Climatologistas revelam gráfico com informações sobre Temperaturas sazonais na Antártica Ocidental durante o Holoceno

Verões e Invernos passados

Uma equipe internacional de climatologistas revisou os mais profundos registros de gelo coletados na Antártida para revelar uma visão mais detalhada da história climática recente da Terra.

Os pesquisadores geraram um importante gráfico traçando as temperaturas das estações do verão e do inverno dos últimos 11.000 anos, desde o início do período Holoceno até a época geológica atual. O Holoceno pertence ao período Quaternário, dentro da Cenozoica, que faz parte do éon Fanerozoico [ Ver Nota 1 ].

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Figura 1a mostra seção de exemplo dos registros WDC δD corrigidos por difusão (linha sólida) e a linha bruta (linha tracejada), com máximos anuais (círculos vermelhos) e mínimos (círculos azuis) determinados algoritmicamente (Métodos – amplitudes sazonais de isótopos de água). Dados Estendidos A Figura 1.1 fornece o registro WDC δD completo de alta resolução, comprimentos de difusão e extremos. Figura 1b mostra as médias de amplitude anual de 50 anos (verão menos inverno dividido por 2), com 2σ de incerteza; a linha horizontal indica a média do Holoceno. Figuras 1c-d-e mostram as médias δD de 50 anos para o verão (vermelho, c), média (roxo, d) e inverno (azul, e); a linha horizontal indica a média do Holoceno; as regiões sombreadas são limites 2σ para incerteza analítica combinada e de correção de difusão.

Abstract

A recuperação de registros proxy climáticos de longo prazo com resolução sazonal é rara devido a processos naturais de suavização, descontinuidades e limitações na resolução de medição. No entanto, insolação forçada, um dos principais impulsionadores da mudança climática em escala multimilenar, atua por meio de variações sazonais com impactos diretos no clima sazonal. Se a sensibilidade do clima sazonal à insolação corresponde às previsões teóricas, não foi avaliado em escalas de tempo longas. Aqui, analisamos um registro contínuo das proporções de isótopos de água do núcleo de gelo da divisão do manto de gelo da Antártica Ocidental para revelar as mudanças de temperatura no verão e no inverno nos últimos 11.000 anos. As temperaturas de verão na Antártica Ocidental aumentaram durante o início e meio do Holoceno, atingiram um pico há 4.100 anos e depois diminuíram até o presente. Simulações de modelos climáticos mostram que essas variações refletem principalmente mudanças na insolação máxima de verão, confirmando a conexão geral entre insolação sazonal e aquecimento e demonstrando a importância da intensidade da insolação em vez da insolação sazonalmente integrada ou da duração da estação. As temperaturas do inverno variaram menos no geral, de acordo com as previsões do forçamento da insolação, mas também flutuaram no início do Holoceno, provavelmente devido a mudanças no transporte meridional de calor. As magnitudes das mudanças de temperatura no verão e no inverno restringem a redução da superfície da camada de gelo da Antártica Ocidental desde o início do Holoceno para menos de 162 m e provavelmente menos de 58 m, consistente com restrições geológicas em outras partes da Antártida Ocidental.

Ciclos de Milankovitch

Milankovitch [ nota 2 ] postulou que as variações da órbita e do eixo da Terra impulsionam as mudanças climáticas ao longo de dezenas de milhares de anos, alterando o ciclo sazonal da insolação. Ao controlar as temperaturas do verão e a ablação do gelo, acredita-se que a insolação do verão nas altas latitudes do norte conduza às mudanças globais no volume de gelo nas escalas de tempo glacial-interglacial. Embora estudos de modelagem apoiem essa ideia, evidências empíricas da resposta específica do clima às mudanças de insolação derivam quase inteiramente de reconstruções de temperatura média anual ou de efeitos indiretos, por exemplo, gases aprisionados e camadas derretidas no gelo polar e oceanos marinhos e depósitos eólicos. A ausência de reconstruções sazonais de temperatura impediu evidências diretas de forçamento da insolação no clima sazonal, uma relação que pode variar geograficamente. Na Antártica, longos registros de múltiplos ciclos glacial-interglaciais têm apoiado diferentes afirmações sobre se os efeitos da insolação de verão se relacionam mais fortemente com sua intensidade máxima, sua integral sazonal ou com a duração acima de um limiar. Determinações empíricas específicas do local forneceriam testes valiosos de tais ideias concorrentes.

Reconstruções sazonais de temperatura

Reconstruímos a variabilidade sazonal da temperatura na Antártica Ocidental durante o Holoceno (os últimos 11.000 anos) e realizamos experimentos modelo para entender seus controles físicos. O Holoceno oferece uma janela de tempo para avaliar a influência do forçamento orbital sem os efeitos complicadores da deglaciação do Hemisfério Norte. Nossa reconstrução (Figs. 1 e 2) usa o registro de isótopos de água de alta resolução (δD) do lençol de gelo da Antártica Ocidental (WAIS) Divide o núcleo de gelo (WDC) (Métodos – isótopos de água; dados estendidos Fig. . 1a,b), obtido com uma técnica de fluxo contínuo que fornece resolução de profundidade em escala milimétrica. As idades das poedeiras foram determinadas previamente.

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Figuras 2a e 2c mostram as Temperaturas de verão e inverno reconstruídas em WDC para uma média de 1.000 anos (linhas vermelhas e azuis contínuas). As regiões sombreadas são intervalos de incerteza 1σ e 2σ para incertezas combinadas decorrentes de análise, correção de difusão, sazonalidade de acumulação, intermitência de precipitação, escalonamento de isótopos de temperatura e temperaturas médias reconstruídas (Métodos—Incertezas na reconstrução de temperaturas). Também são mostradas as temperaturas calculadas pelo MEBM para 80° S (valores máximos e mínimos anuais) e temperaturas zonais HadCM3 para 80° S (final de dezembro para o verão, meados de agosto para o inverno) (ORBIT, GLAC1D e ICE-6G). A simulação ORBIT 0 ka usa configurações pré-industriais, um cálculo não disponível para GLAC1D ou ICE-6G. A normalização é feita em 1 ka (sigla ka significa1.000 anos) quando todas as execuções do modelo se cruzam dentro de 0,05 °C e a configuração da camada de gelo é bem conhecida. Os valores ICE-6G em 11 ka para verão e inverno (não mostrados nos gráficos) são −3,93 °C e −10,82 °C, respectivamente. O coeficiente de determinações para resultados do modelo versus temperaturas WDC (dados estendidos Fig. 7) são altos para o verão (HadCM3 ORBIT R2 = 0,93, P ≪ 0,001; MEBM R2 = 0,80, P ≪ 0,001), mas não para o inverno (HadCM3 ORBIT R2 = 0,00 , P = 0,85; MEBM R2 = 0,05, P = 0,30). A concordância de inverno melhora se apenas o período 0–6 ka for considerado (HadCM3 ORBIT R2 = 0,74, P = 0,01; MEBM R2 = 0,39, P = 0,02). Figuras 2b e 2d mostram Histogramas de mudanças líquidas de temperatura ao longo dos intervalos de tempo especificados, derivados da análise de Monte Carlo contabilizando incertezas sistemáticas e não sistemáticas (Métodos—Análise de tendências). e, WDC temperatura média anual com limites de incerteza de 1σ e 2σ30. Dados Estendidos A Tabela 2 mostra a quantidade de variabilidade na temperatura média anual que pode ser explicada pelas temperaturas de verão e inverno.

Registros de temperaturas sazonais de núcleos de gelo são limitados pela resolução de medição e perda de informações da difusão de isótopos de água. Na Groenlândia, os registros mais longos que separam a variabilidade de verão e inverno estendem-se a apenas 2 mil anos atrás (sigla ka significa1.000 anos) (referências 23,24), enquanto apenas simulações de modelos climáticos estão disponíveis para períodos mais antigos. Para a Antártida, antes do presente estudo, os registros mais longos duravam apenas alguns séculos. Uma combinação de três fatores explica o escopo consideravelmente maior de nossa reconstrução: excepcional resolução de profundidade das medições, condições em WAIS Divide (alta acumulação, baixa temperatura e gelo espesso) que permitem a preservação de informações subanuais durante todo o Holoceno e uma estratégia de análise que contorna o ruído interanual avaliando médias milenares dos parâmetros sazonais.

Nosso método corrige variações de isótopos de água para difusão e avalia incertezas, incluindo viés de preservação e intermitência de precipitação (Métodos—Correções de difusão e incertezas na reconstrução de temperaturas). A correção de difusão opera nos dados de alta resolução e produz séries temporais isotópicas das quais as amplitudes sazonais verão-inverno foram extraídas. Estes foram convertidos em temperatura usando um escalonamento derivado do modelo (6,96‰ δD °C−1; Métodos—Temperaturas sazonais) e adicionados às temperaturas médias anuais previamente reconstruídas para obter históricos de verão e inverno.

Tendências sazonais

As temperaturas de verão em WAIS Divide (Fig. 2a) geralmente aumentaram durante o Holoceno inicial e médio, persistiram em um máximo entre cerca de 5 e 1,5 ka, depois diminuíram até o presente, com uma variação total do Holoceno de cerca de 2 °C. Essas variações se correlacionam amplamente com a insolação máxima local, e não com a insolação de verão integrada ou a duração do verão (Fig. 3d,e). As temperaturas de inverno (Fig. 2c) variaram menos do que as de verão em geral (cerca de 1 °C na faixa), mas também flutuaram em cerca de 10 a 8 ka, uma variação muito rápida para atribuir ao forçamento orbital [ Nota 3 ].

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Figura 3a exibe a Variação da insolação ao longo do Holoceno para dezembro e janeiro e sua média. Dezembro se assemelha mais à reconstrução de verão do WDC. Figura 3b mostra o ciclo sazonal completo de insolação a 80° S para instantâneos de 500 anos no Holoceno. As cores das linhas em b e c correspondem à idade. Figura 3c, Zoom da insolação de verão. O máximo sempre ocorre na segunda quinzena de dezembro (sombreamento cinza), migrando ao longo de 8 dias ao longo do Holoceno. Figura 3d revela as Tendências do Holoceno de insolação média anual (preto), insolação integrada anual (linha vermelha tracejada) e insolação integrada no verão (linha vermelha). Figura 3e mostra a Intensidade máxima da insolação no verão (linha preta) e duração do verão (linhas vermelhas), definida como o número de dias acima de um valor limite de insolação a cada ano. Figura 3f mostra a Anomalia na insolação máxima colorida pela latitude no Hemisfério Sul. A linha azul grossa mostra a latitude do site WDC. Figura 3g exibe as Temperaturas calculadas para 80° S usando o MEBM, incluindo valor máximo de verão (vermelho), valor mínimo de inverno (azul) e amplitude do ciclo de temperatura sazonal (preto).

As mudanças de temperatura média anual WAIS Divide (Fig. 2e) foram consideravelmente influenciadas pela variabilidade do inverno no início do Holoceno, enquanto a variabilidade do verão domina o padrão geral do Holoceno (Métodos—Relação entre a média anual e as estações individuais; Dados Estendidos Tabela 2). A variabilidade do verão também é responsável pela maior parte do resfriamento nos últimos 2 anos, indicando que o resfriamento médio anual de aproximadamente 1 °C de toda a Antártica Ocidental durante esse período também reflete essa estação. Nenhuma das estações do WDC experimentou o ótimo do início do Holoceno nem o resfriamento geral do Holoceno que aparece em algumas reconstruções de temperatura global. Para avaliar a significância das tendências multimilenar dominantes em cada estação, realizamos a análise de Monte Carlo (Métodos—análise de tendências) usando 4 ka como ponto de demarcação no verão (este é o momento da temperatura máxima do verão) e 6 ka no inverno (quando platô de temperaturas de inverno). Para o verão (Fig. 2b), isso indica uma chance >95% de que o aquecimento de 11 a 4 ka e o resfriamento de 4 ka até o presente excedam 0,7 e 0,6 °C, respectivamente. Para o inverno, a tendência de 11 a 6 ka é indistinguível de zero, enquanto o resfriamento superior a cerca de 0,3 °C de 6 a 0 ka ocorreu com > 95% de probabilidade (Fig. 2d).

Modelo de balanço de energia úmido

Para avaliar como as mudanças de insolação dirigidas orbitalmente podem explicar as temperaturas reconstruídas do WAIS Divide (Fig. 2), primeiro simulamos o histórico de temperatura a 80° S usando um modelo de balanço de energia úmida (MEBM) de média zonal global (resolução de 2°). e radiação de saída, albedo e transporte de calor atmosférico meridional (Métodos—Modelo de balanço de energia úmida). O modelo é conduzido por mudanças sazonais de insolação no topo da atmosfera (TOA) (Fig. 3a–e); para esta latitude, a insolação máxima de verão aumenta até cerca de 2,5 ka e a média anual e os valores integrados anuais e de verão declinam principalmente ao longo do Holoceno. Os cálculos fornecem temperaturas máximas de verão e amplitudes de temperatura sazonais (Fig. 3g) que covariam com a insolação máxima local de verão (Fig. 3e) e com o padrão geral de nossas temperaturas de verão reconstruídas (Dados Estendidos Fig. 7). Embora o aquecimento em latitudes mais baixas possa influenciar a temperatura da Antártica através do transporte de calor atmosférico e oceânico, as temperaturas máximas de verão modeladas em WAIS Divide se correlacionam melhor com a insolação local (70° a 90° S, R2 = 0,9, P ≪ 0,001 durante 0 a 6 ka). do que a insolação em qualquer lugar no subtropical através de latitudes subpolares (20° a 60° S, R2 = 0,33–0,55, P < 0,05). De fato, os modelos indicam a exportação de calor do WAIS Divide no verão (Dados Estendidos Fig. 4k), em vez da importação de locais mais ao norte. Como dezembro é sempre o mês de máxima insolação (Fig. 3a-c), a variabilidade da insolação de dezembro domina a resposta da temperatura máxima de verão. Para o inverno, as temperaturas modeladas são menos variáveis ​​do que as do verão a 80° S (Fig. 3g) devido à falta de insolação direta (Fig. 3b) e têm uma tendência oposta. Os mínimos de inverno são uma função de três fatores: mudanças na duração da estação de insolação zero, a taxa efetiva de resfriamento da superfície e o transporte convergente de calor de latitudes mais baixas. As temperaturas mínimas de inverno mais baixas ocorrem em momentos em que a estação de insolação zero é mais longa. No entanto, nem a duração da estação de insolação zero, as temperaturas mínimas modeladas, nem a divergência de calor no inverno se correlacionam bem com as temperaturas de inverno reconstruídas.

Simulações HadCM3

Para investigar o papel da geografia e mecanismos mais complexos, incluindo mudanças topográficas não contabilizadas no MEBM, simulamos o clima do Holoceno com um modelo de circulação geral totalmente acoplado, HadCM3 (ref. 35) (Métodos—Simulações do modelo HadCM3). Simulações forçadas apenas por mudanças nos parâmetros orbitais produzem temperaturas máximas de verão (para aproximadamente o solstício de dezembro) a 80° S semelhantes aos nossos valores reconstruídos e ao MEBM: aumentando ao longo do Holoceno, atingindo um pico de 4 a 3 ka e diminuindo na era moderna (ÓRBITA, Fig. 2a). Esse padrão reflete um forte papel da insolação máxima do verão na determinação das temperaturas observadas no verão. A similaridade do aumento da temperatura do verão do início ao meio do Holoceno (11-6 ka) nas simulações de HadCM3 orbitalmente forçadas e nossa reconstrução sugere pouca influência da mudança na elevação e extensão da camada de gelo. Uma comparação semelhante para o inverno produz uma diminuição de aproximadamente 1,25 °C da temperatura do modelo ORBIT (Fig. 2c) em comparação com um possível pequeno aumento na temperatura na reconstrução (Fig. 2d; >90% de chance de >0,1 °C), sugerindo alguns aquecimento resultante da redução do manto de gelo.

Em seguida, como condições de contorno nas simulações do HadCM3, prescrevemos concentrações variáveis ​​de gases de efeito estufa (GEE) e duas histórias diferentes da camada de gelo, GLAC1D e ICE-6G, que acarretam rebaixamentos líquidos da superfície de cerca de 83 m e cerca de 208 m, respectivamente, de 11 a 7 ka no local WDC (Fig. 4a). Esses cenários de elevação afetam substancialmente as temperaturas simuladas (Fig. 2a,c). Grande parte do aquecimento induzido pela elevação nesses modelos, que ocorre principalmente no início do Holoceno, pode ser atribuído diretamente ao efeito da taxa de lapso de superfície (Fig. 4b). No entanto, a comparação com as execuções apenas orbitais (Fig. 4c) revela uma anomalia de temperatura remanescente (Fig. 4d), atribuível a GEEs, extensão da camada de gelo e respostas não lineares a forçantes impostos simultaneamente. O gelo marinho tem apenas um pequeno impacto na temperatura a 80° S no verão (Métodos—Gelo marinho; Dados Estendidos Fig. 6).

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Figura 4a exibe os Históricos de elevação usados ​​em HadCM3. GLAC1D é 96 m mais alto em 11 ka em comparação com o presente e ICE-6G é 222 m mais alto. Figura 4b mostra as Anomalias de temperatura da mudança de elevação (GLAC1D, linhas sólidas; ICE-6G, linhas tracejadas) usando uma taxa de lapso atmosférico de 9,8 °C km−1 e taxas de lapso espacial para o interior da Antártica Ocidental de 12 °C km−1 (ref. 45) e 14 °C km−1 (ref. 46). Figura 4c reflete as anomalias de temperatura residual HadCM3 para dezembro (verão) calculadas subtraindo a execução ORBIT das execuções GLAC1D e ICE-6G na Fig. 2a, destacando a porção atribuível à alteração da elevação em vez da insolação. Figura 4d revela a Mudança de temperatura residual em b subtraída dos resultados em c, mostrando o componente impulsionado por processos além do efeito de taxa de lapso direto (LR) e forçamento orbital [nota 3 ].

Existem inconsistências entre os diferentes cenários de camadas de gelo (Fig. 4d) e as estações de verão versus inverno, mas as diferenças são pequenas o suficiente para permitir uma estimativa limitada da verdadeira diminuição da elevação do Holoceno. Este cálculo é feito comparando o excesso do aumento de temperatura reconstruído sobre a simulação somente orbital com o mesmo excesso para as simulações do modelo de camada de gelo e dimensionando as mudanças de elevação usadas no último (Métodos—Estimando mudanças de elevação). Encontramos estimativas centrais para queda de elevação de 23 m e 53 m de comparação com os cenários GLAC1D e ICE-6G, respectivamente, no período de 10 a 3,5 ka (Tabela 1). A contabilização de incertezas nas reconstruções sazonais de temperatura (Fig. 2) permite mudanças de elevação variando de aumento de 33 m a diminuição de 131 m (2σ) de 10 a 3,5 ka ou aumento de 54 m a diminuição de 162 m (2σ) se o intervalo de tempo for estreitou para 10 a 6,5 ka (Tabela 1). Nossos resultados, portanto, são consistentes com as observações geológicas de elevações de gelo em nunataks de montanha [ nota 4 ], que indicam menos de 100 m de rebaixamento da superfície do Holoceno.

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Estimativas de decréscimo de elevação em metros (2σ, valores positivos correspondem a uma camada de gelo diminuindo) para os intervalos 10–6.5 ka e 10–3.5 ka (Seçáo Métodos—Estimando mudanças de elevação).

As temperaturas de inverno no continente antártico devem responder às forçantes de insolação indiretamente, por meio do transporte de calor de latitudes mais baixas. Os modelos de forçamento orbital prevêem o resfriamento do inverno ao longo do Holoceno, principalmente de 11 a 6 ka (Figs. 2c e 3g). Ambos os modelos e as temperaturas de inverno reconstruídas carecem de um máximo do Holoceno tardio. Mas no Holoceno anterior, a reconstrução do inverno não exibe a tendência de resfriamento esperada dos modelos e é dominada por variações milenares proeminentes. A incompatibilidade com a insolação em latitudes mais baixas e a ausência de forçantes locais sugere variações na eficácia do transporte meridional de calor atmosférico.

Discussão

Diversas e numerosas proxies são usadas para reconstruir as temperaturas médias globais da superfície para avaliar modelos climáticos e distinguir a variabilidade climática natural da antropogênica. Como esses proxies dependem de fatores sazonais foi avaliado em apenas alguns casos. Nosso estudo da Antártida Ocidental fornece um exemplo de advertência, pois a história da temperatura média anual reflete diferentes fatores de controle das temperaturas de verão e inverno, cuja importância varia com o tempo. Em tal situação, importantes dinâmicas sazonais podem ser perdidas, ou proxies mal interpretados, quando apenas o clima médio é considerado. Além disso, a incorporação de mais informações das regiões polares do sul deve ajudar as avaliações da temperatura global a evitar vieses associados à ponderação das reconstruções de temperatura para os locais do norte, que produziram diferentes interpretações da relação entre o clima global e as forçantes no Holoceno, incluindo até mesmo tendências opostas.

Análises anteriores com modelos atmosféricos simplificados identificaram a duração do verão do Hemisfério Sul como uma variável determinante do clima antártico em escalas de tempo orbitais. Algumas descobertas paleoclimáticas validam essa afirmação; por exemplo, o início do aquecimento deglacial na Antártica Ocidental corresponde ao aumento da insolação integrada do verão. Nossos resultados – abrangendo cerca de meio ciclo de precessão – revelam um papel dominante da insolação máxima anual na determinação do clima de verão da Antártida Ocidental durante o Holoceno, sem excluir um papel maior da duração ou insolação de verão integrada em outros períodos, como terminações glaciais.

Métodos

Medimos os isótopos de água WAIS Divide core (WDC) usando análise de fluxo contínuo (consulte a próxima seção sobre isótopos de água) e, em seguida, corrigimos a difusão cumulativa usando técnicas espectrais para determinar comprimentos de difusão e restaurar amplitudes pré-difundidas em janelas deslizantes de 140 anos (seção abaixo sobre Correções de difusão; Dados Estendidos Fig. 1c). Os máximos de verão e os mínimos de inverno (Fig. 1a) identificados nesses dados corrigidos foram então usados ​​para calcular as amplitudes de verão e inverno para cada ano. Convertemos as amplitudes dos isótopos em amplitudes de temperatura usando um fator de escala determinado pelo modelo (seção abaixo sobre temperaturas sazonais) e as adicionamos às temperaturas médias anuais reconstruídas anteriormente para recuperar os valores de verão e inverno. Processos de ruído sazonais substanciais exigiam uma média multicentenária a milenar para reduzir a incerteza (seção abaixo sobre Incertezas na reconstrução de temperaturas). Para elucidar os controles físicos das temperaturas subanuais, usamos um modelo simples de balanço de energia e HadCM3, um modelo de circulação geral, para calcular as mudanças esperadas nas temperaturas sazonais e mensais da superfície ao longo do tempo sob condições de contorno variáveis ​​(seções abaixo sobre modelo de balanço de energia úmida sazonal e HadCM3 simulações de modelos). Finalmente, usando observações e modelagem, estimamos a mudança na elevação da superfície WAIS através do Holoceno.

Vide seção detalhada no link https://www.nature.com/articles/s41586-022-05411-8 ou nas páginas 7 em diante, na seção Methods no documento postado no rodapé desse post).

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Nota 1

O Holoceno corresponde a época geológica atual. Começou aproximadamente 11.650 anos Antes do Presente (9701 AC), após o Último Período Glacial, que concluiu com o recuo glacial do Holoceno. O Holoceno e o Pleistoceno anterior juntos formam o período Quaternário. O Holoceno foi identificado com o atual período quente, conhecido como MIS 1. É considerado por alguns como um período interglacial dentro da Época do Pleistoceno, chamado de Interglacial Flandriano.

O Holoceno corresponde à rápida proliferação, crescimento e impactos da espécie humana em todo o mundo, incluindo toda a sua história escrita, revoluções tecnológicas, desenvolvimento de grandes civilizações e transição global significativa para a vida urbana no presente. O impacto humano na Terra da era moderna e seus ecossistemas pode ser considerado de importância global para a evolução futura das espécies vivas, incluindo evidências litosféricas aproximadamente sincronizadas ou, mais recentemente, evidências hidrosféricas e atmosféricas do impacto humano. Em julho de 2018, a União Internacional de Ciências Geológicas dividiu a Época do Holoceno em três idades distintas com base no clima, Groenlandês (11.700 anos atrás a 8.200 anos atrás), Northgrippian (8.200 anos atrás a 4.200 anos atrás) e Meghalayan (4.200 anos atrás até o presente), conforme proposto pela Comissão Internacional de Estratigrafia. A idade mais antiga, a groenlandesa, foi caracterizada por um aquecimento após a era glacial anterior. A Era Northgrippiana é conhecida pelo grande resfriamento devido a uma interrupção nas circulações oceânicas causada pelo derretimento das geleiras. A era mais recente do Holoceno é a atual Meghalayan, que começou com uma seca extrema que durou cerca de 200 anos.

Nota 2

Os ciclos de Milankovitch descrevem os efeitos coletivos das mudanças nos movimentos da Terra em seu clima ao longo de milhares de anos. O termo foi cunhado e nomeado em homenagem ao geofísico e astrônomo sérvio Milutin Milanković. Na década de 1920, ele levantou a hipótese de que variações na excentricidade, inclinação axial e precessão se combinavam para resultar em variações cíclicas na distribuição intra-anual e latitudinal da radiação solar na superfície da Terra, e que esse forçamento orbital influenciava fortemente os padrões climáticos da Terra.

Nota 3

O forçamento orbital é o efeito no clima de mudanças lentas na inclinação do eixo da Terra e na forma da órbita da Terra ao redor do sol (ver ciclos de Milankovitch). Essas mudanças orbitais modificam a quantidade total de luz solar que atinge a Terra em até 25% em latitudes médias (de 400 a 500 W/(m2) em latitudes de 60 graus). Neste contexto, o termo “forçar” significa um processo físico que afeta o clima da Terra.

Acredita-se que esse mecanismo seja responsável pelo tempo dos ciclos das eras glaciais. Uma aplicação estrita da teoria de Milankovitch não permite a previsão de uma “súbita” era glacial (súbita sendo qualquer coisa abaixo de um século ou dois), uma vez que o período orbital mais rápido é de cerca de 20.000 anos. O tempo dos períodos glaciais passados ​​coincide muito bem com as previsões da teoria de Milankovitch, e esses efeitos podem ser calculados no futuro.

Os ciclos de Milankovitch também estão associados a mudanças ambientais durante os períodos de estufa da história climática da Terra. Mudanças em sedimentos lacustres correspondentes aos períodos de ciclos orbitais periódicos foram interpretadas como evidência de forçamento orbital no clima durante períodos de estufa como o Paleógeno Inferior. Notavelmente, os ciclos de Milankovitch foram teorizados como importantes moduladores de ciclos biogeoquímicos durante eventos anóxicos oceânicos, incluindo o Evento Anóxico Oceânico Toarciano, o Evento Mid-Cenomaniano[3] e o Evento Anóxico Oceânico Cenomaniano-Turoniano.

Nota 4

Um nunatak (do inuíte nunataq) é o cume ou cume de uma montanha que se projeta de um campo de gelo ou geleira que, de outra forma, cobre a maior parte da montanha ou cume. Eles também são chamados de ilhas glaciais. Exemplos são picos piramidais naturais. Quando arredondados pela ação glacial, promontórios rochosos menores podem ser referidos como rognons. A palavra é de origem da Groelândia e tem sido usada em inglês desde a década de 1870.

Starr Nunatak, na costa da “Victoria Land”, Antárctica

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Fonte

Nature: Seasonal temperatures in West Antarctica during the Holocene

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