The Arctic Ocean’s Beaufort Gyre

INTRODUZIONE

L’Oceano Artico, insieme alla sua copertura di ghiaccio marino, ha un ruolo centrale nel clima globale. Situato al termine settentrionale dei flussi atmosferici che trasportano calore e umidità verso i poli, questo oceano riceve una quantità sproporzionata per area del flusso globale di acqua dolce verso l’oceano attraverso la precipitazione netta e lo scarico dei fiumi. L’Artico è un collegamento tra gli Oceani Pacifico e Atlantico, attraverso il quale l’acqua circola, trasportando massa, calore, sale, nutrienti e organismi. Una caratteristica distintiva dell’Oceano Artico, e una che permette la formazione e la persistenza del ghiaccio marino, è la sua stratificazione aloclina, caratterizzata da acque più fresche e a bassa densità che sovrastano acque più salate e dense. Le variazioni spaziali in questa stratificazione manifestano una complessa circolazione oceanica guidata dal vento dinamico, così come dal calore e dalla forzatura dell’acqua dolce, sotto le costrizioni della linea costiera e della batimetria e la dinamica del ghiaccio marino. Incorporato in questa complessità c’è il Giro di Beaufort (BG), una delle principali caratteristiche di circolazione dell’Oceano Artico.

Ambito Geografico e Circolazione

Il BG, un sistema di circolazione intensificato in superficie e in senso orario, guidato dal vento e centrato sulla pianura abissale del Bacino del Canada (Figura 1), è il focus di questa recensione. Il BG può essere caratterizzato dalla sua circolazione e dalla distinta struttura di temperatura e salinità. Mentre il suo centro e la sua estensione orizzontale possono variare su scale stagionali, interannuali e decennali, è utile introdurre il suo ampio dominio in termini di confini geografici, che giocano un ruolo integrale nella sua struttura e dinamica.

Al suo confine meridionale si trovano le piattaforme di Beaufort e Chukchi al largo della costa del Canada e dell’Alaska. Il settore settentrionale del Mare di Chukchi (sopra la piattaforma di Chukchi) segna il confine sud-ovest del BG. Ad est si trova l’Arcipelago Artico Canadese, con stretti che sono vie di trasporto dalla regione del BG all’Atlantico settentrionale subpolare. Estendendosi a nord dalla regione della piattaforma di Chukchi c’è la regione del Confine di Chukchi, con la Cresta del Vento del Nord sul suo fianco orientale. Questa cresta segna spesso il confine occidentale del BG, anche se una caratterizzazione della topografia oceanica dinamica della sua estensione occidentale suggerisce che il BG può a volte estendersi molto ad ovest della Cresta del Vento del Nord, ben dentro la regione del Confine di Chukchi (Regan et al. 2019). La Cresta Alpha che delimita il Bacino del Canada a nord potrebbe essere adottata come una ragionevole approssimazione per l’estensione settentrionale del BG.

L’impronta della circolazione del BG in contesto con le principali caratteristiche di circolazione dell’Oceano Artico è chiaramente evidente nel modello pan-artico di media dinamica della topografia oceanica; il flusso geostrofico può essere dedotto dai gradienti laterali nella topografia oceanica dinamica (Figura 1b). Le altezze dinamiche più elevate nell’Oceano Artico segnano il centro dell’anticiclonico BG. A nord di esso, il gradiente verso un’altezza dinamica inferiore, con il suo asse approssimativamente allineato dalla Siberia alla Groenlandia, è associato alla Deriva Transpolare guidata dal vento, che trasporta acqua e ghiaccio marino dalle piattaforme siberiane attraverso l’Oceano Artico verso lo Stretto di Fram. In generale, è presente una circolazione ciclonica su larga scala nel Bacino Eurasiatico. A sud dello Stretto di Fram, il ciclonico Giro della Groenlandia è segnato da un’altezza dinamica bassa, con la Corrente dell’Atlantico Settentrionale diretta a nord a est.

Figura 1 (a) Bacini dell’Oceano Artico, mari marginali, batimetria (colori), e stretti di connessione essenziali per il sistema del Giro di Beaufort. (b) Topografia oceanica dinamica (colori) media nel periodo 2003-2014 (Armitage et al. 2016, 2017), con frecce schematiche che indicano le principali caratteristiche della circolazione che sono impresse nel campo. La linea punteggiata nera delimita la regione del Giro di Beaufort.

Contesto Climatico per il gyre di Beaufort

Il flusso oceanico intensificato in superficie influisce e a sua volta è influenzato dalla copertura di ghiaccio marino, e include un componente che accumula e immagazzina acqua relativamente dolce rispetto all’acqua nella maggior parte delle altre regioni dell’Oceano Artico. Per la stessa ragione che costituisce un serbatoio di acqua dolce, il BG accumula e immagazzina quantità significative di calore oceanico sotto forma di strati di acqua calda che si trovano tutto l’anno in profondità nel BG. Il notevole declino del ghiaccio marino negli ultimi decenni è variabile spazialmente, con il Mare di Chukchi e il settore BG che subiscono le maggiori perdite (Liu et al. 2021). Il declino del ghiaccio marino ha fatto posto ad un aumento dell’assorbimento dell’energia solare da parte dell’oceano di superficie, all’accumulo di acqua dolce e alle anomalie della stratificazione, e ai cambiamenti negli scambi di momento variabili stagionalmente tra l’atmosfera e l’oceano. Ognuno di questi ha importanti conseguenze per la dinamica dell’oceano, i feedback alla copertura di ghiaccio marino, e gli ecosistemi all’interno dell’Artico.

Oltre l’Oceano Artico, è stato avanzato che l’esportazione di acqua dolce dal BG all’Atlantico del Nord può a volte essere di volume sufficientemente elevato da influenzare il clima globale. Ad esempio, l’addolcimento nell’Atlantico del Nord associato al rilascio di acqua dolce dall’Oceano Artico è stato ritenuto inibire la convezione invernale profonda, che a sua volta può ridurre la circolazione di rivoltamento dell’oceano (ad esempio, Vellinga et al. 2008, Zhang et al. 2021). Che l’influenza sia locale all’Artico o globale, il continuo cambiamento che coinvolge il BG avrà importanti conseguenze per il clima globale negli anni e nei decenni a venire.

In questa recensione, delineiamo ed esploriamo le proprietà e la dinamica del BG su larga scala, dalla sua forzatura atmosferica al suo ghiaccio marino e attraverso il suo sistema di strati oceanici; valutiamo l’attuale comprensione di come funziona il sistema; evidenziamo i recenti cambiamenti fisici nel BG; e identifichiamo le lacune nella nostra comprensione.

FORZATURA ATMOSFERICA: CENTRI DI AZIONE E L’ALTA PRESSIONE DI BEAUFORT

La circolazione dell’Oceano Artico e del ghiaccio marino è in gran parte controllata dai venti di superficie associati ai campi di bassa e alta pressione atmosferica prevalenti. Il campo di pressione atmosferica media a livello del mare dell’Artico delinea i seguenti principali centri di azione: Nelle vicinanze dell’Islanda e della Groenlandia meridionale, il semipermanente Islandese Bassa è caratterizzato da un’intensa attività di ciclone (ad esempio, Serreze et al. 1997, Moore et al. 2018) (Figura 2). Nel settore del Pacifico vicino alle Isole Aleutine si trova l’Aleutina Bassa, anche essa una confluenza di intensa attività di ciclone (ad esempio, Overland et al. 1999). L’Alta Siberiana, situata sulla Eurasia nordorientale, è un’alta pressione stagionale associata all’aria fredda che è limitata dalla topografia. Infine, l’Alta di Beaufort (BH), centrata a nord del Nord America, appare come un anticiclone chiuso nella media annuale a lungo termine (Serreze & Barry 2014). Il campo del vento di superficie associato al BH guida la circolazione del BG.

Stagionalità dell’Alta di Beaufort

Il ciclo stagionale dell’Alta di Beaufort è il seguente. Da dicembre a febbraio, l’Alta Siberiana si espande per eliminare le isobare chiuse localmente evidenti nella media dell’Alta di Beaufort (Figura 2). Un’Alta di Beaufort chiusa diventa evidente da marzo a maggio, quando l’Alta Siberiana si indebolisce a causa dell’aumento del riscaldamento solare in primavera e della perdita di neve sull’Eurasia (Serreze & Barrett 2011). In estate, l’Alta di Beaufort e gli altri principali centri di pressione diventano più deboli e mal definiti. Queste transizioni stagionali sono note da tempo, descritte come un’Alta di Beaufort prominente in inverno e un’Alta di Beaufort più debole e contratta (accompagnata da un’espansione della circolazione ciclonica nel settore eurasiatico) in estate (Gudkovich 1961, Sokolov 1966, Rigor et al. 2002). Nella sezione successiva, descriviamo come configurazioni simili sono identificate rispetto a cambiamenti su scale temporali più lunghe della stagionalità (Rigor et al. 2002).

“Variabilità Interannuale e a Lungo Termine dell’Alta Pressione di Beaufort”

Ci sono due principali modalità di circolazione atmosferica nell’Artico, distinguibili attraverso le rispettive forze e dimensioni della circolazione anticiclonica centrata sul settore canadese (cioè, la BH) e la circolazione ciclonica centrata sul settore eurasiatico (un’estensione dell’Islandese Bassa) (vedi Gudkovich 1961, Proshutinsky & Johnson 1997). Una modalità (qui denominata modalità A) ha un prominente BH e una contratta circolazione ciclonica, con una Deriva Transpolare allineata dai mari di Laptev e Siberia Orientale alla Groenlandia. L’altra modalità (modalità B) ha un contratto BH e una espansa circolazione ciclonica, con l’asse della Deriva Transpolare spostato verso l’America del Nord (vedi figura 4 in Proshutinsky & Johnson 1997). Questi modelli di circolazione e cambiamenti sono stati caratterizzati in base alla fase dell’indice dell’Oscillazione Artica (Thompson & Wallace 1998). La fase ad indice alto corrisponde approssimativamente alla modalità B descritta sopra, mentre una fase ad indice basso corrisponde alla modalità A, alternandosi su scale temporali di alcuni anni a decenni (Rigor et al. 2002). Le variazioni su scale temporali ancora più lunghe del decennio sono state documentate anche nella BH. Kenigson & Timmermans (2021) hanno mostrato, ad esempio, che c’è stata una transizione da un BH più forte durante il periodo 1948-1988 a un BH più debole durante il periodo 1989-2019, coincidente con un passaggio da una minore a una maggiore attività ciclonica nell’Oceano Artico e nei Mari del Nord. Zhang et al. (2019) hanno dedotto che un indebolimento della BH a partire dalla fine degli anni ’80 può essere collegato al degrado dell’ozono nell’emisfero nord. In particolare, hanno suggerito che la perdita di ozono asimmetrica zonalmente porta a uno spostamento posizionale del vortice polare stratosferico, che potenzia l’attività ciclonica nella troposfera artica eurasiatica; questa maggiore attività ciclonica indebolisce la BH. La forzatura atmosferica è modulata dalla presenza di ghiaccio marino. Tradurre i modelli generali di pressione atmosferica e venti di superficie associati in stress sulla superficie oceanica essenziali per guidare la BG richiede prima una descrizione del ghiaccio marino.

GHIACCIO MARINO: MODELLANDO UN GORGIO POLARE MOSSO DAL VENTO

La presenza di ghiaccio marino per la maggior parte dell’anno nella regione del BG si collega a tutti gli aspetti delle proprietà dell’acqua del BG, delle sue dinamiche e del clima.”

Un “gorgio polare mosso dal vento” si riferisce a un vortice di correnti oceaniche nelle regioni polari che è influenzato o guidato dai venti. “Gorgio” è un termine che viene utilizzato in oceanografia per descrivere un grande sistema di correnti marine che ruotano intorno a un centro di bassa pressione. Questi sistemi possono essere molto grandi, spesso estendendosi per centinaia o addirittura migliaia di chilometri.Nel contesto dell’Artico, un esempio di un gorgio mosso dal vento è il Gorgio del Beaufort, una grande circolazione di correnti marine nell’Oceano Artico che ruota in senso orario (nel Nord Emisfero) sotto l’influenza dei venti.

La figura 2 è una serie di mappe che mostrano la pressione al livello del mare, evidenziando le posizioni di diversi sistemi di pressione atmosferica noti come Islandese Bassa, Aleutiana Bassa, Siberiana Alta, e Alta Pressione di Beaufort. Questi sono tutti sistemi di pressione atmosferica che hanno un impatto significativo sul clima e sulla circolazione atmosferica nelle regioni artiche e subartiche.

Le mappe sono divise per stagioni e mostrano la variabilità mensile. Esse mostrano i campi medi della pressione al livello del mare nel periodo 1948-2021 per: (a) Dicembre-Febbraio, (b) Marzo-Maggio, (c) Giugno-Agosto, e (d) Settembre-Novembre.

La pressione al livello del mare viene utilizzata in meteorologia per capire e prevedere i modelli meteorologici. Mappare la pressione al livello del mare in questo modo può aiutare a capire come questi sistemi di pressione si muovono e cambiano con le stagioni, il che può a sua volta fornire informazioni preziose sulla dinamica del clima.

Islandese Bassa, Aleutiana Bassa, Siberiana Alta e Alta Pressione di Beaufort sono nomi dati a particolari aree di pressione atmosferica. Questi sistemi di pressione sono importanti per la circolazione dell’atmosfera e influenzano il clima delle regioni in cui si trovano.

1. Islandese Bassa: Si tratta di un’area di bassa pressione atmosferica che si trova tipicamente vicino all’Islanda nell’Atlantico del Nord. Questa bassa pressione tende a influenzare il clima dell’Europa del Nord e dell’Atlantico del Nord.
2. Aleutiana Bassa: Questa è un’area di bassa pressione che si trova solitamente vicino alle isole Aleutine nell’Oceano Pacifico del Nord. La Aleutiana Bassa può influenzare il clima dell’Alaska e del Pacifico del Nord.
3. Siberiana Alta: Questa è un’area di alta pressione che si trova solitamente sopra la Siberia durante l’inverno. L’Alta Siberiana può avere un grande impatto sul clima dell’Asia settentrionale e orientale e può influenzare la circolazione atmosferica globale.
4. Alta Pressione di Beaufort: Questa è un’area di alta pressione che si trova tipicamente nell’Artico, vicino al Mar di Beaufort. L’alta pressione di Beaufort può influenzare la circolazione del vento e del mare nel Mar di Beaufort e nelle regioni artiche circostanti.

Questi sistemi di pressione si muovono e cambiano intensità nel corso delle stagioni e possono avere un impatto significativo sul clima locale e globale.

“Cicli Stagionali e Riduzione della Copertura di Ghiaccio Marino

Stagionalmente, l’estensione del ghiaccio marino artico raggiunge un minimo ogni settembre (circa 3,92 milioni di km² nel 2020) e raggiunge un massimo ogni marzo (circa 14,79 milioni di km² nel 2020) (Meier et al. 2021c). Il ciclo stagionale dello spessore del ghiaccio marino è stato stimato nel BG da misurazioni del pescaggio del ghiaccio marino dal 2003 al 2012; queste misurazioni indicano che gli spessori medi del ghiaccio marino in maggio (quando il ghiaccio marino è più spesso) sono di circa 2 m, e i minimi medi sono di circa 0,5 m o meno a settembre, quando il ghiaccio marino è più sottile (Krishfield et al. 2014).

L’estensione del ghiaccio marino è in calo nelle ultime decadi, con le perdite nell’area del ghiaccio marino più evidenti in estate e in autunno; l’estensione totale nei settembri recenti è di circa 2,3 milioni di km² inferiore a quella di settembre 1979 (l’inizio del record satellitare). Il margine mediano del ghiaccio di settembre (concentrazione del 15%) durante il periodo 1981-2010 può essere confrontato, ad esempio, con le estensioni più recenti del ghiaccio marino di settembre (Figura 3a).

Un calo dello spessore del ghiaccio marino è stato anche dedotto dai dati satellitari (anche se non così bene come per l’estensione del ghiaccio marino), con valori tipici invernali (estivi) in calo da circa 3,6 m (2,7 m) nei primi anni ’80 a circa 1,9 m (1 m) nel 2008 (Kwok & Rothrock 2009). Gli spessori medi invernali nell’Oceano Artico centrale nel 2020-2021 sono stati stimati essere di circa 2 m (Meier et al. 2021c). Le riduzioni dell’estensione areale e dello spessore del ghiaccio marino comportano perdite considerevoli di volume; nelle estati recenti, ad esempio, il volume totale del ghiaccio marino è stato di circa 4.000 km³, che è circa la metà del volume medio del periodo 1979-2020 (serie temporali aggiornate da Schweiger et al. 2011).”

Di seguito vengono mostrate 2 figure relative all’andamento e all’impatto del declino del ghiaccio marino nell’Artico.

(a) Questa parte della figura mostra la tendenza lineare della concentrazione del ghiaccio marino a settembre per il periodo 1979-2021, espressa in percentuale areale di copertura del ghiaccio marino per decennio. Il contorno nero rappresenta il margine mediano del ghiaccio a settembre durante il periodo 1981-2010. Il contorno verde mostra la posizione media del margine del ghiaccio a settembre 2021, mentre il contorno rosso mostra la posizione media del margine del ghiaccio a settembre 2012, anno in cui è stato registrato il minor estensione di ghiaccio marino.

(b) Questa parte della figura mostra la tendenza lineare dal 1979 al 2021 nel flusso di calore solare verso l’oceano, calcolato come una funzione dell’irradianza solare diretta (F), della concentrazione di ghiaccio marino (SIC) e dell’albedo oceanica (a, approssimativamente 0,07) secondo la formula F(1 − a)(1 − SIC). Questo calcolo trascura la penetrazione solare attraverso il ghiaccio sottile. L’albedo è una misura della riflettività di una superficie. Un albedo elevato indica una superficie altamente riflettente (come il ghiaccio marino), mentre un albedo basso indica una superficie poco riflettente (come l’acqua dell’oceano).

In sostanza, queste figure mostrano che l’estensione del ghiaccio marino a settembre è diminuita nel tempo, il che ha avuto un impatto sulla quantità di calore solare che viene assorbito dall’oceano.

Perdite di Ghiaccio Marino e Riscaldamento della Superficie Oceanica

Quando il ghiaccio marino si scioglie, espone la superficie oceanica meno riflettente, permettendo un maggiore assorbimento solare, che alimenta ulteriormente lo scioglimento del ghiaccio: un ciclo noto come retroazione ghiaccio-albedo (Perovich & Richter-Menge 2009). Dal 1979, sono state osservate notevoli perdite di ghiaccio marino e guadagni di calore da parte dell’oceano superficiale in ogni mare marginale del bacino artico (Figura 3). Le perdite di ghiaccio marino più evidenti (sia in termini di estensione che di spessore) si sono verificate nella regione del BG (Serreze & Meier 2019, Meier et al. 2021c) (Figura 3a). Di conseguenza, la regione ha visto aumenti sostanziali della quantità di riscaldamento solare dell’oceano superiore (Perovich et al. 2007); le tendenze lineari dal 1979 al 2021 nel flusso di calore solare verso l’oceano sono nell’ordine di 2-5 W m-2 per decennio (Figura 3b), che possono essere confrontate con i tipici flussi di ingresso solare medio annuo di 10-20 W m-2 nella regione. La mediazione sul periodo 1981-2010 (spesso considerato come un periodo medio climatologico standard; vedi Figura 3a) mostra che la regione del BG ha sperimentato un ingresso solare medio annuo di circa 325 MJ m-2. Nell’ultimo decennio del record (2012-2021), l’ingresso medio annuo era di circa 458 MJ m-2. Per contestualizzare, la differenza tra questi due periodi di tempo (133 MJ m-2) equivale a circa 0,6 m di scioglimento dello spessore del ghiaccio marino (considerando il calore latente di fusione pari a 2,67 × 105 J kg-1 e la densità del ghiaccio marino pari a 900 kg m-3), dimostrando l’importanza dell’effetto della retroazione ghiaccio-albedo nella regione del BG.”

“Influenza del Ciclo di Congelamento/Scioglimento sull’Oceano

Durante la stagione di crescita del ghiaccio marino (circa da ottobre a maggio), il BG può essere fornito lateralmente di acque arricchite di salamoia che sono prodotte nelle regioni della piattaforma di Chukchi quando l’acqua aperta è continuamente esposta mentre le temperature atmosferiche sono sotto lo zero (Weingartner et al. 1998, Winsor & Björk 2000). Si sa che una regione di acqua aperta sostenuta (una polynya) si forma in inverno sulla piattaforma nordest di Chukchi (Weingartner et al. 2017), dove il ghiaccio cresce rapidamente e poi viene continuamente trasportato fuori dalla regione dai venti o fuso dall’acqua calda dell’Atlantico che è stata risucchiata sulla piattaforma [Pisareva et al. (2019) hanno mostrato che l’advezione del ghiaccio da parte del vento è il fattore dominante]; questo processo crea le condizioni per la formazione sostenuta di acque fredde, salate (arricchite di salamoia), salinizzando le acque di origine dell’Oceano Pacifico nel loro transito verso il BG. In questa polynya, la produzione di ghiaccio marino può essere nell’ordine di 9-15 m y-1 (rispetto alla tipica crescita del ghiaccio nelle regioni della piattaforma artica di circa 1,5 m y-1), dando luogo ad un aumento della salinità delle acque invernali fino a 2 g kg-1 (Winsor & Chapman 2002). Una panoramica dettagliata dell’acqua densa formata in questa regione del Mare di Chukchi è fornita da Williams et al. (2014).

Durante la stagione di scioglimento (circa da giugno a settembre), l’acqua dolce di scioglimento viene restituita all’oceano di superficie. Nell’Oceano Artico nel suo insieme, questo apporto di acqua dolce non bilancia la salinizzazione dell’oceano nella stagione di crescita; ogni anno, circa il 14% del volume totale del ghiaccio marino viene esportato fuori dall’Artico (vedi Spreen et al. 2020). Nella regione del BG, Krishfield et al. (2014) hanno mostrato che prima del 2006, la crescita del ghiaccio marino ha portato a una salinizzazione netta locale, con l’esportazione del ghiaccio marino dalla regione che rimuove l’acqua dolce, mentre dopo il 2006, la regione ha sperimentato un rinfrescamento netto come risultato del dominio dello scioglimento locale del ghiaccio marino. Uno studio di modello di stima dello stato dell’oceano e del ghiaccio marino ha confermato questo generale spostamento verso la maggiore influenza dello scioglimento locale del ghiaccio marino (Fukumori et al. 2021).”

“Modulazione del Trasferimento di Momentum del Vento da Parte del Ghiaccio Marino

(Il trasferimento di momentum del vento dal ghiaccio marino all’oceano sottostante è un processo fisico importante nei sistemi polari. In termini semplici, il momentum è una misura del movimento o dell’energia cinetica di un oggetto in movimento. Quando il vento soffia sul ghiaccio marino, una parte di questo momentum viene trasferita al ghiaccio, che a sua volta può trasferire momentum all’acqua sottostante, causando movimenti dell’acqua o correnti.

Nel contesto dei sistemi polari, questo trasferimento di momentum è importante per molte ragioni. Può contribuire a guidare la circolazione oceanica, influenzare la formazione e la fusione del ghiaccio marino e avere impatti sulla struttura termica dell’oceano. Ad esempio, se il vento soffia costantemente in una direzione, può spingere il ghiaccio marino (e l’acqua sottostante) in quella direzione, contribuendo alla formazione di correnti oceaniche.

Inoltre, il trasferimento di momentum del vento può avere un impatto sulla stratificazione dell’oceano. Ad esempio, se il vento soffia forte abbastanza da rompere il ghiaccio marino e mescolare l’acqua sottostante, può portare acque più fredde e più dense alla superficie, contribuendo a formare una struttura oceanica stratificata. Inoltre, il movimento del ghiaccio marino può anche creare turbolenza, che può ulteriormente mescolare le acque superficiali e profonde.)

Il ghiaccio marino, che è costantemente in movimento guidato dalla forza del vento e dalle correnti dell’oceano di superficie, segue generalmente una grande circolazione in senso orario nel BG (Figura 4). Le tipiche velocità di deriva del ghiaccio variano da pochi a O(10) centimetri al secondo, mentre i tipici venti di superficie nella regione sono di diversi metri al secondo. La presenza di ghiaccio marino a basse concentrazioni può aumentare il trasferimento del momentum del vento nell’oceano (perché l’attrito ghiaccio-oceano è maggiore dell’attrito aria-oceano), mentre alte concentrazioni di ghiaccio marino possono sopprimere il trasferimento di momentum quando le forze interne del ghiaccio inibiscono il movimento del pack (Martin et al. 2014, Cole et al. 2017). Questo comportamento generale ha una forte dipendenza dalla morfologia del ghiaccio marino (ad esempio, Brenner et al. 2021).

Le inferenze dall’idrografia e dalla telerilevazione (ad esempio, Armitage et al. 2016, 2017) indicano un flusso geostrofico dell’oceano di superficie tutto l’anno dell’ordine di diversi centimetri al secondo (Figura 4e,f). Utilizziamo queste stime insieme ai venti e alla concentrazione/movimento del ghiaccio marino per calcolare la pompa di Ekman che accelera o rallenta il BG. Seguendo i metodi delineati da Meneghello et al. (2018), si possono calcolare le velocità verticali di Ekman per il periodo 2003-2021 a partire dagli stress dell’oceano di superficie che sono una combinazione di stress ghiaccio-oceano e aria-oceano. Il record disponibile di correnti geostrofiche calcolate dalla topografia dinamica dell’oceano copre solo il periodo 2003-2014 (Armitage et al. 2016, 2017); per i calcoli successivi al 2014, utilizziamo i valori del 2014 delle correnti geostrofiche con l’ipotesi che la variabilità di queste correnti sia piccola e non influenzi significativamente i risultati complessivi. Sebbene sia essenziale tenere conto delle correnti geostrofiche, le variazioni delle velocità verticali di Ekman sono influenzate principalmente dai cambiamenti nella forza del curl dello stress del vento e dalla concentrazione del ghiaccio marino (ad esempio, Meneghello et al. 2018).”

In estate, c’è un ampio e forte affondamento nella parte centrale del BG, causato da venti anticiclonici che agiscono direttamente sull’oceano di superficie e sul movimento del ghiaccio marino a basse concentrazioni (Figure 4c e 5a). Ogni inverno, le concentrazioni di ghiaccio marino aumentano e il pack di ghiaccio diventa meno mobile in risposta alla forza del vento (cioè, le tensioni interne del ghiaccio dissipano l’input del vento). Allo stesso tempo, il flusso geostrofico dell’oceano del BG rimane. Di conseguenza, l’attrito all’interfaccia ghiaccio-oceano genera un ampio risalimento di Ekman in questa stagione che rallenta il BG (Proshutinsky et al. 2002, Dewey et al. 2018, Meneghello et al. 2018) (Figura 5b). In questo modo, l’espansione stagionale del copertura di ghiaccio marino nella regione agisce come una fonte dissipativa dell’input di energia eolica, stabilizzando il BG in modo che non acceleri all’infinito.

È notevole che l’affondamento sembra essere molto più forte a settembre anche se settembre è generalmente caratterizzato da un più debole curl dello stress del vento anticiclonico. Questo è dovuto al fatto che c’è uno stress superficiale ciclonico più forte a marzo, a causa dell’influenza delle correnti superficiali geostrofiche anticicloniche sotto il ghiaccio marino relativamente immobile, rispetto a settembre, quando la concentrazione di ghiaccio marino è al suo minimo stagionale. In media, l’affondamento è tipicamente più forte a settembre e ottobre, mentre i mesi di gennaio-marzo sono caratterizzati da un risalimento medio areale di Ekman sulla regione (vedi figura 3 in Meneghello et al. 2018).”

MASSE D’ACQUA DEL Vortice di Beaufort: FONTI, STRUTTURA E CIRCOLAZIONE

Fornitura di Acqua Meteorica

L’espressione “Fornitura di Acqua Meteorica” si riferisce all’acqua che proviene da fenomeni atmosferici come la pioggia, la neve o la grandine. Questi fenomeni sono collettivamente noti come precipitazioni meteoriche, e l’acqua che ne risulta è spesso chiamata “acqua meteorica”. Questa acqua può rifornire riserve di acqua dolce come fiumi, laghi, o la falda acquifera sotterranea. In un contesto marino o oceanico, l’acqua meteorica può riferirsi all’acqua che viene aggiunta agli oceani attraverso la precipitazione o attraverso i fiumi che drenano dalla terraferma.

L’acqua dolce che mantiene la forte stratificazione aloclina è fornita al BG da tre principali fonti: ghiaccio marino (Sezione 3), acqua meteorica e Acqua del Pacifico. Descriviamo le ultime due di seguito.”

La differenza tra precipitazioni ed evaporazione sull’Oceano Artico contribuisce a un flusso netto di circa 2.000 km3 all’anno all’oceano (Jakobson & Vihma 2010, Vihma et al. 2016). Inoltre, le precipitazioni nette sulla terra a nord del 50°N alimentano i fiumi che sfociano nell’Oceano Artico, fornendo circa 4.000 km3 all’anno (vedi Haine et al. 2015). I percorsi di circolazione per le acque fluviali che entrano nel BG sono legati alla configurazione della circolazione oceanica guidata dal vento su larga scala (ad esempio, Timmermans et al. 2011, Morison et al. 2012, Proshutinsky et al. 2019). Si ritiene che il fiume Mackenzie (Figura 1b), che ha una portata annuale di circa 300 km3 all’anno (Holmes et al. 2019), sia il principale contributore di acqua fluviale al BG nel periodo 2003-2018 (Proshutinsky et al. 2019).

La Figura 4 descrive diversi parametri osservati nella regione del Giro di Beaufort per due periodi di tempo specifici: settembre 2003-2021 e marzo 2003-2021. Il Giro di Beaufort è una regione dell’Oceano Artico caratterizzata da una circolazione di acqua e ghiaccio in senso orario.

• (a, b) Pressione al livello del mare e tensione del vento: la pressione al livello del mare è indicata con colori diversi, mentre la tensione del vento (la forza esercitata dal vento sulla superficie dell’oceano) è rappresentata da frecce.
• (c, d) Concentrazione di ghiaccio marino e velocità della deriva del ghiaccio: la concentrazione di ghiaccio marino (quanto ghiaccio copre un’area di mare) è indicata con colori diversi, mentre la velocità della deriva del ghiaccio (quanto velocemente il ghiaccio si muove) è rappresentata da frecce.
• (e, f) Topografia oceanica dinamica e flusso geostrofico dell’oceano: la topografia oceanica dinamica (variazioni nel livello dell’oceano causate da correnti, venti e altre forze) è indicata con colori diversi, mentre il flusso geostrofico dell’oceano (una corrente che risulta dall’equilibrio tra la forza di Coriolis e la pressione) è rappresentato da frecce.

Si noti che i pannelli (e) e (f) coprono solo il periodo 2003-2014, poiché i dati disponibili sulle correnti geostrofiche coprono solo quel periodo.

La Figura 5 mostra la media del sollevamento verticale di Ekman per i mesi di settembre (a) e marzo (b) nel periodo 2003-2021. Il sollevamento di Ekman si riferisce al movimento verticale dell’acqua nell’oceano causato dal vento che soffia sulla sua superficie. Questo fenomeno è influenzato dalla rotazione della Terra (effetto di Coriolis).

Quando le concentrazioni di ghiaccio marino sono basse (come mostrato nella Figura 4c), i venti provocano un affondamento (downwelling, indicato in blu) nella maggior parte della regione del Giro di Beaufort. L’affondamento si riferisce al movimento verso il basso dell’acqua nell’oceano, che può portare acqua più calda e salata in profondità.

Al contrario, quando il ghiaccio marino è esteso (come mostrato nella Figura 4d), l’attrito tra il flusso geostrofico (la corrente dell’oceano che equilibra la forza di Coriolis e la pressione) e il ghiaccio marino provoca un sollevamento (upwelling, indicato in rosso). L’upwelling è il movimento verso l’alto dell’acqua nell’oceano, che può portare acqua più fredda e ricca di nutrienti in superficie.

Impatto delle acque provenienti dall’Oceano Pacifico nel Giro di Beaufort (BG)(Beaufort Gyre) , una regione dell’Oceano Artico.

La presenza di acque con origine nell’Oceano Pacifico è una caratteristica distintiva del Giro di Beaufort. Il flusso di queste acque, note come “Acque del Pacifico”, avviene attraverso lo Stretto di Bering, che è largo circa 85 km e profondo 50 metri. Il flusso è di circa 1 Sv (Sverdrup, unità di misura del flusso volumetrico dell’acqua pari a 1 milione di metri cubi al secondo).

C’è un notevole ciclo annuale in questo trasporto, con valori che variano da circa 0,4 Sv in inverno a 1,3 Sv in estate. La corrente media verso nord, tipicamente di alcune decine di centimetri al secondo, è guidata sia dai venti che dalla forza della pressione (una “testa di pressione”) associata a una pendenza nord-sud nell’altezza della superficie del mare (più bassa a nord).

Uno studio del 2021 ha trovato che il trasporto verso nord attraverso lo Stretto di Bering è aumentato di circa 0,1 Sv per decennio nel periodo 1990-2019. La quantità di calore che entra (rispetto a -1,9°C) è anche aumentata a circa 6 × 1020 Joule all’anno nel 2017-2018, rispetto a circa 3 × 1020 Joule all’anno negli anni ’90; gli anni più recenti indicano temperature oceaniche di ottobre/novembre fino a 6°C, di diversi gradi più calde rispetto all’inizio del periodo di osservazione. Questo calore in eccesso è responsabile del scioglimento del ghiaccio marino e, a sua volta, dell’aumento del riscaldamento solare della superficie oceanica.

Inoltre, è stato riscontrato che le acque che attraversano lo stretto in inverno (Acque Invernali del Pacifico) si sono notevolmente dolcificate durante il periodo di osservazione, passando da valori generalmente più salati di 32,7 negli anni ’90 a valori più dolci di 32,3 dal 2015. Questo cambiamento potrebbe avere implicazioni per la ventilazione della falda salina del Giro di Beaufort.

In inverno, le acque sulla piattaforma del Mare dei Ciukci sono omogeneizzate verticalmente a causa del raffreddamento, della reiezione di salamoia durante la formazione del ghiaccio, e del mescolamento causato dal vento. Uno studio del 2007 ha mostrato che per la temperatura, l’influenza dello Stretto di Bering sulle proprietà dell’acqua della piattaforma del Ciukci è limitata principalmente alla regione meridionale vicino allo stretto, con lo scambio locale aria-mare che diventa sempre più importante procedendo verso nord. Questa scoperta è stata confermata da un altro studio del 2010, che ha evidenziato l’importanza dello scambio locale attraverso l’interfaccia aria-mare.

L’uscita dal Canyon di Barrow (al largo della costa nord-ovest dell’Alaska, che collega il Mare dei Ciukci al Mare di Beaufort) è un punto chiave per la consegna delle Acque del Pacifico alla frangia della piattaforma, fornendo correnti dalla piattaforma al pendio verso est lungo la frangia della piattaforma di Beaufort o verso ovest lungo il pendio del Ciukci, a seconda della direzione dei venti locali.

Infine, le acque ai margini del Mare dei Ciukci ventilano l’intera falda salina del Giro di Beaufort sopra il profondo Bacino del Canada (a cui ci si riferisce come l’interno del BG, in contrasto con i suoi margini). Uno studio del 2021 ha mostrato che l’Acqua del Pacifico che origina dal Canyon di Barrow viene trasportata verso ovest prima di lasciare la superficie a nord del pendio del Ciukci e di essere trasportata nell’interno del BG.

Esiste una regione di forte affondamento medio temporale di Ekman nella regione sud-ovest del BG/piattaforma del Ciukci (approssimativamente 73°N, 165°W; Figura 5), con tassi di affondamento (circa 6 cm al giorno) che corrispondono a un trasporto verticale di circa 0,05 Sv.

Esiste un fronte di superficie al confine sud-ovest del BG tra le acque di superficie che sono relativamente calde (in estate e autunno) e salate a sud e le acque di superficie del BG relativamente fredde e fresche a nord; la posizione del fronte è approssimativamente lungo l’isobata dei 300 metri (cioè il confine sud-ovest della regione del BG). Il lato sud del fronte è caratterizzato da uno strato misto più profondo; l’acqua su questo lato può essere subdotta (attraverso il pompaggio verticale di Ekman più l’induzione laterale) sotto lo strato misto sul lato nord. I processi che contribuiscono a questa subduzione possono includere la forzatura della galleggiabilità di superficie, la configurazione dei venti locali, le instabilità del fluido e i flussi di vortici.

Stagionalmente, le acque calde vengono subdotte sotto lo strato misto del BG in estate, e le acque a temperatura di congelamento vengono subdotte in inverno, con le acque estive relativamente più fresche che vengono effettivamente isolate dalla stratificazione per evitare di essere spinte fuori dalle acque invernali fredde. Una volta che l’Acqua del Pacifico ha lasciato la superficie, è probabile che venga trasportata lateralmente nell’interno dal flusso anticiclonico del BG lungo un ampio percorso elicoidale per occupare la falda salina del BG.

Struttura della colonna d’acqua nel Giro di Beaufort (BG) (Beaufort Gyre) nell’Oceano Artico

Le acque più fresche si trovano nello strato misto di superficie, tipicamente intorno alla temperatura locale di congelamento, che varia da pochi metri di profondità in estate fino a circa 40 metri di profondità in inverno. È stato riscontrato che gli strati misti invernali del BG si sono generalmente approfonditi di circa 9 metri tra il 2006 e il 2017. Questo cambiamento è stato accompagnato da un aumento della salinità dello strato misto invernale e da una stratificazione indebolita alla base dello strato misto, attribuiti principalmente a una riduzione dell’apporto di acqua dolce di superficie piuttosto che a un aumento della miscelazione verticale.

Al di sotto della base dello strato misto, spesso si forma uno strato con un massimo di temperatura vicino alla superficie durante il periodo di scioglimento estivo. La caratteristica più distintiva della colonna d’acqua del BG è lo strato di Acqua Estiva del Pacifico (PSW), che si trova tra circa 30 e 200 metri di profondità. Come suggerito dalle differenze tra i profili del 2006 e del 2020, il PSW ha mostrato un riscaldamento prominente negli ultimi decenni.

Al di sotto dello strato PSW nella falda salina del BG si trova uno strato più salato e più freddo (vicino alla temperatura di congelamento), lo strato di Acqua Invernale del Pacifico. Le Acque del Pacifico sono spesso delimitate dalle loro salinità, con il PSW generalmente nella gamma di salinità di 29-33 e l’Acqua Invernale del Pacifico centrata intorno a una salinità di 33.1.

La stratificazione di galleggiabilità più forte si trova alla base dello strato misto, con un picco secondario di stratificazione nei profili di settembre associato alla falda salina estiva. A maggiori profondità, si trova un altro picco di stratificazione alla base dello strato di Acqua Invernale del Pacifico. Questo strato di Acqua Invernale del Pacifico, a stratificazione debole, è un pycnostad, ovvero uno strato in cui la densità varia minimamente con la profondità. Questo strato si origina in superficie nelle regioni della piattaforma Chukchi, dove la miscelazione invernale omogeneizza l’intera colonna d’acqua.

Nel BG sono presenti vortici intra-falda salina a profondità comprese tra i due picchi di stratificazione di galleggiabilità, dove è concentrata l’energia cinetica della colonna d’acqua. La varietà di vortici nella falda salina del BG è coerente sia con l’adattamento quasi-geostrofico a un’anomalia di vorticità potenziale in questa stratificazione, sia con i risultati dell’analisi di stabilità lineare basata su questa struttura di stratificazione.

Al di sotto delle Acque del Pacifico nel BG, si trova l’acqua di origine atlantica, con una temperatura massima del nucleo a circa 400 metri di profondità. Questa Acqua Atlantica mostra un insieme di sub-strati al suo confine superiore associato a una scala a doppia diffusione e centrato sul suo nucleo, associato a intrusioni termoaline.

La discussione sull’Acqua Atlantica va oltre lo scopo di questa recensione; i lettori possono fare riferimento, ad esempio, ai lavori di Karcher et al. (2007), che hanno esaminato la circolazione dello strato di Acqua Atlantica in relazione alla circolazione delle acque superiori del BG, e di Grabon et al. (2021), che hanno esplorato lo stato dell’oceano nel periodo 2004-2017. L’attenzione qui è focalizzata sulla circolazione degli strati di superficie e dell’Acqua del Pacifico, in quanto mostrano i cambiamenti più evidenti rispetto al contenuto di acqua dolce e calore.

La Figura 6 illustra una serie di dati relativi alla regione del Giro di Beaufort (BG). Qui è una spiegazione delle diverse parti della figura:

(a) Questa è una mappa della regione del Giro di Beaufort. Mostra la concentrazione di ghiaccio marino a settembre 2020 (rappresentata dai colori) e il limite del ghiaccio marino a settembre 2006 (rappresentato dal contorno nero). La linea puntata verde delimita il Giro di Beaufort centrale, e il diamante giallo mostra la posizione dei profili mostrati nei pannelli b-g.

(b-d) Questi pannelli mostrano i profili di marzo (2006 in blu; 2020 in rosso) di temperatura potenziale (pannello b); salinità in funzione della profondità, con le linee più chiare (asse x superiore) che mostrano la frequenza di galleggiabilità; e temperatura potenziale rispetto alla salinità (pannello d).

(e-g) Questi pannelli sono gli stessi dei pannelli b-d, ma per settembre.

Nei pannelli b, c, e, f, le linee tratteggiate orizzontali indicano la profondità di 30 metri (in grigio) e le profondità a cui S = 33 (colorate in rosso o blu in base al profilo). Nei pannelli d e g, le linee nero puntinate indicano la temperatura di congelamento a pressione zero, e le linee tratteggiate verticali segnano S = 33 (grigio) e i valori di salinità alla profondità di 30 metri (colorate in rosso o blu in base al profilo).

In generale, queste figure aiutano a visualizzare come le proprietà dell’acqua, come la temperatura e la salinità, cambiano con la profondità e tra anni diversi nella regione del Giro di Beaufort. L’indicatore “S” si riferisce alla salinità, una misura di quanto sale è disciolto in un certo volume d’acqua. “S = 33” significa che ci sono 33 grammi di sale in un chilogrammo d’acqua.

CIRCOLAZIONE

Le misurazioni idrografiche nel BG rivelano la larga struttura a forma di ciotola delle superfici isopicnali (o, equivalentemente, isaline) associate a un vortice antociclonico intensificato in superficie. La distribuzione spaziale della superficie di salinità pratica S = 33 è più superficiale ai margini della regione BG e fino a 100 m più profonda nell’interno (BG centrale) (Figura 7). Sezioni rappresentative nord-sud attraverso il BG lungo 140°W mostrano questa struttura in profondità e indicano anche come il più alto contenuto di calore nello strato PSW si trovi nel BG centrale su questo meridiano (Figura 7). Sezioni corrispondenti lungo 150°W mostrano una struttura simile. Notabilmente, tra i primi anni e gli anni successivi mostrati, c’è un apprezzabile approfondimento delle isopicnali che manifesta la rotazione del BG durante questo periodo, e un riscaldamento significativo del PSW.

Le altezze dinamiche calcolate da misurazioni idrografiche che coprono il periodo 2008-2011 indicano correnti geostrofiche di superficie alte fino a 10-15 cm s−1 al perimetro meridionale del BG (vedi figura 1a in McPhee 2013). Le misurazioni dirette della velocità indicano che la struttura verticale del campo di flusso decade con la profondità in modo tale che le velocità medie della corrente sono solo di circa 1 cm s−1 al di sotto di circa 300 m, anche se il record è dominato da vortici mesoscala energetici con velocità orizzontali che possono essere di diverse decine di centimetri al secondo (Zhao et al. 2018). I campi di topografia oceanica dinamica satellitare rivelano un notevole cambiamento sul fianco occidentale del BG, dove le correnti di superficie (a nord-ovest; Figura 4e,f) erano generalmente di circa 2-4 cm s−1 prima del 2007 e poi aumentate a velocità di circa 5-8 cm s−1 per il resto del record (fino al 2014). È anche degno di nota in questi campi che il centro della circolazione BG si è spostato verso nord-ovest di qualche centinaio di chilometri nel periodo 2003-2014, che è stato ritenuto essere correlato alla forza e alla posizione del BH (Armitage et al. 2017, Regan et al. 2019).

Serbatoio di acqua dolce all’interno del Giro di Beaufort (Beaufort Gyre)

Il Giro di Beaufort è una caratteristica importante dell’Oceano Artico che ha un ruolo significativo nella circolazione e nel clima dell’Artico. La parola “gyre” è usata per descrivere un grande sistema di correnti marine circolari.

Il Giro di Beaufort è noto per trattenere una grande quantità di acqua dolce. Questa acqua dolce proviene principalmente dallo scioglimento dei ghiacci marini e dai fiumi che fluiscono nell’Artico. Quest’acqua dolce, essendo meno densa dell’acqua salata, tende a rimanere vicino alla superficie del mare, creando una sorta di “cappello” di acqua dolce sull’oceano sottostante.

Il “serbatoio” di acqua dolce nel Giro di Beaufort è significativo perché può influenzare la circolazione oceanica a livello globale. Se grandi quantità di questa acqua dolce venissero rilasciate in una volta, potrebbero rallentare o interrompere la circolazione termoalina, una parte essenziale del sistema climatico globale.

Pertanto, studiare il “Beaufort Gyre Freshwater Reservoir” è importante per comprendere meglio il sistema climatico dell’Artico e il suo potenziale impatto sul clima globale.

Il Giro di Beaufort (BG) è noto da tempo come il più grande serbatoio di acqua dolce dell’Oceano Artico (Aagaard & Carmack 1989). L’acqua dolce mantiene la forte stratificazione aloclina del BG, che è importante per i flussi di calore, momento e nutrienti dell’oceano, e per la circolazione. Il contenuto di acqua dolce dell’oceano è comunemente definito rispetto a una salinità di riferimento ed è calcolato come un’integrale in profondità di acqua dolce relativa dall’oceano di superficie alla profondità della salinità di riferimento. [Schauer & Losch (2019) hanno criticato questo quadro, preferendo lavorare con le stime complete di salinità.] La scelta della salinità di riferimento è generalmente presa per essere 34.8 (seguendo Aagaard & Carmack 1989), il valore approssimativo della salinità media dell’Oceano Artico; l’isalina 34.8 si trova a circa 400 m di profondità nel BG (vedi Carmack et al. 2016). Haine et al. (2015) hanno stimato il volume totale medio di acqua dolce dell’Oceano Artico 2000-2010 essere 101.000 km3, con circa il 25% di quello immagazzinato nel BG. Il contenuto di acqua dolce dell’oceano nella regione del BG mostra una significativa variabilità interannuale, con periodi sia di rapido cambiamento che di relativa stabilità (Proshutinsky et al. 2009, 2019, 2020). Il campionamento idrografico annuale nell’ambito del Sistema di Osservazione del Giro di Beaufort/Studio Congiunto Oceano Ghiaccio ha permesso una quantificazione del cambiamento anno su anno nel contenuto di acqua dolce dal 2003 (Proshutinsky et al. 2009) (Figura 8). Nel complesso, il contenuto di acqua dolce è in aumento; il contenuto totale di acqua dolce nel 2021 (circa 22 ± 3 × 103 km3) era circa 5 × 103 km3 maggiore di quanto non fosse nel 2003.

Variazioni e Tendenze

Le variazioni stagionali e a lungo termine dell’acqua dolce nel Giro di Beaufort possono essere attribuite in larga misura ai cambiamenti della circolazione atmosferica (Proshutinsky et al. 2009). Ad esempio, sotto una costante forzatura anticiclonica, la massa viene trasportata lateralmente nello strato di Ekman superficiale, facendo convergere il ghiaccio marino e le acque superficiali a bassa salinità e accelerando il giro. Le acque vengono pompate verso il basso nella aloclina alla periferia del Giro di Beaufort (dove gli isotermi affiorano in superficie), gonfiando il giro (la dinamica della vorticita potenziale del Giro di Beaufort è stata descritta in Timmermans & Marshall 2020).

Nel ciclo stagionale, il contenuto di acqua dolce nella regione del Giro di Beaufort è tipicamente massimo in dicembre e minimo in aprile, con una differenza tra questi due periodi di circa 4.000-5.000 km³ (Proshutinsky et al. 2009). Per fare riferimento al contenuto medio di acqua dolce per unità di superficie (Figura 8a), l’ampiezza tipica del ciclo stagionale nel Giro di Beaufort centrale è di circa 2 metri. Sottili differenze emergono dall’esame dettagliato di questo ciclo stagionale generale, con osservazioni che indicano due picchi nel contenuto di acqua dolce: il massimo annuale in inverno, quando la forzatura eolica sulla pompa di Ekman è più forte, e un picco locale secondario, dominato da cambiamenti nell’oceano superficiale, a giugno, quando la disponibilità di acqua dolce dai fiumi e dallo scioglimento dei ghiacci è massima (Proshutinsky et al. 2009, Armitage et al. 2016, Proshutinsky et al. 2019).

L’aumento più grande del contenuto di acqua dolce del Beaufort Gyre (BG) è stato osservato tra il 2003 e il 2008 (Figura 8b), spinto da un anomalo forzamento del vento anticiclonico e dai relativi gradienti di stress del vento, particolarmente forti nel 2007 (Proshutinsky et al. 2009). Il contenuto di acqua dolce è rimasto relativamente costante tra il 2008 e il 2012, cosa che potrebbe essere correlata a un generale indebolimento del curl dello stress del vento anticiclonico e a un ruolo maggiore dell’upwelling sotto la copertura del ghiaccio marino nei mesi invernali (ad esempio, Meneghello et al. 2018). Questo è confermato da serie temporali di spostamenti isopicnali che indicano un aumento degli isopicnali durante questo periodo (Proshutinsky et al. 2019). Un flusso di acqua dolce fuori dalla regione nel 2012-2013 (che ha dato origine al minimo locale del contenuto di acqua dolce nel 2013; Figura 8b) è attribuito a un ulteriore indebolimento del forzamento del vento anticiclonico, tale che l’upwelling risultante dalle correnti geostrofiche anticicloniche che interagiscono con la parte inferiore del ghiaccio marino ha dominato la convergenza (più debole) guidata dal vento (Proshutinsky et al. 2019).

La comprensione dell’accumulo di acqua dolce del BG è complicata dal fatto che le fonti di acqua dolce (cioè, anomalie derivanti dallo scioglimento dei ghiacci marini, dalle precipitazioni nette, dagli afflussi dal Pacifico e dagli afflussi fluviali) variano temporalmente e spazialmente. Le misurazioni e le analisi di modellazione suggeriscono che le acque derivate dallo scioglimento dei ghiacci marini, le acque originarie dello Stretto di Bering e le acque del fiume Mackenzie sono state i principali contributi all’acqua dolce del BG nel periodo 2003-2018, costituendo rispettivamente circa il 41%, il 35% e il 15% dell’aumento totale (vedi figura 11 in Proshutinsky et al. 2019).

Il scioglimento del ghiaccio marino locale ha contribuito per meno del 10% all’accumulo totale di acqua dolce nel BG durante quel periodo (Proshutinsky et al. 2019), con i maggiori contributi dopo il 2007, coincidendo con un passaggio verso un ghiaccio più sottile nel BG (Krishfield et al. 2014). Fukumori et al. (2021) hanno utilizzato un modello di stima dello stato dell’oceano e del ghiaccio marino per concludere che dopo il 2007, il più forte stress del vento anticiclonico ha intensificato il contributo dell’acqua dolce locale attraverso una maggiore convergenza del ghiaccio marino nella regione e il suo successivo scioglimento.

È importante notare che è improbabile che i cambiamenti osservati nell’acqua dolce del BG siano simulati efficacemente nei modelli climatici utilizzati nei Rapporti di valutazione dell’IPCC. Ad esempio, Rosenblum et al. (2021) hanno analizzato l’output del modello nella regione del BG da due versioni del Community Earth System Model (CESM1 e CESM2), confrontando le simulazioni del modello e le osservazioni raccolte durante il 1975 e il 2006-2012. Hanno dimostrato che le simulazioni producono una colonna d’acqua più salata e meno stratificata rispetto a quanto indicato dalle osservazioni. Rosenblum et al. (2021) hanno collegato questa inconsistenza a un eccessivo mescolamento oceanico nei modelli, che ha conseguenze significative per le proiezioni di ghiaccio marino, trasporto di calore oceanico, feedback albedo-ghiaccio e produttività primaria​¹​.

Stabilizzazione del Giro di Beaufort (Beaufort Gyre)

Le osservazioni indicano che, anche sotto l’effetto di venti anticiclonici persistenti, il BG non aumenta la sua circolazione e non accumula acqua dolce indefinitamente; piuttosto, l’attrito sotto-glace in inverno può dissipare energia e stabilizzare il BG, come descritto nella Sezione 3.4. La stabilizzazione del BG può inoltre comportare la dissipazione dell’energia potenziale disponibile attraverso i vortici oceanici. Si ritiene che i vortici oceanici risultanti dall’instabilità baroclina del campo di flusso di fondo agiscano come un bilanciamento del flusso di momento indotto dal vento nel BG (ad es., Davis et al. 2014, Manucharyan et al. 2016, Dewey et al. 2018, Armitage et al. 2020). Oltre a trasferire l’energia potenziale in discesa, i vortici trasportano l’acqua dolce fuori dal BG, limitando l’accumulo di acqua dolce.

Esplorare questi equilibri per capire le scale temporali di adattamento (cioè, la risposta del BG a un cambiamento improvviso nella forzatura di superficie) è essenziale per comprendere l’accumulo e il rilascio di acqua dolce man mano che cambia la forzatura di superficie, così come l’influenza della forzatura di superficie passata nell’impostare le proprietà del BG. Considerando l’equilibrazione del BG risultante interamente dal feedback negativo tra le correnti geostrofiche dell’oceano di superficie e lo stress ghiaccio-oceano, si ottengono scale temporali di adattamento di circa 1-2 anni. Questo può essere contrastato con le scale temporali dell’ordine di un decennio necessarie per equilibrarsi quando agisce da sola la diffusività dei vortici (ad es., Davis et al. 2014, Manucharyan et al. 2016).

Doddridge et al. (2019) hanno presentato una teoria analitica per la stabilizzazione del BG che include la dissipazione sia del ghiaccio marino che dei vortici a mesoscala e un equilibrio a tre vie tra lo stress del vento, gli stress ghiaccio-oceano e la diffusività dei vortici. Hanno dimostrato che, per valori tipici di diffusività dei vortici e velocità di deriva del ghiaccio, le scale temporali di adattamento sono generalmente da qualche parte tra i due estremi sopra (da qualche anno a 10 anni).

Regimi di Circolazione

I cambiamenti nei grandi modelli di vento su scale decennali e più lunghe sono stati utilizzati per esplorare le variazioni del BG indotte dal vento. Ad esempio, Morison et al. (1998) hanno documentato un cambiamento (che hanno collegato alla fase dell’Oscillazione Artica), a partire dai primi anni ’90, verso un’espansione/intensificazione della circolazione oceanica ciclonica nel Bacino Eurasiatico (questo è associato al modello di circolazione atmosferica B descritto nella Sezione 2.2). Morison et al. (2021) hanno suggerito che questa circolazione ciclonica intensificata sia persistita per circa gli ultimi tre decenni, coincidendo con un BG più intenso ma più confinato. Questo è coerente con un basso islandese generalmente intensificato ed espanso in questi decenni (Kenigson & Timmermans 2021).

Gli studi passati sulla variabilità decennale del BG hanno invocato la sua capacità di immagazzinare e rilasciare volumi sufficienti di acqua dolce per avere conseguenze che si ripercuotono sulla circolazione atmosferica (Proshutinsky & Johnson 1997; Dukhovskoy et al. 2006a,b; Proshutinsky et al. 2015). Proshutinsky et al. (2015) hanno suggerito che un forte BH è favorevole all’accumulo di acqua dolce nel BG e a una riduzione dell’acqua dolce oceanica (e quindi della stratificazione) nei mari nordici (cioè, nelle vicinanze del basso islandese) a causa della corrispondente riduzione dell’esportazione di acqua dolce dall’Artico. Secondo questa ipotesi, c’è un’intensificazione dell’attività dei cicloni nei mari nordici perché la stratificazione ridotta lì permette un’intensificazione della convezione profonda dell’oceano e dei flussi di calore dall’oceano all’atmosfera. Di conseguenza, il BH è indebolito da questa espansione dell’attività ciclonica, permettendo una liberazione di acqua dolce dal BG, un aumento dell’acqua dolce nei mari nordici, e una soppressione della convezione profonda e dell’attività ciclonica lì. L’intero ciclo può ripetersi in un’oscillazione decennale (vedi Proshutinsky et al. 2015).

RISCALDAMENTO DEL GYRO DI BEAUFORT: AUMENTO DEL CONTENUTO DI CALORE NELL’ALOCLINO

Per quantificare questo cambiamento nel strato PSW (Pacific Surface Water, Acqua di Superficie del Pacifico) evitando che la variabilità spaziale influenzi la serie storica, consideriamo una regione del BG (Barents Sea, Mar di Barents) centrale intensamente campionata (mostrata nella Figura 6a). Per minimizzare l’influenza delle acque superficiali che variano stagionalmente (approssimativamente nei primi 30 metri) e il potenziale per l’aliasing, calcoliamo il contenuto di calore (rispetto alla temperatura di congelamento) nello strato tra 30 metri e la profondità dell’isalina S = 33 (vedi Figure 6b-g). Nel periodo 2004-2021, il contenuto di calore dello strato PSW nel BG centrale è circa raddoppiato (Figura 9). I contributi al contenuto di calore sia dal cambiamento della temperatura media dello strato che dal cambiamento dello spessore dello strato possono avere influenze variabili di anno in anno, ma nessuno domina la tendenza generale del contenuto di calore (Timmermans et al. 2018). Prima degli anni 2000, i valori tipici di contenuto di calore per unità di area nello strato PSW del BG centrale erano circa 2 × 10^8 J m^-2 (Timmermans et al. 2018). Negli anni più recenti (2019-2021), le stime del BG centrale del contenuto di calore per unità di area raggiungono 8 × 10^8 J m^-2 in alcuni luoghi (Figura 9f). È importante notare che il calore aggiuntivo è sufficiente per sciogliere circa 1 metro di ghiaccio marino, anche se ciò richiederebbe che fosse reso disponibile alle acque superficiali in contatto diretto con il ghiaccio marino. (Abbiamo ulteriormente esaminato il contenuto di calore nello strato delimitato da S = 33 e S = 34.86, una distanza che definisce lo strato sotto il PSW, comprendendo il nucleo dell’Acqua Atlantica. Non c’è una tendenza significativa all’aumento o alla diminuzione del contenuto di calore, dello spessore o della temperatura media dello strato in questo periodo 2004-2021.)

Il contenuto di calore tra i 10 metri e i 30 metri di profondità (vedi Figura 9g) mostra solo variabilità stagionale nel corso del periodo registrato. Le acque del Pacifico del BG centrale non tendono a mostrare variabilità su scale di tempo stagionali (ad esempio, confronta i profili di marzo e settembre 2020 in Figura 6b) perché sono troppo profonde per essere influenzate dalla radiazione solare locale e la forte stratificazione aloclina inibisce i flussi di calore verticali dal caldo strato PSW (Toole et al. 2010).

Mentre la forte stratificazione e la debole miscelazione meccanica alla base dello strato superficiale inibiscono i flussi di calore verticali verso la parte inferiore del ghiaccio marino, c’è almeno una piccola frazione di calore perso dallo strato caldo per diffusione verticale. Dato il diffusività turbolenta alla base dello strato misto BG nell’ordine di circa 10^-7 – 10^-6 m^2 s^-1 (Shaw & Stanton 2014), stimiamo i flussi di calore verticali nello strato misto nell’ordine di 0.02-0.8 W m^-2. Per contesto, un eccesso di 1 W m^-2 (equivalente a una riduzione dello spessore del ghiaccio marino di circa 0.1 m anno^-1) nel bilancio energetico artico è sufficiente per spiegare l’assottigliamento osservato del ghiaccio marino artico negli ultimi decenni (vedi, ad esempio, Kwok & Morison 2011). Al limite superiore di questi valori di flusso, lo strato PSW perderebbe fino alla metà del suo contenuto di calore in circa un decennio solo per flussi diffusivi verticali (per il valore medio del contenuto di calore PSW in Figura 9g). Dosser et al. (2021) hanno dedotto un aumento delle diffusività turbolente alocline BG da valori di (3 ± 1) × 10^-7 m^2 s^-1 nel periodo 2004-2010 a (7 ± 1) × 10^-7 m^2 s^-1 nel periodo 2011-2019, risultante da un aumento del tasso di dissipazione di energia cinetica turbolenta guidata da onde interne. Hanno dimostrato che tra questi due periodi di tempo, i flussi di calore attraverso l’halocline sono aumentati di un ordine di grandezza (da 0.02 W m^-2 a 0.21 W m^-2) sia a causa di queste maggiori diffusività turbolente che a causa di gradienti di temperatura che erano maggiori di un fattore di tre. ( L’halocline è uno strato di transizione in un corpo d’acqua, come un oceano o un lago, dove c’è un forte cambiamento di salinità con la profondità. In particolare, l’halocline è il punto di separazione tra le acque superficiali più dolci e le acque profonde più salate. Questo strato di transizione può avere un grosso impatto sui movimenti verticali dell’acqua, poiché la salinità influisce sulla densità dell’acqua. L’halocline può quindi ostacolare il mescolamento tra le acque superficiali e quelle profonde.)

DOMANDE FUTURE

Osservazioni estensive del sistema BG negli ultimi decenni hanno documentato notevoli perdite di ghiaccio marino, un aumento dell’acqua dolce e un considerevole accumulo di calore oceanico. Ci sono molte domande aperte riguardanti le traiettorie future e le implicazioni di questi cambiamenti.

Abbiamo visto come l’esistenza di una copertura di ghiaccio marino concentrata svolga un ruolo nella stabilizzazione del BG e nella regolazione stagionale della convergenza dell’acqua dolce. Con le continue perdite di ghiaccio marino (inclusa una prossima pietra miliare nel passaggio a un Artico stagionalmente libero dal ghiaccio), il ghiaccio marino continuerà a svolgere questo ruolo, o i flussi di vortici saranno l’unico equilibrio per la spinta del vento? In uno scenario probabile in cui i vortici diventano sempre più importanti nella stabilizzazione del BG, i loro meccanismi di generazione, provenienza ed evoluzione saranno fondamentali da capire.

Il continuo declino del ghiaccio marino verso un oceano completamente esposto ogni estate darà probabilmente origine anche a una riduzione dell’acqua di fusione nel BG. Negli ultimi anni, il BG ha sperimentato un eccesso di acqua di fusione proveniente dal ghiaccio pluriennale, ma è ragionevole prevedere che un oceano stagionalmente libero dal ghiaccio porterà a una perdita netta di questa fonte locale di acqua dolce. La natura di questa transizione e le sue conseguenze rimangono inesplorate.

Le acque estive del Mare di Chukchi probabilmente continueranno a riscaldarsi man mano che l’estensione e la durata delle acque aperte e l’assorbimento solare aumentano. Anche se questo potrebbe suggerire un continuo accumulo di calore nell’halocline del BG, non è chiaro come il riscaldamento dell’oceano superficiale (e le retroazioni alla forzatura atmosferica locale) influenzeranno i percorsi e la dinamica per la ventilazione PSW dell’interno del BG. L’influenza e il destino del calore PSW nel BG rappresentano un problema urgente, soprattutto considerando la capacità di quest’acqua di sciogliere completamente il ghiaccio marino sovrastante se dovesse essere mescolata in superficie. Il suo destino finale sarà quello di mescolarsi rapidamente sotto la forzatura del vento energetico (uno scenario potenziale dato la possibilità di un aumento dell’input di energia eolica nell’oceano superficiale in assenza di un fitto pacchetto di ghiaccio), o il suo calore sarà diffuso da flussi di vortici laterali o più lentamente in verticale da deboli flussi diffusivi?

Prevedere i cambiamenti nella forza della circolazione BG e la sua capacità di accumulare acqua dolce e calore dipende dalla nostra capacità di prevedere la forza e la scala dei due principali centri di azione atmosferica, il BH e l’Icelandic Low. In un Artico che si riscalda, non è chiaro quali pattern di circolazione atmosferica o modalità potrebbero essere preferiti. Ad esempio, il continuo riscaldamento polare porterà a un ampliamento dell’Icelandic Low e a una riduzione del BH (favorendo il rilascio di acqua dolce), o potrebbe la soppressione della convezione profonda nell’Atlantico del Nord diminuire la forza dell’Icelandic Low, permettendo un’intensificazione del BH? A seconda dell’interazione tra questa forzatura atmosferica su larga scala, il ghiaccio marino e i flussi di vortici, l’acqua dolce del BG potrebbe continuare ad accumularsi o essere rilasciata nell’Atlantico del Nord subpolare, dove potrebbe a sua volta influenzare la circolazione atmosferica.Proiezioni climatiche valide richiederanno la comprensione della forzatura fisica e delle retroazioni, così come dei processi che domineranno la dinamica e la struttura del BG sotto il continuo riscaldamento globale. Ci siamo concentrati solo su un insieme dominante di processi fisici e proprietà del BG qui, ma il BG è anche caratterizzato da un insieme complesso e mutevole di processi biologici e chimici. Ad esempio, il BG sta sperimentando cambiamenti nella produzione biologica (ad es. Ardyna & Arrigo 2020), nei flussi di carbonio inorganico (ad es. DeGrandpre et al. 2019), e nell’acidificazione degli oceani (ad es. Zhang et al. 2020), e misurazioni recenti hanno addirittura indicato la presenza di microplastiche in tutto il suo colonna d’acqua superiore (Ross et al. 2021). Studi che esaminano come i processi fisici influenzano il ciclo del carbonio, dell’ossigeno, dei nutrienti e di altri elementi chimici saranno un tema essenziale della futura ricerca.

La Figura 9 presenta delle mappe e una serie storica che mostrano l’evoluzione del contenuto di calore nell’oceano nella regione della Beaufort Gyre, una vasta zona di rotazione dell’oceano nell’Artico.

(a-f) Questi pannelli mostrano mappe del contenuto di calore dell’oceano. Il contenuto di calore è calcolato rispetto alla temperatura di congelamento dell’acqua di mare e viene calcolato per ogni profilo di misura (rappresentato dai punti neri) tra una profondità di 30 metri e la profondità a cui la salinità dell’acqua è 33 (indicata come “S = 33”). Queste mappe sono realizzate per diversi periodi di tempo, che sono indicati su ogni pannello. Inoltre, il contenuto totale di calore nella regione durante ogni periodo è indicato alla base di ogni pannello.

(g) Questo pannello mostra una serie storica del contenuto medio di calore nella Beaufort Gyre centrale. Due serie di dati sono presentate: una che rappresenta il contenuto di calore integrato tra 10 e 30 metri di profondità (rappresentata in giallo), e l’altra che rappresenta il contenuto di calore integrato tra 30 metri di profondità e la profondità a cui S = 33 (rappresentata in blu). Per entrambe le serie, viene utilizzata una media mobile per lisciare i dati, con una finestra di 30 giorni per la serie gialla e una finestra di 180 giorni per la serie blu. Le linee tratteggiate rappresentano la deviazione standard, che è una misura della variazione dei dati, calcolata su finestre mobili di 180 giorni.

APPENDICE: FONTI DI DATI

I dati idrografici del BG sono stati raccolti e resi disponibili dal Progetto di Esplorazione del Giro di Beaufort con sede presso la Woods Hole Oceanographic Institution (https://www.whoi.edu/beaufortgyre) in collaborazione con i ricercatori di Pesca e Oceani Canada presso l’Istituto di Scienze Oceaniche; sono disponibili sul sito web del progetto (https://www.whoi.edu/website/beaufortgyre/data) così come dal Centro dati Artico della National Science Foundation (https://arcticdata.io). I dati del Profiler ancorato al ghiaccio sono stati raccolti e resi disponibili dal programma Profiler ancorato al ghiaccio (Krishfield et al. 2008, Toole et al. 2011) con sede presso la Woods Hole Oceanographic Institution (https://www.whoi.edu/itp); i dati sono anche archiviati presso i Centri nazionali di informazione ambientale (NOAA) (https://doi.org/10.7289/v5mw2f7x). Ulteriori dati idrografici provengono dal World Ocean Database 2018 (https://www.ncei.noaa.gov/products/world-ocean-database), integrato con altre fonti pubblicamente disponibili. I campi di pressione al livello del mare e di stress del vento sono stati stimati dai campi di rianalisi ogni 6 ore del National Center for Atmospheric Research (NCAR)/National Centers for Environmental Prediction (NCEP). I dati sulla topografia dinamica/geostrofica dell’Artico sono stati forniti dal Centre for Polar Observation and Modelling, University College London (http://www.cpom.ucl.ac.uk/dynamic_topography) (Armitage et al. 2016, 2017). Le stime dei flussi radiativi sono state ottenute dal prodotto di rianalisi bisettimanale ERA-Interim dell’European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF) ottenuto dal server di dati ECMWF (https://apps.ecmwf.int/datasets). I dati sulla concentrazione di ghiaccio marino provengono dal Climate Data Record of Passive Microwave Sea Ice Concentration, Version 4 del NOAA/National Snow and Ice Data Center (NSIDC) (https://nsidc.org/data/g02202) e dal Near-Real-Time NOAA/NSIDC Climate Data Record of Passive Microwave Sea Ice Concentration, Version 2 (https://nsidc.org/data/g10016) (Meier et al. 2021a,b). Le velocità di deriva del ghiaccio provengono dal Polar Pathfinder Daily 25-km EASE-Grid Sea Ice Motion Vectors, Version 4 (Tschudi et al. 2019).