Circolazione nell’Oceano Artico

Molte informazioni sui processi e sulla circolazione nell’Oceano Artico sono emerse dalle misurazioni effettuate durante le spedizioni dei rompighiaccio nell’ultimo decennio. Questo articolo offre una prospettiva basata su queste misurazioni, riassumendo le nuove idee su come le masse d’acqua si formano e come circolano. La migliore comprensione attuale è la circolazione dello strato atlantico e delle acque di media profondità, fino a circa 1700 m di profondità, che si muovono in giri ciclonici nei quattro bacini principali dell’Oceano Artico. Le nuove conoscenze sulla formazione e la circolazione dell’aloclino sono direttamente rilevanti per quanto riguarda gli aspetti relativi ai cambiamenti dello spessore dei ghiacci.La circolazione dell’acqua dell’aloclino imita in parte quella dello strato atlantico sottostante. È stato osservato un certo numero di grandi vortici che contribuiscono al trasporto della massa d’acqua. La circolazione dell’acqua dolce dall’Oceano Pacifico e dal deflusso dei fiumi è stata meglio delineata. La circolazione all’interno dello strato superficiale assomiglia a quella dei ghiacci, ma è diversa sotto diversi aspetti. Meno compresa è la circolazione delle acque più profonde, anche se alcune informazioni sono disponibili. I recenti cambiamenti osservati nelle acque superficiali e nello strato caldo dell’Atlantico sono stati collegati all’Oscillazione del Nord Atlantico. Mentre questi cambiamenti sono drammatici, il modello qualitativo della circolazione potrebbe non essere stato alterato in modo significativo.

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 attraverso i mari di Groenlandia e Norvegia, così come attraverso l’arcipelago artico canadese attraverso la Baia di Baffin. L’Oceano Artico ha una superficie totale di circa 9,4 x 106 km2, con le piattaforme continentali che costituiscono circa un terzo di questa area. Il bacino centrale dell’Oceano Artico è separato dal sottosuolo dalla cresta di Lomonosov, che si estende dal Nord America al continente eurasiatico oltre il Polo Nord, nel bacino eurasiatico sul lato atlantico e nel bacino canadese sul lato pacifico.Questi due bacini sono ulteriormente suddivisi da dorsali subsuperficiali meno evidenti: la dorsale Nansen-Gakkel, che separa il bacino eurasiatico nei bacini Nansen e Amundsen, e la dorsale Alpha-Mendeleyev, che separa il bacino canadese nei bacini Makarov e Canada (Fig. 1).

Le masse d’acqua

L’acqua fluisce nell’Oceano Artico dall’Atlantico del Nord e dall’Oceano Pacifico. La maggior parte dell’acqua dell’Oceano Artico ha origine nell’Oceano Atlantico del Nord, che fornisce una parte sostanziale delle acque superiori e quasi tutte le acque di media profondità e quelle profonde. Dall’Oceano Atlantico del Nord, l’acqua entra attraverso lo stretto di Fram tra la Groenlandia e le 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 viene portata lì 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.Entrando nell’Oceano Artico, l’acqua calda superficiale del Nord Atlantico che scorre attraverso lo stretto di Fram incontra il ghiaccio, lo scioglie e diventa più fredda, formando così un aloclino embrionale (Rudels et al. 1996). L’acqua calda più profonda e densa (circa 3 °C) forma lo strato atlantico, convenzionalmente definito nell’Oceano Artico come avente una temperatura potenziale (θ) maggiore di 0 °C.L’acqua più fredda entra fino alla profondità del fossato, 2300 m. L’acqua del Nord Atlantico che entra nel Mare di Barents viene “scremata” dalla bassa profondità del Mare di Barents, e viene rinfrescata quando incontra e scioglie il ghiaccio marino.Nel Mare di Barents si verificano due processi invernali significativi che cambiano la densità dell’acqua atlantica in entrata e determinano la sua successiva distribuzione nell’Oceano Artico. C’è una grande perdita di calore e l’aggiunta di sale, poiché la salamoia viene iniettata quando si forma il ghiaccio. Questi due processi – raffreddamento e aggiunta di sale – “diffondono” la gamma di densità dell’acqua nel Mare di Barents, rendendola abbastanza densa da fluire fuori dalla piattaforma in shelf plumes .Questi shelf plumes entrano e si mescolano con l’acqua mentre affondano e, a seconda della 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 il poco profondo (50 m) Stretto di Bering. L’acqua relativamente fresca e fredda dell’Oceano Pacifico scorre dal Mare di Bering nel Mare di Chukchi.L’acqua del Pacifico apporta alte concentrazioni di silicato che è stato usato come tracciante dell’acqua di sorgente del Pacifico nell’aloclino e più in profondità (per 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 plumes sulla piattaforma che penetrano e trascinano l’acqua mentre affondano.Si ipotizza che questi pennacchi trasportino silicato dalla superficie vicina e calore dallo strato caldo dell’Atlantico nelle regioni più profonde del bacino canadese, rendendo l’acqua profonda più calda e le concentrazioni di silicato più alte che altrimenti (Jones et al. 1995).C’è stata una considerevole variazione nelle stime dei flussi in entrata e in uscita dall’Oceano Artico. I valori qui citati sono quelli considerati migliori in una serie di valori recentemente riassunti (Rudels & Friedrich 2000). I due tracciati dall’Atlantico del Nord risultano in due flussi all’interno dell’Oceano Artico, il ramo dello Stretto di Fram

e il ramo del Mare di Barents (2 Sv).L’acqua di origine pacifica (0,8 Sv) e il deflusso fluviale (0,1 Sv) contribuiscono principalmente agli strati vicini alla superficie nel bacino canadese. L’acqua vicina 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 mixed layer (PML) in superficie, un aloclino freddo che separa il PML da uno strato caldo atlantico, acque profonde polari superiori (UPDW, caratterizzate da una relazione potenziale temperatura-salinità negativa [θ-S]) che si estendono ad una profondità media del Lomonosov Ridge (circa 1700 m), acque profonde che si estendono ad una profondità di circa 2500 m, e acque di fondo sottostanti.La caratteristica più prominente trovata nei profili dell’Oceano Artico è lo strato caldo atlantico (AL) a profondità tra 200 e 500 m (34.5 < S < 34.8). La temperatura massima è più alta nel bacino eurasiatico, fino a circa 2 °C, e più bassa 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 e quasi isotermico in ampie regioni dell’Oceano Artico. L’UPDW (0 °C > θ > -0,5 °C, 34,85 < S < 34,9) è più freddo e più freddo dell’AL. La salinità e la temperatura dell’acqua più profonda nel bacino eurasiatico sono 34,94 e -0,95 °C. Nel bacino canadese, i valori corrispondenti sono 34,95 e -0,53 °C.

Fig. 2. Circolazione schematica 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
Polar Mixed layer (strato misto polare)

La determinazione della circolazione del PML è stata problematica. In tempi recenti, si supponeva per lo più 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. hanno creato un modello un po’ 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, gira verso nord da qualche parte nelle vicinanze della cresta di Lomonosov, poi segue la cresta 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 verso nord per mescolarsi parzialmente con l’acqua dell’Atlantico. L’acqua del Pacifico esce dall’Oceano Artico attraverso l’arcipelago artico canadese e attraverso lo stretto di Fram occidentale.I campi di vento caratterizzati dal North Atlantic Oscillation Index (NAO) sono considerati un fattore importante nel determinare il flusso di ghiaccio e di acqua superficiale (Proshutinsky & Johnson 1997; Maslowski et al. 2000). Mentre il modello di flusso delle acque superficiali non è ben risolto, è coerente con la deriva del ghiaccio nell’Oceano Artico centrale. La deriva dei ghiacci e il flusso delle acque superficiali differiscono vicino allo stretto di Fram, dove l’acqua superficiale 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 (per esempio, Jones et al. 1998) che non è evidente nel movimento del ghiaccio (Rigor & Ortmeyer 2000).Nel contesto del clima e dei cambiamenti climatici, il PML è il percorso primario per l’acqua dolce proveniente dal deflusso dei fiumi nell’Oceano Artico e per il flusso di ritorno dell’acqua dolce dal Pacifico per raggiungere l’Oceano Atlantico del Nord (per esempio, Schlosser et al. 2000). Inoltre, il PML è il percorso per il trasporto di calore nell’atmosfera.In ampie regioni dell’Oceano Artico, questo trasporto di calore è fortemente inibito dall’aloclino freddo tra il PML e la calda AL. Osservazioni recenti mostrano che il PML è in contatto con la AL nel bacino eurasiatico (Rudels et al. 1996; Steele & Boyd 1998; Schauer et al. in press), e che i cambiamenti nell’estensione di questo contatto sono avvenuti in coincidenza con i cambiamenti nella distribuzione del deflusso dei fiumi (Steele & Boyd 1998).

L’aloclino

L’aloclino embrionale si forma quando l’acqua calda della corrente occidentale di Spitsbergen (Atlantico) incontra il bordo del ghiaccio, raffreddandosi (Rudels et al. 1996).L’acqua in entrata progredisce lungo la piattaforma continentale, subendo cicli di congelamento e scongelamento con convezione verso la parte superiore dello strato atlantico, fino a quando l’acqua più fredda proveniente dal Mare di Laptev fornisce un tappo che impedisce tale convezione. L’acqua di origine pacifica e modificata sulla piattaforma del Mare di Chukchi viene successivamente iniettata nell’aloclino nel bacino del Canada.La circolazione delle acque dell’aloclino non è ben delineata. Un’ipotesi ragionevole è che il flusso assomigli a quello dello strato atlantico, con aggiunte di acqua proveniente dal Pacifico dalla piattaforma Chukchi.

Strato atlantico e acque profonde polari superiori

Nel bacino euroasiatico, un ampio modello di circolazione , originariamente basato sui dati della spedizione Oden 91 (Anderson et al. 1994) e sul campo di ghiaccio Arctic Internal Wave Experiment (AIWEX) (Anderson & Swift 1990), sembra abbastanza ben definito per l’AL e l’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 una parte del ramo dello Stretto di Fram lascia il confine per fluire verso nord e iniziare un flusso di ritorno nelle vicinanze del Nansen-Gakkel Ridge, e una parte si unisce al ramo del Mare di Barents per continuare come corrente di confine. Vicino al Lomonosov Ridge questo flusso si divide, con l’acqua più calda che gira verso nord per seguire la dorsale, e l’acqua più fredda che continua in una corrente di confine nel bacino canadese.Il quadro della circolazione del bacino eurasiatico è stato migliorato a seguito delle successive osservazioni ACSYS-96 (Schauer et al. in stampa). L’AL mostra un grande nucleo caldo (stazioni da 35 a 38) e quattro distinte caratteristiche più calde attraverso la sezione: nel bacino Nansen (stazione 42 vicino a 250 m), nel bacino Amundsen (stazione 54 vicino a 400 m), e su ogni lato del Lomonosov Ridge (stazione 60 vicino a 250 m e stazione 70 vicino a 250 m) (Fig. 3). 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 cresta Lomonosov sono flussi continui.

Fig. 3. Distribuzione delle masse d’acqua a profondità intermedie nel bacino orientale eurasiatico e attraverso il Lomonosov Ridge (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 andAnnales Geophysicae).

Le proprietà dell’acqua corrispondono all’afflusso attraverso lo stretto di Fram e a 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 del Lomonosov Ridge sono flussi continui. Le caratteristiche simili a correnti eddy che contengono l’acqua dello Stretto di Fram indicano l’instabilità del ramo di acqua atlantica dello Stretto di Fram. Questo ramo scorre come una corrente di confine, ma a nord del Mare di Kara è spinto fuori dal versante dal ramo del Mare di Barents. La direzione topografica non limita più il suo flusso a una stretta corrente di confine. Gran parte del flusso di ritorno nel bacino eurasiatico è probabilmente trasportato in ampi anelli di circolazione con vortici o lenti aggiunti a un debole flusso di ritorno nelle vicinanze del Nansen-Gakkel Ridge. Ad est della regione della confluenza, solo la parte del ramo dello Stretto di Fram che è stata mescolata con il ramo del Mare di Barents rimarrà nel flusso di confine. Il Mare di Barents rimarrà nel flusso limite in corrispondenza del pendio.Nel bacino Amundsen, una massa d’acqua calda e salina (-0,7 < θ < -0,6 °C, S > 34,93) con un massimo di ossigeno è stata osservata a profondità tra 1500 m e 2600 m alla stazione 51 (non mostrato).Le sue caratteristiche si avvicinano a quelle delle acque profonde del bacino canadese. Nella vicina stazione del bacino Amundsen (stazione 52), una lente fredda di acqua a bassa salinità con un debole massimo di ossigeno è stata osservata intorno ai 1000 m di profondità. Era ancora più fredda dell’acqua del ramo del Mare di Barents alla scarpata continentale, ma caratteristiche simili sono state osservate nella St. Anna Trough.Queste caratteristiche isolate da aree di origine remote sono vortici staccati che migrano attraverso il bacino, contribuendo alla pendenza del bacino e allo scambio interbacino, e contribuendo a un debole flusso continuo che segue più o meno il Nansen-Gakkel .Essi contribuiscono anche al flusso di acqua dal bacino canadese al bacino eurasiatico (Rudels et al. 1994; Jones et al 1995; Schauer et al. in stampa). Dati più recenti chiariscono anche il flusso dal bacino eurasiatico al bacino canadese. Lo schema generale in Fig. 2 suggerisce che una corrente di confine ben definita composta da una miscela di rami dello Stretto di Fram e del Mare di Barents scorre dal Bacino Eurasiatico nel Bacino di Makarov. Questi dati mostrano che le acque del bacino eurasiatico entrano nel bacino canadese in un ampio flusso non solo lungo la scarpata continentale, ma anche attraversando il Lomonosov Ridge in corrispondenza delle irregolarità topografiche (Fig. 4).

Fig. 4. Circolazione dell’acqua a media profondità nel bacino eurasiatico (Schauer et al. in press; figura stampata con il permesso di U. Schauer e Annales Geophysicae). Le frecce a linea continua nel bacino eurasiatico mostrano il flusso del ramo dello Stretto di Fram, il ramo del Mare di Barents e la loro miscelazione a est della loro confluenza. L’ombreggiatura in grigio chiaro mostra la regione dominata dal tipo di acqua mista. I cerchi riempiti di grigio denotano strutture simili a gorghi come descritto nel testo. La linea continua nel bacino di Makarov denota il flusso di acqua profonda polare superiore (Rudels et al. 1994). Le croci indicano la posizione delle elevazioni del Lomonosov Ridge di meno di 1000 m di profondità, che probabilmente guidano il flusso incrociato di acque di profondità intermedia. Le frecce tratteggiate collegano i blocchi d’acqua anomali con la loro area di origine, ma non intendono rappresentare i percorsi.

All’interno del bacino canadese, la situazione è meno chiara, in parte a causa dell’attuale mancanza di dati nelle regioni centrali del bacino. Misurazioni vicino al Morris Jesup Plateau hanno mostrato chiaramente l’esistenza di tre masse d’acqua corrispondenti alle proprietà osservate nel bacino Amundsen, nel bacino Makarov e una terza massa d’acqua che deve aver avuto origine nel bacino del Canada (Rudels et al. 1994)Inoltre, le misurazioni hanno identificato l’esistenza di un’altra massa d’acqua nel bacino del Canada (dati AIWEX e confermati dai dati del 1997 del Joint Ocean-Ice Study [JOIS 97] [non pubblicati]) che non è stata vista al Morris Jesup Plateau (Rudels et al. 1996). Le misurazioni di CFC delle sezioni 94 dell’Oceano Artico che confinano con il Bacino del Canada (Fig. 1) hanno mostrato che l’acqua che scorre sul Lomonosov Ridge viene iniettata nel Bacino del Canada centrale a Mendeleyev Ridge e al Chukchi Plateau (Swift et al. 1997), coerentemente con lo schema generale mostrato in Fig. 2. Recenti misurazioni di CFC nel bacino canadese mostrano che l’acqua UPDW più vecchia presente nel bacino canadese si trova all’estremità più settentrionale del bacino canadese, suggerendo un giro isolato dall’acqua di formazione più recente (Smethie et al. 2000). Questi dati sono coerenti con il modello di circolazione all’interno del bacino canadese presentato in Fig. 2, ma non lo confermano indiscutibilmente.

Acque profonde e di fondo

In generale, il flusso d’acqua sotto i 1700 m non è stato ben determinato. L’acqua da circa 1700 m ad una profondità di circa 2500 m è di origine atlantica, probabilmente una miscela di parte dell’acqua dello Stretto di Fram (acqua profonda del Mare di Norvegia) e acqua del ramo del Mare di Barents (Anderson et al. 1994; Rudels et al. 1994; Frank et al. 1999). L’acqua del 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 shelfslope innescati dal flusso di acqua densa dai mari di Barents e di Kara lungo il Sant’Anna.L’acqua profonda nel bacino canadese è per lo più acqua proveniente dal bacino eurasiatico che si è riversata nel bacino Makarov attraverso le fessure della cresta Lomonosov (per esempio, Jones et al. 1995), almeno una delle quali si estende ad una profondità maggiore di 2400 m (International Bathymetric Chart of the Arctic Ocean, 2000). Dal bacino Makarov, l’acqua si riversa oltre la cresta Alpha Mendeleyev nel bacino canadese. Al di sotto della profondità del Lomonosov Ridge, l’acqua del bacino canadese è più calda e salata di quella del bacino eurasiatico, essendo stata riscaldata e resa più salina da getti provenienti dalla piattaforma che raffreddano lo strato atlantico e portano calore, sale e nutrienti alle regioni più profonde (Jones et al. 1995). I tempi di residenza di queste acque sono lunghi, forse un centinaio di anni o più nel bacino eurasiatico e diverse centinaia di anni nel bacino canadese (Schlosser et al. 1994; Jones et al. 1995), e si suppone che la circolazione sia ciclonica.

Osservazioni riassuntive

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 (per esempio 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’aloclino (per esempio McLaughlin et al. 1996; Newton & Sotirin 1997; Smith et al. 1999). Questi cambiamenti e i cambiamenti nella deriva dei ghiacci si correlano bene con i cambiamenti nella circolazione atmosferica, come implicato dai valori attualmente alti e positivi dell’indice dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) (Swift et al. 1997). Se questi rappresentino cambiamenti nel modello generale di flusso o se siano cambiamenti nell’acqua contenuta nei ” flussi ” è ancora oggetto di dibattito. In generale, il flusso sembra essere fortemente influenzato dalla batimetria, e questo non è cambiato. Ci sono prove provenienti dalle vaste indagini condotte dall’ex Unione Sovietica che cambiamenti simili sono avvenuti in passato (G. Alekseev, pers. comm.), e c’è un’indicazione che la deriva dei ghiacci sta tornando ad un modello precedente (Rigor & Ortmeyer 2000). Il PML ha una rilevanza diretta per la comprensione del clima e dei cambiamenti climatici perché trasporta acqua dolce che influenza e/o controlla la formazione di acque profonde nelle regioni settentrionali della circolazione termoalina (Oceano Artico, mari del nord, Mare del Labrador). Il flusso di acqua superficiale è difficile da tracciare, ma è chiaro che differisce significativamente dalla deriva del ghiaccio in alcune regioni.La circolazione dello strato atlantico e dell’UPDW (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 rappresentano un flusso continuo o un trasporto eddy e se contengono quantità maggiori o minori di particolari masse d’acqua, è soggetta a ulteriori approfondimenti. Alcuni aspetti della circolazione dell’aloclino sono ragionevolmente chiari; altri sono ancora irrisolti. I modelli di circolazione delle acque profonde e di fondo rimangono in gran parte sconosciuti. Mentre la variabilità delle proprietà dell’acqua e/o della circolazione a tutte le profondità può riflettere il cambiamento delle condizioni climatiche (per esempio, lo strato atlantico più caldo osservato), la variabilità delle acque superficiali ha probabilmente un effetto più diretto sul clima globale attraverso i cambiamenti nello scambio di calore tra il PML e l’atmosfera e attraverso l’effetto del flusso di acqua dolce sulle regioni di convezione profonda della circolazione termoalina globale.