Molte informazioni sui processi e la circolazione all’interno dell’Oceano Artico sono emerse da misurazioni effettuate durante spedizioni su rompighiaccio nel corso dell’ultimo decennio. Questo articolo offre una prospettiva basata su queste misurazioni, riassumendo nuove idee riguardo alla formazione delle masse d’acqua e alla loro circolazione. Attualmente, la circolazione dello Strato Atlantico e delle acque a media profondità, fino a profondità di circa 1700 m, è la più compresa. Queste si muovono in giri ciclonici nelle quattro principali conche dell’Oceano Artico.
Nuove idee sulla formazione e la circolazione dell’aloclima sono direttamente rilevanti per le preoccupazioni riguardanti i cambiamenti nello spessore del ghiaccio. La circolazione dell’acqua dell’haloclima in parte imita quella dello Strato Atlantico sottostante. Sono stati osservati un certo numero di grandi vortici che contribuiscono al trasporto delle masse d’acqua. La circolazione dell’acqua dolce proveniente dall’Oceano Pacifico e dal deflusso dei fiumi è stata meglio delineata. La circolazione all’interno dello strato superficiale assomiglia alla circolazione del ghiaccio, ma è diversa sotto vari aspetti.
È meno compresa la circolazione delle acque più profonde, sebbene siano disponibili alcune informazioni. Recenti cambiamenti osservati nelle acque superficiali e nello Strato Atlantico caldo sono stati correlati con l’Oscillazione dell’Atlantico del Nord. Sebbene questi cambiamenti siano drammatici, il modello qualitativo di circolazione potrebbe non essere stato significativamente alterato.
L’Oceano Artico è un oceano chiuso, collegato all’Oceano Pacifico attraverso lo Stretto di Bering e il Mare di Bering, e all’Oceano Atlantico attraverso lo Stretto di Fram e il Mare di Barents tramite i mari della Groenlandia e Norvegia, nonché attraverso l’Arcipelago Artico Canadese via la Baia di Baffin. L’Oceano Artico ha una superficie totale di circa 9.4 x 10^6 km^2, con le piattaforme continentali che costituiscono circa un terzo di questa area. Il bacino centrale dell’Oceano Artico è separato dalla dorsale sottomarina di Lomonosov, che si estende dal Nord America al continente eurasiatico passando vicino al Polo Nord, nel Bacino Eurasiano sul lato Atlantico e nel Bacino Canadese sul lato Pacifico. Questi due bacini sono ulteriormente suddivisi da dorsali sottomarine meno prominenti: la Dorsale di Nansen-Gakkel, che separa il Bacino Eurasiano nei bacini di Nansen e Amundsen, e la Dorsale di Alpha-Mendeleyev, che separa il Bacino Canadese nei bacini di Makarov e Canada (Fig. 1).
In questo articolo, la discussione sull’origine e la descrizione delle masse d’acqua e la loro circolazione si basa su osservazioni. I modelli possono fornire molte intuizioni su ciò che sta accadendo nell’Oceano Artico (ad esempio, Maslowski et al. 2000, e riferimenti ivi inclusi). Includere una discussione sui modelli è al di là dell’ambito di questa presentazione.
Fig. 1. Mappa dell’Oceano Artico, i simboli indicano le recenti spedizioni: quadrati = Oden 91; rombi = Sezioni dell’Oceano Artico 94; triangoli = ACSYS 96; cerchi = JOIS 97.
Masse d’acqua L’acqua affluisce nell’Oceano Artico dagli oceani Atlantico e Pacifico. La maggior parte dell’acqua dell’Oceano Artico proviene dall’Oceano Atlantico del Nord, che fornisce una parte sostanziale delle acque superiori e quasi tutte le acque a media profondità e profonde. Dall’Oceano Atlantico del Nord, l’acqua entra attraverso lo Stretto di Fram tra la Groenlandia e Svalbard e attraverso il Mare di Barents. C’è più evaporazione che precipitazione nell’Oceano Atlantico, e gran parte dell’acqua evaporata cade come pioggia nell’Oceano Pacifico o vi viene trasportata dai fiumi che vi sfociano. Un percorso significativo per il ritorno dell’acqua dolce dall’Oceano Pacifico all’Oceano Atlantico del Nord è attraverso l’Oceano Artico. Una quantità sostanziale di acqua dolce entra anche nell’Oceano Artico attraverso i fiumi che vi sfociano direttamente.
Man mano che entra nell’Oceano Artico, l’acqua superficiale calda dell’Atlantico del Nord che scorre attraverso lo Stretto di Fram incontra il ghiaccio, sciogliendolo e diventando più fresca, formando così un aloclino embrionale (Rudels et al. 1996). Acqua più profonda, più densa e calda (circa 3 °C) forma lo Strato Atlantico, definito convenzionalmente nell’Oceano Artico come avente una temperatura potenziale (θ) superiore a 0 °C. L’acqua più fredda entra fino alla profondità della soglia, 2300 m.
L’acqua dell’Atlantico del Nord che entra nel Mare di Barents viene “skimmed off” dalla bassa profondità del Mare di Barents, e si rinfresca man mano che incontra e scioglie il ghiaccio marino. Due processi invernali significativi si verificano all’interno del Barents che cambiano la densità dell’acqua atlantica in entrata e determinano la sua successiva distribuzione all’interno dell’Oceano Artico. C’è una grande perdita di calore e l’aggiunta di sale mentre la salamoia viene iniettata quando si forma il ghiaccio. Questi due processi – raffreddamento e aggiunta di sale – “diffondono” il range di densità dell’acqua nel Mare di Barents, rendendola abbastanza densa da fluire fuori dalla piattaforma in pennacchi. Questi pennacchi di piattaforma-pendio intrappolano e mescolano l’acqua man mano che affondano e, in base alla loro densità, possono penetrare a tutte le profondità (Rudels et al. 1994; Jones et al. 1995).
L’acqua del Pacifico fluisce nell’Oceano Artico a nord dell’Alaska dal Mare di Bering attraverso lo stretto di Bering, poco profondo (50 m di profondità). L’acqua relativamente fresca e fredda proveniente dall’Oceano Pacifico scorre dal Mare di Bering al Mare di Chukchi. L’acqua del Pacifico porta alte concentrazioni di silicati che sono stati utilizzati come traccianti dell’acqua di origine pacifica nell’halocline e più in profondità (ad esempio, Jones & Anderson 1986; Anderson et al. 1994; Swift et al. 1997; Wheeler et al. 1997). Come nel Mare di Barents, la salamoia iniettata quando si forma il ghiaccio produce acqua densa che può innescare pennacchi di piattaforma-pendio, che penetrano e intrappolano l’acqua man mano che affondano. Si suggerisce che questi pennacchi trasportino il silicato dalla superficie vicina e il calore dallo Strato Atlantico caldo nelle regioni più profonde del Bacino Canadese, rendendo l’acqua profonda più calda e le concentrazioni di silicato più alte di quanto altrimenti (Jones et al. 1995).
L’espressione “skimmed off” in inglese è spesso usata per indicare l’azione di rimuovere o prelevare una parte da un tutto, un po’ come quando si rimuove la schiuma o il grasso dalla superficie di un liquido. Nel contesto dell’acqua dell’Atlantico del Nord che entra nel Mare di Barents, “skimmed off” si riferisce al fatto che una parte dell’acqua viene rallentata o deviata a causa della bassa profondità del Mare di Barents.
Ci sono state notevoli differenze nelle stime dei flussi in entrata e in uscita dall’Oceano Artico. I valori citati qui sono quelli considerati i migliori in un insieme di valori recentemente riassunto (Rudels & Friedrich 2000). I due percorsi provenienti dall’Atlantico del Nord risultano in due flussi all’interno dell’Oceano Artico, il ramo dello Stretto di Fram (1 – 1.5 Sv [1 Sv = 106 m3 s-1]) e il ramo del Mare di Barents (2 Sv). L’acqua di origine Pacifica (0.8 Sv) e la portata fluviale (0.1 Sv) contribuiscono principalmente agli strati superficiali nel Bacino Canadese. L’acqua vicino alla superficie esce attraverso l’Arcipelago Canadese (1 Sv) e insieme all’acqua più profonda attraverso lo Stretto di Fram (3 – 3.5 Sv).
L’Oceano Artico può essere caratterizzato da uno Strato Misto Polare (PML) in superficie, un aloclino freddo che separa il PML da uno Strato Atlantico caldo, l’Acqua Profonda Polare Superiore (UPDW, caratterizzata da una relazione potenziale temperatura-salinità [θ-S] negativa) che si estende fino a una profondità media della dorsale di Lomonosov (circa 1700 m), acque profonde che si estendono fino a una profondità di circa 2500 m, e acque di fondo al di sotto di queste. La caratteristica più prominente riscontrata nei profili nell’Oceano Artico è lo Strato Atlantico (AL) caldo a profondità comprese tra 200 e 500 m (34.5 < S < 34.8). Il massimo della temperatura è maggiore nel Bacino Euroasiatico, alto fino a circa 2 °C, e più basso nel Bacino Canadese, vicino a 0.5 °C. Il PML freddo e a bassa salinità, tipicamente profondo 50 m (31 < S < 34), è isolato dallo Strato Atlantico da un aloclino freddo, quasi isotermico in ampie regioni dell’Oceano Artico. L’UPDW (0 °C > θ > -0.5 °C, 34.85 < S < 34.9) è più fresco e più fresco dell’AL. La salinità e la temperatura dell’acqua più profonda nel Bacino Euroasiatico sono rispettivamente di 34.94 e -0.95 °C. Nel Bacino Canadese, i valori corrispondenti sono 34.95 e -0.53 °C.
Fig. 2. Schema della circolazione delle acque superficiali (frecce grigie) e dello Strato Atlantico più le Acque Profonde Polari Superiori fino a profondità di circa 1700 m (frecce nere). Le frecce dritte rappresentano le foci dei principali fiumi.
Circolazione
Strato Misto Polare
Determinare la circolazione dello Strato Misto Polare (PML) è stato problematico. In tempi recenti, si è generalmente supposto che il flusso delle acque superficiali fosse rappresentato dalla deriva del ghiaccio. Con un nuovo approccio che utilizza i nutrienti come traccianti, Jones et al. (1998) hanno dedotto un modello leggermente diverso (Fig. 2). In termini generali, l’acqua atlantica che entra attraverso lo stretto di Fram orientale e il mare di Barents scorre verso est, si dirige verso nord in prossimità della Dorsale di Lomonosov, poi segue la dorsale in un flusso di ritorno per uscire attraverso lo stretto di Fram occidentale. L’acqua del Pacifico che entra attraverso lo stretto di Bering si divide nella regione del mare di Chukchi con un ramo che scorre lungo la costa del Nord America e l’altro che scorre a nord fino a mescolarsi parzialmente con l’acqua atlantica. L’acqua del Pacifico esce dall’Oceano Artico attraverso l’Arcipelago Artico Canadese e attraverso lo stretto di Fram occidentale. I campi di vento, come caratterizzati dall’Indice dell’Oscillazione dell’Atlantico del Nord (NAO), sono considerati un fattore importante nella determinazione del flusso di ghiaccio e delle acque superficiali (Proshutinsky & Johnson 1997; Maslowski et al. 2000). Sebbene il modello di flusso delle acque superficiali non sia ben definito, è coerente con la deriva del ghiaccio nell’Oceano Artico centrale. La deriva del ghiaccio e il flusso delle acque superficiali differiscono vicino allo stretto di Fram, dove l’acqua di superficie di origine atlantica entra attraverso lo stretto di Fram orientale, piuttosto che uscire, come fa il ghiaccio. E ci sono indicazioni di una corrente costiera nel mare di Beaufort (ad es. Jones et al. 1998) che non è evidente nel movimento dei ghiacci (Rigor & Ortmeyer 2000). In un contesto di clima e cambiamento climatico, il PML è la principale via di passaggio per l’acqua dolce proveniente dal deflusso fluviale nell’Oceano Artico e per il flusso di ritorno di acqua dolce dal Pacifico verso l’Oceano Atlantico settentrionale (ad es. Schlosser et al. 2000). Inoltre, il PML è la via di trasporto del calore verso l’atmosfera. In grandi regioni dell’Oceano Artico, questo trasporto di calore è molto inibito dalla halocline fredda tra il PML e lo strato atlantico caldo (AL). Osservazioni recenti mostrano che il PML è in contatto con l’AL nel bacino eurasiatico (Rudels et al. 1996; Steele & Boyd 1998; Schauer et al. in press), e che sono avvenuti cambiamenti nell’estensione di questo contatto in coincidenza con cambiamenti nella distribuzione del deflusso fluviale (Steele & Boyd 1998).
L’Halocline
L’halocline embrionale si forma quando l’acqua calda della Corrente di Spitsbergen Occidentale (Atlantica) incontra il bordo del ghiaccio, si raffredda e si addolcisce (Rudels et al. 1996). L’acqua in entrata progredisce lungo la piattaforma continentale, subendo cicli di congelamento e scongelamento con convezione fino alla sommità dello Strato Atlantico, fino a quando l’acqua più dolce proveniente dal Mare di Laptev forma una calotta che impedisce tale convezione. L’acqua di origine Pacifica, modificata sulla piattaforma del Mare di Chukchi, viene successivamente iniettata nell’halocline nel Bacino del Canada. La circolazione delle acque dell’halocline non è ben delineata. Un’ipotesi ragionevole è che il flusso assomigli a quello dello Strato Atlantico, con l’aggiunta di acque di origine Pacifica provenienti dalla piattaforma di Chukchi.
Strato Atlantico e Acque Profonde Polari Superiori
Nel Bacino Eurasiatico, un ampio schema di circolazione (Fig. 2), originariamente basato sui dati della spedizione Oden 91 (Anderson et al. 1994) e sull’esperimento AIWEX sul campo di ghiaccio (Anderson & Swift 1990), sembra abbastanza ben definito per lo Strato Atlantico (AL) e le Acque Profonde Polari Superiori (UPDW) (Rudels et al. 1994; Rudels et al. 1996). Nel Bacino Eurasiatico, il ramo dello Stretto di Fram scorre in una corrente di confine a nord del Mare di Barents. A nord del Mare di Kara, incontra il ramo del Mare di Barents. Qui, parte del ramo dello Stretto di Fram lascia il confine per fluire a nord e iniziare un flusso di ritorno in prossimità della Dorsale di Nansen-Gakkel, e parte si unisce al ramo del Mare di Barents per continuare come corrente di confine. Vicino alla Dorsale di Lomonosov, questo flusso si divide, con l’acqua più calda che si dirige a nord seguendo la dorsale, e l’acqua più fredda che continua in un flusso di confine nel Bacino Canadese. L’immagine della circolazione nel Bacino Eurasiatico è stata affinata a seguito delle successive osservazioni ACSYS-96 (Schauer et al. in press). Lo Strato Atlantico mostra un grande nucleo caldo (stazioni da 35 a 38) e quattro caratteristiche distinte più calde attraverso la sezione: nel Bacino di Nansen (stazione 42 vicino a 250 m), nel Bacino di Amundsen (stazione 54 vicino a 400 m), e su entrambi i lati della Dorsale di Lomonosov (stazione 60 vicino a 250 m e Stazione 70 vicino a 250 m) (Fig. 3).
Fig. 3. Distribuzione delle masse d’acqua a profondità intermedie nel Bacino Eurasiatico orientale e attraverso la Dorsale di Lomonosov (Lomo R): (a) temperatura potenziale (°C); (b) salinità; e (c) densità potenziale, sigma0 (kg/m3) (Schauer et al. in press; figura stampata con il permesso di U. Schauer e Annales Geophysicae).
Le proprietà dell’acqua corrispondono all’afflusso attraverso lo Stretto di Fram e ai vari flussi di ritorno. La loro struttura suggerisce che solo l’acqua più calda vicino al pendio e il nucleo caldo sul lato del Bacino di Amundsen della Dorsale di Lomonosov siano flussi continui. Le caratteristiche simili a vortici contenenti acqua dello Stretto di Fram indicano un’instabilità del ramo dello Stretto di Fram dell’acqua atlantica. Questo ramo scorre come una corrente di confine, ma a nord del Mare di Kara viene spinto fuori dal pendio dal ramo del Mare di Barents. La guida topografica non costringe più il suo flusso a una stretta corrente di confine. Gran parte del flusso di ritorno nel Bacino Eurasiatico viene probabilmente trasportato in ampi anelli di circolazione con vortici o lenti aggiunti a un debole flusso di ritorno nelle vicinanze della Dorsale di Nansen-Gakkel. A est della regione di confluenza, solo la parte del ramo dello Stretto di Fram che è stata miscelata nel ramo del Mare di Barents rimarrà nella corrente di confine presso il pendio.
Nel Bacino di Amundsen, è stata osservata una massa d’acqua calda e salina (-0,7 < θ < -0,6 °C, S > 34,93) con un massimo di ossigeno a profondità comprese tra 1500 m e 2600 m alla stazione 51 (non mostrata). Le sue caratteristiche erano vicine a quelle delle Acque Profonde del Bacino Canadese. Alla stazione vicina nel Bacino di Amundsen (stazione 52), è stata osservata una lente fredda di acqua a bassa salinità con un debole massimo di ossigeno intorno ai 1000 m di profondità. Era ancora più fredda dell’acqua del ramo del Mare di Barents presso il pendio continentale, ma caratteristiche simili sono state osservate nella Fossa di Santa Anna. Queste caratteristiche isolate provenienti da aree sorgenti remote sono vortici staccati che migrano attraverso il bacino, contribuendo allo scambio tra pendio del bacino e tra bacini, e contribuendo a un debole flusso continuo che segue più o meno la Dorsale di Nansen-Gakkel. Contribuiscono anche al flusso di acqua del Bacino Canadese nel Bacino Eurasiatico (Rudels et al. 1994; Jones et al 1995; Schauer et al. in press).
I dati più recenti chiariscono anche il flusso dal Bacino Eurasiatico al Bacino Canadese. Lo schema generale della Fig. 2 suggerisce che una corrente di confine ben definita, composta da una miscela dei rami dello Stretto di Fram e del Mare di Barents, fluisce dal Bacino Eurasiatico al Bacino di Makarov. Questi dati mostrano che le acque del Bacino Eurasiatico entrano nel Bacino Canadese in un flusso ampio non solo lungo il pendio continentale, ma anche attraversando la Dorsale di Lomonosov in irregolarità topografiche (Fig. 4).
All’interno del Bacino Canadese, la situazione è meno chiara, in parte a causa della mancanza attuale di dati nelle regioni centrali del bacino.
Fig. 4. Circolazione delle acque a profondità intermedia nel Bacino Eurasiatico (Schauer et al. in press; figura stampata con il permesso di U. Schauer e Annales Geophysicae). Le frecce con linea continua nel Bacino Eurasiatico mostrano il flusso del ramo dello Stretto di Fram, del ramo del Mare di Barents e la loro miscelazione a est della loro confluenza. L’ombreggiatura grigio chiaro mostra la regione dominata dal tipo di acqua mista. I cerchi riempiti di grigio denotano strutture simili a vortici come descritto nel testo. La freccia con linea continua nel Bacino di Makarov indica il flusso delle Acque Profonde Polari Superiori (Rudels et al. 1994). Le croci indicano la posizione di elevazioni della Dorsale di Lomonosov con meno di 1000 m di profondità dell’acqua, che potrebbero guidare il flusso attraverso la dorsale delle acque a profondità intermedia. Le frecce tratteggiate collegano le particelle d’acqua anomale con la loro area di origine, ma non sono intese a rappresentare percorsi.
Le misurazioni vicino all’Altopiano di Morris Jesup hanno chiaramente mostrato l’esistenza di tre masse d’acqua corrispondenti alle proprietà osservate nel Bacino di Amundsen, nel Bacino di Makarov e una terza massa d’acqua che deve avere avuto origine nel Bacino Canadese (Rudels et al. 1994). Inoltre, le misurazioni hanno identificato l’esistenza di un’altra massa d’acqua nel Bacino Canadese (dati AIWEX e confermati dai dati del Joint Ocean-Ice Study del 1997 [JOIS 97] [non pubblicati]) che non era stata vista presso l’Altopiano di Morris Jesup (Rudels et al. 1996). Le misurazioni di CFC da Arctic Ocean Sections 94 che hanno lambito il Bacino Canadese (Fig. 1) hanno mostrato che l’acqua che scorre sopra la Dorsale di Lomonosov viene iniettata nel Bacino Canadese centrale presso la Dorsale di Mendeleyev e presso l’Altopiano di Chukchi (Swift et al. 1997), in linea con lo schema generale della Fig. 2. Recenti misurazioni di CFC nel Bacino Canadese mostrano che l’acqua UPDW più vecchia nel Bacino Canadese si trova all’estremità più settentrionale del Bacino Canadese, suggerendo una girandola isolata da acque formate più di recente (Smethie et al. 2000). Questi dati sono coerenti con, ma non confermano in modo inconfutabile, lo schema di circolazione all’interno del Bacino Canadese presentato nella Fig. 2.
Acque Profonde e di Fondo
In generale, il flusso delle acque al di sotto dei 1700 metri non è stato ben determinato. L’acqua da circa 1700 metri fino a una profondità di circa 2500 metri è di origine atlantica, probabilmente una miscela di acqua proveniente dallo Stretto di Fram (Acqua Profonda del Mare di Norvegia) e l’acqua del ramo del Mar di Barents (Anderson et al. 1994; Rudels et al. 1994; Frank et al. 1999). L’Acqua di Fondo del Bacino Eurasiatico è troppo salina e densa per essere entrata direttamente attraverso lo Stretto di Fram. Deve avere un’origine diversa, molto probabilmente derivante da pennacchi di piattaforma-continentali innescati da un flusso di acqua densa proveniente dai mari di Barents e Kara attraverso la Fossa di Santa Anna. L’acqua profonda nel Bacino Canadese è per lo più acqua proveniente dal Bacino Eurasiatico che si è riversata nel Bacino di Makarov attraverso spazi nella Dorsale di Lomonosov (ad esempio, Jones et al. 1995), almeno uno dei quali si estende ad una profondità superiore a 2400 metri (Carta Batimetrica Internazionale dell’Oceano Artico, 2000). Dal Bacino di Makarov, l’acqua si riversa sopra la Dorsale Alpha-Mendeleyev nel Bacino Canadese. Al di sotto della profondità della soglia della Dorsale di Lomonosov, l’acqua nel Bacino Canadese è più calda e salina rispetto a quella nel Bacino Eurasiatico, essendo stata riscaldata e resa più salina dai pennacchi di piattaforma-continentali che raffreddano lo Strato Atlantico e trasportano calore, sale e nutrienti in regioni più profonde (Jones et al. 1995). I tempi di residenza di queste acque sono lunghi, forse cento anni o più nel Bacino Eurasiatico e diverse centinaia di anni nel Bacino Canadese (Schlosser et al. 1994; Jones et al. 1995), e si presume che la circolazione sia ciclonica.
Riassunto e Osservazioni
Nell’ultimo decennio sono stati osservati cambiamenti inaspettati nell’Oceano Artico. Il più drammatico di questi deve essere l’aumento della temperatura dello Strato Atlantico (ad es. Quadfasel et al. 1991; Carmack et al. 1995; Morison et al. 1998). Allo stesso tempo, c’è stata una ridistribuzione delle acque dello strato superficiale e dell’alocline (ad es. McLaughlin et al. 1996; Newton & Sotirin 1997; Smith et al. 1999). Questi cambiamenti e le variazioni nella deriva del ghiaccio sono in buona correlazione con i cambiamenti nella circolazione atmosferica, come suggerito dai valori attualmente elevati dell’Indice di Oscillazione del Nord Atlantico (NAO) (Swift et al. 1997). Resta ancora da chiarire se questi rappresentino cambiamenti nel modello di flusso generale o se siano cambiamenti nell’acqua all’interno dei “tubi”. Generalmente, il flusso sembra essere fortemente influenzato dalla batimetria, e questo non è cambiato. Ci sono prove dagli ampi studi condotti dall’ex Unione Sovietica che cambiamenti simili si siano verificati in passato (G. Alekseev, comunicazione personale), e c’è un’indicazione che la deriva dei ghiacci stia tornando a un modello precedente (Rigor & Ortmeyer 2000).
La PML (Polar Mixed Layer) è di diretta rilevanza per la comprensione del clima e dei cambiamenti climatici poiché trasporta acqua dolce che influenza e/o controlla la formazione di acque profonde nelle regioni settentrionali della circolazione termoalina (Oceano Artico, mari nordici, Mare del Labrador). Il flusso delle acque superficiali è difficile da tracciare, ma è chiaro che differisce significativamente dalla deriva del ghiaccio in alcune regioni.
La circolazione dello Strato Atlantico e UPDW (Upper Polar Deep Water) (Fig. 2), dove le osservazioni si prestano più facilmente all’interpretazione, sembra essere corretta nel senso più ampio. La natura della circolazione, se i percorsi rappresentino un flusso continuo o un trasporto di vortici, e se contengano quantità maggiori o minori di particolari masse d’acqua, è soggetta a ulteriori perfezionamenti. Alcuni aspetti della circolazione dell’halocline sono ragionevolmente chiari; altri non sono ancora risolti. I modelli di circolazione delle acque profonde e di fondo rimangono per lo più sconosciuti. Mentre la variabilità nelle proprietà delle acque e/o nella circolazione a tutte le profondità potrebbe riflettere le condizioni climatiche in cambiamento (ad es. lo strato atlantico più caldo osservato), la variabilità nelle acque superficiali avrà probabilmente un effetto più diretto sul clima globale attraverso cambiamenti nello scambio di calore tra la PML e l’atmosfera e attraverso l’effetto dell’apporto di acqua dolce sulle regioni di convezione profonda della circolazione termoalina globale.