Il Modello Ciclonico della Circolazione dell’Oceano Artico

Il Modello Ciclonico della Circolazione dell’Oceano Artico
JAMES MORISON,
RON KWOK,
SUZANNE DICKINSON,
ROGER ANDERSEN,
CECILIA PERALTA-FERRIZ,
DAVID MORISON,
IGNATIUS RIGOR,
SARAH DEWEY,
e JOHN GUTHRIE

a Polar Science Center, University of Washington, Seattle, Washington
b University of Utah, Salt Lake, Utah
c Kennedy School, Harvard University, Cambridge, Massachusetts

(Manoscritto ricevuto il 13 agosto 2020, nella sua forma finale il 2 dicembre 2020)

RIASSUNTO:
I cambiamenti nella circolazione superficiale dell’Oceano Artico non devono essere valutati esclusivamente sulla base dell’intensità del vortice anticiclonico noto come Gyre di Beaufort. Sebbene il Gyre di Beaufort rappresenti una caratteristica dominante della circolazione superficiale media dell’Oceano Artico, un’analisi delle funzioni ortogonali empiriche (1950–89) e della topografia dinamica dell’oceano derivata dall’altimetria satellitare (2004–19) evidenzia che il principale modello di variabilità nella sua modalità ciclonica è caratterizzato da un abbassamento della superficie marina e da una circolazione ciclonica superficiale sul lato russo dell’Oceano Artico.

I cambiamenti nella circolazione superficiale successivi ai massimi dell’Oscillazione Artica (AO) del 1989 e del 2007–08 e al minimo dell’AO del 2010 indicano che la modalità ciclonica è forzata dall’AO con un ritardo di circa un anno. Associata a un incremento di una deviazione standard nell’AO medio a partire dai primi anni ’90, la circolazione superficiale dell’Oceano Artico ha subito un passaggio verso una configurazione ciclonica, evidenziata da una maggiore vorticità media spaziale.

In condizioni di AO aumentata, il complesso della modalità ciclonica include:

• una maggiore esportazione di ghiaccio marino e acqua dolce superficiale,
• un cambiamento nel percorso delle acque fluviali eurasiatiche,
• un mare di Beaufort più fresco,
• e un indebolimento dello strato aloclino freddo, che normalmente isola il ghiaccio marino dal calore delle acque atlantiche. Quest’ultimo effetto risulta ulteriormente aggravato dall’aumento dell’afflusso di acque atlantiche e dalla circolazione ciclonica in profondità.

La connessione della modalità ciclonica con l’AO è rilevante poiché l’AO rappresenta un indice climatico su scala globale, la cui intensità è prevista in aumento con il riscaldamento globale. Considerata la concentrazione attuale di misurazioni in situ prevalentemente nel Gyre di Beaufort e nella Deriva Transpolare, si rende necessaria un’azione coordinata per migliorare l’osservazione della modalità ciclonica.

PAROLE CHIAVE: Oceano; Artico; Oscillazione Artica; Correnti; Trasporto/Pompaggio di Ekman; Circolazione oceanica

1. Introduzione
L’attuale circolazione superficiale (o quasi superficiale) dell’Oceano Artico è comunemente descritta come se si trovasse in una fase anticiclonica (Hofmann et al. 2015; McPhee et al. 2009; Proshutinsky et al. 2015, 2009). Questa visione si basa in gran parte su osservazioni in situ nel Bacino Canadese, mirate a valutare l’intensità del Gyre di Beaufort, un vortice anticiclonico, e su un indice regionale della circolazione artica, l’Arctic Ocean Oscillation index (AOOI). L’AOOI è definito come il gradiente dell’altezza della superficie marina attraverso il Gyre di Beaufort, derivato da un modello barotropo forzato dal vento (Proshutinsky e Johnson 1997; Proshutinsky et al. 2015). Quando questo gradiente supera la media, l’oceano è considerato in regime anticiclonico, mentre se il gradiente è inferiore alla media, si parla di regime ciclonico. L’ipotesi riguardante l’acqua dolce sostiene che, a fronte del rafforzamento dell’alta pressione di Beaufort, un maggiore stress superficiale anticiclonico induca una convergenza del trasporto di Ekman di acque superficiali relativamente dolci, provenienti dallo scioglimento del ghiaccio. Ciò conduce a un innalzamento dell’altezza del mare al centro del gyre, a un incremento della corrente geostrofica anticiclonica e, di conseguenza, a un aumento del contenuto di acque dolci nel Gyre di Beaufort e in tutto l’Oceano Artico (Giles et al. 2012; McPhee et al. 2009; Proshutinsky et al. 2009).

Tuttavia, l’amplificazione del Gyre di Beaufort non implica necessariamente che l’intero Oceano Artico si trovi in un regime anticiclonico. Nei primi anni ’90, la circolazione quasi superficiale dell’Oceano Artico è infatti diventata più ciclonica, nonostante l’aumento del contenuto di acque dolci nel Gyre di Beaufort. Le misurazioni idrografiche dei primi anni ’90 (Carmack et al. 1995, 1997; McLaughlin et al. 1996; Morison et al. 1998; Steele e Boyd 1998) mostrano che il Fronte Transpolare, che separa le acque alocline superficiali di derivazione atlantica, più salate, da quelle di origine pacifica, più dolci, si è spostato verso Canada e Alaska. Le precedenti climatologie (Gorshkov 1983; Treshnikov 1977) collocavano tale fronte sulla dorsale di Lomonosov. Il confronto tra la salinità rilevata dal sottomarino USS Pargo nel 1993 (Fig. 1a) e quella della climatologia estiva 1950–89 tratta dall’Arctic Ocean Atlas dell’Environmental Working Group (EWG) U.S.–Russia (Timokhov e Tanis 1997b) (Fig. 1b; Morison et al. 2012) evidenzia una variazione ciclonica della posizione del Fronte Transpolare, approssimativamente sopra le dorsali Alpha e Mendeleyev (Morison et al. 1998, 2000). Tale variazione è accompagnata da un aumento di circa 2 PSU nella salinità dei primi 200 m nell’area centrale dell’Artico e nel Bacino Makarov (vedi Fig. 1a per i riferimenti geografici). La circolazione ciclonica nel Bacino Makarov (Morison et al. 1998) risulta dunque associata a questo incremento di salinità e allo spostamento del Fronte Transpolare.

Anche se i dati del 1993 mostrano uno spostamento ciclonico nella circolazione su larga scala, caratterizzato da un aumento della salinità nel Bacino Makarov e da un cambiamento ciclonico del Fronte Transpolare, l’anomalia di salinità nel Mare di Beaufort si è invece ridotta di 1–3 psu (Morison et al. 2012), suggerendo un’intensificazione del Gyre di Beaufort di tipo anticiclonico (Fig. 1b). Il modello spaziale, che vede un aumento della salinità negli strati superficiali del Bacino Makarov e dell’area intorno al Polo Nord, accompagnato da una diminuzione della salinità superficiale nel Mare di Beaufort, è simile, ma circa cinque volte più intenso, rispetto allo schema di variazione di salinità quadratico medio (RMS) degli anni ’70 (Fig. 1c; da Morison et al. 2012, loro Fig. S4b), basato sulla climatologia USA–Russia (Timokhov e Tanis 1997a). Ciò indica che le anomalie del 1993 rappresentano un esempio estremo di una modalità fondamentale di variabilità dell’Oceano Artico.

I cambiamenti dei primi anni ’90 hanno coinvolto anche le correnti di confine dell’Acqua Atlantica a maggior profondità, con un aumento della temperatura delle Acque Atlantiche (Carmack et al. 1997; Dickson et al. 2000; Morison et al. 2000; Swift et al. 1997). I dati del Pargo del 1993 (Morison et al. 2000) mostrano che, sopra la dorsale di Lomonosov, il massimo di temperatura delle Acque Atlantiche superava di 1°C la climatologia, la temperatura a 200 m era superiore di 2°C rispetto alla media climatica e il gradiente termico verso la superficie risultava aumentato. Nel Bacino Makarov, la temperatura in uno strato centrato a 200 m era aumentata di 1°C a causa dell’intrusione di acque alocline di origine atlantica. Swift et al. (1997), utilizzando dati di campagne del 1990 (Quadfasel et al. 1991), del 1991 (Anderson et al. 1994; Rudels et al. 1994) e del 1994 (Carmack et al. 1997; Swift et al. 1997), hanno ricondotto il riscaldamento delle Acque Atlantiche lungo le correnti di confine della dorsale di Lomonosov e del Bacino Eurasiatico all’aumento della temperatura dell’afflusso di acque atlantiche attraverso lo Stretto di Fram, iniziato alla fine degli anni ’80.

Lo schema di cambiamento del 1993 nella circolazione superficiale e nelle proprietà delle Acque Atlantiche è stato osservato dopo un valore record dell’indice dell’Oscillazione Artica (AO) durante l’inverno del 1989 e del 1990, superiore di tre deviazioni standard alla media precedente (1950–88). L’AO è la prima funzione ortogonale empirica (EOF1) della pressione atmosferica al livello del mare (SLP) a nord di 20°N, e un aumento dell’indice AO indica una diminuzione della SLP sull’Artico orientale (Thompson e Wallace 1998, 2000; Thompson et al. 2000), nonché un rafforzamento della modalità anulare dell’Emisfero Settentrionale. Di conseguenza, è stato ipotizzato che lo spostamento ciclonico nella circolazione oceanica osservato nel 1993 fosse guidato dal forte aumento dell’AO (Morison et al. 2000).Dopo la metà degli anni ’90, l’AO è tornata quasi ai valori medi precedenti al 1989, raggiungendo tale condizione all’inizio degli anni 2000. Entro il 2003, anche la struttura di salinità e temperatura nell’Oceano Artico centrale era quasi tornata alla climatologia del 1950–89 (Morison et al. 2006). Tuttavia, nel 2007 l’AO invernale è aumentata drasticamente e, di conseguenza, la struttura di densità e il pattern di circolazione hanno subito un cambiamento simile a quello osservato nei primi anni ’90. Il Gyre di Beaufort si è intensificato, incrementando il proprio contenuto di acque dolci (Giles et al. 2012; McPhee et al. 2009; Proshutinsky et al. 2009). Tuttavia, i confronti di Morison et al. (2012) tra la topografia dinamica dell’oceano (DOT), derivata dall’altimetria satellitare ICESat, la pressione sul fondo oceanico (OBP) misurata da GRACE e i dati idrografici delle stazioni ripetute del North Pole Environmental Observatory (NPEO), del Beaufort Gyre Exploration Project (BGEP) e del Nansen–Amundsen Basin Observing System (NABOS) mostrano che l’aumento della circolazione anticiclonica superficiale e del contenuto di acque dolci nel Mare di Beaufort è stato quasi completamente compensato dal rafforzamento della circolazione ciclonica e dall’incremento della salinità sul lato russo dell’Oceano Artico. La tendenza del contenuto di acque dolci nei bacini profondi (profondità > 500 m) derivata dal telerilevamento è risultata coerente con la somma delle tendenze idrografiche contrastanti dei Bacini di Canada ed Eurasia nel decennio precedente (Rabe et al. 2011).

Altri studi basati sull’altimetria satellitare segnalano anch’essi un aumento della circolazione superficiale ciclonica dell’Oceano Artico associato all’aumento dell’AO (Armitage et al. 2018). I dati DOT da Envisat (2003–11) e CryoSat-2 (2011–14) mostrano incrementi di DOT sui margini russi dell’Oceano Artico e una conseguente circolazione da ovest a est durante le fasi positive dell’AO. Tuttavia, sebbene Envisat offra una risoluzione temporale mensile, le sue limitazioni in latitudine non consentono di osservare l’Oceano Artico centrale e la possibile natura dipolare della modalità ciclonica.

Il carattere dipolare dei cambiamenti nella circolazione superficiale degli strati superiori osservati nel 1993 e, ancora, nel 2007 — ovvero una circolazione anticiclonica più intensa nel Mare di Beaufort e una circolazione ciclonica più forte e diffusa nel resto dell’Oceano Artico — è coerente con il passaggio da regimi anticiclonici a ciclonici della circolazione superficiale dell’Oceano Artico individuato da Gudkovich e descritto in una recensione di Sokolov (Gudkovich 1961; Morison et al. 2012; Proshutinsky e Johnson 1997; Sokolov 1962). Nella modalità anticiclonica di Sokolov, la circolazione superficiale dell’Oceano Artico è dominata da un ampio Gyre di Beaufort, che si estende sulla maggior parte del Bacino Artico. Nella modalità ciclonica, il Gyre di Beaufort è ristretto e indebolito, mentre la circolazione superficiale ciclonica domina il lato russo (longitudini orientali) dell’Oceano Artico, estendendosi persino ai Mari della Siberia Orientale e dei Ciukci. Il flusso principale della Deriva Transpolare si indebolisce e, nell’Oceano Artico centrale, si sposta in senso antiorario verso il Nord America. I cambiamenti dei primi anni ’90 suggeriscono un passaggio verso la modalità ciclonica, con un Gyre di Beaufort più piccolo ma più intenso, uno spostamento antiorario dell’asse della Deriva Transpolare e una circolazione superficiale ciclonica nel Bacino Makarov, sul lato russo dell’Oceano Artico.

A dispetto delle prove dell’esistenza di una modalità ciclonica di tipo dipolare, e forse a causa della preponderanza di misurazioni in situ nel Mare di Beaufort, persiste l’idea che la circolazione negli strati superiori dell’Oceano Artico sia un fenomeno monopolare, attualmente in uno stato più anticiclonico rispetto al passato (Hofmann et al. 2015; Proshutinsky et al. 2015).

In questo lavoro, utilizziamo le altezze dinamiche (1950–89) dell’atlante EWG (Timokhov e Tanis 1997a) e la topografia dinamica dell’oceano ricavata dai dati ICESat (2004–09) e CryoSat-2 (2011–19) per dimostrare il passaggio verso una modalità ciclonica negli strati superiori dell’Oceano Artico e per illustrare i pattern spaziali delle modalità anticiclonica e ciclonica della circolazione superficiale. Mettiamo poi in relazione tale spostamento ciclonico e questi pattern con le variazioni dell’AO.

Ai fini del presente studio, in accordo con numerose altre ricerche (ad esempio, Aagaard e Greisman 1975; Dickson et al. 2000; Timmermans e Marshall 2020), definiamo come Oceano Artico esclusivamente le acque del Bacino Artico, ossia l’area delimitata dallo Stretto di Fram, dal margine continentale del Mare di Barents, dalla costa russa, dallo Stretto di Bering, dall’Arcipelago Canadese e dalla Groenlandia settentrionale. Lo sviluppo delle modalità di variabilità è ulteriormente vincolato al Bacino Artico profondo, poiché i nostri dati sulle altezze dinamiche precedenti al 1989 provengono dal Joint U.S.–Russian Atlas of the Arctic Ocean for the Winter Period dell’Environmental Working Group (Gore e Belt 1997; Timokhov e Tanis 1997a), la cui area di analisi è limitata alla cosiddetta “Gore Box” nel bacino profondo.

Nel testo faremo riferimento a sottobacini profondi come il Bacino Eurasiatico, che comprende i Bacini di Nansen e Amundsen sul lato russo-europeo della Dorsale di Lomonosov, la quale attraversa il Polo Nord approssimativamente lungo i 45°W–135°E (Fig. 1a). Il Bacino Eurasiatico riceve il suo apporto dai mari nordici (Mare di Norvegia e Mare di Groenlandia) attraverso il profondo Stretto di Fram e la piana piattaforma del Mare di Barents. Sul lato Canada–USA della Dorsale di Lomonosov, ci riferiremo spesso al Bacino di Makarov, un bacino a forma di V compreso tra la Dorsale di Lomonosov e il sistema di dorsali Alpha–Mendeleyev, allineato grosso modo a 180° di longitudine (Fig. 1a). Il Bacino Canadese designa invece l’area rimanente sul lato Canada–USA delle dorsali Alpha–Mendeleyev, ed è alimentato dallo Stretto di Bering, poco profondo, proveniente dal Nord Pacifico. Descriveremo inoltre la principale regione di variabilità di DH (altezza dinamica) e DOT (topografia dinamica dell’oceano) come situata sul lato russo dell’Oceano Artico, o a longitudini orientali, comprendendo, ove applicabile, anche i mari di piattaforma poco profondi di Kara, Laptev e Siberia Orientale.

La Figura 1 mostra i risultati delle misurazioni eseguite dal sottomarino USS Pargo nel 1993, mettendole a confronto con la climatologia storica dell’Oceano Artico e ponendo in evidenza i cambiamenti nelle caratteristiche della salinità e nel posizionamento del Fronte Transpolare.

(a) Nel primo pannello sono riportate le stazioni di misura effettuate dal Pargo nel 1993 sovrapposte alla batimetria dell’Oceano Artico. I colori rappresentano la profondità: le aree gialle e verdi corrispondono a fondali meno profondi, mentre le tonalità di blu e viola indicano zone più profonde del bacino artico. Le posizioni delle stazioni Pargo evidenziano i punti in cui sono stati raccolti i dati di salinità e temperatura.

(b) Questo pannello offre una vista tridimensionale prospettica dell’anomalia di salinità rilevata nel 1993 rispetto alla climatologia estiva 1950–89. Le superfici colorate mostrano l’entità e la distribuzione geografica delle differenze di salinità. Inoltre, vengono indicati due riferimenti per il Fronte Transpolare: la linea A–A′ rappresenta la sua posizione prima del 1990, mentre la linea B–B′ mostra la sua ubicazione nel 1993. Il confronto tra queste due linee permette di visualizzare lo spostamento del fronte verso Canada e Alaska, segno di un cambiamento significativo nella struttura delle masse d’acqua.

(c) Il terzo pannello illustra la variazione quadratica media (RMS) della salinità negli anni ’70, basata su climatologie invernali dal 1950 all’89. Questa misura fornisce un’idea di quanto la salinità variasse naturalmente in quel periodo. Confrontando questa variabilità naturale con le anomalie del 1993, è possibile comprendere se i cambiamenti osservati siano stati particolarmente estremi e al di fuori della normale oscillazione storica.

In sintesi, la Figura 1 mette in evidenza come nel 1993 vi sia stato un significativo spostamento nel pattern di salinità e nella posizione del Fronte Transpolare, rispetto a quanto documentato dalle climatologie precedenti. Questo indica importanti cambiamenti nella circolazione e nella struttura dell’Oceano Artico, potenzialmente legati a forzanti climatiche e a variazioni del regime di circolazione superficiale.

2. Altezze dinamiche, topografia dinamica dell’oceano e dati sull’AO

La forza relativa delle modalità anticiclonica e ciclonica della circolazione degli strati superiori dell’Oceano Artico può essere illustrata utilizzando i dati di altezza dinamica (1950–89) dell’Atlante congiunto U.S.–Russia dell’Oceano Artico, Atlante Oceanografico per il periodo invernale (EWG, Timokhov e Tanis 1997a), di seguito denominati dati EWG, e i dati 2003–19 di topografia dinamica dell’oceano (DOT) (ossia l’altezza della superficie marina rispetto al geoide Earth Gravitational Model 2008) ricavati da ICESat (Kwok e Morison 2011) e CryoSat-2 (Kwok e Morison 2016; Morison et al. 2018a), indicati collettivamente come dati satellitari DOT.

I dati EWG sulle altezze dinamiche sono disponibili presso varie fonti, tra cui NASA Earthdata presso NSIDC (https://cmr.earthdata.nasa.gov/search/concepts/C1386246245-NSIDCV0.html) e tramite FTP (ftp://sidads.colorado.edu/pub/DATASETS/NOAA/G01961). Gli atlanti EWG, sviluppati a seguito dell’Accordo Gore–Chernomyrdin del 1993 che consentì la declassificazione di dati prima riservati, furono realizzati da un team guidato da Leo Timokhov presso l’Arctic and Antarctic Research Institute, utilizzando oltre un milione di stazioni idrografiche. Essi sono già stati usati, ad esempio, per studiare le altezze steriche nei mari settentrionali (Steele ed Ermold 2007).

Gli atlanti non includono profili idrografici originali, ma presentano campi medi decadali (1950–1980) di temperatura, salinità e densità in funzione della profondità, ottenuti con tecniche oggettive nella cosiddetta “Gore Box”, l’area in cui i dati potevano essere declassificati, corrispondente alla zona mostrata nelle Figure 2–6, 10 e 13. Di particolare interesse per questo studio è l’atlante invernale, che fornisce, con pochissime lacune, mappe annuali (1950–89) di altezze dinamiche (DH) alla superficie del mare relative ai 200 m di profondità, ricavate dai profili idrografici tramite il metodo dinamico (Neumann e Pierson 1966). In sostanza, si effettua un integrale verticale dell’anomalia del volume specifico. Sebbene i dati derivino da campi su ghiaccio e crociere oceanografiche, gran parte delle coperture invernali proviene dalle estese campagne aeree russe “Sever” (Nord), condotte tra la fine dell’inverno e l’inizio della primavera, quando le condizioni erano ottimali per le operazioni di volo sull’artico ghiacciato.

I gradienti orizzontali delle DH consentono di determinare la corrente geostrofica superficiale rispetto a un livello di riferimento a 200 m privo di moto. Di conseguenza, le mappe DH definiscono la circolazione superficiale, con correnti geostrofiche anticicloniche attorno a una cupola di DH (come nel caso del Gyre di Beaufort) e correnti cicloniche attorno a una depressione di DH.

La topografia dinamica dell’oceano (DOT) rappresenta la deviazione dell’altezza della superficie marina rispetto al geoide. Di conseguenza, i gradienti di DOT determinano la corrente geostrofica assoluta in superficie, allo stesso modo in cui i gradienti di DH (altezza dinamica) guidano le correnti geostrofiche superficiali rispetto al livello di riferimento a moto nullo. I nostri dati DOT satellitari provengono dall’altimetro laser ICESat (2004–09) e dall’altimetro radar CryoSat-2 (2011–19). La DOT di ICESat nell’Oceano Artico, inclusa la Gore Box, è sostanzialmente la stessa descritta in Kwok e Morison (2011), derivata dall’altimetria ICESat GLA15 versione 34, distribuita dal NASA Distributed Active Archive Center del National Snow and Ice Data Center (https://nsidc.org/data/icesat/data.html). Le campagne ICESat utilizzate sono state effettuate principalmente tra febbraio e marzo di ogni anno.

La DOT di CryoSat-2 nell’Oceano Artico è quella descritta da Kwok e Morison (2016), ma aggiornata al 2019. Anche qui si impiegano i dati di febbraio e marzo per allinearli alla stagione di fine inverno–inizio primavera delle misurazioni DOT di ICESat e ai dati DH pre-1990, in gran parte provenienti dalle campagne Sever (anch’esse condotte in tarda stagione invernale). I dati provengono dallo strumento SAR Interferometric Radar Altimeter (SIRAL) di CryoSat-2, disponibili sul portale dati ESA (https://earth.esa.int). Come descritto in Morison et al. (2018a), i dati DOT vengono raccolti in celle di 25 km, interpolati (kriging) per riempire i vuoti, e smussati con un filtro gaussiano di 200 km per evitare errori del geoide non risolti (McAdoo et al. 2013).

Per due esempi di transizioni nella circolazione superficiale dovute a variazioni della forzante atmosferica (Figure 11 e 12), utilizziamo dati DOT estesi anche ai mari nordici. La combinazione di dati DOT sull’oceano aperto con quelli dell’Oceano Artico coperto dal ghiaccio è descritta in Morison et al. (2018a), dove viene applicata anche la correzione del sea state bias per ICESat. Per il periodo 2004–09, i dati ICESat dei mari nordici provengono ancora da GLA15 versione 34 (NSIDC), mentre per 2011–17 i dati CryoSat-2 sui mari nordici provengono dal Radar Altimeter Database System (RADS) (http://rads.tudelft.nl/rads/rads.shtml).

Un confronto valido tra la circolazione storica, quantificata da DH derivati da dati idrografici, e la circolazione nell’era satellitare, quantificata da DOT derivati dall’altimetria, dipende dalla capacità di confrontare correttamente i pattern di variabilità spaziale di DH e DOT contemporanei. Ciò è stato possibile utilizzando misure idrografiche di DH simultanee a DOT ottenuti da ICESat e CryoSat-2. Kwok e Morison (2011) confrontano la DOT ICESat con DH a un livello di riferimento di 500 m (DH500), derivata da stazioni idrografiche nei Bacini del Canada, Makarov e Amundsen, condotte dal North Pole Environmental Observatory (NPEO) e da altri programmi durante l’Anno Polare Internazionale del 2008. Il risultato mostra un’eccellente correlazione (r = 0,92, con limiti di confidenza al 99% tra 0,88 e 0,95). La deviazione standard della differenza tra DOT e DH500 su tutte le stazioni è di 7,4 cm su un intervallo di DOT di 80 cm.Per un confronto analogo tra la DOT di CryoSat-2 e la DH500 derivata da stazioni idrografiche dei progetti NPEO e Switchyard nel periodo 2011–14, Kwok e Morison (2016) riportano una correlazione di r = 0,92 (0,88–0,95 con intervalli di confidenza al 99%). La deviazione standard della differenza tra DOT e DH500 è di 3,6 cm su un intervallo DOT di circa 30 cm. Questo risultato si basa su stazioni distribuite per oltre 1000 km di oceano, comprendendo tre regioni (il Bacino di Makarov, il Mare di Lincoln e il Bacino di Amundsen) con strutture delle masse d’acqua marcatamente diverse.

Di conseguenza, vi è una buona concordanza tra i pattern di circolazione determinati dalla variabilità spaziale della DOT satellitare e quelli rilevati in situ tramite DH500. Analogamente, è ragionevole aspettarsi una simile corrispondenza tra DOT satellitare e DH200 (definita rispetto ai 200 m di profondità come livello di non moto), applicando tuttavia un adeguamento descritto in seguito.

Steele ed Ermold (2007) hanno dovuto stimare le altezze dinamiche relative a 1000 m a partire da quelle relative a 200 m nei dati EWG. Allo stesso modo, affrontiamo la differenza tra i pattern di circolazione indicati da DH200 e DH500 calcolandoli dalle medie decadali di temperatura e salinità EWG, confrontando queste medie tra loro e con le medie decadali delle medie annuali EWG di DH200. La media complessiva dei pattern spaziali annuali di DH200 EWG risulta praticamente identica alla media complessiva dei pattern DH200 derivati dalle medie decadali di temperatura e salinità EWG. Inoltre, confrontando DH200 e DH500 calcolate dalle medie decadali di temperatura e salinità EWG, si ottengono pattern spaziali molto simili, con una differenza media spaziale di 5,89 cm e una deviazione standard nella differenza di 2,28 cm.

La differenza media spaziale non è rilevante per i gradienti spaziali e la circolazione superficiale che ne risultano; ciò che conta è la lieve amplificazione della variabilità spaziale di DH500 rispetto a DH200. Possiamo quantificare questa amplificazione: è pari a 1,113, cioè la deviazione standard del pattern medio su tutte le decadi di DH500 divisa per la deviazione standard del pattern medio su tutte le decadi di DH200. Pertanto, i gradienti e la circolazione indotti dalla DH500 media annuale possono superare del 11,3% quelli associati alle medie annuali EWG di DH200.

Come mostreremo, nella moderna era satellitare i pattern di circolazione superficiale appaiono più intensi rispetto al passato. Per garantire che questa differenza non venga amplificata confrontando la DOT con DH200, da qui in avanti useremo DH500, definita come la DH200 annuale EWG moltiplicata per 1,113.

Gli errori di bias tra la DOT di ICESat e quella di CryoSat-2 nell’Oceano Artico e nei mari nordici sono già stati affrontati in precedenza (Morison et al. 2018a). Poiché ICESat (2004–09) e CryoSat-2 (dal 2010 a oggi) non hanno mai operato simultaneamente, il confronto è stato effettuato tramite l’OBP (ocean bottom pressure) misurata da GRACE, oltre alle altezze dinamiche (DH) ricavate da centinaia di profili idrografici ottenuti da stazioni CTD, boe alla deriva automatizzate e floats Argo. In particolare, Morison et al. (2018a) dimostrano che i dati di ICESat e CryoSat-2 DOT, provenienti da qualsiasi punto dell’Oceano Artico, se comparati con DH500 più OBP alle stazioni idrografiche, si dispongono su una linea dolcemente curvata che definisce la relazione tra DOT e DH500 più OBP.

Integrando una correzione di bias di 10 cm per la DOT di CryoSat-2 in oceano aperto (derivata da RADS) per allinearla ai dati CryoSat-2 DOT dell’Oceano Artico nelle regioni sovrapposte, e applicando la correzione del sea state bias per la DOT di ICESat in oceano aperto (come definito in Morison et al. 2018a), la relazione tra DOT satellitare e DH500 più OBP si estende all’intero Oceano Artico e ai mari di Groenlandia e Norvegia, con una deviazione standard di 5,2 cm su un intervallo di 90 cm di DOT. Qualsiasi variazione nei pattern DOT tra ICESat-2 e CryoSat-2 risulta coerente con i cambiamenti nell’idrografia e OBP.

I valori medi mensili dell’indice AO (Arctic Oscillation) sono estratti in formato tabellare da NOAA/NCEP (https://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/daily_ao_index/monthly.ao.index.b50.current.ascii.table). Per le medie invernali di ciascun anno YYYY, si effettua la media di novembre e dicembre dell’anno YYYY–1 con i mesi da gennaio ad aprile dell’anno YYYY, ottenendo così la media invernale per l’anno YYYY. Inoltre, per esaminare le correlazioni tra l’AO e le serie temporali delle componenti principali dell’oceano, vengono utilizzate medie mobili su 12 mesi, calcolate mensilmente.

La Figura 2 presenta due pannelli, (a) e (b), che mostrano le medie temporali delle anomalie relative ai loro medi spaziali. Questi grafici facilitano la comprensione delle variazioni nella circolazione dell’Oceano Artico su un arco temporale esteso e illustrano come queste variazioni siano state misurate mediante diverse tecnologie.

(a) Il primo pannello mostra la media temporale delle anomalie di DH500 (altezza dinamica, ottenuta moltiplicando DH200 per 1.113) rispetto ai loro medi spaziali, registrate dal 1950 al 1989 attraverso misurazioni idrografiche congiunte U.S.–Russia. La mappa evidenzia la distribuzione spaziale delle anomalie di altezza dinamica nell’Oceano Artico. Le aree colorate in tonalità più calde (dal giallo all’arancione) indicano anomalie positive, mentre le aree in tonalità più fredde (blu) indicano anomalie negative. Questo consente di visualizzare come le masse d’acqua potrebbero essere cambiate o si siano spostate in quel periodo.

(b) Il secondo pannello presenta la media temporale delle anomalie di topografia dinamica oceanica (DOT), calcolate dai dati raccolti tramite altimetrie di ICESat e CryoSat-2 dal 2004 al 2019. Allo stesso modo del pannello (a), questo grafico mostra le variazioni nel profilo della superficie del mare per un periodo più recente. L’utilizzo di dati satellitari come ICESat e CryoSat-2 fornisce una misurazione precisa delle altezze della superficie marina, fondamentale per studiare la circolazione oceanica e i cambiamenti climatici nell’Artico.

La freccia nera su entrambi i pannelli indica il contorno zero, che funge da linea di demarcazione tra le aree di anomalie positive e negative. Questa linea è utile per identificare cambiamenti significativi nella distribuzione delle altezze della superficie marina e, di conseguenza, nella circolazione delle masse d’acqua.

In sintesi, questi grafici aiutano a visualizzare come le condizioni dell’Oceano Artico siano cambiate nel corso degli anni e come diverse tecnologie di misurazione (storiche idrografiche e moderne satellitari) contribuiscano alla nostra comprensione di tali cambiamenti.

La Figura 3 presenta due pannelli che illustrano i pattern di vorticità media nell’Oceano Artico, derivati da due diversi set di dati e coprendo due distinti periodi storici.

(a) Il primo pannello mostra il pattern di vorticità media ottenuto dai dati di altezza dinamica (DH500), calcolata moltiplicando DH200 per 1.113, per il periodo prima del 1989. La mappa è colorata per rappresentare la vorticità, misurata in unità di per secondo per dieci alla meno cinque, che indica la rotazione locale delle masse d’acqua. I colori passano dal blu al rosso, indicando valori di vorticità che crescono da negativi a positivi. Questo pannello fornisce una visione della circolazione oceanica prima del 1990, utile per confronti con misurazioni più recenti allo scopo di studiare cambiamenti nel tempo.

(b) Il secondo pannello mostra il pattern di vorticità media dal 2004 al 2019, utilizzando i dati di topografia dinamica oceanica (DOT) ottenuti dai satelliti ICESat e CryoSat-2. Anche in questo caso, la scala di colori rappresenta la vorticità nelle stesse unità del pannello (a), permettendo un confronto diretto tra i due periodi. Questo pannello illustra come la circolazione oceanica sia cambiata nell’era dei dati satellitari.

In entrambi i pannelli, una freccia grigia indica l’allineamento ipotetico del Fronte Transpolare e della Deriva Transpolare, corrispondente al contorno di vorticità zero. La linea tratteggiata rappresenta l’allineamento per il periodo pre-1990, mentre la linea continua rappresenta l’allineamento dal 2004 al 2019. Queste linee aiutano a visualizzare come la posizione del fronte e la direzione della deriva possano aver influenzato la distribuzione della vorticità nell’oceano.

In sintesi, la Figura 3 confronta due set di dati per mostrare come i pattern di vorticità nell’Oceano Artico possano essere cambiati tra il periodo antecedente al 1990 e il periodo più recente, dal 2004 al 2019, offrendo spunti importanti sulle dinamiche oceaniche e i potenziali cambiamenti climatici nell’area artica.

La Figura 4 illustra i primi due Eigenfunction Ortogonali Empirici (EOF, Empirical Orthogonal Functions) dell’altezza dinamica relativa a 500 decibar (dbar), basati su misurazioni idrografiche congiunte U.S.–Russia dal 1950 al 1989.

(a) Il primo pannello mostra il primo EOF di DH500, che spiega il 68% della varianza totale. Questo modello rappresenta le principali modalità di variazione nella circolazione superficiale dell’Oceano Artico durante il periodo analizzato. La mappa varia dal rosso al blu, indicando variazioni positive e negative rispetto alla media. Le aree in rosso indicano dove l’altezza dinamica è superiore alla media, suggerendo una circolazione anticiclonica, mentre le aree in blu indicano dove l’altezza è inferiore alla media, suggerendo una circolazione ciclonica. Le frecce indicano la direzione della corrente geostrofica superficiale derivata da queste variazioni di altezza.

(b) Il secondo pannello presenta il secondo EOF di DH500, che spiega il 22% della varianza. Analogamente al primo pannello, la variazione di colore da tonalità calde a tonalità fredde descrive le anomalie positive e negative rispetto alla media. Questo modello cattura un’altra modalità significativa di variazione nella circolazione oceanica, potenzialmente legata a dinamiche diverse o a interazioni tra diversi sistemi di circolazione.

Questi due EOF rappresentano pattern fondamentali di variazione spaziale e sono strumenti utili per identificare e descrivere i modi dominanti in cui i campi di altezza dinamica possono cambiare nel tempo e nello spazio. L’analisi EOF è particolarmente potente in oceanografia per isolare le caratteristiche predominanti delle dinamiche oceaniche e per comprendere come le variazioni regionali possano influenzare la circolazione su scala più ampia.

La Figura 5 illustra i primi due Eigenfunction Ortogonali Empirici (EOF) relativi alle variazioni spaziali della topografia dinamica oceanica (DOT) rilevate dai satelliti ICESat e CryoSat-2 tra il 2004 e il 2019, durante i periodi primaverili di ciascun anno. Questi due pannelli (a) e (b) rappresentano rispettivamente il primo e il secondo EOF, ciascuno dei quali evidenzia un pattern dominante di variazione nella circolazione oceanica superficiale.

(a) Il primo pannello mostra il primo EOF della DOT, che spiega il 31% della varianza totale delle misurazioni. Questo modello mostra una concentrazione di variazioni significative nell’Oceano Artico, con aree colorate in rosso che indicano un aumento della topografia rispetto alla media dell’area, e aree in blu che rappresentano una diminuzione. Le frecce sul pannello indicano la direzione delle correnti geostrofiche superficiali basate su questo modello di variazione della DOT. Queste correnti sono calcolate dai gradienti di altezza rilevati e indicano il flusso di acqua oceanica relativo alle variazioni di altezza misurate.

(b) Il secondo pannello presenta il secondo EOF, che rappresenta il 22% della varianza. Analogamente al primo, la mappa colorata mostra aree di aumento e diminuzione della topografia oceanica rispetto alla media, ma con un pattern differente rispetto al primo EOF. Questo evidenzia un’altra modalità importante di variazione nella circolazione oceanica artica, con un proprio distinto schema di flusso delle correnti geostrofiche, come indicato dalle frecce.

L’analisi degli EOF è cruciale per comprendere come la circolazione oceanica superficiale vari nel tempo e come queste variazioni influenzino il clima e l’ecosistema dell’Artico. Questi pattern sono particolarmente utili per gli scienziati per analizzare cambiamenti a lungo termine e tendenze climatiche in aree difficilmente accessibili come l’Artico, combinando misure di alta precisione e analisi avanzate come quelle degli EOF.

La Figura 6 presenta quattro pannelli (a, b, c, d) che mostrano gli Eigenfunction Ortogonali Empirici (EOF) delle anomalie annuali combinate di altezza dinamica DH500 e di topografia dinamica oceanica (DOT) registrate dal 1950 al 2019. Ogni pannello illustra una modalità principale di variazione nella circolazione oceanica dell’Oceano Artico, sfruttando dati che coprono quasi sette decenni.

(a) Primo EOF (EOF1): Questo pannello mostra il primo EOF, che rappresenta il 27% della varianza totale dei dati combinati. Il primo EOF evidenzia le maggiori aree di coerenza in termini di variazione della circolazione oceanica, mostrando un’ampia zona di anomalie positive (rosse) che si estende su gran parte dell’area centrale visualizzata, indicando una maggiore elevazione della superficie marina rispetto alla media in queste regioni.

(b) Secondo EOF (EOF2): Il secondo EOF, che spiega il 23% della varianza, presenta un pattern concentrato prevalentemente nel centro della mappa. Le aree rosse indicano dove la topografia della superficie marina è superiore alla media, mentre le aree blu indicano dove è inferiore.

(c) Terzo EOF (EOF3): Il terzo EOF, che rappresenta il 19% della varianza, mostra un pattern con una distribuzione più complessa di variazioni positive e negative, indicando una variazione più dettagliata e meno uniforme nella circolazione oceanica.

(d) Media delle anomalie concatenate di DH500 e DOT: Il quarto pannello rappresenta la media delle anomalie dei dati combinati di altezza dinamica e topografia oceanica. Questa mappa offre una visione complessiva della variazione media della superficie marina nell’Oceano Artico nel periodo considerato, evidenziando aree chiaramente più elevate (rosse) e più basse (blu) rispetto alla media generale.

In tutti i pannelli, le frecce indicano le direzioni delle correnti geostrofiche superficiali, derivanti dalle variazioni della topografia rilevate. Queste correnti riflettono i movimenti dell’acqua influenzati dai cambiamenti nella topografia marina, dovuti a vari fattori climatici e oceanografici.

Complessivamente, la Figura 6 fornisce un’analisi approfondita delle tendenze dominanti e delle variazioni nell’ambiente oceanico artico, utilizzando una combinazione di dati storici e recenti per catturare le dinamiche a lungo termine della regione.

3. Campi medi di altezza dinamica 1950–89 e DOT 2004–19

Confronto tra il pattern di variabilità spaziale medio del DH500 del periodo 1950–89 (1.113 x DH200) (Figura 2a) con il pattern di variabilità spaziale medio del DOT satellitare del periodo 2004–19 (Figura 2b) rivela cambiamenti spaziali fondamentali. La media annuale del DH500 del periodo 1950–89 è dominata dal Giro di Beaufort, che in questo caso occupa più della metà dell’area del Gore Box. Il pattern medio del DOT combinato da ICESat (2004–09) e CryoSat-2 (2011–19) (Figura 2b) è simile, ma il Giro di Beaufort è più intenso ma più piccolo in area, e l’area del DOT basso nel Bacino Euroasiatico è più estesa e profonda. Il risultato è che nel periodo satellitare l’intensità aumentata del Giro di Beaufort è compensata da una circolazione superficiale sempre più ciclonica su una parte sempre maggiore del resto dell’Oceano Artico. L’impatto di ciò sulla circolazione è rivelato dal confronto della vorticità associata alla media degli altezze dinamiche invernali annuali del 1950–89 (Figura 3a) e della vorticità dalla media del DOT annuale del periodo 2004–19 da ICESat e CryoSat-2 (Figura 3b).

La vorticità è il rotore della velocità e poiché la velocità agisce a destra del gradiente in DOT o DH, la vorticità è proporzionale al Laplaciano di DOT. In Figura 3, la vorticità C è calcolata come C = (g/f)Δ²h, dove h rappresenta il DH500 o il DOT. Sotto una circolazione ciclonica (anticiclonica) la vorticità è positiva (negativa). Il confronto tra la media della vorticità dell’Oceano Artico del 1950–89 (Figura 3a) e la vorticità del DOT annuale del 2004–19 (Figura 3b) mostra che nei decenni recenti, il Giro di Beaufort si è intensificato ma ridotto in dimensioni mentre la circolazione ciclonica nel Bacino Euroasiatico si è intensificata e diffusa.L’asse della Corrente Transpolare, considerato come il contorno di vorticità zero, è spostato in media di circa 30 gradi in senso antiorario, una caratteristica dello spostamento ciclonico della circolazione superficiale osservata all’inizio degli anni ’90. Il cambiamento nei pattern di vorticità ha comportato un aumento della vorticità media dell’Oceano Artico da 215 a 22.37 per 10 alla meno dieci al secondo. La circolazione superficiale dell’Oceano Artico nell’era satellitare è quasi sette volte meno anticiclonica rispetto alla circolazione dell’Oceano Artico pre-1990. Nel complesso, la circolazione superficiale dell’Oceano Artico è ora più ciclonica di quanto non fosse prima del 1990.

Abbiamo anche confrontato i pattern di vorticità del periodo 1950–89 e 2004–19 normalizzati rispetto alle loro deviazioni standard individuali e abbiamo scoperto che, associato alla rotazione ciclonica nell’asse della Corrente Transpolare attorno a un punto di ancoraggio nello Stretto di Fram, la circolazione superficiale ciclonica nel Bacino Euroasiatico si è estesa a scapito delle dimensioni del Giro di Beaufort cosicché la frazione di area con vorticità positiva (ciclonica) è aumentata dal 42% al 55%. In termini di area, la superficie dell’Oceano Artico profondo è passata da essere anticiclonica a ciclonica. In sostanza, la vorticità anticiclonica del Giro di Beaufort e il suo predominio prima del 1990 sono stati più che compensati da una circolazione superficiale sempre più ciclonica nel resto dell’Oceano Artico e da una diminuzione dell’area del Giro di Beaufort.

4. Modalità di variazione della circolazione superficiale dell’Oceano Artico

Le modalità dominanti di variabilità dell’Oceano Artico sono caratterizzate oggettivamente tramite l’analisi EOF delle altezze dinamiche pre-1989 (Figura 4) e della topografia oceanica dinamica dell’era satellitare (Figura 5). L’analisi EOF per la variabilità della circolazione superficiale pre-1989 è condotta sulle anomalie di un piccolo e intenso rialzo vicino all’Arcipelago Canadese e zone meno elevate intorno al resto dei margini del bacino. Nella fase positiva, essa incarna una modalità ciclonica come rivelato dall’anomalia di salinità del Pargo 1993 (Figura 1b) nel Bacino di Makarov (Figura 1a). Il secondo EOF (Figura 4b), che spiega il 22% della varianza, è una variazione di dipolo tra i bacini del nord Canada e Eurasiatico. Nessun EOF somiglia al Giro di Beaufort come esemplificato dall’altezza dinamica media (Figura 2a).

Gli EOF delle anomalie DOT annuali primaverili di ICESat e CryoSat-2 2004-19 (Figura 5) rispetto al pattern spaziale medio (Figura 2b) sono simili agli EOF delle anomalie di altezza dinamica invernale annuale di EWG (Figura 4). Il primo EOF del DOT 2004-19 (Figura 5a) spiega il 31% della varianza. È simile all’EOF1 del DH500 1950-89 (Figura 4a) nel mostrare una depressione sul lato russo dell’Oceano Artico e un rialzo vicino all’Arcipelago Canadese, ma la depressione ha una maggiore estensione lungo la piattaforma continentale russa, in linea con la modalità ciclonica di Sokolov e come osservato nei cambiamenti DOT con l’aumento dell’AO nel 2007 (Morison et al. 2012). Inoltre, rispetto all’EOF1 del 1950-89, il rialzo nel EOF1 del 2004-19 è spostato verso est ed è espanso, estendendosi tra l’Isola di Ellesmere–Groenlandia e il Polo Nord. Se caratterizziamo i primi EOF come dipoli, il dipolo dell’era satellitare è ruotato di circa 25 gradi in senso antiorario rispetto al dipolo del 1950-89. Il secondo EOF del DOT 2004-19 (Figura 5b) spiega il 22% della varianza ed è simile all’EOF2 dell’anomalia DH500 di EWG (Figura 4b) eccetto che l’alto dell’Artico occidentale si estende nel Mare di Beaufort.

La media temporale dei pattern concatenati di DH500 di EWG e DOT satellitari (Figura 6d) appare come una versione intensificata del pattern medio di DH500, probabilmente perché il record di DH500 è tre volte più lungo del record di DOT.

Il primo EOF del record concatenato di anomalie DH500 e DOT (Figura 6a) è simile all’EOF1 del record DH500 di EWG (Figura 4a) e spiega il 27% della varianza del record combinato di anomalie DH500 e DOT. Il secondo EOF del record concatenato di anomalie DH500-DOT (Figura 6b) è simile all’EOF1 del record DOT (Figura 4a) e spiega il 23% della varianza del record DOT. In termini di varianza spiegata, i primi due EOF non sono ben separati statisticamente (North et al. 1982), ma insieme rappresentano i primi EOF combinati delle anomalie individuali di DH500 e DOT. Il primo EOF enfatizza la forte depressione nel Bacino di Makarov, caratteristica dell’EOF1 dell’anomalia DH500. Il secondo EOF rappresenta inoltre, la depressione arrotondata più lunga che si estende lungo il lato russo del profondo Oceano Artico e il bersaglio di Groenlandia-Polo Nord, entrambi caratteristici dell’EOF1 dell’anomalia DOT 2004-19.

Il terzo EOF del record concatenato di anomalie DH500-DOT (Figura 6c) spiega il 18% della varianza e corrisponde strettamente al dipolo del Bacino Euroasiatico contro il Bacino del Canada dei secondi EOF dei record individuali di DH500 e DOT.

La serie temporale dei componenti principali (PC) (Figura 7) per i primi (in verde) e i secondi EOF (in blu) delle anomalie concatenate DH500-DOT sono in fase con il PC1 dominante prima del 1989. Nel periodo satellitare, il PC1 e il PC2 mostrano picchi iniziali seguiti da cali sostanziali, con il PC2 che mostra oscillazioni più ampie ma sembra essere in ritardo rispetto al PC1. Questo è probabilmente un riflesso del fatto che rappresentano due aspetti della stessa modalità di variabilità corrispondente ai primi EOF individuali di DH500 (Figura 4a) e DOT (Figura 5a). Dopo il 2012 e una significativa caduta sia di PC1 che di PC2, il PC1 si alza seguito da PC2, suggerendo una circolazione superficiale ciclonica sul lato russo dell’Oceano Artico seguita da cali alla fine del record.

5. Esempi della modalità ciclonica

La revisione di Sokolov (Sokolov 1962) a seguito di Gudkovich (Gudkovich 1961) indica che la modalità ciclonica prevale quando il basso islandese è forte rispetto all’alto di Beaufort, e descrive il basso islandese come “che influenza un vasto territorio dell’oceano dall’Islanda fino alle Isole della Nuova Siberia” e sostiene che “le condizioni del vento causate da esso inducono una circolazione di tipo ciclonico delle acque superficiali nei mari di Groenlandia, Norvegia, Barents, Kara e Laptev“. La pressione atmosferica media del livello del mare (SLP) sopra l’Artico marino è dominata dall’alto di Beaufort sopra il bacino artico e dal basso islandese sopra i mari Nordici e di Barents (Fig. 8a). Tuttavia, il modello di bassa pressione islandese rafforzato descritto da Sokolov è essenzialmente il modello di pressione al livello del mare dell’Oscillazione Artica mostrato qui come la mappa di regressione della serie temporale del componente principale AO di NOAA/NCEP su SLP dal 1950 al 2019 (Fig. 8b). Il modello AO nell’Artico rafforza il basso islandese e può indebolire parte dell’alto di Beaufort. In termini moderni, la modalità ciclonica prevale quando l’AO è alto. Da quando ha raggiunto un valore massimo nel 1989, l’AO invernale [novembre-aprile (NDJFMA)] da NOAA/NCEP (Fig. 9) ha mediato circa una deviazione standard sopra la media del 1950–88. Specificamente, dal 1950 al 1988, l’AO invernale (NDJFMA) ha avuto una media di 0.4288 con una deviazione standard di 0.5788. Dal 1989 al 2019, l’AO invernale ha avuto una media di 0.1624 con una deviazione standard di 0.7623. Così, l’AO nel 1989–2019 è 0.591 18 più alto dell’AO invernale nel 1950–88. Appare dalla Fig. 9 che, anno per anno, i valori dell’AO invernale sono largamente indipendenti, ma anche se assumiamo che una mancanza di indipendenza riduca i gradi di libertà di metà, l’aumento dell’AO tra il periodo iniziale e il periodo recente è 2.55 volte l’errore standard delle medie (p a coda singola = 0.0082) ed è statisticamente significativo al livello del 99%. L’aumento della media pluriennale dell’AO invernale combinato con il modello ciclonico dell’AO regresso su SLP (Fig. 8b) probabilmente spiega l’aumento medio della vorticità dell’Oceano Artico nel periodo satellitare rispetto al pre-1989 (Fig. 3).

Cambiamenti notevoli nell’AO nel 1989-90, 2007 e 2010 rivelano come l’Oceano Artico risponda ai cambiamenti interannuali nella circolazione atmosferica globale. I risultati del USS Pargo del 1993 riflettono il massimo dell’AO nel 1989 e i valori dell’AO invernale fino al 1995 che erano almeno una deviazione standard sopra la media precedente al 1989. L’anomalia di salinità positiva nel 1993 attraverso il Bacino di Makarov è, per virtù del suo effetto nel ridurre le altezze dinamiche, caratteristica della modalità ciclonica. Abbiamo calcolato DH500 alle stazioni CTD del Pargo e il pattern di anomalia di altezza dinamica associato, DHPargo, relativo al pattern medio DH500 precedente al 1990. Un adattamento ai minimi quadrati della variazione di DHPargo con una combinazione lineare dei primi due EOF, per il record di EWG valutato nelle posizioni del Pargo risulta in una spiegazione del 68% della varianza in DHPargo. La componente del primo EOF rappresenta il 97% di questa e la variazione di DHPargo divisa per il coefficiente della prima componente concorda strettamente con l’EOF1 di EWG nelle stazioni del Pargo. Il pattern di altezza dinamica del Pargo dopo il record alto di AO è spiegato schiacciante da un forte contributo positivo del primo EOF indicativo della modalità ciclonica.

Similmente, un adattamento ai minimi quadrati della variazione di DHPargo con una combinazione lineare dei primi due EOF, per il record DOT satellitare valutato nelle posizioni del Pargo risulta in una spiegazione del 63% della varianza in DHPargo. La componente del primo EOF rappresenta l’89% di questa e la variazione di DHPargo divisa per il coefficiente della prima componente concorda ragionevolmente con l’EOF1 dell’era satellitare nelle stazioni del Pargo, sebbene non tanto bene quanto concorda con l’EOF1 dell’era di EWG, che spiega circa il 10% in più della varianza di Pargo.

Infine, in termini dei periodi combinati di EWG e satellitare, l’adattamento all’anomalia di Pargo risulta in una spiegazione del 76% della varianza in DHPargo. La componente del primo EOF rappresenta quasi il 58% di questa e la componente del secondo EOF il 42%. La variazione di DHPargo divisa per il coefficiente della prima componente concorda con l’EOF1 del record combinato nelle stazioni del Pargo in misura simile all’accordo con l’EOF1 pre-1989.Questo è probabilmente dovuto al fatto che la crociera Pargo del 1993 era più vicina temporalmente all’era di EWG rispetto all’era satellitare, e tra gli EOF del record combinato, l’EOF1 (Figure 6a e 10b) è il più simile all’EOF1 dell’era di EWG (Figure 4a e 10a). Indipendentemente dal fatto che confrontiamo il pattern di anomalia di altezza dinamica del Pargo con il pattern pre-1989, il pattern dell’era satellitare o il pattern combinato, il pattern di anomalia riflette un forte spostamento verso il pattern dell’EOF1, coerente con la modalità ciclonica in risposta a una fase positiva prolungata e significativa dell’AO. Durante gli anni ’90, l’AO si è rilassato fino a tornare vicino alla media pre-1989 entro il 2003, e le osservazioni idrografiche suggeriscono che anche le caratteristiche oceaniche vicino al Polo Nord erano tornate vicino alle condizioni pre-1989 entro il 2003 (Morison et al. 2006).

Nel 2007, l’AO invernale è aumentato di due deviazioni standard rispetto ai livelli medi pre-1989 e è rimasto alto nel 2008 e nel 2009 (Fig. 9). Durante questo periodo, le tendenze del DOT di ICESat, così come i cambiamenti in DH meno GRACE OBP alle stazioni idrografiche ripetute indicano che il Giro di Beaufort si è intensificato (Morison et al. 2012). Tuttavia, allo stesso tempo, un avvallamento del DOT centrato nella regione del Bacino di Makarov e allineato con la frattura della piattaforma continentale russa si è approfondito e ha prodotto una circolazione più ciclonica sul lato russo dell’Oceano Artico (Morison et al. 2012).

Il confronto tra il DOT del 2005-06 (Fig. 11a) e il DOT del 2008-09 (Fig. 11b) illustra le stesse tendenze. L’approfondimento dell’avvallamento illustrato dalla differenza tra il DOT del 2005-06 e il DOT del 2008-09 (Fig. 11c) è coerente con l’EOF1 dell’altezza dinamica pre-1990 (Fig. 4a) e l’EOF1 del DOT dell’era satellitare (Fig. 5a). L’estensione dell’avvallamento verso est fino al Mare di Chukchi è particolarmente simile all’EOF1 dell’era satellitare (Fig. 5a) e all’EOF2 del record combinato (Fig. 6b). L’intensificarsi della circolazione superficiale ciclonica includeva un aumento del flusso costiero orientale lungo la costa russa, che ha causato un aumento del deflusso eurasiatico trasportato verso est lungo la costa russa fino a rinfrescare infine il Mare di Beaufort, in accordo con le tendenze della componente di acqua dolce derivate dalle analisi chimiche in situ dei traccianti (Alkire et al. 2015; Morison et al. 2012). Il contenuto di acqua dolce stimato dalla differenza tra le tendenze del DOT di ICESat e le tendenze OBP di GRACE mostra che l’aumento del contenuto di acqua dolce del Mare di Beaufort era quasi completamente bilanciato dalla diminuzione del contenuto di acqua dolce nell’avvallamento sul lato russo, in un modo suggestivo dei processi dei primi anni ’90 che indebolivano l’aloclino freddo (Steele e Boyd 1998).Dopo il 2007, il DOT è aumentato nei Mari di Barents e Kara, in linea con l’aumento verso la costa lungo tutta la costa russa (nei bacini euroasiatici e di Makarov e nelle longitudini orientali del bacino del Canada). I cambiamenti nei Mari Nordici sono piuttosto misti. Come nel bacino euroasiatico, è avvenuta una maggiore circolazione superficiale ciclonica nel mare di Norvegia (Fig. 11c), ma un aumento del DOT nel mezzo del mare di Groenlandia ha portato a uno spostamento antociclonico lì e a una tendenza ciclonica sulla parte settentrionale della piattaforma di Groenlandia orientale. Il cambiamento ciclonico nello stretto di Fram, aiutato dal cambiamento antociclonico nel mare di Barents, avrebbe rinforzato l’afflusso di acqua atlantica nella corrente di Spitsbergen occidentale e l’esportazione di acqua superficiale artica lungo la piattaforma nord-est della Groenlandia.

Nel 2010, l’indice AO invernale ha raggiunto un minimo record e i cambiamenti nella circolazione superficiale risultanti furono l’opposto di quelli osservati in risposta all’aumento dell’AO nel 2007. Seguendo la transizione positiva nel 2007-08, l’AO invernale nel 2009 era moderatamente alto, 0,7557, rispetto alla media pre-1989. Nel 2010, l’AO ha raggiunto un minimo record, -1,32, rispetto alla media pre-1989 (Fig. 9), e nel 2011 l’AO è tornato a un livello positivo, 0,5262 rispetto alla media pre-1989. Non ci sono dati altimetrici per la maggior parte del 2010, ma il confronto tra la media del DOT dell’Oceano Artico 2008-09 (Fig. 12a) con la media del DOT dell’Oceano Artico 2011-12 (Fig. 12b) illustra la transizione dalla modalità di circolazione superficiale ciclonica ad antociclonica risultante dall’impulso negativo dell’AO del 2010. La media del DOT ICESat 2008-09 (Fig. 11b e 12a) mostra un forte pattern ciclonico con avvallamento che si estende verso est nel lato russo del bacino del Canada, allineato approssimativamente con la frattura della piattaforma continentale. La media del DOT CryoSat-2 nel 2011-12 (Fig. 12b) mostra un forte pattern antociclonico con solo un avvallamento relativamente poco profondo nelle longitudini orientali del bacino del Canada. I cambiamenti nel DOT tra il DOT ICESat 2008-09 e il DOT CryoSat-2 2011-12 (DOT 2011-12 meno DOT 2008-09; Fig. 12c) mostrano un aumento del DOT lungo il lato russo dell’Oceano Artico che è quasi esattamente l’opposto della diminuzione del DOT dopo l’aumento dell’AO nel 2007 (Fig. 9).Dopo il 2010, il DOT è aumentato nel Mare di Barents ma è rimasto quasi invariato nel Mare di Kara, risultando in un cambiamento antociclonico sulla piattaforma del Mare di Barents in linea con il cambiamento nel Bacino Euroasiatico. L’aumento del DOT nel Mare di Barents si è anche esteso verso ovest fino alla piattaforma nord-est della Groenlandia e al Mare di Groenlandia settentrionale, suggerendo una tendenza di corrente superficiale antociclonica che potrebbe potenziare l’esportazione di ghiaccio e acqua dolce nello stretto di Fram orientale, agendo contro il flusso in entrata prevalente di Acqua Atlantica nella Corrente di Spitsbergen Occidentale. In contrasto, l’aumento del DOT lungo la costa norvegese ha risultato in un flusso costiero verso nord e una tendenza ciclonica nella metà meridionale dei mari nordici (Fig. 12c).

Mentre la risposta del DOT all’aumento dell’AO nel 2007 e alla diminuzione nel 2010 nelle longitudini orientali del bacino artico sono semplici opposti (diminuzione dopo il 2007 e aumento dopo il 2010), un tale confronto semplice non è possibile per i mari di Barents, Kara e i mari nordici. Questo è probabilmente perché il Mare di Barents ha una propria risposta ai cambiamenti nella NAO (AO) (Smedsrud et al. 2013) e, come mostreremo, la risposta dei mari di Barents e nordici all’AO può essere più immediata rispetto a quella nel bacino artico.

La Figura 7 rappresenta le serie temporali dei componenti principali (PC) per i primi tre EOF (Funzioni Ortogonali Empiriche) dei record concatenati di anomalie di DH500 e DOT:

1. PC1 (in verde): Mostra la variazione temporale del primo componente principale, che è il fattore più influente e rappresenta la maggior parte della varianza nei dati. Le linee tratteggiate rosse larghe mostrano il PC1 per i record separati di DH e DOT prima e dopo il 1980, evidenziando le differenze o le somiglianze tra le due epoche.
2. PC2 (in blu): Rappresenta il secondo componente principale, che spiega una porzione minore della varianza rispetto a PC1. Le linee tratteggiate blu larghe indicano il PC2 per i record separati di DH e DOT, offrendo un confronto sulle variazioni minori tra le diverse epoche.
3. PC3 (in rosso): Indica il terzo componente principale e mostra ulteriori dettagli della variazione temporale, ma con una quantità di varianza ancora minore rispetto a PC1 e PC2.

Ogni componente principale può rappresentare pattern differenti di variazione climatica o oceanografica, come le variazioni della circolazione oceanica, i cambiamenti nella salinità, temperatura o altri fattori ambientali nel tempo.

Nel grafico si osservano tendenze di variazione, con periodi di aumenti e diminuzioni che possono corrispondere a fenomeni climatici o stagionali significativi. Le variazioni più pronunciate verso la fine del grafico, specialmente nel 2010 e negli anni seguenti, possono indicare eventi o cambiamenti climatici rilevanti che hanno influenzato il comportamento delle misure di DH500 e DOT.

La Figura 8 presenta due mappe:

(a) Media della Pressione al Livello del Mare (SLP)

Questa mappa mostra la media della pressione al livello del mare (SLP) registrata dall’NCEP (National Centers for Environmental Prediction) tra il 1950 e il 2019. Le varie tonalità di colore indicano differenti livelli di pressione, con aree più calde (tonalità di rosso e arancione) che indicano pressioni più basse e aree più fredde (tonalità di blu e verde) che rappresentano pressioni più alte. Questa visualizzazione aiuta a identificare le regioni di alta e bassa pressione media su un lungo periodo.

(b) Anomalia della Pressione al Livello del Mare (SLP)

Questa seconda mappa mostra le anomalie della pressione al livello del mare (SLP) relative alla media, regressate sull’Indice Oscillazione Artica (AO) del CPC NCEP dal 1950 al 2019. Le anomalie sono differenze dalla media, con le aree in rosso che indicano una pressione significativamente più bassa della media e le aree in blu che indicano una pressione più alta della media. Questo aiuta a comprendere come eventi specifici o tendenze a lungo termine, come l’Oscillazione Artica, influenzino la pressione in diverse regioni.

La linea rossa tratteggiata rappresenta la posizione teorica del basso islandese come descritto da Sokolov nel 1962, che è un’area di bassa pressione persistente vicino all’Islanda. Questo basso gioca un ruolo cruciale nella circolazione atmosferica dell’Atlantico settentrionale, influenzando i pattern climatici e meteorologici sia in Europa che in Nord America.

La combinazione di queste due mappe fornisce una visione dettagliata di come la pressione al livello del mare è variata nel tempo e come queste variazioni si correlino con l’indice AO, dando indicazioni su come cambiamenti climatici e atmosferici globali possano influenzare specifiche regioni.

La Figura 9 mostra l’indice dell’Oscillazione Artica (AO) per i mesi invernali (novembre-aprile, NDJFMA) dal 1950 al 2019, a cui è stata sottratta la media dell’indice AO invernale dal 1950 al 1988. Questo grafico aiuta a visualizzare come l’AO invernale si sia comportato rispetto alla sua media storica a lungo termine per questo periodo di riferimento.

Ecco i dettagli chiave del grafico:

• Linee Orizzontali Tratteggiate: Rappresentano differenti medie dell’indice AO per vari periodi, come indicato nella legenda in alto a sinistra:
  • La linea più alta segna la media dal 1989 al 2019 meno la media del 1950-88.
  • La seconda linea dall’alto indica la media dal 1989 al 2010 meno la media del 1950-88.
  • La terza linea dall’alto mostra la media durante l’era ICESat meno la media del 1950-88.
  • La quarta linea dall’alto mostra la media durante l’era CryoSat-2 meno la media del 1950-88.
• Punti e Linee Blu: Rappresentano i valori annuali dell’indice AO invernale dal 1950 al 2019, ognuno sottratto dalla media del periodo 1950-1988. Questo metodo di normalizzazione aiuta a identificare gli anni in cui l’indice AO è stato insolitamente alto o basso rispetto alla norma storica.
• Frecce sul Fondo del Grafico: Indicano le diverse ere di osservazione e analisi dati, come l’era EWG, ICESat e CryoSat-2, che corrispondono a differenti periodi di raccolta dati e strumenti tecnologici utilizzati per la misurazione.

Il grafico è utile per identificare tendenze, anomalie e cambiamenti significativi nell’indice AO invernale, che possono avere implicazioni dirette sui modelli climatici e meteorologici del nord emisfero, influenzando fattori come la temperatura invernale, le precipitazioni e i pattern di circolazione atmosferica.

La Figura 10 presenta tre mappe che mostrano le anomalie di altezza dinamica misurate alle stazioni Pargo (DHPargo), confrontate con diversi riferimenti storici e sfondi di varianza EOF (Funzione Ortogonale Empirica):

(a) Anomalie rispetto alla media dell’altezza dinamica dell’era EWG

Questa mappa (a sinistra) mostra le anomalie di altezza dinamica relative alla media dell’era EWG (Era of Western Geophysical, un periodo di raccolta dati oceanografici), come mostrato nella Figura 2a. Queste anomalie sono sovrapposte all’EOF1 dell’era EWG (Figura 4a), utilizzando una scala di colori comune che varia dal rosso (valori positivi) al blu (valori negativi). I cerchi vuoti rappresentano le posizioni delle stazioni Pargo dove le misurazioni sono state effettuate.

(b) Anomalie rispetto alla media del DOT satellitare

La mappa centrale mostra le anomalie di altezza dinamica rispetto alla media del DOT satellitare (Dynamic Ocean Topography), come mostrato nella Figura 2b. Queste sono sovrapposte all’EOF1 dell’era satellitare (Figura 5a). Anche qui, i cerchi indicano le posizioni delle stazioni di misura, con la scala di colori che aiuta a identificare le aree di maggiore o minore altezza rispetto alla media.

(c) Anomalie rispetto alla media combinata di EWG DH500 e DOT satellitare

La mappa a destra visualizza le anomalie di altezza dinamica rispetto alla media combinata di EWG DH500 e DOT satellitare (Figura 6d), sovrapposte all’EOF1 del record combinato (Figura 6a). Questa rappresentazione fornisce un’analisi integrata che considera sia i dati della serie storica EWG sia quelli più recenti ottenuti tramite satellite.

In tutte e tre le mappe, le anomalie sono visualizzate su una scala di colori che varia dal rosso al blu, indicando rispettivamente valori superiori o inferiori alla media. Questo fornisce una visione chiara di come le misurazioni di altezza dinamica nelle specifiche stazioni Pargo si discostino dai diversi riferimenti storici e ambienti oceanografici, riflettendo variazioni locali che possono essere collegate a cambiamenti nella circolazione oceanica o in altre caratteristiche fisiche marine.

Impatto Spazio-Temporale dell’Oscillazione Artica sulla Circolazione Superficiale

L’impatto spazio-temporale dell’Oscillazione Artica (AO) sulla circolazione superficiale dell’Oceano Artico nel periodo completo dal 1950 al 2019 è illustrato proiettando la serie temporale del componente principale dell’AO sui record annuali DH500 e DOT per identificare il pattern spaziale più fortemente correlato con l’AO. È stato dimostrato che le anomalie di temperatura e salinità oceanica rispetto alla climatologia al Polo Nord sembrano seguire l’AO come risposta di primo ordine con una costante di tempo di 5 anni e un ritardo di 3 anni (Morison et al. 2006). La motivazione di tale caratterizzazione è che ci aspettiamo che la risposta di queste anomalie di temperatura e salinità dell’oceano superiore sia un risultato ritardato e smorzato della forzatura atmosferica e coinvolga ritardi di trasporto necessari affinché l’effetto dei flussi di superficie e di confine su temperatura e salinità venga trasportato in profondità al Polo Nord (ad esempio, Swift et al. 1997). All’altro estremo temporale, abbiamo anche osservato che la forza del Giro di Beaufort in estate è correlata con l’AO mensile con un ritardo di 2 mesi (Dewey et al. 2017).

Osservando i cambiamenti interannuali nella circolazione oceanica superficiale su scale di bacino, la risposta alla transizione positiva dell’AO nel 2007 (Fig. 11) e alla transizione negativa nel 2010 (Fig. 12) suggerisce che la circolazione superficiale risponde con un ritardo di circa un anno. Di conseguenza, abbiamo proiettato l’AO invernale annuale (NDJFMA) filtrata con costanti di tempo di 1 anno e ritardi da 0 a 3 anni sui record compositi DH500 e DOT satellitari (Fig. 13). Troviamo che le proiezioni con una costante di tempo di primo ordine di 1 anno mostrano pattern che suggeriscono una risposta dell’Oceano Artico che si muove attorno al bacino artico iniziando dal bacino eurasiatico in un periodo di 3 anni.

Riconoscendo che c’è un ritardo associato alla costante di tempo di 1 anno anche a ritardo zero, la proiezione a ritardo zero (Fig. 13a) indica che la depressione DOT nei bacini di Nansen e Amundsen risponde relativamente rapidamente a un aumento dell’AO coerentemente con il pattern di pressione atmosferica dell’AO in quella regione (Fig. 8b). Tuttavia, attorno al resto del perimetro del dominio dei dati, la proiezione mostra un DOT elevato indicando un pattern ciclonico su scala del bacino simile ad altri compositi AO-positivi non ritardati di circolazione (Armitage et al. 2018; Kwok 2000; Zhang et al. 2003).

La proiezione ritardata di 1 anno (Fig. 13b) sposta la depressione DOT più a fondo nell’Oceano Artico verso il bacino di Makarov e mostra anche un sollevamento nel bacino canadese. Questo pattern è coerente con il pattern dominante di cambiamento come descritto dai record combinati DH500 EWG e DOT satellitari (Fig. 6a), il pattern di anomalia di salinità evidenziato dai dati del 1993 di Pargo (Figg. 1 e 10c), e il cambiamento in DOT un anno dopo l’aumento dell’AO nel 2007 (Fig. 11c). È l’opposto del cambiamento in DOT un anno dopo il record minimo dell’AO nel 2010 (Fig. 12c). Nel complesso, tipifica il carattere di dipolo della modalità ciclonica come abbiamo imparato a conoscere dal 1990 (Morison et al. 2012) con depressione superficiale e circolazione superficiale ciclonica sul lato russo del bacino di fronte a un innalzamento superficiale e accelerazione della circolazione superficiale anticionica nelle longitudini occidentali del bacino del Canada, del Mare di Beaufort e estendendosi fino all’Oceano Artico centrale.

La proiezione ritardata di 1 anno è anche simile, ma opposta al cambiamento in DOT un anno dopo il minimo record dell’AO nel 2010 (Fig. 12c). Con le eccezioni che, per il 2010 (Fig. 12c), la risposta sul lato canadese è più concentrata nel centro dell’Oceano Artico, e la risposta nei bacini di Nansen e Amundsen è più forte rispetto alla proiezione (Fig. 13b). La Figura 12c suggerisce che l’assenza di un cambiamento anticiclonico più definito nei mari nordici potrebbe essere correlata alla risposta più immediata del DOT all’AO nel bacino eurasiatico vicino allo Stretto di Fram (Fig. 11a) e nei mari nordici. L’apparente progressione in senso antiorario della risposta dell’oceano all’AO (Fig. 13b rispetto alla Fig. 13a) suggerisce che nel 2011, mentre l’AO negativa del 2010 ritardata di 1 anno stava forzando un aumento del DOT nel bacino di Makarov (Fig. 11b), l’AO positiva non ritardata del 2011 potrebbe aver forzato la depressione del DOT nei mari nordici.

La risposta all’AO sembra iniziare a rilassarsi dopo due anni. La proiezione ritardata di 2 anni (Fig. 13c) mostra una depressione superficiale persistente, anche se meno significativa, nel bacino di Makarov, un sollevamento diminuito spostato verso est nel Mare di Beaufort e un rimbalzo del DOT vicino all’entrata dello Stretto di Fram nell’Oceano Artico.

Dopo tre anni, l’oceano sembra rimbalzare dalla risposta all’AO. La proiezione ritardata di 3 anni (Fig. 13d) è significativamente positiva lungo i margini russi dell’Oceano Artico e significativamente negativa nel centro dell’Oceano Artico. È anche positiva nel Mare di Beaufort.

La Figura 11 rappresenta la distribuzione e i cambiamenti nella Dynamic Ocean Topography (DOT) dell’Oceano Artico, come osservato dal satellite ICESat nei periodi primaverili del 2005-2006 e del 2008-2009. Ecco una descrizione dettagliata delle tre mappe presentate:

1. (a) Media della DOT satellitare, primavera 2005-2006: Questa mappa mostra i livelli di DOT nell’Oceano Artico durante la primavera del biennio 2005-2006. Le diverse colorazioni indicano vari livelli di elevazione del mare, dove le tonalità verso il blu indicano depressioni più profonde e le tonalità verso il rosso indicano elevazioni più alte. Le frecce indicano i flussi di corrente, delineando il movimento dell’acqua attraverso l’oceano.
2. (b) Media della DOT satellitare, primavera 2008-2009: Simile alla mappa precedente, questa visualizza i livelli di DOT durante la primavera del 2008-2009. È possibile osservare una differenza nella distribuzione e nell’intensità dei colori, suggerendo cambiamenti nella topografia oceanica rispetto al periodo 2005-2006.
3. (c) Differenza della DOT satellitare 2008-2009 meno 2005-2006: Questa mappa evidenzia le differenze di DOT tra i due periodi. Le aree in rosso mostrano dove la DOT è aumentata tra il 2005-2006 e il 2008-2009, indicando un sollevamento della topografia oceanica in quelle regioni. Al contrario, le aree in blu mostrano una diminuzione della DOT, indicando una depressione della topografia oceanica. È evidente una diminuzione lungo il lato russo dell’Oceano Artico e un aumento sul lato canadese.

In sintesi, queste mappe forniscono una visione dettagliata di come la topografia dell’oceano artico sia cambiata in questo intervallo di tempo, mostrando come specifiche aree siano soggette a sollevamenti o abbassamenti significativi, influenzati da vari fattori climatici e oceanografici.

La Figura 12 presenta tre mappe che illustrano le variazioni della Dynamic Ocean Topography (DOT) nell’Oceano Artico, osservate tramite i satelliti ICESat e CryoSat-2. Le mappe mostrano le medie di DOT per specifici periodi e le loro differenze:

1. (a) Media della DOT di ICESat, primavera 2008-2009: Questa mappa visualizza i livelli di DOT nell’Oceano Artico durante la primavera del 2008-2009, come registrato dal satellite ICESat. Le aree colorate indicano l’altitudine della superficie oceanica, con il blu che rappresenta depressioni più profonde e il rosso elevazioni più alte.
2. (b) Media della DOT di CryoSat-2, primavera 2011-2012: Analogamente alla mappa precedente, questa illustra i livelli di DOT nella primavera del 2011-2012, ma utilizzando dati dal satellite CryoSat-2. Le variazioni di colore rispetto alla mappa (a) possono indicare cambiamenti nella topografia oceanica nel periodo intercorrente.
3. (c) Differenza media della DOT di CryoSat-2 2011-2012 meno DOT di ICESat 2008-2009: Questa mappa evidenzia le variazioni di DOT tra i due periodi. Le aree in rosso mostrano dove la DOT è aumentata lungo il lato russo dell’Oceano Artico, suggerendo un sollevamento della topografia oceanica. In contrasto, le aree in blu verso il lato canadese mostrano una leggera diminuzione della DOT, indicando una depressione della superficie oceanica.

Queste mappe forniscono un’importante visione comparativa delle variazioni della topografia oceanica artica su un intervallo di tre anni, rivelando come differenti regioni dell’oceano reagiscono a potenziali influenze ambientali e climatiche nel tempo.

7. La relazione temporale tra l’AO e la modalità ciclonica della circolazione superficiale

L’impatto temporale dell’AO (Oscillazione Artica) sulla circolazione superficiale dell’Oceano Artico nel periodo 1950-2019 è illustrato confrontando la serie temporale della componente principale della EOF 1, PC1, con la risposta del primo ordine (costante di tempo di 1 anno) della media mobile annuale dell’AO ritardata di un anno (Fig. 14). Questa rappresentazione temporale corrisponde alla controparte della Fig. 13b. Per risolvere meglio le differenze temporali tra le osservazioni dell’altezza superficiale (centrate su marzo per DH500 e DOT e su settembre per il Pargo DH500), sono state utilizzate medie mobili annuali di 12 mesi invece che medie invernali NDJFMA dell’AO.

La media mobile di 12 mesi dell’AO (linea grigia nella Fig. 14) appare quasi identica alle medie invernali dell’AO (Fig. 9), con l’eccezione che i minimi del 1961 e 1969 sono più bassi nelle medie mobili di 12 mesi rispetto alle medie invernali.

Come discusso in relazione alla Fig. 7, PC1 del periodo EWG (verde) e del periodo combinato “h” (magenta) risultano praticamente identici durante il periodo EWG (1950-1989) e mostrano una modesta corrispondenza con la risposta del primo ordine ritardata dell’AO dal 1950 al 1980. Nel periodo satellitare (PC1 verde dopo il 2003) e in PC2 del periodo combinato “h” (linea tratteggiata magenta), i valori sono quasi identici tra il 2003 e il 2014 e sono simili a PC1 del periodo combinato dal 2004 al 2012. In quest’ultimo intervallo, PC1 del periodo combinato non registra un calo marcato come quello osservato nel periodo satellitare e, anzi, mostra un aumento. Tutti e tre i record evidenziano un netto aumento della risposta ritardata dell’AO intorno al 2008-09 e un calo altrettanto marcato nel 2011-12.

Le serie temporali di PC1 presentano di per sé correlazioni con l’AO ritardato di primo ordine di circa 0,15–0,5, ma queste non sono significative, ad esempio, con valori del fattore p tipicamente da 0,1 a 0,4. Tuttavia, se includiamo una rappresentazione surrogata dei valori PC durante l’escursione estrema dell’AO nel periodo 1989–95, troviamo correlazioni tra il PC1 e l’AO che sono significative. Per questi valori surrogati di PC1 prendiamo i valori A1 (più, cerchio aperto, asterisco e simboli di cerchio pieno in Fig. 14 all’anno 1993,75) dall’analisi di correlazione delle EOF1 con le anomalie del Pargo DH500 (Fig. 10). Facendo ciò, la correlazione dell’AO con il PC1 dell’era EWG è 0,41, con il PC1 dell’era satellitare è 0,56, con il PC1 dei periodi combinati EWG e satellitari è 0,30 e con il PC2 dei periodi combinati EWG e satellitari è 0,28, e tutte sono significative con un livello superiore al 95% (Tabella 1). Nel complesso, se includiamo la risposta di picco dell’AO dei primi anni ’90 caratterizzata dai dati del Pargo, la risposta dell’AO di primo ordine con costante di tempo di 1 anno e ritardo di 1 anno può spiegare una frazione significativa della varianza della circolazione superficiale incorporata nel PC1.

La Figura 13 mostra le proiezioni sulla mappa annuale delle anomalie combinate di DH500 e DOT delle risposte di primo ordine dell’Oscillazione Artica (AO) con una costante di tempo di 1 anno e ritardi temporali diversi. I diversi pannelli rappresentano:

• (a) Zero lag: Correlazione (R) di 0.20 con un valore p di 0.17. Questo pannello mostra l’impatto immediato dell’AO sulla circolazione senza alcun ritardo temporale.
• (b) 1 anno di ritardo: Correlazione aumentata a 0.30 con un valore p significativo di 0.03, indicando una correlazione statisticamente significativa dopo un anno dal fenomeno AO.
• (c) 2 anni di ritardo: Ulteriore aumento della correlazione a 0.32 con un valore p di 0.02, dimostrando che gli effetti dell’AO possono persistere o diventare più evidenti dopo due anni.
• (d) 3 anni di ritardo: Correlazione di 0.23 con un valore p di 0.09, suggerendo che l’influenza dell’AO può estendersi fino a tre anni, anche se con una significatività statistica inferiore rispetto al ritardo di un anno.

Le aree all’interno dei contorni neri continui indicano regioni dove la correlazione tra l’AO e le mappe combinate di DH/DOT è statisticamente significativa al 95% di livello di confidenza. Le linee tratteggiate nere indicano una significatività al 97.5%. Questi contorni aiutano a visualizzare le zone geografiche più influenzate dall’AO nei vari ritardi temporali analizzati.

La Figura 14 illustra diverse serie temporali correlate alle variazioni nell’Oscillazione Artica (AO) e ai loro effetti sulla circolazione oceanica nell’Artico. Ecco una spiegazione dettagliata di ogni componente del grafico:

• Linea grigia: Rappresenta la media mobile annuale dell’AO, calcolata con un intervallo di 1 anno. Questa linea mostra l’andamento generale dell’AO nel corso del tempo.
• Linea blu: Mostra la risposta ritardata di primo ordine dell’AO con una costante di tempo e un ritardo pari a 1 anno. Questa linea riflette come la risposta dell’AO si adatti nel tempo, segnalando ritardi nell’impatto dell’AO sulla circolazione atmosferica e oceanica.

Le altre linee e simboli nel grafico rappresentano i coefficienti PC1 associati a diverse fasi di osservazione:

• Linea verde (PC1e): Mostra i coefficienti PC1 standardizzati per il periodo EWG (European Working Group).
• Linea viola (PC1s): Mostra i coefficienti PC1 standardizzati per l’era dei satelliti.
• Linea fucsia (PC1h): Rappresenta i coefficienti PC1 standardizzati per il periodo combinato di osservazione EWG e satellitare.

Inoltre, sono presenti simboli colorati che indicano i coefficienti surrogati di PC1 per le anomalie del Pargo DH500, che sono dettagliati nella Figura 10. Questi simboli colorati sono posizionati sull’asse del tempo a seconda dell’anno di riferimento, ad esempio il 1993,75 (anno 5 nel grafico), e sono utilizzati per mostrare specifiche correlazioni analizzate:

• Cerchio aperto, asterisco, cerchio pieno, ecc.: Sono simboli codificati per colore che indicano differenti valori o condizioni delle anomalie considerate per l’analisi.

In fondo al grafico, sono elencati i valori di correlazione (R) e i valori p associati a specifici ritardi e risposte, dimostrando l’importanza statistica di queste correlazioni per la comprensione della dinamica AO e il suo impatto sulle variazioni della circolazione oceanica e atmosferica nell’Artico.

8. Discussione

Associato a un cambiamento positivo nell’AO invernale a partire dal 1989, l’Oceano Artico è stato prevalentemente in un regime di circolazione superficiale ciclonica negli ultimi 20-30 anni, caratterizzato da un aumento della vorticità media dell’Oceano Artico, una depressione del DOT sul lato russo dell’Oceano Artico, un Giro di Beaufort meno esteso ma più intenso, e uno spostamento ciclonico della Deriva Transpolare. EOF1 del DH500 dal 1950 al 1993 e del DOT dal 2004 al 2019 catturano questo modello.

La circolazione superficiale diventa più ciclonica sotto un AO positivo e più anticiclonica sotto un AO negativo. Vediamo che la vorticità media dell’Oceano Artico nel periodo 2004-19 (Fig. 3b) è maggiore (più ciclonica) rispetto alla vorticità del 1950-89 (Fig. 3a), e l’indice AO invernale è superiore di una deviazione standard nel periodo 1989-2019 rispetto a prima del 1989, un aumento statisticamente significativo al 99% di livello. Inoltre, i cambiamenti interannuali nel DH e nel DOT associati all’aumento dell’AO nel 1989 (Fig. 10) e nel 2007 (Fig. 11) mostrano lo sviluppo della depressione del DOT sul lato russo dell’Oceano Artico e l’intensificazione del Giro di Beaufort caratteristico della modalità ciclonica, mentre il record di diminuzione dell’AO nel 2010 (Fig. 12) mostra il contrario, caratteristico del ritorno alla modalità anticiclonica.

Sulle registrazioni composite di DH500 e DOT del periodo 1950-2019, la componente principale di EOF1 che caratterizza la modalità ciclonica, come l’AO (Fig. 9), mostra oscillazioni positive e negative maggiori dopo il 1989 rispetto a prima (Figg. 7 e 14). Infine, la proiezione di una risposta ritardata di primo ordine dell’AO invernale (con costante di tempo pari a 1 anno e ritardo pari a 1 anno) su DH500 e DOT, 1950-2019 (Fig. 13), mostra una somiglianza significativa con EOF1 e le caratteristiche dominanti della modalità ciclonica.

Anche se le correlazioni tra le prime componenti principali di EOF e la risposta ritardata di primo ordine all’AO non sono particolarmente elevate, sono statisticamente significative (Tabella 1) se includiamo i PC1 virtuali dall’analisi Pargo della risposta al massimo dell’AO nel 1989-95 (Fig. 14). La correlazione con l’AO spiega il 41% della varianza nei PC1 pre-1990 e il 56% della varianza nei PC1 post-1990. Sull’intero record combinato, la correlazione con l’AO spiega il 30% in PC1 e il 28% della varianza nei PC2 simili. Queste frazioni sono ragionevoli considerando che l’AO è un indice quasi emisferico e non il solo determinante della circolazione atmosferica artica.Si suggerisce che, confrontando la circolazione superficiale pre e post-1990, probabilmente associata allo spostamento di una deviazione standard in più nell’AO (Fig. 9), all’aumento della vorticità media (Fig. 3) e forse a un cambiamento nelle condizioni medie del ghiaccio, le modalità di circolazione superficiale siano cambiate in qualche modo (Figg. 4 e 5). EOF1 prima del 1990 mostra una depressione sul lato russo dell’Oceano Artico concentrata nel Bacino di Makarov che si estende fino al Polo Nord (Fig. 4a). Durante l’era satellitare, 2004–19, EOF1 (Fig. 5a) è caratterizzata da una depressione che avvolge ulteriormente il lato russo dell’Oceano Artico dalla Fram Strait verso est in un arco attraverso il Bacino di Makarov meridionale fino al Mare di Beaufort occidentale. Questa depressione è compensata da un rialzo centrato sopra il Polo Nord che produce un modello a dipolo. Anche i modelli EOF2 sono leggermente diversi prima e dopo il 1990. EOF2 per i dati pre-1990 (Fig. 4b) e post-1990 (Fig. 5b) mostrano un carattere dipolare tra il Bacino del Canada e il Bacino Nansen–Amundsen con una bassa pressione sul lato di Nansen–Amundsen e una alta sul lato del Canada. Tuttavia, il centro d’azione positivo sul lato del Canada è più esteso a sud nel Mare di Beaufort nei dati DOT EOF2 post-1990 (Fig. 5b) rispetto a EOF2 pre-1990 (Fig. 4b). Nella registrazione combinata (Figg. 6a,b) EOF1 assomiglia a EOF1 della registrazione pre-1990 e EOF2 assomiglia a EOF1 della registrazione post-1990. Questa divisione è un riflesso del cambiamento nelle modalità di circolazione dopo il 1990 poiché l’analisi della registrazione combinata cerca di tener conto del cambiamento in EOF1. I PC2 e PC1 combinati variano insieme fino al 2012-13 e, nel complesso, spiegano il 60% della varianza nelle registrazioni combinate di DH500 e DOT. Questo, insieme al cambiamento in EOF1 riflesso in EOF1 e EOF2 della registrazione combinata, aumenterebbe il gradiente DOT tra le celle cicloniche e anticicloniche della modalità ciclonica e quindi la forza della Deriva Transpolare (Morison et al. 2012). Nel complesso, i risultati suggeriscono un cambiamento di regime nel modo esatto di variabilità della circolazione superficiale dell’Oceano Artico con uno spostamento della circolazione ciclonica media negli ultimi 30 anni (Fig. 3). Le modifiche della circolazione superficiale del modo ciclonico sovrappongono una circolazione profonda intrinsecamente ciclonica.

In assenza di forzature del vento, l’Oceano Artico avrebbe una circolazione ciclonica simile a quella di un fiordo, dovuta al flusso di Acqua Pacifica relativamente fresca spinta dall’altezza maggiore del livello del mare stericamente determinato del Pacifico rispetto all’Atlantico (Steele ed Ermold 2007). Il deflusso dell’Acqua Pacifica, mescolata con l’acqua di dilavamento e l’Acqua Atlantica, richiede un afflusso di Acqua Atlantica per conservare massa e salinità. La conservazione della vorticità potenziale richiederebbe la circolazione ciclonica dell’acqua derivata sia dall’Atlantico che dal Pacifico, con l’afflusso di Acqua Atlantica in profondità sul lato est dello Stretto di Fram, il deflusso di Acqua derivata dal Pacifico vicino alla superficie sul lato ovest dello Stretto di Fram e dell’Arcipelago Canadese, e l’Acqua Atlantica che scivola sotto l’Acqua derivata dal Pacifico lungo il Fronte Transpolare. In realtà, una volta al di sotto dell’effetto delle forzature superficiali, l’Acqua Atlantica è controllata topograficamente dalla conservazione della vorticità potenziale (Nøst e Isachsen 2003; Timmermans e Marshall 2020) e dall’interazione tra vortici e topografia (Holloway 1987, 1996), e circola ciclonicamente intorno ai bacini Eurasiatico, di Makarov e del Canada (Dickson et al. 2000; Rudels 2012). Inoltre, la forza di questa circolazione ciclonica sottostante, almeno nel Bacino Eurasiatico, aumenta con la forza dell’afflusso di Acqua Atlantica secondo una funzione di risposta climatica guidata dai venti ciclonici nel Mare di Groenlandia (Muilwijk et al. 2019).

La circolazione ciclonica sottostante è principalmente contrastata dalla circolazione superficiale anticionica guidata dal vento, ma la modalità ciclonica nella circolazione superficiale rappresenta un’inversione parziale di questa opposizione, che si manifesta nella posizione del Fronte Transpolare attraverso il Bacino di Makarov. L’alta pressione media di Beaufort nella pressione atmosferica (Fig. 8a) guida una circolazione oceanica media superficiale anticionica che è contraria alla circolazione più profonda intrinsecamente ciclonica (Timmermans e Marshall 2020; Zhang e Steele 2007). C’è una tendenza alla circolazione superficiale ciclonica media nelle parti meridionali del profondo Bacino Eurasiatico (Figg. 2 e 6d) a causa di una bassa pressione atmosferica media che si estende dai mari nordici fino al Mar di Barents (Fig. 8a) e alla presenza dell’Acqua Atlantica affluente vicino alla superficie (Nøst e Isachsen 2003).

In superficie, il confine tra le regioni anticicloniche varia tra i bacini di Amundsen e Makarov. Sotto un AO positivo, la forzatura atmosferica ciclonica si estende dal bacino Eurasiatico al bacino di Makarov (Fig. 8b), la circolazione superficiale ciclonica si diffonde attraverso il bacino Eurasiatico e verso (Figg. 2b, 4a, 6a) e attraverso (Fig. 5a) il bacino di Makarov, e il Fronte Transpolare si sposta verso il Nord America (Fig. 3), segni distintivi della modalità ciclonica che sono complementari alla circolazione ciclonica sottostante. Con un AO positivo, la circolazione ciclonica sottostante nel bacino artico è ulteriormente rafforzata dall’aumentato afflusso di Acqua Atlantica a causa dell’aumento della forzatura del vento nei mari nordici (Muilwijk et al. 2019; Nøst e Isachsen 2003).

D’altra parte, quando l’AO è negativo, la pressione atmosferica aumenta sui bacini Eurasiatico e di Makarov (Fig. 8b), la circolazione superficiale dei bacini di Makarov e Eurasiatico diventa anticiclonica (PC1 negativo moltiplicato per l’EOF1 delle Figg. 2a, 4a, e 6a) in contrasto con la circolazione ciclonica sottostante, e il Fronte Transpolare oscilla verso la Russia, segni distintivi di ciò che potrebbe essere chiamata la modalità anticiclonica.

Il confronto della nostra analisi con altri studi suggerisce che la modalità ciclonica rappresenta un complesso di cambiamenti dipendenti dall’aumento dell’AO. Questi includono studi sui cambiamenti nella circolazione superficiale e dell’Acqua Atlantica con l’AO, il cambio di regime nell’AO e la risposta oceanica dopo il 1990 e i conseguenti cambiamenti nel flusso di ghiaccio dall’Oceano Artico. La maggior parte di questi studi si è concentrata sulla risposta del ghiaccio marino ai cambiamenti dell’AO o dell’Oscillazione del Nord Atlantico (NAO), strettamente correlata.

Pertanto, è importante sottolineare la stretta relazione tra la velocità del ghiaccio e la velocità geostrofica dell’oceano superiore che risulta dall’equilibrio tra la forza di Coriolis e il gradiente trasversale di DH500 o DOT (ad esempio, vettori nelle Figg. 11 e 12). La velocità geostrofica del ghiaccio risultante dal gradiente in DOT è la stessa della velocità geostrofica dell’oceano superiore. Sotto eventi di vento relativamente brevi ma intensi, lo stress del vento causa il movimento del ghiaccio a circa il 2% e 208 alla destra della velocità del vento (Nansen 1902; Thorndike e Colony 1982), ma mediato su molte tempeste di vento e periodi di calma, e a scale orizzontali sufficientemente grandi, lo stress interno del ghiaccio è di minore importanza nei bacini profondi lontani dalla costa, e la velocità del ghiaccio assomiglia strettamente alla velocità geostrofica dell’oceano superiore (Kwok e Morison 2017).Scopriamo che per comprendere la risposta della circolazione superficiale dell’Oceano Artico all’AO è fondamentale tenere conto del ritardo nell’attivazione dell’oceano in risposta ai cambiamenti interannuali nella forzatura del vento. Diversi studi hanno esaminato l’impatto dell’AO o della NAO sul movimento dei ghiacci, l’esportazione e il volume (Dickson et al. 2000; Hilmer e Jung 2000; Kwok 2000; Morison et al. 2018b; Rigor e Wallace 2004; Rigor et al. 2002; Williams et al. 2016; Zhang et al. 2000; Zhang et al. 2003). Morison et al. (2018b) osservano, nelle sezioni idrografiche primaverili annuali del 2005-2015 attraverso il Polo Nord lungo 90°W–90°E, che negli anni di alto AO invernale, il Fronte Transpolare è spostato verso il Nord America. Dickson et al. (2000) trovano un aumento nel flusso di ghiaccio dall’Oceano Artico con un aumento della NAO. Kwok (2000) ha esaminato composizioni mensili del movimento dei ghiacci dal 1978 al 1996 per diversi livelli della NAO. Allo stesso modo, Zhang et al. (2003) mostrano composizioni di simulazioni del movimento dei ghiacci, dello spessore dei ghiacci e delle proprietà oceaniche correlate per le fasi alte e basse dell’AO. Entrambi gli studi trovano che l’esportazione di ghiaccio attraverso lo Stretto di Fram è potenziata nei compositi di alto NAO/AO e che l’anomalia della velocità del ghiaccio nei compositi di alto AO/NAO è essenzialmente una circolazione superficiale ciclonica attorno al perimetro del bacino artico, molto simile a quanto trovato da Armitage et al. (2018) per la corrente superficiale geostrofica sotto un AO positivo e simile alla nostra proiezione dell’AO a zero ritardo su DH500 e DOT (Fig. 13a). Queste composizioni di circolazione superficiale simultanea e AO, simili alla Fig. 13a, non catturano l’elemento essenziale della prima EOF di DH500 e DOT (Figg. 4a, 5a, 6a) che è la circolazione superficiale ciclonica sul lato russo dell’Oceano Artico come illustrato dalla proiezione dell’AO ritardato di un anno su DH500 e DOT (Fig. 13b). Un’analisi accurata della risposta temporale dell’oceano all’AO è oltre lo scopo di questo studio, utilizzando dati oceanici che sono al massimo annuali, ma i nostri risultati mostrano che è necessaria una risposta dell’AO ritardata e smorzata con scale temporali di almeno un anno (Fig. 13b) per rappresentare le caratteristiche chiave della modalità fondamentale, EOF1, di variabilità della circolazione superficiale (Figg. 4a, 5a, 6a).Questo lavoro condivide con numerosi altri l’idea principale che i primi anni ’90 hanno segnato un cambio di regime nel comportamento dell’Oceano Artico. Rigor et al. (2002), in uno dei primi studi sulla relazione tra l’AO e l’estensione del ghiaccio, prendono in considerazione il ritardo tra l’AO e l’estensione del ghiaccio di settembre (SIE), che trovano essere negativamente correlata con l’AO dell’inverno precedente a causa dell’advvezione del nuovo ghiaccio lontano dalle aree costiere della Siberia Orientale, mantenendo il manto di ghiaccio sottile su vaste aree sul lato russo del Bacino del Canada. L’aumento dell’esportazione di ghiaccio dall’Oceano Artico durante il periodo di alto AO negli anni ’90 ha ridotto la quantità di ghiaccio pluriennale spesso residente ed è stato cruciale nel spostare l’Oceano Artico verso un regime di ghiaccio marino più stagionale (Lindsay e Zhang 2005; Rigor e Wallace 2004). Similmente a Rigor et al. (2002), Williams et al. (2016), in uno studio che utilizza un modello di retro-traiettoria Lagrangiana, scoprono che l’anomalia invernale integrata del ghiaccio advetto lontano dalle coste dell’Alaska e dell’Eurasia è correlata con l’estensione del ghiaccio marino di settembre. L’anomalia dell’esportazione invernale è a sua volta correlata con l’AO invernale e, di conseguenza, l’estensione del ghiaccio marino di settembre è negativamente correlata con l’AO. Tuttavia, riconoscendo il cambiamento fondamentale positivo nell’AO nei primi anni ’90 (Fig. 9), scoprono anche che prima del 1993, la correlazione negativa tra l’AO e la SIE non era forte. Ipotizzano che ciò fosse dovuto al fatto che il ghiaccio più spesso negli anni precedenti limitava l’influenza dell’AO sul movimento del ghiaccio e sostengono che questo è il motivo per cui includere anni precedenti al 1993 nelle analisi produce correlazioni insignificanti tra l’AO e l’estensione del ghiaccio marino (Holland e Stroeve 2011). Questo solleva l’idea che le differenze che vediamo tra l’era EWG 1950–89 EOF1 (Fig. 4a) e l’era satellitare 2004–19 EOF1 (Fig. 5a) potrebbero essere dovute ai cambiamenti sostanziali nell’estensione, spessore e resistenza del ghiaccio. Si può certamente immaginare che l’oceano risponda più prontamente a piccoli cambiamenti nell’AO dal momento che il ghiaccio è diventato più sottile e meno esteso nei primi anni ’90.Altre ricerche che riconoscono il cambio di regime dell’AO (o NAO) e il suo effetto sul ghiaccio includono quelle di Zhang et al. (2000). Le loro simulazioni, confrontando il periodo di alto NAO (1989-96) con il precedente periodo di basso NAO (1979-88), mostrano che il ghiaccio si perde preferenzialmente dall’Artico orientale piuttosto che da quello occidentale in quello che definiscono un modello di anomalia dipolare Est-Ovest dell’Artico (EWAAP), l’esportazione di ghiaccio aumenta e il volume totale di ghiaccio dell’Oceano Artico diminuisce del 20%. Tucker et al. (2001) mostrano che lo spessore del ghiaccio e lo spessore inferito misurati dai sottomarini nel 1992-94 sono diminuiti rispetto al 1985-88 a seguito del passaggio a un AO più positivo e sostengono che ciò sia probabilmente dovuto a processi dinamici associati a una notevole diminuzione dell’estensione occidentale del Giro di Beaufort e a uno spostamento ciclonico e un’intensificazione della Deriva Transpolare. Steele e Boyd (1998) confrontano i campi di velocità del ghiaccio mediati durante un periodo di basso AO (1979-87) e il periodo di alto AO (1988-96), e trovano anche che il Giro di Beaufort è diminuito nella sua estensione occidentale e l’asse della Deriva Transpolare si è spostato ciclonicamente.

Diversi studi sui cambiamenti nell’atmosfera (Hilmer e Jung 2000; Wang et al. 2009; Zhang et al. 2004) offrono confronti interessanti con il nostro studio. Hilmer e Jung (2000) confrontano l’esportazione di ghiaccio dallo Stretto di Fram e il NAO dal 1958 al 1997. Trovano che l’esportazione di ghiaccio non è correlata con il NAO fino al 1977, ma significativamente positivamente correlata in seguito. Mostrano che questo cambiamento è dovuto a uno spostamento del centro di bassa pressione del NAO verso est in modo da presentare un modello a dipolo che attraversa lo Stretto di Fram e guida l’esportazione di ghiaccio attraverso lo stretto sotto un NAO positivo. Il modello è simile alla nostra proiezione dell’AO con zero ritardo su DH500 e DOT (Fig. 13a) con un alto DOT a ovest dello Stretto di Fram e un basso DOT a est dello Stretto di Fram in una relazione che guiderà anche l’esportazione di ghiaccio geostrofico verso sud.Un confronto correlato proviene da Wang et al. (2009), che scoprono che i minimi record nell’estensione del ghiaccio marino estivo tra il 1995 e il 2008 sono correlati con un modello di anomalia dipolare estiva positiva (DA), la seconda EOF della pressione atmosferica a livello del mare (SLP). Il modello DA invernale presenta un’alta pressione nel bacino Eurasiatico e una bassa nel bacino del Canada. Il modello DA estivo è essenzialmente il modello DA invernale ruotato di 90 gradi in senso orario, con una bassa pressione verso il lato russo e un’alta verso il lato canadese, così da guidare la deriva del ghiaccio dallo Stretto di Bering allo Stretto di Fram. Wang et al. (2009) trovano che la maggiore perdita di ghiaccio avviene quando sia l’AO che la DA sono positivi. È degno di nota che la seconda EOF di EWG DH500 (Fig. 4b) assomiglia fortemente al negativo del modello DA invernale con una bassa pressione nel bacino Eurasiatico e un’alta nel bacino del Canada. La seconda EOF del DOT satellitare (Fig. 5b) assomiglia a un modello a metà strada tra il negativo del DA invernale e il DA estivo, con un crinale che si estende verso est lungo l’Arcipelago Canadese e una depressione che si estende dallo Stretto di Fram sopra e intorno al margine del bacino Eurasiatico. Questi, come il DA estivo positivo, potrebbero aumentare l’esportazione geostrofica di ghiaccio attraverso lo Stretto di Fram.

Smedsrud et al. (2017) trovano risultati coerenti con Wang et al. (2009) usando un registro dell’esportazione di ghiaccio dall’area dello Stretto di Fram esteso indietro di 80 anni usando un proxy di esportazione di ghiaccio basato sulla differenza di SLP attraverso lo Stretto di Fram. Scoprono un aumento dell’esportazione dell’area di ghiaccio tra gli anni ’70 e il 2014 con una alta correlazione con la DA. Le osservazioni in situ, incluse le misurazioni dello spessore del ghiaccio dai primi anni ’90, indicano che l’esportazione di volume di ghiaccio, contrariamente all’esportazione di area di ghiaccio, ha avuto una tendenza negativa dal 1992 al 2014 a causa del calo dello spessore del ghiaccio nel bacino. Anche se Smedsrud et al. (2017) non affrontano direttamente le correlazioni dell’esportazione di ghiaccio con l’AO, il loro ampio registro di esportazione di ghiaccio mostra un aumento dell’esportazione di ghiaccio nel 2007-09, un periodo di aumento dell’AO (Fig. 11), una diminuzione dell’esportazione di ghiaccio nel 2010 durante il minimo record dell’AO (Fig. 12), e un aumento dell’esportazione di ghiaccio dopo il 2010 quando l’AO è aumentato, suggerendo una correlazione positiva dell’esportazione di ghiaccio con l’AO.

Similmente, sebbene il registro dell’esportazione di ghiaccio dall’inverno del 1990-91 all’inverno del 2006-07 non mostri una tendenza statisticamente significativa (Kwok 2009), dimostra una correlazione con l’AO. L’esportazione di ghiaccio di Kwok (2009) raggiunge il massimo nel 1994-95 dopo il record quinquennale dell’AO più alto e poi diminuisce negli anni ’90, raggiungendo quasi il valore pre-1989 intorno al 2003 quando l’AO e le condizioni oceaniche al Polo raggiungono le condizioni pre-1989 (Morison et al. 2006) e poi aumenta nell’inverno del 2006-07 con un aumento dell’AO (Figg. 9 e 11).

Zhang et al. (2004), basandosi sull’analisi dei dati dal 1950 al 2003, scoprono che l’indice di attività ciclonica (CAI), una misura del numero di cicloni in una regione, nell’Oceano Artico è fortemente correlato con l’AO. Come l’AO, il CAI è aumentato notevolmente durante il 1988-90 ed è rimasto elevato per la maggior parte degli anni ’90. Allo stesso tempo, il CAI a media latitudine è diminuito. Questa corrispondenza tra l’AO e il CAI si riferisce a una questione aperta riguardo all’attivazione del modo ciclonico dell’AO negli ultimi tre decenni. Nello specifico, è più il risultato del campo medio dei venti del modello ciclonico dell’AO (Fig. 8b), a cui effettivamente assomiglia, o è il risultato dell’avvezione di più cicloni atmosferici nell’Artico per azione dell’AO aumentato? Questa questione rimane aperta, ma è sicuro affermare che né il modello medio dell’AO né l’attività ciclonica potenziata associata porterebbero a una circolazione più anticiclonica nell’Oceano Artico.

Ciò ci porta a una serie di studi che hanno sostenuto che una circolazione sempre più anticiclonica nell’Oceano Artico negli ultimi decenni ha portato a un aumento dello stoccaggio di acqua dolce, principalmente attraverso il pompaggio Ekman di acqua a bassa salinità vicino alla superficie nel Giro di Beaufort (Hofmann et al. 2015; McPhee et al. 2009; Proshutinsky et al. 2015, 2009). Se le conclusioni di questi studi e studi correlati sul fatto che la circolazione stia diventando più anticiclonica e che lo stoccaggio di acqua dolce stia aumentando fossero limitate alla considerazione del Mare di Beaufort, sarebbero in accordo con i nostri risultati.

Anche se il Giro di Beaufort non è il centro dell’azione per l’EOF1 né dei record EWG DH500, né del DOT satellitare, né del combinato DH500 e DOT, appare come un rialzo adiacente alla più grande depressione sul lato russo nell’EOF1 (Fig. 6a) del record combinato DH500 e DOT. Di conseguenza, dopo l’aumento dell’AO nel 2007, mentre la depressione sul lato russo si approfondiva e perdeva acqua dolce, il Giro di Beaufort si è rafforzato e ha guadagnato praticamente la stessa quantità di acqua dolce (Fig. 11c; Morison et al. 2012). La modalità ciclonica associata all’aumento dell’AO è un dipolo tra il Mare di Beaufort e il lato russo dove il rafforzamento e il rinfrescamento del Giro di Beaufort sono bilanciati dalla salinizzazione e approfondimento della depressione sul lato russo (Morison et al. 2012).

La Tabella 1 presenta le correlazioni tra l’indice AO invernale e le componenti principali dell’altezza superficiale dell’Oceano Artico. La tabella elenca quattro diverse componenti principali, ognuna con un valore di correlazione e un valore p per indicare la significatività statistica di quella correlazione:

1. EWG PC1: La correlazione tra l’indice AO invernale e la prima componente principale del periodo EWG è di 0.41, con un valore p di 0.011. Questo indica una correlazione moderatamente forte e statisticamente significativa.
2. Satellite era PC1: Per il periodo dell’era dei satelliti, la correlazione sale a 0.56 con un valore p di 0.025, mostrando una correlazione ancora più forte e significativa.
3. Combined EWG/satellite PC1: La prima componente principale combinata dei periodi EWG e dell’era dei satelliti ha una correlazione di 0.30 con un valore p di 0.029, indicando una correlazione più debole, ma ancora statisticamente significativa.
4. Combined EWG/satellite PC2: La seconda componente principale combinata ha una correlazione di 0.28 con un valore p di 0.044, la più debole tra le correlazioni elencate, ma ancora entro i limiti della significatività statistica.

Questi dati mostrano come varie misure dell’altezza superficiale dell’Oceano Artico siano correlate con l’indice AO invernale, con diverse forze di correlazione e livelli di significatività statistica. Queste correlazioni aiutano a comprendere come l’AO influenzi le variazioni di altezza superficiale dell’oceano in questi periodi specifici.

9. Conclusioni Per 70 anni, il modo dominante di variabilità nella circolazione superficiale dell’Oceano Artico, evidenziato dal primo EOF (Empirical Orthogonal Function) dell’altezza della superficie del mare, è stato un modello a dipolo. Questo è dominato da un minimo nell’altezza della superficie del mare con circolazione superficiale ciclonica sul lato russo del profondo Oceano Artico e un alto opposto con circolazione superficiale anticionica sul lato dell’Arcipelago Canadese. Sotto un AO (Oscillazione Artica) positivo, il modo dominante di variazione nella sua fase positiva (ciclonica) causa l’estensione del flusso ciclonico del Bacino Eurasiano verso ovest attraverso il Bacino di Makarov e un irrigidimento del Giro di Beaufort. Sotto un AO negativo, il modo dominante nella fase negativa porta a un’espansione del Giro anticionico di Beaufort e una contrazione del flusso ciclonico sul lato europeo.

Esiste un collegamento tra l’AO e la modalità ciclonica. Lo vediamo su scala interannuale con il passaggio alla modalità ciclonica sotto notevoli aumenti dell’AO nei primi anni ’90 e nel 2007-08. Lo vediamo come un ritiro della modalità ciclonica sotto un breve passaggio al minimo record dell’AO nel 2010. La componente principale di EOF1, corrispondente all’intensità della modalità ciclonica, è positivamente correlata con una risposta di primo ordine all’AO con una costante di tempo di 1 anno e un ritardo di 1 anno.

In risposta allo spostamento di una deviazione standard nell’AO medio a partire dal 1989-90, il primo EOF e la modalità ciclonica sono cambiati leggermente, con tendenze verso un aumento della variazione attraverso il modello a dipolo risultante e maggiori spostamenti nell’orientamento della Deriva Transpolare e dei percorsi dell’acqua dolce. La maggiore reattività apparente all’AO potrebbe essere correlata al passaggio a meno ghiaccio pluriennale e alla relativa riduzione del volume e della resistenza del ghiaccio nello stesso periodo.

Mettendo da parte la discussione sulle modalità oceaniche di variabilità, nessuno degli studi sulla risposta dell’Oceano Artico all’aumento dell’AO citati sopra ha trovato che l’esportazione di ghiaccio o acqua dolce diminuisse con l’aumento dell’AO. Al contrario, hanno scoperto che un AO elevato, che ha caratterizzato gli ultimi 30 anni, porta a una maggiore esportazione di ghiaccio e acqua dolce associata. Questo è completamente coerente con l’Oceano Artico che nel complesso si trova in uno stato più ciclonico come evidenziato dal cambiamento positivo nella vorticità media del bacino (Fig. 3). La stessa dinamica di Ekman che guida la convergenza di acqua dolce e ghiaccio marino in un giro sempre più anticionico (vorticità decrescente), causa la divergenza di acqua dolce e ghiaccio marino da un giro sempre più ciclonico (vorticità crescente). L’aumento della vorticità dell’Oceano Artico (Fig. 3), l’aumento dell’AO (Figg. 9 e 14) e l’aumento dell’esportazione di ghiaccio (riferimenti sopra) sono solo coerenti con un regime di circolazione più ciclonico e una minore tendenza a immagazzinare acqua dolce nell’Oceano Artico.

La modalità ciclonica è importante per diverse ragioni. Poiché è correlata con l’AO, è legata ai cambiamenti climatici, dato che un aumento dell’AO è considerato un indicatore del riscaldamento globale (Choi et al. 2010; Fyfe et al. 1999; Gillett et al. 2002; Miller et al. 2006; Rind et al. 2005; Shindell et al. 1999). Come discusso precedentemente, l’impatto dell’AO e della modalità ciclonica sulla copertura glaciale è significativo. La modalità ciclonica favorisce un incremento dell’esportazione di ghiaccio dai mari marginali, generando una correlazione negativa tra l’estensione del ghiaccio estivo e l’AO dell’inverno precedente (Rigor et al. 2002; Williams et al. 2016). Questo può portare, a sua volta, a un aumento della stratificazione e a una riduzione della circolazione termoalina globale nei mari nordici.

La modalità ciclonica può essere vista come parte fondamentale di un complesso di cambiamenti nella circolazione generale che potrebbe portare allo scioglimento di grandi quantità di ghiaccio marino. È stato ampiamente riconosciuto che piccoli aumenti del flusso di calore dell’Acqua Atlantica verso la superficie (ad esempio, una media di 2 W/m^2 sull’intero Oceano Artico) possono ridurre drasticamente lo spessore del ghiaccio (Maykut e Untersteiner 1971), ma la stratificazione del freddo strato aloclino tra lo strato misto e l’Acqua Atlantica ha isolato efficacemente il calore dell’Acqua Atlantica in profondità, eccetto che vicino allo Stretto di Fram e agli influssi del Mare di Barents (Gorshkov 1983), dove intensifica lo scioglimento dal fondo del ghiaccio marino (Ivanov et al. 2016). Diversi meccanismi mantengono il freddo strato aloclino (Aagaard et al. 1981; Steele e Boyd 1998), ma uno dei più importanti (Rudels et al. 1996) coinvolge l’iniezione di acqua fredda di piattaforma, dolcificata dal deflusso eurasiatico, nell’alo-clino del bacino eurasiatico orientale. La modalità ciclonica devia il deflusso eurasiatico verso est (Morison et al. 2012), indebolendo lo strato aloclino freddo (Steele e Boyd 1998), e permettendo al calore dell’Acqua Atlantica di raggiungere la superficie e sciogliere il ghiaccio dal basso. L’effetto di questo è accentuato dall’aumento del volume (Dickson et al. 2000; Muilwijk et al. 2019; Nøst e Isachsen 2003) e della temperatura (Dickson et al. 2000; Swift et al. 1997) dell’Acqua Atlantica con un incremento dell’AO o della NAO.

Dato lo stato elevato dell’AO e la prevalenza della modalità ciclonica, è comprensibile che abbiamo visto un ruolo maggiore del calore dell’Acqua Atlantica nella perdita di ghiaccio (Polyakov et al. 2017) e un triplicato aumento del flusso di calore dell’Acqua Atlantica verso lo strato misto dal 2007 (Polyakov et al. 2020). Il complesso di cambiamenti della modalità ciclonica include quindi la riduzione della copertura del ghiaccio marino attraverso il flusso di calore dell’Acqua Atlantica e quindi l’inizio del feedback albedo-ghiaccio marino sul clima.

Nonostante l’importanza della modalità ciclonica, il nostro sistema di osservazione in situ non è ben configurato per rilevarla, e si potrebbe argomentare che una concentrazione di misurazioni nel Mare di Beaufort ha portato a una visione della circolazione superficiale dell’Oceano Artico centrata sull’anticiclonico. In inverno e all’inizio della primavera, il sistema di osservazione in situ consiste solitamente esclusivamente in boe alla deriva strumentate. Nel marzo del 2019, alla fine del periodo qui studiato, l’array di boe includeva drifters di superficie del Programma Internazionale di Boe Artiche (IABP) che misuravano la temperatura dell’aria di superficie e la pressione. Questi drifters erano per lo più nel Mare di Beaufort e nella Deriva Transpolare. Sei profiler ancorati al ghiaccio (ITP) che misuravano profili di temperatura e salinità erano tutti nel Mare di Beaufort. Tre boe di profilo di temperatura vicino alla superficie UpTempO e tre boe di bilancio di massa Ghiaccio-Onde-Meteo-Oceano (WIMBO) erano anche nel Mare di Beaufort. Gli ormeggi oceanici del Progetto di Esplorazione del Giro di Beaufort erano posizionati nel Mare di Beaufort. Ad eccezione di alcune tracce di drifter di superficie IABP, non c’erano osservazioni in situ nella regione di dominante variabilità DOT.

Mentre la maggior parte delle attuali osservazioni in situ non colgono le modalità dominanti di variabilità, l’altimetria satellitare copre l’intero Oceano Artico. Ad esempio, la nuova altimetria ICESat-2 rivela che la circolazione superficiale dell’oceano era in una modalità sempre più ciclonica nel 2019. L’anomalia SSH di ICESat-2 rispetto alla media della superficie del mare di CryoSat-2 del 2011–15 era di 220 cm sul lato russo dell’Oceano Artico, implicando una modalità relativamente ciclonica. Per osservare meglio la circolazione superficiale della modalità ciclonica in futuro, possiamo fare affidamento su altimetri come ICESat-2 e CryoSat-2 e le osservazioni di cambiamento di massa di GRACE Follow-On.

Tuttavia, per comprendere i cambiamenti sotto la superficie, come il flusso di calore dell’Acqua Atlantica verso il ghiaccio, dovremmo effettuare più osservazioni in situ nelle aree critiche intorno al Fronte Transpolare, nel Bacino di Makarov e nel bacino eurasiatico orientale dove il cambiamento è più estremo e probabilmente ha il maggiore effetto (ad es., Morison et al. 2018b).

https://nsidc.org/sites/default/files/cyclonic-mode-arctic-ocean-circulation-morison-2021.pdf