Interazioni tra il Mediterraneo Artico e la Circolazione Meridionale Ribaltante dell’Atlantico” si riferisce allo studio e all’analisi delle relazioni e degli scambi dinamici tra due sistemi oceanici importanti.
- “Mediterraneo Artico” si riferisce alla regione marittima che comprende i mari circostanti l’Artico, come il Mare di Norvegia e il Mare di Barents. Questi mari sono collegati sia all’Oceano Atlantico che all’Oceano Artico e svolgono un ruolo importante nella circolazione oceanica globale.
- “Circolazione Meridionale Ribaltante dell’Atlantico” (spesso abbreviata in AMOC, dall’inglese Atlantic Meridional Overturning Circulation) è un sistema di correnti oceaniche nell’Oceano Atlantico che trasporta acqua calda dalla zona equatoriale verso il nord e acqua fredda in profondità da nord verso sud. È un componente cruciale del sistema climatico globale e influisce sul clima di molte regioni.
SOMMARIO.
La Circolazione Meridionale Ribaltante dell’Atlantico (AMOC) svolge un ruolo significativo nel sistema climatico globale, e il suo comportamento in un clima in riscaldamento è un problema di notevole preoccupazione. Si ritiene che l’AMOC sia in gran parte guidata dalla perdita di calore oceanico nel Nord Atlantico subpolare, ma ricerche recenti sottolineano sempre più l’importanza del Mediterraneo Artico per l’AMOC. A sua volta, l’AMOC potrebbe influenzare il bilancio termico artico attraverso il suo impatto sul trasporto di calore verso i poli. Pertanto, comprendere i processi che collegano l’AMOC e l’Artico è fondamentale per la nostra capacità di proiettare come entrambi possano evolversi in un clima in riscaldamento. In questo articolo, esaminiamo alcune delle ricerche recenti che stanno modellando il nostro pensiero sull’AMOC e le sue interazioni bidirezionali con l’Artico.
INTRODUZIONE La Circolazione Meridionale Ribaltante dell’Atlantico (AMOC) è uno dei componenti più importanti della circolazione nel sistema climatico della Terra. Trasporta acque galleggianti verso nord nella parte superiore dei 1.000 metri dell’Oceano Atlantico fino all’Atlantico settentrionale ad alta latitudine e ai mari subartici, dove queste acque vengono trasformate dalla forte perdita di calore e da vari processi che influenzano la loro salinità, come l’apporto di acqua di fusione e la rigetto di salamoia. Le acque dense risultanti vengono poi trasportate verso sud in tutto l’Atlantico a profondità comprese tra 1 km e 3 km e successivamente si disperdono in tutto l’Oceano Meridionale e l’Oceano Indo-Pacifico (vedi Buckley e Marshall, 2016, per una revisione).
Trasportando calore e sale verso nord attraverso l’Oceano Atlantico, l’AMOC svolge un ruolo chiave nel sequestrare calore e carbonio di origine antropica (Fontela et al., 2016), contribuendo così a mitigare il riscaldamento globale. Al di fuori dei tropici, il contributo dell’oceano al trasporto meridionale totale di calore è relativamente piccolo (<20%) rispetto a quello dell’atmosfera (Trenberth et al., 2019); tuttavia, ha implicazioni climatiche significative a causa della memoria a lungo termine dell’AMOC, che si manifesta come variabilità su scale temporali decennali e multidecadali (R. Zhang et al., 2019) e una risposta ritardata alla forzatura antropogenica (Weijer et al., 2020). Infatti, i cambiamenti nel funzionamento dell’AMOC sono stati implicati nelle ben documentate oscillazioni climatiche durante l’ultima era glaciale – note come cicli Dansgaard/Oeschger ed eventi di Heinrich – e nelle rapide transizioni tra gli eventi Bølling-Allerød e Younger Dryas alla fine dell’ultimo periodo glaciale (Broecker et al., 1985; Lynch-Stieglitz, 2017). Le incertezze sul destino dell’AMOC in un clima in riscaldamento (Weijer et al., 2020), e persino la possibilità di un collasso (Weijer et al., 2019), rendono una comprensione approfondita dell’AMOC e dei suoi fattori trainanti essenziale per la nostra capacità di prevedere futuri cambiamenti nel nostro sistema climatico.
Negli ultimi decenni, il ruolo del Mediterraneo Artico come estremità più settentrionale dell’AMOC e le interazioni bidirezionali tra l’AMOC e i mari settentrionali sono diventati un punto focale. Diversi programmi di monitoraggio a lungo termine hanno migliorato le nostre stime dell’AMOC e degli scambi associati di acqua, calore e sale.
Il programma Rapid Climate Change/Meridional Overturning Circulation and Heatflux Array (RAPID/MOCHA) ha monitorato l’intensità dell’AMOC a 26,5°N dal 2004 (Cunningham et al., 2007), mentre la rete Overturning in the Subpolar North Atlantic Program (OSNAP) ha misurato l’AMOC nel Nord Atlantico subpolare (SPNA) dal 2014 (Lozier et al., 2019; Li et al., 2021). Altri programmi di monitoraggio misurano i trasporti attraverso diverse sezioni della Cresta Groenlandia-Scozia (GSR; Østerhus et al., 2019), attraverso lo Stretto di Fram (Karpouzoglou et al., 2022) e l’apertura del Mare di Barents (Skagseth et al., 2008), e nei bacini di Nansen e Amundsen dell’Oceano Artico (Pnyushkov e Polyakov, 2022, in questo numero). Allo stesso tempo, il numero di boe galleggianti Argo autonomamente alla deriva, che osservano la temperatura e la salinità dei primi 2 km, è in aumento dal 1999 (Jayne et al., 2017). Sono stati fatti anche importanti progressi nello sviluppo di modelli oceanici migliori (Fox-Kemper et al., 2019) che possono essere piuttosto realistici (Haine et al., 2021).
In questo articolo, passiamo in rassegna alcuni recenti progressi nella nostra comprensione di questi collegamenti, in particolare nell’ultimo decennio. Concludiamo delineando sfide e opportunità di rilievo.
COLLEGANDO L’AMOC E IL MEDITERRANEO ARTICO Il ramo superficiale dell’AMOC è maggiormente concentrato nella Corrente del Golfo, la veloce corrente al margine occidentale che si muove verso nord lungo la costa orientale del Nord America (Figura 1). Separandosi a Cape Hatteras, prosegue verso nord-est, aggira l’angolo alle Grand Banks e continua verso nord-est come la Corrente dell’Atlantico settentrionale (NAC). Nell’Oceano Atlantico settentrionale orientale (ENA), la NAC si biforca: una parte significativa rientra verso sud e poi verso ovest per alimentare la Corrente del Golfo nel giro subtropicale, mentre circa 15 Sv (1 Sv = 10^6 m³/s) sfugge verso nord e costeggia il margine orientale del giro subpolare. Parte di quest’acqua si unisce al giro subpolare e scorre verso ovest come la Corrente Irminger. Circa 8 Sv attraversano la GSR, il sistema di dorsali sottomarine che collega Groenlandia, Islanda, Isole Faroe e Scozia (Østerhus et al., 2019; Figura 2).
Sebbene non si sappia nel dettaglio quanto dell’acqua che scorre nei Mari Nordici provenga dalle regioni subtropicali, né quali siano i meccanismi che lo controllano, è emersa un’immagine dell’ENA come un “scalo di smistamento” (regione di correnti in cambiamento) per le acque che scorrono nei Mari Nordici (Figura 3). Hátún et al. (2005) sostengono che la forza e l’estensione del giro subpolare influenzino le acque che scorrono sopra la GSR. Le acque subpolari fredde e dolci dominano l’ENA quando il giro subpolare è forte ed espansivo, di solito durante periodi di persistente Oscillazione positiva dell’Atlantico settentrionale (NAO, un importante modello di variabilità atmosferica nei venti occidentali e nella traiettoria delle tempeste sull’Oceano Atlantico settentrionale).
Quando il giro subpolare è debole e contratto (durante le fasi negative della NAO), acque subtropicali calde e salate invadono l’ENA, aumentando la temperatura e la salinità dell’Acqua Atlantica (AW) che scorre nei Mari Nordici. Koul et al. (2020) confermano questa visione utilizzando un metodo di tracciamento delle particelle lagrangiano per studiare le sorgenti delle acque nell’ENA, concludendo che tra il 50% e il 70% proviene dalle subtropicale, a seconda dello stato del giro subpolare. Sono stati identificati altri modelli di variabilità come importanti controlli sul trasporto attraverso la GSR, in particolare, il Modello dell’Atlantico Orientale (Heuzé e Årthun, 2019).
Una volta nel Mare di Norvegia, l’AW viene trasportata verso nord con la Corrente Norvegese. Parte di questa corrente rientra nei Mari Nordici, mentre il resto fluisce nell’Oceano Artico attraverso l’apertura del Mare di Barents (2,3 Sv) e lo Stretto di Fram (2,6 Sv; stimato dalla Figura 4 in Tsubouchi et al., 2018). Non si conosce perfettamente ciò che controlla il trasporto di AW nel Mare di Barents e nell’Oceano Artico attraverso lo Stretto di Fram, ma il ruolo dei modelli di stress del vento regionale è emerso come fattore principale (Lien et al., 2013; Chafik et al., 2015).
Nei Mari Nordici e nell’Oceano Artico, l’AW è soggetta a intenso raffreddamento superficiale e addolcimento che la trasforma in altre forme (Figura 2). Nel Mare di Groenlandia, l’AW salata in ricircolo viene raffreddata dall’atmosfera, portando a un capovolgimento profondo che può raffreddare la colonna d’acqua fino a diversi chilometri di profondità. Quanto questo processo contribuisca alle acque di straripamento è ancora oggetto di discussione (R. Zhang e Thomas, 2021). Le trasformazioni delle masse d’acqua nell’Oceano Artico sono spesso descritte nel contesto del modello a doppio estuario del ribaltamento artico (Rudels, 2010; Eldevik e Nilsen, 2013; Haine, 2021; vedi anche Rudels e Carmack, 2022, in questo numero).
Secondo questo modello, parte dell’afflusso di AW viene raffreddata dalla perdita di calore nell’atmosfera e resa più dolce dall’afflusso di acqua dolce attraverso lo Stretto di Bering, dallo scioglimento dei ghiacci marini, dalle precipitazioni e dal deflusso, generando una massa d’acqua relativamente galleggiante chiamata Acqua Polare. Quest’acqua fluisce verso lo SPNA attraverso lo Stretto di Fram e lo Stretto di Danimarca come la Corrente della Groenlandia Orientale, e anche attraverso l’Arcipelago Artico Canadese (CAA) e lo Stretto di Davis. Un’altra frazione di AW viene raffreddata e mischiata con acque dense e salate provenienti dalle estese e basse regioni della piattaforma continentale, dove la formazione del ghiaccio marino porta al rigetto di salamoia e alla salinizzazione (Rudels e Quadfasel, 1991). Un terzo prodotto della trasformazione di AW che interagisce con l’atmosfera è il ghiaccio marino, che viene esportato allo SPNA con l’Acqua Polare.
Le masse d’acqua dense formate nell’Oceano Artico scorrono verso sud attraverso lo Stretto di Fram, che è l’unica connessione profonda tra l’Oceano Artico e i Mari Nordici. Lì si mescolano con le masse d’acqua formate nel Mare di Groenlandia e attraversano la GSR entrando nello SPNA come sovraccarichi distinti noti come Overflow dello Stretto di Danimarca (DSOW) e Overflow Water dello Stretto d’Islanda (ISOW; Østerhus et al., 2019). Entrando nello SPNA, queste acque di straripamento si mescolano con le acque circostanti per formare la parte inferiore dell’Acqua Profonda dell’Atlantico Settentrionale (NADW), che scorre verso sud come il ramo più profondo dell’AMOC. Le acque circostanti leggermente meno dense, chiamate NADW superiore, si formano nei Mari del Labrador e Irminger attraverso la convezione profonda e vengono anch’esse esportate a sud nel ramo profondo dell’AMOC (Figura 2).
Sebbene i percorsi e le stime dei trasporti siano ragionevolmente ben delimitati sulla base dei dati provenienti dagli sforzi di monitoraggio, i dettagli dei processi che portano alle trasformazioni delle masse d’acqua, agli straripamenti e all’incorporamento sono ancora poco compresi. Dipendono da processi a piccola scala e spesso episodici che sono estremamente difficili da osservare, specialmente dato che tendono a verificarsi durante le dure condizioni dell’inverno polare. Sono anche difficili da catturare nei modelli numerici perché le piccole scale spaziali citate sfidano una rappresentazione esplicita, rendendo necessario l’uso di parametrizzazioni (Hewitt et al., 2022).
FIGURA 1. Schema della circolazione orizzontale nell’Atlantico settentrionale e nel Mediterraneo Artico. L’Acqua Polare (ciano) si trova in superficie, l’Acqua Profonda dell’Atlantico Settentrionale (blu) si trova in profondità, e l’Acqua Atlantica proveniente dalla Corrente dell’Atlantico Settentrionale si trova in superficie nei mari Atlantico e Nordico e a profondità intermedie nell’Oceano Artico (rosso e rosa). Gli array di Rapid Climate Change (RAPID) e Overturning in the Subpolar North Atlantic Program (OSNAP) sono mostrati con punti neri. La mappa di base mostra la temperatura della superficie del mare per giugno 2021 (dal Group for High Resolution Sea Surface Temperature [GHRSST]; Progetto JPL Mur MEaSUREs, 2015). Vedi anche la Figura 2, che mette in evidenza la circolazione di rivoltamento verticale. BS = Stretto di Bering. CAA = Arcipelago Artico Canadese. FS = Stretto di Fram. BSO = Apertura del Mare di Barents. DaS = Stretto di Davis. DeS = Stretto di Danimarca. GSR = Cresta Groenlandia-Scozia. NAC = Corrente dell’Atlantico Settentrionale.
FIGURA 2. Schema della circolazione di rivoltamento nell’Atlantico settentrionale e nel Mediterraneo Artico. I trasporti a 26°N provengono dalla serie RAPID (Frajka-Williams et al., 2021), ad eccezione del valore dell’acqua di fondo antartica, che è incerto ma piccolo. I trasporti presso la Cresta Groenlandia-Scozia sono tratti da Østerhus et al. (2019). Il valore dell’Acqua Polare include il flusso attraverso l’Arcipelago Artico Canadese, e il flusso netto attraverso la Cresta Groenlandia-Scozia include il flusso dal Pacifico attraverso lo Stretto di Bering, il deflusso e la precipitazione meno l’evaporazione.
La “circolazione di rivoltamento nell’Atlantico settentrionale e nel Mediterraneo Artico” si riferisce al movimento di massa d’acqua che avviene in questi mari e oceani. Il termine “rivoltamento” si riferisce al fatto che, in questo processo, le acque superficiali più calde si spostano verso le regioni polari, si raffreddano, aumentano la loro salinità (ad esempio, a causa della formazione di ghiaccio marino che lascia indietro il sale) e diventano più dense. A causa della maggiore densità, queste acque affondano verso il fondo dell’oceano e iniziano a fluire verso sud a profondità maggiori. Allo stesso tempo, acque più calde e meno dense provenienti da latitudini più basse si spostano verso nord in superficie, completando un ciclo di circolazione.
In pratica, questo movimento è simile a un nastro trasportatore oceanico che trasporta calore e salinità attraverso l’Atlantico settentrionale. Questa circolazione ha un impatto significativo sul clima, poiché regola il trasferimento di calore tra l’equatore e le regioni polari. Nel contesto della “circolazione di rivoltamento nell’Atlantico settentrionale e nel Mediterraneo Artico”, il Mediterraneo Artico si riferisce alla regione che include i mari nordici come il Mare di Norvegia, il Mare di Barents e il Mare del Labrador, che giocano un ruolo chiave in questo processo di circolazione.
IMPATTO DELL’AMOC SULL’ARTICO
Gli array RAPID/MOCHA e OSNAP hanno mostrato che l’AMOC varia su scale temporali che vanno dalla stagionale ad almeno decennale. Su scale temporali interannuali, in modo spettacolare, RAPID ha registrato un indebolimento significativo dell’AMOC a 26,5°N nell’inverno del 2009/2010. Su scale temporali decennali, l’AMOC a questa latitudine sembra aver subito un indebolimento della sua forza media di circa 2,5 Sv dopo i primi quattro anni di monitoraggio e sembra essere rimasto stabile da allora (Smeed et al., 2018; Moat et al., 2020). Non è chiaro, tuttavia, se questo indebolimento faccia parte di una variazione su scala pluri-decennale o indichi un declino graduale. Infatti, i modelli climatici prevedono quasi all’unanimità un indebolimento dell’AMOC nel XXI secolo in risposta alle forzature antropogeniche (Cheng et al., 2013; Weijer et al., 2020), e alcuni studi sostengono che tale indebolimento sia già in corso (Caesar et al., 2018, 2021; ma vedi anche Kilbourne et al., 2022, per una visione alternativa). D’altra parte, l’indebolimento potrebbe far parte della variabilità su scale pluri-decennali, poiché i modelli climatici dimostrano chiaramente che l’AMOC può mostrare variabilità interna su queste scale temporali. Questo potrebbe essere dovuto a una lenta risposta (“arrossamento”) alla variabilità atmosferica, in particolare quella associata alla NAO (North Atlantic Oscillation) (Delworth et al., 2017). Altri studi indicano la possibilità dell’eccitazione risonante di una modalità interna della dinamica oceanica (Dijkstra et al., 2006). Sfortunatamente, i modelli simulano un’ampia gamma di variabilità AMOC su queste scale temporali e non è ancora emerso un consenso (Muir e Fedorov, 2017).
Dato che i cambiamenti nella forza dell’AMOC influenzano direttamente il trasporto di calore verso nord, sia nelle regioni subtropicali (Johns et al., 2011) che subpolari (Lozier et al., 2019), come l’AMOC e le sue variazioni e tendenze a latitudini più basse influenzano il trasporto di calore verso l’Artico? Diversi studi hanno cercato di affrontare questa domanda, utilizzando approcci diversi. Bryden et al. (2020), ad esempio, hanno analizzato le conseguenze del rallentamento dell’AMOC dopo il 2009 e hanno concluso che il suo stato indebolito ha effettivamente portato a una riduzione nel trasporto meridionale di calore di 0,17 PW (circa il 15%) nel trasporto di calore verso nord attraverso 26,5°N.Dimostrano che ciò ha portato a un significativo raffreddamento del giro subtropicale orientale, che si estende fino all’Islanda. Tuttavia, se ciò abbia portato a una riduzione del flusso di calore nelle acque nordiche è ancora oggetto di discussione. Rossby et al. (2020) hanno analizzato un secolo di osservazioni idrografiche e, sebbene non abbiano trovato prove di una tendenza a lungo termine, hanno riscontrato che il trasporto di volume e calore verso nord attraverso il GSR (Greenland-Scotland Ridge) ha effettivamente iniziato a diminuire intorno al 2010. D’altra parte, Tsubouchi et al. (2021) concludono che il trasporto di calore verso le acque nordiche è scollegato dall’AMOC a medie latitudini. Stimano il trasporto di calore oceanico attraverso il GSR per il periodo 1993-2016 utilizzando un metodo inverso a scatola e sostengono che un improvviso aumento del trasporto di calore verso il polo dopo il 2001 sia in contrasto con l’apparente indebolimento dell’AMOC a 26,5°N dal 2004. Serie temporali più lunghe della forza dell’AMOC e del trasporto di calore sono necessarie per risolvere questo dibattito. L’afflusso di acque calde di origine atlantica influenza fortemente le condizioni climatiche, specialmente nei mari di Barents e Kara (ad es., Smedsrud et al., 2013; Asbjørnsen et al., 2019). Infatti, la ben pubblicizzata “Atlantificazione” dell’Artico (Polyakov et al., 2017), che descrive l’aumentata presenza e risalita delle acque atlantiche (AW) nel bacino eurasiatico, sembra essere coerente con questo processo. L’Atlantificazione è associata a un indebolimento della stratificazione dell’oceano superficiale, ad un aumento delle velocità delle correnti dell’oceano superficiale e alla perdita di calore dell’oceano, e a meno ghiaccio marino nel bacino eurasiatico (Polyakov et al., 2020b,c). L’Atlantificazione potrebbe anche causare cambiamenti biogeochimici in quest’area (Polyakov et al., 2020a). Tuttavia, rimane poco chiaro come le anomalie nelle acque nordiche settentrionali si colleghino alla variabilità dell’AMOC a latitudini più basse. Le anomalie di temperatura sono state tracciate da Svalbard alla SPNA (Subpolar North Atlantic) sia nei dati satellitari (Chepurin e Carton 2012) che nei prodotti di reanalisi (Figura 4; Årthun et al., 2017), così come nei modelli climatici (Årthun e Eldevik, 2016).
La propagazione delle anomalie della temperatura della superficie del mare (SST) dalle Grand Banks al largo di Terranova a Svalbard richiede circa un decennio, mentre la risposta del ghiaccio marino segue le anomalie della SST nel Mare di Norvegia di circa tre anni. Årthun e Eldevik (2016) concludono che le anomalie del contenuto di calore provenienti dalla SPNA (Subpolar North Atlantic) coinvolgono principalmente cambiamenti nella circolazione piuttosto che nella temperatura, e indicano anche una scala temporale decennale affinché le anomalie raggiungano l’Artico dal Nord Atlantico subpolare. Sulla base di un’analisi di modelli climatici ad alta risoluzione, Docquier et al. (2019) confermano l’importanza del trasporto di calore oceanico (OHT) da parte delle acque atlantiche (AW) per le condizioni di ghiaccio marino nell’Artico, ma avvertono che la relazione tra OHT e ghiaccio marino è più debole per l’OHT a latitudini più basse.
Sembra anche che il collegamento diretto tra la forza dell’AMOC e l’apporto di calore all’Artico si indebolisca con l’aumento dell’effetto serra. In particolare, i modelli climatici che simulano scenari futuri proiettano quasi all’unanimità una diminuzione della forza dell’AMOC (Figura 5), ma spesso un aumento dell’OHT nell’Artico (ad es., Hwang et al., 2011). I modelli concordano sul fatto che ciò sia una conseguenza di una riduzione della perdita di calore oceanico nei mari nordici che permette alle acque più calde di raggiungere l’Artico, nonostante un minor apporto di calore da latitudini più basse (Nummelin et al., 2017; Oldenburg et al., 2018); in altre parole, un compromesso tra ridotto apporto di acque più calde viene superato – almeno alle latitudini artiche – dal riscaldamento oceanico (Liu et al., 2020). Alcuni studi indicano anche un rafforzamento della circolazione giroscopica nei mari nordici (Lique e Thomas, 2018).Tuttavia, gli studi di modellazione suggeriscono che altri meccanismi potrebbero essere importanti. La maggior parte di questi studi esplora le connessioni tra l’AMOC e il ghiaccio marino artico utilizzando analisi di correlazione e conclude che l’AMOC a media latitudine precede il ghiaccio marino artico di solo pochi anni (Mahajan et al., 2011; Day et al., 2012). Inoltre, diversi studi di modellazione riportano correlazioni più forti tra il ghiaccio marino artico e l’Oscillazione Multidecadale dell’Atlantico (AMO) rispetto all’AMOC (ad es., Day et al., 2012). L’AMO è una modalità di variabilità della temperatura della superficie del mare (SST) nell’Atlantico settentrionale che si ritiene sia fortemente collegata all’AMOC, poiché i periodi di AMOC più forte sono associati a anomalie positive della SST nell’Oceano Atlantico settentrionale e nei Mari Nordici (Knight et al., 2005; R. Zhang et al., 2019; Fraser e Cunningham, 2021). Questo suggerisce che una modalità alternativa dell’influenza dell’AMOC sull’Artico possa avvenire attraverso teleconnessioni atmosferiche, in particolare, in risposta all’AMO.
FIGURA 3. Variazioni interannuali nell’Oceano Atlantico orientale settentrionale (ENA) modulate dalla corrente del flusso dell’Oceano Atlantico del Nord verso i Mari Nordici. I colori mostrano la salinità media annuale della superficie (da EN4; Good et al., 2013) per il 2008 e il 2016, che corrispondono a anni salini e freschi nell’ENA. I contorni mostrano la topografia dinamica assoluta media (da AVISO) per i due anni precedenti (2006-2007 e 2014-2015), che corrispondono a stati di giro subpolare contratto ed espanso. I contorni vanno da -0.8 a 0.8 metri con uno spaziamento di 0.1 metri e sono levigati con un filtro gaussiano con scala di 400 km. I contorni rossi (-0.3, -0.2 e -0.1 metri) rappresentano il percorso della Corrente dell’Atlantico del Nord.
FIGURA 4. Propagazione coerente delle anomalie della temperatura della superficie del mare (SST) dal Nord Atlantico subpolare (SPNA) al Mare di Barents. Le ombreggiature mostrano correlazioni sfasate tra la SST in tutto il SPNA e i Mari Nordici, e la SST in due stazioni selezionate, indicate da quadrati rossi (SST dal prodotto SST del Hadley Centre; Rayner et al., 2003). La fila superiore mostra i dati per una stazione nel giro subpolare, e la fila inferiore per una stazione nel Mare Norvegese. Valori positivi (negativi) dello sfasamento significano che la SST alla stazione selezionata precede (segue) il campo. I quadrati verdi indicano altre stazioni definite nell’articolo originale per tracciare la propagazione delle anomalie di SST. Da Årthun et al. (2017), concesso in licenza sotto CC BY.
FIGURA 5. Flussi di acqua dolce artica (FW) e intensità della Circolazione Meridionale di Oltremare Atlantica (AMOC) a 26°N dai modelli CMIP6 e dalle osservazioni. I flussi di acqua dolce liquida e solida attraverso le principali vie di accesso artiche (prime quattro pannelli; vedi Figura 1 per le localizzazioni) sono presi da Zanowski et al. (2021). I flussi minori da altre vie di accesso non sono mostrati. Le corrispondenti intensità AMOC dei modelli CMIP6 (pannello in basso) sono prese da Weijer et al. (2020). In ogni caso, sono mostrati dati storici CMIP6, proiezioni SSP1-2.6 e SSP5-8.5 (dispersione dell’insieme e media dell’insieme con le linee). In ogni pannello, le osservazioni disponibili sono tracciate in rosso (Curry et al., 2014; de Steur, 2018; Woodgate, 2018; Frajka-Williams et al., 2021; Karpouzoglou et al., 2022; Sumata et al., 2022). Notare i diversi assi y.
IMPATTI DELL’ARTICO SULL’AMOC Come discusso nelle sezioni precedenti, le trasformazioni delle masse d’acqua nei Mari Nordici e nell’Oceano Artico sono processi chiave che alimentano il ramo denso e profondo dell’AMOC. Di conseguenza, le interruzioni di questi processi possono avere conseguenze di vasta portata. Una possibilità intrigante è una potenziale crisi termica nell’Artico che potrebbe interrompere la circolazione della cella estuaria superficiale.
Sulla base di semplici calcoli di bilancio del modello doppio-estuario dell’Artico, Haine (2021) sostiene che in determinate condizioni il modello doppio-estuario non può più soddisfare il bilancio termico dell’Oceano Artico. Sia un maggiore apporto di calore da parte dell’Acqua Atlantica (AW) che una maggiore stratificazione dovuta ad un aumento delle precipitazioni potrebbero spingere l’Artico verso una tale crisi termica. Questo scenario potrebbe essere coerente con l’Atlantificazione. Allo stesso modo, l’idea che l’AMOC in un clima in riscaldamento si estenda più profondamente nell’Oceano Artico era già stata notata da Bitz et al. (2006), e uno spostamento verso nord delle regioni di profonda convezione era stato previsto da Lique e Thomas (2018). Al momento non si sa come questa transizione potrebbe influenzare il volume e le proprietà delle acque di trabocco profonde che alimentano il ramo profondo dell’AMOC a latitudini più basse.
Studi osservativi (Moore et al., 2015; Våge et al. 2018) hanno suggerito che un ritiro della zona di ghiaccio marginale nei Mari di Groenlandia e Islanda potrebbe avere conseguenze per la formazione di acque profonde nei Mari Nordici. Tuttavia, i modelli delle masse d’acqua che alimentano il DSOW dai Mari Nordici e i processi dietro di essi sono complessi. Infatti, uno studio di modellazione recente di Wu et al. (2021) dipinge un quadro complicato in cui gli effetti della variabilità interna nella copertura di ghiaccio marino vengono distinti dagli effetti dei cambiamenti nel ghiaccio marino, nei flussi atmosfera-oceano e nella stratificazione oceanica a causa delle forzature antropogeniche. Lo studio mostra che, in un clima in riscaldamento, la convezione profonda è ridotta nel giro del Mare di Groenlandia a causa di una diminuzione della differenza di temperatura tra la superficie oceanica e l’atmosfera sopra di essa, e a causa di una maggiore stratificazione oceanica.
D’altro canto, la convezione è intensificata all’interno della Corrente della Groenlandia Orientale a causa del ritiro del bordo del ghiaccio marino, con un possibile impatto sulle acque dello Stretto di Danimarca direttamente a valle. Pertanto, uno spostamento del luogo in cui l’acqua profonda viene creata nei Mari Nordici sotto le condizioni climatiche in cambiamento potrebbe influenzare l’AMOC in modi sottili ma critici che richiedono ulteriori indagini in studi futuri.
Ci sono diverse fonti e serbatoi di acqua dolce artica che rilasciano più acqua dolce in un clima in riscaldamento e possono influenzare l’AMOC addolcendo le acque superficiali nello SPNA, nei Mari Nordici e nell’Oceano Artico, indebolendo così la profonda convezione e la formazione di NADW superiore (Figura 2; Carmack et al., 2016; vedere Figura 5 per i flussi chiave di acqua dolce dai modelli climatici e osservazioni). La prima è la fonte di acqua dolce proveniente dall’atmosfera, tramite precipitazioni e deflusso, che si prevede aumenterà nel XXI secolo con l’accelerazione del ciclo idrologico (Haine et al., 2015). La seconda è il flusso di acqua dolce verso l’Oceano Artico attraverso lo Stretto di Bering, che è aumentato negli ultimi anni (Woodgate, 2018; Figura 5).
La terza è il Giro di Beaufort, che alterna uno stato di circolazione ciclonico e anticiclonico su una scala temporale decennale, rilasciando e accumulando acqua dolce (Proshutinsky et al., 2015). Il Giro di Beaufort è stato in uno stato anticiclonico persistente dal 1997, con un accumulo di 6.400 km³ di acqua dolce liquida solo dal 2003 al 2018 (il periodo di osservazioni oceanografiche di alta qualità; Proshutinsky et al., 2019). C’è stato un aumento associato nella stratificazione del Giro di Beaufort, in contrasto con la diminuzione della stratificazione del Bacino Eurasiatico dovuta all’Atlantificazione (Hordoir et al., 2022). J. Zhang et al. (2021) hanno studiato gli impatti potenziali del rilascio di questa acqua dolce esaminando episodi passati di accumulo e rilascio di acqua dolce da parte del Giro di Beaufort. Confrontando periodi precedenti di rapido rilascio di acqua dolce (1983-1995) e accumulo (1997-2008), hanno scoperto che il rilascio di acqua dolce del Giro di Beaufort, equivalente a circa 0,02 Sv, paragonabile all’apporto attuale dalla Calotta di Ghiaccio della Groenlandia (GrIS; Böning et al., 2016), ha il potenziale per abbassare le salinità nel Mare di Labrador di circa 0,4. Infatti, i modelli climatici proiettano un aumento dei flussi di acqua dolce liquida attraverso gli Stretti di Fram e Davis (Figura 5).
La quarta è la GrIS, che contiene quasi 3 milioni di chilometri cubi di acqua dolce (Frajka-Williams et al., 2016; vedi anche Wouters e Sasgen, 2022, in questo numero, e Briner, 2022, in questo numero). Una recente valutazione indica che entro il 2016 la Calotta di Ghiaccio della Groenlandia e il ghiaccio terrestre circostante avevano perso circa 6.300 km³ di ghiaccio, e che il tasso annuale di scarico di acqua dolce è equivalente a 0,04 Sv (Bamber et al., 2018), fornendo una fonte importante di acqua dolce per l’oceano. Esiste una grande incertezza su come l’acqua dolce della GrIS lasci i fiordi e l’oceano costiero. Tuttavia, quando Böning et al. (2016) hanno studiato gli impatti potenziali del rilascio di acqua dolce dalla GrIS in un modello oceanico ad alta risoluzione, hanno concluso che non aveva ancora influenzato significativamente l’AMOC, ma che un rallentamento è inevitabile con l’accelerazione dello scioglimento della GrIS.Un processo intrigante attraverso il quale l’Artico potrebbe influenzare l’AMOC è attraverso una riduzione della copertura di ghiaccio marino (visto nella Figura 5 come una diminuzione del flusso di acqua dolce solida nello Stretto di Fram). In particolare, Sévellec et al. (2017) sostengono che una riduzione del ghiaccio marino espone più oceano al riscaldamento radiativo (un effetto noto come retroazione ghiaccio-albedo) che aumenta la galleggiabilità delle acque superficiali artiche. Una volta che queste acque più calde raggiungono lo SPNA, potrebbero portare a una soppressione della convezione profonda e a un indebolimento dell’AMOC. Allo stesso modo, i cambiamenti nel ciclo stagionale del ghiaccio marino potrebbero anche avere un effetto sulla galleggiabilità delle acque superficiali artiche che vengono esportate nello SPNA o nei Mari Nordici (Liu et al., 2019; Liu e Fedorov, 2021).
SFIDE E OPPORTUNITÀ
Nell’ultimo decennio, sono stati fatti significativi progressi nella comprensione delle interazioni Artico-AMOC. Questa comprensione è stata guidata da avanzamenti nell’osservazione e nella modellazione, come la rete OSNAP (Lozier et al., 2019), la rete Argo (Jayne et al., 2017), le nuove generazioni di modelli climatici accoppiati (Fox-Kemper et al., 2019), modelli di circolazione oceanica ad altissima risoluzione (Wang et al., 2018; Haine et al., 2021), e modelli concettuali migliorati che includono solo componenti essenziali dell’Artico e dell’AMOC (Haine, 2021). La maturazione di queste capacità e tecnologie ci sta portando verso un’altra fase di scoperta.
Ad esempio, i modelli oceanici che vengono definiti “a risoluzione di eddy” (spesso utilizzando una risoluzione spaziale di circa 10 km) non risolvono il raggio di deformazione di Rossby dell’Oceano Artico (1-15 km; Nurser e Bacon, 2014). I continui miglioramenti nelle capacità computazionali (supercomputer), negli approcci (architetture) e negli algoritmi (apprendimento automatico) ci stanno inevitabilmente spingendo verso modelli oceanici e climatici che saranno in grado di risolvere queste scale critiche nel prossimo decennio (Haine et al., 2021). Questo ci permetterà di risolvere più processi a piccola scala che sono critici per il sistema su larga scala dell’Oceano Artico e del ghiaccio marino e il suo collegamento con le latitudini più basse. Si spera che il graduale passaggio verso la risoluzione esplicita di sempre più processi critici ridurrà la dipendenza dalle parametrizzazioni e i bias che ancora affliggono la rappresentazione dell’Artico nei modelli climatici. Processi importanti includono gli scambi tra le ampie piattaforme continentali artiche e l’interno profondo dell’Oceano Artico (come originariamente suggerito da Aagaard et al., 1981), il flusso attraverso passaggi stretti come il CAA, e le correnti di fondo (Fox-Kemper et al., 2019; Hewitt et al., 2022).
Altri processi continueranno a richiedere parametrizzazioni nel prossimo futuro, ad esempio, il mescolamento (Fine et al., 2021) e il rigetto di salamoia (Nguyen et al., 2009). Tuttavia, l’accordo tra i flussi di acqua dolce modellati dalla generazione attuale di modelli climatici e le osservazioni nella Figura 5 è incoraggiante.
Un’altra direzione promettente è la combinazione di modelli e osservazioni. Si stanno sviluppando approcci di assimilazione dei dati che consentono ai modelli oceanici di essere inizializzati da stati che rappresentano più fedelmente il sistema reale, riducendo i bias. Questi approcci producono stime di stato che utilizzano la dinamica del modello per colmare le lacune nei dati, fornendo una rappresentazione coerente dello stato storico e attuale dell’oceano e del ghiaccio marino (Schweiger et al., 2011; Nguyen et al., 2021).
Le serie temporali più lunghe raccolte dalle reti di monitoraggio esistenti (Figura 5) ci aiuteranno a migliorare la nostra comprensione nel corso del tempo, mentre le metodologie di osservazione stanno diventando più mature (Lee et al., 2019). Esempi sono gli Ice-Tethered Profilers, che sono ormeggi “sottosopra” che pendono sotto il ghiaccio marino (Toole et al., 2011), e i galleggianti Argo che possono evitare il ghiaccio marino (vedi Lee et al., 2022, in questo numero, per una discussione sulle tecnologie emergenti per l’osservazione dell’oceano nell’Artico). Tutti questi sviluppi sono orientati verso il raggiungimento di una migliore comprensione del sistema artico e delle sue interazioni con l’AMOC. Comprendere queste relazioni e modellarle accuratamente è fondamentale per prevedere il futuro dell’Artico, dell’AMOC e del resto del sistema climatico.
https://tos.org/oceanography/assets/docs/35-weijer.pdf