ARCTIC OCEAN WATER MASS STRUCTURE AND CIRCULATION

MASSA D’ACQUA DELL’OCEANO ARTICO: STRUTTURA E CIRCOLAZIONE

RIASSUNTO. L’Oceano Artico, pur essendo il più piccolo degli oceani del mondo, ha un impatto significativo a livello globale grazie alle sue correnti e masse d’acqua. Caratterizzato da una predominanza di avvezione, questo oceano riceve masse d’acqua distinte provenienti sia dall’Atlantico Nord che dal Pacifico Nord. Queste acque interagiscono e si stratificano verticalmente in base alla loro densità. Modificate ulteriormente dagli afflussi fluviali e dai cicli di congelamento e fusione del ghiaccio marino, le acque dell’Artico sono reimmesse nell’Atlantico Nord, influenzando così la circolazione termoalina globale. Questo sistema fisico è il fondamento di numerosi processi chimici, biologici e geologici nell’ambito artico, tutti suscettibili di modifiche in risposta al riscaldamento globale. Per prevedere le ripercussioni di tali cambiamenti nelle forze esterne e di avvezione, è indispensabile analizzare le loro interazioni e le manifestazioni nelle strutture idrografiche rilevate. Pertanto, questa rassegna si propone di esplorare e discutere i processi che governano tali strutture.

INTRODUZIONE E CONTESTO Nel 1990, l’oceanografo tedesco Detlef Quadfasel partecipò come turista a una crociera al Polo Nord sul rompighiaccio sovietico Rossiya, dotato di sonde di temperatura usa e getta. Durante questa missione, Quadfasel rilevò che la temperatura dello strato medio atlantico superava di oltre un grado i dati precedentemente registrati (Quadfasel et al., 1991). Questa scoperta segnò un cambiamento radicale nell’approccio alla ricerca oceanografica artica, spostando l’attenzione dalla determinazione della circolazione media e della struttura delle masse d’acqua alla rilevazione e documentazione dei cambiamenti ambientali. Ricerche successive nel decennio seguente hanno confermato alterazioni nella struttura delle masse d’acqua (Steele e Boyd, 1998; Morison et al., 1998), nelle posizioni delle zone frontali (Carmack et al., 1995), nelle correnti e nelle risposte alla forzatura atmosferica (Maslowski et al., 2000). L’analisi comparativa di tracce sonar verso l’alto dei sottomarini ha evidenziato una riduzione quasi del 50% dello spessore del ghiaccio marino nel corso di trent’anni (Rothrock et al., 1999), eliminando l’ipotesi di uno stato stazionario dell’oceano e orientando la ricerca verso la comprensione dei cambiamenti in atto.

Molti dei cambiamenti osservati sono di natura advettiva, correlati all’influsso delle acque atlantiche e pacifiche e all’incremento delle temperature globali. L’avanzamento verso nord di masse d’aria più calde, ricche di nuvole e vapore acqueo, intensifica la radiazione infrarossa discendente, innalzando le temperature superficiali (Mortin et al., 2018). Allo stesso tempo, l’afflusso di acque atlantiche più calde incrementa l’apporto termico allo strato superiore sotto il ghiaccio (Polyakov et al., 2012a). I fiumi che defluiscono dai vasti bacini di drenaggio continentali aggiungono un ulteriore componente advettivo, influenzando così il regime del ghiaccio marino, tra fusione e formazione.

L’Oceano Artico, situato in una posizione polare, subisce le influenze stagionali della più variabile forzatura radiativa tra tutti gli oceani: durante la notte polare, le temperature possono scendere sotto i -40°C, mentre durante il solstizio d’estate, la continua esposizione alla luce solare genera una radiazione a onde corte superiore a quella equatoriale. Predominantemente un oceano β, caratterizzato da una forte stratificazione salina, ma non sempre termica, il raffreddamento invernale rimane confinato a uno strato superficiale ben stratificato e poco profondo, consentendo la formazione di ghiaccio marino. Il calore rilasciato durante questo processo è principalmente calore latente di congelamento, il quale raffredda ulteriormente l’atmosfera sovrastante. In estate, il riflettente manto di ghiaccio attenua una significativa porzione della radiazione solare entrante, mantenendo le temperature superficiali vicine al punto di congelamento e moderando le temperature estive, nonostante le prolungate ore di insolazione caratteristiche di questa stagione.

Unico tra gli oceani del mondo, l’Artico vede circa il 50% della sua superficie composta da piattaforme continentali, amplificando le modificazioni stagionali delle masse d’acqua. Con profondità medie che variano dai 200 ai 50 metri, queste piattaforme sono distribuite geograficamente nei mari di Barents, Kara, Laptev, Siberiano Orientale e Chukchi a nord del continente eurasiatico, e nei mari di Beaufort, Lincoln e nell’Arcipelago Artico Canadese a nord dell’America del Nord. La parte più profonda dell’Oceano Artico è divisa in due grandi bacini, i bacini Euroasiatico e Amerasiano, separati fisicamente dalla dorsale di Lomonosov con una profondità media di 1.600 m e una profondità di soglia di 1.870 m. Il bacino Euroasiatico è ulteriormente suddiviso dalla dorsale di Gakkel nell’Amundsen profondo 4.500 m e nel Nansen profondo 4.000 m, mentre il sistema di dorsali Mendeleev e Alpha divide il bacino Amerasiano nei bacini più piccoli di Makarov e nel più grande bacino del Canada, profondo 3.800 m (Figura 1a).

CIRCOLAZIONE E STRATIFICAZIONE: DALLA BASE VERSO L’ALTO

L’influsso advettivo nell’Oceano Artico è noto da tempo. Già a metà del diciannovesimo secolo, si discuteva l’ipotesi che tali flussi caldi potessero modificare la copertura di ghiaccio e generare aree di acqua aperta all’interno dell’Oceano Artico (Petermann, 1865; Bent, 1872). Tuttavia, l’esplorazione di Fridtjof Nansen a bordo della Fram dimostrò il contrario, evidenziando la presenza di uno strato caldo, con temperature superiori a 0°C, esteso tra i 150 e i 600 metri di profondità. Questo strato confermava l’ingresso di acqua calda atlantica nell’Artico, separata dalla superficie marina da uno strato superficiale a bassa salinità che ne impediva il trasferimento termico al ghiaccio (Nansen, 1902).

Questa marcata stabilità permanente deriva dal trasporto atmosferico globale di vapore acqueo dalle latitudini inferiori verso quelle superiori. Nell’Oceano Artico, questa dinamica è rafforzata dall’elevato apporto di precipitazioni locali e dalle ampie aree di drenaggio continentale, che contribuiscono con oltre il 10% del deflusso fluviale globale. Questo processo conferisce all’Artico le caratteristiche di un oceano β, stratificato salinamente, dove la stabilità risultante isola la colonna d’acqua sottostante dalle forzature superficiali, rendendola predominante per avvezione. Gli scambi tra l’oceano superficiale e quello profondo sono limitati alle piattaforme continentali poco profonde, al pendio superiore o agli apporti dai mari adiacenti.

Nansen fu il primo a suggerire che la formazione di ghiaccio marino sulle piattaforme potesse essere cruciale per la ventilazione degli strati più profondi dell’Oceano Artico, sebbene basandosi su misurazioni erronee della salinità durante la spedizione della Fram. Queste mostravano una salinità delle acque profonde superiore a quella delle acque atlantiche, ipotizzando che il congelamento e la separazione della salamoia sulle piattaforme potessero giustificare tali elevati valori di salinità. Successivamente, sulla base delle osservazioni di Amundsen con la Gjøa nel 1901, Nansen riconobbe il ruolo della convezione oceanica profonda nel Mare di Groenlandia, accettando infine che le acque profonde e di fondo dell’Artico potessero originarsi da questa regione (Nansen, 1906, 1915).

Questo modello di circolazione profonda, raffinato da ulteriori osservazioni di Wüst (1941), rimase il riferimento per oltre cinquant’anni. Quando Worthington (1953) scoprì che le temperature al di sotto dei 1.300 metri erano più basse nella metà euroasiatica rispetto a quella ameriasiana dell’Artico, dedusse l’esistenza di una dorsale sottomarina, la dorsale di Lomonosov, già individuata dai sovietici nel 1948, che divideva l’oceano in due bacini, ostacolando il trasferimento delle acque più fredde e dense del Mare di Groenlandia verso l’Artico occidentale. Solo negli anni ’80, con i lavori di Aagaard, si rivalutò la teoria di Nansen riguardo alla possibile origine delle acque profonde dalle piattaforme continentali (Aagaard et al., 1981, 1985; Rudels, 1986), ora riconosciuta come parte di un sistema circolatorio strettamente integrato con i mari nordici, dove le piattaforme dell’Artico forniscono componenti caldo-saline e i mari nordici quelle fredde-fresche.

Le masse d’acqua profonde e di fondo dei quattro bacini profondi dell’Artico presentano caratteristiche distintive: l’acqua di fondo più fredda si trova nel bacino più profondo, l’Amundsen, con una temperatura potenziale di -0.94°C e una salinità di circa 34.943. L’acqua di fondo nel bacino più basso di Nansen è leggermente più calda ma meno salina, mentre quella nel bacino del Canada è notevolmente più calda (-0.551°C) e più salina (34.958).

Le configurazioni verticali delle acque profonde nei bacini del Canada, Amundsen e Nansen presentano analogie significative. La temperatura diminuisce e la salinità aumenta fino a circa 1.000 metri dal fondo, dove inizia un incremento della temperatura, formando un minimo termico profondo. Questo incremento continua fino al raggiungimento di uno spesso strato omogeneo di fondo, caratterizzato da una struttura a gradino termoalino, con spessori di 1.000 metri nel bacino del Canada, circa 600 metri in quello di Amundsen e 500 metri in quello di Nansen, come illustrato nella Figura 2. Questa progressione di temperatura e salinità verso il fondo è generalmente attribuibile alla convezione di piattaforma e pendio. L’afflusso attraverso lo stretto di Fram, che porta con sé acque atlantiche calde e salate, oltre a masse d’acqua intermedia e profonda più fredde e meno saline, fa sì che la convezione del pendio inglobi l’acqua atlantica, aumentandone la temperatura. Se questa miscela è sufficientemente salina, essa sprofonda, incrementando temperatura e salinità delle acque advette intermedie sottostanti (Quadfasel et al., 1988).

Nel bacino del Canada, il minimo di temperatura profonda è probabilmente causato dalla diffusione di acque più fredde dal bacino di Makarov attraverso la dorsale di Mendeleev. Al contrario, i minimi nei bacini di Amundsen e Nansen, situati più in profondità rispetto alla soglia dello stretto di Fram, non presentano fonti advettive chiare e sono più complessi da interpretare. La temperatura delle masse d’acqua che sprofondano, una volta oltrepassata l’acqua atlantica, non può incrementare per trascinamento, a meno che non avvengano variazioni temporanee nella salinità e temperatura degli afflussi. Tuttavia, la presenza di spessi strati di fondo omogenei suggerisce che il riscaldamento geotermico possa essere un fattore di incremento termico, favorendo convezione e omogeneizzazione delle acque di fondo (Timmermans et al., 2003; Björk e Winsor, 2006). Osservazioni recenti dello strato di fondo nel bacino del Canada indicano un aumento delle temperature di fondo, supportando l’ipotesi del riscaldamento geotermico (Carmack et al., 2012).

La struttura del profondo bacino di Makarov diverge da questo schema; qui non si osserva un minimo di temperatura profonda e la salinità raggiunge il suo valore massimo a 1.000 metri dal fondo, mantenendosi costante mentre la temperatura continua a decrescere, formando uno spesso strato di fondo di 700 metri. Jones et al. (1995) ipotizzarono che l’assenza di un minimo termico fosse dovuta al trabocco di acque intermedie più fredde dal bacino di Amundsen, attraverso la soglia nella dorsale centrale di Lomonosov. Queste acque, a causa dell’effetto termobarico, affonderebbero raffreddando le acque profonde del bacino di Makarov. Osservazioni successive (Björk et al., 2007) non hanno tuttavia confermato tale fenomeno di trabocco, che, se influente sulla struttura termica del profondo bacino di Makarov, deve essere considerato intermittente (Rudels, 2012).

Di seguito una spiegazione dettagliata e scientificamente precisa della Figura 1, che illustra la batimetria e la circolazione delle acque superficiali dell’Oceano Artico:

Parte (a) – Batimetria dell’Oceano Artico

Mappa Batimetrica: La rappresentazione utilizza un database aggiornato di batimetria artica (Jakobsson et al., 2008) e visualizza le profondità dell’oceano con isobate specifiche per 200 m, 500 m, 2.000 m e 4.000 m. Queste curve di livello delimitano le variazioni della profondità del fondale oceanico, evidenziando le strutture sottomarine chiave.

Caratteristiche Geografiche Significative:

• AB (Amerasian Basin) e EB (Eurasian Basin): Indicano i due principali bacini dell’Oceano Artico, distinti da caratteristiche idrografiche e sedimentarie diverse.
• LR (Lomonosov Ridge) e MR (Mendeleev Ridge): Sono dorsali sottomarine che fungono da barriere fisiche influenzando la circolazione delle acque profonde e le dinamiche del ghiaccio marino.
• La mappa è disegnata utilizzando una proiezione Lambert Equal Area, ottimale per mantenere le proporzioni corrette nell’analisi delle aree a latitudini elevate.

Parte (b) – Circolazione delle Acque Superficiali

Dinamiche delle Correnti:

• Correnti Calde: Visualizzate con frecce rosse, queste correnti come la Corrente Atlantica Norvegese (NAC) e la Corrente della Groenlandia Orientale (EGS) trasportano acque più calde e salate dalle latitudini inferiori verso l’Artico, influenzando la fusione del ghiaccio e il clima regionale.
• Correnti Fredde e Meno Saline: Indicate con frecce blu, queste correnti, inclusa la Corrente Costiera Siberiana (SCC) e la Deriva Transpolare (TPD), movimentano acque fredde e fresche attraverso l’Artico, essenziali per il mantenimento della copertura di ghiaccio stagionale.
• Correnti a Bassa Salinità: Mostrate in verde, queste correnti sono risultato di processi di trasformazione dove le acque calde e salate subiscono modifiche attraverso mescolanza e interazione con acque più fredde e dolci.

Estensione del Ghiaccio Marittimo:

• L’estensione massima e minima del ghiaccio è rappresentata rispettivamente in blu e rosso, con una distinzione per il minimo assoluto del 2007, mostrato in rosso scuro, indicando un significativo ritiro del ghiaccio marino in quell’anno.

Interazioni e Implicazioni Climatiche: La mappa dettaglia come le correnti influenzano la stratificazione termica e salina delle acque superficiali dell’Oceano Artico. Queste dinamiche sono cruciali per comprendere i processi di formazione e fusione del ghiaccio marino, così come per prevedere le variazioni climatiche nell’area, evidenziando l’importanza delle correnti oceaniche nel modulare il clima artico e globale.

Questa spiegazione fornisce una visione completa e scientificamente approfondita delle componenti chiave illustrate nella Figura 1, utili per gli studi oceanografici, climatici e ambientali dell’Oceano Artico.

CONNESSIONI CON L’OCEANO MONDIALE

I maggiori scambi tra l’Oceano Artico e il resto dell’oceano mondiale avvengono nell’Atlantico del Nord. Qui, le calde acque dell’Atlantico attraversano la Dorsale Groenlandia-Scozia ed entrano nei Mari Nordici (Groenlandia, Islanda e Norvegia), che fungono da grande anticamera per i due ingressi atlantici nell’Oceano Artico: il poco profondo Mare di Barents (200 m) e il profondo Stretto di Fram (2.600 m). Le acque atlantiche fluiscono verso nord nella Corrente Atlantica Norvegese, dove una forte perdita di calore verso l’atmosfera causa il raffreddamento e la densificazione delle acque in entrata. La corrente si divide a nord della Norvegia: una parte consistente entra nel Mare di Barents, rendendo la sua parte meridionale libera dai ghiacci tutto l’anno. Il resto della Corrente Atlantica Norvegese continua come Corrente di Spitsbergen Occidentale fino allo Stretto di Fram, dove circa la metà delle acque entra nell’Oceano Artico e forma una corrente di confine che segue la scarpata continentale eurasiatica verso est. Il resto ricircola nello stretto e si unisce alla Corrente della Groenlandia Orientale che scorre verso sud (Rudels, 1987; Figura 1b).

Il ramo della Corrente di Fram incontra e scioglie il ghiaccio marino a nord delle Svalbard, trasformandosi nella parte superiore in uno strato superficiale meno salino. Il nucleo caldo sottostante dell'”Atlantico” viene isolato, riducendo il suo trasferimento di calore all’atmosfera. Rudels et al. (2004) hanno ipotizzato che lo strato superiore sia creato dallo scioglimento del ghiaccio marino e dalla miscelazione causata dal vento, e che la perdita di calore delle acque atlantiche sia distribuita tra l’atmosfera e il ghiaccio marino in modo tale da minimizzare lo scioglimento del ghiaccio. Questa è in realtà la distribuzione che richiede il minor apporto energetico dal vento per la miscelazione turbolenta (Rudels, 2016). Al contrario, il ramo del Mare di Barents non incontra ghiaccio marino fino a raggiungere l’angolo nord-est del Mare di Barents, da dove continua nel Mare di Kara tra la Terra di Francesco Giuseppe e la Novaya Zemlya. La temperatura delle acque atlantiche nel Mare di Barents è quindi inferiore rispetto a quella del ramo dello Stretto di Fram, il che porta a una minore frazione della perdita di calore destinata allo scioglimento del ghiaccio, e la diminuzione della salinità nello strato superiore creato è inferiore rispetto allo strato corrispondente a nord delle Svalbard (Rudels et al., 2004).

L’Oceano Artico non è una baia chiusa. Ha invece una stretta (80 km) e poco profonda (50 m) “porta sul retro”, lo Stretto di Bering, che lo collega al Pacifico settentrionale. L’Atlantico settentrionale è debolmente stratificato in temperatura (oceano α) e ben ventilato, mentre il Pacifico settentrionale è fortemente stratificato in salinità (oceano β) e poco ventilato sotto la sua picnoclina stagionale. Il suo strato superiore è meno salino, in parte a causa del trasferimento di vapore acqueo dall’Atlantico attraverso l’Istmo di Panama (Weyl, 1968). Questo porta a un livello del mare più alto nel Pacifico settentrionale rispetto all’Atlantico settentrionale, forzando un flusso barotropico verso nord di acqua a bassa salinità attraverso lo Stretto di Bering nell’Oceano Artico (Stigebrandt, 1984).

Dopo aver attraversato il Mare dei Ciukci, il flusso si posiziona a circa 75 m di profondità in estate e a circa 150 m in inverno, tra lo strato superficiale a bassa salinità e le acque atlantiche sottostanti, aumentando la già forte stabilità dello strato superiore. Oltre il Bacino di Nansen, gli strati superiori nei bacini oceanici profondi sono dominati dall’apporto di acqua dolce, proveniente dai fiumi o dall’afflusso dello Stretto di Bering. Solo nel Bacino di Nansen le interazioni dirette tra il ghiaccio marino e le acque calde in entrata creano uno strato superiore meno salino, che porta a una densità maggiore e a una stabilità minore rispetto al resto dell’Oceano Artico.

Le acque in entrata vengono trasformate all’interno dell’Oceano Artico ed eventualmente escono verso l’Atlantico settentrionale, sia attraverso gli stretti e i canali poco profondi nell’arcipelago artico canadese, principalmente attraverso il Lancaster Sound e lo Stretto di Nares, sia attraverso lo Stretto di Fram nella Corrente della Groenlandia Orientale. La maggior parte delle acque provenienti dall’afflusso pacifico passa attraverso l’arcipelago, mentre la Corrente della Groenlandia Orientale comprende acque provenienti dall’intera colonna d’acqua: acque superficiali a bassa salinità che includono occasionalmente acque pacifiche, acque atlantiche artiche raffreddate e acque intermedie e profonde provenienti dai vari bacini.

Queste acque vengono modificate e arricchite dalla miscelazione con le acque atlantiche che ricircolano nello Stretto di Fram e con le masse d’acqua nei mari della Groenlandia centrale e dell’Islanda, prima di attraversare la Dorsale Groenlandia-Scozia, sia come acque polari a bassa salinità nella Corrente della Groenlandia Orientale, sia come dense acque di trabocco che passano attraverso lo Stretto di Danimarca o il Canale delle Fær Øer nel profondo Atlantico settentrionale.

La Figura 2 mostra le caratteristiche delle acque profonde e di fondo dei bacini Nansen, Amundsen, Makarov e Canada nell’Oceano Artico. Ecco una spiegazione dettagliata degli elementi della figura:

1. Grafici di Temperatura e Salinità:
   • I due grafici presentano i profili di temperatura (a sinistra) e di salinità (a destra) in funzione della profondità, misurata in decine di metri.
   • Ogni grafico utilizza colori e simboli specifici per indicare i diversi bacini:
     • Verde con diamante: Bacino di Nansen
     • Viola con triangolo: Bacino di Amundsen
     • Oro con asterisco: Bacino di Makarov
     • Rosso con quadrato e verde con ‘x’: Bacino del Canada (probabilmente un errore di colorazione nel secondo simbolo)
2. Osservazioni Chiave:
   • Nel Bacino di Makarov manca un minimo di temperatura profonda, diversamente dagli altri bacini che presentano un tale minimo, suggerendo variazioni nella circolazione o nelle influenze ambientali.
   • Il minimo di temperatura nel Bacino del Canada potrebbe derivare da un influsso di acqua a profondità di soglia proveniente dal Bacino di Makarov.
   • Il massimo di salinità a 2000 metri nel Bacino di Amundsen è probabilmente dovuto all’acqua profonda del Bacino di Makarov che attraversa la Dorsale di Lomonosov.
   • I minimi di temperatura nei Bacini di Nansen e Amundsen non sembrano avere cause advettive dirette, ma potrebbero essere il risultato di flussi intermittenti di acqua più fredda attraverso il Canale di St. Anna o da variazioni nelle caratteristiche del flusso entrante dallo Stretto di Fram.
3. Mappa:
   • La mappa illustra le posizioni geografiche dei quattro bacini nell’Oceano Artico, con gli stessi simboli e colori usati nei grafici.

Questa visualizzazione aiuta a capire come le dinamiche oceaniche e gli scambi idrografici modellino le proprietà fisiche delle acque nei bacini artici, evidenziando come la circolazione e gli input esterni influenzino le variazioni di temperatura e salinità.

CIRCOLAZIONE NELL’OCEANO ARTICO: INFLUENZA DEI VENTI

Gli Strati Superiori

La circolazione nell’Oceano Artico è guidata principalmente dai venti e dalle variazioni di densità dovute al raffreddamento e riscaldamento, al congelamento e scioglimento, e all’apporto di acqua dolce. Il trasporto di Ekman, mosso dal vento, domina nello strato superficiale. Il ghiaccio marino e lo strato più esterno sono direttamente influenzati dai venti, ma anche dalla topografia dinamica creata dalle variazioni spaziali dei trasporti di Ekman. Un ampio campo di venti sopra l’Oceano Artico genera una circolazione in senso orario nel Bacino Amerasiano, centrata nel Mare di Beaufort, e una circolazione in senso antiorario sopra la piattaforma della Siberia occidentale e il Bacino di Nansen, seguendo le traiettorie dei sistemi di bassa pressione provenienti dall’Atlantico Nord.

Al confine tra questi due sistemi di vento, i venti controrotanti alimentano la Deriva Transpolare, che trasporta ghiaccio marino e acqua a bassa salinità dalle piattaforme della Siberia orientale e dal Giro di Beaufort verso lo Stretto di Fram. Vicino allo stretto, la Deriva Transpolare si divide, con una parte dell’acqua che ritorna al Giro di Beaufort e il resto che prosegue attraverso lo Stretto di Fram. Durante il viaggio attraverso l’Oceano Artico, si verifica uno scambio di acque tra i due sistemi di circolazione guidati dai venti.

La variabilità della circolazione atmosferica generale è spesso descritta dall’indice di Oscillazione Artica (AO) (Thompson e Wallace, 1998). Questo indice misura la forza del Vortice Polare; un AO+ indica un vortice forte e compatto che guida un movimento antiorario dello strato superiore e un ridimensionamento del Giro di Beaufort. Al contrario, in una condizione AO–, la circolazione oraria è intensa e il Giro di Beaufort si espande, trattenendo la maggior parte dell’afflusso pacifico nel Bacino Amerasiano (Steele et al., 2004). In condizioni AO+, un Giro di Beaufort più debole consente alla circolazione antioraria nel Bacino Eurasiatico di estendersi più a est, trasportando parte dell’afflusso pacifico direttamente nel Bacino Eurasiatico fino all’uscita attraverso lo Stretto di Fram (Steele et al., 2004). Nel frattempo, le acque più profonde dei ripiani del Bacino Eurasiatico sono spinte attraverso la Dorsale di Lomonosov per confluire infine nel Giro di Beaufort (Morison et al., 2012).

CIRCOLAZIONE BAROTROPICA GUIDATA DAL VENTO

Sotto lo strato superiore a bassa salinità, la stratificazione è debole e le colonne d’acqua sembrano seguire i contorni di profondità. Sia nell’Oceano Artico che nei Mari Nordici, la batimetria forma percorsi chiusi denominati contorni f/H, dove “f” rappresenta il parametro di Coriolis e “H” la profondità oceanica. Questa configurazione permette ai flussi geostrofici barotropici di circolare attorno ai bacini seguendo questi contorni (Nøst e Isachsen, 2003). La vorticità introdotta dal campo di vento su larga scala viene trasferita alla parte più profonda della colonna d’acqua, dove è smorzata dal torque di attrito del fondo. I campi di vento sui Mari Nordici e sul Bacino Eurasiatico sono antiorari, e per compensare la vorticità aggiunta, la circolazione deve essere antioraria, con le acque più basse situate a destra, guardando nella direzione del flusso. Questa configurazione è tipica della maggior parte delle regioni del Mediterraneo Artico (“Mediterraneo” perché principalmente circondato da terra), ma nel Bacino del Canada, un campo di vento orario potrebbe induire una circolazione oraria con le acque basse a sinistra, come occasionalmente osservato (Newton e Coachman, 1974; Karcher et al., 2007).

Uno studio teorico e sperimentale su un sistema di due bacini da parte di Nøst et al. (2008) ha dimostrato che un campo di vento antiorario in un bacino, come nei Mari Nordici, provocherebbe un flusso antiorario lungo i contorni f/H in entrambi i bacini. Al contrario, una direzione oraria potrebbe mantenere un flusso orario nel bacino direttamente influenzato, ma un flusso orario esteso al bacino non forzato diventerebbe alla fine instabile. Questo suggerisce che la circolazione barotropica profonda nell’Oceano Artico potrebbe essere guidata a seguire i contorni f/H attorno ai Mari Nordici e all’Oceano Artico da un campo di vento antiorario operante solo sui Mari Nordici, dissipando la vorticità aggiunta attraverso l’attrito del fondo. Tuttavia, questo modello di circolazione non tiene conto della significativa forzante termoalina e delle trasformazioni subite dalle acque lungo i loro percorsi nell’Oceano Artico.

CIRCOLAZIONE NELL’OCEANO ARTICO: INFLUENZA TERMOALINA

L’Oceano Artico funziona come un doppio estuario su scala globale (Carmack e Wassmann, 2006) perché la densità dell’acqua atlantica che vi entra aumenta e diminuisce, generando flussi di ritorno sia negli strati superiori che in quelli profondi, come illustrato schematicamente nella Figura 3. Nel Mare di Norvegia e nel sud del Mare di Barents, l’acqua atlantica si raffredda e la sua salinità diminuisce leggermente a causa delle precipitazioni nette. Anche se rimane in superficie, la sua densità aumenta abbastanza per farla entrare nel ciclo profondo di ribaltamento. Tuttavia, quando l’acqua atlantica incontra il ghiaccio marino nell’Oceano Artico a nord e a est dello Stretto di Fram, perde calore sia all’atmosfera che attraverso lo scioglimento del ghiaccio marino. L’acqua di fusione aggiunta alla parte superiore dell’acqua atlantica ne riduce la densità più di quanto il raffreddamento contemporaneo la aumenti, spostando così parte dell’acqua atlantica nel ciclo estuarino superiore. Questo accade a nord delle Svalbard per il ramo dello Stretto di Fram. Invece, nel Mare di Barents, il raffreddamento atmosferico dell’acqua atlantica prosegue più a lungo poiché non incontra ghiaccio marino fino a raggiungere la parte nord-orientale del mare. Qui, l’acqua atlantica è più fredda e lo strato superiore formatosi dallo scioglimento del ghiaccio è meno diluito e più denso rispetto a quello a nord delle Svalbard, potendo quindi rimanere e contribuire al ciclo profondo.

La maggior parte dell’afflusso del Mare di Barents entra nel profondo Bacino di Nansen attraverso il Canale di Sant’Anna, affondando fino a e sotto i 1.000 metri e alimentando il ciclo profondo (Schauer et al., 1997). Lo strato superiore rinfrescato incontra e si mescola con l’acqua proveniente dal ramo dello Stretto di Fram che entra nel canale, e insieme formano un secondo flusso di confine che scorre verso est lungo la parte superiore del pendio continentale, parallelamente ma più interno rispetto al ramo dello Stretto di Fram. Nella parte orientale del Mare di Kara e a nord della Terra di Severnaja Zemlja, il pendio si restringe e il flusso superiore scende lungo il pendio. L’aumento della miscelazione isopicnale con il ramo dello Stretto di Fram genera intrusioni termoaline, soprattutto nel nucleo dello strato atlantico ma anche nella termoclina superiore e negli strati intermedi sottostanti. La densità del flusso combinato è elevata e rimane nel ciclo di circolazione profonda.

A nord del Mare di Laptev, l’acqua atlantica nella corrente di confine è più fredda e meno salina rispetto a quanto non sia più a ovest, ma non ha perso una quantità significativa di calore (o sale) alle acque sovrastanti. Invece, il flusso superiore del pendio, più freddo e meno salino, e possibilmente altri contributi freddi e salini dai banchi, si mescolano allo strato atlantico, abbassandone temperatura e salinità. Il calore è già stato perso sui banchi. Il trasporto dello strato atlantico aumenta e il calore trasportato riscalda l’acqua aggiunta, portando a una riduzione delle temperature medie. Recentemente, tuttavia, Polyakov et al. (2019) hanno dimostrato che un aumento della miscelazione dei venti e un indebolimento della stratificazione negli strati superiori potrebbero provocare una maggiore perdita di calore verticale.

L’acqua nella corrente di confine si separa dal pendio quando incontra importanti caratteristiche batimetriche e si dirige verso i bacini profondi, dove forma giri e anse che alla fine si ricongiungono alla corrente di confine mentre esce dall’Oceano Artico attraverso lo Stretto di Fram. L’acqua che ritorna dal Bacino di Nansen è la più calda, mentre quella ricircolata dai Bacini di Amundsen, Makarov e Canada diventa progressivamente più fredda (Figura 4).

La Corrente Costiera Norvegese, originaria del Mar Baltico e portatrice di deflussi da questa regione e dalla costa norvegese, si sposta verso nord nel Mare di Norvegia, parallela e vicino alla costa rispetto alla Corrente Atlantica Norvegese, e penetra nel Mare di Barents (Figura 1b). Le sue estensioni, la Corrente di Capo Nord e la Corrente di Murman, trasportano acqua a bassa salinità ancora più a est lungo la costa eurasiatica fino ai Mari di Kara e Laptev, dove è incrementata dal deflusso dei grandi fiumi siberiani, Ob, Yenisey e Lena. Nel Mar di Laptev orientale, questa potente corrente costiera a bassa salinità si divide. Una parte supera la soglia della piattaforma continentale e entra nel Bacino di Amundsen, sommergendo la corrente di confine e creando uno strato a bassa salinità sopra lo strato superiore proveniente dal Bacino di Nansen, che ora diventa una massa d’acqua intermedia, un’haloclina, al di sopra del nucleo atlantico.

L’efflusso a bassa salinità dalla piattaforma entra direttamente nel ciclo estuarino superiore, e i mari della piattaforma più a est, i Mari della Siberia Orientale e Chukchi, alimentano quasi esclusivamente questo ciclo. Le acque su queste piattaforme sono fornite da deflussi fluviali e da una massa d’acqua più salina che fornisce il componente per la miscelazione salina. Dal Mare di Barents al Mar di Laptev, questo apporto salino proviene dalla Corrente Costiera Norvegese, mentre il Mar di Chukchi e anche il Mar della Siberia Orientale ricevono le loro componenti saline dall’afflusso del Pacifico, nonostante il Pacifico sia complessivamente una fonte di acqua dolce per l’Oceano Artico.

Anche se i contributi dalle piattaforme alimentano principalmente il ciclo estuarino, sono influenzati dal ciclo stagionale. In inverno, quando il deflusso è minimo, si formano acque dense per rifiuto di salamoia e si accumulano sul fondo delle piattaforme per attraversare infine la soglia della piattaforma (Aagaard et al., 1981; vedi sezione precedente su Circolazione e Stratificazione). Queste acque densità formano pennacchi di confine che incorporano acqua intermedia fino a fondersi con la colonna d’acqua del bacino al loro appropriato livello di densità. I pennacchi meno densi nutrono l’haloclina e possono anche entrare e raffreddare lo strato atlantico. I pennacchi più salini affondano attraverso il nucleo atlantico, incorporando e trasferendo acqua calda atlantica verso il basso, arricchendo gli strati intermedi e più profondi di calore e sale. Mentre gli efflussi superiori della piattaforma contribuiscono alla modalità estuarina, i pennacchi che la bypassano rafforzano il ciclo di ribaltamento. Il volume di acqua incorporata è molto maggiore rispetto al volume iniziale che affonda dalle piattaforme, e il ciclo di ribaltamento diventa più denso, più barotropico e più forte. Al contrario, il ciclo estuarino viene solo arricchito dall’efflusso diretto della piattaforma.

La Figura 3 illustra lo schema della circolazione estuaria nell’Oceano Artico. “AW” rappresenta l’acqua Atlantica e “FW” l’acqua dolce. Lo schema mostra il movimento di queste acque attraverso diverse regioni geografiche, specificando i punti chiave dove l’acqua attraversa i sill, ovvero le soglie nello Stretto di Fram tra l’Oceano Artico e i Mari Nordici, e il Rilievo di Scozia-Groenlandia tra i Mari Nordici e l’Atlantico Settentrionale.

Dettagli chiave dello schema includono:

1. Flusso di Acqua: Le frecce indicano il movimento dell’acqua Atlantica dal Nord Atlantico verso i Mari Nordici e successivamente verso l’Oceano Artico.
2. Formazione di Acqua Meno Densa: Il simbolo “+” segnala la formazione di acqua meno densa, causata dalla miscelazione dell’acqua Atlantica salata con acqua dolce, derivante da fiumi o dallo scioglimento dei ghiacci. Questa diluizione riduce la densità dell’acqua, influenzando la sua circolazione e stratificazione.
3. Formazione di Acqua di Profondità: Il simbolo “-” rappresenta la formazione di acqua di fondo, più densa, che si muove lungo il fondo oceanico. Questa acqua si forma tipicamente attraverso il raffreddamento e un aumento della salinità dovuto al congelamento dell’acqua di superficie, che espelle il sale nell’acqua sottostante.

Questo schema fornisce una rappresentazione visiva delle interazioni tra acqua atlantica e acqua dolce, nonché dei processi di raffreddamento e congelamento che regolano la stratificazione dell’acqua e i modelli di circolazione nell’ambito del sistema estuario dell’Artico. Tali dinamiche sono fondamentali per comprendere il clima, l’ecologia marina e i processi oceanografici di questa regione.

La Figura 4 mostra lo schema della circolazione nelle acque atlantiche sottostanti e negli strati intermedi dell’Oceano Artico e dei Mari Nordici. Illustra in particolare le interazioni tra il Mare di Barents e le correnti che fluiscono dallo Stretto di Fram (FS) a nord del Mare di Kara e di Severnaja Zemlja (SZ). I diversi colori tracciati rappresentano il raffreddamento graduale dello strato atlantico attraverso la regione.

Dettagli principali dello schema:

1. Percorsi di Circolazione: Le linee colorate rappresentano le diverse correnti oceaniche:
   • Blu indica le correnti più fredde.
   • Rosso simboleggia le correnti più calde.
   • Verde mostra aree di ricircolo.
2. Aree Chiave:
   • FS (Fram Strait) e SZ (Severnaja Zemlja) sono punti focali dove l’acqua atlantica transita, influenzando la dinamica dell’acqua circostante.
   • GSR (Greenland-Scotland Ridge) indica le zone dove avviene l’overflow dell’acqua.
3. Raffreddamento Progressivo: Il cambiamento nei colori lungo i tracciati delle correnti segnala il progressivo raffreddamento dell’acqua mentre si sposta verso nord attraverso aree sempre più fredde.
4. Formazione di Acqua Intermedia: Nel Mare di Groenlandia si forma acqua intermedia, come indicato dalle zone verdi nella mappa.
5. Overflows e Ricircolazioni: La mappa evidenzia anche come l’acqua superi il rilievo della Scozia-Groenlandia e come si verifichino fenomeni di ricircolazione nello Stretto di Fram.

Questa visualizzazione aiuta a comprendere la complessità delle dinamiche oceaniche nella regione, mostrando come i movimenti delle correnti e le variazioni termiche influenzino la stratificazione e la circolazione delle acque nell’Oceano Artico e nei Mari Nordici.

Flussi Polari e Scambi Doppi di Estuari

L’esportazione dello strato superiore meno salino avviene attraverso diversi passaggi, inclusi gli stretti canali nell’Arcipelago Artico Canadese e lo Stretto di Fram nella Corrente della Groenlandia Orientale. I flussi seguono la direzione con la costa alla loro destra, e la loro larghezza è determinata da vari fattori geofisici, essendo di circa 10 km. I passaggi principali sono più larghi di questa misura, e lo strato inferiore emerge in superficie nella parte centrale degli stretti. Se la differenza di densità è causata unicamente dalla salinità, l’abbondanza relativa di acqua dolce nello strato superiore diventa un fattore chiave.

Il trasporto di acqua nelle correnti lungo i bordi di ogni stretto dipende da diverse variabili come la gravità, la densità delle acque e altri parametri ambientali. Se conosciamo l’apporto di acqua dolce e riusciamo a stimare la miscelazione con l’acqua atlantica a causa dell’energia turbolenta in superficie, possiamo calcolare il volume d’acqua che scorre via nello strato superiore.

Michael Spall, nel 2012, ha proposto un approccio differente considerando i mari marginali, dove il raffreddamento nel bacino centrale e una corrente geostrofica che porta calore equilibrano la perdita di calore attraverso scambi di vortici. Questo processo rende la corrente di confine più densa, facendola defluire come un trabocco profondo. Tale modello è applicabile anche all’Oceano Artico, dove le interazioni simili si verificano tra la corrente di confine e uno strato superiore meno salato.

La dinamica del doppio estuario implica che l’acqua entrante viene trasformata in acqua sia meno densa che più densa. Nell’Oceano Artico, l’acqua più densa può defluire solamente attraverso lo Stretto di Fram. Studiando questi scambi, è stato ipotizzato che lo strato superiore nell’Oceano Artico si formi principalmente dallo scioglimento dei ghiacci marini. Comprendendo meglio quantità e caratteristiche dell’acqua atlantica, possiamo determinare quanto di questa si trasforma quando raggiunge la temperatura di congelamento, permettendo una stima del flusso dello strato superiore nella Corrente della Groenlandia Orientale.

Confrontando le colonne d’acqua della Corrente della Groenlandia Orientale e dell’acqua atlantica nella Corrente di Spitsbergen Occidentale, possiamo determinare fino a quale profondità l’acqua atlantica penetra nell’Oceano Artico prima di essere bloccata da un’inversione di pressione, oltre la quale l’acqua profonda defluisce dall’Oceano Artico. Questi processi coinvolgono numerose ipotesi sulla formazione di acqua densa e sui meccanismi di mescolamento, come approfondito negli studi citati.

Un risultato significativo è che non si può stabilire un equilibrio tra gli afflussi e i deflussi nell’Oceano Artico in base alle differenze di densità delle acque. Se consideriamo soltanto la circolazione estuaria, l’afflusso che avviene sotto l’inversione di pressione può essere interrotto solo da una pendenza del livello del mare e una pressione diretta verso l’esterno dell’Oceano Artico. Nel caso di un doppio estuario, il deflusso profondo non può essere fermato e ciò porta a una diminuzione del livello del mare nell’Artico, generando un afflusso compensativo nella Corrente di Spitsbergen Occidentale. Potrebbe esserci anche una massa d’acqua ancora più densa nei Mari Nordici che creerebbe un’ulteriore inversione di pressione profonda. Tuttavia, un vero equilibrio tra gli scambi di acqua a diverse densità si verificherebbe solo se l’inversione di pressione più profonda fosse vicina alla profondità della soglia.

Il bilancio di massa nell’Oceano Artico dovrebbe stabilirsi entro pochi mesi, ma l’equilibrio degli scambi di acqua dolce potrebbe richiedere anni e potrebbe non essere mai completamente raggiunto.

Una domanda intrigante è se una circolazione a doppio estuario potrebbe formarsi in un Oceano Artico caratterizzato da banchi e perdita di calore, ma senza apporti di acqua dolce. La formazione di ghiaccio sui banchi causerebbe il rigetto di salamoia, la creazione di acqua densa e la convezione lungo i pendii, mantenendo attivo il ciclo di ribaltamento. Il ghiaccio si scioglierebbe in parte durante l’estate a causa della radiazione solare e in inverno a causa del calore proveniente dall’acqua atlantica sottostante, formando uno strato superiore meno denso che configurerebbe la parte superiore della circolazione estuaria. In questo scenario, non sarebbe necessario un apporto di acqua dolce.

La dinamica del doppio estuario è stata approfondita in diversi modelli concettuali, come quelli proposti da Lambert e altri nel 2016 e da Haine nel 2021. Tuttavia, questi modelli tendono a trascurare l’afflusso proveniente dal Mare di Barents, che è principalmente guidato dal vento e dalla pendenza del livello del mare e che non si adatta facilmente alla descrizione degli scambi nel doppio estuario attraverso lo Stretto di Fram.

Immagazzinamento di Acqua Dolce e Circolazione dello Strato Superiore

Nel Bacino Amerasiano, e più precisamente nel Giro di Beaufort, troviamo lo strato superiore meno salino, che immagazzina oltre 20 metri di acqua dolce rispetto a un valore di salinità di riferimento di 34,80. Questo accumulo è il risultato della circolazione atmosferica in senso orario sopra il Mare di Beaufort, che spinge le acque a bassa salinità verso il centro del giro, formando una vasta area di acqua a bassa salinità. Questo processo, tuttavia, non può proseguire all’infinito: la parte più profonda dell’area diventa instabile e inizia a generare vortici che si disperdono nelle acque circostanti. Secondo gli studi di Manucharyan e Spall (2016), l’equilibrio tra questi due fenomeni si verifica quando l’immagazzinamento di acqua dolce nel giro raggiunge circa 34 metri, un valore tuttavia molto superiore a quello osservato, il che suggerisce che alcuni processi non sono completamente compresi.

Un altro fattore che può limitare l’accumulo di acqua dolce è l’effetto del vento. Quando il giro è intensificato dal vento, la concentrazione di acqua a bassa salinità crea una distribuzione di densità che sostiene un flusso geostrofico in senso orario. Tuttavia, in estate, con i venti più deboli, l’effetto della copertura di ghiaccio, che agisce come freno, rallenta questa circolazione e appiattisce gli strati di densità equivalente. Questo processo, insieme alla formazione di vortici, aiuta a mantenere l’accumulo di acqua dolce intorno ai 20 metri, come osservato attualmente (Meneghello et al., 2018). Se però il clima continua a riscaldarsi, riducendo spessore e compattezza del ghiaccio, la sua capacità di frenata diminuirà, permettendo un maggiore accumulo di acqua dolce nel Giro di Beaufort (Doddridge et al., 2019).

Negli ultimi decenni, il contenuto di acqua dolce liquida nell’Oceano Artico è cresciuto sensibilmente, passando da 93.000 km³ a 101.000 km³. Parallelamente, il volume del ghiaccio marino è sceso, contribuendo significativamente all’apporto di acqua dolce. Quasi tutto questo incremento si concentra nel Giro di Beaufort. Analizzando il periodo 2003-2018, Proshutinsky e altri (2019) hanno identificato nel fiume Mackenzie la fonte principale di questo apporto, variabile tra il 15% e il 45% a seconda delle condizioni atmosferiche, che orientano le acque del fiume ora verso il giro, ora direttamente verso l’Arcipelago Artico Canadese.

Anche l’apporto dallo Stretto di Bering varia notevolmente, mentre la fusione dei ghiacci e il movimento verso il basso delle acque di fusione nel centro del giro contribuiscono in modo più stabile. Le acque a bassa salinità provenienti dagli scaffali eurasiatici influenzano anch’esse il Giro di Beaufort, ma il loro contributo dipende dalla direzione dei venti. In conclusione, l’attuale grande immagazzinamento di acqua dolce nel Giro di Beaufort è principalmente dovuto alla persistente circolazione atmosferica in senso orario che spinge verso il giro gli strati superiori di acqua meno salata.

Processi di Miscelazione Interna nell’Oceano Artico

Il vento e i cicli stagionali di riscaldamento e raffreddamento sono le principali forze che agiscono sull’Oceano Artico. Durante l’inverno, la formazione di ghiaccio e il rigetto di salamoia omogeneizzano lo strato superiore, mentre lo stress del vento arriva fino all’aloglina permanente e robusta. In estate, la fusione dei ghiacci forma uno strato superficiale di acqua dolce a bassa salinità, che riduce la capacità del vento di mescolare le acque più profonde, nonostante la maggiore presenza di acqua aperta e la maggiore mobilità dei banchi di ghiaccio, che intensificano il mescolamento. Parte della radiazione solare penetra sotto questo strato, creando un massimo di temperatura vicino alla superficie che potrebbe non persistere con l’approfondimento dello strato misto polare nel successivo inverno (Jackson et al., 2010).

L’interno profondo dell’Oceano Artico è protetto dalle influenze superficiali grazie alla sua forte stabilità, tuttavia, i processi di miscelazione che sfruttano altre fonti energetiche possono svolgere un ruolo cruciale negli strati più profondi. I movimenti di marea influenzano l’intera colonna d’acqua e, interagendo con la topografia del fondale, generano sia strati turbolenti ben mescolati che maree interne. Poiché l’Oceano Artico si trova perlopiù a nord della latitudine critica (75°N), dove il periodo inerziale è più breve del periodo di marea M2, le maree interne non possono propagarsi e dissipano la loro energia sul posto, soprattutto sopra i pendii continentali (Rippeth et al., 2015).

Un altro importante processo interno è la convezione doppio-diffusiva, che si verifica quando uno dei componenti, il calore o il sale, è stratificato in modo instabile. L’energia potenziale immagazzinata nella distribuzione di densità instabile può essere liberata tramite la diffusione molecolare più rapida del calore. Nel caso dell’Oceano Artico, la presenza di acqua salata sopra l’acqua dolce è rara, mentre è più comune trovare acqua fredda sopra l’acqua calda negli strati superiori, sopra il massimo di temperatura dell’Atlantico. Questo porta alla formazione di interfacce attraverso cui il calore si diffonde, creando strati instabili che alla fine si mescolano, omogeneizzando le acque sopra e sotto. Questo processo crea scale termoaline, particolarmente evidenti nel termoclino profondo sopra lo strato dell’Atlantico nel Bacino del Canada (Neal et al., 1969), e anche in altri bacini. Benché la convezione doppio-diffusiva sia principalmente un processo verticale, può facilitare scambi laterali tra masse d’acqua attraverso intrusioni termoaline, che si osservano quasi ovunque nell’Oceano Artico. La formazione di queste intrusioni, secondo la teoria classica (Stern, 1967), richiede una stratificazione instabile di uno dei componenti e gradienti laterali compensativi di densità di calore e sale. Piccole perturbazioni possono amplificarsi se il sale è stratificato in modo instabile, con intrusioni calde che salgono e fredde che affondano attraverso il fronte, e viceversa se il calore è instabile.

Processi di Miscelazione e Intrusioni Termoaline nell’Oceano Artico

I movimenti nell’Oceano Artico sono guidati dalle differenze nei flussi di densità attraverso due interfacce distinte. Nonostante l’approccio classico non sia sempre applicabile, le intrusioni termoaline sono comunque osservate in quasi tutte le forme di stratificazione, anche quando entrambi i componenti, sale e temperatura, sono stratificati stabilmente. Queste intrusioni sono meno frequenti e meno sviluppate quando la stratificazione di fondo favorisce la formazione di “dita di sale”, un fenomeno particolarmente studiato da Stern.

Le intrusioni termoaline e i vortici si formano e si diffondono da fronti ristretti tra colonne d’acqua con diverse caratteristiche. Nel Mare di Kara, sopra il pendio, si trova il fronte più marcato dell’Oceano Artico, delineato tra il ramo caldo e salino dello Stretto di Fram e il ramo più freddo e meno salino del Mare di Barents. Qui, le intrusioni sono più evidenti nella parte instabile per diffusione sopra il massimo di temperatura, nella zona stabile tra i massimi di temperatura e salinità, e particolarmente sviluppate nella parte stabile sotto il minimo intermedio di salinità.

Quando sia il calore che il sale sono stratificati stabilmente, sono necessarie perturbazioni laterali significative per iniziare il processo che porta alla formazione di interfacce diffusive e di dita di sale. Questi disturbi possono essere generati dalle maree interne che spostano le acque attraverso il fronte. È interessante notare che le intrusioni si trovano anche sul lato del bacino del ramo dello Stretto di Fram, il che solleva interrogativi sull’importanza di queste intrusioni nel trasferire calore dalle acque atlantiche del confine verso l’interno dei bacini. Alcuni ritengono che le intrusioni si espandano lateralmente fino al centro dei bacini, mentre altri sostengono che la loro espansione sia confinata alla zona frontale. Una volta rimossa l’energia potenziale dal componente instabilmente stratificato, le intrusioni vengono trasportate come relitti dalla circolazione principale.

Le acque intermedie sul lato del bacino del ramo dello Stretto di Fram derivano caratteristiche solo dal ramo di afflusso del Mare di Barents al pendio del Mare di Kara. Ciò suggerisce che le acque che entrano nella corrente di confine dallo scaffale del Mare di Kara debbano spostarsi verso il bacino dal pendio del Mare di Laptev, più a est. Interessante notare che il ramo del Mare di Barents si trova sul lato del pendio del ramo dello Stretto di Fram, indicando che porzioni sostanziali dei due rami di afflusso, così come le intrusioni generate tra di essi, possono lasciare il pendio e dirigersi verso lo Stretto di Fram all’interno del Bacino di Nansen.

È possibile che esista una connessione tra le scale termoaline e le intrusioni termoaline. Si ritiene comunemente che i trasporti attraverso le interfacce dipendano dalla grandezza del passo di densità instabile, elevato a una potenza di 4/3. Un’intrusione creata nella termoclina sopra il massimo di temperatura presenta un passo di temperatura instabile maggiore rispetto al corrispondente passo di salinità instabile all’interfaccia delle dita di sale.

Processi di Trasporto di Densità e Effetti Non Lineari nell’Oceano Artico

Questo meccanismo intensifica il trasporto di densità attraverso l’interfaccia diffusiva, e gradualmente elimina il gradiente di temperatura stabilizzante all’interfaccia delle dita di sale. Di conseguenza, gli strati superiori più salini e quelli inferiori meno salini si fondono, formando una scala termoalina con strati omogenei spessi e rapporti di stabilità ridotti. Questi strati spessi, osservati sul pendio del Mare di Laptev e nel Bacino Eurasiatico, potrebbero facilitare il trasferimento di calore dall’acqua atlantica allo strato superficiale e alla copertura di ghiaccio nel Bacino di Nansen. Nei bacini come quello del Canada, dove queste scale hanno rapporti di stabilità elevati, un tale trasferimento di calore è meno probabile. Qui, i flussi sono minori e la termoclina si posiziona al di sotto del minimo di temperatura generato dall’acqua invernale dello Stretto di Bering, ostacolando ulteriori trasferimenti verticali di calore.

Le peculiarità della non linearità dell’equazione di stato dell’acqua di mare includono effetti come il cabbeling, o la contrazione durante la miscelazione, che rende la miscela di due acque di diverse temperature e salinità più densa delle acque originali. Sebbene questo processo sia stato identificato come potenzialmente significativo nella formazione di strati intermedi, la sua importanza diminuisce con l’aumento della temperatura, salinità e pressione. Inoltre, l’aumento di densità si verifica solo dopo che la miscelazione è completa a livello molecolare, richiedendo un’intensa agitazione turbolenta, il che ne limita la rilevanza pratica. Piuttosto, il cabbeling dovrebbe essere visto come una perturbazione della convezione doppio-diffusiva, influenzando i flussi di densità e causando un movimento ascendente dell’interfaccia.

Un altro aspetto non lineare è l’effetto termobarico, secondo il quale l’acqua fredda è più comprimibile di quella calda. Questo significa che uno spostamento verso il basso, indotto esternamente in una colonna d’acqua con temperatura instabile ma salinità stabile, potrebbe intensificarsi e generare convezione. A differenza della convezione doppio-diffusiva e del cabbeling, l’effetto termobarico non necessita di miscelazione per attivarsi e, una volta superata una certa soglia di densità, continuerà a scendere. Inoltre, è un fenomeno asimmetrico: può indurre l’acqua fredda a scendere, ma non causerà la risalita dell’acqua calda.

L’effetto termobarico influisce anche sulla miscelazione laterale tra le masse d’acqua, in particolare tra una corrente di confine e l’interno del bacino. Se gli isopicnali si inclinano verso l’alto dalla costa, come nel caso di una corrente di confine calda e galleggiante, gli scambi tra la corrente di confine e l’interno avverranno sotto gli isopicnali, facendo sì che la corrente di confine si diffonda verso il basso. Al contrario, in presenza di una corrente di confine fredda e meno salina con isopicnali che si inclinano verso l’alto, gli scambi si verificheranno sopra gli isopicnali, confinando la corrente di confine alla superficie. Se gli isopicnali si inclinano verso il basso dal confine, come nel caso di un trabocco freddo e profondo, gli scambi avverranno di nuovo sotto gli isopicnali, permettendo alla corrente di confine di diffondersi verso il basso. Questa dinamica è stata osservata nel deflusso di acqua profonda più calda dell’Oceano Artico nella Corrente della Groenlandia Orientale, che si trova a circa 2.000 metri sopra l’acqua profonda più fredda del Mare di Groenlandia, un fenomeno attribuito all’effetto termobarico.

La figura 5 presenta due grafici che mostrano variazioni verticali e orizzontali della temperatura potenziale e della salinità attraverso il Bacino di Nansen, partendo dalla Severnaya Zemlya, passando sopra il Dorsale di Gakkel, fino a raggiungere il Dorsale di Lomonosov. Questi dati sono stati raccolti durante la spedizione Polarstern del 2011.

Temperatura potenziale (grafico superiore):

• Il grafico usa una gamma di colori che va dal blu (temperature più basse) al rosso (temperature più alte), permettendo di osservare come le temperature si modificano con la profondità e lungo il percorso. Le aree più fredde sono associate al ramo del Mare di Barents, che entra nel Bacino di Nansen portando acque più fredde lungo il pendio continentale.

Salinità (grafico inferiore):

• I colori variano dal verde scuro (minore salinità) al verde chiaro (maggiore salinità), evidenziando la distribuzione di salinità nell’acqua. Il ramo del Mare di Barents, meno salino, si estende sopra il Dorsale di Gakkel e nell’Amundsen Basin, mostrando un chiaro contrasto con le acque circostanti più saline.

Intrusioni Termoaline:

• Un fenomeno cruciale osservato in entrambi i grafici è la presenza di intrusioni termoaline, che si formano dove il ramo caldo e salino dello Stretto di Fram incontra l’acqua più fredda e meno salina del Mare di Barents. Queste intrusioni, che appaiono come mescolanze complesse di acque con diverse temperature e salinità, sono cruciali per il trasferimento di calore e la miscelazione delle proprietà dell’acqua nel bacino.

Questi dati non solo evidenziano le differenze termiche e di salinità all’interno del Bacino di Nansen ma anche l’importanza delle correnti e delle intrusioni nel modellare l’ambiente marino dell’Artico, influenzando così la dinamica dell’oceano e potenzialmente i processi climatici a più vasta scala.

Prospettive future

Come abbiamo accennato nell’introduzione, gli studi di Quadfasel e collaboratori del 1991 hanno rivoluzionato la nostra visione dell’Oceano Artico, mostrandoci come sia un ambiente in continua evoluzione anziché uno statico. Essi hanno sottolineato l’urgente bisogno di comprendere questo sistema dinamico in un clima che cambia rapidamente. Oggi, la costante perdita di ghiaccio marino è diventata il simbolo più evidente del riscaldamento globale, e non c’è quasi studio recente che non evidenzi come l’Artico si stia riscaldando molto più velocemente del resto del pianeta, con tassi di due a tre volte superiori. In questo lavoro, abbiamo cercato di mettere in luce la struttura dell’Oceano Artico e i meccanismi principali che ne determinano la configurazione. Riteniamo che nei prossimi trent’anni saranno fondamentali due domande: (1) Come reagiranno le strutture, le funzioni e i flussi dell’oceano interno alle sollecitazioni climatiche? (2) Come si adatteranno i sistemi biogeochimici a un Oceano Artico in trasformazione?

Essendo un oceano di tipo β, i processi fisici e le funzioni biogeochimiche sono fortemente influenzati dalla regionalità e stagionalità dell’approvvigionamento, gestione, accumulo e trasporto di acqua dolce verso l’oceano globale. Si prevede un intensificarsi del ciclo idrologico con maggior trasporto di acqua dolce verso i poli nei prossimi anni, risultando in una stratificazione più marcata e in una riduzione dei flussi verticali di calore e materiali. Tuttavia, la complessità delle interazioni all’interno del sistema rende difficile fare previsioni precise. Per esempio, la quantificazione degli apporti dei fiumi richiederà stime più accurate di evaporazione, effetti dei laghi e dello scongelamento del permafrost nei bacini idrografici circostanti. La fase dell’acqua dolce—solida, liquida o gassosa—dipenderà dall’entità del riscaldamento climatico globale e dagli scambi di calore tra aria, ghiaccio e mare.

Il futuro del posizionamento, accumulo e esportazione dell’acqua dolce sarà influenzato da nuovi modelli di forzature eoliche e interazioni man mano che la copertura di ghiaccio si riduce durante l’estate. Le risposte varieranno notevolmente a seconda delle regioni, come dimostrato dalle reazioni divergenti dei bacini eurasiatico e amerisiano alle forze climatiche attuali. I segnali stagionali si stanno intensificando, e l’area di fusione e congelamento stagionale si sta espandendo, aumentando il carico stagionale di acqua dolce nello strato misto estivo. In futuro, tuttavia, il tasso di fusione stagionale potrebbe diminuire man mano che l’Oceano Artico diventa privo di ghiaccio per tutto l’anno. Nel lungo termine, la gestione dell’esportazione rispetto all’accumulo e il tempo di residenza dell’acqua dolce nel sistema determineranno se l’Artico diventerà più fresco o meno, e molte incertezze persistono ancora.

Altre prospettive possibili

Un clima più caldo potrebbe aumentare l’apporto di acqua dolce, potenziando il ciclo superiore dell’oceano, ma l’acqua atlantica più calda potrebbe anche intensificare lo scioglimento dei ghiacci. Questo aumenterebbe la stabilità tra lo strato superiore e quello atlantico, riducendo il mescolamento dal basso e indebolendo la circolazione estuaria superiore, un effetto che potrebbe superare l’aumento del deflusso fluviale. Contemporaneamente, una minore salinità sui banchi continentali ridurrebbe la produzione di acqua salata, affievolendo ulteriormente il ciclo di ribaltamento. In definitiva, un clima più caldo potrebbe portare a una circolazione a doppio estuario generalmente più debole.

Una componente già ridotta della circolazione a doppio estuario è la formazione di acque profonde e di fondo nel Mare di Groenlandia, ora rinnovate non più dalla convezione locale ma dall’advazione di acque profonde dai bacini eurasiatico e amerisiano. L’acqua attualmente formata nel Mare di Groenlandia è un’acqua intermedia artica, meno densa di quella del bacino amerisiano. Di conseguenza, il ruolo termoalino del Mare di Groenlandia e dell’Oceano Artico si è modificato: il Mare di Groenlandia non produce più l’acqua più densa del sistema Oceano Artico-Mare di Groenlandia, ma contribuisce ora con il componente più denso delle acque di trabocco verso il Nord Atlantico.

I sistemi biogeochimici si adatteranno in vari modi a un ambiente fisico in trasformazione, ma tre questioni sono cruciali: (1) La produzione biologica aumenterà o diminuirà? (2) L’acidificazione minaccerà la vita marina? (3) Le specie marine subartiche che si spostano verso nord modificheranno gli ecosistemi esistenti? L’Oceano Artico, essendo un sistema oligotrofico, dovrà bilanciare un maggiore ingresso di luce dovuto al ritiro dei ghiacci con una diminuzione dell’apporto di nutrienti causata da una maggiore stratificazione di sale e calore. L’acidificazione, misurata come sotto-saturazione di aragonite, ha già raggiunto livelli critici nel bacino centrale del Canada, rendendo le acque corrosive. Inoltre, l’introduzione di nuove specie, sia per advazione che per invasione dovuta ai cambiamenti ambientali, potrebbe alterare significativamente la catena alimentare attraverso meccanismi complessi.

Le osservazioni di Quadfasel e colleghi sono state un segnale d’allarme, ma già un secolo prima Fridtjof Nansen aveva anticipato il messaggio di cambiamento. Nella sua lezione del 1897 sulla deriva della Fram, concluse con queste parole: “Tutto è in movimento, l’intero oceano si muove incessantemente, un anello nel ciclo senza fine della Natura, tanto mutevole e transitorio quanto le teorie umane”. Nansen si sarebbe chiesto se siamo pronti per il futuro.

https://tos.org/oceanography/article/arctic-ocean-water-mass-structure-and-circulation