Zapadnięcie się północnoamerykańskiego siodła lodowego 14 500 lat temu spowodowało powszechne ochłodzenie i zmniejszenie cyrkulacji oceanicznej / Ruza F. Ivanović, Lauren J. Gregoire, Andrzej D. Wickert, Paul J. Valdes, Andrea Burke

2.1 Historia topnienia pokrywy lodowej

We wcześniejszej pracy G12 wykorzystał wyniki modelu klimatu przejściowego dla ostatnich 21 tys. lat (z modelu GCM Fast Met Office/UK Universities Simulator (FAMOUS)), aby wymusić dynamiczny model pokrywy lodowej Glimmer-Community Ice Sheet Model (Glimmer-CISM), a tym samym symulować deglacjację pokrywy lodowej Ameryki Północnej i Grenlandii. Ten składnik ewolucji pokrywy lodowej deglacjalnej odzwierciedla zapadnięcie się siodła pokrywy lodowej Kordylierów-Laurentydów. Chociaż szczyt topnienia przypada na 11,6 tys. lat w ich modelu, G12 zasugerował, że zdarzenie to mogło mieć miejsce w czasie MWP1a (14,7–14,3 tys. lat [ Deschamps i in ., 2012 ]). Mogło zostać wywołane lub przynajmniej częściowo wymuszone przez ocieplenie Bøllinga [ Gregoire i in ., 2016 ; dalej G16]. Na potrzeby tego badania przyjmujemy hipotezę G12 i przesuwamy zapadnięcie się siodła o 2900 lat wstecz w czasie, tak aby szczyt topnienia lodu w Ameryce Północnej odpowiadał czasowi MWP1a przy ~14,5 tys. lat (patrz sekcja 4 , aby zapoznać się z dyskusją na temat czasu). Oprócz samego zdarzenia symulacja obejmuje bardziej stopniowe, trwające „tło” topnienia pokrywy lodowej Ameryki Północnej i Grenlandii.

Nadal istnieje znaczna niepewność co do źródła MWP1a. Duży wkład ze strony północnoamerykańskiej pokrywy lodowej jest potwierdzony dużą liczbą dowodów [ Keigwin i in ., 1991 ; Marshall i Clarke , 1999 ; Peltier , 2005 ; Tarasov i Peltier , 2005 ; G12; Tarasov i in ., 2012 ]. Podczas gdy ten scenariusz jest zgodny z odciskiem palca zmiany poziomu morza, do wyjaśnienia obserwacji potrzebne są dodatkowe wkłady ze strony innych pokryw lodowych [ Gomez i in ., 2015 ; Liu i in ., 2016 ]. Chociaż uważa się, że Antarktyda nie przyczyniła się znacząco do wzrostu poziomu morza aż do znacznie późniejszego okresu (około 12 tys. lat temu [ Whitehouse i in ., 2012 ; Gomez i in ., 2013 ; Argus i in ., 2014 ; Briggs i in ., 2014 ; Mackintosh i in ., 2014 ]), kilka linii rozumowania i dowodów sugeruje, że była ona przynajmniej częściowym źródłem MWP1a i mogła przyczynić się do wzrostu poziomu morza o 2 m w ciągu 340 lat [ Golledge i in ., 2014 ; Weber i in ., 2014 ].

Tutaj, dłuższe historie topnienia z Antarktydy i Eurazji są włączone do strumienia wody roztopowej kierowanego do oceanicznego modelu GCM, powodując 0,41 i 1,36 m globalnego eustatycznego wzrostu poziomu morza (odpowiednio) w ciągu 340 lat (ze środkiem na 14,5 tys. lat; szczyt globalnej wody roztopowej; Rysunek  1 b). Strumienie te są obliczane na podstawie niedawnej rekonstrukcji ICE-6G_C (VM5a) [ Argus i in ., 2014 ; Peltier i in ., 2015 ] z interpolacją między 500-letnimi krokami czasowymi. Pomiędzy 15,5 a 13,5 tys. lat Eurazja i Antarktyda zapewniają maksymalne wyładowanie mniejsze niż 0,05 Sv i 0,02 Sv, odpowiednio, pozostając znacznie poniżej wyładowania Ameryki Północnej (zawsze >0,1 Sv) i przyczyniając się do strumienia tła. Dlatego możliwe jest, że dodatkowe topnienie z Antarktydy i Eurazji, nieobjęte tym badaniem, mogło mieć dalszy wpływ [np. Golledge i in ., 2014 ]. Niniejsza praca koncentruje się na klimatycznych skutkach topnienia z zapadnięcia się siodła pokrywy lodowej Ameryki Północnej jako niezbędnym pierwszym kroku w kierunku rozwikłania zdarzeń, które miały miejsce około 14,5 tys. lat temu.

2.2 Obliczanie odpływu wody roztopowej

Zmienny w czasie bilans masy lodu obliczony na podstawie danych G12 (−2900 lat) dla Ameryki Północnej i Grenlandii (krok czasowy 100 lat) oraz ICE-6G_C (krok czasowy 500 lat) dla Eurazji [ Peltier i in. , 2015 ] i Antarktydy [ Argus i in. , 2014 ] został dynamicznie skierowany do oceanu na siatce o wymiarach 30 sekund łuku (<1 km) jako funkcja topografii powierzchni, grubości pokrywy lodowej i korekty izostatycznej lodowcowej (GIA). Obliczony przejściowy strumień wody roztopowej został wyprowadzony jako rozproszona siatka przepływu przybrzeżnego do oceanów (m ³  s ⁻¹ ) w krokach czasowych co 100 lat. W ten sposób zdarzenie zapadnięcia się siodła i tło topnienia lodu w oceanach zostały połączone w globalny strumień wody roztopowej, który zachowuje swój rozkład geograficzny. Główne zlewnie i ujścia przy 14,5 tys. lat temu wskazano na rysunku  1a .

Łącząc pokrywę lodową G12 z modelem stałej Ziemi VM2 w trasowaniu sieci drenażowej, Wickert [ 2016 ] wytworzył nadmierne GIA, które utworzyło zatokę morską w pobliżu Wielkich Jezior Laurentyńskich, co spowodowało topnienie lodu w środkowej części kontynentu wokół i na zachód od Jeziora Górnego. Większość korytarza Wielkich Jezior była wolna od lodu w G12, ponieważ jego południowy margines Laurentide ściśle śledził geologiczny zapis deglacjacji, co oznacza, że ​​zmiana w ewolucji lodu G12 o −2900 lat spowodowała cofanie się lodu za niziny Świętego Wawrzyńca przed 14,5 tys. lat. W rzeczywistości południowy lód Laurentide został w tym czasie osuszony przez rzeki Missisipi i Hudson (rysunek  1 a), przy czym większość przepływu była kierowana w stronę rzeki Missisipi do ~12,9 tys. lat, kiedy rozpoczął się drenaż Świętego Wawrzyńca [ Williams i in ., 2012 ; Wickert i in ., 2013 ; Wickert , 2016 ]. Aby ocenić wpływ tej niepewności na drenaż Ameryki Północnej podczas MWP1a, stworzyliśmy dwa scenariusze wód roztopowych. W SC _ south kierujemy całą wodę roztopową z Jeziora Górnego w dół rzeki Missisipi. W SC _ east 40% tej wody roztopowej jest przekierowywane do rzeki Hudson. Kształt innych północnoamerykańskich zlewni jest bardziej wytrzymały, ponieważ są one mniej wrażliwe na geometrię pokrywy lodowej w tym czasie.

2.3 Model klimatyczny

Model klimatyczny użyty w tym badaniu to HadCM3, sprzężony model GCM ocean-atmosfera-roślinność. Atmosfera [ Pope i in ., 2000 ] ma rozdzielczość poziomą 2,5° × 3,75° i 19 hybrydowo-współrzędnych warstw pionowych. Sprzężony w atmosferycznym modelu GCM i połączony ze schematem powierzchni lądu (Met Office Surface Exchange Scheme (MOSES) wersja 2.1) jest model roślinności Top-down Representation of Interactive Foliage and Flora including Dynamics (TRIFFID) [ Cox , 2001 ]. Model GCM oceanu [ Gordon i in ., 2000 ] ma rozdzielczość poziomą 1,25° × 1,25° i 20 warstw pionowych. Ma stałą pokrywę; objętość pól siatki oceanu nie może się zmieniać. Dlatego przepływy hydrologiczne (takie jak parowanie, opady, odpływ rzek i topnienie lodu) są reprezentowane jako wirtualne przepływy zasolenia. Możliwe, że zachowanie steryczne w inny sposób wpłynęłoby na ścieżki propagacji dopływu słodkiej wody do oceanu. Jednak takie efekty prawdopodobnie będą niewielkie dla impulsów ~0,1 Sv lub mniejszych [ Yin i in ., 2010 ], a w badanej tutaj skali czasu prawdopodobne jest, że docelowy punkt takich „rzeczywistych” strumieni powierzchniowych na dużą skalę byłby podobny do docelowych punktów wirtualnych strumieni.

Powierzchnia lądu ma zdefiniowane siatką zlewnie rzek, które natychmiastowo dostarczają wodę meteorytową do wybrzeża. Zlewnie te pozostają stałe przez cały czas trwania naszych eksperymentów, podczas gdy trasa wody z topniejącego lodu jest niezależnie zmieniana (sekcja 2.2 ) jako oddzielne dane wejściowe do modelu.

2.4 Projekt eksperymentu modelu klimatycznego

Symulacja kontrolna oparta jest na 15 ka symulacji z Singarayer et al. [ 2011 ]. Parametry orbitalne są zgodne z Berger i Loutre [ 1991 ]. W przypadku gazów śladowych w atmosferze, CO2 _wynosi 225 ppmv, CH4 _wynosi 473 ppbv, a N2O _wynosi 241 ppbv [ Petit et al ., 1999 ; Spahni et al ., 2005 ; Parrenin et al ., 2007 ; Loulergue et al ., 2008 ]. Pokrywy lodowe, batymetria, linie brzegowe i topografia pasują do rekonstrukcji ICE-5G (VM2) [ Peltier , 2004 ], przy użyciu metody anomalii dla zachowania spójności z istniejącymi warunkami brzegowymi sprzed epoki przemysłowej [ Singarayer i Valdes , 2010 ]. Jest to wcześniejsza rekonstrukcja pokrywy lodowej z tej samej rodziny co ICE-6G_C (VM5a) i była to najbardziej aktualna wersja, gdy symulacja klimatu była początkowo przeprowadzana [ Singarayer i in ., 2011 ]. Wszystkie te warunki brzegowe były utrzymywane na stałym poziomie przez cały czas trwania, tak aby symulacje nie były skomplikowane przez ich wpływ na klimat. W tej symulacji kontrolnej nie uwzględniono wody z topniejącego lodu .

W tym ustawieniu symulacja kontrolna była przeprowadzana przez 1000 lat z określoną (przedindustrialną) roślinnością, a następnie przez kolejne 750 lat z dynamicznym modelem roślinności TRIFFID, co dało całkowity spin-up wynoszący 1750 lat. Rezultatem jest klimat, powierzchnia lądu i ocean w stanie niemal ustalonym, z którego zainicjowano symulacje wód roztopowych (opisane poniżej). Symulacja kontrolna była kontynuowana przez kolejne 2000 lat równolegle z symulacjami wód roztopowych, co potwierdza, że ​​model znajdował się w stanie równowagi przez cały czas trwania eksperymentu.

Przeprowadziliśmy dwa eksperymenty trwające 2000 lat (15,5–13,5 tys. lat), aby uchwycić zdarzenie zapadnięcia się siodła, napędzające model klimatyczny z dwoma przejściowymi scenariuszami topnienia wody opisanymi w sekcji 2.2 : SC _ południe i SC _ wschód . Aby wyizolować efekt pulsu topnienia wody zapadnięcia się siodła w skali stulecia od wielotysiącletniego tła topnienia pokryw lodowych, przeprowadziliśmy dwie kolejne symulacje: NoSC _ południe i NoSC _ wschód , każda bez pulsu topnienia wody zapadnięcia się siodła. W tych symulacjach wypływ wód zapadnięcia się siodła ze scenariuszy SC _ południe i SC _ wschód (odpowiednio) utrzymywano na stałym poziomie wartości 14,8 tys. lat przez pozostałą część symulacji.

W każdym scenariuszu (rysunki  1 b– 1 e) zmienne w czasie dane wejściowe wody roztopowej zostały przekształcone na siatkę modelu klimatycznego i rozłożone na sąsiednie pola siatki oceanicznej o głębokościach >500 m, wzdłuż linii brzegowej i poza szelfem kontynentalnym. Rozprowadzenie wody zapobiega osiągnięciu przez komórki ujemnego zasolenia, co byłoby niefizyczne, i utrzymuje je w prawidłowym zakresie równania stanu [ Fofonoff , 1962 ; Bryan i Cox , 1972 ; Fofonoff i Millard , 1983 ]. Przepływy wody roztopowej o charakterze hiperpiknalnym nie były symulowane, ponieważ występują rzadko i zwykle w małych, stromych zlewniach, które wnoszą nieznaczną ilość wody do globalnego oceanu (patrz dyskusja w Wickert i in . [ 2013 ]).

3.1 Zasolenie powierzchni morza i cyrkulacja oceaniczna

W SC _ południe ~50% wody roztopowej powstałej w wyniku zapadnięcia się siodła jest kierowane w dół rzeki Mackenzie do Oceanu Arktycznego, a nieco mniej niż 50% w dół rzeki Missisipi do Zatoki Meksykańskiej i Atlantyku (rysunek  1 b). W SC _ wschód , woda roztopowa płynąca do Missisipi jest redukowana do ~30% całkowitego impulsu zapadnięcia się siodła, a ~20% strumienia kieruje się teraz na wschodnie wybrzeże Ameryki Północnej (głównie w dół rzek Świętego Wawrzyńca i Hudson; rysunek  1 d).

W badanej tu skali stulecia nie ma zauważalnego wpływu na zasolenie powierzchni morza z powodu przekierowania 40% przepływu Missisipi w SC _ na południowy wschód w SC _ east . Dzieje się tak, ponieważ słodka woda, która wpływa do zachodniej części północnego Atlantyku, jest szybko mieszana i rozpraszana przez subtropikalny (i w mniejszym stopniu subpolarny) wir(y). W konsekwencji, istnieje również niewielka różnica we wzorcach cyrkulacji oceanicznej na dużą skalę, takich jak AMOC (np. Rysunek  2 b), co sugeruje, że istnieje niewielka wrażliwość na to, gdzie dokładnie woda roztopowa jest dostarczana do regionu subtropikalnego wiru Atlantyckiego. Z szacunku dla zapisu geologicznego, pozostała prezentacja wyników i dyskusja skupią się na SC _ south (z NoSC _ south używanym jako odniesienie), mając na uwadze, że wyniki dla SC _ east (i NoSC _ east ) są równoważne.

Rysunek 2

Otwórz w przeglądarce rysunkówPrezentacja PowerPoint

Ewolucja (a) średniego zasolenia powierzchni Oceanu Arktycznego i morza Grenlandia-Islandia-Norwegia; (b) maksymalnej funkcji prądu cyrkulacji południkowej Atlantyku (AMOC); (c) temperatury powietrza powierzchniowego nad centralną Grenlandią (region „Summit”; 35–45°W, 70–75°N). (d) anomalii temperatury powietrza powierzchniowego w okresie grudzień–styczeń–luty i (e) anomalii temperatury powietrza powierzchniowego w okresie czerwiec–lipiec–sierpień na poziomie 14,4 tys. lat ( SC_na południe minus NoSC_na południe , średnia 100 – letnia ) .

Odpływ wody roztopowej z zapadnięcia się siodła zamyka Ocean Arktyczny, przez co jest on o 1–6 praktycznych jednostek zasolenia (psu) świeższy w górnych 200 m niż w NoSC _ na południe i o mniej niż 0,5 psu świeższy poniżej (średnia 100-letnia, 14,4 tys. lat). Minimalne średnie zasolenie powierzchni morza Arktyki i Grenlandii-Islandii-Norwegii (GIN) (rysunek  2 a) występuje mniej więcej w tym samym czasie, co maksymalny odpływ wody roztopowej z rzeki Mackenzie (14,4 tys. lat; rysunek  1 b), 100 lat po szczytowym zdarzeniu zapadnięcia się siodła.

Relatywnie słodka woda rozprzestrzenia się przez Arktykę, przez Cieśninę Frama i do północnego Atlantyku (Rysunek  1 a). Tutaj dołącza do niej ~0,07 Sv topnienia z Cieśniny Hudsona, wschodniego wybrzeża Ameryki Północnej i rzeki Missisipi (Rysunek  1 b). Ze względu na intensywne mieszanie się w wirach, północny Atlantyk ma słabszą maksymalną anomalię słodkiej wody i jest mniej rozwarstwiony niż w Arktyce, szczególnie w wirze subtropikalnym, gdzie odświeżanie 1–3 psu (w stosunku do NoSC _ south ) rozciąga się na głębokość 400–500 m.

Ogólnie rzecz biorąc, ta czapa słodkowodna północnoatlantycko-arktyczna zwiększa pionowy gradient gęstości, działając w ten sposób w celu stabilizacji kolumny wody na średnich i wysokich szerokościach geograficznych. Zmiana wyporności oceanu zmniejsza powstawanie głębokich wód północnoatlantyckich (NADW). Do 14,4 tys. lat temu AMOC jest o 6 Sv słabsze (−40%) i 200–400 m płytsze niż NoSC_south , co pokrywa się z minimalnym zasoleniem Arktyki i maksymalnym zrzutem wody roztopowej do Arktyki, po czym zaczyna się ona regenerować (rysunek  2 b). Podczas gdy to znaczące osłabienie jest silną reakcją na takie wymuszanie wody słodkiej, dokładna wielkość zmiany może być specyficzna dla modelu, w zależności od początkowej siły i głębokości AMOC, struktury oceanu i miejsc powstawania głębokowodnych wód. Po 14,1 tys. lat temu AMOC staje się silniejsze niż na początku, tj. 15,0 tys. lat temu. Istnieją oznaki, że ta silna regeneracja AMOC prowadzi do efektu „przekroczenia” [ Liu i in ., 2009 ] w okresie 14,1–14,0 tys. lat, po którym następuje bardziej stopniowy wzrost spowodowany ciągłą redukcją wody roztopowej płynącej do Arktyki, Atlantyku i Pacyfiku (rysunek  1 b). Fakt, że bardziej rozwarstwiona czapa słodkiej wody na wysokich szerokościach geograficznych jest wytwarzana przez wodę roztopową osuszającą Arktykę niż przez źródła Atlantyku/Zatoki Meksykańskiej, jest zgodny z wcześniejszymi ustaleniami [np. Condron i Winsor , 2012 , którzy przeprowadzili krótsze symulacje o wyższej rozdzielczości].

Wcześniej wykazano, że silna redukcja AMOC może prowadzić do rozwoju przewrotu północnopacyficznego [np. Saenko i in ., 2004 ; Okazaki i in ., 2010 ; Chikamoto i in ., 2012 ]. W tym przypadku wpływ na przewrót północnopacyficzny jest nieistotny, prawdopodobnie z powodu mniejszego wymuszania słodkiej wody.

3.2 Klimat powierzchniowy

Wszystkie anomalie klimatyczne powierzchni omawiane w tej sekcji obliczono na podstawie średnich 100-letnich dla SC_south ( w odniesieniu do NoSC_south ), ze środkiem przypadającym na 14,4 tys. lat temu .

Silna redukcja AMOC o 14,4 tys. lat zmniejsza przepływ w kierunku północnym stosunkowo ciepłej płytkiej wody oceanicznej, co prowadzi do ochłodzenia półkuli północnej i lekkiego ocieplenia półkuli południowej (do +1°C; Rysunki  2 d i 2 e). Ta dwubiegunowa anomalia jest szczególnie silna w zimie borealnej (grudzień-styczeń-luty), gdy temperatury powietrza przy powierzchni znacznie spadają o 1–5°C, lokalnie spadając o 20°C i 12°C odpowiednio w Morzach GIN i Labradorskim.

W okresie lata borealnego (czerwiec-lipiec-sierpień) lód morski zwiększa się w morzach północnego Atlantyku-GIN (powyżej 40°N; Rysunek S1b w informacjach pomocniczych), wzmacniając początkowe chłodzenie na dużych szerokościach geograficznych poprzez sprzężenie zwrotne albedo lodu (zmiana albedo +0,1–0,3). W okresie zimy borealnej ekspansja lodu morskiego jest ograniczona do mórz Labrador i GIN ( Rysunek S1a ), co odpowiada regionom o największym chłodzeniu powietrza powierzchniowego, ponieważ zwiększony lód morski izoluje termicznie stosunkowo ciepłą, leżącą pod nim wodę oceaniczną. Podwyższone albedo (+0,2–0,5 poniżej 70°N) może również powodować skromne dodatnie sprzężenie zwrotne.

Rozległe zimowe ochłodzenie zmniejsza opady na półkuli północnej, szczególnie nad Grenlandią oraz morzami Labrador i GIN (rysunki  S2a i S2b ). Rozszerzony lód morski nad morzami Labrador i GIN oraz niższe temperatury otwartego oceanu prawdopodobnie przyczyniają się do zmniejszenia parowania o 1 do 2 mm d ⁻¹ w tych regionach (rysunki  S3a i S3b ).

W tropikach dwubiegunowa anomalia klimatu powierzchniowego powoduje, że strefa konwergencji międzyzwrotnikowej przesuwa się na południe przez cały rok (rysunek  S2 ), aby zbierać ciepło [ Chiang i Bitz , 2005 ; Broccoli i in ., 2006 ]. Zmiany te są bardzo podobne do efektu 100 lat przepływu słodkiej wody o natężeniu 0,4 Sv przez HadCM3 Północny Atlantyk w warunkach ostatniego maksimum glacjalnego [ Kageyama i in ., 2013 ].

Kontrastem do ogólnych północnych zimowych obniżek temperatur jest ocieplenie o 1–3°C nad wschodnią Ameryką Północną (Rysunek  2 d), w wyniku którego powszechne ochłodzenie powierzchni północnego Atlantyku powoduje wyższe ciśnienie nad wschodnim Atlantykiem Północnym, wciągając stosunkowo ciepłe powietrze na północ z Zatoki Meksykańskiej. Ta dipolowa anomalia ochłodzenia na wysokich szerokościach geograficznych północnego Atlantyku i ocieplenia nad Ameryką Północną jest szeroko odtwarzana przez różne eksperymenty wymuszone słodką wodą przeprowadzane przy użyciu wielu modeli GCM, gdy spełnione są podobne warunki temperatury powietrza powierzchniowego, w szczególności ochłodzenie wysokich szerokości geograficznych o ponad 5°C i język ochłodzenia sięgający na zachód przez tropikalny Atlantyk Północny (np. jak symulowano przez CCSM-MARUM, COSMOS-W, HadCM3-0.4 i IPSL w Kageyama i in . [ 2013 , Rysunek 2 ]).

Jest mało prawdopodobne, aby takie ocieplenie miało znaczący pozytywny wpływ na topnienie południowego Laurentide, ponieważ jest ono najsilniejsze zimą, gdy lokalne temperatury wynoszą od −40 do −50°C, a latem nie występuje. Ocieplenie powoduje większe opady lokalne (rysunki  S2a i S2b ) i może zwiększyć bilans masy południowej pokrywy lodowej Laurentide, ale do przetestowania tego potrzebne są sprzężone symulacje modelu klimatu i pokrywy lodowej.

Wzrost temperatury obserwowany od Panamy do Brazylii (rysunki  2 d i 2 e) wynika z regionalnego wysychania (rysunek  S2 ), które powoduje, że zamieranie lasów deszczowych liściastych jest zastępowane przez trawiaste tereny C4 i gołą glebę. Lokalnie działa to jako dodatnie sprzężenie zwrotne, wzmacniając ocieplenie i wysychanie. Sygnał powstaje z dużych sezonowych wahań szerokości geograficznej w pasach opadów Amazonii, co powoduje, że niektóre regiony zmagają się z osiągnięciem wystarczającej wilgotności przez cały rok, aby utrzymać las tropikalny. Ten sam wzór jest symulowany przez Community Climate System Model 1.4-carbon (CSM1.4-carbon), gdy AMOC jest osłabiany przez słodką wodę pochodzącą z północy [ Bozbiyik i in ., 2011 ]. Jednak ten sygnał może nie być solidny; zrewidowana reprezentacja oddychania liści (oparta na symulatorze Joint UK Land Environment Simulator (JULES) [ Clark i in ., 2011 ]) zmniejsza wrażliwość lasu deszczowego, ale pokazuje, że nie ma to znaczącego wpływu na główne wyniki (poza Amazonią) omówione powyżej.