolució futura de l'entrada atlàntica als mars nòrdics probablement estarà relacionada amb els canvis projectats a l'AMOC. Els models climàtics que van participar en CMIP3 i CMIP5 simulen una disminució típica a escala del segle en la força màxima de l'AMOC del 20-40% depenent de l'escenari d'emissió(Schmittner et al., 2005, Meehl et al., 2007, Weaver et al., 2012, Cheng et al., 2013). Aquest debilitament és causat per canvis en el flux de calor superficial en lloc de canvis en el flux d'aigua dolça superficial (per exemple, Gregory et al., 2005). La reducció del contrast de temperatura oceà/atmosfera redueix la pèrdua de calor oceànica a l'atmosfera. En conseqüència, 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 induït per l'home a la regió.

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'Atlàntic als mars nòrdics està importantment relacionada amb el forçament del vent de l'Atlàntic Nord, i en particular amb el patró nao descrit a la Secció 4.7. Mentre que les projeccions futures de NAO en CMIP2 i CMIP3 tendien a mostrar una NAO més positiva en el futur (per exemple, Stephenson et al., 2006),un estudi més recent basat en models CMIP5 suggereix una tendència futura per a nao més negativa(Cattiaux et al., 2013). Això probablement contribuiria a una entrada reduïda als mars nòrdics, en particular per a la branca d'entrada oriental. Finalment, cal destacar que s'esperen variacions multidecadals en l'SST atlàntic i nòrdic també en un món més càlid (per exemple, Otterå et al., 2010, Booth et al., 2012, Cheng et al., 2013). Aquestes variacions poden tenir un paper clau en la formació 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 està generalment en línia amb el que es representa de la simulació BCM A1B a la fig. 7. És a dir: un escalfament sobre Noruega (que és més fort que la mitjana global, és a dir, l'amplificació polar) i un escalfament diferent, però menys càlid del mar de Noruega, acompanyat d'una reducció gradual de l'AMOC (no mostrada) i l'entrada atlàntica associada als mars nòrdics.

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 variació en la circulació oceànica s'invoca comunament per explicar el canvi en el clima marítim del nord. S'argumenta que tant l'AMOC com el corrent atlàntic noruec s'han reduït durant l'LGM (Secció 4.1), tancat durant HS1 (4,2), fort en entrar a l'Holocè (4,5), variable a través de l'Holocè tardà (4,6), i tant l'AMOC com la reducció d'entrades es projecten per al futur (4,8). Aquests canvis es consideren, per exemple, connectats a la sensibilitat al forçament d'aigua dolça dels llocs de formació d'aigües profundes (HS1, 4.2, i YD, 4.4); una exposició sobtada de calor oceànica subsuperficial (entrant a BA, 4,3, i Holocè, 4,5); Resposta a canvis en el forçament extern com erupcions volcàniques o irradiància solar total (Holocè tardà, 4,6); canvis en els vents de l'Atlàntic Nord (clima actual, 4,7); o la reducció 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 continuació esbossem un marc explícit i coherent per al diagnòstic de canvis en l'entrada de l'Atlàntic que es poden associar amb temperatures reconstruïdes del mar de Noruega. La força del corrent atlàntic noruec pot ser modelada per una "circulació mediterrània" (un anomenat estuari negatiu, per exemple, Carmack, 2007, Knudsen, 1900, Rudels, 2010, Stigebrandt, 1985), UT=Q,on U és el transport de volum de l'entrada atlàntica (i, per continuïtat, de NwAC), i T i Q,respectivament, són la disminució de la temperatura i la pèrdua de calor a l'atmosfera des de l'entrada fins a la latitud nord on el NwAC subdueix sota les aigües polars. Les estimacions actuals basades en l'observació són una entrada de 8 Sv que experimenta una disminució de la temperatura de 8 K en tornar com a sortida freda, corresponent aproximadament a una pèrdua de calor de 300 TW (cf. La conversió entre flux de calor i temperatura, la unitat dimensional de relació (1), és 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'equació (1) en una forma on la força del flux es pot deduir de les temperatures reconstruïdes. Una característica simplificadora de la climatologia observada és que la temperatura mitjana zonal NwAC disminueix a un ritme aproximadament constant amb l'augment de la latitud(fig. 8),corresponent a una pèrdua de calor relativament uniforme. Per tant, assumimQ=qL,on q és la pèrdua uniforme de calor (unitat W m−1), i L és l'extensió meridional del domini atlàntic. L'anterior en particular implica que si ΔT és la disminució de la temperatura variable sobre el rang latitudinal fix ΔL,llavorsΔTΔL=TL.

1. Descarregar: descarregar imatge a mida completa

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 anòmals de manera que T = T0 + T, i així successivament, on el subíndex 0 es refereix a una referència fixa i el primer es refereix a les desviacions d'aquest estat de referència, per exemple, anomalies paleo-proxy en relació amb el clima actual. La força de l'entrada atlàntica pot llavors de (1) ser modelat com'U=qΔLΔT=U01+q'/q01+ΔT'/ΔT0; U 0=q0ΔLΔT0.

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'equació (4) respecte a ΔT′,U=U0(1+q'q0)(1−ΔT'ΔT0).

Aquesta estimació no és singular i coherent amb la relació original (4) respecte a la sensibilitat qualitativa al canvi de temperatura; S'estima que les grans desviacions del transport de referència són esbiaixades baixes (altes) per anomalies negatives (positives) en comparació amb (4). El baix biaix és la "robustesa" desitjada introduïda per la linealització a costa de la precisió matemàtica.

L'entrada reconstruïda i les temperatures centrals del mar de Noruega (lloc 15 i llocs 16/17 combinats) constitueixen un proxy per a ΔT (Fig. 9). La separació de llocs és aproximadament ΔL = 5·10'5m, i la disminució actual de la temperatura és ΔT0 = 1,5 K (cf. Fig. 1, Fig. 8). Com es veu a la fig. 1,també 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, Nøst i Isachsen, 2003, Skagseth et al., 2004),justificant la relació de proxy. No obstant això, no es pot excloure una influència de les excursions frontals en temperatures reconstruïdes(Richter i Maus, 2011, Risebrobakken et al., 2011).

1. Descarregar: descarregar imatge a mida completa

Fig. 9. Entrada atlàntica inferida de temperatures reconstruïdes. Els panells són reconstruccions basades en incòminexs de les temperatures del mar de Noruega (llocs 15 i 16/17, cf. Fig. 1 i Taula 1; superior), i la consegüent diferència anòmala de temperatura meridional i l'entrada proporcional de l'Atlàntic (corba blava prima, més baixa; equació cf. (5). La corba negra gruixuda és l'entrada diagnosticada que també inclou la contribució d'una pèrdua de calor variable (per unitat de distància) a l'atmosfera (equació cf. (6). (Per a la interpretació de les referències al color en aquesta llegenda figura, el lector es refereix a la versió web d'aquest article.)

Una parametrització comuna de la pèrdua de calor és assumir un escalat lineal amb diferència de temperatura aire-mar (per exemple, Haney, 1971). En el cas actual, on l'enfocament se centra en el canvi arrelat a l'oceà (i les temperatures mitjanes anuals reconstruïdes de l'aire estan mancades), descuidem la contribució de canviar el SAT i assumimq′q0=γT',on T′ és la temperatura d'entrada anòmala i γ un factor d'escalat constant. La força resultant del corrent atlàntic noruec segons l'equació (1) es mostra a la fig. 9,tant per una pèrdua de calor uniforme que també s'assumeix constant en el temps(γ = 0), com per una pèrdua de calor que acomoda l'entrada feble durant LGM(γ = 0,1 K).−1). Els dos casos són consistents pel que fa als períodes d'augment (o disminució) de l'entrada, però la magnitud del canvi en el primer és generalment molt més pronunciada, i es redueix menys enrere en el temps des de l'Holocè fins al LGM.

5.3. La paleo-revisió revisada

En primer lloc, sembla que hi ha un bon acord entre la força diagnosticada de l'entrada(fig. 9)i el canvi d'entrada com es discuteix en la literatura, aquest últim sovint basat en la suposició que les temperatures oceàniques més càlides impliquen un corrent més fort (per exemple, Risebrobakken et al., 2011). Com es revisa a la Secció 4, s'argumenta que l'entrada d'aigua atlàntica als mars nòrdics ha estat més feble que present a través del LGM, HS1, BA i YD, d'acord amb el nostre diagnòstic. De la mateixa manera, hi ha arguments que es va produir una reorganització de la circulació oceànica durant la transició entre el YD i l'Holocè, amb una advecció màxima de calor a principis d'EMH(Risebrobakken et al., 2011). La revisió de les seccions 4.5 i 4.6 demostra un consens que l'entrada d'aigua de l'Atlàntic ha estat variable a través de l'Holocè, i que l'entrada ha estat consistentment més forta que abans de la desglaciació final, en línia amb el nostre diagnòstic.

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 incoherències amb entrada prèviament inferida es refereixen al moment de l'entrada màxima d'EMH i l'entrada més gran que l'actual diagnosticada entre 9 i 5 ka BP(Fig. 9). Aquestes incoherències s'expliquen per les incerteses en el control de l'edat i la magnitud de les anomalies de temperatura reconstruïdes en llocs individuals. El pic d'entrada diagnosticat en la transició a l'Holocè està en línia amb els arguments per a l'advecció màxima a 10 ka BP causant els màxims generals en les temperatures dels foraminífers (Secció 4,5; Fig. 2, Fig. 5). No obstant això, la nostra màxima es produeix una mica abans, ja que l'entrada diagnosticada s'escala amb el gradient de temperatura del nord i no només la temperatura (equació (1). El diferent temps és, per tant, el que implica el gradient de temperatura reconstruït. Però donada la ràpida desglaciació, l'estimació del gradient és molt sensible a qualsevol incertesa en les estimacions d'edat absoluta que podria donar lloc a un escalfament reconstruït prematur del lloc nord abans del sud (Fig. 9). Per al període de 9 a 5 ka BP, prèviament s'ha qüestionat si les temperatures reconstruïdes són representatives dels contrastos de temperatura meridionals, base per al nostre diagnòstic; Les anomalies reconstruïdes impliquen un lloc del nord que al llarg del període és consistent -i poc realista- més càlid que la font de calor, l'entrada de l'Atlàntic(Risebrobakken et al., 2011).

A un nivell més general pel que fa a la inferència sobre la força del THC, aparentment hi ha una inconsistència conceptual en la literatura relacionada amb la convecció de l'oceà obert. La conversió i bolcada del flux superficial flotant en corrents d'aigua densos a profunditat s'han associat comunament amb la convecció oceànica oberta(Nansen, 1906, Marshall i Schott, 1999, Rahmstorf, 2002). La convecció, per exemple al mar de Groenlàndia, és generalment descrita i avaluada com un factor crític 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 climàtic futur, i la variabilitat i el canvi abrupte entre i dins dels climes paleo reconstruïts (per exemple, Rahmstorf, 2002, Bryden et al., 2005, Dong and Sutton, 2005).

El paradigma anterior, originalment arrelat en el registre instrumental, apareix, però, en desacord amb la literatura oceanogràfica actual. Ara se sap que el procés de convecció d'oceà 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 manté una causalitat prèviament inferida(Hansen et al., 2001)entre la ventilació profunda del nord i el dens desbordament dels mars nòrdics(Olsen et al., 2008). A més, la transformació de la massa d'aigua i la pèrdua de calor de l'oceà s'associen predominantment amb el refredament gradual dels corrents fronterers, és a dir, amb NwAC per al cas dels mars nòrdics (per exemple, Mauritzen, 1996b, Isachsen et al., 2007). El refredament aigües avall a través del mar de Noruega és la manifestació observacional d'aquest procés (cf. Fig. 1, Fig. 8;el costat esquerre de la relació diagnòstica, equació (1), és una quantificació d'aquest refredament). Destaquem que l'anterior no implica convecció per no estar relacionat amb el THC; En absència d'entrada a l'Atlàntic, no hi pot haver convecció profunda (tèrmica) al mar de Groenlàndia.

5.4. Els mars del nord des de l'últim màxim glacial fins a l'escalfament global

Els registres de temperatura de la terra i de l'oceà s'han compilat i presentat per al clima passat, present i futur(Fig. 2, Fig. 6, Fig. 7). Hi ha les corresponents sèries horària basades en l'observació i el model de transports de volum d'entrada a l'Atlàntic en els dos últims casos. Una entrada quantitativament consistent amb les temperatures de l'oceà reconstruïdes es diagnostica tal com es descriu a la Secció 5.2(Fig. 9;el cas γ = 0,1 K−1 s'inclou en el següent). El compost resultant del clima marítim del nord es presenta a la fig. 10. Creiem que aquesta descripció és bastant única, tant pel que fa a la relativa integritat del registre paleo, com a la documentació unificada de la variabilitat climàtica passada, present i futura. Tingueu en compte, però, que mentre que les estructures transitòria del present i del futur són directament comparables, això no s'aplica a la seva comparació amb el passat. El rang temporal dels dos primers registres és més curt que la resolució temporal de la reconstrucció sintetitzada. Aquesta advertència és fonamental, però no específica de la present avaluació; és genèrica a la interpretació del clima observat sobre el fons del passat reconstruït (i viceversa).

1. Descarregar: descarregar imatge a mida completa

Fig. 10. Clima marítim del nord des del LGM fins a finals del segle XXI. Les sèries de temps són les temperatures terrestres (vermelles) i oceàniques (blaves), i la força de l'entrada atlàntica (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 reconstruït. La figura és un compost de la fig. 2, fig. 6, fig. 7, fig. 9; Consulteu-los per a més detalls. (Per a la interpretació de les referències al color en aquesta llegenda figura, el lector es refereix a la versió web d'aquest article.)

6. Breu història del clima

Un resum oceànic de la nostra revisió i síntesi conseqüent es visualitza a la fig. 10 (malgrat les advertències pel que fa a, per exemple, la interpretació de proxy, les seccions 5.2 i 5.3, i les diferents escales de temps considerades, Secció 5.4). La força de l'entrada atlàntica -i per continuïtat la del corrent atlàntic noruec- pot explicar les temperatures reconstruïdes quan es diagnostiquen segons la conservació de la calor. S'estima que l'entrada és relativament marginal durant els mil·lennis freds, i després es desplaça a un nivell mitjà com l'actual per acomodar les condicions de l'Holocè a la regió del nord dels mars (seccions 5.2 i 5.3). El futur projectat és qualitativament diferent. Sota l'escalfament global, l'entrada s'està debilitant per acomodar menys transport de calor cap al pol i, consistentment, menys contrast de temperatura entre l'escalfament de l'oceà i l'atmosfera (Secció 4.8). El disc instrumental torna a ser diferent; L'atmosfera en general reflecteix temperatures oceàniques anòmales proporcionades per una entrada anti-correlacionada que suggereix un transport de calor relativament constant cap al pol (Secció 4.7). No obstant això, es pot especular que l'entrada (lleugerament) més feble amb l'escalfament recent de l'oceà i la terra (al voltant de 1990, cf. Fig. 10)és evidència d'un clima actual que s'està tornant qualitativament com el clima projectat.