https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1029/2021PA004272

  1. Risultati

Presentiamo i risultati ottenuti dalla nostra simulazione transitoria per il periodo 127–119 ka, con un focus sull’evoluzione e la reazione della calotta glaciale della Groenlandia (GrIS) durante questo intervallo interglaciale. L’output completo del modello fornisce dati climatici globali aggiuntivi che documentano il clima transitorio dell’Ultimo Interglacial (LIG) e l’effetto di una riduzione della GrIS.

3.1 Temperatura e Vegetazione Il periodo di simulazione 127–119 ka è stato scelto per iniziare con le anomalie più elevate delle temperature estive nell’Artico e per catturare l’impatto di questo clima inizialmente caldo seguito da un raffreddamento. Questo periodo inizia dopo l’evento Heinrich-11, in un momento in cui le dimensioni della GrIS potrebbero essere state simili o leggermente maggiori rispetto a quelle odierne (Otto-Bliesner et al., 2017). Entro il 121 ka, le anomalie delle temperature estive rispetto al clima preindustriale di controllo (piControl) diminuivano eccetto che nelle parti deglaciate della Groenlandia, dove tali anomalie riflettono le differenze di temperatura tra una superficie terrestre vegetata durante il LIG e una superficie coperta di ghiaccio nel periodo preindustriale (Figure 2 e S4 nell’Informazione Supplementare S1).

I biomi simulati subiscono cambiamenti significativi nel corso del LIG (Figure 2 e S6 nell’Informazione Supplementare S1), adattandosi alle variazioni climatiche. Dal 127 al 123 ka, il confine settentrionale della foresta boreale (per esempio, i biomi delle foreste di conifere sempreverdi fredde e delle foreste decidue fredde) è previsto estendersi più a nord rispetto alla loro estensione preindustriale, per poi iniziare a ritirarsi verso sud (Figure 2 e S7 nell’Informazione Supplementare S1). Analogamente, il confine meridionale della foresta boreale si sposta verso il polo dal 127 al 121 ka rispetto al periodo preindustriale, ma si muove verso l’equatore dopo il 121 ka a causa del raffreddamento climatico (Figure 2 e S7 nell’Informazione Supplementare S1). Le simulazioni dei biomi mostrano un’espansione e un successivo ritiro delle specie arboree dalle coste artiche del Canada settentrionale e della Russia, in linea con le ricostruzioni della vegetazione del LIG (Edwards et al., 2003; Hoogakker et al., 2016; Kienast et al., 2011; LIGA, 1991; Lozhkin & Anderson, 1995; Tarasov et al., 2013). In Groenlandia e nel nord-est del Canada, le temperature più calde del LIG favoriscono anche l’aumento dei biomi forestali e arbustivi, indicando la presenza di taxa legnosi, in accordo generale con le osservazioni, benché i dati siano limitati (Membri del Progetto CAPE-Last Interglacial, 2006; Crump et al., 2021; Fréchette et al., 2006).

3.2. Reazione della Calotta Glaciale della Groenlandia

Nel corso dell’Ultimo Interglaciale (LIG), si osserva un marcato arretramento della Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS) dalla sua estensione iniziale. La Figura 3 illustra variazioni nello spessore del ghiaccio, nel bilancio di massa in superficie e nella velocità di scorrimento del ghiaccio registrate ogni 2000 anni secondo il modello (per immagini dettagliate ogni 500 anni si rimanda alle Figure S12–S14 nell’Appendice informativa S1). Nel corso della prima metà del LIG, sotto l’influsso di un clima artico più caldo, si verifica un ritiro della calotta glaciale; tuttavia, questo processo di ritiro rallenta e si inverte a seguito della riduzione delle anomalie di temperatura estiva nell’emisfero nord (NH) nelle fasi successive della simulazione (vedi Figura 2). Il pattern di ritiro della GrIS è distintivo, con le zone di maggiore ablazione e arretramento concentrate lungo il margine occidentale della calotta, in particolare nel sud-ovest, e lungo il margine settentrionale. Al contrario, l’estensione orientale mostra una relativa stabilità per tutta la durata della simulazione, con processi di ablazione generalmente confinati ai margini della calotta e un saldo netto di accumulo nella regione sud-orientale. Questa dinamica di accumulo e ablazione persiste per l’intero periodo della simulazione, preservando lo spessore del ghiaccio nell’area orientale mentre il margine glaciale occidentale procede nel suo arretramento verso l’interno. La diversità regionale in termini di accumulo e ablazione del ghiaccio determina una migrazione verso est della spartiacque glaciale, come evidenziato dai dati sulla velocità di superficie (Figure 3 e S14 nell’Appendice informativa S1). Con l’avanzare della deglaciazione e la crescente esposizione della parte occidentale della Groenlandia, si forma un punto di sella tra la più vasta sezione settentrionale della calotta e la cupola meridionale. Tale punto di sella si assottiglia progressivamente fino alla separazione delle due masse circa a 122 ka. Successivamente, al raggiungimento del minimo volume e dell’area glaciale a 121.9 ka, le due cupole si riconnettono intorno a 120.5 ka (Figura S14 nell’Appendice informativa S1).

Per approfondire l’analisi sull’evoluzione della calotta glaciale, la Figura 4 presenta le serie temporali dei flussi del bilancio di massa lungo il periodo di simulazione. Il bilancio di massa totale risulta dalla somma di tre componenti di flusso: il flusso di calving (emissione di iceberg), il bilancio di massa basale (BMB) dovuto allo scioglimento del ghiaccio alla base, e il bilancio di massa superficiale (SMB) risultante da accumulo e ablazione. Inizialmente, il bilancio di massa totale, essendo negativo, è predominato dal flusso di calving, ma la sua magnitudine diminuisce man mano che il margine della calotta glaciale si ritrae dalle coste e dalle aree marginali a bassa quota. Il componente BMB è modesto se confrontato al flusso di calving; sebbene mostri variazioni, la sua entità rimane relativamente costante rispetto agli altri flussi. L’SMB è generalmente negativo per i primi ∼4.000 anni della simulazione (127-123 ka), indicando un prevalere dell’ablazione sull’accumulo, e quindi una perdita di massa netta. Tuttavia, la variabilità interannuale è significativa e alcuni anni registrano un SMB netto positivo, persino durante la fase più calda della simulazione. Il bilancio di massa totale rimane negativo per i primi ∼5.000 anni (127–122 ka) della simulazione. Complessivamente, il flusso di calving e il BMB costituiscono il flusso di acqua dolce dal modello della calotta glaciale della Groenlandia (CISM2) verso l’oceano. Il deflusso di acqua di fusione liquida viene convogliato verso l’oceano dal modello terrestre. Il picco di flusso di acqua dolce (0,0184 Sv) si verifica all’inizio della simulazione, quando la calotta è più estesa e le anomalie dell’insolazione estiva artica sono al loro apice, mentre il flusso minimo di acqua dolce (0,0039 Sv) si verifica a 122,9 ka. L’aumento dell’apporto di acqua dolce dalla Groenlandia, in conseguenza del ritiro della calotta glaciale, ha un effetto trascurabile sulla circolazione meridionale di ribaltamento (AMOC) dell’Atlantico.

La Figura 2 è composta da tre parti che rappresentano diverse informazioni relative ai cambiamenti climatici e vegetativi durante l’Ultimo Interglaciale (LIG):

Parte (a-e): Medie della temperatura estiva (JJA)

  • Queste mappe mostrano le differenze di temperatura per i mesi estivi (giugno, luglio, agosto – JJA) tra due periodi: la simulazione BIOME4 veg e una simulazione pre-industriale (piControl) usando il CESM2. Le differenze di temperatura sono calcolate su una griglia nominale di 1 grado.
  • Le tonalità dal blu al rosso indicano variazioni di temperatura rispetto alla media pre-industriale, con il blu che rappresenta temperature più fredde e il rosso temperature più calde. Le mappe sono temporalmente sequenziate da 127 ka a 119 ka, rappresentando gli ultimi 100 anni di ogni intervallo di 500 anni, per evidenziare i cambiamenti climatici nel periodo considerato.

Parte (f-j): Biomi simulati da BIOME4

  • Queste mappe rappresentano i biomi come simulati dal modello BIOME4, su una griglia di 0,5 gradi specifica per le simulazioni dei biomi.
  • I colori sulle mappe corrispondono a differenti tipi di biomi, come indicato nella legenda sottostante. Ad esempio, la foresta fredda di conifere sempreverdi (indicata in blu scuro) nella Groenlandia è sostituita con tundra arbustiva bassa e alta (indicata in verde scuro) nella simulazione, a seguito delle condizioni climatiche descritte nella parte (a-e).

Parte (k-o): Cambiamenti nell’estensione delle foreste

  • Queste mappe indicano come l’estensione delle foreste durante il LIG si confronti con quella dell’epoca pre-industriale.
  • I colori differenti indicano aree dove il bioma forestale è rimasto lo stesso (grigio), dove si è contratto (marrone chiaro), e dove si è espanso (verde scuro) rispetto al periodo pre-industriale. Le celle bianche indicano aree non forestali in entrambi i periodi.
  • L’estensione della calotta glaciale della Groenlandia è indicata nelle celle con copertura di ghiaccio ≥50% nella simulazione BIOME4 veg.

In generale, queste mappe forniscono una visione integrata dell’impatto dei cambiamenti climatici sui biomi terrestri durante il LIG, con particolare attenzione ai cambiamenti di temperatura e alle conseguenti variazioni della vegetazione e dell’estensione delle foreste. La combinazione di questi dati permette agli scienziati di comprendere meglio i potenziali cambiamenti ecologici e climatici in risposta a diversi scenari di insolazione e temperature.

Il volume della Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS) si riduce quasi in modo lineare per i primi 3000 anni della simulazione (fino a 124 ka), punto in cui il ritmo di collasso rallenta (Figura 5). L’area della calotta glaciale decresce rapidamente nei primi centinaia di anni della simulazione, a causa della perdita delle aree più sottili del ghiaccio vicino alla costa, per poi diminuire più lentamente. La Figura 5 mostra una serie storica del volume della GrIS in termini di equivalente del livello del mare (SLE), insieme alla velocità di innalzamento del livello del mare apportata dalla GrIS ogni anno. Nei primi 2500 anni della simulazione (127–124,5 ka), la calotta glaciale perde tipicamente massa a un ritmo di circa 1 mm SLE all’anno; il tasso di perdita di massa annuale si riduce man mano che il clima si raffredda nelle fasi successive della simulazione. Il volume minimo della GrIS è di 4,4 metri SLE a 121,9 ka. Rispetto al volume iniziale della GrIS a 127 ka, che è di 8,2 metri SLE, la simulazione transitoria indica un contributo massimo al livello del mare di 3,8 metri SLE durante l’Ultimo Interglaciale, oppure 3,0 metri SLE rispetto ai valori attuali.

Abbiamo condotto una simulazione parallela per 6000 anni, dal 127 al 121 ka, con una copertura vegetale pre-industriale impostata e senza influenze antropogeniche (vegetazione no-Anthro, la stessa utilizzata nella simulazione CMIP6 lig127k; Otto-Bliesner et al., 2020). Il volume e l’area evolutivi della GrIS sono mostrati per confronto nella Figura 5. A parte la costanza nella distribuzione della vegetazione, questa simulazione segue la stessa metodologia descritta nella Sezione 2 per la simulazione principale. In questa simulazione, la deglaciazione della GrIS è meno marcata e la calotta glaciale non subisce una perdita di volume e area così significativa come nel caso della vegetazione che cambia nel tempo. Invece, la calotta glaciale raggiunge un’area minima a 124,3 ka e un volume minimo di 6,8 metri SLE a 124,1 ka, prima di iniziare un processo di rigenerazione.

la Figura 3 mostra tre aspetti chiave della Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS), evidenziando come questi aspetti cambiano ogni 2000 anni nel periodo tra 127 ka (127.000 anni fa) e 119 ka (119.000 anni fa), basandosi su dati modellizzati dal Community Ice Sheet Model (CISM2) su una griglia di 4 km.

Prima riga – Spessore del ghiaccio:

  • Ogni mappa in questa riga mostra lo spessore del ghiaccio in metri. Le zone con il ghiaccio più spesso sono indicate con colori che vanno dal blu scuro al bianco, mentre le zone con ghiaccio più sottile sono in blu chiaro. Queste mappe evidenziano come lo spessore della calotta glaciale varia geograficamente e come diminuisce nel tempo, particolarmente lungo i margini costieri.

Seconda riga – Bilancio di massa superficiale (SMB):

  • Il bilancio di massa superficiale è rappresentato in queste mappe. Colori verso il blu indicano un guadagno di massa (più accumulo di neve rispetto alla fusione), mentre colori verso il rosso indicano una perdita di massa (più fusione rispetto all’accumulo). Queste mappe mostrano dove la calotta glaciale sta guadagnando o perdendo massa e come questa dinamica cambia nel tempo. L’arretramento delle aree rosse può indicare una perdita di massa accelerata in determinati periodi.

Terza riga – Velocità superficiale:

  • Queste mappe mostrano la velocità del ghiaccio in metri all’anno. Le aree verdi più brillanti rappresentano zone di flusso rapido del ghiaccio, come i ghiacciai in movimento verso il mare, mentre le aree di verde scuro indicano movimenti più lenti. Questi dati sono utili per comprendere la dinamica della calotta glaciale e come varia nel tempo. Ad esempio, un aumento delle aree verdi brillanti potrebbe corrispondere a un aumento della velocità di flusso in risposta al riscaldamento climatico.

Nel complesso, la Figura 3 fornisce una visione sintetica ma dettagliata di come la calotta glaciale della Groenlandia si è comportata durante un periodo di 8.000 anni, con implicazioni importanti per la comprensione delle risposte dei ghiacciai ai cambiamenti climatici e il loro potenziale impatto sull’innalzamento del livello del mare.

La perdita totale di ghiaccio registrata a 124.1 ka è di 1.4 metri di equivalente del livello del mare (SLE), ovvero 0.6 metri SLE se messa in relazione con i valori odierni. La simulazione è stata interrotta a 121 ka, quando il processo di ricrescita era chiaramente avviato. L’influenza della vegetazione sulla risposta della calotta glaciale viene discussa più dettagliatamente nella Sezione 4.2.

La Figura 4 presenta i dati relativi ai flussi di massa della Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS) nel periodo compreso tra 127 e 119 ka (migliaia di anni fa). Il grafico mostra quattro diverse componenti e la loro somma che rappresenta il bilancio di massa totale della calotta glaciale.

  • Bilancio di Massa Basale (Basal Mass Balance, linea rossa): Questo valore indica la perdita o il guadagno di massa alla base della calotta glaciale, generalmente a causa dello scioglimento o dell’accumulo di ghiaccio al contatto con il terreno sottostante. In questo grafico, sembra contribuire relativamente poco al bilancio totale e resta abbastanza costante durante il periodo analizzato.
  • Bilancio di Massa Superficiale (Surface Mass Balance, SMB, linea grigia): Mostra la differenza tra l’accumulo (principalmente da neve e ghiaccio che cade e si accumula sulla superficie) e la perdita di massa (principalmente da fusione o sublimazione). Questo valore ha una variazione significativa e un trend che oscilla attorno allo zero, indicando periodi di guadagno e perdita di massa.
  • Flusso di Calving (Calving Fluxes, linea nera): Indica la quantità di ghiaccio che si distacca dalla calotta glaciale formando iceberg. Questa componente mostra una tendenza al decremento nel tempo, suggerendo che la quantità di ghiaccio persa tramite calving diminuisce man mano che la calotta glaciale si ritira.
  • Bilancio di Massa Totale (Total Mass Balance, linea viola): È la somma delle tre componenti sopra e rappresenta il cambiamento netto della massa della calotta glaciale. Quando la linea è sotto lo zero, indica che la calotta glaciale sta perdendo massa. Il bilancio di massa totale qui mostra una tendenza alla perdita di massa nel corso del tempo, con alcune fluttuazioni.

Le linee più spesse sovrapposte a ciascuna componente indicano la media mobile a 100 anni, che serve a levigare le variazioni annuali per mostrare meglio la tendenza a lungo termine.

In generale, il grafico mostra che durante il periodo in esame, la GrIS ha sperimentato una perdita di massa complessiva, con fluttuazioni nell’entità della perdita annuale. Questa informazione è cruciale per comprendere come la calotta glaciale ha risposto a cambiamenti climatici passati e può aiutare a prevedere come potrebbe reagire a condizioni climatiche future.

3.3. Confronto con i Dati Geologici

I record derivanti da carote di ghiaccio e sedimenti marini permettono di valutare la nostra simulazione dell’estensione della Calotta Glaciale della Groenlandia (Greenland Ice Sheet, GrIS) durante l’Ultimo Interglaciale (Last Interglacial, LIG). Sei progetti di carotaggio profondo nel ghiaccio hanno raggiunto strati risalenti al LIG. Ghiaccio con elevati valori di δ18O è stato conservato alla base di tutti i fori di carotaggio profondi (che raggiungono la roccia di fondazione), benché i record siano o incompleti o non integri dal punto di vista stratigrafico. Misurazioni contemporanee delle concentrazioni di CH4 intrappolate nelle bolle di ghiaccio permettono una datazione correlata ai core di ghiaccio antartici di maggior durata temporale. Inoltre, i core marini al largo delle coste contengono sedimenti del LIG provenienti dalla Groenlandia (Colville et al., 2011; Hatfield et al., 2016). In accordo con le ricostruzioni dai core di ghiaccio GRIP e GISP2 (Johnsen et al., 2001; Raynaud et al., 1997; Yau et al., 2016), la posizione sommitale nella Groenlandia centrale rimane glaciale attraverso il LIG nella nostra simulazione (Figura 6). Il ghiaccio persiste anche nel sito del core di ghiaccio NGRIP, situato a nord-ovest di GISP e GRIP, e nel sito di deposizione del core di ghiaccio NEEM. La perforazione del core di ghiaccio NGRIP ha recuperato un record climatico inalterato del LIG, ma solo fino a 123 ka alla base rocciosa (NGRIP, 2004). Il core di ghiaccio NEEM (NEEM, 2013), sebbene presenti pieghe e disturbi nelle stratificazioni, è stato interpretato come indicativo della presenza di ghiaccio durante il LIG. La modellazione utilizzando un modello tridimensionale del flusso della calotta glaciale fornisce una stima del sito di deposizione del ghiaccio NEEM, localizzato circa 205 km a monte del sito di carotaggio a 128 ka (NEEM, 2013; Yau et al., 2016). I dati dal substrato roccioso sotto il core di ghiaccio GISP2 e i record sedimentari marini indicano una calotta glaciale stabile nella Groenlandia orientale per la maggior parte degli ultimi 1 milione di anni (Bierman et al., 2016; Schaefer et al., 2016).

La nostra modellazione indica che la Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS) si è ritirata dal sito del nucleo di ghiaccio di Camp Century intorno a circa 125.000 anni fa. Strati di limo posizionati immediatamente sopra il substrato roccioso sono stati estratti dal team di trivellazione (Hansen & Langway, 1966). Johnsen et al. (2001) hanno supposto che il ghiaccio prelevato alla base di questo nucleo potrebbe essere stato depositato durante la rigenerazione della GrIS nel sito di Camp Century, essendosi sciolto durante le fasi iniziali del LIG. Questa supposizione è stata rinforzata dalla datazione tramite termoluminescenza (TL) dei sedimenti situati alla base del nucleo (Christ et al., 2021), che indica una condizione di assenza di ghiaccio in un momento precedente ai 45.000 anni fa.

Nella nostra simulazione, il domo meridionale della GrIS raggiunge la sua minima estensione a 121,9.000 anni fa, per poi crescere nuovamente e ricollegarsi al domo settentrionale a 120,5.000 anni fa. Il ghiaccio persiste lungo le alte elevazioni del sud-est della Groenlandia. Questo andamento è coerente con le interpretazioni dei nuclei sedimentari prelevati da ODP 646 e MD99-2227 presso la Drift di Eirik, al largo della Groenlandia meridionale, che suggeriscono la presenza del domo meridionale della GrIS durante il LIG, sebbene fosse di dimensioni inferiori rispetto all’Olocene. La composizione isotopica dei sedimenti estratti conferma che la calotta glaciale ha eroso tutte e tre le unità geologiche proterozoiche del sud della Groenlandia durante il LIG (Colville et al., 2011; Hatfield et al., 2016). I detriti trasportati dal ghiaccio (Ice-Rafted Debris, IRD) indicano un significativo scioglimento e calving nei primi stadi del LIG, con una quantità molto inferiore di IRD dopo circa 125.000 anni fa, sebbene lo scioglimento sia proseguito per tutto il LIG (Irvalı et al., 2020; Rohling et al., 2019). Le concentrazioni di polline conservate in questi nuclei sedimentari sono molto più elevate rispetto all’Olocene, con una ricca presenza di ontano e felci boreali, indicativo di una fonte vicina e della presenza di tundra arbustiva e foreste boreali nel sud della Groenlandia durante il LIG (de Vernal & Hillaire-Marcel, 2008).

la Figura 5 presenta tre diversi parametri riguardanti le dinamiche della Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS) durante l’intervallo di tempo da 127 a 119 migliaia di anni fa (ka):

a) Volume della GrIS (in metri di elevazione equivalente del livello del mare, SLE): Questo grafico mostra come il volume della GrIS è previsto da due diverse simulazioni. La curva verde (BIOME4 veg) rappresenta una simulazione in cui la distribuzione della vegetazione è aggiornata quasi-dinamicamente ogni 500 anni, mentre la curva blu (no-Anthro veg) rappresenta una simulazione in cui la distribuzione della vegetazione è statica, e le influenze antropogeniche sono state rimosse. La curva BIOME4 indica che la GrIS subisce un ritiro più significativo, contribuendo in maniera maggiore all’innalzamento del livello del mare rispetto alla simulazione no-Anthro.

b) Area della GrIS (in milioni di km²): Il secondo grafico mostra l’andamento dell’area della GrIS secondo le due simulazioni. Anche qui, la simulazione BIOME4 veg mostra una riduzione più consistente nell’area della calotta glaciale rispetto alla simulazione no-Anthro veg, indicando che la dinamica della vegetazione può influenzare l’estensione della calotta.

c) Aumento del livello del mare dovuto alla GrIS (in mm/anno): Il terzo grafico descrive il tasso di innalzamento del livello del mare attribuito al contributo della fusione della GrIS. Le linee più spesse rappresentano la media su 100 anni per ciascuna simulazione, mostrando una variazione più accentuata nella simulazione BIOME4 veg rispetto alla no-Anthro veg. Le curve sottili mostrano fluttuazioni annuali, con la simulazione BIOME4 veg che evidenzia una maggiore variabilità e tassi più elevati di contributo all’innalzamento del livello del mare.

In conclusione, la Figura 5 illustra l’importanza di considerare la dinamica della vegetazione nelle simulazioni climatiche e glaciologiche, suggerendo che le simulazioni che includono tali dinamiche (BIOME4 veg) risultano in un ritiro più marcato della GrIS e in un più significativo contributo all’innalzamento del livello del mare durante il periodo considerato, rispetto a quelle che non considerano cambiamenti nella distribuzione della vegetazione (no-Anthro veg).

Figura 6 illustra una serie di informazioni chiave riguardanti la paleogeografia e la paleoclimatologia della Groenlandia durante il periodo di 122.000 anni fa (122 ka):

  1. Siti di Carotaggio del Nucleo di Ghiaccio: I punti neri mappati sono i siti dove sono stati effettuati carotaggi profondi nel ghiaccio della Groenlandia, che includono Camp Century, GRIP/GISP2, NGRIP, Dye-3 e il sito di deposizione NEEM. Questi siti sono stati scelti in base alla loro importanza per studiare la storia climatica e glaciologica della regione, essendo fonte di campioni di ghiaccio che contengono bolle d’aria intrappolate, che possono essere analizzate per ricostruire le condizioni atmosferiche passate.
  2. Siti di Carotaggio dei Sedimenti Oceanici: ODP 646 e MD99-2227 sono siti di carotaggio oceanico, indicati anch’essi con punti neri. I sedimenti prelevati da questi siti contengono informazioni sugli apporti detritici provenienti dalla Groenlandia, e sono quindi utili per comprendere l’interazione tra la calotta glaciale e l’oceano, inclusi i processi di fusione e calving.
  3. Estensione della Calotta Glaciale: La mappa di fondo rappresenta l’estensione simulata della GrIS per le celle della griglia con una copertura di ghiaccio maggiore o uguale al 50% nel modello CESM2 BIOME4 veg. L’area in azzurro chiaro mostra le calotte glaciali e i maggiori ghiacciai, indicando le regioni che erano coperte da ghiaccio durante il periodo in questione.
  4. Distribuzione dei Biomi: La mappa mostra anche la distribuzione dei biomi simulati, con colori diversi per rappresentare vari tipi di vegetazione e ecosistemi, che includevano foreste, tundra e praterie, fra gli altri. Questo aspetto della mappa fornisce una visione della biodiversità e degli habitat che esistevano intorno alla GrIS durante il periodo di 122 ka, con implicazioni per il clima regionale e le condizioni ambientali.

In generale, questa figura è un potente strumento per visualizzare e comprendere come la GrIS e l’ambiente circostante potrebbero essere apparsi 122.000 anni fa, e come le informazioni ottenute dai carotaggi del nucleo di ghiaccio e dei sedimenti oceanici possono essere integrate per ricostruire la storia geologica e climatica di quel periodo.

Il modello simula la persistenza del ghiaccio (seppur minima) nella località del nucleo di ghiaccio di Dye-3 a 122.000 anni fa (122 ka), tuttavia con uno spessore notevolmente ridotto. In maniera analoga a quanto osservato per Camp Century, Johnsen et al. (2001) hanno ipotizzato che il ghiaccio limoso situato immediatamente al di sopra del substrato roccioso a Dye-3 possa essere risultato dalla rigenerazione della calotta glaciale nelle fasi terminali dell’Ultimo Interglaciale (LIG). Tale ghiaccio sovrapposto è caratteristico delle fasi iniziali di accrescimento di una calotta glaciale (Koerner, 1989). Come ipotesi alternativa, è possibile che il ghiaccio possa essere afflusso nella regione dal centro della Groenlandia o da un cupolone glaciale meridionale che, benché isolato, è riuscito a sopravvivere (Lhomme et al., 2005). Le analisi del DNA estratto dal ghiaccio limoso di Dye-3 hanno determinato che il ghiaccio basale in tale sito è anteriore al LIG, anche se le supposizioni e le incertezze legate alle stime cronologiche non permettono di escludere definitivamente che il ghiaccio basale di Dye-3 possa avere un’età corrispondente al periodo del LIG (Willerslev et al., 2007).

Discussione

4.1 Contributo all’innalzamento del livello del mare da parte della Groenlandia

Nella simulazione transiente che include la variazione della distribuzione vegetazionale (vegetazione BIOME4), il massimo contributo all’innalzamento del livello del mare da parte della Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS) è stato di 3,8 metri al 121,9 ka. Considerando che la nostra calotta glaciale iniziale a 127 ka (circa 8,2 m di equivalente di innalzamento del livello del mare, SLE) era più estesa della calotta attuale (circa 7,4 m SLE; Morlighem et al., 2017), questo contributo può essere interpretato relativamente al presente come un aumento di 3,0 m SLE. Questo dato si colloca all’interno dell’intervallo delle stime precedenti del contributo della GrIS durante l’Ultimo Interglaciale (LIG). Dutton et al. (2015) hanno sintetizzato diversi studi precedenti, trovando un consenso generale per un contributo della GrIS tra 0,6 e 3,5 m. Tuttavia, lavori successivi basati su modelli della calotta glaciale e sulla ricostruzione climatica dai nuclei di ghiaccio della sommità della Groenlandia indicano un contributo maggiore, di 5,1 m (±1 m) (Yau et al., 2016). Altri studi di modellazione pregressi suggeriscono un contributo plausibile della GrIS di 4–5,5 m durante il LIG (Cuffey & Marshall, 2000). Nel punto di minima estensione al 121,9 ka, le porzioni settentrionale e sudoccidentale della GrIS risultano deglaciate. Studi di modellazione precedenti hanno mostrato significative variazioni nell’entità del ritiro verso nord (Haywood et al., 2019). Diversamente da molti di questi studi antecedenti, l’evoluzione della GrIS nel modello CESM2-CISM2 non è stata vincolata dai dati dei carotaggi di ghiaccio della Groenlandia (vedi Sezione 3.3). In particolare, non è stata avanzata (né necessaria) l’ipotesi che il ghiaccio sia rimasto nella località di Camp Century, nel nord-ovest della Groenlandia (illustrato nella Figura 6), per l’intera durata del LIG. Le prove sedimentologiche provenienti dall’Eirik Drift, al largo della Groenlandia sud-occidentale, testimoniano che il GrIS meridionale era presente durante il LIG, sebbene fosse di dimensioni inferiori rispetto all’Olocene, con un contributo di innalzamento del livello del mare di 1,6–2,2 m SLE (Colville et al., 2011).

Il momento del picco del contributo all’innalzamento del livello del mare rimane oggetto di discussione nella letteratura scientifica. Ad esempio, le simulazioni di modellazione transiente riassunte nel Quinto Rapporto di Valutazione dell’Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC AR5) indicano un contributo di picco (volume di ghiaccio minimo) tra 124,0 e 121,0 ka (Masson-Delmotte et al., 2013), in accordo con i lavori più recenti di Goelzer et al. (2016) e con la nostra simulazione. Alcune ricostruzioni suggeriscono una doppia punta di massimo livello marino durante il LIG (Rohling et al., 2019), mentre altre no (Barlow et al., 2018). Un ulteriore argomento di dibattito è il timing relativo dei contributi dalle Calotte Glaciali della Groenlandia e dell’Antartide (Rohling et al., 2019).

I risultati qui presentati costituiscono una nuova stima plausibile dell’innalzamento del livello del mare durante il LIG attribuibile alla GrIS. Sebbene ciò rappresenti un significativo avanzamento nella modellazione accoppiata clima-calotta glaciale, alcune limitazioni vanno sottolineate. Primo, CESM2 non modella dinamicamente l’Antartide. Includere entrambe le calotte glaciali dinamiche, accoppiate con il clima globale, potrebbe rivelare ulteriori feedback importanti nel sistema terrestre (Fyke et al., 2018). Inoltre, la forzatura oceano-guidata della GrIS non è inclusa (ad esempio, lo scioglimento sotto la piattaforma dei ghiacciai che terminano nei fiordi). Tuttavia, la salinità dell’oceano cambia transitoriamente per riflettere i flussi netti di acqua dolce tra diversi serbatoi del sistema terrestre man mano che la calotta glaciale si ritira e procede. Inoltre, la nostra simulazione inizia da una calotta glaciale sviluppata sotto il clima preindustriale (circa 1850) fino a una configurazione leggermente più grande (8,2 m SLE) rispetto al presente. La GrIS subisce uno shock iniziale per circa 500 anni mentre si adatta al clima del 127 ka. Una simulazione di sensibilità, iniziata da una calotta più piccola (7,5 m SLE, vicino al valore moderno di 7,4 m) dopo l’adattamento allo shock, mostra un tasso di perdita di ghiaccio simile (circa 1 mm anno-1 SLE) a partire dal 127 ka. Questa simulazione, se protratta fino al 122 ka o oltre, probabilmente produrrebbe una calotta glaciale minima più piccola rispetto alla simulazione principale. Considerare gli aggiustamenti isostatici locali e non locali prima del 127 ka e simulazioni transitorie più lunghe a partire dalla penultima glaciazione, potrebbe ulteriormente chiarire le condizioni della calotta glaciale al 127 ka e durante tutto il LIG.

4.2. Sensibilità ai Cambiamenti Vegetativi I cambiamenti vegetativi transitori (Figure 2, S6 e S7 nelle Informazioni Supplementari S1) a monte del GrIS influenzano significativamente la sua evoluzione successiva, come evidenziato dal comportamento divergente della calotta glaciale nelle simulazioni con vegetazione modificata (BIOME4 veg) e senza modifiche vegetative (no-Anthro veg) (Figura 5). Le Figure 7 e S10 nelle Informazioni Supplementari S1 illustrano le differenze medie delle temperature superficiali durante l’estate boreale (giugno-agosto) tra le simulazioni no-Anthro veg e BIOME4 veg. Nelle aree terrestri ad alta latitudine dell’emisfero nord, le differenze di temperatura evidenziano l’effetto delle varie tipologie di PFT (Plant Functional Types) nelle due simulazioni. Aree con notevoli anomalie negative da 125 a 121 ka, come nell’Asia settentrionale e nel Nord America, indicano dove la vegetazione no-Anthro veg è costituita da arbusti decidui boreali a foglia larga e PFTs di graminacee artiche C3, mentre la vegetazione BIOME4 veg è formata da PFTs di alberi delle foreste boreali. Tipologie di vegetazione con un albedo inferiore (per esempio, le foreste) e tassi di evapotraspirazione più elevati possono amplificare il riscaldamento artico (Bartlein et al., 2015; Schurgers et al., 2007; Swann et al., 2010). Similmente, vaste regioni di anomalie positive in Nord America e Asia, particolarmente dal 127 al 123 ka, mostrano aree dove la vegetazione BIOME4 è composta da PFTs di praterie temperate, che generano temperature superficiali più basse (Gallimore et al., 2005) rispetto alla simulazione no-Anthro veg, dove la vegetazione in queste regioni è formata da PFTs arborei (Figure 7, S8–S11 e S15 nelle Informazioni Supplementari S1). Questi impatti contrastanti sulla temperatura dell’aria vicino alla superficie sono particolarmente evidenti in primavera e all’inizio dell’estate (da aprile a giugno). Sebbene il nostro approccio di modificare la distribuzione della vegetazione ogni 500 anni non sia equivalente a un modello di vegetazione dinamica completamente accoppiato, rappresenta un avanzamento rispetto alle simulazioni paleoclimatiche che mantengono costante la distribuzione della vegetazione. I nostri risultati evidenziano un comportamento marcatamente diverso della calotta glaciale con e senza evoluzione vegetativa, un punto precedentemente evidenziato da Stone e Lunt (2013), e sottolineano l’importanza di una rappresentazione migliorata della vegetazione nei modelli terrestri (Lawrence et al., 2019).

La Figura 7 visualizza le differenze di lungo periodo nelle medie stagionali della temperatura dell’aria vicino alla superficie in gradi Celsius, come risultato di due diverse simulazioni effettuate con il Community Earth System Model 2 (CESM2). Queste simulazioni confrontano scenari con vegetazione non influenzata dall’attività antropica (no-Anthro veg) e con vegetazione che evolve nel tempo (BIOME4 veg).

Le differenze di temperatura sono calcolate sottraendo la media delle temperature della simulazione senza vegetazione in evoluzione (no-Anthro veg) da quelle della simulazione con vegetazione in evoluzione (BIOME4 veg). Sono mostrate per quattro stagioni:

  • DJF (Dicembre-Gennaio-Febbraio),
  • MAM (Marzo-Aprile-Maggio),
  • JJA (Giugno-Luglio-Agosto),
  • SON (Settembre-Ottobre-Novembre),

ognuna rappresentata in una serie di quattro immagini corrispondenti a quattro differenti intervalli temporali (126.5 ka, 125.0 ka, 123.0 ka, e 121.0 ka, dove “ka” significa “migliaia di anni fa”).

Le mappe sono proiettate sulla griglia del CESM2 e mostrano la calotta glaciale della Groenlandia (GrIS) e altri importanti ghiacciai delimitati in bianco. L’estensione del GrIS è indicata per le celle della griglia con una copertura di ghiaccio del 50% o superiore nella simulazione BIOME4 veg.

La scala dei colori in basso serve come legenda per le differenze di temperatura, con i toni blu che indicano temperature più basse nella simulazione no-Anthro veg rispetto alla BIOME4 veg (anomalie negative) e i toni rossi che indicano temperature più alte (anomalie positive). Per esempio, le aree blu evidenziano dove la mancanza di evoluzione della vegetazione (no-Anthro veg) porta a temperature più fredde, mentre le aree rosse indicano dove la presenza di vegetazione in evoluzione (BIOME4 veg) è associata a temperature più calde.

Le figure supplementari (S8–S11) menzionate nel testo offrono dati aggiuntivi per altri intervalli temporali. L’analisi di queste mappe fornisce intuizioni sul modo in cui i cambiamenti nella copertura vegetale possono influenzare la temperatura dell’aria vicino alla superficie, che a sua volta può avere implicazioni significative per la comprensione della dinamica climatica e della risposta dei ghiacciai a questi cambiamenti.

4.3. Reversibilità del Collasso delle Calotte Glaciali

I nostri risultati indicano che, nonostante un marcato ritiro della Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS), è possibile un rinnovato accrescimento quando il clima muta verso condizioni estive più fredde. Ad esempio, la simulazione che presuppone una vegetazione pre-industriale costante senza influenze antropogeniche (no-Anthro veg) registra una perdita del 16% dell’area iniziale della calotta e del 17% del volume iniziale della calotta nel suo punto di minimo a 124.1 ka, per poi riacquistare il 97% della sua area iniziale e il 91% del suo volume iniziale entro il 121 ka (Figura 5). Nella simulazione con vegetazione BIOME4 in evoluzione temporale (veg BIOME4), la calotta glaciale tocca un’estensione minima inferiore a 121.9 ka, con una perdita del 45% dell’area glaciale iniziale e del 46% del volume iniziale. Questo ritiro è seguito da un’avanzata, con la calotta che recupera fino al 64% dell’area iniziale e al 59% del volume iniziale entro il 119 ka (Figura 5). Ridley et al. (2010) hanno identificato delle soglie oltre le quali il collasso della calotta glaciale diventa irreversibile dopo una perdita dell’80%-90% del suo volume. Gregory et al. (2020) hanno simulato una soglia di circa 4 metri di elevazione del livello del mare (SLE) per la rigenerazione della calotta sotto le condizioni climatiche del XX secolo. Le nostre simulazioni dell’ultimo interglaciale (LIG) non raggiungono questi limiti estremi di perdita prima dell’inizio della rigenerazione.

  1. Conclusioni

In questo studio abbiamo illustrato i risultati ottenuti da una simulazione tramite un modello globale transitorio, che accoppia dinamiche climatiche e della calotta glaciale, impiegando i modelli CESM2 e CISM2 del CMIP6 per rappresentare l’evoluzione e la risposta del sistema climatico e della Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS) durante l’ultimo interglaciale, nel periodo compreso tra 127 e 119 ka. Abbiamo applicato un fattore di accelerazione di cinque volte al modello della calotta glaciale e alla forzante orbitale rispetto ai componenti del modello relativi all’atmosfera, alla terra, al ghiaccio marino e all’oceano. La distribuzione della vegetazione è stata aggiornata ogni 500 anni adottando un metodo innovativo che simula le distribuzioni dei biomi in base al clima in evoluzione.

La nostra simulazione indica un marcato ritiro della calotta glaciale, con un apice del contributo al livello del mare di 3.8 metri a 121.9 ka rispetto allo stato iniziale del modello a 127 ka (equivalente a un innalzamento del livello del mare di 3.0 metri rispetto alla GrIS attuale). In contrasto, una simulazione complementare, che assume una distribuzione della vegetazione preindustriale fissata, evidenzia un ritiro molto meno intenso della calotta e registra un volume minimo di ghiaccio a 124.1 ka con un contributo massimo al livello del mare di 1.4 metri SLE dallo stato iniziale (corrispondente a un innalzamento del livello del mare di 0.6 metri rispetto alla GrIS attuale). Questa divergenza comportamentale sottolinea l’importanza delle interazioni e dei retroazioni tra vegetazione, clima e calotte glaciali nel processo di ritiro delle calotte polari.

Presentiamo questo lavoro di modellizzazione come un progresso nell’uso di un modello accoppiato di sistema terrestre globale di alta complessità (CESM2) e un modello della calotta glaciale di ordine superiore (CISM2), simulando la Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS) dell’ultimo interglaciale (LIG) alle stesse risoluzioni dei modelli atmosferici e oceanici adottati per le proiezioni future del CMIP6. L’output del modello offre una vasta gamma di dati utilizzabili per esplorare e analizzare differenti aspetti del clima LIG simulato. Le nostre simulazioni partono da uno stato iniziale per la GrIS fissato a 127 ka, e le nostre simulazioni di sensibilità mostrano come l’adozione di uno stato iniziale diverso possa incidere sulle dimensioni della calotta e sulla perdita di ghiaccio. Simulazioni accoppiate iniziate più precocemente, durante la penultima glaciazione (ovvero, prima dei 130 ka), potrebbero fornire migliori indicazioni sullo stato della calotta a 127 ka e sul suo impatto successivo sul livello del mare durante il LIG. Le simulazioni future dovrebbero mirare a includere una vegetazione dinamica effettiva e una Calotta Glaciale Antartica in evoluzione e accoppiata.

Nel contesto del riscaldamento globale dovuto al cambiamento climatico antropogenico, il comportamento della GrIS osservato qui per l’ultimo interglaciale può fornire indicazioni utili per le proiezioni di futuri ritiri delle calotte glaciali, delineando un possibile schema di ritiro in un clima più caldo. La nostra simulazione evidenzia inoltre come questa calotta glaciale sia capace di invertire una traiettoria di ritiro e di rigenerarsi su scale temporali prolungate in presenza di un clima in fase di raffreddamento.

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