Prova dell’estrema esportazione di ghiaccio marino artico che ha portato all’improvviso inizio della piccola era glaciale

Martin W. Miles1,2 *, Camilla S. Andresen3 †, Christian V. Dylmer4 †

Il ghiaccio marino artico influisce sul clima su scale temporali da stagionali a decennali, ed i modelli suggeriscono che il ghiaccio marino è essenziale per anomalie più lunghe come la piccola era glaciale. Tuttavia, l’evidenza empirica è frammentaria. Qui, ricostruiamo il ghiaccio marino esportato dall’Oceano Artico negli ultimi 1400 anni, utilizzando una rete spaziale di record proxy.

Troviamo prove solide per l’esportazione estrema di ghiaccio marino che inizia bruscamente intorno al 1300 d.C. e termina alla fine del 1300. L’eccezionale entità e durata di questa “grande anomalia del ghiaccio marino” era precedentemente sconosciuta. L’impulso di ghiaccio lungo la Groenlandia orientale ha provocato aumenti a valle delle acque polari e della stratificazione degli oceani, culminando nel 1400 d.C. circa e durando nei secoli successivi. Sebbene coerenti con le teorie sulle forzanti esterne, l’inizio e lo sviluppo sono notevolmente simili al raffreddamento improvviso spontaneo modellato migliorato dai feedback del ghiaccio marino. Questi risultati forniscono la prova che i cambiamenti climatici marcati potrebbero non richiedere un trigger esterno.

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1 NORCE Norwegian Research Center, Bjerknes Center for Climate Research, Bergen, Norvegia.
2 Institute of Arctic and Alpine Research, University of Colorado, Boulder, CO 80309, USA.
3 Servizio geologico di Danimarca e Groenlandia, Copenaghen, Danimarca.
4 MMT Sweden AB, Västra Frölunda, Svezia.

  • Autore corrispondente. E-mail: martin.miles@norceresearch.no
    † Questi autori hanno contribuito ugualmente a questo lavoro.

INTRODUZIONE
La riduzione della copertura di ghiaccio marino artico osservata negli ultimi decenni è considerata un indicatore principale del cambiamento climatico(1). Il ghiaccio marino, tuttavia, non è solo un responder passivo, ma anche un agente attivo dei cambiamenti del sistema climatico su scale temporali da stagionali a decennali.
Recentemente, i cambiamenti su scala stagionale nei modelli di circolazione atmosferica sono stati collegati alla riduzione del ghiaccio marino artico, portando a inverni freddi(2, 3). Su scala decennale, la Grande Anomalia di Salinità (GSA) dagli anni ’60 agli anni ’70(4) è stata il risultato di una maggiore esportazione di ghiaccio marino e acqua dolce dall’Oceano Artico attraverso lo stretto di Fram tra la Groenlandia e le Svalbard, quindi trasportata nel subpolare Atlantico settentrionale dalla corrente della Groenlandia orientale (EGC). Ci sono anche indicazioni di un GSA più ampio tra la fine del XIX e l’inizio del XX secolo(5, 6), suggerendo che si tratti di eventi ricorrenti.
Esperimenti su modelli numerici hanno suggerito che i feedback associati all’aumento della copertura di ghiaccio marino nella regione, probabilmente in risposta al vulcanismo, sono essenziali per spiegare l’inizio e/o il sostegno(7-11) di anomalie climatiche più lunghe come la piccola era glaciale ( LIA) (dal 1350 circa o dal 1450 al 1850 d.C.)(12). Esistono, tuttavia, differenze tra e all’interno dei modelli nella risposta ai meccanismi di forzatura esterna e di feedback non lineare all’interno del sistema climatico. Inoltre, questi studi non hanno prodotto confronti di prove empiriche a sostegno dell’espansione modellata del ghiaccio marino in risposta al vulcanismo, con l’eccezione di un singolo record della presenza di ghiaccio marino dal nord dell’Islanda(13, 8). Un supporto più convincente per le congetture del modello richiede confronti con record di ghiaccio marino distribuiti geograficamente con un’elevata risoluzione temporale per identificare cambiamenti improvvisi. Le ricostruzioni regionali dell’estensione del ghiaccio marino basate su reti proxy terrestri sono inadeguate e, inoltre, sembrano suggerire persino una riduzione del ghiaccio marino durante la LIA(14).
Le prove empiriche della variabilità del ghiaccio marino del passato dagli archivi marini rimangono frammentarie e ci sono differenze nelle singole ricostruzioni dovute alle incertezze nelle proxy, nonché a problemi cronologici e, in generale, a bassa risoluzione temporale. Le carote di sedimenti marini che registrano la presenza di ghiaccio marino da diversi siti vicino alla Groenlandia sono recentemente diventate più numerose e con una risoluzione temporale sufficientemente alta da rilevare cambiamenti improvvisi che si verificano su scale temporali da decadi a secoli. I vantaggi della sintesi di record di ghiaccio marino da più siti sono stati dimostrati utilizzando record storici(15) e paleoceanografici(12, 16-19).
Qui sintetizziamo i record del nucleo marino per ricostruire la variabilità del ghiaccio marino e delle acque polari emanate dall’Oceano Artico, esportate attraverso lo stretto di Fram e trasportate verso l’Atlantico settentrionale attraverso l’EGC e le correnti di derivazione negli ultimi 1400 anni. La copertura spaziale e temporale di questi dati è commisurata per tenere traccia della variabilità e dei cambiamenti durante la transizione dall’anomalia climatica medievale (MCA) alla transizione LIA (ca. 1300-1450)(8, 12) e in tutta la LIA.

RISULTATI
Ricostruzione del ghiaccio marino
La ricostruzione del ghiaccio marino si basa su dati paleo-proxy derivati ​​da carote di sedimenti marini contenenti materiale indicativo del ghiaccio marino passato e delle condizioni oceaniche. Questi record si basano su più proxy, inclusi proxy diretti del ghiaccio marino (ad esempio, biomarcatore IP25, un composto biologico prodotto da alghe che vivono nel ghiaccio marino), indiretti indicatori biologici (ad esempio, foraminiferi e diatomee, con alcune specie più abituate a condizioni di acqua più fredda) e indicatori logici [ad esempio, detriti rafted (IRD), detriti minerali incorporati nel ghiaccio marino durante la formazione in regioni di mare poco profondo](20). Sulla base di molteplici criteri: posizione, intervallo temporale
e risoluzione, controllo cronologico e interpretazione delega (vedere Materiali e metodi e Materiali supplementari) — Noi abbiamo valutato circa 25 record e selezionato 12 record commisuraticon i criteri. Otto dei record sono all’interno dell’EGC esteso percorso intorno a Cape Farewell e lungo la Groenlandia sud-occidentale/occidentale, compreso il punto finale della massima estensione osservata del ghiaccio marino di origine artica (“Storis”) lungo la Groenlandia sud-occidentale(5). Sono inclusi anche quattro record da siti al di fuori del percorso EGC esteso, situati oltre il fronte polare e generalmente non raggiunti dal ghiaccio marino (nel record moderno) tranne durante le principali escursioni fredde anomale: Stretto di Fram orientale, Mare della Groenlandia centrale e Islanda settentrionale scaffale, gli ultimi due influenzati rispettivamente dalla corrente di Jan Mayen e dalla corrente islandese orientale. Questi record periferici sono essenziali per rilevare anomalie estremamente positive del ghiaccio marino, perché il ghiaccio marino li raggiunge raramente. Le posizioni dei record sono mostrate in Fig. 1, mentre i dettagli sono forniti in Materiali e metodi e Materiali supplementari.

Esportazione di ghiaccio marino artico
Per identificare le anomalie nell’esportazione del ghiaccio marino artico, ci siamo inizialmente concentrati sulle località vicino alla porta dello stretto di Fram tra le Svalbard e la Groenlandia. Le località centrali più vicine provengono dallo stretto di Fram orientale e dalla piattaforma nord-orientale della Groenlandia, siti che rappresentano principalmente il ghiaccio marino esportato dall’Oceano Artico piuttosto che la formazione locale.
I dati dello stretto di Fram orientale (nuclei MSM-5 MSM5/5-712-1 e MSM5/5-723-2) si basano su due proxy indipendenti (IP25 e IRD), che registrano entrambi un’importante incursione di ghiaccio marino nel 1300s (Fig.2, A e B). Il record IP25(21) ha il suo valore più alto nel 1300, sebbene la sua risoluzione su scala centenaria non sia sufficiente per identificare un picco netto o un cambiamento improvviso. Il record IRD a risoluzione più elevata(22) mostra un brusco aumento intorno al 1300 con valori elevati fino al 1300 seguito da un brusco calo alla fine del 1300.
I record della Groenlandia nord-orientale (core PS2641) si basano su due proxy indipendenti (IP25 e foraminiferi), entrambi i quali mostrano anomalie del ghiaccio marino positive nel 1300 d.C. Una ricostruzione IP25(21) ha il suo più alto valore di biomarcatore di ghiaccio marino nel 1300 d.C., sebbene questo record abbia una risoluzione su scala di un secolo. Recentemente, sono state generate ricostruzioni ad alta risoluzione dallo stesso nucleo, basate su IP 25 e un proxy indipendente, i foraminiferi Nonionellina labradorica, la cui abbondanza relativa è interpretata come un indicatore della produttività legata al ghiaccio marino(23). La ricostruzione dell’abbondanza di N. labradorica con risoluzione subdecadale mostra un brusco aumento intorno al 1300 d.C., con valori elevati per diversi decenni seguiti da una brusca diminuzione alla fine del 1300 d.C. (Fig. 2, C e D, blu).
Questa si distingue come la singolare anomalia estrema (σ +3,3). Inoltre, una recente ricostruzione IP25 ad alta risoluzione da PS2641 mostra anche un brusco aumento verso la fine del 1200 CE(18), il più grande evidente nel record di 5,2-mila anni (ka).

Fig. 1. Impostazione oceanografica e posizione dei record proxy del ghiaccio marino. Mappa batimetrica della porta dello Stretto di Fram e della regione a valle [fonte: http://www.ibcao.org(42)]. Sono indicate le principali correnti di superficie: EGC, corrente di Jan Mayen (JMC), corrente islandese orientale (EIC), corrente di Irminger (IC) e corrente della Groenlandia occidentale (WGC).
I cerchi rossi indicano la posizione delle carote di sedimenti marini dallo stretto di Fram orientale (EFS); Mare della Groenlandia (GS); Mensola della Groenlandia nordorientale (NEG); piattaforma nord-occidentale dell’Islanda (NWI); Scaffale dell’Islanda del Nord (NI); Trogoli Kangerdlussuaq e Nansen, Groenlandia orientale (EG); Sermilik trough, Groenlandia sud-orientale (SEG); Fiordo di Igaliku, Groenlandia meridionale (SG); Fiordo di Ameralik, Groenlandia sudoccidentale (SWG); e Holsteinborg Dyp, Groenlandia occidentale (WG). I record di dati basati sul proxy diretto del ghiaccio marino IP25 sono delineati in bianco e gli indicatori indiretti del ghiaccio marino e delle acque polari sono delineati in nero. I dettagli sono forniti nelle tabelle S1 e S2. Riquadro: grafico storico danese del ghiaccio dell’inizio del XX secolo che mostra l’estensione del ghiaccio marino originario dell’Oceano Artico (Storis) osservato lungo la Groenlandia sud-occidentale(5).

Esistono notevoli somiglianze tra i registri dello Stretto di Fram orientale e della Groenlandia nord-orientale nonostante la loro separazione spaziale e le incertezze cronologiche. Entrambi i record ad alta risoluzione indicano un’anomalia positiva del ghiaccio marino di quasi un secolo che è iniziata bruscamente intorno al 1300, ha raggiunto il picco a metà del secolo e si è conclusa bruscamente alla fine del 1300 d.C. – entrambi i record mostrano anche lo stesso calo tra due massimi separati da ~ Da 30 a 40 anni (Fig.2, B e D).
I due record condividono anche alcune caratteristiche simili della variabilità del ghiaccio marino nei secoli successivi nella LIA, registrando quattro picchi coincidenti nell’esportazione di ghiaccio marino artico tra il 1600 e il GSA che si sono verificati negli anni ’60 e ’70. Tuttavia, mentre il record IRD dello Stretto di Fram orientale mostra una tendenza all’aumento dal 1400 in poi, il record dei foraminiferi dalla Groenlandia nord-orientale ha una tendenza leggermente decrescente (Fig. 2D). Quest’ultimo può essere attribuito a incertezze proxy, poiché sebbene l’abbondanza relativa di N. labradorica sia un indicatore sensibile per i cambiamenti pronunciati nel ghiaccio marino e nelle acque polari, può essere meno affidabile come indicatore delle condizioni oceaniche di fondo generali su cui il mare le anomalie del ghiaccio si sovrappongono. Una ricostruzione IP25 indipendente(18) dallo stesso sito PS2641 indica una tendenza del ghiaccio marino generalmente positiva durante la LIA.
Un record dal mare della Groenlandia centrale (nucleo PS1878)(24) mostra anche un picco in IRD intorno al 1300 d.C., che, qui, è un indicatore inequivocabile di un’incursione di ghiaccio marino (Fig. 2E). Sebbene la risoluzione su scala centenaria del record non possa risolvere un brusco cambiamento, il picco IRD è stato eccezionale negli ultimi 10 ka di quel record, avendo un σ +2,3 basato sugli ultimi 2 ka, e ha coinciso con un forte picco δ18O, indicando la più grande anomalia di acqua dolce nell’intero Olocene(24).
Esistono quindi linee di prova indipendenti per l’estrema esportazione di ghiaccio marino dall’Oceano Artico nel 1300 d.C., senza eguali nei record su scala millenaria in termini di grandezza (da 2 a 3 σ) e durata (da diversi decenni a quasi secolo). Inoltre, le registrazioni ad alta risoluzione dimostrano che sia l’inizio che la fine dell’anomalia delle esportazioni di ghiaccio marino sono state improvvise, entro uno o due decenni ciascuna.

Cambiamenti a valle del ghiaccio marino
Le registrazioni a valle dalla piattaforma della Groenlandia orientale nello stretto di Danimarca [Nansen Trough, core BS-1207(25) e Kangerlussuaq Trough, core MD99-2322(26)] mostrano cambiamenti all’interno del percorso EGC contemporanei all’anomalia di esportazione del ghiaccio marino artico. Il record Nansen Trough con risoluzione bidecadale basata sulla relativa assenza dei foraminiferi Cassidulina teretis come indicatore mostra un marcato aumento del ghiaccio marino e delle acque polari appena prima del 1300 d.C. di diversi decenni di durata culminante intorno al 1370 d.C. (Fig. 3A). Un record di risoluzione decennale nelle vicinanze dal Kangerlussuaq Trough (nucleo MD-2322) che ricostruisce il ghiaccio marino sulla base di assemblaggi di diatomee(26) mostra un’elevata variabilità, incluso un brusco aumento della concentrazione di ghiaccio marino da <30 a> 60% nel 1200 CE, con un’anomalia positiva della durata di diversi decenni, in concomitanza con un brusco cambiamento nei flussi di diatomee(27). Sulla piattaforma sudorientale della Groenlandia (Sermilik Trough, core Fox04G/05R)(28), l’evidenza sedimentologica basata sulle dimensioni dei grani suggerisce un trasporto di EGC notevolmente intensificato che si è manifestato bruscamente alla fine del 1200 d.C.

Fig. 2. Ghiaccio marino artico e acque polari dallo stretto di Fram al mare di Groenlandia.
Ricostruzioni di ghiaccio marino e oceano da carote di sedimenti marini. (A) Stretto di Fram orientale, basato su IP25
(21). (B) Stretto di Fram orientale, sulla base dell’IRD(22). (C) Scaffale della Groenlandia nord-orientale, basato su IP25(21). (D) Piattaforma nordorientale della Groenlandia, a base di foraminiferi bentonici(23). (E) Mare della Groenlandia centrale, sulla base dell’IRD(24). L’ombreggiatura blu rappresenta il periodo di aumento del ghiaccio marino nel 1300 d.C.

Il ghiaccio marino appare sulle acque islandesi solo quando c’è una grande esportazione dall’Artico trasportata dall’EGC e dalla corrente islandese orientale. Record eccezionalmente ben datati e ad alta risoluzione dalla piattaforma nord islandese (core MD-2275) mostrano un brusco aumento dei valori IP 25 proxy del ghiaccio marino(13) a partire dal 1290 CE, in concomitanza con una brusca diminuzione della temperatura del mare derivata dalla paleotermometria del biomarcatore alchenonico (Fig.3, B e C)(29). I dati IP25 indicano un’anomalia positiva del ghiaccio marino della durata da 60 a 80 anni, con un moderato miglioramento su scala decennale a metà del periodo, prima di diminuire bruscamente alla fine del 1300 d.C. In seguito, ci furono in gran parte condizioni prive di ghiaccio nel 1400 d.C., fino al ritorno a un periodo sostenuto di generalmente più ghiaccio dal 1500 all’inizio del 1900 d.C. La temperatura del mare è diminuita di 1,5°C durante il 1300 d.C. e le temperature più basse sono state mantenute per secoli (Fig. 3C). Prove multi-proxy da un altro nucleo marino dalla piattaforma nord-occidentale dell’Islanda (30) supportano anche il concetto di un brusco cambiamento di regime del ghiaccio oceanico nel 1300 che è rimasto generalmente sostenuto per secoli.
Più a valle, nell’estensione dell’EGC intorno a Cape Farewell, tre registrazioni lungo la corrente della Groenlandia occidentale (WGC) mostrano cambiamenti nel 1300 d.C. Innanzitutto, un record di diatomee dal fiordo di Igaliku, Groenlandia meridionale(31) mostra un rapido aumento dei taxa di ghiaccio marino e dell’influenza dell’EGC alla fine del 1200, aumentando fino a circa il 1400 d.C. (Fig. 3D).

Fig. 3. Ghiaccio marino artico e acque polari a valle nell’Atlantico settentrionale subartico. Ricostruzioni di ghiaccio marino e oceano da carote di sedimenti marini: (A) Fiordo di Nansen, Groenlandia orientale, sulla base di foraminiferi(25), scala invertita. (B) piattaforma dell’Islanda settentrionale, ghiaccio marino basato su IP 25(13). (C) Temperature della superficie del mare della piattaforma dell’Islanda settentrionale (SST) basate su alchenoni(29), scala invertita. (D) Fiordo della Groenlandia meridionale, basato sulle diatomee(31). (E) Piattaforma della Groenlandia occidentale, basata sulle diatomee, media di cinque punti(33). L’ombreggiatura blu rappresenta il periodo di aumento delle acque polari e del ghiaccio marino che attraversa il 1300 d.C.

In secondo luogo, uno spostamento simile è evidente negli assemblaggi di diatomee e foraminiferi da un nucleo nel fiordo di Ameralik, Groenlandia sud-occidentale(32). Terzo, un record di Holsteinborg Dyb, Groenlandia occidentale, che rappresenta il punto finale del ghiaccio marino di origine dell’Oceano Artico lungo il percorso EGC/WGC, ha un brusco aumento delle diatomee di ghiaccio marino artico all’inizio del 1300 d.C. (Fig. 3E)(33). Un ulteriore supporto per un cambio di regime nella località di Holsteinborg Dyb proviene dai foraminiferi bentonici che indicano un netto spostamento dalla colonna d’acqua ben miscelata a quella stratificata e dalla flora superficiale indicativa del ghiaccio marino(34).
Insieme, i record disparati dell’intero percorso Storis dallo stretto di Fram alla Groenlandia occidentale mostrano un segnale ragionevolmente coerente di un’anomalia del ghiaccio marino di quasi un secolo iniziata intorno al 1300 d.C., nonostante le incertezze cronologiche. L’eccezionale entità di questa “Grande anomalia del ghiaccio marino” (GSIA) è indicata dai punteggi standardizzati delle anomalie nel 1300 d.C. Poiché gli indicatori del ghiaccio marino erano dell’ordine di 2 o 3 DS (σ) sopra la loro media, questa anomalia può essere considerata statisticamente estrema.

DISCUSSIONE
Cambiamenti a monte e a valle
Sebbene tutti i record ad alta risoluzione mostrino un cambiamento iniziato bruscamente alla fine del 1200 o intorno al 1300 d.C., esiste una notevole differenza tra i record “a monte” vicino all’Oceano Artico e i record “a valle” lungo il sistema EGC/WGC esteso (Fig.4, A e B, rispettivamente). I record a monte che rappresentano l’esportazione di ghiaccio marino hanno un picco massimo a metà del 1300 d.C. durante l’impulso di ghiaccio marino che terminò bruscamente alla fine del 1300 (Fig. 4A). I record a valle, pur condividendo il brusco aumento della presenza/influenza del ghiaccio marino e delle acque polari a partire dai primi anni del 1300 d.C., sono caratterizzati da un costante aumento lungo un secolo culminante intorno al 1400 d.C. Simile alle registrazioni a monte, l’episodio è durato quasi un secolo, ma i valori massimi delle deleghe dell’acqua polare e del ghiaccio marino si verificano alla fine del secolo e sono generalmente sostenuti dal 1400 CE per tutta la LIA fino al 1800, con generalmente valori σ positivi (Fig. 4B).
I record intermedi (vale a dire, lo stretto di Danimarca e la piattaforma dell’Islanda settentrionale) condividono le caratteristiche dei record a monte ea valle, con un picco a metà del 1300 d.C., seguito da valori più bassi nel 1400 d.C. e poi generalmente più fredde sebbene variabili nelle condizioni oceaniche secoli fino al 20° secolo.
Una spiegazione plausibile per i record a monte che mostrano un picco di ghiaccio marino a metà del 1300 d.C. mentre i record a valle sono caratterizzati da un costante aumento secolare delle acque più fredde e del ghiaccio marino è che l’anomalia delle esportazioni di ghiaccio marino ha portato cumulativamente al condizionamento dell’oceano superiore a valle, con temperature della superficie del mare più fredde e un rinfrescamento vicino alla superficie. Le prove a sostegno di una colonna d’acqua stratificata sono desunte dai registri a valle della piattaforma della Groenlandia sud-orientale(28) e sud-ovest/ovest(34).

Fig. 4. Confronto tra anomalie a monte vicino al gateway per l’esportazione del ghiaccio marino artico e anomalie a valle nel subartico. (A) Anomalie (σ unità) nel ghiaccio marino a monte: Stretto di Fram orientale [viola(21) e blu scuro(22)] e Groenlandia nord-orientale [acqua(23)]. L’ombreggiatura blu rappresenta il periodo di aumento del picco del ghiaccio marino nella metà del XIV secolo d.C. (indaco). (B) Anomalie (σ unità) nelle condizioni dell’oceano e del ghiaccio marino a valle: piattaforma settentrionale dell’Islanda, scala invertita [verde acqua(29)], Groenlandia meridionale [verde(31)] e Groenlandia occidentale, media corrente a cinque punti [nera (33)]. L’ombreggiatura blu rappresenta il periodo di aumento delle acque polari e del ghiaccio marino che culmina alla fine del 1300 d.C. (indaco).

Una questione rilevante è se questo apparente cambiamento di regime lungo il sistema EGC-WGC si sia propagato più a valle nel Mare del Labrador e, successivamente, abbia portato a una ridotta formazione di acque profonde e una circolazione più debole del vortice subpolare (SPG), che è stato proposto come meccanismo per avviare episodi di raffreddamento di tipo LIA(11, 12, 16). Le prove della paleoceanografia dal mare del Labrador, tuttavia, non sono inequivocabili per quanto riguarda i tempi. Le ricostruzioni multiproxy dall’Eirik Drift nel Mar Labrador orientale a sud della Groenlandia mostrano grandi fluttuazioni nel 1300 d.C., con uno spostamento verso il raffreddamento e acque più polari nella seconda metà del secolo(16, 17). Una ricostruzione della temperatura Mg/Ca separata(35) dalla stessa posizione mostra un brusco raffreddamento e rinfrescamento (ΔT ~−1.7°C and ΔS ~0.7 per mil) che inizia all’inizio del 1300 d.C. e raggiunge il suo nadir intorno alla fine del secolo, che rispecchia gli aumenti a monte del ghiaccio marino e delle acque polari. Di conseguenza, il GSIA qui identificato potrebbe essere stato l’evento specifico che ha contribuito ai successivi cambiamenti nell’SPG e alla più ampia circolazione del Nord Atlantico intorno all’inizio della LIA(12, 16).

Avvio del GSIA
La causa alla base dell’avvio del GSIA è una domanda fondamentale. Una spiegazione è che sia stato causato da un aumento della frequenza e/o della grandezza del vulcanismo esplosivo a partire dal 1250 d.C. e da una diminuzione dell’irradiazione solare (ad esempio, Wolf minimo 1280-135 d.C.), poiché diversi esperimenti di modellazione hanno studiato il ruolo del vulcanismo e della forzatura solare nell’innescare e/o sostenere anomalie climatiche simili a LIA attraverso una cascata di feedback di ghiaccio marino(7-11). La tempistica e la repentinità dell’anomalia del ghiaccio marino descritta
qui sono coerenti con la tesi secondo cui il vulcanismo a ritmo decennale (fig. S1) avrebbe potuto innescare l’espansione iniziale del ghiaccio marino(8).
Tuttavia, mentre “una spiegazione dell’inizio della LIA non richiede un trigger solare”(8), potrebbe non richiedere nemmeno un trigger vulcanico. Sebbene le sequenze di modelli forzate suggeriscano che la risposta del ghiaccio marino al vulcanismo sia ampia, i bruschi cambiamenti compaiono anche nelle sequenze di modelli non forzate. Le simulazioni di controllo del modello hanno suggerito la possibilità intrigante che un evento di raffreddamento così grande possa sorgere spontaneamente senza perturbazioni esterne(36-38). Sebbene non identici nell’entità o nella durata degli eventi di raffreddamento, i risultati indipendenti di modelli moderni e raffinati(37, 38) condividono caratteristiche comuni: (i) anomalie estremamente positive nel ghiaccio marino a est della Groenlandia della durata di diversi decenni, (ii) EGC intensificazione, (iii) venti anomali da nord/nordovest ad est della Groenlandia associati a un modello persistente di blocco della Groenlandia, e (iv) ulteriore sviluppo e miglioramento dell’anomalia del freddo attraverso feedback regionali di ghiaccio marino.
Questi risultati del modello apparentemente irrealistici del “brutto anatroccolo”(39) sono provocatori; tuttavia, nessuno di loro è stato supportato con prove empiriche. Lo studio di modellizzazione più pertinente(37) ha trovato un evento di raffreddamento su scala di un secolo nel Nord Atlantico settentrionale con la stessa scala temporale del GSIA qui identificato. La sequenza modellata corrisponde ai modelli spaziali e temporali delle anomalie ricostruite del ghiaccio marino (fig. S2). Nel modello, le anomalie positive del ghiaccio marino iniziano nel Mare della Groenlandia a seguito di un brusco aumento delle esportazioni di ghiaccio nello Stretto di Fram, successivamente migliorate attraverso una maggiore crescita del ghiaccio marino nel Mare della Groenlandia, che ha poi sostenuto lo sviluppo di un oceano più freddo e atmosferico condizioni che hanno portato ad anomalie della circolazione atmosferica caratterizzate da un aumento del blocco della Groenlandia con frequenti venti da nord e nord-ovest. Ciò alla fine ha portato ad anomalie del ghiaccio marino fortemente positive nel sud-ovest della Groenlandia decenni dopo l’aumento iniziale delle esportazioni di ghiaccio marino attraverso lo stretto di Fram(37). Qui, la nostra ricostruzione dalla Groenlandia sud e sud-ovest (Fig. 3D e fig. S2) mostra anche un aumento brusco e costante del ghiaccio marino e delle acque polari attraverso il 1300, raggiungendo un massimo alla fine del secolo, decenni dopo il picco della metà del secolo. visto nelle registrazioni del ghiaccio marino dallo Stretto di Fram e dalla Groenlandia nord-orientale (Fig. 2, da A a D, e fig. S2). Inoltre, da uno studio di provenienza dei grani di ossido di ferro nel nucleo marino MD99-2263 dell’Islanda nordoccidentale (40), ci sono anche indicazioni di un picco nell’IRD di origine dell’Oceano Artico alla fine del 1200 d.C., seguito da un picco nella Groenlandia orientale – Origin IRD alcuni decenni dopo. L’IRD di origine dell’Oceano Artico indica il vento da nord, mentre l’IRD di origine della Groenlandia indica i venti da nord-ovest/ovest, supportando i cambiamenti modellati della circolazione atmosferica(37).

La ricostruzione qui descritta fornisce una forte evidenza empirica a sostegno degli studi di modellazione provocatori(36-38) che suggeriscono che possono sorgere spontaneamente eventi di raffreddamento improvvisi da multidecadali a secolo. Questa interpretazione, tuttavia, non esclude la possibilità che la forzatura esterna – vulcanica e solare – possa aver contribuito all’insorgenza e/o allo sviluppo di condizioni LIA, come suggerito da studi di modellazione forzata(7-11). Indipendentemente dalla causa iniziale dell’espansione del ghiaccio marino, aspetti importanti sono le implicazioni dell’esportazione di ghiaccio marino artico per le condizioni a valle e per il mantenimento di periodi freddi come il LIA, sottolineando l’importanza dei feedback del ghiaccio marino nel sistema climatico. Inoltre, la nostra ricostruzione fornisce la prova di un’anomalia del ghiaccio marino originato dall’Oceano Artico che potrebbe aver contribuito alla scomparsa delle colonie norrene nella Groenlandia sud-occidentale nel XIV e XV secolo d.C.(38). Infine, la nostra scoperta di un’estrema esportazione di ghiaccio marino artico che porta a un periodo di raffreddamento prolungato ha anche importanti implicazioni per la previsione del cambiamento climatico artico. In un clima futuro più caldo con ghiaccio marino ridotto, eventi di tipo GSA saranno importanti, poiché sono previste frequenti eliminazioni di ghiaccio marino e acqua dolce dall’Oceano Artico guidate da venti anomali(41).

MATERIALI E METODI
Record di dati
I record dei paleo-dati analizzati qui sono stati derivati ​​da carote di sedimenti marini utilizzando vari proxy indicativi delle condizioni del ghiaccio marino e dell’oceano(20). Sono stati utilizzati quattro criteri di valutazione rigorosi per selezionare i record da includere tra quelli disponibili: (i) Posizione spaziale all’interno del fronte polare (Fig.1) dove il ghiaccio marino e le acque polari sono generalmente presenti o all’interno del fronte artico raggiunto dal ghiaccio marino di origine artica in condizioni anomale; se sono presenti più nuclei vicini, ad esempio, piattaforma dell’Islanda settentrionale, sono stati selezionati solo uno o due record (in base agli altri criteri) per rappresentare la posizione; (ii) copertura temporale che si estende indietro di almeno un millennio, vale a dire, coprendo la transizione da MCA a LIA, preferibilmente con risoluzione temporale da decennio a secolo; (iii) controllo cronologico vincolato ad almeno quattro date al radiocarbonio nell’ultimo millennio; e (iv) proxy con capacità dimostrata di registrare la presenza di ghiaccio marino e/o acque polari, preferibilmente con più proxy dallo stesso nucleo.
Sulla base di questi criteri, abbiamo selezionato 12 record commisurati (i) che coprono la lunghezza del percorso EGC esteso dallo stretto di Fram a Cape Farewell e il WGC, con il record di Holsteinborg Dyb (WG in Fig.1) che è il membro finale più settentrionale per l’estensione del ghiaccio marino artico lungo la Groenlandia occidentale, e (ii) situato oltre il fronte polare (comprese la corrente di Jan Mayen e la corrente islandese orientale) compresi i “membri finali” per le massime escursioni di ghiaccio marino: stretto di Fram orientale, Groenlandia centrale Mare e Islanda settentrionale, località generalmente non raggiunte dal ghiaccio marino artico nella storia moderna, ad eccezione di situazioni anomale come il GSA. Le posizioni dei record sono mostrate nella Fig. 1, e i dettagli sono forniti nelle tabelle S1 e S2.

Interpretazione climatica delle deleghe
Sono inclusi diversi proxy diversi per il ghiaccio marino e le acque polari, entrambi proxy diretti del ghiaccio marino (IP25) da tre siti e proxy indiretti per il ghiaccio marino e le acque polari di diversi siti. A sud dello stretto di Danimarca, non sono disponibili ricostruzioni IP25, quindi vengono utilizzati indicatori proxy indiretti di ghiaccio marino e acque polari. Le interpretazioni originali degli autori vengono mantenute. Sebbene ogni record sia basato su quantità misurate, le proxy rappresentano la presenza o l’assenza relativa di ghiaccio marino e acque polari piuttosto che quantità geofisiche.
Si tratta, tuttavia, di quantità scalari suscettibili di analisi qualitativa e confronto oggettivo dell’entità dei cambiamenti utilizzando anomalie standardizzate.

Controllo dell’età
Non sono state apportate modifiche alla risoluzione temporale o cronologica delle singole registrazioni, le cui caratteristiche sono riassunte nelle tabelle S1 e S2. I record di risoluzione su scala centenaria sono stati utilizzati per segnalare anomalie che sono state poi ulteriormente studiate utilizzando record ad alta risoluzione (decadali). Le registrazioni ad alta risoluzione hanno anche un migliore controllo dell’età, in particolare quelle datate con marcatori precisi come il tefra(13, 29), che consentono di identificare l’inizio, la durata e l’entità dei cambiamenti nelle caratteristiche del ghiaccio marino e dell’oceano. Il confronto tra carote di sedimenti è limitato dalla mancanza intrinseca di datazione assoluta e accurata; tuttavia, le caratteristiche del GSIA e le anomalie distintive più piccole osservate nei secoli successivi corrispondono notevolmente bene non solo nella durata ma anche nella tempistica entro un decennio o due.
Insieme, i record ad alta risoluzione da più siti attorno al sistema EGC suggeriscono fortemente un evento contemporaneo.

MATERIALI SUPPLEMENTARI
Il materiale supplementare per questo articolo è disponibile su http://advances.sciencemag.org/cgi/content/full/6/38/eaba4320/DC1

RIFERIMENTI E NOTE

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Ringraziamenti: Ringraziamo tutti i gruppi di ricerca per aver prodotto e fornito l’accesso pubblico ai loro registri proxy del ghiaccio marino. Ringraziamo K. Perner per il contributo dei dati dalla piattaforma della Groenlandia nordorientale e per le utili discussioni. Ringraziamo i due revisori anonimi e M. A. Kelly per commenti costruttivi, che hanno portato al miglioramento del manoscritto. Finanziamento: questa ricerca ha ricevuto finanziamenti dal Consiglio europeo della ricerca nell’ambito del Settimo programma quadro della Comunità europea (7° PQ/2007-2013)/convenzione di sovvenzione CER 610055 come parte del progetto ice2ice. Il sostegno finanziario è stato fornito anche dal Norwegian Research Council (borsa di studio Norges Forskningsråd n. 231531 “EASTGREEN” e borsa di studio n. 263053 “ULTRAMAR”), dal Center for Climate Dynamics presso il Bjerknes Center e dalla Danish VILLUM Foundation per il progetto “Dinamiche passate e future della calotta glaciale della Groenlandia”(concessione n. 10100). Contributi dell’autore: M.W.M. avviato e guidato il lavoro. C.V.D.
Raccolto e valutato i record di dati. M.W.M. e C.S.A. ha interpretato i risultati e ha scritto il manoscritto. Tutti gli autori hanno contribuito al manoscritto finale. Interessi in competizione: gli autori dichiarano di non avere interessi in competizione. Disponibilità di dati e materiali: tutti i dati necessari per valutare le conclusioni nel documento sono presenti nel documento e/o nei materiali supplementari. Ulteriori informazioni relative a questo articolo possono essere richieste agli autori.

Inserito il 3 dicembre 2019
Accettato il 29 luglio 2020
Pubblicato il 16 settembre 2020
10.1126/sciadv.aba4320

Citazione: M. W. Miles, C. S. Andresen, C. V. Dylmer, Prove per l’estrema esportazione di ghiaccio marino artico che ha portato all’improvviso inizio della piccola era glaciale. Sci. Adv. 6, eaba4320 (2020).

One thought on “Prova dell’estrema esportazione di ghiaccio marino artico che ha portato all’improvviso inizio della piccola era glaciale

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