Studio:L'Oscillazione Multidecadale Atlantica (AMO), attraverso gli ultimi 8.000 anni di rilevamento

Un nuovo studio, pubblicato ad inizio febbraio su Nature, rileva l'aspetto fondamentale riguardante l'enigmatico Atlantic Multidecadal Oscillation (AMO), una funzione definita da una variabilità di 60-90 anni nelle temperature superficiali del mare dell'Atlantico settentrionale. La natura e l'origine dell'AMO è incerta, e resta sconosciuto se, essa rappresenta un

driver periodico persistente nel sistema climatico, o semplicemente una caratteristica transitoria. Qui, si mostra che distinte oscillazioni, di 55 - 70 anni, hanno caratterizzato la variabilità atmosferica dell'Oceano Atlantico settentrionale nel corso degli ultimi 8.000 anni, e prova a respingere l'ipotesi che questa oscillazione climatica è direttamente costretta dalle modifiche periodiche nell'attività solare (... con poco successo, secondo me).

Abbiamo pertanto congettura che una quasi persistenza di 55 - 70 anni dell'AMO, legata alla variabilità interna oceano-atmosfera, sia esistita durante gran parte dell'Olocene. Le nostre analisi ulteriori suggeriscono che l'accoppiamento dall'AMO alle condizioni climatiche regionali sia stato modulato tramite le variazioni orbitali indotte nella circolazione su grande scala oceano-atmosfera.

L'oscillazione atlantica multidecadale (AMO) è stata identificata come un modello coerente di cambiamenti oscillatori della temperatura del Nord Atlantico nella superficie del mare (SST), con un periodo di circa 60-90 anni. Gli Indici dell'AMO sono stati tradizionalmente basati su anomalie SST medie annue nel Nord Atlantico. Per tener conto dell'influenza della recente tendenza del riscaldamento globale sulle SST del Nord Atlantico, una rivista degli indici AMO sono stati successivamente definiti dalla comprensione globale SSTs media (Fig. 1).

Figura 1: Tendenze Globali e Nord Atlantiche del clima negli ultimi 150 anni.

(A) Media annua della temperatura globale nella superficie del mare (SST) da anomalie HadISST per il periodo 1870-2008 (sottile linea nera). (B) Media annuale anomalie SST del Nord Atlantico per il periodo 1870-2008 (sottile linea nera). (C) L'oscillazione atlantica multidecadale (AMO) indice per il periodo 1870-2008. Il moderno AMO index4 è definito sottraendo le anomalie SST globali medie (a) dalle anomalie SST Nord Atlantiche (b). I mezzi quinquennali di funzionamento sono indicati dalle linee nere pesanti che riempiono tutti i pannelli.

L'idea che lenti cambiamenti nella circolazione oceanica influenzino la variabilità del clima nella regione dell'Atlantico settentrionale va indietro di un mezzo secolo. Oggi, ci sono diverse linee di prove, che suggeriscono le variazioni di SST, imparentate con l'AMO, che guidano i modelli climatici e le precipitazioni nel Nord America, la siccità nella regione del Sahel Africano, la variabilità nelle precipitazioni del nordest brasiliano, e la frequenza ed intensità degli uragani tropicali. L'AMO è anche creduto abbia influenza regionale sulle tendenze del clima su scala emisferica lontane, come l'altopiano tibetano e l'India, possibilmente attraverso i cambiamenti nella redistribuzione interemisferica del calore. Tuttavia, poiché le SST nei records strumentali si estendono solo su 150 anni, e resta una questione di dibattito se la variabilità delle SST osservata riflette semplicemente una caratteristica temporanea su uno sfondo rosso, "un disturbo", o un fenomeno veramente oscillatorio. Rispondere a questa domanda richiede una prospettiva a lungo termine che si estende significativamente più indietro nel tempo. Studi sui coralli , anelli degli alberi, pigmenti fossili derivanti da estuari, e nebulizzazione delle onde marine sui ghiacci in Groenlandia, indicano che un'oscillazione di 60-100 anni era anche presente nella regione

dell'Atlantico settentrionale, nel corso dei secoli più recenti precedenti l'AMO, strumentalmente osservato. Tuttavia, le prove disponibili per un periodo pre-industriale AMO rimangono dubbie. Queste variazioni di clima oscillatorio sono state attribuite alla variabilità interna dell'oceano connesse ai cambiamenti nel circolazione di ribaltamento meridionale (Meridional overturning circulation) , una nozione che è stata sostenuta da studi numerici, mostrando che le SST sono il principale vettore del segnale multidecadale. Contrariamente a questo punto di vista, è stato anche suggerito che le oscillazioni multidecadali del clima, incluso l'AMO, sono guidate da cicliche variazioni nell'attività solare. Questa polemica è stata alimentata dalle difficoltà nel risolvere il comportamento spettrale dell'AMO.

Ora, mostriamo dati basati su analisi spettrali del clima ad alta risoluzione proxy record dalla regione del Nord Atlantico, che distinte in una delimitazione di 55 - 70 anni di oscillazioni hanno caratterizzato la variabilità atmosferica dell'Oceano Atlantico settentrionale, nel corso degli ultimi 8.000 anni. Inoltre, attraverso un confronto tra record di proxy e dati strumentali, indaghiamo il legame tra queste oscillazioni del clima multidecadale dell'Olocene e l'AMO moderno. Testiamo anche la variabilità solare come una possibile forzante il meccanismo sottostante questa variabilità del clima.

Collegando l'AMO a dati proxy climatici

Diversi studi hanno collegato le modifiche di precipitazioni alla variabilità AMO, ma l'accoppiamento tra le anomalie di precipitazioni e l'AMO è spazialmente complesso; una fase calda di AMO è pensata per essere associata a un'anomalia positiva di precipitazioni nella regione del Sahel d'Africa, considerando che le anomalie della precipitazione, per esempio in Messico, sembrano essere state in anti-fase con l'AMO e le precipitazioni nel Sahel. Questa è illustrata nella Figura 2, che paragona l'indice AMO ai dati strumentali, e climatici proxy record dalla regione atlantica. Recenti esperimenti da modelli, tuttavia, non sono riusciti a identificare l'AMO come il driver primario delle recenti riduzioni nelle precipitazioni nel Sahel. In realtà, queste simulazioni da modello indicano che gli impatti climatici principali delle modifiche multidecadali nell'Oceano Atlantico SST, sulla terra, si trovano in Nord America e nella parte settentrionale del Sud America. Per indagare l'esistenza e l'origine dell'AMO sulle scadenze dell'Olocene, abbiamo accuratamente selezionato sette siti climati e relativi proxy record dell'Olocene, della regione dell'Atlantico settentrionale, tra cui cinque record di carotaggio di ghiaccio della Groenlandia, l'Artico canadese , un record lacustre dalla penisola dello Yucatan, Messico, e un record Marino dal bacino Cariaco, a nord del Venezuela. Questi record derivano dai siti che si trovano vicino alle posizioni attuali in estate del fronte polare atmosferico (PF) o la zona di convergenza intertropicale (ITCZ). I record sono stati scelti sulla base di una loro documentata sensibilità alle variazioni delle SST nell'Atlantico del Nord, e una risoluzione temporale media di 25 anni, o meglio (Complementare alla tabella S1), su di un orizzonte temporale di 8.000 anni o più. Alla maggior parte di questi record proxy climatici, si sovrappone il record strumentale dell'AMO e, nel tempo, sebbene la risoluzione temporale per alcuni record proxy è relativamente bassa per gli ultimi 140 anni, essi chiaramente tendono a covariare con l'indice AMO (fig. 2). Il record proxy delle precipitazioni dal lago Chichancanab (Yucatan) covariano con l'indice AMO e una ricostruzione basata sui coralli SST da Puerto Rico, con il record di precipitazioni strumentale dalla penisola dello Yucatan, cercando quasi come un'estensione del lago Chichancanab proxy record (fig. 2b). I confronti mostrano che calde fasi di AMO si correlano con periodi secchi sulla penisola dello Yucatan, che è in sintonia con le simulazioni dei modelli numerici (si noti che il record di precipitazioni strumentale dallo Yucantan è stato invertito in fig. 2b, e che δ18 O valori dal lago Chichancanab, corrispondono a periodi secchi). Il record GRIP e, in particolare, il record di GISP2, anche loro covariano con l'indice AMO negli ultimi 140 anni (fig. 2 c), suggerendo che i due record di ghiaccio-core erano sensibili alle variazioni di SST nell'Atlantico del Nord, e con l'aumento della SST, portando ad aumentare i valori di 18 O δ come previsto. A prescindere dalle variazioni SST del Nord Atlantico,la variabilità climatica osservata in queste annotazioni proxy può in parte anche essere determinata dall'altro

emisfero nord (NH), o persino su scala globale, con effetti climatici che sono correlati con l'AMO. L'esistenza di potenziale di tale teleconnessioni NH, è sostenuta da accoppiamenti modellistici oceanico-atmosferici. Indipendentemente da questa ambiguità per quanto riguarda il principale meccanismo di guida, rimane molto probabile che l'osservata variabilità multidecadale, sia direttamente o indirettamente, riflette variazioni nelle SSt del Nord Atlantico, imparentate con l'AMO.

Figura 2: Collegamento delle registrazioni climatiche dell'Olocene all'indice AMO.

(a) The Atlantic multidecadal Oscillation (AMO) index (nero), insieme con i record strumentali della variabilità delle precipitazioni nella regione del Sahel (marrone) e sulla penisola dello Yucatan (verde; per gentile concessione di indagine del centro meteorologico nazionale del Messico). Si noti che è stato invertito il record di precipitazioni strumentale dalla penisola dello Yucatan, implicando che caldi (freddi) fasi AMO, corrispondono a secco (bagnato). (b) AMO index (nero) e il record di precipitazioni strumentale dalla penisola di Yucantan (in verde), mostrati insieme con il record di 18 O basati su coralli δ dal Porto Rico (rosso), e il 18 O δ dal lago Chichancanab (linea tratteggiata verde). Si noti che il segno del Chichancanab registra (δ alta 18 O = secco) significativamente che calde fasi dell'AMO sono state associati con condizioni asciutte, il che è in pieno accordo con la registrazione strumentale dalla penisola dello Yucatan, e le simulazioni dei modelli numerici. (c), AMO index (nero), insieme con i record di 18 O δ di GRIP (magenta) e GISP2 (arancione) ice core. Tutti i record sono stati detrendati e normalizzati per unità di una deviazione standard. Nove anni in esecuzione sono stati calcolati per tutti i record con una risoluzione annua, vale a dire i record strumentali e δ 18 O registrati da Puerto Rico, mentre vent'anni in esecuzione sono stati calcolati per i record di 18 O δ GRIP e GISP2, sopprimendo a breve termine la dispersione δ 18 O .

Figura 3: La posizione dei clima proxy record e presentazione schematica dei principali sistemi atmosferici.

(a) Ubicazione dei proxy record utilizzati in questo studio. Puntini rossi indicano i record per i quali i risultati delle analisi spettrali sono inclusi nella Figura 5. Per i record contrassegnati con cerchi blu, facciamo riferimento alle figure complementari fS5 e S8. (b) moderni sistemi atmosferici della regione dell'Atlantico settentrionale. Non prendendo in considerazione variazioni del clima multicentennale, il nostro studio indica che questo scenario può rappresentare anche condizioni medie per il periodo riferito, da 0 a 3.000 anni BP, dove era diffuso un regime generale "neo-glaciale" con modelli di circolazione atmosferica meridionali più frequenti, e un ITCZ situato

vicino al sito Cariaco durante l'estate dell'emisfero settentrionale (NH). (c) 4.000 anni BP: l'insolazione era superiore a quella presente nel NH, ma inferiore all'emisfero australe (SH). Sia l'ITCZ che il fronte polare atmosferico sono stati generalmente situati a nord della loro attuale posizione durante l'estate NH, e una circolazione atmosferica zonale ha dominato. La posizione dell'estate PF in Groenlandia, tuttavia, è stato più o meno simili nella posizione attuale. (d) 7.000 anni BP: un significativamente superiore insolazione estiva in NH rispetto ad oggi, mentre era inferiore al SH (opposto in inverno). L'ITCZ era situato a nord della sua attuale posizione, con anche la PF bene a nord nel settore nord Atlantico, ma, almeno inizialmente, meno così nel settore Americano/canadese, dove gli ultimi resti del Laurentide (zona bianca) erano ancora presenti nella regione della terra di Baffin (fino a 7.000 anni BP). Queste condizioni possono essere rappresentanti per le condizioni medie tra i 6.000 e 8.000 BP. PF, fronte polare atmosferico; ITCZ, zona di convergenza intertropicale. Le frecce gialle indicano le direzioni del vento dominante.

Figura 4: Ad alta risoluzione, dell'Olocene clima proxy record dalla regione delimitata dell'Oceano Atlantico settentrionale .

Ossigeno isotopo (δ 18 O) record da (a) la calotta Agassiz calotta (b) il NGRIP ice core (c) il ghiaccio GISP2 core e (d), il Lago Chichancanab (e), titanio (%) record dal bacino Cariaco. Le curve, che mostrano i dati originali, con alcun filtro o detrend applicato.

Pattern spettrale del clima dell'Olocene Nord Atlantico

Applicando la Lomb-Scargle Fourier transform e un approccio di finestra d'esecuzione di 2.000 anni a ciascun record del proxy climatici, abbiamo calcolato le distribuzioni di densità spettrale, dai quali livelli di falso-allarme rosso-disturbo, erano stimati e colorati in modo diverso. Questa combinazione di metodi consente non solo una valutazione dettagliata delle variazioni temporali nel comportamento ciclico di dati in modo diseguale, distanziati uno dall'altro, ma anche una chiara distinzione tra distribuzioni temporali, ad esempio, da 60 a 70 e 80 anni di oscillazioni. Uno dei vantaggi principali dell'utilizzo della trasformata di Fourier Lomb-Scargle, è che essa consente il calcolo dei significati spettrali senza dover interpolare i dati su un passo ora comune. In una banda di oscillazione relativamente stretta, dominante tra ~ 55 e 70 anni, come pure più deboli oscillazioni sparse per la banda di 70-125 anni, è consentito visualizzare tutti i record. Il potere spettrale significativo che sovrappone la banda di attività solare di 88 anni Gleissberg, è inoltre osservato per alcune delle annotazioni studiate, soprattutto negli Agassiz e GISP2 δ 18 O record (fig. 5a, c), ma è

osservata solo in intervalli discreti e generalmente sminuiti dalla potenza spettrale osservata nella banda 55-70 anni. Stime spettrali per gli ultimi mille anni sono stabilite dalla riduzione graduale dell'intervallo di tempo, che, per definizione, dà luogo a una sfocatura spettrale graduale verso il vicino-presente, dove le bande di oscillazione si ampliano. Il fatto che l'oscillazione di 55-70 anni dominante in tali registri dell'Olocene si basa su proxy del clima, che covariano con l'indice AMO negli ultimi 140 anni, sono il segno del previsto, e che assomigliano alle oscillazioni dedotte da entrambi gli AMO index e i modello di studi delle variazioni delle SST, indicanti chiaramente che queste oscillazioni quasi-periodiche riflettono il comportamento dell'AMO Olocenico. Questa osservazione è in stretto accordo con una ricostruzione basata sui coralli delle variazioni delle SST dei Caraibi nel corso degli ultimi 250 anni, che mostrano una chiara oscillazione di 60 anni (Fig complementare. S1), ed è coerente con la variabilità di circa 60 anni osservata in un'integrazione del controllo di 1.000 anni di un'accoppiata di modelli oceano-atmosfera. È evidente che la variabilità multidecadale imparentata con l'AMO in alcuni record, in particolare quelli provenienti dalla Groenlandia centrale, sembra essere la variabilità del clima dominante nel corso degli ultimi 8.000 anni, e l'ampiezza delle tendenze a lungo termine è paragonabile a o minore variabilità su scala multidecadale (fig. 4).

Figura 5: Multidecadali oscillazioni climatiche nella regione dell'Oceano Atlantico settentrionale delimitata.

(a) spettrogramma delimita la distribuzione temporale altamente significativo (arancione: χ 2 > 90%, rosso: χ 2 > 95% e il rosso scuro: χ 2 > 99%) spettrale del δ 18 O record dalla calotta di ghiaccio Agassiz . Distribuzioni altamente significative spettrali sono indicate anche per (b) NGRIP δ 18 O record, (c) il record di 18 O δ GISP2, (d), lago Chichancanab δ 18 O record (e) il record di Ti (%) dal bacino Cariaco. Per queste analisi spettrali, i dati sono stati raggruppati in 2.000 anni di finestre sovrapposte, con una spaziatura di 50 anni, per l'intervallo di 1.000–8.000 BP. Stime spettrali per gli ultimi 1000 anni sono state ottenute facendo diminuire la dimensione della finestra

linearmente da 2.000 anni a 1.000 BP, da 200 anni a 100 BP, con passaggi di 25 anni. Solo il periodo che va da una gamma di 50-100 anni è dimostrato, perché questo comprende la gamma AMO normalmente riportata in letteratura. Il cerchio blu indica il picco spettrale per il record AMO strumentale, considerando che la linea blu indica l'incertezza associata. I rettangoli verdi delineano l'esplosione prominente nell'intensità del ciclo solare tra il 4.000 e 6.250 BP Gleissberg ( 88 anni).

Il segnale dell'Olocenico AMO sembra essere stato quasi-periodico, e la risposta del clima associato alla stato di intensità, molto variabile, sia nel tempo che nello spazio. Nell'Atlantico tropicale, specialmente al lago Chichancanab, il segnale di risposta AMO era relativamente debole generalmente durante il riscaldamento NH del massimo termico dell'Olocene (HTM) tra BP 5.500 e 9.000, dopo il quale raccolse intensità (fig. 5 e complementare a S2 e S3). I record di carotaggio di ghiaccio artico rivelano un modello di risposta diversa, come essi indicano che il segnale Artico AMO era più forte durante l'HTM, dopo di che l'intensità della risposta Artica AMO è generalmente sbiadita, seppure solo per riapparire in improvvise esplosioni, soprattutto circa 3.000 BP (fig. 5 e Complementare a S4-S8). Curiosamente, i siti più settentrionali (Agassiz e NGRIP) sembrano avere le prime risposte del picco AMO (6.000–8.000 anni BP) con un picco ritardato a GISP2 e GRIP (4.500–7.000 anni BP). L'eccezione più notevole da questo modello è il record di ghiaccio-core Renland (Fig complementare. S8), che, simili ai record tropicali, mostra il piccolo segno di un segnale di risposta AMO durante l'HTM, ma un segnale forte da circa 3.500 BP in poi. Questa discrepanza potrebbe essere dovuta al fatto che il segnale Renland δ 18 O fu influenzato dall'impostazione "locale" costiera, caratterizzata dalla fusione più diffusa in HTM e le condizioni di clima marittimo che differivano notevolmente dall'ambiente trovato nella parte centrale, ad alta quota, della calotta. Attraverso i passati 8.000 anni, minori turni sembrano essersi verificati nel periodo di dominazione all'interno della banda di 55-70 anni (fig. 5). Il periodo di oscillazione dominante nell'intervallo di 5.500–8.000 BP era 65 anni, mentre è accorciato un po' tra 5.500 BP e 2.700 BP (55 – 60 anni). Il periodo delle oscillazioni dominanti è leggermente aumentato nuovamente dopo i 2.700 BP (65 – 70 anni), ma le oscillazioni sono state generalmente non ben definite come durante l'inizio Olocenico, quando la larghezza di banda del periodo AMO sembra essere stata più ristretta.

Il ruolo del ciclo solare Gleissberg

Per indagare se queste oscillazioni climatiche Oloceniche di 55 - 70 anni avrebbero potuto essere una risposta diretta ai cambiamenti ciclicici dell'attività solare, abbiamo cercato prove di un ciclo di 60 anni in due ricostruzioni dell'attività solare dell'Olocene basata su 14C dal IntCal04 al radiocarbonio, con calibrazione curve 32 e 10 dal GRIP ice core. Analisi spettrali di entrambe le ricostruzioni solari mostrano che il ciclo di Gleissberg (88 anni) fu molto prominente tra i 4.000 e 6.250 anni BP e divenne notevolmente vago dai 3500 anni BP. Questa "esplosione del Gleissberg" rappresenta l'oscillazione più dominante in questa gamma di frequenza di entrambi gli spettri solari. Non ci sono prove sostanziali per un'oscillazione di 60 anni, nella ricostruzione solare basata su 14 C, considerando che il basarsi della ricostruzione mostra alcune prove di un'oscillazione tra 1.600–2.300 BP (complementare a S9 e S10). L'origine di questa oscillazione di 60 anni, nella ricostruzione, è pertanto sconosciuta, ma potrebbero riflettere cambiamenti ciclici non solari nel percorso di trasporto di berillio che hanno influenzato il tasso di deposizione in Groenlandia. la cotrizione solare non è pertanto suscettibile di essere responsabile per il modello AMO Olocenico dominante di 55-70 anni, il che implica che il modello dell'Olocene AMO riflette più probabile variabilità interna, quasi periodica, nella circolazione in Oceano Atlantico, in conformità, per esempio, con il modello HadCM3 2020.

L'accoppiamento dall'AMO alle condizioni climatiche regionali non può pretendere di essere costante nel tempo; ci aspettiamo che le migrazioni da nord a sud dell'ITCZ e i PF atmosferici, come privilegiati modulatori di questo accoppiamento. Il calo di insolazione estiva nel NH è noto essere stato accompagnato da una migrazione verso sud dell'ITCZ , un cambiamento della circolazione atmosferica, compreso uno spostamento verso sud del flusso del getto e bassa islandese, come pure un grande cambiamento nell'Atlantic Meridional overturning generale. Di conseguenza, il segnale di risposta AMO, nella contabilità studiata, sembra esibire un generale cambiamento nel suo modello negli ultimi anni 8.000, come il segnale è stato più pronunciato nell'Artico durante l'HTM, mentre ai tropici il suo massimo è stato generalmente raggiunto dopo l'HTM. Inoltre, con questi cambiamenti su larga scala,si sono verificati minori variazioni di frequenza dominante. Dobbiamo ipotizzare che questo modello globale è una conseguenza dei cambiamenti di circolazione su larga scala guidati da cambiamenti orbitali indotti dall'insolazione. Così, durante l'HTM, uno spostamento verso nord, e un'altamente disposizione zonale del modello della circolazione atmosferica, ha portato ad una copertura minima della banchisa Artica, che ha consentito un'interazione oceano-atmosfera molto più forte rispetto a quella caratterizzata da una capillare presenza della banchisa. Al contrario, le condizioni nei tropici erano più stabili durante l'HTM, che può essere attribuita ad una posizione più a nord dell'ITCZ, il che implica che i siti tropicali erano situati al di fuori dell'intervallo della cintura precipitativa migratoria annua dell'ITCZ (fig. 3d). Noi proponiamo che la migrazione verso sud successiva dell'ITCZ, durante la metà al tardo Olocene, e il movimento verso sud associato dei PF e l'aumento della copertura della banchisa artica, implicita che le zone di Alta Artica era ora situata più in modo permanente a nord del PF atmosferico, e fuori dall'immediato raggiungere delle variazioni multidecadali controllate dalle SST nella circolazione atmosferica. Questa ipotesi è in coerenza con l'osservazione che l'oscillazione di 65 anni prominente e buona termina prima del record della calotta glaciale Agassiz, il sito più settentrionale (fig. 5). Verso la fine dell'HTM (5.500–6.000 BP), come l'ITCZ si è spostato verso sud e più vicino ai siti tropicali (fig. 3 c), questi siti sembrano siano diventati più sensibili alle variazioni dell'ITCZ, e quindi dell'AMO, come anche lievi modifiche nelle SST Nord Atlantiche può causare spostamenti Nord Sud dell'ITCZ, e così delle precipitazioni. Tra 2.000 e 3.500 BP, c'era una ricorrenza statisticamente significativa delle oscillazioni multidecadali nell'Artico. Questo intervallo si sovrappone con una parte della neo-glaciazione tra 2.000 e 3.000 BP, che era caratterizzato da SST relativamente elevate, e condizioni climatiche generalmente più calde e

particolarmente instabili, in parti delle regioni settentrionali Nord Atlantiche. Tali condizioni significavano che i siti artici divennero temporaneamente più sensibili alle oscillazioni multidecadali delle SST, probabilmente a causa di una riduzione associata nella copertura della banchisa artica. Tuttavia, i grandi cambiamenti nell'Oceano Atlantico settentrionale, e i modelli di circolazione atmosferica che seguirono la neo-glaciazione in entrambi gli emisferi, portarono ad un segnale di risposta AMO generalmente indebolito e probabilmente meno coerente, dopo il 2.000 BP. Questo cambiamento è stato accompagnato da un calo di SST distinto tra 500 e 2.000 BP in alcune parti del Nord Atlantico settentrionale. Il segnale AMO più pronunciato osservato dopo il 2.000 BP, è stato trovato nei record della Groenlandia centrale, forse perché una posizione dell'estate del PF relativamente vicino a questi siti di ghiaccio-core, significava che erano alquanto sensibile l'AMO, attraverso la sua influenza sul PF. In generale, gli episodi, caratterizzati da un aumento di potenza del segnale AMO nei record Artici dopo i 3.500 BP può essere attribuita a minori variazioni nell'estico PF, che molto probabilmente era situato relativamente vicino ai siti dal quale sono stati effettuati i carotaggi di ghiaccio della Groenlandia centrale, durante questo intervallo (fig. 3b). Questa nuova ipotesi, che collega la scala regionale AMO in risposta ai modelli di migrazione guidata da insolazione dell'ITCZ e PF, richiede ulteriori studi utilizzando i modelli di accoppiamento interazione oceano-atmosfera, e nuovi record proxy ad alta risoluzione.

Sembra quindi che un'oscillazione quasi-persistente di 55-70 anni abbia influenzato il clima nella regione dell'Atlantico settentrionale durante gli intervalli sia caldi che freddi. Sostenuta da studi comparativi di record climatici strumentali e proxy, dobbiamo dedurre che queste variazioni del clima dell'Olocene corrisponde all'AMO riconosciuto in dati strumentali. L'AMO conosciuto dal record strumentale relativamente breve, e pertanto appare quando viene visualizzato su intervalli di tempo più lungo, per visualizzare una banda di oscillazione ben più definita e leggermente più stretta, di quanto in precedenza creduto. Di conseguenza, i nostri risultati suggeriscono che un AMO quasi-persistente di 55-70 anni, costretto dalla variabilità oceano-atmosfera interna, esisteva in tutta la maggior parte dell'Olocene. Il suo accoppiamento al clima regionale sembra essere stato modulato e guidata da turni di insolazione nei modelli di circolazione atmosferica e calotta marina. Queste scoperte sottolineano la necessità di comprendere meglio l'influenza dell'AMO sul clima globale e regionale, nelle variazioni nel corso dell'ultimo secolo. Lo studio ha anche implicazioni per gli scenari climatici futuri, come le nostre analisi suggeriscono che l'AMO ha esercitato una forte influenza sulla variabilità del clima regionale della regione Nord Atlantica settentrionale durante i periodi di alte SST Atlantiche del nord, rispetto a periodi più freddi. Dato l'aumento nelle SST del Nord Atlantico nel corso degli ultimi 30 anni, prevediamo che l'influenza dell'AMO sulla variabilità del clima nella regione Nord Atlantica settentrionale aumenterà in risposta al futuro riscaldamento dell'Oceano Atlantico settentrionale. Inoltre, l'AMO spostata nella sua fase calda negli anni ' 90 (fig. 1), potrebbe avere accentuato il riscaldamento globale in questo periodo. Un ritorno da una calda una fredda fase dell'AMO potrebbe mascherare temporaneamente gli effetti del riscaldamento globale, e quindi portare a possibili sottovalutazioni del riscaldamento futuro, se la variabilità dell'AMO non è presa in considerazione.(ps: come diventano cauti, in questo passaggio cruciale dell'articolo...strano...)

Selezione delle chiavi record dei proxy climatici dell'Atlantico settentrionale

Complessivamente sono sette clima proxy record che sono stati analizzati in questo studio, compresi i cinque carotaggi di ghiaccio artico-record dalla Groenlandia, Canada e i due tropicali; un record lacustre dalla penisola dello Yucatan in Messico, e un record del bacino Marino Cariaco nel nord del Venezuela. I record sono stati scelti sulla base di due criteri di selezione: la loro sensibilità documentata di sottili variazioni nelle SST Nord Atlantiche, e una risoluzione temporale media di 25 anni o meglio, su di un arco di tempo di 8.000 anni o più. I dati dall'isola di Ellesmere Agassiz e Groenlandia ice core, le registrate variabilità delle precipitazioni alle alte latitudini settentrionali, riflettendo le tracce dei cicloni extra-tropicali e la stabilità della cella semi permanente di alta

pressione della Groenlandia sotto l'influenza dei cambiamenti nella modalità annuale del Nord. Avvezione di umidità Atlantica, verso la Groenlandia centrale, è controllata principalmente dai venti con una direzione sud-est che si verificano lungo il fianco settentrionale dei cicloni dell'Atlantico settentrionale. È stata dimostrata una correlazione positiva tra fasi AMO calde e le temperature in Groenlandia e Canada orientale.

I due siti che si trovano nella regione dei Caraibi sono attualmente situati presso il confine settentrionale dell'estivo (luglio) ITCZ, che implica un ben definito regime precipitativo estivo . Sebbene il record di Chichancanab è rappresentativo delle variazioni precipitative su scala locale, il record precipitativo Cariaco mostra l'effetto dello scolo fluviale dal nord-est del sud America su una scala più regionale. La Salinità della superficie marina dal Golfo del Messico e Caraibi, mostrano una forte connessione con le SST del Nord Atlantico SST, con condizioni meno saline (più) ai tropici in concomitanza con più calde (fredde) SSTs Nord Atlantiche, e quindi con più forte (debole) rovesciamento della circolazione.

Esistono diversi altri record che sono potenzialmente rilevanti per questo studio, compreso uno studio ad alta risoluzione delle variazioni SST basato su alkenones dal core Marino MD99-2275 del nord dell'Islanda. Purtroppo, questo record copre "solo" i passati 4.500 anni, e quindi non può essere utilizzato per studiare le multidecadali oscillazioni durante l'Olocene, ma mostrano la presenza di oscillazioni altamente significative di 50-70 anni (*complementare Fig. S11). C'è anche il record di 18 O di δ dall'annotazione speleothem della grotta Crag, in Irlanda, a coprire i passati 10.000 anni, ma il campionamento è troppo irregolare per risolvere in modo affidabile i periodi di 50-100 anni in modo uniforme, attraverso l'Olocene. Altre pertinenti registri ad alta risoluzione (δ 18 O, δ 13 C, Mg/Ca) derivano da sedimenti estuari nella baia di Chesapeake, Stati Uniti orientali, che si estendono agli ultimi 2.000 anni, e l'intervallo di 6.000–7.000 BP. Tutti i record di proxy dall'intervallo di 6.000–7.000 BP, visualizzano significativa variabilità multidecadale significativa centrata a 60, 40 e 20 anni, considerando che la variabilità multidecadale negli ultimi 2.000 anni era confinata a 20-40 anni in cronologia. Questo è coerente con il modello osservato nel nostro studio nel senso che l'oscillazione di 60 anni, in genere, sembra essere stata meno evidente nel corso degli ultimi 2.000 anni rispetto a precedenti parti dell'Olocene.

* Il termine complementare si riferisce all'ultima tabella grafica dell'articolo.

Paolo Lui.