GISS Surface Temperature Analysis (GISTEMP v4) -giugno 2021

L’aggiornamento mensile relativo all’analisi della temperatura superficiale GISTEMP di giugno è stato pubblicato. L’anomalia della temperatura media globale per giugno 2021 è stata di 0,85°C sopra la media di giugno 1951-1980.Il mese è stato il 3° giugno più caldo a livello globale degli ultimi 142 anni .

Questi gli ultimi 3 mesi di giugno più caldi:
*2020: +0,92°C /media1951-1980
*2019: +0.91
*2021: +0.85

Giugno 2021 e 2019,secondo i dati nasagiss, risultano essere i mesi di giugno più caldi mai registrati nell’emisfero settentrionale (periodo 1880-2021), entrambi con una deviazione di +1,2°C dalla media 1951-1980.

Per quanto riguarda l ‘emisfero australe, giugno 2021 non è stato un mese eccezionale.Il mese ha registrato una modesta anomalia di +0,5°C /media1951-1980, in parte dovuta all’effetto di raffreddamento post-Niña e in parte a condizioni particolarmente fredde presenti sul continente antartico

https://data.giss.nasa.gov/gistemp/

Africa ITCZ Monitoring – Climate Prediction Center, itcz 2° decade mese di luglio 2021

La zona di di Convergenza Intertropicale (ITCZ) conosciuta anche come Fronte Intertropicale o Zona di Convergenza Equatoriale, è una fascia di bassa pressione che avvolge la Terra all’Equatore . L’ITCZ rappresenta l’equatore climatico che fluttua intorno a quello astronomico in base ad una cadenza stagionale. Questa fascia atmosferica, ove convergono gli alisei, è semipermanente e caratterizzata da debole circolazione ed elevati valori di temperatura e umidità. Ad essa è associata una zona interessata da abbondanti precipitazioni (c.d. tropical rain belt). L’ITCZ costituisce, infatti, uno dei principali meccanismi attraverso i quali si formano le precipitazioni in Africa ed è la zona di convergenza al suolo di grandi masse di aria tropicali (i c.d. trade winds provenienti da sud est e da nord est) che, sotto l’azione di moti convettivi, risalgono verso l’alto. In altri termini, essa è formata da correnti verticali ascendenti di aria calda ed umida provenienti dalle latitudini al di sopra e al di sotto dell’equatore. Il suo spostamento meridionale dipende dall’insolazione (radiazione solare) in superficie, più o meno intensa a seconda delle stagioni. Ciò conferisce la nota caratteristica bimodale al regime delle precipitazioni nell’Africa equatoriale, con due stagioni delle piogge che la attraversano. Generalmente, il movimento dell’ITCZ provoca una stagione secca (dry season) ed una più umida (wet season) lungo il continente africano. Nella zona di convergenza intertropicale, inoltre deve essere tenuta in considerazione la circolazione zonale definita dall’azione della Cella di Hadley ), che rappresenta una componente atmosferica di macroscala e di cui è in parte costituito il sistema di distribuzione/regolazione del calore e dell’umidità sulla Terra. Per descrivere i circuiti atmosferici che trasferiscono calore dalle basse alle alte latitudini sono stati, infatti, ideati alcuni modelli detti celle, tra i quali la cella di Hadley è il più semplice e rende conto del trasferimento di calore dall’Equatore a latitudini di circa 30° Nord e Sud. La gran quantità di energia solare che quotidianamente giunge all’Equatore riscalda enormi masse d’aria che si dilatano e si sollevano, portando un’abbondante quantità di vapore. In quota, la colonna d’aria inizia a raffreddarsi dando origine a corpi nuvolosi alti 15-20 km. Il vapore si condensa: le piogge torrenziali, brevi e quotidiane, sono tipiche dei climi caldo-umidi dove crescono le foreste pluviali. L’aria in quota, ormai secca, si sposta versi i Tropici, e giunta a circa 30° di latitudine scende. Scendendo verso il suolo, l’aria secca si comprime e si scalda. Ciò causa un clima molto secco e, infatti, le aree desertiche si trovano a queste latitudini. Successivamente, l’aria è richiamata verso l’Equatore dal riscaldamento che ha luogo nelle zone equatoriali: inverte la direzione di spostamento e torna da dove era partita. I venti costanti a bassa quota che spirano dai Tropici all’Equatore si caricano di umidità; così, il ciclo ricomincia. La cella di Hadley è un moto convettivo che non si interrompe mai. Perciò, nella fascia compresa tra i Tropici, le condizioni climatiche e meteorologiche sono costanti:
• fra il Tropico del Cancro e l’Equatore, il clima è sempre caldo e arido;
• intorno all’Equatore, il clima è sempre caldo-umido con piogge giornaliere;
• fra l’Equatore e il Tropico del Capricorno il clima è sempre caldo e arido.
Le regioni comprese all’interno della zona di convergenza intertropicale ricevono precipitazioni per più di 200 mm in un anno.

Il clima delle regioni tropicali è dominato da tale meccanismo con un periodo che va da Ottobre a Marzo, durante il quale l’area delle precipitazioni è posizionata nell’emisfero australe (raggiungendo approssimativamente il Tropico del Capricorno come suo limite meridionale), mentre da Aprile a Settembre, viceversa, l’area delle precipitazioni si sposta nell’emisfero boreale avendo, stavolta, come suo confine settentrionale il Tropico del Cancro.

Nella regione tropicale, il regime di precipitazioni tende ad essere influenzato, oltre che dalla migrazione dell’ITCZ, anche dall’esistenza di complesse caratteristiche topografiche e dalla presenza di grandi corpi d’acqua, come ad esempio il Lago Vittoria. La conseguenza di questo è ravvisabile in un elevato grado di variabilità spaziale e temporale del clima regionale (Ogallo, 1989). La sub-regione può, dunque, essere suddivisa in tre settori, a seconda dell’inizio e della fine del periodo delle piogge: Sud, Equatoriale e Nord. Il settore meridionale, comprendente la zona centrale e a sud della Tanzania, subisce un regime unimodale di precipitazioni, con piogge che hanno luogo tra Dicembre ed Aprile. Il settore equatoriale, in cui sono comprese le zone a nord della Tanzania, il Kenya, l’Uganda, la parte sud e l’estremità orientale dell’Etiopia, il sud del Sudan e metà zona meridionale della Somalia, subisce, generalmente, un regime di precipitazioni bimodale (Figura 18), in concomitanza della migrazione nord sud dell’ITCZ. La stagione delle “lunghe piogge” (long rains) va da Marzo a Maggio (MAM), mentre la stagione secondaria delle “piogge brevi” (short rains) si estende lungo i mesi tra Ottobre e Dicembre (OND). Le “short rains” hanno luogo quando la ITCZ migra verso sud ed è localizzata sulla zona meridionale del Lago Tanganyika; al contrario, le “long rains” si hanno quando l’ITCZ muove nuovamente verso nord, collocandosi sopra la parte nord del Lago Vittoria. Questa stagione si accompagna normalmente a forti piogge e a temporali. L’ITCZ apporta precipitazioni sull’Africa Orientale approssimativamente un mese dopo che l’orbita del Sole e il piano dell’equatore coincidono; poiché al di sopra di quest’ultimo il Sole vi passa due volte l’anno, le zone in prossimità dell’equatore subiscono, di conseguenza, un regime bimodale di precipitazioni, come descritto. Le piogge arrivano, generalmente, con i venti provenienti da nordest, che hanno origine nell’Oceano Indiano (Ogallo, 1988; Mutai et al., 1998). Ancora più a nord, compreso il limite settentrionale dell’Uganda, le piogge brevi tendono ad anticipare il loro picco massimo nel mese di Agosto. Secondo le osservazioni di alcuni (Jameson e McCallum, 1970, p. 14), nel nord dell’Uganda, il periodo compreso tra la fine delle lunghe piogge e l’inizio di quelle brevi è molto breve e, pertanto, le due stagioni di precipitazione sono “sufficientemente vicine da costituire una stagione singola per ogni finalità pratica”. Alcune località sono, in realtà, caratterizzate da una distribuzione unimodale delle precipitazioni, con scarse piogge durante il resto dell’anno come, ad esempio la località di Kitgum, che presenta un regime di precipitazioni fortemente unimodale, con piogge che hanno il loro picco nel mese di Agosto (J. Phillips e B. McIntyre, Int. J. Climatol. 20: p. 173 Fig. 1, 2000). Nel settore Nord, infine, ossia le zone centrali e settentrionali dell’Etiopia, l’Eritrea, Djibouti, e parte della zona a nord del Sudan, la stagione delle piogge maggiore ha luogo tra i mesi di Giugno e Settembre, ma poche aree ricevono un picco secondario da Marzo a Maggio

Migrazione Stagionale dell’ITCZ nel mese di gennaio

Migrazione Stagionale dell’ITCZ nel mese di luglio

Figura 1 Schema generale di circolazione atmosferica. A causa del più alto rapporto insolazione/superficie, dalla zona equatoriale si solleva aria calda leggera e umida che, giunta in alta quota, per la bassa temperatura lascia ricadere abbondanti piogge. La dilatazione e il sollevamento dell’aria calda provoca un regime di basse pressioni che risucchia aria dai bordi della fascia tropicale con la formazione dei venti superficiali detti Alisei. In quota il ciclo si chiude con trasferimento di aria fredda e secca lontano dall’Equatore e questa aria ridiscende creando un regime di alta pressione a cavallo dei Tropici (23.5 °N e 23.5 °S). Queste due celle intertropicali vengono dette di Hadley. La discesa di aria densa ai margini dei Tropici innesca due altre celle di convezione, a Nord e a Sud, dette di Ferrel, caratterizzate da venti superficiali, diretti in direzione opposta agli Alisei, e venti in quota che convergono verso i Tropici, con risalita di aria umida ma già fredda verso l’alta quota: non si hanno usualmente forti precipitazioni ma si instaura un regime di basse pressioni ai limiti dei circoli polari artico e antartico con migrazione di aria molto fredda dai due Poli.

Dal 10 al 20 luglio, l’ITF, nella parte orientale, ha fatto registrare un significativo spostamento verso nord rispetto alla precedente posizione riscontrata durante la precedente decade di luglio.Questo può spiegare le precipitazioni inferiori alla media osservate in Senegal e in Mali. La porzione orientale (20E-35E) dell’ITF è stata localizzata approssimativamente a 18.5N, molto più a nord rispetto alla posizione media climatologica di 16.3N e decisamente più a nord rispetto alla precedente decade di quasi 2.5 gradi. Questa posizione può aiutare a spiegare l’aumento delle precipitazioni e le inondazioni segnalate sul Ciad, Sudan, Eritrea e Etiopia settentrionale. La figura 1 mostra l’attuale posizione dell’ITF rispetto alla posizione media a lungo termine durante la 2° decade di luglio e la sua posizione precedente durante la 1° decade di luglio. Le figure 2 e 3 sono serie temporali che illustrano rispettivamente i valori latitudinali delle porzioni occidentale e orientale dell’ITF, e le loro evoluzioni stagionali dall’inizio di aprile 2021.

Fonte: https://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/international/itf/itcz.shtml

Il 28 luglio 2021 è previsto un grande evento di fusione sulla calotta glaciale della Groenlandia. Massa persa stimata da MAR-GFS a – 12 GT/giorno molto vicino ai precedenti record del 12 luglio 2012 e del 30 luglio 2019. Da confermare nei prossimi giorni…

https://www.climato.uliege.be/cms/c_4471902/en/climato

Terminato il periodo  di accumulo che si verifica principalmente nel periodo settembre 2021 – maggio 2022, inizia il periodo di ablazione . Periodo che coincide con l estate boreale e che copre un periodo di 3 mesi :1°giugno 2021-31 agosto 2021.

Processi di ablazione

Con il termine “ablazione” si fa riferimento a tutti i processi in grado di provocare perdite di massa a carico di neve e ghiaccio. Sono inclusi quindi: i) ablazione eolica, ) valanghe di ghiaccio (dry calving), ) distacco di icebergs in acqua (iceberg calving), ) fusione seguita da deflusso, v) evaporazione e sublimazione. L’erosione eolica è già stata discussa a proposito dei processi di redistribuzione della neve. In alcune aree, come ad esempio lungo i margini delle calotte polari soggetti a forti venti catabatici, essa può rimuovere importanti quantità di neve. Il dry calving interessa i ghiacciai che terminano a monte di ripidi pendii, dalla cui fronte si staccano blocchi di ghiaccio. Può inoltre avvenire al margine di ghiacciai polari, che normalmente presentano una fronte ripida. L’iceberg calving avviene per distacco di blocchi di ghiaccio dalla fronte di ghiacciai che terminano in acqua. La fusione, l’evaporazione e la sublimazione sono i tre processi di passaggio dell’acqua dallo stato solido allo stato liquido, dallo stato liquido allo stato gassoso, e dallo stato solido allo stato gassoso, rispettivamente. Le perdite di massa attribuibili a questi tre processi possono avvenire sia in
superficie, sia all’interno delle cavità al di sotto di essa (in questo caso si parla di “ablazione interna”,Ambach, 1955). La fusione è il processo di ablazione dominante su gran parte dei ghiacciai, dove la temperature supera il punto di fusione per almeno una parte dell’anno. La sublimazione domina invece su ghiacciai collocati su aree fredde continentali,
 come le Dry Valleys antartiche, dove l’aria è molto secca. Fusione, evaporazione e sublimazione richiedono input di energia, che possono provenire da fonti diverse. L’ablazione attraverso questi tre processi avviene quando il bilancio energetico in superficie diventa positivo e dopo che il ghiaccio è stato portato alla temperatura di fusione (Dingman, 1994). L’acqua di fusione che percola tende a ricongelare se le temperature all’interno del manto nevoso sono sotto il punto di congelamento. Questo processo comporta il rilascio di calore latente (334 Jg1 ). Nel caso continui la fusione in superficie, gli strati interessati da percolazione vengono gradualmente portati a condizioni di isotermia a 0°C. Parte dell’acqua di fusione prodotta è trattenuta dal manto nevoso stesso, normalmente tra il 3-5% del peso anche se alcuni studi hanno evidenziato valori massimi di ritenzione pari al 25% del peso (Gray e Male, 1981; De Quervain, 1948). Input aggiuntivi di energia oltre tale condizione comportano la percolazione di acqua di fusione sul terreno. Quando l’intensità della fusione raggiunge il suo massimo, il 20% o più del peso del manto è costituito da acqua, gran parte della quale è in transito sotto l’effetto della forza di gravità. Ad alta quota e sui ghiacciai delle medie latitudini il flusso energetico disponibile per la fusione è dominato dalla radiazione ad onda corta (radiazione solare). Poiché la radiazione ad onda corta gioca un ruolo dominante nel bilancio energetico, la copertura nuvolosa e l’albedo della superficie sono cruciali nel determinare la quantità di energia che è assorbita e che si rende disponibile per la fusione. L’albedo varia in funzione della dimensione dei grani, della loro forma, della densità, del contenuto in acqua liquida della neve, della copertura nuvolosa, dell’angolo di incidenza dei raggi solari, della rugosità e della concentrazione di impurità alla superficie. Assume valori massimi attorno a 0.9 in caso di neve fresca asciutta, 0.6 per neve umida a grani piccoli, 0.45 per neve umida a grani grossi, fino a raggiungere valori attorno a 0.3 in caso di neve satura d’acqua e ricca di impurità in superficie. Su ghiaccio di ghiacciaio assume valori attorno a 0.35, anche se può scendere sotto lo 0.1 in caso di ghiaccio molto sporco e ricoperto da limo. L’albedo del firn è inferiore a quello della neve stagionale e varia a seconda dell’età, a causa del progressivo accumularsi di impurità sulla superficie e dell’accrescimento dei diametro dei cristalli (Gray e Male, 1981; Oerlemans 2000, 2001). A differenza di quanto avviene per la radiazione solare, la quantità di radiazione ad onda lunga riflessa dalla neve e dal ghiaccio è trascurabile e praticamente tutta viene assorbita. Normalmente però il flusso ad onda lunga rappresenta una perdita di energia dal ghiacciaio poiché la quantità emessa è superiore rispetto a quella assorbita. La radiazione termica in arrivo è quella emessa da ozono, anidride carbonica e soprattutto dal vapore acqueo (81% del totale): il flusso di radiazione a onda lunga in entrata varia quindi in funzione soprattutto della quantità e temperatura del vapore acqueo atmosferico, mentre il flusso in uscita è relativamente costante in condizioni di fusione. Normalmente negativo dunque, il bilancio della radiazione termica sul ghiacciaio diventa positivo in condizioni di avvezione di aria caldo-umida, con cielo coperto, alta umidità relativa ed elevate temperature. 30 Gli scambi turbolenti di calore sensibile e calore latente possono essere rilevanti, soprattutto in inverno o in estate in condizioni di alta temperatura e ampia variabilità spaziale della velocità del vento. Il flusso di energia è determinato dai rispettivi gradienti di temperatura e umidità. Questi scambi energetici sono di secondaria importanza se confrontati con i termini radiativi, ma giocano spesso un ruolo rilevante nel determinare l’intensità della fusione. L’importanza dei termini dipendenti dalla temperatura dell’aria, rispetto ai termini radiativi del bilancio energetico, è inversamente proporzionale alla quota. La temperatura dell’aria sulle superfici glaciali presenta un comportamento particolare, non assimilabile a quanto avviene nella libera atmosfera. Poiché le superfici di ghiaccio e neve non possono superare gli 0°C, esercitano un effetto raffreddante sulla massa d’aria soprastante nel caso in cui essa sia a temperature positive. L’aria così raffreddata, più densa, si muove verso valle lungo la direzione della massima pendenza e origina il cosiddetto “vento di ghiacciaio”. L’effetto raffreddante aumenta lungo il percorso della massa d’aria verso il basso, e il risultato finale è duplice: i) la temperatura dell’aria sopra i ghiacciai è più bassa rispetto a quella della libera atmosfera a parità di quota, ii) il gradiente termico verticale è fortemente ridotto rispetto alla libera atmosfera (Greuell e Smeets, 2001). Il flusso energetico proveniente dal terreno è una componente trascurabile nel bilancio energetico, se confrontato con le componenti radiative e turbolente. La fusione prodotta da questo flusso è irrilevante su brevi periodi di tempo, ma può essere significativa a livello stagionale, specie se si è in presenza di manti nevosi con temperatura prossima a 0°C. Il flusso di energia dal terreno può essere sensibilmente alterato dalla presenza di permafrost, terreno congelato o ghiaccio di ghiacciaio alla base del manto nevoso (Woo et al., 1982; Oerlemans, 2001; Hock, 2005). I flussi energetici apportati dalle precipitazioni piovose sono di ridotta portata e dipendono dalla temperatura della precipitazione stessa; generalmente si tratta di energia fornita alla superficie del ghiacciaio, che si trova a zero gradi, per raffreddamento di pioggia a temperatura superiore. L’entità della variazione di energia all’interno di manti nevosi spessi e dei ghiacciai è generalmente trascurabile rispetto agli scambi energetici tra superficie e atmosfera, eccezion fatta per il flusso di calore latente derivante dalla percolazione di acqua di fusione, in grado di elevare la temperatura interna del manto nevoso in modo sensibile all’inizio della stagione di ablazione. Quando in superficie c’è ghiaccio, l’unico processo è la conduzione molecolare; in presenza di neve o firn, invece, si ha anche convezione per moto di aria intergranulare che trasporta calore e vapor d’acqua. I flussi energetici sono molto ridotti, ma influiscono sul metamorfismo dei cristalli di neve.

Secondo il centro meteorologico danese DMI, non esiste una definizione convenzionale per quanto riguarda l’inizio della stagione di fusione o della stagione di ablazione (quando la perdita di ghiaccio per fusione supera costantemente il guadagno di ghiaccio dalle nevicate)per cui sono state sviluppate opportune definizioni delle soglie:

Inizio della stagione di fusione: il primo giorno di un periodo di almeno tre giorni consecutivi in cui più del 5% dello strato di ghiaccio è soggetto a fusione. Si identifica un processo di fusione, quando in un qualsiasi luogo della groenlandia, il tasso di fusione è maggiore di 1 mm/giorno.
Inizio della stagione di ablazione: Il primo giorno di un periodo di almeno tre giorni consecutivi in cui il bilancio di massa superficiale (SMB) è negativo e inferiore a -1 Gt/giorno (1 Gt è un miliardo di tonnellate e corrisponde a 1 chilometro cubo di acqua).

.La calotta glaciale della Groenlandia tende ad evolvere nel corso dell’anno con il mutare delle condizioni meteorologiche  . Le precipitazioni  favoriscono un aumento di massa della calotta glaciale, mentre condizioni climatiche più calde favoriscono una maggiore fusione, con conseguente perdita di massa. Con il termine bilancio di massa superficiale si intende il guadagno e la perdita di massa superficiale  della calotta glaciale -ad eccezione della massa che si perde  attraverso il distacco di iceberg  che avviene dai ghiacciai di sbocco  i quali poi sciolgono quando vengono a contatto con l’acqua del mare più calda. I cerchi neri sulla mappa corrispondono alle stazioni meteorologiche PROMICE istituite per monitorare i processi di scioglimento. Da notare che i cerchi  presenti sulla mappa risultano leggermente spostati rispetto alla loro effettiva posizione per poter essere meglio distinguibili. Nella versione grande della mappa sono contrassegnati con piccoli punti che identificano  le loro posizioni reali. Cliccando sul cerchio di colore magenta, vengono mostrate le misure del deflusso che avviene dal fiume Watson che si trova vicino a Kangerlussuaq. Il fiume drena circa 12000 km2 di ghiaccio proveniente dall’entroterra.  Di seguito il grafico relativo al bilancio di massa riscontrato nel  giorno 24/07/2021 (in mm di acqua equivalente) rispetto alla media giornaliera del periodo 1981-2010.
 Il grafico sotto la mappa mostra il contributo totale giornaliero  derivante da tutte le stazioni meteorologiche   presenti sulla calotta glaciale.
Il bilancio di massa serve a misurare  le variazioni di massa della calotta glaciale sulla base della differenza tra la massa accumulata con le precipitazioni nevose invernali e primaverili e la massa persa per la fusione di neve e ghiaccio (ablazione) nella stagione estiva. La curva blu mostra il bilancio di massa superficiale della stagione in corso misurato in gigatonnellate ( Una gigatonnellata (Gt) equivale a un miliardo di tonnellate di acqua).La curva grigio scuro mostra il valore medio del periodo 1981-2010 mentre la banda grigio chiaro mostra la deviazione standard di 30 anni basata sulla media trentennale ( 1981-2010).

Il grafico che viene mostrato di seguito, illustra l’entità dei guadagni e delle perdite totali di massa della calotta glaciale avvenuti a  partire dal 1° settembre  rispetto al periodo climatologico 1981-2010 . Non è inclusa la massa che viene persa quando dai ghiacciai di sbocco si staccano gli iceberg e si sciolgono quando entrano in contatto con l’acqua del mare più calda.
Il bilancio di massa serve a misurare  le variazioni di massa che avvengono sulla calotta glaciale sulla base della differenza tra la massa accumulata con le precipitazioni nevose invernali e primaverili e la massa persa per la fusione di neve e ghiaccio (ablazione) nella stagione estiva. Tenendo il mouse sopra i cerchi neri, si possono visualizzare le osservazioni meteorologiche del giorno relative alle stazioni meteorologiche che sono utilizzate per monitorare i processi di fusione. Cliccando sul cerchio magenta, vengono mostrate le misurazioni del deflusso del fiume Watson vicino a Kangerlussuaq. Il fiume drena circa 12000 km2 di ghiaccio interno.
La curva blu mostra la stagione in corso, mentre la curva rossa mostra l’andamento della stagione 2011-12, quando il livello di fusione risultò estremamente elevato.

La linea grigio scuro mostra la media del periodo 1981-2010.

La fascia grigio chiaro mostra le variazioni che avvengono da un anno all’altro. Per ogni giorno  la fascia mostra la deviazione standard di 30 anni basata sulla media trentennale ( 1981-2010),  ma con i valori  giornalieri minimi e massimi  non riportati.

Il modello su cui si basano “Variazione giornaliera” e “Accumulato”.

Le cifre si basano in parte su osservazioni fatte da stazioni meteorologiche sulla calotta glaciale e in parte sul modello meteorologico di ricerca del DMI per la Groenlandia, Hirlam-Newsnow, e dal 1° luglio 2017 il modello meteorologico HARMONIE-AROME. Questi dati sono utilizzati in un modello che può calcolare le quantità totali di ghiaccio e neve. Le nevicate, lo scioglimento della neve e del ghiaccio nudo, il ricongelamento dell’acqua di fusione e la neve che evapora senza sciogliersi prima (sublimazione) sono tutti presi in considerazione in questo modello.

Il modello è stato migliorato nel 2014 per tenere conto del fatto che parte dell’acqua di fusione si ricongela nella neve, e di nuovo nel 2015 per tenere conto anche della bassa riflessione della luce solare sul ghiaccio nudo rispetto alla neve. Infine, è stato nuovamente aggiornato nel 2017 con una rappresentazione più avanzata della percolazione e del ricongelamento dell’acqua di fusione. Allo stesso tempo, abbiamo esteso il periodo di riferimento al 1981-2010. L’aggiornamento significa che le nuove mappe, figure e grafici si discosteranno dagli esempi precedenti che possono essere visti nei rapporti delle stagioni precedenti. Tutto ciò che appare su questa pagina, tuttavia, è calcolato utilizzando lo stesso modello, in modo che tutti i grafici e i valori siano direttamente comparabili.

I dati delle stazioni meteorologiche possono mancare a causa di problemi con gli strumenti o le trasmissioni via satellite se la potenza della batteria ad energia solare è bassa o se la stazione meteorologica è coperta dalla neve o, nel peggiore dei casi, si è ribaltata

Per saperne di più http://promice.org/home.html

La cartina mostra in quale parte della calotta glaciale della Groenlandia si è verificato il fenomeno della fusione nel corso del giorno precedente.(24/07/2021La curva sotto la cartina, mostra quanto grande è la percentuale dell’area totale dello strato di ghiaccio, in cui si è verificato lo scioglimento. La curva blu mostra l’estensione dello scioglimento in questo anno, mentre la curva grigio scuro traccia il valore medio nel periodo 1981-2010. La fascia grigio chiaro mostra le differenze da un anno all’altro. Per ogni giorno di calendario, la fascia mostra il range nei 30 anni (nel periodo 1981-2010), con i valori più bassi e più alti di ogni giorno che vengono omessi.Si noti, quando si confronta con il bilancio di massa superficiale sotto “Cambiamento giornaliero”, che lo scioglimento può avvenire senza perdita di massa superficiale, poiché l’acqua di fusione può ricongelare nella neve sottostante. Allo stesso modo, la perdita di massa superficiale può avvenire senza fusione a causa della sublimazione.( passaggio da stato solido a stato gassoso)

Date      MeltArea(%)
20210101    0.000 %
20210102    0.000 %
20210103    0.000 %
20210104    0.000 %
20210105    0.000 %
20210106    0.000 %
20210107    0.049 %
20210108    0.088 %
20210109    0.000 %
20210110    0.000 %
20210111    0.000 %
20210112    0.000 %
20210113    0.002 %
20210114    0.000 %
20210115    0.000 %
20210116    0.000 %
20210117    0.000 %
20210118    0.000 %
20210119    0.000 %
20210120    0.000 %
20210121    0.000 %
20210122    0.000 %
20210123    0.000 %
20210124    0.000 %
20210125    0.000 %
20210126    0.000 %
20210127    0.002 %
20210128    0.000 %
20210129    0.008 %
20210130    0.003 %
20210131    0.000 %
20210201    0.002 %
20210202    0.013 %
20210203    0.000 %
20210204    0.002 %
20210205    0.002 %
20210206    0.002 %
20210207    0.002 %
20210208    0.002 %
20210209    0.000 %
20210210    0.000 %
20210211    0.000 %
20210212    0.000 %
20210213    0.000 %
20210214    0.000 %
20210215    0.000 %
20210216    0.002 %
20210217    0.000 %
20210218    0.002 %
20210219    0.014 %
20210220    0.002 %
20210221    0.005 %
20210222    0.000 %
20210223    0.000 %
20210224    0.000 %
20210225    0.000 %
20210226    0.000 %
20210227    0.000 %
20210228    0.000 %
20210301    0.000 %
20210302    0.000 %
20210303    0.002 %
20210304    0.036 %
20210305    0.123 %
20210306    0.009 %
20210307    0.041 %
20210308    0.005 %
20210309    0.000 %
20210310    0.000 %
20210311    0.000 %
20210312    0.000 %
20210313    0.000 %
20210314    0.000 %
20210315    0.000 %
20210316    0.013 %
20210317    0.037 %
20210318    0.259 %
20210319    0.010 %
20210320    0.012 %
20210321    0.015 %
20210322    0.000 %
20210323    0.000 %
20210324    0.000 %
20210325    0.000 %
20210326    0.000 %
20210327    0.000 %
20210328    0.000 %
20210329    0.000 %
20210330    0.002 %
20210331    0.063 %
20210401    0.134 %
20210402    0.493 %
20210403    0.675 %
20210404    0.744 %
20210405    0.666 %
20210406    0.666 %
20210407    0.529 %
20210408    0.307 %
20210409    0.273 %
20210410    0.349 %
20210411    0.251 %
20210412    0.164 %
20210413    0.330 %
20210414    0.226 %
20210415    0.062 %
20210416    0.024 %
20210417    0.026 %
20210418    0.007 %
20210419    0.009 %
20210420    0.024 %
20210421    0.046 %
20210422    0.082 %
20210423    0.196 %
20210424    0.979 %
20210425    1.976 %
20210426    3.083 %
20210427    3.625 %
20210428    3.421 %
20210429    3.299 %
20210430    3.333 %
20210501    2.983 %
20210502    2.205 %
20210503    1.755 %
20210504    1.669 %
20210505    1.605 %
20210506    1.240 %
20210507    0.582 %
20210508    0.768 %
20210509    0.826 %
20210510    0.831 %
20210511    0.840 %
20210512    0.741 %
20210513    0.881 %
20210514    1.000 %
20210515    1.133 %
20210516    1.173 %
20210517    1.172 %
20210518    1.056 %
20210519    1.225 %
20210520    1.351 %
20210521    1.395 %
20210522    1.614 %
20210523    1.705 %
20210524    1.688 %
20210525    2.170 %
20210526    4.354 %
20210527    8.003 %
20210528    9.500 %
20210529   10.189 %
20210530   10.491 %
20210531   10.341 %
20210601   10.413 %
20210602   10.495 %
20210603   10.517 %
20210604   10.554 %
20210605   12.063 %
20210606   13.708 %
20210607   14.254 %
20210608   14.581 %
20210609   14.741 %
20210610   14.553 %
20210611   14.680 %
20210612   14.645 %
20210613   13.846 %
20210614   13.663 %
20210615   13.570 %
20210616   13.667 %
20210617   13.310 %
20210618   13.233 %
20210619   14.072 %
20210620   15.145 %
20210621   15.139 %
20210622   15.219 %
20210623   16.396 %
20210624   28.084 %
20210625   32.377 %
20210626   33.187 %
20210627   33.957 %
20210628   35.030 %
20210629   35.979 %
20210630   35.433 %
20210701   32.831 %
20210702   33.652 %
20210703   36.305 %
20210704   36.968 %
20210705   37.719 %
20210706   37.066 %
20210707   35.856 %
20210708   30.000 %
20210709   31.451 %
20210710   31.359 %
20210711   37.504 %
20210712   39.978 %
20210713   41.346 %
20210714   42.096 %
20210715   42.686 %
20210716   39.492 %
20210717   41.721 %
20210718   42.849 %
20210719   50.622 %
20210720   48.148 %
20210721   48.501 %
20210722   45.677 %
20210723   45.868 %
20210724   45.128 %

http://ensemblesrt3.dmi.dk/data/prudence/temp/PLA/PP_GSMB/GSMB_MELTA.txt

Il bilancio di massa superficiale e altri prodotti ottenuti dal modello climatico regionale HIRHAM5 del DMI, come mostrato nella pagina del bilancio di massa superficiale giornaliero, sono liberamente disponibili per scopi di ricerca dal dipartimento di ricerca del DMI. Una selezione di variabili per il periodo ERA-Interim e le simulazioni future guidate da EC-Earth possono essere scaricate qui. http://prudence.dmi.dk/data/temp/RUM/HIRHAM/GREENLAND/

Queste simulazioni sono documentate nelle pubblicazioni scientifiche di Langen et al. (2017) e Mottram et al. (2017).

Le condizioni della calotta glaciale e del ghiaccio marino nell’Artico sono influenzate dalle condizioni atmosferiche. Il vento è la principale forza  responsabile del movimento del ghiaccio. Il vento che soffia sulla superficie superiore del ghiaccio marino provoca una forza di trascinamento sulla superficie del ghiaccio e  ne provoca la deriva .L’entità della forza dipende dalla velocità del vento e dalle caratteristiche della superficie del ghiaccio marino.   Una superficie di ghiaccio ruvido è influenzata maggiormente dal vento rispetto ad una superficie liscia . La temperatura determina, tra l’altro, anche la quantità di ghiaccio che potrebbe sciogliersi. I processi che influenzano la crescita e lo scioglimento del ghiaccio marino sono chiamati termodinamici. Quando la temperatura dell’oceano raggiunge il punto di congelamento dell’acqua salata (-1,8 gradi Celsius), il ghiaccio comincia a crescere. Quando la temperatura sale sopra il punto di congelamento, il ghiaccio comincia a sciogliersi.
In realtà, però, la quantità e i tassi di crescita e di scioglimento dipendono dal modo in cui il calore viene scambiato all’interno del ghiaccio marino, così come tra la parte superiore e inferiore del ghiaccio. Di seguito il grafico relativo all anomalia delle temperature rispetto ai valori medi del periodo 2004-2013, oltre alle attuali condizioni del vento riscontrate nel periodo : 20 luglio – 24 luglio 2021

Le condizioni della calotta glaciale e del ghiaccio marino nell’Artico sono influenzate dalle condizioni atmosferiche. Il vento è la principale forza  responsabile del movimento del ghiaccio. Il vento che soffia sulla superficie superiore del ghiaccio marino provoca una forza di trascinamento sulla superficie del ghiaccio e ne provoca la deriva . L’entità della forza dipende dalla velocità del vento e dalle caratteristiche della superficie del ghiaccio marino.  Una superficie di ghiaccio ruvido è influenzata maggiormente dal vento rispetto ad una superficie liscia .La temperatura determina La temperatura determina, per esempio, la quantità di ghiaccio che si scioglie. I processi che influenzano la crescita e lo scioglimento del ghiaccio marino sono chiamati termodinamici. Quando la temperatura dell’oceano raggiunge il punto di congelamento dell’acqua salata (-1,8 gradi Celsius), il ghiaccio comincia a crescere. Quando la temperatura sale sopra il punto di congelamento, il ghiaccio comincia a sciogliersi.
In realtà, però, la quantità e i tassi di crescita e di scioglimento dipendono dal modo in cui il calore viene scambiato all’interno del ghiaccio marino, così come tra la parte superiore e inferiore del ghiaccio. Di seguito il grafico che illustra le temperature (in C°) oltre che alle condizioni attuali del vento: 
20 luglio- 24 luglio 2021

Anomalia delle precipitazioni

Il grafico illustra quante precipitazioni sono cadute al giorno in relazione ai valori medi durante il periodo 2004-2013. Le precipitazioni portano ad un aumento della massa dello strato di ghiaccio. Periodo preso in esame: 20 luglio-24 luglio 2021. In aggiunta, viene mostrato l’indice NAO. Si tratta di una misura della forza dei venti occidentali nell’Atlantico settentrionale. Quando l’indice è negativo, il flusso dei venti occidentali risulta   meno teso e più ondulato, aumentando le probabilità che il flusso d’aria più temperata  proveniente dalle medie e basse latitudini sia trasportato verso la Groenlandia meridionale.

La NAO influenza il clima di tutto il bacino Atlantico e controlla la variabilità climatica dalla costa orientale degli Stati Uniti alla Siberia, dall’ Artico all’Atlantico subtropicale. Rappresenta un’oscillazione, a larga-scala, di masse atmosferiche con centri d’ azione l’Islanda e l’Atlantico subtropicale, centrato sull’Azzorre. Nonostante sia un fenomeno presente tutto l’anno, l’ampiezza dell’oscillazione è molto pronunciata durante la stagione invernale. La NAO determina le variazioni sia delle temperature superficiali che delle precipitazioni. La NAO, presenta una fase positiva e una negativa, rappresentate in Fig. 2, anche se vi possono essere fasi che riprendono caratteristiche dell’uno e dell’altro tipo. La fase positiva, è causata da una diminuzione della media della pressione sul circolo polare Artico, questo provoca il rinforzo delle alte pressioni subtropicali, instaurando una forte differenza di pressione tra i due campi barici. L’interazione tra questi sistemi di pressione tra loro opposti determina il rinforzo dei venti occidentali che fluiscono alle medie latitudini dall’Atlantico verso l’Europa. Questi venti occidentali responsabili dello scambio termico tra Nord America, Oceano Atlantico settentrionale ed Europa non mantengono sempre la stessa latitudine ma risentono dei sistemi barici, spingendosi periodicamente molto più a sud o più a nord del normale. Nella fase positiva, poiché nell’emisfero nord l’aria fluisce in senso orario intorno a zone di alta pressione e in senso antiorario in zone a bassa pressione, i venti occidentali, intensificati, fluiscono a latitudini più alte investendo la Groenlandia, l’Artico canadese. Come risultato si hanno inverni caldi e umidi in nord Europa mentre inverni asciutti nel sud Europa. La fase negativa, illustrata ancora in Fig. 2, è al contrario contraddistinta da un aumento della pressione sul circolo polare artico, dove di solito in inverno è posizionato il vortice polare, una zona di bassa pressione stazionaria. In questo modo è minima la differenza di pressione tra il circolo polare artico e le zone subtropicali, dove vi risiede una fascia di alte pressioni stabili (come il famoso anticiclone delle Azzorre). I venti occidentali provenienti dall’America si spingono a latitudini più basse, investono l’Europa meridionale portando aria umida sul Mediterraneo, mentre il Nord Europa e l’America Orientale sono interessate da inverni freddi e asciutti. La variabilità della NAO viene valutata con lo studio dei campi di pressione in termini di differenza, Namias (1980) ha definito un indice NAO ottenuto dalla differenza delle medie pressioni a livello del mare tra due stazioni situate nei centri d’azione, Akureyri in Islanda e Ponte Delgrada nell’Azzorre, Hurrell (1995-1996) invece scelse come stazioni Stykkisholmur in Islanda e Lisbona in Portogallo (Fig.3). L’indice Azzorre/Islanda è una semplificazione dell’originale indice NAO ideato da Walker nel 1920, nel quale incorporò la pressione, la temperatura dell’aria, la precipitazione di molte stazioni posizionate lungo la costa Atlantica. La consapevolezza che l’indice NAO poteva essere semplificato, considerando solamente differenze di pressione subtropicale e subpolare, fu suggerita da Namias nel 1980 che vide questo indice sempre come una descrizione della forza dei venti occidentali.L’indice NAO può essere determinato in diversi modi. Può, per esempio, essere rilevato direttamente dalle misurazioni della pressione dell’aria sull’Islanda e le Azzorre o Gibilterra. Le rianalisi, tuttavia, sono eseguite su una griglia, ed è quindi più accurato utilizzare una cosiddetta analisi EOF, che fornisce più o meno lo stesso risultato, anche se basato sulla distribuzione della pressione in tutta la regione atlantica.L’analisi delle EOFs, Empirical Orthogonal Functions in inglese ha come scopo il trovare un numero relativamente basso di variabili indipendenti, che trasmettono quanta più informazione originale possibile senza ridondanza, tramite una scomposizione di un segnale in
funzione di funzioni ortogonali determinate dai dati stessi (Yu, 2003). Questo strumento può essere usato per esplorare la struttura della variabilità di un campo in maniera obiettiva, e analizzare le relazioni entro un set di variabili. In sostanza, l’analisi usa un set di funzioni ortogonali (le EOFs, per l’appunto) per rappresentare un campo Z variabile nello spazio e nel tempo nel seguente modo:
Z(x, y, t) = X
N
k=1
P Ck(t) · EOFk(x, y) (1.1)
dove P Ck(t) rappresenta la componente principale, in parole povere la variabilità temporale del campo Z presa “singolarmente” dopo la scomposizione, di ordine k. EOFk(x, y), invece, è la funzione ortogonale empirica, chiamata
anche l’autovettore di ordine k, ed esprime la variabilità spaziale del campo. All’aumentare di k viene fornita sempre meno informazione originale in percentuale. Infatti, generalmente viene usato principalmente il primo termine della sommatoria, che esprime comunque gran parte della variabilità spaziale e temporale del campo

http://polarportal.dk/en/greenland/

Da dove provengono i dati che vengono mostrati?

Le cifre mostrate si basano sui dati provenienti dal centro europeo per le previsioni meteorologiche a medio raggio (ECMWF) modello di previsione IFS. L’ECMWF è il centro meteorologico europeo, che è un organismo congiunto istituito da diversi paesi europei. Tra le altre cose, l’ECMWF gestisce modelli meteorologici globali, da cui ogni paese può recuperare i dati per eseguire i propri modelli meteorologici locali.

Le anomalie (deviazioni dalla norma) sono calcolate in relazione alla rianalisi meteorologica di ECMWF, chiamata ERA-Interim. Una rianalisi è una revisione delle osservazioni e dei modelli meteorologici eseguita su un periodo storico che assicura una mappatura coerente dello stato dell’atmosfera nel tempo.

L’indice NAO presentato in questa pagina è calcolato dal Climate Prediction Center del NOAA/ National Weather Service, e il calcolo è descritto qui. https://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/daily_ao_index/history/method.shtml

I dati NAO giornalieri si ottengono qui. https://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/pna/daily.index.ascii

Albedo è un sostantivo femminile di origine latina che significa “bianchezza” ed esprime il coefficiente di riflettività della superficie di un corpo a una data lunghezza d’onda. Infatti, la radiazione elettromagnetica incidente su una superficie viene parzialmente riflessa dalla superficie stessa. Più specificamente, il coefficiente di riflettività (albedo) è il rapporto fra l’intensità (flusso di energia, espresso in Wm-2) della radiazione riflessa dalla superficie di un corpo e quella con cui esso è stato irraggiato (flusso incidente). Tale coefficiente è un rapporto tra due grandezze omogenee, pertanto è adimensionale, cioè è un numero privo di unità di misura. Il suo valore è compreso tra 0 e 1 e fornisce un’informazione sulla capacità riflettente della superficie: un corpo perfettamente riflettente ha albedo uguale a 1 (o del 100%) mentre un corpo completamente opaco ha albedo uguale a 0, ossia assorbe tutta la radiazione ricevuta.
In formule, chiamando α il coefficiente di riflettività, Rf il flusso di energia radiativa riflessa, Ri il flusso di energia radiativa incidente e λ la lunghezza d’onda della radiazione elettromagnetica:
La riflettività dipende dalla lunghezza d’onda della radiazione incidente (come espresso nella formula) e le misure di albedo sono definite in base a una particolare distribuzione spettrale della radiazione incidente. In meteorologia e nelle scienze del clima, le bande di radiazione per le quali si parla di albedo sono sostanzialmente due: quella del visibile, laddove la lunghezza d’onda della radiazione si estende tra circa 380 e 740 nm, e quella dell’infrarosso, con lunghezza d’onda tra circa 1 e 30 micron (per quanto riguarda la frazione emessa dalla Terra e dall’atmosfera).
Per la maggior parte degli oggetti riflettenti naturali (nubi, neve, ghiaccio, suolo, vegetazione, acqua, ecc.) l’albedo varia poco all’interno di ciascuna delle due precedenti bande. I valori di albedo caratteristici delle superfici sono stati stimati sperimentalmente (Arya, 2001), e si tenga presente che l’albedo dipende anche dall’inclinazione dei raggi solari rispetto alla superficie e quindi dall’ora del giorno. Ad esempio, nelle ore centrali della giornata l’albedo sulle superfici d’acqua è compreso nell’intervallo 0.03-0.10, mentre all’alba o al tramonto i suoi valori tipici sono compresi nell’intervallo 0.10-1.00. Per le superfici coperte da neve fresca l’albedo è compresa tra 0.45 e 0.95, mentre per la neve vecchia l’intervallo dei valori stimati di albedo è compreso nell’intervallo 0.40-0.70. La foresta decidua ha albedo caratteristica 0.10-0.20, mentre quella di conifere ha valori 0.05-0.15. L’albedo planetaria, quindi mediata su tutto il globo terrestre, è stimata pari a 0.3. Da un punto di vista globale, poiché l’ammontare della radiazione riflessa ha un impatto rilevante sul bilancio energetico terrestre, l’albedo è uno dei fattori più importanti che influenzano il clima.

Quanta luce viene riflessa dalla calotta glaciale della Groenlandia?

La quantità di luce che viene riflessa dallo strato di ghiaccio della Groenlandia è anche chiamata albedo.

La neve appena caduta è molto luminosa e riflette la maggior parte della luce del sole che la colpisce. La neve tende a perdere luminosità quando si riscalda o quando giace a terra da un po’ di tempo. Le aree più scure assorbono più energia dal sole, il che porta a un maggiore riscaldamento e scioglimento dei ghiacci. Le variazioni di riflettività sono quindi amplificate attraverso un ciclo di feedback positivo.

L’albedo permette di avere un indicatore molto utile per valutare gli effetti combinati: il guadagno di massa glaciale a causa delle nevicate e la perdita di massa glaciale a causa della fusione. Il ghiaccio che si scioglie è più scuro (ha un albedo più basso) perché il processo di fusione rende i cristalli di ghiaccio di forma più arrotondata, oltre a ciò l’acqua di fusione riduce anche la riflettività della neve e del ghiaccio.

Il grafico mostra quanta luce viene riflessa dallo strato di ghiaccio della Groenlandia – su base giornaliera. Questo è noto anche come albedo. Le aree chiare riflettono più luce solare delle aree più scure. Le aree scure vengono quindi riscaldate maggiormente rispetto a quelle chiare. Le aree rosse sulla mappa mostrano dove la superficie del ghiaccio è più scura del normale, mentre le aree di colore blu, segnalano dove la superficie del ghiaccio risulta più chiara del normale. La mappa è mostrata come una deviazione dalla media, cioè l’albedo medio misurato nel periodo 2000-2009 è stato rimosso. L’albedo è quindi un indicatore climatico estremamente sensibile. Il grafico mostrato di seguito si basa sulle misurazioni satellitari della NASA effettuate dal sensore MODIS, che misura la riflessione della luce solare dalla superficie. La mappa è aggiornata su base settimanale. Queste misurazioni non possono essere effettuate durante la stagione invernale a causa della mancanza di luce solare.

Date      SMB(Gt/day)  SMBacc(Gt)
20200901      0.707         0.7
20200902      0.181         0.9
20200903     -0.263         0.6
20200904      1.664         2.3
20200905      2.206         4.5
20200906      2.825         7.3
20200907      1.017         8.3
20200908      0.898         9.2
20200909      2.586        11.8
20200910      0.779        12.6
20200911      0.586        13.2
20200912      0.208        13.4
20200913      0.149        13.5
20200914      0.381        13.9
20200915      4.428        18.4
20200916      5.132        23.5
20200917      1.900        25.4
20200918      4.147        29.5
20200919      3.349        32.9
20200920      1.225        34.1
20200921      0.999        35.1
20200922      0.565        35.7
20200923      0.146        35.8
20200924      0.494        36.3
20200925      3.357        39.7
20200926      2.451        42.1
20200927      1.454        43.6
20200928      0.356        43.9
20200929      0.638        44.6
20200930      1.413        46.0
20201001      3.074        49.1
20201002      3.943        53.0
20201003      1.685        54.7
20201004      4.241        58.9
20201005      2.790        61.7
20201006      3.122        64.8
20201007      2.961        67.8
20201008      0.401        68.2
20201009      1.038        69.2
20201010      4.777        74.0
20201011      5.135        79.1
20201012      6.149        85.3
20201013      7.135        92.4
20201014      2.421        94.9
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20210609     -0.686       550.0
20210610     -0.466       549.6
20210611     -0.639       548.9
20210612     -1.057       547.9
20210613     -0.707       547.2
20210614     -0.508       546.7
20210615     -0.966       545.7
20210616     -1.040       544.7
20210617     -1.470       543.2
20210618     -1.679       541.5
20210619     -1.600       539.9
20210620     -0.315       539.6
20210621     -0.685       538.9
20210622     -2.091       536.8
20210623     -0.276       536.5
20210624      4.122       540.7
20210625      1.008       541.7
20210626      0.771       542.4
20210627     -1.791       540.6
20210628      1.884       542.5
20210629      2.315       544.8
20210630      0.425       545.3
20210701     -0.717       544.6
20210702      0.030       544.6
20210703     -0.720       543.9
20210704     -0.583       543.3
20210705     -0.195       543.1
20210706      0.289       543.4
20210707      1.746       545.1
20210708      1.774       546.9
20210709     -0.513       546.4
20210710     -2.727       543.7
20210711     -1.982       541.7
20210712     -2.871       538.8
20210713     -3.868       534.9
20210714      1.147       536.1
20210715     -2.581       533.5
20210716     -1.682       531.8
20210717     -2.283       529.5
20210718     -3.322       526.2
20210719     -2.796       523.4
20210720     -1.052       522.4
20210721     -2.519       519.8
20210722     -1.578       518.3
20210723     -3.519       514.7
20210724     -1.601       513.1

http://ensemblesrt3.dmi.dk/data/prudence/temp/PLA/PP_GSMB/

National Snow and Ice Data Center , aggiornamento ghiaccio marino artico

Alla data del 13 luglio, l’estensione del ghiaccio marino artico risultava essere appena al di sotto dell estensione estremamente bassa, raggiunta nel 2012, e molto vicina a quella del 2020, gli anni in cui si è registrata l’estensione minima più bassa e la seconda più bassa (a pari merito con il 2007) tra le estensioni registrate nella storia delle osservazioni satellitari eseguite tramite sensori passivi a microonde nel registro satellitare. Il Mare di Laptev è sostanzialmente privo di ghiaccio. Il ghiaccio pluriennale persiste in prossimità della costa dell’Alaska vicino a Utqiaġvik (ex Barrow), mentre una bassa pressione atmosferica persiste sull’Oceano Artico centrale, provocando un pronunciato movimento ciclonico (in senso antiorario) del ghiaccio.

Panoramica sulle condizioni

La perdita di ghiaccio marino, ha continuato ad un ritmo piuttosto sostenuto durante le prime due settimane di luglio. Il 13 luglio, l’estensione del ghiaccio marino artico, era di 7,95 milioni di chilometri quadrati (3,07 milioni di miglia quadrate). Questo è 1,98 milioni di chilometri quadrati (764.000 miglia quadrate) sotto la media del periodo 1981-2010. Questa estensione è anche appena al di sotto dell estensione del 2012 e molto vicino al 2020, rispettivamente gli anni con il minimo più basso e il secondo più basso (a pari merito con il 2007) nella documentazione satellitare. Il 13 luglio, l’area del Mare di Laptev, che ha iniziato a sciogliersi molto prima di quanto sia tipico per questo periodo dell’anno, era quasi completamente libera dal ghiaccio marino. La situazione è molto simile a quella dell’estate scorsa, che detiene il record per la più bassa estensione del ghiaccio marino nel Mare di Laptev in questo periodo dell’anno. La rotta del Mare del Nord lungo la costa russa, tuttavia, non è ancora priva di ghiaccio come mostrato dalle immagini dell’Advanced Microwave Scanning Radiometer 2 (AMSR-2) dell’Università di Brema (Figura 1b), una zona piuttosto estesa caratterizzata da un’alta concentrazione di ghiaccio, persiste a nord della penisola di Taymyr e a ovest delle isole Severnaya Zemlaya (il tradizionale “choke point”). Anche il passaggio a nord-ovest attraverso i canali dell’arcipelago artico canadese rimane bloccato a causa dei ghiacci.

Come descritto precedentemente, l estensione della banchisa artica viene monitorata tramite osservazioni satellitari .Satelliti che utilizzano particolari sensori. Di seguito una breve descrizione.

Con il termine sensore si intende un dispositivo elettronico in grado di rilevare l’energia elettromagnetica proveniente da una scena e di convertirla in informazione, registrandola e memorizzandola sotto forma di segnale elettrico. Una prima e fondamentale classificazione nell’ambito delle differenti modalità di Telerilevamento può essere fatta in base alle funzionalità del sensore utilizzato per la misura della radiazione elettromagnetica. Si distinguono, pertanto, le due seguenti tipologie di Telerilevamento:

  1. Telerilevamento passivo: il sensore è deputato al solo ricevimento della radiazione elettromagnetica emessa o riflessa dall’oggetto che si sta analizzando
  2. Telerilevamento attivo: il sensore emette la radiazione elettromagnetica e ne rileva, quindi, anche la frazione che viene riflessa dagli oggetti posti sulla superficie terrestre.

Sulla base di questa distinzione è analogamente possibile classificare i sensori per il Telerilevamento in attivi e passivi.
I sensori passivi, sono strumenti che rilevano la radiazione elettromagnetica riflessa, od emessa naturalmente, dagli oggetti in esame situati sulla superficie terrestre utilizzando fonti naturali, come, ad esempio, il Sole. I sistemi per il Telerilevamento passivo sono di due categorie
:
i sensori che operano nel visibile e nell’infrarosso vicino e medio, i quali raccolgono la radiazione elettromagnetica emessa dal Sole e riflessa dalla superficie terrestre.
i sensori che operano principalmente nell’infrarosso termico, i quali raccolgono le radiazioni emesse direttamente dalla superficie terrestre.
La misura dell’energia riflessa può avvenire solo quando il Sole illumina l’oggetto in osservazione e pertanto non di notte; la rilevazione dell’energia emessa, come nel caso dei sensori operanti nell’infrarosso termico, può essere invece effettuata sia di giorno che di notte. I sensori attivi, invece, rilevano la radiazione elettromagnetica riflessa da un oggetto irradiato da una fonte di energia generata artificialmente da loro stessi. La radiazione emessa raggiunge l’oggetto in osservazione e la sua frazione riflessa viene rilevata e misurata dal sensore, a seguito dell’interazione
con la superficie. I sistemi per il telerilevamento attivo si dividono in sistemi a scattering, quali il lidar, che operano nel visibile e nell’infrarosso, ed in sistemi radar che operano nel range delle microonde. Tra i principali vantaggi offerti dai sensori attivi vi è la possibilità di effettuare misure ad ogni ora del giorno e della notte e, nel caso dei radar, anche in ogni condizione meteorologica
.

La figura 1mostra l’estensione del ghiaccio marino artico per il 13 luglio 2021 che è stata di 7,95 milioni di chilometri quadrati (3,07 milioni di miglia quadrate). La linea arancione mostra l’estensione media registrata nel 1981-2010 per quel giorno.

La figura 1b mostra la concentrazione del ghiaccio marino artico sulla base dei dati provenienti dall’Advanced Microwave Scanning Radiometer 2 (AMSR2). I colori gialli indicano una concentrazione di ghiaccio marino del 75%, i viola scuri indicano una concentrazione di ghiaccio marino del 100%.

Fonte: Università di Brema

Le condizioni nel contesto

Una struttura di bassa pressione insolitamente forte in prossimità del Polo Nord, ha continuato a dominare la circolazione atmosferica media per i primi 12 giorni di luglio (Figura 2a). La pressione al centro del sistema era fino a 15 millibar sotto la media. Non è insolito vedere un tale modello persistente di bassa pressione stabilirsi vicino al polo in estate, ma il centro della bassa pressione è di solito situato nei pressi dello Stretto di Bering nell’Artico centrale. Ricerche passate hanno dimostrato che la regione di bassa pressione è mantenuta da cicloni che si spostano nella regione dall’Eurasia e dalla generazione di minimi (ciclogenesi) sull’Oceano Artico stesso.Questo modello persistente di bassa pressione, ha avuto un effetto pronunciato sul movimento del ghiaccio marino basandosi sui dati NSIDC DAAC (Figura 2b). Poiché i venti soffiano in senso antiorario intorno ai centri di bassa pressione (nell’emisfero settentrionale) il movimento del ghiaccio marino ha assunto lo stesso andamento antiorario, l’opposto della media a lungo termine. Questo potrebbe avere un effetto sulla compattazione e sulla sopravvivenza del ghiaccio pluriennale in questa stagione.Rispetto alle temperature medie del periodo 1981-2010, le temperature dell’aria al livello 925 sono state per lo più inferiori alla media sulla maggior parte del Mar Glaciale Artico, in particolare sulla Russia centro-settentrionale, parte del Mar di Kara, la Russia nord-orientale, l’Alaska e l’arcipelago artico canadese (Figura 2c). La Scandinavia ha sperimentato temperature record quest’estate; nella prima metà di luglio, le temperature a 925 hPa in quest’area, sono state fino a 6 gradi Celsius (11 gradi Fahrenheit) al di sopra della media 1981-2010, e condizioni relativamente calde si sono estese nel Mare di Barents, in gran parte privo di ghiaccio. Il calore estremo che ha afflitto il nord-ovest del Pacifico, ha anche influenzato gran parte del Canada occidentale, ed è stato collegato a una serie di incendi boschivi nella Columbia Britannica.

La figura 2a mostra la pressione media a livello del mare nell’Artico in millibar nel periodo 1-12 luglio 2021. I colori giallo e rosso indicano una pressione elevata; il blu e il viola indicano una pressione bassa. Fonte: NSIDC per gentile concessione del NOAA Earth System Research Laboratory Physical Sciences Laboratory

La figura 2b mostra la direzione del movimento del ghiaccio marino durante il periodo tra il 25 giugno e il 1° luglio 2021. I dati provengono dal Quicklook Arctic Weekly EASE-Grid Sea Ice Motion Vector, un prodotto NASA NSIDC DAAC. Fonte : M. Tschudi, W. Meier e Stewart/NASA National Snow and Ice Data Center Distributed Active Archive Center (NSIDC DAAC)

La figura 2c mostra lo scostamento dalla pressione media a livello del mare nell’Artico al livello 925 hPa, in gradi Celsius, durante il periodo compreso tra il 1° e il 12 luglio 2021. I colori giallo e rosso indicano pressioni dell’aria superiori alla media; il blu e il viola indicano pressioni dell’aria inferiori alla media. Fonte: NSIDC per gentile concessione del NOAA Earth System Research Laboratory Physical Sciences Laboratory

Confronto con gli anni precedenti

Nella prima metà di luglio, la perdita di ghiaccio è stata di 124.000 chilometri quadrati (47.900 miglia quadrate) al giorno, superando la media a lungo termine di 80.000 chilometri quadrati (30.900 miglia quadrate) al giorno. Dal 1° giugno al 13 luglio, l’Oceano Artico ha perso un totale di 1,73 milioni di chilometri quadrati (668.000 miglia quadrate) di ghiaccio marino. Questo equivale all’incirca alle dimensioni dello stato della Florida.

La figura 3 mostra l’estensione del ghiaccio marino artico al 13 luglio 2021, insieme ai dati giornalieri sull’estensione del ghiaccio per i cinque anni precedenti e per l’anno del minimo storico raggiunto nel 2012. . Il 2021 è mostrato in blu, il 2020 in verde, il 2019 in arancione, il 2018 in marrone, il 2017 in magenta e il 2012 in rosso tratteggiato. La mediana 1981-2010 è in grigio scuro. Le aree grigie intorno alla linea mediana mostrano le gamme interquartile e interdecile dei dati. Fonte: National Snow and Ice Data Center

Spessore del ghiaccio nel Mare di Beaufort

Mentre l’estensione dei ghiacci è estremamente bassa in diverse zone dell’Oceano Artico, con un Mare di Laptev quasi privo di ghiaccio, l’estensione dei ghiacci nel Mare di Beaufort rimane ampia e in alcune zone si estende fino alle coste dell’Alaska. Questo si spiega con la presenza di una lingua di ghiaccio pluriennale abbastanza spessa nella regione, la quale è resistente alla fusione (Figura 4a). Alcuni di questi ghiacci hanno almeno quattro anni. Come mostrato in uno studio in stampa condotto da R. Mallett e colleghi, i venti associati a un periodo di forte alta pressione, hanno trasportato questa lingua di ghiaccio nel Mare di Beaufort lo scorso inverno dall’Oceano Artico centrale e dalle coste dell’arcipelago artico canadese. L’immagine del 26 giugno del Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer della NASA mostra la differenza tra il ghiaccio del primo anno in prossimità della costa e l’alta concentrazione di ghiaccio pluriennale più a nord (Figura 4b). Resta da vedere se questo ghiaccio spesso si scioglierà durante la parte restante di quest’estate nelle acque abbastanza calde del Mare di Beaufort; se lo farà, ciò andrà a ridurre la rimanente riserva di ghiaccio pluriennale dell’Artico.

Prosegue la contrazione stagionale della banchisa artica anche se a ritmi meno sostenuti rispetto alle settimane scorse

Buona giornata a tutti. Di seguito i dati sull estensione della banchisa artica per il periodo compreso dal : 11 luglio 2021 al 12 luglio 2021 .Dati e grafici gentilmente concessi da: https://ads.nipr.ac.jp/vishop/#/extent/&time=2021-06-26%2000:00:00

11 luglio 2021  7,748,560 km2 ,  –  97,545 km2 rispetto alla precedente estensione

12 luglio 2021  7,611,055 km2 ,  –  137,505 km2 rispetto alla precedente estensione

13 luglio 2021  7,470,497  km2 ,  –   km2 rispetto alla precedente estensione

14 luglio 2021  7,384,872 km2 ,  – 85,625 km2  rispetto alla precedente estensione

15 luglio 2021  7,323,859 km2 ,  – 61,013 km2   rispetto alla precedente estensione

16 luglio 2021  7,230,288 km2 ,  –  93,571 km2 rispetto alla precedente estensione

17 luglio 2021  7,181,137 km2 ,  –   49,151 km2 rispetto alla precedente estensione

18 luglio 2021  7,128,135 km2 ,  –  53,002 km2 rispetto alla precedente estensione

19 luglio 2021  7,066,046 km2 ,  – 62,089 km2 rispetto alla precedente estensione

20 luglio 2021 7,015,667 km2 ,  – 50,379 km2 rispetto alla precedente estensione

21 luglio 2021  6,954,882 km2 ,  – 60,785 km2 rispetto alla precedente estensione

22 luglio 2021  6,884,893 km2 ,  – 69,989 km2 rispetto alla precedente estensione

  • 1 2020(6,116,303km2)-768,590km2 rispetto al 2021
  • 2 2019(6,745,450km2)-139,443km2 rispetto al 2021
  • 3 2011(6,813,277km2)-71,616km2 rispetto al 2021
  • 4 2021( 6,884,893 km2)
  • 5 2007(7,019,726km2)+134,833km2rispetto al 2021
  • 6 2012(7,042,017km2)+157,124km2rispetto al 2021
  • 7 2017(7,059,031km2)+174,138km2 rispetto al 2021
  • 8 2016(7,127,676km2)+242,783km2 rispetto al 2021
  • 9 2013(7,130,831km2)+245,938km2 rispetto al 2021
  • media anni 2010(7,150,467km2)+265,574km2 rispetto al 2021
  • 10 2015(7,301,892km2)+416,999km2 rispetto al 2021
  • 11 2014(7,360,364km2)+475,471km2 rispetto al 2021
  • 12 2018(7,460,007km2)+575,114km2 rispetto al 2021
  • 13 2010(7,464,125km2)+579,232km2 rispetto al 2021
  • 14 2009(7,622,237km2)+737,344km2 rispetto al 2021
  • 15 2006(7,663,674km2)+778,781km2 rispetto al 2021
  • media anni 2000(8,049,454km2)1,164,461km2 rispetto al 2021
  • media anni 1990(8,850,730km2)1,965,837km2 rispetto al 2021
  • media anni 1980(10,649,149km2)2,764,256km2 rispetto al 2021

Spessore/ volume del ghiaccio marino artico nel giorno: 22/07/2021

La copertura del ghiaccio marino artico cresce per tutto il periodo  invernale, prima di raggiungere il suo apice nel mese di marzo. Lo scioglimento incomincia durante la primavera, quando aumenta la radiazione solare, e a settembre l’estensione della copertura di ghiaccio è generalmente solo un terzo circa del suo massimo invernale.

Nelle due mappe “Estensione del ghiaccio marino” e “Spessore e volume del ghiaccio marino” ci possono essere differenze nella posizione del bordo del ghiaccio, poiché i calcoli del modello non sempre corrispondono esattamente alla registrazione dell’estensione del ghiaccio da parte dei sensori satellitari.

Le concentrazioni di ghiaccio si basano su dati satellitari e provengono dal progetto Ocean and Sea Ice Satellite Application Facility (OSISAF).Lo spessore del ghiaccio illustrato nell ‘immagine è calcolato mediante il modello oceanografico HYCOM-CICE. Lo spessore del ghiaccio mostrato è calcolato per mezzo del modello HYCOM-CICE il quale calcola diversi diverse variabili tra cui quella relativa allo spessore del ghiaccio marino presso il DMI.

HYCOM è un sistema globale di osservazione, trasferimento, modellazione ed assimilazione, che fornisce informazioni regolari e complete sullo stato degli oceani. Il sistema globale nowcast/forecast è un prodotto dimostrativo del Consorzio HYCOM per l’assimilazione dei dati nella modellazione oceanografica sponsorizzato dal National Ocean Partnership Program e sviluppato in partenariato con progetti finanziati dall’Office of Naval Research, dal National
Science Foundation, dal Department of Energy e dal National Oceanic and Atmospheric Administration. A livello operativo, è gestito presso il Naval Oceanographic Office (NAVOCEANO) Major Shared Resource Center. Il modello utilizza il forzante atmosferico del NAVy Global Environmental Model (NAVGEM). HYCOM è progettato come un modello oceanografico a coordinate ibride (isopicnòtico/σ/z). È isopicnòtico in oceano aperto stratificato, mentre è a livelli σ, che seguono il terreno, nelle zone costiere poco profonde e a livelli z in prossimità dello strato misto. Il modello globale ha risoluzione orizzontale di 1/12° ed è definito su 32 layers verticali. L’assimilazione dei dati viene eseguita utilizzando il Navy Coupled Ocean Data Assimilation (NCODA) [2], e assimila le osservazioni altimetriche disponibili da satellite (lungo il tracciato ottenuto tramite NAVOCEANO – Altimeter Data Fusion Center), la temperatura superficiale del mare (SST) da satellite e da osservazioni in situ, nonché i profili verticali di temperatura e di salinità disponibili in situ da XBT, galleggianti ARGO e boe ormeggiate. I dati sono disponibili come medie giornaliere per temperatura e salinità e come valori semiorari per livelli e correnti. Il modello HYCOM non include le maree, per le quali si è fatto riferimento ad un database specifico
.Il modello oceanografico HYCOM (Hybrid Coordinate Ocean Model ), accoppiato al modello sea-ice CICE sono sviluppati presso l’Università di Miami e il Los Alamos National Laboratory. I modelli sono completamente associati ad ogni passo temporale. Gli output sono le variabili di superficie del livello del mare e le condizioni del ghiaccio (concentrazione, spessore, velocità, convergenza, forza, ecc.) e le mappe tridimensionali di corrente, temperatura e salinità a livelli sigma.

Impostazione del modello
Il sistema DMI HYCOM-CICE copre l’Atlantico, a nord di circa 20°S e l’Oceano Artico, con una risoluzione orizzontale di circa 10 km. Il modello è supportato dalle previsioni meteorologiche ECMWF. Una previsione di 144 ore viene prodotta due volte al giorno, rispettivamente alle 00 e alle 12 UTC.

Model areaAtlantic/Arctic
Horisontal resolution~10 km
Time step:
barotropic
baroclinic

15 sec
180 sec
Atmospheric forcingECMWF
Tidal forcing8 constituents
Data assimilationSea surface temperature
Sea-ice concentration
Boundary conditionsLevitus climatology
Altrimetry climatology

http://polarportal.dk/en/sea-ice-and-icebergs/sea-ice-thickness-and-volume/

ITCZ (InterTropical Convergence Zone) Bollettino mensile di diagnostica climatica per giugno 2021

Sintesi

La percentuale delle precipitazioni rispetto alla media registrata nei mesi di aprile-maggio-giugno 2021 è stata superiore alla media sulla Nigeria settentrionale e sul Madagascar, sul Mali meridionale e sul Sudan settentrionale e anche su parti della Guinea, del Ciad, del Gabon, della Repubblica Centrafricana, della Tanzania, della Repubblica Democratica del Congo, del Kenya, del Mozambico e del Sudafrica.

Aree in cui le precipitazioni sono state inferiori alla media sono state osservate su Ghana, Niger, Nigeria, Etiopia, Somalia, Kenya, Tanzania, Mozambico e Madagascar.

Il resto del continente è stato interessato da precipitazioni prossime alla media durante la stagione aprile-maggio-giugno 2021.
Durante il mese di giugno 2021, condizioni di siccità da moderata a estrema ha interessato il Kenya, il fianco centrale e orientale della Nigeria, il Ghana meridionale e parti del Niger, Etiopia, RDC, Ruanda, Burundi, Sud Sudan e Tanzania.
Condizioni moderatamente umide e molto umide sono state osservate sul Mali meridionale e sulla Mauritania, sul Sudan settentrionale meridionale, su parte del Ciad, sul Sud Sudan, sulla RCA, sul Gabon, sullo Zimbabwe, sul Mozambico, sullo Zambia, sul Botswana, sul Sudafrica e sul Madagascar.
Il resto del continente ha osservato condizioni vicine alla media.

Il resto del continente è stato interessato da precipitazioni prossime alla media durante la stagione aprile-maggio-giugno 2021.
Durante il mese di giugno 2021, condizioni di siccità da moderata a estrema ha interessato il Kenya, il fianco centrale e orientale della Nigeria, il Ghana meridionale e parti del Niger, Etiopia, RDC, Ruanda, Burundi, Sud Sudan e Tanzania.
Condizioni moderatamente umide e molto umide sono state osservate sul Mali meridionale e sulla Mauritania, sul Sudan settentrionale meridionale, su parte del Ciad, sul Sud Sudan, sulla RCA, sul Gabon, sullo Zimbabwe, sul Mozambico, sullo Zambia, sul Botswana, sul Sudafrica e sul Madagascar.
Il resto del continente ha osservato condizioni vicine alla media.
Le precipitazioni , nel periodo aprile-maggio-giugno 2021, sono state superiori alla media sulla Nigeria settentrionale e sul Madagascar, sul Mali meridionale e sul Sudan settentrionale e anche su parti della Guinea, del Ciad, del Gabon, della Repubblica Centrafricana, della Tanzania, della Repubblica Democratica del Congo, del Kenya, del Mozambico e del Sudafrica.
Aree in cui le precipitazioni sono state inferiori alla media sono state osservate sul Ghana, Niger, Nigeria, Etiopia, Somalia, Kenya, Tanzania, Mozambico e Madagascar.
Il resto del continente è stato interessato da precipitazioni prossime alla media .

Durante la stagione aprile-maggio-giugno 2021, anomalie positive di temperatura, maggiori o uguali a 1,5°C hanno prevalso sul Nord e sulla maggior parte dei paesi dell’Africa occidentale, Camerun, Gabon, CAR, Etiopia orientale, Namibia meridionale e Botswana e Sudafrica.
Durante marzo-aprile-maggio 2021season, le anomalie di temperatura positive maggiori o uguali a 1. 5°C hanno prevalso su Senegal, Guinea, Burkina Faso, Sud Sudan, Sudan, Etiopia, Egitto, Gibuti, Marocco, Mauritania, Mali, Togo, Benin, Madagascar settentrionale, Libia orientale, Algeria occidentale, Camerun, RCA, Namibia meridionale, Botswana molto meridionale, Nigeria, Niger sud-occidentale, Gabon, Congo settentrionale, RDC settentrionale e Guinea Bissau
Da luglio a settembre 2021, è molto probabile che le precipitazioni siano inferiori alla media sulle parti costiere della Nigeria sud-orientale, Camerun sud-occidentale, gran parte della Guinea Equatoriale, Gabon. Precipitazioni da normali a sotto la media sono molto probabili da luglio a settembre 2021 sul sud-est della Costa d’Avorio, la maggior parte del Ghana, Togo e Benin.
Precipitazioni da normali a superiori alla media sono molto probabili sul Sahel centrale, sul nord dei paesi del golfo di Guinea, sul Ciad meridionale e sul Sudan, sul Sud Sudan settentrionale e sulla RCA, e sull’Etiopia centro-occidentale da luglio-agosto-settembre 2021.
Temperature prossime o superiori alla media sono molto probabili su Egitto, Mauritania settentrionale, Marocco, Libia sud-orientale, Algeria settentrionale, estremo nord del Mali, Ciad e Sudan settentrionale, Botswana sud-orientale, Sudafrica nord-orientale e Tunisia da luglio a settembre 2021.

Luglio 1954 alluvione in bavaria

“Per uno scherzo del tempo, grandi masse di nuvole, portate verso il basso da aria fredda proveniente dall’estremo nord, si scontrarono sulle Alpi con masse d’aria calda cariche di nubi provenienti dal sud, causando un continuo diluvio di pioggia che era più di quanto i sistemi fluviali potessero sopportare”

Luglio 1954