LOPULLINEN GRADU 15.5.2015 - Helda
TRINITYNLAHDEN PALEO-OSEANOGRAFINEN KEHITYS LOUNAISELLA LABRADORINMERELLÄ KESKI- JA MYÖHÄISHOLOSEENIN AIKANA Kirsi Tuominen 15.5.2015 GEOTIETEIDEN JA MAANTIETEEN LAITOS Helsingin yliopisto TIIVISTELMÄ Tämän tutkimuksen tarkoituksena oli selvittää meriveden pintalämpötiloja keski- ja myöhäisholoseenin aikana n. 7200–1200 vuotta sitten Newfoundlandin Trinitynlahdessa, lounaisella Labradorinmerellä, joka on tärkeä syvänveden muodostumisalue. Tämän tutkimuksen näytesarjan kairauspaikka on valittu siksi, että alueen pintavesissä näkyvät kylmän veden pulssit ovat voineet vaikuttaa niin syvänveden muodostumiseen Labradorinmerellä kuin suoraan Golfvirtaan. Sedimenttinäytteistä korkealla (35–100 vuoden) resoluutiolla tehdyn piileväanalyysin avulla arvioitiin ensin kvalitatiivisesti atlanttisten ja arktisten vesimassojen vaikutusta eri aikoina. Sitten piilevien ja siirtofunktiomenetelmän avulla tehtiin meriveden pintalämpötilarekonstruktio, joka on ensimmäinen kvantitatiivinen rekonstruktio luoteiselta Labradorinmereltä. Meriveden pintalämpötilarekonstruktio osoittaa vaihtelua n. 9,7 °C:n (6,79 ka) ja n. 4,4 °C:n (1,29 ka) välillä. Rekonstruktio voidaan jakaa kolmeen ajanjaksoon: lämmin holoseenin ilmasto-optimi 7,18–5,1 ka, siirtymävaihe 5,1–3,5 ka ja viileä neoglasiaali 3,5–1,18 ka. Tulokset osoittavat sekä voimakkaita että maltillisempia muutoksia. Kokonaisuudessaan rekonstruktio osoittaa viilenemistrendiä, joka liittyy insolaation pienenemiseen holoseenin aikana. Noin 800 vuoden syklit liittyvät vaihteluun arktisten vesien vaikutuksessa ja mahdollisesti AMOC:in vaihteluun. Holoseenin alku Trinitynlahdella (n. 7,2–5,1 ka) oli Labradorinmeren syvänveden muodostumisen alkua ja samalla termohaliinisen kierron voimistumista Pohjois-Atlantilla. Golfvirta toi Trinitynlahdelle lämmintä merivettä mutta sulavien jäätiköiden tuottama makea kylmä vesi rajoitti termohaliinikiertoa. Meren pintalämpötila-arvojen voimakkaisiin muutoksiin ilmasto-optimin aikana ovat saattaneet vaikuttaa myös muutokset auringon aktiivisuudessa. Holoseenin siirtymävaiheen (n. 5,1–3,5 ka) ensimmäiset n. 1000 vuotta olivat kylmät. Trinitynlahden aineistossa näkyvä n. 800 vuoden syklisyys on mahdollisesti samaa syklisyyttä, jota näkyy myös Pohjois-Atlantin virran vaikutusalueella Britteinsaarilla ja tämä voi osoittaa Labradorinmeren vaikutusta Golfvirtaan. Noin 4–3,5 ka sitten tapahtunut lämpötilojen nousu Trinitynlahden aineistossa on mahdollisesti 4,2 ka -tapahtuma, joka johtui globaalista lämpenemisestä. Neoglasiaalinen myöhäisholoseeni alkoi Trinitynlahdella holoseenin siirtymävaiheen lämpimän jakson jälkeisellä viilenemisellä n. 3,5 ka sitten. Sen keskeyttänyt n. 1,2 ka alkanut lämpeneminen voi indikoida Keskiajan lämpöanomalian alkua. Grönlannin jäänäytesarjan ja muiden vastaavien tutkimusten perusteella tämä Trinitynlahden sedimenteistä tehty tutkimus tukee useiden aiempien tutkimusten tuloksia. SISÄLLYSLUETTELO 1. JOHDANTO ................................................................................................................................................ 3 2. TUTKIMUSALUEEN GEOLOGIA, OSEANOGRAFIA JA ILMASTOHISTORIA ................................ 6 3. 4. 2.1. Termohaliinikierto ja syvänveden muodostus .................................................................................... 7 2.2. Merivirrat Pohjois-Atlantilla .............................................................................................................. 9 2.3. Holoseenin ilmastokehitys Labradorinmerellä ja Pohjois-Atlantilla ................................................ 10 TUTKIMUSAINEISTO JA -MENETELMÄT ......................................................................................... 12 3.1. Materiaali.......................................................................................................................................... 12 3.2. Ikämalli ............................................................................................................................................. 13 3.3. Piileväanalyysi .................................................................................................................................. 15 3.4. Kvalitatiivisen piileväaineiston hyödyntäminen ............................................................................... 16 3.5. SST-rekonstruointi ........................................................................................................................... 17 3.6. Syklisyyden toteaminen .................................................................................................................... 19 TULOKSET............................................................................................................................................... 20 4.1. Piileväanalyysin tulokset .................................................................................................................. 20 4.2. SST-rekonstruktio Trinitynlahdelle .................................................................................................. 25 4.2.1. Lämmin ajanjakso 7,18–5,1 ka ........................................................................................................ 26 4.2.2. Siirtymävaihe 5,1–3,5 ka ................................................................................................................. 26 4.2.3. Viileä ajanjakso 3,5–1,18 ka ............................................................................................................ 27 5. KESKUSTELU.......................................................................................................................................... 27 5.1. Holoseenin lämpömaksimi Trinitynlahdella 7,1–5,1 ka ja sen suhde Pohjois-Atlantin ilmastoon ... 27 5.2. Holoseenin siirtymävaihe Trinitynlahdella ja Pohjois-Atlantilla 5,1–3,5 ka sitten ........................... 31 5.2.1. Trinitynlahden 4,2 -tapahtuma globaalisti ....................................................................................... 32 5.3. Neoglasiaalinen myöhäis-Holoseeni Trinitynlahdella ja Pohjois-Atlantilla 3,5–1,18 ka sitten ........ 34 5.4. Trinitynlahden vertailua Newfoundlandin terrestriseen aineistoon ja n. 800 vuoden syklisyys ....... 36 5.5. Valtameri-ilmakehä -vuorovaikutus Pohjois-Atlantilla holoseenin aikana ....................................... 39 6. JOHTOPÄÄTÖKSET ............................................................................................................................... 41 7. KIITOKSET .............................................................................................................................................. 42 LÄHDELUETTELO........................................................................................................................................... 43 LIITE: Siirtofunktiomenetelmä WA-PLS -tulokset 3 1. JOHDANTO Valtamerten pintalämpötilat vaikuttavat osaltaan ilmakehän lämpötilaan ja ilmastoon. Valtamerenpinta on tärkeä rajapinta, jonka välityksellä ilmakehä ja vesi vaihtavat energiaa ja ainetta (Bigg 1996). Ilmakehän ja valtamerien vuorovaikutuksen ansiosta maapallon ilmasto pystyy kompensoimaan siihen kohdistuvia muutoksia. Muutokset valtamerten dynamiikassa vaikuttavat lyhyen ja pitkän ajan ilmastonmuutoksiin (Bryant 1997). Golfvirta on Atlantin suurin lämmin pintavirta, joka virtaa keskileveyksiltä, PohjoisAmerikan itärannikolta pohjoiseen, jakaen suuren määrän veteen tropiikista sitoutunutta lämpöä (Negre et al. 2010). Se on osa Atlantin meridionaalista kiertoa (AMOC, Atlantic meridional overturning circulation) (Kuva 1), joka on yksi tärkeimmistä maapallon ilmastotekijöistä, ja syntyy tuulen ja vuoroveden vaikutuksesta termohaliinikiertoihin eri merialtaissa (THC, Thermohaline Circulation) (Kuva 1). Golfvirran lämpö vaikuttaa suuresti Atlantin alueen säähän ja ilmastoon, ja sitä kautta sillä on vaikutus koko maapallon ilmastoon (Negre et al. 2010). Valtamerten lämpökapasiteetti on suurempi kuin ilman ja sen vuoksi meriveden lämpötilat ovat ilman lämpötiloja pysyvämpiä eli reagoivat hitaammin lyhytaikaisiin ilmastopakotteisiin (Bryant 1997). Kuva 1. AMOC. Sininen osuus AMOC:issa osoittaa kylmän syvänveden kiertosuunnan, punainen osuus osoittaa lämmintä pintavirtausta (muokattu). NASA/JPL-Caltechin luvalla. 4 Labradorinmeri ja Grönlanninmeri ovat syvänveden (NADW, North Atlantic Deep Water) muodostumisalueina ilmastollisesti korvaamattomia alueita (Bryant 1997). Jos termohaliinikiertoa ylläpitävä syvänvedenmuodostus lakkaa toimimasta, lämpötilat laskevat Pohjois-Euroopassa ja Pohjois-Atlantin alueella nopeasti (Bryant 1997). Paleooseanografisissa tutkimuksissa on lämpötiloissa havaittu eripituisia syklisiä ajanjaksoja, jotka vaihtelevat muutamasta kymmenestä vuodesta aina tuhansiin vuosiin. Syvänmeren sedimentit ovat hyvää aineistoa muinaisen ilmastonmuutoksen tutkimukselle, koska sedimentoituminen on usein häiriintymätöntä niin pitkältä ajalta, että jopa Milankovitchin syklit voivat olla havaittavissa (Hays et al. 1976, Imbrie et al. 1984). Syklisyys, ilmiö, joka toistuu periodeittain tietyllä aallonkorkeudella, voi olla säännöllistä tai näennäisesti säännöllistä (Kuva 2). Syklisyyden toistuvuutta ei voida määrittää, jos sitä ei ole mitattu tarpeeksi pitkältä ajanjaksolta suhteessa syklien määrään. Syklisyyden määritteleminen on monimutkaista ja se toteutetaan tilasto-ohjelmien avulla (Bryant 1997). Kuva 2. Syklisyyden säännöllinen ja näennäissäännöllinen ajanjakso (muokattu). Missouri university of science and technology. Newfoundlandin kaakkoisrannikko on AMOC:in kierron historian ideaalitutkimusalue, koska siellä vaikuttavat kylmän ja vähäsuolaisemman Labradorinvirran vesimassat ja lämpöisemmän ja suolaisemman Golfvirran tuomat vedet. Nykyään alue sijaitsee Poh- 5 jois-Atlantin subpolaarisen ja subtrooppisen pyörrevirtauksen välissä, kohdassa, jossa ilmakehän kylmä polaarinen ilmamassa kohtaa etelän lämpöisemmän ilmamassan (Pearce et al. 2013). Newfoundlandin alue on tärkeä myös Pohjois-Atlantin hurrikaanien kulun takia. Normaalisti ne seuraavat valtameren polaaririntamaa alueen eteläpuolella. Pienetkin muutokset kulkusuunnissa voivat vaikuttaa suuresti aluetta ympäröivään valtamereen ja ilmakehään (Solignac et al. 2011). Aiemmissa tutkimuksissa on todettu Labradorinmeren tärkeys koko globaalin ilmaston kannalta (mm. Hillaire-Marcel et al. 2001, Lilly et al. 2003). Tämän tutkielman tarkoituksena on selvittää piilevien ja siirtofunktioiden avulla Labradorinmeren Trinitynlahden pintalämpötilavaihteluita keski- ja myöhäisholoseenin aikana noin 7,2–1,2 ka sitten (ka, kalibroitua kilovuotta sitten). Tältä alueelta ei ole aiemmin tehty kvantitatiivisia pintalämpötilarekonstruktioita. Tutkimusalue on ilmastollisesti tärkeä, koska Labradorinvirran kuljettama merijää, jäävuoret ja sulamisvesi vaikuttavat lämpöisen Golfvirran veden ydinkulkureittiin (Solignac et al. 2011). Pintaveden suolapitoisuuden ja lämpötilan aiheuttamat muutokset mm. Labradorin meriveden tuotannossa ja ominaisuuksissa ovat tärkeässä osassa kun arvioidaan ja ennustetaan AMOC:in tilaa. Tämän vuoksi on perustettu tarkkailuohjelmia, jotka seuraavat näitä muutoksia säännöllisesti. Labradorinmeren kierto ja sekoittuminen on hyvin kompleksista. Vuodesta 1962 lähtien tehdyt mittaukset osoittavat Labradorinmeren lämpenemistä periodeittain (Yashayaev et al. 2008). Kuva 3. 1800-luvun lopun kartan osa Pohjois-Atlantilta (muokattu). Numerot edustavat meren lämpötiloja 1000 metrin syvyydessä. Krümmel 1907. 6 Erilaisia mittauksia mm. merien lämpötiloista (Kuva 3) on tehty yli sadan vuoden ajan (Krümmel 1907). Kuitenkin, tämä havaintoaineisto ulottuu maksimissaan vain hieman yli sata vuotta ajassa taaksepäin. Se ei kata menneisyyden ilmastonmuutoksia tai pidempiaikaisia ilmastosyklejä. Paleo-oseanografia tarjoaa mahdollisuuden tutkia useiden erilaisten paleotutkimusmenetelmien ja syvänmerensedimenteistä saatavien näytesarjojen avulla alueellisia ja jopa globaaleja muutoksia pitkälle ajassa taaksepäin, jopa miljoonien vuosien taakse (Paleoceanography, NOAA). 2. TUTKIMUSALUEEN GEOLOGIA, OSEANOGRAFIA JA ILMASTOHISTORIA Tutkimusalue sijaitsee Trinitynlahdella Labradorinmerellä Newfoundlandissa Kanadassa (Kuva 4). Labradorinmeri syntyi noin 92 miljoonaa vuotta sitten kun Grönlannin, Pohjois-Amerikan ja Euraasian mannerlaatat alkoivat etääntyä toisistaan ja Labradorinmeri laajeni itä-koillissuuntaan (Roest ja Srivastava 1989). Kun noin 7,7 ka sitten Grönlannin jäätikön sulaminen hidastui, syntyi Atlantin veden vaikutuksen kasvaessa subpolaarinen pyörrevirtaus ja Labradorinmeren syvänveden muodostuminen alkoi (Seidenkranz et al. 2013). Kuva 4. Mariinisen näytesarjan, AI07-06G, näytteenottopaikka Trinityn lahdella, Kanadan itärannikolla (muokattu). Seidenkrantz et al. tekeillä. 7 Nykyisin Labradorinmeri on kylmin ja vähäsuolaisin merialue subpolaarisella PohjoisAtlantilla. Samalla se on allas, jonne Pohjois-Atlantin virran tuoma lämmin ja suolainen vesi sekä Jäämeren arktiset vesimassat päätyvät ennen sekoittumistaan Golfvirtaan. Meren pintakerroksissa sekoittuvat kylmät ja vähäsuolaiset vedet, jotka tulevat Jäämereltä Grönlannin itä- ja pohjoispuolilta, Länsi-Grönlannin virran ja Labradorinvirran kuljettamina. Irmingerinvirta tuo Länsi-Grönlannin virtaan Pohjois-Atlantin virran suolaisempaa ja lämpöisempää vettä (Yashayaev et al. 2008). Nämä pintavirtaukset esitellään tarkemmin kappaleissa 2.1. ja 2.2. Labradorinmeri tuottaa suuria lämpö- ja suola-anomalioita vuoden ja vuosikymmenien pituisina ajanjaksoina (Yashayaev et al. 2008). Nykyiset Labradorinmeren Newfoundlandin mannerjalustalta mitatut SST-arvot (SST, sea surface temperature = meriveden pintalämpötila) vaihtelevat vuoden aikana 0 °C:n ja 18 °C:n välillä Länsi-Grönlannin virran, Labradorinvirran sekä Golfvirran pohjoisen haaran vaikutuksesta (Solignac et al. 2004). Labradorinmerellä syntyvä syvävesi on tärkein makean veden, hiilidioksidin sekä muiden liuenneiden antropogeenisten kaasujen kuljettaja Pohjois-Atlantin pinnalta sen pohjalle (Yashayaev et al. 2008). Labradorinmeren syvävesi on myös erittäin epävakaata, koska sen tuotanto ja ominaisuudet vaihtelevat vuosikymmenittäin (Yashayaev et al. 2008). 2.1. Termohaliinikierto ja syvänveden muodostus Pohjois-Atlantilla Golfvirta virtaa kaakkoon ja Newfoundlandin eteläpuolella siitä haarautuu Pohjois-Atlantin virta (Kuva 5) (Drinkwater 1996). Se kuljettaa lämmintä ja suolaista vettä Pohjoisille merille (Grönlannin-, Islannin- ja Norjanmerelle), joilta vesimassa kulkeutuu aina Jäämerelle Huippuvuorten pohjoispuolelle saakka. Jokaisessa merialtaassa toimii antisykloninen subtrooppinen pyörrevirtaus. Pyörrevirtauksien länsireunassa on voimakkaita navoille vieviä virtauksia kuten Golfvirta. Pohjoisilla merillä vesi kylmenee ja muuttuu tiheämmäksi. Painavampi vesi vajoaa ja muodostaa Pohjois-Atlantin syvänveden (NADW) (Kuva 6), joka lähtee virtaamaan kylmänä syvävirtauksena kohti eteläistä pallonpuoliskoa (Bigg 1996). Tiheyserot synnyttävät näin meriveden lämmön ja suolaisuuden kierron, termohaliinikierron (Bigg 1996, Wunsch 2002). 8 Kuva 5. Pohjois-Atlantin merivirtojen kulku. Pohjois-Atlantin virta ”punaoranssi”, Irmingerinvirta Islannin alapuolella ”keltainen”, Itä-Grönlannin virta ”yhtenäinen violetti nuoli”, Länsi-Grönlannin virta ”sininen”, Labradorinvirta ”vihreä”, violetti katkoviiva kuvaa syvänveden (NADW) paluuvirtausta pohjoisesta (muokattu). Cook. Päämerialtaiden termohaliinikiertojen intensiteetit vaihtelevat, pohjoisella pallonpuoliskolla ne ovat eteläisiä voimakkaampia (Marotzke ja Willebrand 1991). Myös eteläisellä pallonpuoliskolla Weddellin merellä jään muodostuminen tuottaa suolaisempaa merivettä, Antarktiksen syvää vettä (Antarctic Bottom Water, AABW), joka painuu ja kulkeutuu termohaliiniseen kiertoon (Bigg 1996). Eteläisellä pallonpuoliskolla sen syntymekanismina on brine formation, joka tarkoittaa veden suolaisuuden lisääntymistä jään muodostuessa. Pohjoisella pallonpuoliskolla syvävesi muodostuu lämpimän veden kylmenemisen ja tiheyden kasvamisen aiheuttaman vajoamisen seurauksena (Toggweiler ja Key 2014). AMOC:in kannalta kuitenkin tärkeämpää on NADW:n kumpuaminen takaisin pintaan eteläisellä Jäämerellä. Sieltä nämä vedet jatkavat pintavirtauksina kohti pohjoista pallonpuoliskoa, kunnes taas Pohjois-Atlantilla vajoavat syväksi vedeksi. 9 Kuva 6. Syvänveden muodostuminen ja virtaus kohti etelää (muokattu). NOAA. 2.2. Merivirrat Pohjois-Atlantilla Kuva 7. Atlantin merivirrat. Tutkimusalue 06 G osoitettu (muokattu). Miettinen et al. painossa. 10 Tälle tutkimukselle tärkeät Pohjois-Atlantilla sijaitsevat merivirrat tuovat vettä Labradorinmerelle (Kuva 7). Islannin eteläpuolella Pohjois-Atlantin virta haarautuu kahteen osaan: pohjoiseen suuntautuvaan Norjan Atlantin virtaan ja luoteeseen suuntautuvaan Irmingerinvirtaan (Drinkwater 1996). Länsi-Grönlanninvirta kulkee pohjoiseen Grönlannin länsirannikkoa pitkin, ja se on sekoitus Itä-Grönlannin virran, Irmingerinvirran ja osittain Pohjois-Atlantin virran paluuvirtauksen vesistä. Se virtaa Davisinsalmeen, jossa osa vesimassasta jatkaa Grönlannin länsipuolella pohjoiseen Baffininlahteen, jossa se sekoittuu Jäämereltä etelään päin virtaavaan arktiseen Baffininvirtaan. Osa Länsi-Grönlannin virran vesistä kääntyy etelään jo Davisin salmessa. Davisin salmen eteläpuolella virtaukset yhdistyvät muodostaen etelään virtaavan kylmän Labradorinvirran (Smith et al. 1937 ja Buch 1994, Drinkwaterin 1996 mukaan). Lisäksi Hudsoninvirta tuo Hudsoninlahden vettä Labradorinvirtaan (Kollmeyer et al. 1967). Labradorinvirta on tärkeä läntisen Pohjois-Atlantin kierrolle, koska a) se vaikuttaa AMOC:iin syvänveden muodostumisen kautta, ja b) edelleen Pohjois-Atlantinvirran pohjoisimman haaran sijaintiin ja voimakkuuteen (Sicre et al. 2014). 2.3. Holoseenin ilmastokehitys Labradorinmerellä ja Pohjois-Atlantilla Viimeisen jääkauden päättyminen ja vaihtuminen interstadiaaliksi alkoi noin 21 ka sitten (Grootes ja Stuiver 1997). Mannerjäätiköiden sulamisvedet Pohjois-Atlantilla ja pohjoisilla merillä vaikuttivat tilapäisesti valtamerten syvänveden muodostumiseen johtaen termohaliinikierron hidastumiseen. Tämä johti nuorempaan Dryakseen, viime jääkauden viimeiseen kylmään tapahtumaan Euroopan ilmastossa ennen holoseenin alkua (Grootes ja Stuiver 1997, Rach et al. 2014 ). Nuorempi Dryas päättyi äkillisesti n. 11,6 ka sitten (Dansgaard et al. 1989). Deuteriumisotooppiarvojen ja pölykonsentraatioprofiilien perusteella Pohjois-Atlantin ilmasto muuttui leudommaksi ja tyynemmäksi merijään samalla vetäytyessä. Etelä-Grönlannin ilmasto lämpeni voimakkaasti n. 50 vuodessa (Dansgaard et al. 1989). Labradorinmerellä Grönlannin lounaispuolella merijään peitto oli alhaisimmillaan 11,5–6 ka sitten, jolloin 11 sen keskimääräinen vuosittainen kesto oli 0,5–1 kuukautta (Vernal ja Hillaire-Marcel 2006). Kuva 8. Laurentiden jäätikön suuruus 9 ka ja loppuvaiheessa 8 ka (muokattu). Dyke et al. 2003. Holoseenin ilmastoa voidaan pitää stabiilina verrattuna jääkausiin. Maapallon lämpötiloihin on vaikuttanut kesän insolaation määrä. Insolaatio tarkoittaa alueen saamaa osuutta auringon säteilystä. Noin 10 ka sitten insolaation määrä oli n. 8 % nykyistä korkeampi. Kaikkialla lämpötilat eivät seuranneet insolaatiopiikkiä, vaan maksimilämpötila vallitsi n. 6–4,5 ka sitten. Tätä ajankohtaa kutsutaan holoseenin ilmastooptimiksi (HCO, Holocene Climate Optimum). Labradorinmerellä ja sen lähialueilla ilmasto on kehittynyt eri tavoin kuin muualla pohjoisella pallonpuoliskolla (Solignac et al. 2011). Kuva 9. Laurentiden jäätikön suuruus lähtien 10 ka sitten (muokattu). Dyke et al. 2003. 12 Esimerkiksi Pohjois-Atlantin itäpuolella holoseenin lämpömaksimi oli n. 11–9 ka sitten (Kaplan ja Wolfe 2006). Labradorinmeren alueella se oli kuitenkin vasta n. 1–3 ka myöhemmin (Kaplan ja Wolfe 2006). Myös Pienen jääkauden aikana (n. 1450–1880 AD) Nova Scotian pintavedet lämpenivät (Keigwin ja Pickart 1999) ja Keskiajan ilmastoanomalian aikana (n. 850–1250 AD) Länsi-Grönlannin rannikkoalueen ja Itä-Kanadan saariston alueilla tapahtui kylmenemistä (Seidenkrantz et al, 2007, 2008). Subpolaarisen Pohjois-Atlantin lämpötilaan vaikutti varhaisholoseenin aikana Laurentiden jäätikön jäänteet (Kuva 8) suuremmassa määrin kuin insolaatio, koska jäätikön mereen päätyneet sulamisvedet estivät syvänveden muodostumista. Tämä hidasti AMOC:in kiertoa ja lämpöisen veden kuljetusta Golfvirrasta eteenpäin (Berner et al. 2008). 3. TUTKIMUSAINEISTO JA -MENETELMÄT 3.1. Materiaali Kansainvälinen tutkijaryhmä teki Newfoundlandin merialueilla Akademik Ioffe -tutkimusalukselta käsin vuonna 2007 merigeologisia kairauksia (Seidenkrantz et al. 2007). Tämän tutkimuksen 450 cm pitkä sedimenttinäytesarja AI07-06G on kairattu painovoimakairalla (Gravity corer) 511 metrin syvyydestä Labradorinmeren Trinityn lahden pohjasta 47°50,880″N, 53°34,681″W (Kuva 4) (Seidenkrantz et al. 2007). Piileväanalyysiä varten otettiin 3 cm:n välein (100–430 cm:n kohdilta) yhteensä 111 kpl n. 2 cm3:n kokoista osanäytettä sedimenttinäytesarjan säilytyspaikassa Århusin yliopistossa, Tanskassa. Sen jälkeen osanäytteitä säilytettiin Helsingin yliopiston Geotieteiden ja maantieteen laitoksen kylmähuoneessa. 13 3.2. Ikämalli Näytesarjan iänmääritykseen käytettiin radiohiiliajoitusta. Radiohiiltä, 14 C, muodostuu jatkuvasti ilmakehässä. Sitä varastoituu fotosynteesissä kasveihin. Kasvin kuollessa käynnistyy 14 C:n radioaktiivinen hajoaminen, jota käytetään hyväksi iänmäärityksessä (Bradley 1999). Radiohiiliajoituksella saadut ajat eivät ole todellisia kalenterivuosia vaan ne merkitään kirjainlyhenteellä BP (Before Present = ennen nykyaikaa). Radiohiiliajoitus tehdään oletuksella, että ilmakehän radioaktiivisen hiilen konsentraatio on aina ollut sama kuin vuonna 1950 ja, että sen puoliintumisaika on 5730 vuotta (Radiocarbon 2015). Ajan kuluessa radioaktiivisen hiilen konsentraatio ilmakehässä on vaihdellut muutamalla prosentilla ja tämän vaihtelun avulla tehdään iänmääritys. Kalibraatiokäyrältä leikkauspistemetodilla (Kuva 10) saadusta graafista saadaan kohteen ikä sekä virhemarginaali (Radiocarbon 2015). Valtameriin varastoituu suurempi 14 C-määrä kuin ilmakehään. Erilaiset meriympäristöt vaikuttavat merialtaisiin eri tavoin ja tästä syystä osalle merialtaista on yksilöidyt 14 C- jakautumisen tietokantansa. Ajoitukseen vaikuttavat mm. veden kovuus ja ajoitukseen käytettyjen karbonaattikuoristen eläinten (esim. Foraminiferojen) kuorten liukoisuus (Reimer et al. 2009). Kun kasvi muuttaa CO2 hiilihydraateiksi, 14C siirtyy kasvin soluihin. Kasvin kuollessa tämä 14 C alkaa jakautua, 14 C-otto pysähtyy ja ” 14C-kello” aktivoituu. (Bradley 1999). Radiohiiliajoituksessa on paljon virhelähteiden mahdollisuuksia, näitä ovat kontaminaatiot eri muodoissaan (Bradley 1999). Näytesarjan ikämalli perustuu foraminiferoista tehtyyn AMS-radiohiiliajoitukseen (Kuva 10). Näytteet ajoitettiin ajanjaksolle n. 1178,2–7178 cal. yrs. BP. Ajoitetut näytteet kalibroitiin OxCal-kalibrointiohjelmalla (Kaavio 1) (Ramsey 2014). Ikämallin perusteella 3 cm:n näyteväli edustaa 35–100 vuoden resoluutiota ollen korkein näytesarjan pintaosassa. 14 Kaavio 1. Foraminiferalajin Nonionidae Labradoricumin kuoresta tehdyt AMS-radiohiiliajoitukset. Ikämalli ja tiedosto on tuotettu Oxcal 4.2. ja Marine09-kalibraatiokäyrän avulla. Näytekoodi Materiaali Foraminifera AAR16847 (N.Labradoricum) AAR16848 " AAR16849 " AAR16850 " AAR16851 " AAR16852 " AAR16853 " AAR16854 " AAR12116 " Näytesyvyyden Keskimääräinen Kalibroitu ikäjakauma Radiohiili-ikä Virhe Korjaus (DR) väli (cm) syvyys (cm) (1 sigma) 3-8 44-46 74-76 93-95 154-156 244-246 354-356 413-415 428-431 5,5 45 75 94 155 245 355 414 429,5 668 1078 1513 1617 2448 3431 4888 6331 6776 25 25 25 25 25 26 27 35 49 139 ± 61 139 ± 61 139 ± 61 139 ± 61 139 ± 61 139 ± 61 139 ± 61 139 ± 61 139 ± 61 252 - 83 604 - 496 993 - 833 1102 - 947 2005 - 1836 3237 - 3038 5111 - 4865 6722 - 6544 7256 - 7070 Mallinnettu keski-ikä keskisyvyyksille (kalibroitua vuotta ennen nykyaikaa) 180 ± 65 572 ± 49 913 ± 55 1103 ± 63 1910 ± 66 3159 ± 80 5102 ± 110 6665 ± 73 7160 ± 79 Kuva 10. Ajoitusmallikuvaaja AI07-06G. Y-akselilla on ajoituksessa käytettyjen huokoseläinten (Foraminifera) näytekoodit ja x-akselilta saadaan ikä cal. yrs. BP. (muokattu). Ramsey 2014. 15 3.3. Piileväanalyysi Paleo-oseanografisissa tutkimuksissa hyödynnetään sekä nykyisin eläviä että sedimenttien fossiilisia piileviä selvitettäessä muinaisten merien olosuhteita (Stoermer 1999). Piilevien hyödylliset ominaisuudet ovat niiden suuri kestävyys, lajirunsaus ja mikroskooppinen koko. Piilevien kuivapainosta 25–60 % on piidioksidia, hydrautunutta amorfista piidioksidia, opaalia (SiO2·nH2O) (Horne ja Goldman 1994). Orgaaninen matriksi säilyy piiverkoston sisällä suojassa remineralisaatiolta ja diageneesiltä (Crosta 2011). Lajien esiintyvyyteen vaikuttavat mm. veden lämpötila, valo, virtaukset, happamuus, liuenneen orgaanisen hiilen, piin ja muiden ravinteiden määrä sekä suolapitoisuus (Battarbee et al. 2001). Piilevät tarvitsevat auringonvaloa yhteyttämiseen ja elävät vesimassan ylimmässä 50 metrissä (<200 metrissä erittäin kirkkaassa vedessä) ja siksi ne sopivat erityisen hyvin pintaolosuhteiden rekonstruointiin. Piilevänäytteiden valmistamisessa käytettiin merisedimentteihin soveltuvaa standardimetodia (Schrader ja Gersonde 1978). Noin 1–2 cm3 kutakin sedimenttinäytettä kuivattiin 60 °C uunissa yön yli. Jäähtyneet näytteet punnittiin ja niiden annettiin seistä tislatussa vedessä vähintään 20 minuuttia. Näytteitä keitettiin 20 minuutin ajan ja niihin lisättiin 10 tippaa HCl-liuosta 10 % karbonaattien (mm. Foraminiferojen) poistamiseksi. Tämän jälkeen lisättiin 12 tippaa 30 % H2O2 -liuosta ja näytteitä keitettiin vielä 20 minuuttia orgaanisen aineksen poistamiseksi. Näytteet puhdistettiin ja savisuspensiota poistettiin toistamalla neljä kertaa tislattu vesi – sentrifugointi -käsittelyä. Tämän jälkeen näytteet siirrettiin 100 ml:n säilytyspulloihin, joihin lisättiin tislattua vettä. Mikroskooppilasit valmistettiin pipetoimalla 500–700 μl sekoitettua näytesuspensiota dekantterilasiin, jossa oli tislattua vettä noin 30 ml. Näyte sekoitettiin ja se kaadettiin optisesti käsiteltyjen kahden rinnakkaisen peitelasin päälle. Kahden tunnin laskeuttamisen jälkeen ylimääräinen vesi poistettiin. Peitinlasien annettiin kuivua, jonka jälkeen ne kiinnitettiin Naphrax-hartsilla mikroskooppilasien päälle. Mikroskooppilaseilta laskettiin ja tunnistettiin lajilleen 300 piilevää käyttäen valomikroskooppia 1000-kertaisella suurennoksella. 16 3.4. Kvalitatiivisen piileväaineiston hyödyntäminen Piilevälajiston vaihtelun perusteella saadaan kvalitatiivista tietoa meriveden pintaolosuhteiden vaihtelusta, kuten indikaatioita sedimentin kerrostumisen aikana vallinneista eri vesimassojen vaikutuksesta (kylmä arktinen / lämmin atlanttinen) ja mahdollisesta merijään esiintymisestä. Pohjois-Atlantin tutkimuksen kannalta hyödyllisimpien piilevälajeja on luokiteltu pintaveden ominaisuuksien mukaan ryhmiin. Nämä ryhmät ovat nimeltään: 1) ”Arktinen Grönlanti”, siihen kuuluvat piilevät esiintyvät Arktiksen vedessä ja runsaana Grönlanninmerellä. Näitä ovat esimerkiksi Rhizosolenia hebetata f. semispina, Rhizosolenia borealis, Thalassiosira anguste-lineata ja Thalassiosira trifulta, 2) ”Pohjois-Atlantti”, siihen kuuluvat lämpöistä vettä suosivat lajit esiintyvät runsaana Pohjois-Atlantilla mm. Thalassiosira oestrupii, Thalassionema nitzschioides ja Nitzschia bicapitata, 3) ”Sub-Arktinen”, jonka piilevät viihtyvät arktisen ja atlanttisen veden välimaastossa sekä Islannin koillisilla että lounaisilla merialueilla, tätä kokoonpanoa voidaan pitää indikaattorina Irmingerinvirran paluuvirtauksesta: Thalassiosira gravida spore, Rhizosolenia borealis ja Rhizosolenia hebetata f. Semispina, 4) ”Norjan Atlantinvirta”, tähän kuuluvat koillis-Atlantinvirrassa viihtyvät piilevät, esimerkiksi Thalassionema nitzschioides, Thalassiosira angulata ja Proboscia alata, 5) ”Merijää”, nämä piilevät suosivat kevätjään kulkeutumisaluetta, mm. Nitzschia grunowii, Fragilariopsis cylindrus, Fragilariopsis cylindrus, F. oceanica ja Thalassiosira hyalina, 6) ”Arktinen”, polaarisen ja atlanttisen veden piilevät elävät vesimassojen sekoittumispaikassa Islannin pohjois- ja lounaispuolella esimerkiksi Thalassiosira gravida, Thalassiosira gravida spore ja Actinocyclus curvatulus, 7) ”Itä- ja länsi-Grönlanninvirta” kyseisten merivirtojen alueella viihtyvät piilevät elävät myös Labradorinmerellä sekä hiukan arktisen rintaman läheisyydessä luoteis-Atlantinvirran länsipuolella esim. Thalassiosira gravida spore ja 8) ”Sekoittuneet vesimassat”, Labradorinmeren ja Pohjois-Atlantin välillä elävät mm. Rhizosolenia borealis. Näiden kahdeksan piilevälajikokoonpanon avulla voidaan seurata pintavirtausten muutoksia (Bjerknes 1964, Koç ja Schrader 1990, C. Andersen et al. 2004, Justwan et al. 2008). 17 3.5. SST-rekonstruointi Siirtofunktiomenetelmällä voidaan sedimenttinäytesarjan fossiilisista piilevistä kvantifioida meriveden lämpötila (Kuva 12) (C. Andersen at al. 2004, Miettinen et al. painossa). Kullakin piilevälajilla on sille tyypillinen toleranssi SST:n osalta. Menetelmään tarvittava moderni piileväkoostumus on saatu 184 pintasedimenttinäytteestä, jotka on kerätty pohjoisilta meriltä, Pohjois-Atlantilta, Framinsalmelta, Baffininlahdelta ja luoteiselta Labradorinmereltä (C. Andersen et al. 2004, Miettinen et al., painossa) (kuva 11). Näytteenottopisteiden moderni pintalämpötiladata on peräisin WOA (Worls Ocean Atlas) 2001 tietokannasta, joka sisältää kaiken mitatun lämpötiladatan. Näin on saatu selville jokaisen näytepisteen nykyajan piileväkoostumus kussakin lämpötilassa (Miettinen et al. painossa) Kuva 11. 184 piileväpintanäytteenottopaikat (muokattu). Miettinen et al. painossa. 18 Kuva 12. Siirtofunktion muodostaminen. 1. Meren pintasedimentistä selvitetään sen piileväkoostumus 2. Kerätään SST-havainnot näytteenottopaikoilta 3. Muodostetaan kalibraatiodatasetti 4. Selvitetään meren pohjasedimentistä sen fossiilinen piileväkoostumus 5. Luodaan siirtofunktio kalibraatiodatasetin ja fossiilisen piileväkoostumuksen avulla 6. Muodostetaan SST-rekonstruktio. SST-arvojen määrittelemiseksi on muodostettu malli, jossa 52 eri piilevälajia edustavat tiettyjä lämpötilaskaaloja (C. Andersen at al. 2004, Miettinen et al. painossa). Rekonstruktioon valittiin elokuun SST-arvot, koska ne antavat tarkimman tuloksen (Berner et al. 2008). Siirtofunktiomenetelmä WA-PLS (weighted averaging partial least squares) mallintamaa tulosta voidaan tarkastella regressiokuvaajalla (Kuva 13). WA-PLS-metodissa käytetään useampaa komponettia lopulliseen siirtofunktioon. Ne valitaan, jotta kovarianssi ympäristömuuttujan (SST) suhteen saadaan maksimoitua (ter Braak and Juggins 1993). Piilevä-SST-siirtofunktiossa käytetään neljää komponenttia (Miettinen et al. painossa). Tällä menetelmällä luodun siirtofunktiomallin r2-arvo on 0,96 mikä tarkoittaa sitä, että elävien piilevälajien perusteella arvioidut SST-arvot vastaavat 96 % -sti havaittuja elokuun SST-arvoja. Arvioitujen ja todellisten lämpötilojen Root Mean Square -arvojen (RMSE) ero oli 0,75 °C ja suurin vinouma 0,44 °C. Siirtofunktio on luotettava kun sillä on mahdollisimman korkea r2 -arvo sekä alhaiset RMSE-arvo ja vinouma (Birks 1995, 1998, Birks ja Koç 2002). SST-rekonstruktio tehtiin C2-ohjelmalla (Liite). 19 Kuva 13. Regressiosuora WA-PLS-piilevä-SST-siirtofunktiomenetelmän mallintamasta korrelaatiosta havaitun ja rekonstruoidun SST:n. välillä. Miettinen et al. painossa. 3.6. Syklisyyden toteaminen Trinitynlahden näytesarja edustaa tarpeeksi pitkää ajanjaksoa, jotta siitä voidaan tutkia syklisyyden säännöllisyys. Tähän käytetään Fortran 90 -ohjelman Redfit-spektriä, joka arvioi syklisyyden epätasaisin välein jakautuneesta aikasarjasta. Redfit-spektri on hyvä paleoklimatologisia aikasarjoja tutkittaessa, koska ajo ei vaadi aineistoa vinouttavaa interpolaatiota (NOAA 2015). 20 4. TULOKSET 4.1. Piileväanalyysin tulokset Piilevistä muodostettiin piilevädiagrammi, jonka avulla voidaan tutkia piilevälajiston vaihtelua sedimenttisarjassa (Kuva 15). Trinitynlahden näytesarjan piileväanalyysin tarkoituksena oli tuottaa kvantitatiivinen lämpötilarekonstruktio mutta kvalitatiivisella piilevädiagrammilla saadaan lisätietoa sekä rekonstruoidusta lämpötilanvaihtelusta (eri vesimassojen vaikutuksesta) että tärkeistä indikaattorilajeista (mm. merijään osalta). 21 Kuva 14. Piilevädiagrammi AI07-06G näytesarjasta Trinitynlahdelta. 22 Piileväkoostumuksen perusteella piilevästratigrafia voidaan jakaa neljään piilevävyöhykkeeseen (PV1–4) (Kuva 14): PV1 (7178–5175 cal. yrs. BP): Atlanttisia lämpimän veden lajeja esiintyy tässä vyöhykkeessä runsaammin kuin muissa vyöhykkeissä. Thalassionema nitzschioideksen ja Thalassiosira oestrupiin määrät ovat runsaimmat. Coscinodiscus radiatusta ja C. marginatusta on hiukan vaiheen aikana. Nitzschia kolaczeckii esiintyy satunnaisen säännöllisesti. Erityisen lämmintä vettä edustava Pseudo-eunotia doliolus esiintyy vaiheen keskikohdalla. Kylmän arktisen veden lajeja kuten Rhizozolenia hebetata f. semispina esiintyy runsaimmin tämän vaiheen aikana ja määrät lähtevät nousuun loppua kohden. Thalassiosira antarctica var. borealis -osuus on hyvin alhainen. Thalassiosira anguste-lineata -lajia esiintyy runsaimmin tässä vaiheessa. Thalassiosira angulataa esiintyy runsaimmin tässä vaiheessa. Thalassiosira pacifica -määrät pysyvät tasaisen niukkoina kaikissa vaiheissa. Thalassiosira hyalinaa on olemattoman vähän. Thalassiosira nordenskioldii -lajia on hyvin vähän mutta sen määrissä esiintyy pieni nousu vaiheen lopussa. Thalassiosira trifultaa on vähän ja vaiheen keskivaiheessa sitä ei esiinny juuri lainkaan. Actinocyclus curvatulusta esiintyy maltillisesti. Merijäätä indikoivien lajien kuten Thalassiosira Antarctica v. borealis spore -suhde on korkea mutta se vaihtelee paljon. Bacterosira fragilis esiintyy aika runsaana eikä vaihtelu ole suurta. Porosira glacialis -määrät ovat vähäiset ja vaihtelu on vähäistä. Fragilariopsis oceanicaa esiintyy hiukan. Fragilariopsis cylindrus -määrät ovat niukat. PV2 (5175–4074 cal. yrs. BP): Atlanttisia lämpimän veden lajeja esiintyy mutta niiden määrä laskevat. Thalassionema nitzschioides vähenee runsaasti ja määrät ovat alhaisimmat suhteessa muihin vyöhykkeisiin. Thalassiosira oestrupii vähenee mutta lisääntyy vyöhykkeen loppua kohden. Coscinodiscus radiatusta on hiukan vaiheen aikana. Coscinodiscus marginatuksen määrät pysyvät vakaana. Nitzschia kolaczeckii esiintyy satunnaisen epäsäännöllisesti. Pseudo-eunotia doliolus esiintyy satunnaisesti. Kylmän arktisen veden lajeista Rhizozolenia hebetata f. semispina -määrät lähtevät laskuun vaiheen alusta ja pysyvät melko vakaana vaiheen loppuun. Thalassiosira hyalina määrissä ei tapahdu muutosta edeltävään vaiheeseen. Thalassiosira nordenskioldii -määrät lähtevät lievään kasvuun. Thalassiosira trifulta -määrä pysyy lähes muuttumattomana. 23 Actinocyclus curvatulusta esiintyy maltillisesti eikä muutosta edeltävään vaiheeseen näy. Thalassiosira antarctica var. borealis -osuus nousee hiukan vaiheen loppua kohden. Thalassiosira anguste-lineataa esiintyy vähemmän. Thalassiosira angulata -määrät vähenevät. Thalassiosira pacifica -määrät pysyvät tasaisen niukkoina kaikissa vaiheissa. Merijäätä indikoivien lajien Thalassiosira Antarctica v. borealis spore -suhde kasvaa ja määrät vaihtelevat maltillisemmin. Bacterosira fragilis -vaihtelu on hiukan tiheämpää mutta määrä pysyy samana. Porosira glacialista on hiukan enemmän ja vaihtelu vähäisempää. Fragilariopsis oceanicaa esiintyy vähemmän. Fragilariopsis cylindrusta esiintyy vähän. PV3 (4074–3519 cal. yrs. BP): Atlanttisen lämpimän veden lajeista Thalassionema nitzschioides -määrät lähtevät jälleen kasvuun. Thalassiosira oestrupii ei esiinny aineistossa vyöhykkeen alussa. Sitä esiintyy vähän. Coscinodiscus radiatusta on hiukan vaiheen aikana. Coscinodiscus marginatuksen määrät pysyvät vakaana. Nitzschia kolaczeckii esiintyy satunnaisen epäsäännöllisesti. Pseudo-eunotia doliolus esiintyy hiukan vaiheen lopussa. Kylmän arktisen veden lajeista Rhizozolenia hebetata f. semispina -määrissä ei tapahdu muutosta edelliseen vaiheeseen. Thalassiosira hyalinaa on enemmän vaiheen loppua kohden. Thalassiosira nordenskioldii -laji lisääntyy edelliseen vaiheeseen nähden. Thalassiosira trifulta -määrä vähenee edelliseen vaiheeseen nähden. Actinocyclus curvatulusta esiintyy maltillisesti eikä muutosta edeltävään vaiheeseen näy.Thalassiosira antarctica var. borealis saa tässä vaiheessa korkeimmat arvonsa. Thalassiosira anguste-lineataa esiintyy hiukan enemmän edelliseen vaiheeseen nähden. Thalassiosira angulataa ei esiinny lähes ollenkaan. Thalassiosira pacifica -määrät pysyvät tasaisen niukkoina kaikissa vaiheissa. Merijäätä indikoivista lajeista Thalassiosira Antarctica v. borealis spore -suhde on korkea mutta tämän vaiheen aikana se kääntyy ensin laskuun ja sitten uudelleen nousuun. Bacterosira fragilis -määrissä esiintyy pientä kasvua. Porosira glacialis -määrät laskevat hieman alussa ja kasvavat taas lopussa hiukan. Fragilariopsis oceanicaa esiintyy runsaammin kuin edeltävissä vaiheissa. Fragilariopsis cylindrus -määrät ovat edelleen hyvin niukat mutta pientä kohoamista niiden määrässä on vaiheen lopussa. 24 PV4 (3519–1178 cal. yrs. BP): Merijäätä indikoivista lajeista Thalassiosira Antarctica v. borealis spore -suhde kasvaa ja vaihtelee jonkin verran. Bacterosira fragilista esiintyy runsaimmin tässä vaiheessa, loppua kohden määrät vähenevät. Porosira glacialis -määrät ovat runsaimmat tässä vaiheessa ja vaihtelu on vähäistä. Fragilariopsis oceanicaa esiintyy runsaimmin tässä ja edeltävässä vaiheessa. Fragilariopsis cylindrus -määrä vähenee hiukan edeltävään vaiheeseen nähden ja sitä esiintyy hyvin vähän. Kylmän arktisen veden lajeista Rhizozolenia hebetata f. semispina -määrät runsastuvat hiukan mutta vähenevät taas loppua kohden. Thalassiosira hyalinaa on enemmän kuin kahdessa ensimmäisessä vaiheessa muttei esiinny yhtä korkeaa piikkiä kuin edellisessä vaiheessa. Thalassiosira nordenskioldii -lajia on alussa runsaammin ja loppua kohden määrät vähenevät ja lähes loppuvat. Thalassiosira trifultaa esiintyy tasaisesti koko vaiheen aikana, sitä on myös edeltäviä vaiheita runsaammin. Actinocyclus curvatulusta esiintyy maltillisesti, alun jälkeen sen määrät vähenevät vaiheen keskialueella lähes olemattomiin. Thalassiosira antarctica var. borealis määrä laskee. Thalassiosira angustelineata -määrä on alhaisin tämän vaiheen aikana. Thalassiosira angulataa esiintyy satunnaisesti hiukan. Thalassiosira pacifica -määrät pysyvät tasaisen niukkoina kaikissa vaiheissa. Atlanttisia lämpimän veden lajeista Thalassionema nitzschioides -määrät vähenevät aluksi ja vaihtelevat myöhemmin maltillisesti. Thalassiosira oestrupii -lajia esiintyy vähän ja sen määrät vähenevät vyöhykkeen loppua kohden. Coscinodiscus radiatusta on hiukan vaiheen aikana. Coscinodiscus marginatuksen määrät pysyvät vakaana. Nitzschia kolaczeckii -lajia ei esiinny. Tämä on ainoa vaihe kun Thalassiosira eccentricaa esiintyy, sitä on minimaalisesti. Pseudo-eunotia doliolus esiintyy hiukan vaiheen alussa. Piilevästratigrafia osoittaa lämpimämpiä olosuhteita n. 7,2–5,2 ka sekä n. 4–3,5 ka sitten. Viilenevää trendiä esiintyy n. 5,2–4 ka sekä n. 3,5–1,2 ka sitten. Merijäälajiston runsastuminen n. 3,5 ka lähtien osoittaa merijään lisääntymistä tutkimusalueella ja indikoi holoseenin neoglasiaalivaiheen alkua. 25 4.2. SST-rekonstruktio Trinitynlahdelle Trinitynlahden sedimenttinäytesarjasta AI07–06G tehty SST-rekonstruktio ajanjaksolle n. 7178–1178 cal. yrs. BP osoittaa lämpötilavaihtelua 9,7 °C:n ja 4,4 °C:n välillä (Kuva 15). Rekonstruktio voidaan jakaa kolmeen ajanjaksoon, joissa SST vaihtelee keskiarvon 6,5 °C ylä- ja alapuolilla. Tulokset osoittavat sekä jyrkkiä että maltillisempia muutoksia. SST-rekonstruktio osoittaa 95 %:n tilastollisella luotettavuudella gradientiltaan 0,1–0,7 °C:n, syklisyyttä n. 800 vuoden pituisissa jaksoissa (Kuva 16). Aineistossa havaittiin myös lyhyempi, n. 400 vuotta pitkä sykli, mutta se ei ole tilastollisesti merkittävä. Kuva 15. Rekonstruoitu SST 1178–7178 cal. yrs. BP. 26 Kuva 16. 800 vuoden syklisyys. Piileväsiirtofunktion perusteella saatujen SST-arvojen perusteella Trinitynlahden ilmastojaksot ovat seuraavat: 4.2.1. Lämmin ajanjakso 7,18–5,1 ka Tutkimusajan alusta, n. 7,18 ka lähtien, SST-arvot pysyivät pääasiassa keskiarvon 6,5 °C yläpuolella (Kuva 15). Rekonstruktion korkeimpien SST-arvojen perusteella n. 6,79 ka sitten (9,7 °C) ja n. 5,32 ka sitten (8,6 °C) tämän ajanjakson voi olettaa edustavan holoseenin ilmasto-optimia Trinitynlahdella. Tutkimusajan alusta lähtien SST-arvot pysyivät keskiarvon yläpuolella n. 1400 vuoden ajan. Lämpötilavaihteluiden sykli on ollut 800 vuotta, hyvin lämpimien ja vähän viileämpien vaiheiden vuorotellessa (Kuva 16). 4.2.2. Siirtymävaihe 5,1–3,5 ka Holoseenin siirtymävaiheen alku Trinitynlahden rekonstruktiossa näkyy SST-arvojen viilenemisenä (kuva 15). Lämpötilavaihteluiden sykli on ollut 800 vuotta. Lämpötilamuutokset ovat maltillisempia kuin ilmasto-optimin aikana. Kokonaisuutena tämä vaihe on aika viileä, mutta sen päättää n. 500 vuotta pitkä lämmin ajanjakso n. 4,02–3,5 ka, jolloin 27 lämpötilat yltävät parhaimmillaan lähelle korkeimpia holoseenin ilmasto-optimin lukemia. Nämä jopa 8,5 °C:n lukemat edustavat korkeimpia lämpötiloja koko myöhäisholoseenin aikana aikavälillä n. 5,1–1,2 ka sitten. 4.2.3. Viileä ajanjakso 3,5–1,18 ka Rekonstruktion edustaman holoseenin loppuajan SST-arvot pysyttelivät pääasiassa keskiarvon alapuolella ja ne edustavat kylmintä ajanjaksoa (Kuva 15). Lämpötilavaihteluiden sykli on ollut 800 vuotta ja trendi viilenevä. Noin 1,6 ka sitten esiintyi lämpötilapiikki (n. 6,8 °C) n. 40 vuodessa lämpötila nousi lähes asteen ja laski huipun jälkeen samassa ajassa noin 2 °C. Aivan rekonstruktion lopussa, n. 1,3 ka, lämpötila kääntyy jälleen peräti 2 °C:n nousuun. Tämä indikoinee siirtymistä keskiajan lämpöanomaliaan, joka alkoi n. 1,1 ka sitten (Mann et al. 2009). 5. KESKUSTELU 5.1. Holoseenin lämpömaksimi Trinitynlahdella 7,1–5,1 ka ja sen suhde PohjoisAtlantin ilmastoon Trinitynlahden näytesarjan vanhimmat näytteet ajoittuvat Labradorinmeren syvänveden muodostumisen arvioituun alkuajankohtaan n. 8–7 ka (mm. Vernal ja Hillaire-Marcel 2006, Renssen et al. 2012, Seidenkranz et al. 2013). Labradorin niemimaan kaakkoisosissa holoseenin lämpömaksimi oli arviolta 8–6 ka sitten (Sawada et al. 1999) samoin Trinitynlahden SST-maksimi ajoittuu tutkimusajan alusta 6 ka:n asti (Kuva 15). Labradorinmeren mannerjalustan alueella SST nousi 6 ka sitten ja kylmeni vasta 1–2 ka myöhemmin (Levac ja Vernal 1997, Andrews et al. 1999). Trinitynlahdella 6 ka edusti toiseksi suurinta lämpötilapiikkiä (n. 9 °C). Noin 6–5 ka sitten tapahtui nopea ilmastonmuutos, HCO:n päättyminen, pohjoisella pallonpuoliskolla, 28 jonka syynä oli todennäköisesti insolaation heikkeneminen (Mayewski et al. 2004). Sen sijaan Grönlanninmerellä, Itä-Grönlannin mannerjalustan (67°N pohjoispuolella) SST laski (n. 1 °C) jo n. 6,5 ka sitten aina n. 3 ka asti ja arktiset piilevälajit dominoivat subarktisia lajeja (C. Andersen et al. 2004). Islannin eteläpuolella Gardar Driftin SST-rekonstruktiot MD99-2251 ja MD99-2252 (Kuva 17), jotka ovat sijainniltaan Pohjois-Atlantin virran päähaaran kohdalla osoittavat, että n. 7 ka sitten SST-arvot nousivat n. 2 ºC ja samoin lämpenemistä tapahtui myös n. 6– 5,3 ka. Kummassakin kohteessa näkyy korkein SST-arvo n. 6 ka sekä n. 5,3 ka sitten tapahtunut kylmeneminen (Miller ja Chapman 2013). Trinitynlahden (Kuva 22) toiseksi suurin lämpötilapiikki ajoittuu tähän ajankohtaan, n. 6 ka, ja SST-arvot laskivat n. 5,3 ka sitten n. 140 vuoden aikana n. 2,2 °C. Koska Trinitynlahden SST-sarja alkaa vasta vuodesta 7,1 ka, se ei tuo lisävalaistusta aiempiin tutkimustuloksiin, jotka osoittavat yli 1000 vuotta aiemmin alkanutta lämpömaksimia Labradorinmeren alueella suhteessa PohjoisAtlanttiin. Sen sijaan Trinitynlahden tulokset ovat yhtenevät aiempien tutkimusten kanssa osoittaen suunnilleen samanaikaista HCO:n päättymistä sekä Labradorinmerellä että subpolaarisella Pohjois-Atlantilla hieman yli 5 ka sitten. Kuva 17. Gardar Drift -näytesarjojen MD99-2251 ja MD99-2252 kairauspaikat. Vaaleanpunaiset nuolet vasemmasta laidasta kuvaavat Pohjois-Atlantin virran jakautumista Islannin eteläpuolella Irmingerinvirraksi ja koilliseen jatkavaksi Norjan Atlantin virraksi (muokattu). Miller et al. 2011. Trinitynlahden tulokset osoittavat nopeaa viilenemistä samaan aikaan, SST-arvot laskivat n. 1,8 °C noin sadan vuoden aikana. Noin 5,9 ka ja 5,3 ka ajoittuu myös kaksi IRD-kerrostumaa (IRD, Ice-rafted debris) Pohjois-Atlantilla (Bond et al. 1997, Bond et al. 2001). 29 Pohjois-Atlantin IRD-kerrostumat korreloivat Islannin–Skotlannin harjanteen ylivirtausvedestä saatujen tulosten kanssa. ISOW (Island Scotland overflow water) on syvänveden paluuvirtausta, osa AMOC:ia (Bond et al.2001). Tämä ylivirtausvesi on osittain Labradorinmerellä syntynyttä vettä, joka määrällään ja ominaisuuksillaan vaikuttaa ISOW:in virtaukseen (Dickson et al. 2004 ja Boessenkool et al. 2006). IRD merenpohjassa osoittaa, että merialueella on ollut jäävuoria ja / tai merijäätä (Encyclopaedia Britannica). IRDmäärät vähenivät n. 8–4,8 ka sitten, mikä viittaa jäätikön vetäytymiseen mereltä mantereen suuntaan Länsi-Grönlannissa (Nørgaard-Pedersen ja Mikkelsen 2009). Labradorinvirta toi n. 5,7 ka lähtien kylmää sulamisvettä ja / tai merijäätä Grönlannin ja arktisen Kanadan jäätiköiltä Bonavistan- ja (Kuva 4) (Jessen et al. 2011, Solignac et al. 2011). HCO:n aikainen suuri SST-vaihtelu Trinitynlahdella voidaan siis kytkeä Arktisen komponentin vaihteluun Labradorinvirrassa. Myös samasta Trinitynlahden näytesarjasta AI07–06G tehdyt foraminifera-analyysit osoittavat syvemmissä pintavesissä (subsurface temperature) samanlaista vaihtelua kuin tämän tutkimuksen SST-rekonstruktio (Seidenkrantz et al. painossa). Kuva 18. Norjanmeren Vøring Plateaun SST-näytesarjan CR 948/2011 kairauspaikka (muokattu). Berner et al. 2011, Miettinen et al. 2012. 30 NorjanmerenVøring Plateaun SST-aineiston mukaan (Kuva 18) holoseenin lämpöoptimi alkoi n. 10–9,3 ka sitten nykyistä 4–5 °C korkeammilla SST-arvoilla (Kuva 19). Lämpötilat pysyivät lähes muuttumattomina aina n. 6,5 ka asti. Lämpöä on ylläpitänyt Atlantin veden kasvanut virtaus ja / tai pohjoisten merien itäosien lämpeneminen (C. Andersen et al. 2004). Trinitynlahdella tutkimusajan alku n. 7,2 ka alkoi SST-arvojen laskulla ja lämpötilapiikit olivat jyrkkiä aina lämpöoptimin loppuun, n. 5,1 ka asti (Kuva 19). Meren pintalämpötilat laskivat Norjanmerellä noin 3–4 °C 6,5–3 ka sitten (C. Andersen et al. 2004). Trinitynlahdella lämpötilavaihtelut olivat 3,5 °C vastaavana ajankohtana. Berner et al. (2011) mukaan Norjan Atlantin virran kesän SST-maksimi oli noin 8,9–7,3 ka sitten. Noin 7,25 ka sitten Norjan Atlantin vesi korvasi vähitellen Pohjois-Atlantin veden ja tämä aiheutti SST-arvojen laskun yhdessä vähenevän kesäinsolaation kanssa. Norjan ja Islannin manneralueilla tämä kylmeneminen ja kosteuden lisääntyminen aiheutti jään kasvua (Birks ja Koç 2002). Trinitynlahdella tutkimusajan alku osuu ajankohtaan, jona Labradorinmeren syvänveden muodostuminen alkoi. Kuva 19. Norjanmeren Vøring Plateaun (Berner et al. 2011) ja Trinitynlahden SST-rekonstruktiot. Sinisillä laatikoilla on merkitty yhtäläisyyksiä ja punaisilla eroavuuksia suhteessa Trinitynlahden aineistoon. 31 5.2. Holoseenin siirtymävaihe Trinitynlahdella ja Pohjois-Atlantilla 5,1–3,5 ka sitten Holoseenin siirtymävaiheen ensimmäiset n. 1000 vuotta Trinitynlahden SST-arvot pysyivät lähes täysin keskiarvon alapuolella osoittaen kylmiä olosuhteita verrattuna aiempaan holoseenin ilmasto-optimiin (Kuva 19). Labradorinvirta on tuonut n. 4 ka asti kylmää sulamisvettä ja / tai merijäätä Arktikselta (Jessen et al. 2011, Gibb et al. 2014). Newfoundlandin Bonavistanniemen Nordan’s Pond -aineiston (Kuva 22) perusteella ilmasto oli kostea n. 4,4 ka sitten (Hughes et al. 2000). Myös Bonavistanlahdella vaikutti n. 4 ka asti Labradorinvirran tuoma arktinen sulamisvesi (Solignac et al. 2011). Holoseenin siirtymävaiheen alussa Trinitynlahteen on luultavasti yhä vaikuttanut Länsi-Grönlannin virran tuoma arktinen vesi Itä-Grönlannin virrasta, Baffininvirrasta sekä sulamisvedet Kanadan arktisen saariston alueelta. IRD-kerrostumat Grönlannin eteläpuolen merialueella (Ikersuaq Fjord ja Narsaq Sound) todistavat jäätikön kasvusta n. 4,6 ka (Nørgaard-Pedersen ja Mikkelsen 2009). PohjoisAtlantilla on ajoitettu IRD-kerrostuma n. 4,2 ka mikä osoittaa alueella olleen jäävuoria tai merijäätä (Bond et al. 1997). Trinitynlahden kylmä vaihe 5–4 ka sitten korreloi siis hyvin edellisten tutkimusten kanssa indikoiden lisääntynyttä arktisten vesien vaikutusta. Mielenkiintoisesti, Trinitynlahden aineistossa SST-arvot nousevat kuitenkin jyrkästi n. 4 ka sitten ja n. 3,7 ka ne olivat lähellä holoseenin ilmasto-optimin lämpötiloja. Myös läheinen Bonavistanlahti lämpeni n. 4 ka sitten panssarisiimaleväaineiston perusteella (Solignac et al. 2011). Trinitynlahdella SST-arvot pysyivät reilusti keskiarvon yläpuolella n. 500 vuoden ajan. Noin 4 ka sitten sulaveden määrä alkoi laskea Labradorinvirrassa arktisen alueen samalla kylmetessä, myös Pohjois-Atlantti viileni (Solignac et al. 2011). Trinitynlahdella merijäätä edustavat piilevälajit vähenivät ja atlanttisten lajien määrä lisääntyi. Noin 4–3,5 ka sitten SST-arvot nousivat ja merijään määrä väheni Newfoundlandin koillisilla merialueilla (Solignac et al. 2011) Tämän lämpenemisen ajankohta osuu yhteen Trinitynlahden lämpenemisen kanssa n. 4–3,5 ka sitten. Arktisen sulamisveden määrä on luultavasti vähentynyt koillisella alueella ja länsituulet ovat tuoneet lämmintä ilmamassaa (Jessen ja al. 2011). 32 Myös Anderson et al. (1998) ovat rekisteröineet tutkimuksissaan mittavan muutoksen kosteampaan ilmastoon Pohjois-Skotlannissa n. 3,9–3,5 ka sitten. Tämä korreloi itäisen Newfoundlandin kosteuden lisääntymisen kanssa (Hughes et al. 2006). Pohjois-Atlantin syvänvedenmuodostus oli heikkoa n. 4,2–3,8 ka välisenä aikana samaan aikaan kun Pohjois-Amerikan länsituulet ovat tavanomaista voimakkaammat. Läntisessä Pohjois-Amerikassa jäätiköt kasvoivat (Mayewski et al. 2004). Trinitynlahden merijäälajit indikoivat, että alueen lämpöanomalia 4–3,5 ka sitten liittynee merijään vähenemiseen tutkimusalueella, joka taas on kytköksissä vähäsuolaisten arktisten sulamisvesien vähenemiseen Labradorinvirrassa. 5.2.1. Trinitynlahden 4,2 -tapahtuma globaalisti Kuva 20. Pohjois-Atlantin Site 982-näytesarja kairauspaikka (muokattu). Came et al. 2007. Trinitynlahden läheisen Bonavistan niemen alueella n. 4–2,8 ka välisenä aikana tutkitun suon näytetulokset eivät korreloi IRD-tallenteiden kanssa, vaan osoittavat lämpenemistä, syytä tähän ei tiedetä (Hughes et al. 2006). 33 Pohjois-Atlantilla näkyy Came et al. (2007) mukaan neoglasiaation alku n. 4–3,5 ka sitten (lämpötila laski n. 2 °C) (Kuva 21). Trinitynlahdella tapahtui samaan aikaan SST-arvojen nousua. Sekä Trinitynlahden et Came et al. tutkimalla alueella näkyy SST-laskun jälkeinen nousu n. 7 ka sitten holoseenin ilmasto-optimin aikana. Holoseenin siirtymävaiheessa n. 4,1 ka sitten Trinitynlahdella SST-arvot nousivat kummassakin aineistossa. Trinitynlahdella SST-arvot pysyivät korkeina n. 500 vuoden ajan mutta Pohjois-Atlantin tutkimusalueella tapahtui jyrkkä SST-arvojen lasku, jota seurasi jyrkkä nousu n. 4–3,7 ka sitten. Noin. 2,2 ka sitten lämpötila nousi Pohjois-Atlantin aineistossa ja Trinitynlahdella on samoin lyhyt lämpöpiikki n. 2 ka sitten. Noin 1,6 ka on Pohjois-Atlantin aineistossa kylmin piikki, jonka jälkeen lämpötila lähtee nousuun. Trinitynlahden aineistossa viimeistä lämpötilanousua edeltävä alhaisin lämpötila on n. 1,3 ka sitten (Kuva 21). Tuloksista voi päätellä neoglasiaalin alkaneen Pohjois-Atlantin tutkimusalueella aiemmin kuin Trinitynlahdella. Trinitynlahden lämpimän siirtymävaiheen aikana Pohjois-Euroopassa oli kylmää. Fennoskandiassa oli kylmää n. 3,8–3 ka sitten (Seppä et al. 2009). Keski-Ruotsin pohjoispuolella n. 4 ka lähtien lämpötilat olivat holoseenin kylmimmät (Antonsson et al. 2005). Noin 4,2 ka sitten Pohjois-Kanadassa Pinqualuitin kraaterijärvessä tapahtui eroosiota, joka johtui ehkä glasioisostaattisesta maankuoren palautumisesta tai järviveden virtauksen nopeasta kasvusta (Guyard et al. 2011). Noin 4,3–4,1 ka Pohjois-Amerikassa (noin 40°N, 80–110°W) oli hyvin kuiva jakso. Vastaavana ajankohtana oli Lähi-idässä sekä osassa Afrikkaa ja Aasiaa myös hyvin kuivaa. Pohjois-Euroopassa ja Siperiassa oli samaan aikaan kylmempi / kosteampi ilmastojakso (Booth et al. 2005). Noin 4,2 ka sitten alkanut lämpeneminen Trinitynlahdella on osoitus tapahtumasta, joka on vaikuttanut ilmastoon globaalisti, viilentänyt Pohjois-Eurooppaa ja mahdollisesti Siperiaa sekä aiheuttanut kuivuutta laajasti. 34 Kuva 21. Trinitynlahden ja Pohjois-Atlantin SST-rekonstruktiot Came et al. 2007. 5.3. Neoglasiaalinen myöhäis-Holoseeni Trinitynlahdella ja Pohjois-Atlantilla 3,5– 1,18 ka sitten Neoglasiaalisen myöhäisholoseeni alkoi Trinitynlahdella holoseenin siirtymävaiheen lämpimän jakson jälkeisellä jyrkällä viilenemisellä n. 3,5 ka sitten. Esimerkiksi IRD-kerrostumat Grönlannin eteläpuolen merialueella (Ikersuaq Fjord ja Narsaq Sound) todistavat jäätikön kasvusta n. 3,6 ka (Nørgaard-Pedersen ja Mikkelsen 2009). 35 Panssarisiimaleväaineiston perusteella Bonavistanlahti lämpeni n. 2,5–1,7 ka ja Placentianlahti n. 2,8–1,4 ka sitten (Solignac 2011). Trinitynlahdella SST-arvot olivat keskiarvon alapuolella Neoglasiaalisen myöhäisholoseenin alun jyrkän kylmenemisen jälkeen mutta nousivat n. 3–2,5 ka sitten satunnaisesti keskiarvon yläpuolelle satunnaisesti kuten muissakin Newfoundlandin lahtien aineistoissa. Eteläisessä Grönlannissa Arktiksen kylmä ilmamassa oli vallitseva n. 2,5–2 ka sitten, ja läntisten sekä lounaisten ilmamassojen vaikutukset jäivät vähäisemmiksi (Jessen et al. 2011). Itä-Grönlannin SST-arvot ovat olleet kylmemmät kuin aiemmin n. 2,4–2 ka sitten. Merijään lisääntyminen alkoi n. 2,4 ka sitten (C. Andersen et al. 2004). IRD-kerrostumat Grönlannin eteläpuolen merialueella (Ikersuaq Fjord ja Narsaq Sound) todistavat jäätikön kasvusta n. 2,2 ja n. 1 ka sitten (NørgaardPedersen ja Mikkelsen 2009). Pohjois-Atlantin IRD-kerrostumia on ajoitettu n. 2,8 ka ja n. 1,4 ka sitten (Bond et al. 1997). Islannin eteläpuolella Gardar Driftillä (Kuva 17) oli vakaampi holoseenin loppu viimeisen n. 5 ka:n ajan (Miller et al. 2011). Tämä johtuu siitä, että alue on Pohjois-Atlantin virran vaikutuspiirissä, ja arktisten vesien vaikutus tapahtuu hitaammin Golfviraan sekoittuneen arktisen komponentin ja AMOC:in kautta. Neoglasiaalisen myöhäisholoseenin aikana Trinitynlahden sedimentoitumisnopeus on hidastunut holoseenin alkuun nähden sekä holoseenin alun jäätiköiltä peräisin olevien sulamisvesien vähenemisen että myöhäisholoseenin kylmenemisen seurauksena. Myös Pohjois-Atlantilla IRD-kerrostumia oli runsaammin ja arktinen kylmä vesi vaikutti kasvavassa määrin Trinitynlahdella. Noin 1,6 ka sitten Trinitynlahdella SST laski nopeasti n. 2 °C. Lähes samaan ajankohtaan, n. 1,5 ka sitten, ajoittuu SST-arvojen lasku ja Atlantin virtauksen väheneminen Baffininlahden kaakkoisosan Disko Bugt-lahdessa. Trinitynlahdella SST-arvot laskivat samoin kuin Länsi-Grönlannissa (Seidenkranz et al. 2008). Pohjois-Atlantin syvänveden tuotanto tehostui n. 1,2–1 ka sitten (Mayewski et al. 2004). Neoglasiaalinen myöhäisholoseeni Trinitynlahden aineistossa (Kuva 15) päättyy jyrkkään lämpötilanousuun n. 1,2 ka sitten. Tämä nopea, jopa 2 °C:n, lämpeneminen indikoi luultavasti alkavaa keskiajan lämpöanomaliaa. Norjanmerellä meren pintalämpötilat ovat vaihdelleet noin 1,5 °C noin 3000 viime vuoden aikana (Kuva 18) (C. Andersen et al. 2004). Trinitynlahdella SST on vaihdellut n. 3–1,2 ka aikana 2,7 °C. Noin 2,4–1,9 ka sitten oli kylmempi vaihe jolloin SST-arvot olivat 36 välillä n. 9,5–10 °C (C. Andersen et al. 2004). Trinitynlahdella kyseiselle ajanjaksolle ajoittuu kolme kylmenemisperiodia ja lämpötilat vaihtelivat n. 5,5–6,5 °C. Holoseenin viileän loppuvaiheen aikana SST-arvot ovat olleet n. 4–5 °C Holoseenin ilmasto-optimin lämpötiloja alhaisemmat (C. Andersen et al. 2004). Trinitynlahdella eroa ilmasto-optimin korkeimman arvon ja holoseenin lopun matalimman arvon välillä on n. 5,3 °C. 5.4. Trinitynlahden vertailua Newfoundlandin terrestriseen aineistoon ja n. 800 vuoden syklisyys Trinitynlahden läheisyydestä ei myöskään ole olemassa vertailuun käyttökelpoista kvantitatiivista mariinista lämpötila-aineistoa. Sen takia Trinitynlahen SST-rekonstruktiota vertailtiin terrestriseen aineistoon, joka myös antaa lisätietoa ilman lämpötilan ja kosteuden muutoksista. Trinitynlahden n. 800 vuoden syklisyyttä vastaavaa syklisyyttä näkyy terrestrisessä aineistoissa sekä Trinitynlahden pohjoispuolisen Bonavistan niemellä (Kuva 22) että Britteinsaarilla (Barber et al. 1994, Hughes et al. 2000, Hughes et al. 2006). Insolaation vähenemisen ja suoaineistossa näkyvän kosteuden välillä on yhteys holoseenin aikana (Hughes et al. 2006). Itäisellä Newfoundlandissa, Bonavistan niemellä sijaitsevalla suolla, Nordan's Pond (Kuva 22), tapahtui kosteuden lisääntymisestä kertovia muutoksia mm. 7,5–6,95 ka, 6,8 ka, 5,7 ka, 5,2 ka, 4,9 ka, 4,4 ka, 4 ka, 3,1 ka, 2,5, ka, 2,05 ka ja 1,7 ka sitten (Kuva 23) (Hughes et al. 2006). Trinitynlahdella vaikuttivat n. 6,8 ka holoseenin ilmasto-optimin korkeimmat SST-arvot ja n. 6,3–5,8 ka välisenä aikana toiseksi korkeimmat SST-arvot. 37 Kuva 22. Nordan’s Pond –suo Bonavistan niemellä kattaa noin 2 km2 alueen (muokattu). Seidenkrantz et al. tekeillä. Bolton Fell -suo ja Walton -suo Britteinsaarten Cumbriassa ovat suuruudeltaan noin 0,4 km2 sekä 1,5 km2 (muokattu). Hughes et al. 2000. Noin 7,5–6,95 ka sitten Bonavistan niemellä oli kosteampaa ja / tai kylmempää. Noin 7,2 ka sitten alkaneen Trinitynlahden SST-näytesarjan tulokset osoittavat lämpötilan laskeneen alun jälkeen kunnes ne ovat nousseet huippuunsa n. 6,8 ka sitten. Tässä kummankin tutkimusalueen tulokset korreloivat muutaman sadan vuoden ajan luultavasti Agassizjääjärven makeanveden pulsseista johtuen ja nämä pulssit ovat päätyneet Labradorinmereen syvänveden muodostumisalueen läheisyydessä (Hughes et al. 2006). Trinitynlahden SST-arvojen lasku korreloi läheisen Bonavistan niemen suon kosteuden lisääntymisen ja / tai kylmenemisen kanssa n. 7,1–6,9 ka, n. 5,2 ka ja n. 4,9 ka sitten. Trinitynlahden SST-arvojen nousu korreloi Bonavistan niemen kosteuden laskun ja / tai lämpenemisen kanssa n. 4–3,5 ka sitten. Bonavistan niemen ja Trinitynlahden aineistoissa on korrelaatiota ilmaston kylmenemisen (tai kosteuden lisääntymisen) ja SST-arvojen laskemisen sekä ilmaston lämpenemisen (tai kosteuden vähenemisen) ja SST-arvojen nousun kanssa Trinitynlahden tutkimusajankohdan alusta n. 7,1 ka lähtien aina holoseenin siirtymävaiheen loppuun asti. Kun holoseenin alun jäätiköiden sulamisvedet eivät enää ole vaikuttaneet Newfoundlandin ilmastoon, on siihen vaikuttanut mahdollisesti kolme eri mekanismia: 1) auringon aktiivisuuden väheneminen on lisännyt kosmogeenistä nuklidituotantoa, joka puolestaan on lisännyt pilvien muodostumista ja sadetta. 2) Korkeiden leveysasteiden viileneminen 38 ja pohjoisten subtrooppisten syöksyvirtausten siirtyminen etelämmäksi on voinut lisätä pohjoistuulia ja se on työntänyt jäälauttoja Newfoundlandin vesialueelle sitä viilentäen. 3) On mahdollista, että jäävuoret Labradorin ja Newfoundlandin alueella ovat vähentäneet Labradorinmeren suolaisuutta ja vaikuttaneet syvänveden muodostukseen (Hughes et al. 2006). Trinitynlahden piileväanalyysin mukaan 7,2–5,2 ka välisenä aikana tiettyjä atlanttisia piileviä esiintyi runsaammin kuin holoseenin muina aikoina ja samanaikaisesti Norjan Atlantin virran lajia, Thalassiosira angulataa, esiintyy runsaammin kuin myöhemmin. Tämän perusteella Trinitynlahdella on vaikuttanut voimakkaampi Irmingerinvirta, joka kertoo AMOC:in voimistumisesta. Noin 5,2–4,1 ka sitten atlanttisten lajien määrät romahtivat mutta niiden määrät pysyivät aika vakaana, joten Labradorinmeren termohaliinikierto on todennäköisesti ollut katkeamatonta. Merijään piilevälajeja on ollut runsaasti ja Labradorinmeri on luultavasti vaikuttanut Golfvirtaan edelleen kylmentävästi. Noin 4,1–3,5 ka atlanttisten piilevien määrät kasvoivat ja kylmän veden sekä merijäälajit jäivät vähäisiksi. Kuva 23. Bonavistan Nordan’s Pond–suon kosteuden muutos n. 8,5–0 ka aikana (graafissa kosteus kasvaa ylöspäin). Kohdissa, joissa paksu musta viiva muuttuu katkoviivaksi, on näytesarjassa ollut ristiriitaisia tuloksia kosteuden rekonstruktiossa (muokattu). Hughes et al. 2006. 39 Bonavistan niemellä ilmasto lämpeni tai tapahtui kuivumista n. 3,4 ka sitten, tämä jatkui n. 350 vuoden ajan. Samaan aikaan IRD- ja 14C-arvot osoittavat kylmenemistä (Hughes et al. 2006). Trinitynlahdellakin SST-arvot ovat olleet keskiarvon alapuolella. Noin 6,6–4 ka aikana näkyy Bonavistan niemellä n. 433 vuoden pituisia toistuvia periodeja ja muuten 0–8,5 ka ajalla n. 1000 vuoden syklisyyttä (Hughes et al. 2006). Pohjois-Englannissa, Cumbriassa näkyy kahdella suoalueella n. 800 ja n. 1000 vuoden syklisyyttä (Bolton Fell- ja Walton-suo ) (Barber et al. 1994, Hughes et al. 2000). Trinitynlahdella näkyvä n. 800 vuoden syklisyys tutkimusajalla kertoo valtameren ja ilmaston välisestä vuorovaikutuksesta joka näkyy yhtälailla sekä terrestrisessä että mariinisessa aineistossa. 5.5. Valtameri-ilmakehä -vuorovaikutus Pohjois-Atlantilla holoseenin aikana -Trinitynlahden SST:n ja Grönlannin NGRIP-jäänäytesarjan 18O-arvojen vertailua Grönlannista kairattu NGRIP-jäätallenne (2,917 m) kattaa viimeiset 123 ka. Sen ajoituksessa on hyödynnetty GRIP-tallennetta ja 09marine-kronologiaa, isotooppeja (18O ja 15 N) ja vulkaanisia tapahtumia ECM- ja DEP- tallenteista sekä metaaniarvoja (K. Andersen et al. 2004). Kun sade tiivistyy, painavimmat veden isotoopit rikastuvat veteen (18O-konsentraatio kasvaa) ja ilman isotooppikonsentraatio kevenee (16O-konsentraatio kasvaa). Jäätallenteiden ajoituksessa käytettyä isotooppien 18O / 16O -suhdetta voidaan hyödyntää kun vertaillaan paleolämpötiloja eri sedimenttilähteistä (Kendall ja Caldwell 1998). Kuva 24. Grönlannin jäänäytteiden kairauspaikat (muokattu). K. Andersen et al. 2004. 40 Syvänmeren sedimenttien karbonaattikuoristen eliöiden 18O-konsentraatio ja globaali jään tilavuus ovat yhteydessä toisiinsa koska isotooppiarvoiltaa kevyt jää jäätiköillä on rikastunut 16O-isotoopista muodostaessaan 18O-isotooppia mereen (Grootes ja Stuiver 1997). Kuva 25. Grönlannin NGRIP-jäätallenteen happi-isotooppivaihtelu n. 7,2–1,2 ka sitten ja Trinitynlahden SST-arvojen yhtenevyydet NGRIP-jäätallenteeseen. Sinisellä katkoviivalla merkitty joitakin yhteneviä muutoksia. NOAA 2004. 41 Trinitynlahden SST-arvojen ja NGRIP 18O -arvoja vertailtiin meri-ilmakehä -vuorovaikutuksen selvittämiseksi. Trinitynlahden SST-arvojen sekä Grönlannin NGRIP-jäänäytesarjasta (Kuva 25) saatujen 18O -isotooppien aineistoissa näkyy selvästi lämpötilojen laskeva trendi. Muita yhteneväisyyksiä ovat esimerkiksi Trinitynlahden holoseenin ilmasto-optimin alun SST-arvojen nopea lasku ja hieman loivempi nousu n. 7,2 ka sitten. Eroavaisuutta on Trinitynlahden korkeimman SST-piikin n. 6,8 ka kohdalla, jolloin vastaavaa nousua ei näy jäänäytesarjan aineistossa. Trinitynlahden n. 6 ka ajoittuvan korkean SST-piikin aikana on jäänäytesarjan aineistossa kylmempi vaihe edeltävän ja sen jälkeen seuraavan korkeimman lämpötilapiikin välissä. Holoseenin siirtymävaiheen aikana Trinitynlahdella näkyvä n. 500 vuoden lämpötilanousu näkyy jäänäytesarjassa hieman lyhyempänä ajanjaksona mutta sen huippu on ajallisesti sama n. 3,7 ka sitten. Neoglasiaalisen myöhäisholoseenin aikana kummassakin aineistossa on alhaisimmat lämpötilat Trinitynlahdella 1,6 ka 1,4 ka 1,3 ka ja Grönlannissa 1,8 ka 1,7 ka ja 1,5–1,6 ka sitten (Kuva 25). Trinitynlahden tulokset vastaavat NGRIP-jäätallenteen tuloksia hyvin holoseenin siirtymävaihetta lukuunottamatta ja siten kertovat ilmakehän ja valtameren kiinteästä vuorovaikutuksesta holoseenin aikana. 6. JOHTOPÄÄTÖKSET Työssä tutkittiin ensimmäistä kertaa kvantitatiivisia pintameriveden lämpötiloja (SST) keski- ja myöhäisholoseenin aikana n. 7200–1200 vuotta sitten Newfoundlandin Trinitynlahdella, lounaisella Labradorinmerellä Meriveden pintalämpötilarekonstruktio osoittaa lämpötilavaihtelua 9,7 °C:n ja 4,4 °C:n välillä. Tulokset osoittavat sekä jyrkkiä että maltillisempia muutoksia. Kokonaisuudessaan rekonstruktio osoittaa viilenemistrendiä, joka liittyy insolaation pienenemiseen holoseenin aikana. SST-rekonstruktio osoittaa gradientiltaan 0,1–0,7 °C:n syklisyyttä n. 800 vuoden pituisissa jaksoissa. Aineistoissa havaittiin myös lyhyempi, n. 400 vuotta pitkä sykli, joka ei ole kuitenkaan tilastollisesti merkittävä. Syklisyys liittyy arktisten vesien vaikutukseen ja mahdollisesti AMOC:in vaihteluun. 42 Rekonstruktio voidaan jakaa kolmeen ajanjaksoon, joissa SST vaihtelee keskiarvon 6,5 °C:n ylä- ja alapuolilla. Holoseenin alku Trinitynlahdella (n. 7,2–5,1 ka) oli Labradorinmeren syvänveden muodostumisen alkua ja samalla termohaliinisen kierron voimistumista Pohjois-Atlantilla. Rekonstruktion korkeimpien SST-arvojen perusteella n. 6,79 ka sitten (9,7 °C) ja n. 5,32 ka sitten (8,6 °C) voi tämän ajanjakson 7,2–5,1 ka olettaa edustavan holoseenin ilmasto-optimia Trinitynlahdella. Golfvirta toi Trinitynlahdelle lämmintä merivettä mutta sulavat jäätiköt, Laurentide ja Grönlannin jäätikkö, tuottivat runsaasti makeaa kylmää vettä Labradorinmerelle ja tämä hidasti termohaliinista kiertoa holoseenin ilmasto-optimin aikana. SST-voimakkaisiin muutoksiin ilmasto-optimin aikana ovat saattaneet vaikuttaa myös muutokset auringon aktiivisuudessa. Holoseenin siirtymävaiheen (n. 5,1–3,5 ka) ensimmäiset n. 1000 vuotta olivat kylmät. Trinitynlahden aineistossa näkyvä n. 800 vuoden syklisyys on mahdollisesti samaa syklisyyttä, jota näkyy myös Pohjois-Atlantin virran vaikutusalueella Britteinsaarilla ja tämä osoittaa Labradorinmeren vaikutuksesta Golfvirtaan. Noin 4–3,5 ka sitten lämpötilojen nousu Trinitynlahden aineistossa on mahdollisesti 4,2 ka–tapahtuma, joka johtui globaalista lämpenemisestä. Neoglasiaalinen myöhäisholoseeni alkoi Trinitynlahdella holoseenin siirtymävaiheen lämpimän jakson jälkeisellä jyrkällä viilenemisellä n. 3,5 ka sitten. Noin 1,2 ka alkanut lämpeneminen voi indikoida Keskiajan lämpöanomalian alkua. SST-arvot tutkimusajankohtana osoittavat viilenemistrendiä, joka liittyy insolaation pienenemiseen holoseenin aikana. Grönlannin jäänäytesarjan ja muiden tutkimusten perusteella tämä Trinitynlahden sedimenteistä tehty tutkimus tukee useita tässä mainittujen tutkimusten tuloksia. 7. KIITOKSET Kiitos ohjaajalleni dosentti Arto Miettiselle, Norsk Polarinstitutt, kärsivällisestä ohjaamistyöstä sekä mahdollisuudesta tehdä tämä pioneeritutkimus. Kiitos Dmitry Divinelle, 43 Norsk Polarinstitutt, Redfit-spektristä. Kiitos paljon professori Veli-Pekka Saloselle ripeästä tarkastustyöstä sekä korjausehdotuksista. Kiitos laboratoriomestari Tuija Vaahtojärvelle laboratorioavusta sekä mukavista keskusteluhetkistä. LÄHDELUETTELO Alley, R. B. 2000. The Younger Dryas cold interval as viewed from central Greenland. Quaternary Science Reviews 19 (1-5), 213–226. Sivuilla vierailtu 5.4.2015. ftp://ftp.ncdc.noaa.gov/pub/data/paleo/icecore/greenland/summit/gisp2/isotopes/gisp2_temp_accum_alley2000.txt. AMOC. Sivuilla vierailtu 6.4.2015. http://www.jpl.nasa.gov/news/news.php?release=2010-101 Andrews, J. T., Smith, L. M., Preston, R., Cooper, T. ja Jennings, A. E. 1997. Spatial and temporal patterns of iceberg rafting (IRD) along the East Greenland margin, ca 68 N, over the last 14 cal ka. Journal of Quaternary Science 12, 1–13. Andersen, K. K., Azuma, N., Barnola, J. M., Bigler, M., Biscaye, P., Caillon, N., Chappellaz, N., Clausen, H. B. Dahl-Jensen, D., Fischer, H., Flückiger, J., Fritzsche, D., Fujii, Goto-Azuma, K., Grønvold, K, Gundestrup, N. S., Hansson, M., Huber, C., Hvidberg, C. S., Johnsen, S. J., Jonsell, U., Jouzel, J., Kipfstuhl, A. Landais, M. Leuenberger, R. Lorrain, V. Masson-Delmotte, V., Miller, H., Motoyama, H., Narita, H., Popp, T., Rasmussen, S. O., Raynaud, D., Rothlisberger, R., Ruth, U., Samyn, D., Schwander, J., Shoji, H., Siggard-Andersen, M.-L. Steffensen, J. P., Stocker, T., Sveinbjörnsdóttir, A. E., Svensson, A., Takata, M., J.-L. Tison, Th. Thorsteinsson, Watanabe, O., Wilhelms, F. ja White, J. W. C. 2004. High-resolution record of northern hemisphere climate extending into the last interglacial period. Nature, 431, 147–151. Andersen, C., Koç, N., Jennings, A. ja Andrews, J. T. 2004. Nonuniform response to the major surface currents in the Nordic Seas to insolation forcing: Implications for the Holocene climate variability. Paleoceanography 19, 1–16. Antonsson, K., Brooks, S. J., Seppä, H., Telford, R. J. ja Birks, H. J. 2006. Quantitative palaeotemperature records inferred from fossil pollen and chironomid assemblages from lake Gilltjarnen, northern central Sweden. JQS. Journal of Quaternary Science, 21 (8), 831–841. Barber, K. E., Chambers, F. M., Maddy, D., Stoneman, R. ja Brew, J. S. 1994. A sensitive highresolution record of late Holocene climatic change from a raised bog in northern England. Holocene, 4 (2), 198–205. Battarbee, R.W. Jones V.J., Flower R.J., Cameron N.G. 2001. Diatoms. Teoksessa: Smol, J.P., Birks, H.J.B. ja Last, W. M. (Toim.) Tracking environmental change using lake sediments. 3, terrestrial, algal and siliceous indicators. Kluwer Academic Publishers, Dortrecht, 371 s. Bauch, H., A., Erlenkeuser, H., Spielhagen, R., F., Struck, U., Matthiessen, J., Thiede, J. ja Heinemeier, J. 2001. A multiproxy reconstruction of the evolution of deep and surface waters in the sub-Arctic Nordic seas over the last 30000 years. Quaternary science review 20, 659–678. Berger, A. L. 1978. Long-term variations of caloric insolation resulting from the Earth’s orbital elements. Quaternary research 9, 139–167. Berner, K. S., Koç, N., Divine, D., Godtliebsen, F. ja Moros, M. 2008. A decadal-scale Holocene sea surface temperature record from the subpolar north Atlantic constructed using diatoms and statistics and its relation to other climate parameters. Paleoceanography, 23, PA 2210, 1–15. Berner, K. S., Koç, N., Godtliebsen, F. ja Divine, D. 2011. Holocene climate variability of the Norwegian Atlantic current during high and low solar insolation forcing. Paleoceanography, 26, PA 220, 1–15. Beta analytic, Radiocarbon dating. Marine radiocarbon reservoir effect. Sivuilla vierailtu 44 14.4.2015. http://www.radiocarbon.com/marine-reservoir-effect.htm. Bigg, G. R. 1996. The Oceans and Climate. Cambridge university press. 266 s. Birks, C. J. A. ja Koç, N. 2002. A high-resolution diatom record of late-Quaternary sea-surface temperatures and oceanographic conditions from the eastern Norwegian sea. Boreas 31, 323– 344. Birks, H. J. B. 1995: Quantitative palaeoenvironmental reconstructions. In Maddy, D. ja Brew, J. S. (Toim.) Statistical Modelling of Quaternary Science Data. Quaternary Research Association, Cambridge.Technical Guide 5, 161–254. Birks, H. J. B. 1998: D. G. Frey and E. S. Deevey Review #1. Numerical tools in palaeolimnology - Progress, potentialities and problems. Journal of Paleolimnology 20, 307–332. Boessenkool, K. P., Hall, I. R., Eldenfield, H. ja Yashayaev, I. 2006. North Atlantic climate and deep-ocean flow speed changes during the last 230 years, Geophysical research letters 34 (13), 1–6. Bond, G., Kromer, B., Beer, J., Muscheler, R., Evans, M. N., Showers, S., Hoffmann, S., LottiBond, R.,Hajdas, I. ja and Bonani, G. 2001. Persistent solar influence on north Atlantic climate during the Holocene. Science 7, 294 (5549), 2130–2136. Bond, G., Showers, W., Cheseby, M., Lotti, R., Almasi, P., Menocal, P. de, Cullen, H.,Hajdas, I. ja Bonani, G. 1997. A pervasive millennial-scale cycle in north Atlantic Holocene and glacial climates. Science, 278, 1257–1266. Booth, R. K., Jackson, S. T., Forman, S. L., Kutzbach, J. E., Bettis, E. A., Kreigs, J. ja Wright, D. K. 2005. A severe centennial-scale drought in midcontinental North America 4200 years ago and apparent global linkages. Holocene, 15 (3), 321–328. Bryan, F. 1986. High-latitude salinity effects and interhemispheric thermohaline circulations. Nature 323, 301–304. Bryant, E. 1997. Climate process and change. Cambridge university press. 209 s. Buch, E. 1994. A monograph on the physical oceanography of the Greenland waters. Royal Danish Adminisration of Navigation and Hydrography, Copenhagen, Denmark, 405 s. Came, R. E., Oppo, D. W. ja McManus, J. F. 2007. Amplitude and timing of temperature and salinity variability in the subpolar north Atlantic over the past 10 k.y. Geology 35 (4), 315– 318. Chapman, M. R. ja Shackleton, N. J. 2000. Evidence of 550-year and 1000-year cyclicities in North Atlantic circulation patterns during the Holocene. Holocene, 10 (3), 287–291. Cook, J. Woods Hole Oceanographic Institution. Sivuilla vierailtu 13.5.2015. http://www.nature.com/nature/journal/v435/n7045/images/4351006a-i2.0.jpg. Crosta, X. 2011. Marine diatoms in polar and sub-polar environments and their application to Late Pleistocene paleoclimate reconstruction. Earth and Environmental Science, 14, 1–16. Crucifix, M., Loutre, M. F., Tulkens, P., Fichefet, T. ja Berger, A. 2002. Climate evolution during the Holocene; a study with an earth system model of intermediate complexity. Climate Dynamics, 19 (1), 43–60. Dansgaard, W., White, J. W. C. ja Johnsen, S. J. 1989. The abrupt termination of the younger dryas climate event. Nature, 339 (6225), 532–534. Dickson, R. R., Yashayaev, I., Meincke, J., Turrel, B., Dye, S. ja Holfort, J. 2002. Rapid freshening of the deep north Atlantic ocean over the past four decades, Nature 416, 832–837. Drinkwater, K. F. 1996. Atmospheric and oceanic variability in the Northwest Atlantic during the 1980s and early 1990s. Journal of Northwest Atlantic fishery science 18, 77–97. Dyke, A., S. 2004. An outline of North American Deglaciation with emphasis on central and northern Canada. 1–36. Dyke, A.S., Moore, A., Roberson, L., 2003. Deglaciation of North America. Geological Survey of Canada Open File Report 1574 (CD ROM). Encyclopaedia Britannica. Icebergs. Sivuilla vierailtu 15.4.2015. http://global.britannica.com/EBchecked/topic/1398435/ice-rafted-debris Gibb, O. T., Hillaire-Marcel, C. ja Vernal, A. de. 2014. Oceanographic regimes in the northwest Labrador Sea since marine isotope stage 3 based on dinocyst and stable isotope proxy records. Quaternary Science Reviews, 92, 269–279. Grootes, P. M. ja Stuiver, M. 1997. Oxygen 18/16 variability in Greenland snow and ice with 10- 45 3 to 105-year time resolution. Journal of geophysical research 102, C12, 26,455–26,470. Guyard, H., St-Onge, G., Pienitz, R., Francus, P., Zolitschka, B., Clarke, G. K. C., Hausmann, S., Salonen, V.-P., Lajeunesse, P., Ledoux, G. ja Lamothe, M. 2011. New insights into late pleistocene glacial and postglacial history of northernmost Ungava (Canada) from Pingualuit crater lake sediments. Quaternary Science Reviews, 30 (27-28), 3892–3907. Hall, I. R., Bianchi, G. G. ja Evans, J. R. 2004. Centennial to millenial scale Holocene climatedeep water linkage in the North Atlantic. Quaternary science rewiews 23 (14), 1529–1536. Hays, J. D., Imbrie, J. ja Shackleton, N. J. 1976. Variations in the Earth’s orbit: Pacemaker of the ice ages. Science 194, 1121–1132. Hillaire-Marcel, C.,Vernal, A. de, Bilodeau, G. ja Weaver, A. J. 2001. Absence of deep-water formation in the Labrador sea during the last interglacial period. Nature 410, 1073–1077. Horne, A.J. ja Goldman, C.R. 1994. Limnology. 2. laitos. McGraw-Hill, Inc, New York, 576 s. Hughes, P. D. M., Blundell, A., Charman, D. J., Bartlett, S., Daniell, J. R. G., Wojatschke, A. ja Chambers, F. M. 2006. An 8500 cal. year multi-proxy climate record from a bog in eastern Newfoundland; contributions of meltwater discharge and solar forcing. Quaternary Science Reviews, 25 (11-12), 1208–1227. Hughes, P. D. M., Mauquoy, D., Barber, K. E. ja Langdon, P. G. 2000. Mire-development pathways and palaeoclimatic records from a full Holocene peat archive at Walton moss, Cumbria, England. The Holocene, 10 (4), 465–479. Imbrie, J., Hays, J. D., Martinson, D. G., McIntyre, A., Mix, A. C.,Morley, J. J., Pisias, N. G., Prell, W. L. ja Shackleton, N. J. 1984. The orbital theory of pleistocene climate: support from a revised chronology of the marine δ18O record, in: Milankokovitch and climate, osa 1, (Toim. Berger, A. L. et al.). D. Reidel, Norwell, Mass. 269–305. Imbrie, J. ja Kipp, N. G. 1971. A new micropaleontological method for quantitative paleoclimatology: Application to a Late Pleistocene Caribbean core, in the late Cenozoic glacial ages. (Toim. Turekian, K.) Yale university press, New Haven, 71–181. Jennings, A., Knudsen, K. L., Hald, M., Hansen, V. ja Andrews, J. T. 2002. A mid-Holocene shift in Arctic sea-ice variability on the East Greenland shelf. Holocene 12, 49–58. Jessen, A. C., Solignac, S., Nœrgaard-Pedersen, Mikkelsen, N., Kuijpers, A. ja Seidenkrantz, M.S. 2011. Exotic pollen as an indicator of variable atmospheric circulation over the Labrador Sea region during the mid to late Holocene. Journal of Quaternary Science, 26 (3), 286–296. Johnsen, S. J., Dahl-Jensen, D., Gunderstrup, N., Steffensen, J. P., Clausen, H. B., Miller, H., Masson-Delmotte, V., Sveinbjörnsdottir, A. E. ja White, J. 2001. Oxygen isotope and palaeotemperature records from six Greenland ice-core stations: Camp Century, Dye-3, GRIP, GISP2, Renland and North GRIP, Journal of quaternary science 16 (4), 299–307. Justwan, A., Koç, N., ja Jennings, A. E. 2008. Evolution of the irminger and east icelandic current systems through the holocene, revealed by diatom-based sea surface temperature reconstructions. Quaternary Science Reviews, 27 (15–16), 1571–1582. Kaplan, M. R. ja Wolfe, A. P. 2006. Spatial and temporal variability of Holocene temperature in the North Atlantic region. Quaternary research 65, 223–231. Keigwin, L. D. ja Pickart, R. S. 1999. Slope water current over the Laurentian fan on interannual to millenial time scales. Science 286, 520–523. Keigwin, L. D., Sachs, J. P. ja Rosenthal, Y. 2003. A 1600-year history of the Labrador current off Nova Scotia. Climate dynamics 21, 53–62. Kendall, C. ja Caldwell, E. A. 1998. Kappale 2: Fundamentals in Isotope Geochemistry. Teoksessa: Kendall, C. ja McDonnell, J. J. Mc. (Toim.) Isotope Tracers in Catchment Hydrology. Elsevier Science B.V., Amsterdam. 51–86. Sivuilla vierailtu 2.5.2015. http://wwwrcamnl.wr.usgs.gov/isoig/isopubs/itchch2.html#2.2.1 Knudsen, K. L., Jiang, H., Jansen, E., Eiriksson, J., Heinemeier, J. ja Seidenkrantz, M. S. 2004. Environmental changes off north iceland during the deglaciation and the holocene; foraminifera, diatoms and stable isotopes. Marine Micropaleontology, 50 (3-4), 273–305. Knudsen, K. L., Søndergaard, M. K. B., Eiríksson, J. ja Jiang, H. 2008. Holocene thermal maximum off North Iceland: Evidence from benthic and planktonic foraminifera in the 8600–5200 cal year BP time slice. Marine Micropaleontology 67 (1-2), 120–142. Kollmeyer, R. C., McGill, D. A. ja Corwin, N. 1967. Oceanography of the Labrador Sea in the 46 vicinity of Hudson Strait in 1965. U. S. Coast Guard Oceanographic Report, CG373-12, 92 s. Krümmel, O. 1907. Handbuch der ozeanographie. 2. painos. (Toim.) Engelhorn, J. Stuttgart, 554 s. Levac, E. ja Vernal, A. de 1997. Postglacial changes of terrestrial and marine environments along the Labrador coast: Palynological evidence from cores 91-045-005 and 91-045-006, Cartwright Saddle. Canadian Journal of Earth Sciences 34, 1358–1365. Levac, E., Vernal, A. de ja Blake, W. J. 2001. Sea-surface conditions in northernmost Baffin Bay during the Holocene: palynological evidence. Journal of Quaternary Science 16, 353–363. Lilly, J. M., Rhinesa, P. B., Schottb, F., Lavenderc, K., Lazierd, J., Sendb, U. ja D’Asaroa, E. 2003. Observations of the Labrador Sea eddy field. Progress in oceanography 59 (1), 75–176. Mann, M.E., Zhang, Z., Rutherford, S., Bradley R.S., Hughes, M.K., Shindell, D. Ammann, C., Faluvegi, G., Ni, F., 2009. Global signatures and dynamical origins of the Little Ice Age and Medieval Climate Anomaly. Science 326, 1256–1260. Marotzke, J. ja Willebrand, J. 1990. Multiple equilibria of the global thermohaline circulation. Journal of physical oceanography 21, 1372–1385. Mayewski, P. A., Rohling, E. E., Stager, C. J., Karlen, W., Maasch, K. A., Meeker, L. D., Meyerson, E. A., Gasse, F., van Kreveld, S., Holmgren, K., Lee-Thorp, J., Rosqvist, G., Rack, F., Staubwasser, M., Schneider, R. R. ja Steig, E. J. 2004. Holocene climate variability. Quaternary Research, 62 (3), 243–255. Miettinen, A., Divine, D., Koç, N., Godtliebsen, F. ja Hall, I. R. 2012. Multicentennial variability of the sea surface temperature gradient across the subpolar north Atlantic over the last 2.8 kyr. Journal of climate, 4205–4219. Miettinen, A., Koç, N., Divine, D., Jennings, A., Husum, K ja Godtliebsen, F. Exceptionally warm oceanic temperatures on the SE Greenland shelf during the Medieval Climate Anomaly. Quaternary Science Reviews. Painossa. Miettinen, A., Koç, N., Hall, I. R., Godtliebsen, F. ja Divine, D. 2011. North Atlantic sea surface temperatures and their relation to the north Atlantic oscillation during the last 230 years. Climate Dynamics, 36 (3-4), 533–543. Miller, K. R., Chapman, M. R., Andrews, J. E. ja Koç, N. 2011. Diatom phytoplankton response to Holocene climate change in the subpolar north Atlantic. Global and Planetary Change, 79 (3-4), 214–225. Missouri university of science and technology. Periodic vs quasiperiodic motion. Sivuilla vierailtu 15.4.2015. http://web.mst.edu/~vojtat/class_5413/chapter6/quasiperiodic.jpg Moros, M., Jensen, K. G. ja Kuijpers, A. (2006). Mid- to late-holocene hydrological and climatic variability in Disko Bugt, central west Greenland. Holocene, 16 (3), 357–367. Negre, C., Zahn, R., Thomas, A. L., Masque, P., Henderson, G. M., Martinez-Mendez, G. ja Mas, J. L. 2010. Reversed flow of atlantic deep water during the last glacial maximumPaleoceanography. Sivuilla vierailtu 4.4.15. http://www.ncdc.noaa.gov/data-access/paleoclimatologydata/datasets/paleoceanography. NOAA. Miller, K. R. ja Chapman, M. R. 2013. Holocene climate variability reflected in diatomderived sea surface temperature records from the subpolar north Atlantic. Holocene 23 (6), 882–887. NOAA. North Greenland Ice Core Project members. 2004. North GRIP - 50-year averaged oxygen isotope data. north Greenland ice core project oxygen isotope data. IGBP PAGES/World data center for paleoclimatology. data contribution series # 2004-059. NOAA/NGDC Paleoclimatology Program, Boulder CO, USA. Sivuilla vierailtu 28.4.2015. https://www.ncdc.noaa.gov/cdo/f?p=535:9:0::::: NOAA. Paleo Slide Set: The Ice Ages. Graphic of Earth’s orbit. Sivuilla vierailtu 4.4.2015. http://www.ncdc.noaa.gov/paleo/slides/slideset/11/11_183_slide.html. NOAA. Redfit, Paleoclimatology. Sivuilla vierailtu 28.4.2015. http://www.ncdc.noaa.gov/paleo/softlib/redfit/redfit.html. Nørgaard-Pedersen, N. ja Mikkelsen, N. 2009. 8000 years marine record of climate variability and fjord dynamics from southern Greenland. Marine Geology, 264 (3-4), 177–189. Oxford university. Radiocarbon webinfo. Sivuilla vierailtu 14.1.2015. http://c14.arch.ox.ac.uk/embed.php?File=calibration.html. 47 Pearce, C., Seidenkrantz, M.-S., Kuijpers, A.,Massé, G., Reynisson, N. F. ja Kristiansen, S. M. 2013. Ocean lead at the termination of the Younger Dryas cold spell. Nature communications, 1–6. Pickart, R. S., Straneo, F. ja Moore, G. W. K. 2003. Is Labrador Sea water formed in the Irminger basin? Deep-Sea Research I, 50, 23–52. Rach, O., Brauer. A., Wilkes, H. ja Sachse, D. 2014. Delayed hydrological response to Greenland coolong at the onset of the Younger Dryas in western Europe. Nature Geoscience 7, 109–113. Ramsey, C. B. 2014. OxCal 4.2 manual. Sivuilla vierailtu 21.1.2015. http://c14.arch.ox.ac.uk/oxcalhelp/hlp_contents.html. Reimer, P. J., Baillie, M. G. L., Bard, E., Bayliss, A., Beck, J. W., Blackwell, P. G., Bronk Ramsey, C., Buck, C. E., Burr, G. S., Edwards, R. L., Friedrich, M., Grootes, P. M., Guilderson, T. P., Hajdas, I., Heaton, T. J., Hogg, A. G., Hughen, K. A., Kaiser, K. F., Kromer, B., McCormac, F. G., Manning, S. W., Reimer, R. W., Richards, D. A., Southon, J. R., Talamo, S., Turney, C. S. M., van der Plicht, J., Weyhenmeyer, C.E. 2009. Intcal09 and marine09 radiocarbon age calibration curves, 0–50000 years cal bp. Radiocarbon 51, 1111–1150. Renssen, H., Seppä, H., Crosta, X., Goosse, H. ja Roche, D.M. 2012. Global characterization of the Holocene thermal maximum. Quaternary science reviews 48, 7–19. Roest, W. R. ja Srivastava, S. P. 1989. Sea-floor spreading in the Labrador sea: A new reconstruction. Geology 17, 1000–1003. Sawada, M., Gajewski, K., Vernal, A. de ja Richard, P. 1999. Comparison of marine and terrestrial Holocene climates in eastern North America. The Holocene 9, 267–278. Schrader, H. J. ja Gersonde, R. 1978. Diatoms and silicoflagellates. Micropaleontological counting methods and techniques: an exercise on an eight meters section of the lower Pliocene of Capo Rosselloitch and Utrecht Micropaleontological Bulletin 17, 129–176. Sicre, M.-A., Weckström, K., Seidenkrantz, M.-S., Kuijpers, A., Benetti, M., Masse, G., Ezat, U., Schmidt, S., Bouloubassi, I. Olsen, J. Khodri, M. ja Mignot, J. 2014. Labrador current variability over the last 2000 years. Earth and Planetary Science Letters, 400, 26–32. Seidenkrantz, M.-S., Aagaard-Sørensen, S., Møller, H. S., Kuijpers, A., Jensen, K. G. ja Kunzendorf, H. 2007. Hydrography and climatic change during the last 4400 years in Ameralik fjord, sw Greenland. The Holocene 17 (3), 387–401. Seidenkrantz, M.-S., Kuijpers, A. ja Troelstra, S. R. 2007. Akademik Ioffe′23-28, September 2007 cruise, cruise report. 1–4 s. Seidenkrantz, M.-S., Roncaglia, L., Fischel, A., Heilmann-Clausen, C., Kuijpers, A. ja Moros, M. 2008. Variable North Atlantic climate seesaw patterns documented by a late Holocene marine record from Disko Bugt, west Greenland. Marine micropaleontology 68, 66–83. Seidenkrantz, M.-S., et al. Kuva Newfoundlandin painovoimakairauspaikasta G 06. Seppä, H., Bjune, A. E., Telford, R. J., Birks, H. J. ja Veski, S. 2009. Last nine-thousand years of temperature variability in northern Europe. Climate of the Past, 5 (3), 523–535. Solignac, S., Seidenkrantz, M-S., Jessen, C., Kuijpers, A., Gunvald, A. K. ja Olsen J. 2011. LateHolocene sea-surface conditions offshore Newfoundland based on dinoflagellate cysts. The Holocene, 21 (4), 539–552. Solignac, S., de Vernal, A. ja Hillaire-Marcel, C. 2004. Holocene sea-surface conditions in the North Atlantic–contrasted trends and regimes in the western and eastern sectors (Labrador Sea vs. Iceland Basin). Quaternary Science Reviews, 23, 319–334. Stoermer, E.F. ja Smol, J.P. 1999. Applications and uses of diatoms: Prologue. Teoksessa: Eugene F. Stoermer ja John P. Smol (Toim.)The Diatoms: Application for the Environmental and Earth Sciences. University Press, Cambridge, 469 s. ter Braak, C. J. F. ja Juggins, S. 1993. Weighted averaging partial least squares regression (WAPLS): an improved method for reconstructing environmental variables from species assemblages. Hydrobiologia 269–270 (1), 485–502. Toggweiler, J. R. ja Key, R. M. 2014. Ocean circulation: thermohaline circulation. Carbon dioxide information analysis center US department of energy, office science, 1–9. Vernal, A. de ja Hillaire-Marcel, C. 2006. Provincialism in trends and high frequency changes in the northwest north Atlantic during the Holocene. Global and planetary change 54 (3-4), 263– 290. 48 Wunsch, C. 2000. On sharp spectral lines in the climate record and the millennial peak. Paleoceanography, 15 (4), 417–424. Wunsch, C. 2002. What is the thermohaline circulation. Science 298, 1179–1178. Yashayaev, I. 2007. Hydrographic changes in the Labrador sea, 1960-2005. Progress in Oceanography, 73 (3-4), 242–276. Yashayaev, I., Holliday, N. P., Bersch, M. ja Aken, H. M. van. 2008. The history of the Labrador sea water: production, spreading, transformation and loss. Teoksessa: R. R. Dickson et al. (Toim.) Arctic-subarctic ocean fluxes, 569–612. LIITE Results for model: Model 02 Model name Description Model type Date : : : : Model 02 Model 02 Weighted Averaging Partial Least Squares 14 januar, 2015: 19:33:33 Species data Environmental data Environmental variable : : : diatom % dataset SST dataset 184 Aug Temp# Total number of samples : Number of samples in model : Total number of variables : Number of variables in model: 184 184 52 52 Fossil data : Total number of samples : Total number of variables : Number of variables in model: Diatom % 111 52 52 Model performance # Id Component 1 Component 2 Component 3 Component 4 Component 5 1 RMSE 1,0733 0,89204 0,82248 0,80124 0,78128 2 R2 0,92848 0,9506 0,958 0,96014 0,9621 3 Ave_Bias 1,8946e-015 -9,2390e-015 8,5137e-014 -5,9173e-013 4,3384e-012 4 Max_Bias 1,4922 0,92998 0,55921 0,59831 0,57841
© Copyright 2024