- La Corrente di Deriva Transpolare La Corrente di Deriva Transpolare, costituita da ghiaccio e acqua, scorre dalla Piattaforma Siberiana verso la Groenlandia e i mari nordici, come è evidente nei campi di vento e di ghiaccio marino mostrati nelle Figure 2a e 2c. Numerosi studi hanno esaminato la componente di deriva del ghiaccio marino della Corrente di Deriva Transpolare, che può essere facilmente monitorata tramite telerilevamento e tracciando la deriva delle boe (per esempio, Kwok, 2009; Rigor et al., 2002; Serreze et al., 1989). La forza e l’orientamento della Corrente di Deriva Transpolare sono influenzati dai domini relativi e dall’intensità dei sistemi di alta pressione del Beaufort e di bassa pressione dell’Islanda. In condizioni di un’Alta del Beaufort indebolita e di una Bassa dell’Islanda intensificata, il ghiaccio deriva in senso ciclonico nel Bacino Eurasiatico, muovendosi dal Mare di Laptev verso il Bacino Canadese prima di dirigersi verso lo Stretto di Fram (Kwok et al., 2013). Un’Alta del Beaufort più forte, caratterizzata da una circolazione antciclonica più estesa, e una Bassa dell’Islanda più debole sono associate a un percorso più diretto dal Mare di Laptev allo Stretto di Fram per la deriva di ghiaccio nella Corrente di Deriva Transpolare (ad esempio, Kwok et al., 2013).
Il flusso oceanico geostrofico è allineato con la deriva di ghiaccio marino della Corrente di Deriva Transpolare in prossimità del fronte tra le acque superficiali relativamente calde e dolci, associate all’estensione settentrionale del Giro del Beaufort, e le acque superficiali più fredde e salate che caratterizzano la Corrente di Deriva Transpolare (vedi Figura 3a, la convergenza di contorni al limite settentrionale del Giro del Beaufort, allineata con la Corrente di Deriva Transpolare) (Morison et al., 1998, 2006; Steele et al., 2004). Questo fronte superficiale segna anche il limite settentrionale dell’influenza delle Acque Pacifiche nella falda superiore salmastra (Morison et al., 1998; McLaughlin et al., 1996) ed è una regione di scambio di masse d’acqua a causa dell’instabilità baroclinica frontale (Timmermans et al., 2008). Le correnti nei primi 20 metri della colonna d’acqua sono di circa 6–10 cm s⁻¹ (ad esempio, Armitage et al., 2017), il che indica che il trasporto di acqua dalla piattaforma siberiana allo Stretto di Fram impiega approssimativamente un anno.La posizione del confine tra l’Oceano Atlantico e l’Oceano Pacifico è stata osservata in prossimità della Dorsale di Lomonosov, estendendosi fino a sud verso la Dorsale di Mendeleyev, che separa i Bacini del Canada e Makarov (Boyd et al., 2002; Morison et al., 1998; Steele & Boyd, 1998). I cambiamenti di posizione sono stati attribuiti a variazioni nei modelli di forza dei venti su larga scala, che alterano il flusso di acqua dolce proveniente dai fiumi siberiani e modificano l’asse della Corrente di Deriva Transpolare (Boyd et al., 2002; Morison et al., 1998; Steele & Boyd, 1998; Timmermans et al., 2011); questo spostamento è rappresentato schematicamente nella Figura 4 di Morison et al. (2012). Ulteriori complicazioni a questa visione generale e alla distribuzione spaziale dell’acqua dolce superficiale e dei modelli di circolazione possono derivare dal fatto che un Giro del Beaufort indebolito consente il rilascio di acqua dolce (Timmermans et al., 2011). Questo aspetto è ulteriormente esplorato nella sezione 8. I tempi di adeguamento baroclinico dell’oceano ai cambiamenti nella forzatura atmosferica nella regione centrale dell’Artico sono incerti. Morison et al. (2006) hanno preso in considerazione la forzatura atmosferica in relazione alle misurazioni idrografiche annuali nell’Oceano Artico centrale per dedurre che la scala temporale della risposta dell’oceano superficiale ai cambiamenti nella circolazione atmosferica su larga scala sia di circa 3-7 anni. Questi tempi di adeguamento sono influenzati da processi che bilanciano l’apporto di momento fornito dai venti, mediato dalla copertura di ghiaccio marino. Questi processi, che regolano la dinamica del Giro del Beaufort, sono descritti nella sezione successiva.
Il Giro Anticiclonico di Beaufort
Il giro anticiclonico di Beaufort, con un diametro di circa 800 km, domina la circolazione nel Bacino Canadese. È caratterizzato da velocità tipiche nella colonna d’acqua superiore di alcuni centimetri al secondo (McPhee, 2013; Zhao et al., 2018); le particelle d’acqua alla periferia del giro impiegano approssimativamente 2 anni per completare una rivoluzione. Il giro di Beaufort è stato studiato molto più intensamente rispetto al Flusso Transpolare, in parte perché rappresenta il più grande serbatoio di acqua dolce nell’Oceano Artico (ad esempio, Coachman, 1969; Proshutinsky et al., 2015; Proshutinsky & Johnson, 1997; Worthington, 1953). La presenza di acqua dolce nell’oceano superficiale permette la persistenza del ghiaccio marino, poiché la stratificazione associata funge da barriera al trasporto di calore verso l’alto (ad esempio, Aagaard et al., 1981). Inoltre, il rilascio di acqua dolce dal giro di Beaufort può influenzare la dinamica climatica nell’Atlantico Settentrionale alterando la stratificazione lì (ad esempio, Belkin et al., 1998). Le salinità dello strato misto sono più basse al centro del giro di Beaufort, risultato della convergenza superficiale di Ekman dell’acqua dolce derivante da scarichi fluviali, precipitazioni nette e fusione del ghiaccio marino, e vi è un gradiente superficiale verso salinità più elevate lontano dal centro (Figura 2a). Il centro del giro di Beaufort (caratterizzato da un massimo nell’altezza della superficie del mare e dalla massima profondità delle superfici di densità della aloclina, Figure 3, 9 e 10) coincide generalmente con il centro dell’Alto di Beaufort atmosferico, e la sua intensità è associata alla forza del ricciolo di sforzo del vento, Figura 2c (ad esempio, Armitage et al., 2017; Coachman, 1969; Proshutinsky et al., 2009; Proshutinsky & Johnson, 1997).In relazione all’accumulo e al rilascio dell’acqua dolce del Vortice di Beaufort, Proshutinsky e Johnson (1997) hanno proposto l’esistenza di due regimi di circolazione atmosferica sull’Oceano Artico: uno in cui domina l’Alta Pressione di Beaufort (un regime anticiclonico) e l’altro in cui il sistema di Bassa Pressione Islandese è esteso e predominante (un regime ciclonico). Questi regimi si alternano con una periodicità di circa 5-7 anni, anche se il meccanismo preciso di questo cambio non è ben chiaro (Proshutinsky et al., 2015). Osservazioni ed esperimenti numerici suggeriscono che durante un regime anticiclonico, il Vortice di Beaufort accumula acqua dolce, mentre durante un regime ciclonico, essa può essere rilasciata per uscire dall’Oceano Artico verso l’Atlantico del Nord (Proshutinsky et al., 2002). Solo dall’inizio del 2000 abbiamo avuto osservazioni sufficienti durante tutto l’anno del sistema accoppiato atmosfera-ghiaccio-oceano per sviluppare una comprensione più profonda delle relazioni tra la forzatura atmosferica e l’acqua dolce del Vortice di Beaufort. Ad esempio, l’accumulo di acqua dolce richiede la disponibilità di tale acqua (come l’acqua derivante dalla fusione dei ghiacci marini o gli afflussi fluviali) che coincida con una forzatura atmosferica che favorisca la convergenza di Ekman nello strato oceanico superficiale. Proshutinsky et al. (2019) hanno mostrato che i principali contributi all’accumulo recente di acqua dolce nel Vortice di Beaufort sono stati gli afflussi di Acqua del Pacifico attraverso lo Stretto di Bering e l’acqua dolce proveniente dal Fiume Mackenzie; variazioni in uno di questi fattori potrebbero portare a cambiamenti nel contenuto di acqua dolce del Vortice di Beaufort anche se la forzatura atmosferica rimane invariata. Rivedremo i cambiamenti nell’acqua dolce del Vortice di Beaufort nella sezione 8.
La Figura 9 presenta due mappe polari focalizzate sull’Oceano Artico, ciascuna rappresentando specifiche proprietà oceanografiche all’interno della colonna d’acqua, legate alla densità dell’acqua e alla vorticità potenziale.
(a) Profondità dell’isopicnale σ = 25 kg/m³: Questa parte della figura mostra la distribuzione spaziale della profondità dell’isopicnale con densità di 25 kg/m³ nell’Oceano Artico. Un isopicnale è una superficie lungo la quale la densità rimane costante. La mappa usa una gradazione di colori per indicare le varie profondità a cui si trova questa superficie di densità costante. Le aree più calde (gialle-rosse) indicano regioni dove l’isopicnale si trova a maggior profondità, mentre le aree più fredde (blu) mostrano dove l’isopicnale è più superficiale. I contorni neri spessi rappresentano l’affioramento dell’isopicnale, cioè dove questa superficie emerge verso o fino alla superficie del mare.
(b) Vorticità potenziale (m⁻¹ s⁻¹) dello strato con densità σ = 25–27.4 kg/m³: La seconda mappa illustra la vorticità potenziale dello strato d’acqua tra le isopicnali di densità σ = 25 kg/m³ e σ = 27.4 kg/m³. La vorticità potenziale è un parametro dinamico che combina l’effetto della rotazione terrestre (espresso dal parametro di Coriolis, f) con la stratificazione della densità (espressa dalla differenza di densità tra due strati δσ e la distanza verticale tra questi strati h). La vorticità potenziale è alta in regioni con forte stratificazione e bassa vorticità fisica, e viceversa. La mappa utilizza una scala di colori da blu a rosso per rappresentare i valori bassi e alti di vorticità potenziale. I contorni neri spessi segnalano di nuovo l’affioramento dell’isopicnale di densità σ = 25 kg/m³.
Entrambe le mappe sono strumentali per comprendere le dinamiche fisiche dell’Oceano Artico, inclusa la struttura della colonna d’acqua, il movimento e il mescolamento delle masse d’acqua, e sono particolarmente rilevanti per studiare fenomeni come il Vortice di Beaufort. In questo contesto, tali mappe possono aiutare a capire come l’acqua dolce viene trattenuta o rilasciata dal vortice e come ciò può influenzare la circolazione oceanica più ampia e il clima globale.
7.1. Vorticità Potenziale e Ventilazione
Il campo di vorticità potenziale è utile per comprendere la circolazione su larga scala del Giro di Beaufort. Così come il flusso barotropico con basso numero di Rossby associato all’Acqua Atlantica è guidato dai contorni di f/H, così il flusso sulle superfici di densità nel Giro di Beaufort, all’interno dell’halocline stratificato, segue i contorni di f/h dove h è la distanza verticale tra due superfici di densità la cui differenza di densità è δσ. Definiamo quindi la vorticità potenziale q = (δσ/ρ₀)(f/h). La possibile geometria dei contorni di q è rappresentata schematicamente nella Figura 8 (contorni blu). Un contorno chiuso di q indica che l’acqua può circolare intorno al contorno senza che la sua vorticità potenziale sia reimpostata. Se, al contrario, i contorni di q si estendono fino agli affioramenti di densità in superficie, è possibile una ventilazione nella quale il fluido che scorre lungo questi contorni entra/escie dall’halocline verso/dallo strato misto superficiale. In questo modo, l’analisi del campo di vorticità potenziale permette di differenziare tra le acque che sono relativamente isolate dalla superficie e quelle che sono soggette a ventilazione.Abbiamo selezionato lo strato definito da 𝜎 = 25–27.4 kg/m³ per rappresentare l’aloclina principale (Figure 3b e 3c). Nei bacini centrali, la sua superficie superiore è costantemente al di sotto dello strato misto, così non è soggetta a variazioni stagionali di forzante di galleggiamento superficiale e di forza del vento (Figura 9a). Lo strato è caratterizzato da un minimo di vorticità potenziale nel Giro di Beaufort centrale e un massimo di vorticità potenziale (indicativo di una maggiore stratificazione, conseguenza del trasporto di Ekman superficiale verso il Giro di Beaufort) che si estende approssimativamente parallelo alla Dorsale di Lomonosov, al confine tra le acque dei Bacini Canadese ed Eurasiatico, ossia il limite Atlantico-Pacifico descritto nella sezione 6 (Figura 9b). L’affioramento di questo strato può essere osservato ai margini del Giro di Beaufort, dove esiste un fronte superficiale tra l’acqua più salata del Mare dei Ciukci e quella relativamente dolce del Giro di Beaufort (vedi Figura 2a) e nel Bacino Eurasiatico. Osserviamo che i contorni di q nello strato dell’aloclina si estendono fino all’affioramento nel Mare dei Ciukci, indicando la ventilazione (Figura 9b). Ciò supporta l’ipotesi che lo strato dell’aloclina sia ventilato dalle acque la cui temperatura e le proprietà di salinità sono determinate in superficie. Timmermans et al. (2014) e Timmermans et al. (2017) sostengono che il Giro di Beaufort sia ventilato da acque che vengono trasferite dalla superficie nella regione del Mare dei Ciukci verso il basso e lateralmente nell’aloclina attraverso il pompaggio di Ekman guidato dal vento e la circolazione geostrofica su larga scala. Questo processo è analogo alla ventilazione della termoclina alle medie latitudini (ad esempio, Iselin, 1939; Luyten et al., 1983; Stommel, 1979). In questo modo, l’Acqua del Pacifico viene trascinata nel Giro di Beaufort in modo che penetra e ventila l’intero aloclina interno del Bacino del Canada, dove gli strati di Acqua del Pacifico giacciono sotto lo strato misto superficiale (vedi Timmermans et al., 2014).
Si osserva qui che, prima della ventilazione dell’Acqua del Pacifico nell’aloclina interna del Bacino del Canada, gli afflussi di Acqua del Pacifico diretti verso il pendio della piattaforma del Mare dei Ciukci/nord del Bacino del Canada seguono un percorso tortuoso e altamente variabile nel tempo, fortemente influenzato dalla forzante dei venti regionali e modificato da una intensa forzante locale di galleggiamento (si veda, ad esempio, Pickart et al., 2019; Weingartner et al., 2005). Una consistente parte dell’Acqua del Pacifico che entra attraverso lo Stretto di Bering viene advetta attraverso il Canyon di Barrow (al confine nord-est del Mare dei Ciukci dove confina con il Bacino del Canada), con più della metà di questa successivamente trasportata verso ovest nella Corrente Pendente dei Ciukci (Spall et al., 2018).
Come risultato della sua ventilazione, l’aloclina del Giro di Beaufort è caratterizzata da due massimi di stratificazione (Figure 3b e 10c). Il primo e più superficiale corrisponde alla base dello strato misto ed è mantenuto dalla convergenza di Ekman superficiale di acqua dolce continua. Il secondo picco di stratificazione, intorno ai 200 metri di profondità, si trova alla base dello Strato d’Acqua Invernale del Pacifico (Figure 10b e 10c) e si ritiene che abbia origine in superficie nel Mare dei Ciukci e che ventilare la regione durante l’inverno (Timmermans et al., 2014, 2017). Ancora più in profondità, le acque della corrente limite ciclonica di Acqua Atlantica vengono trasferite verso l’interno del Bacino del Canada tramite intrusioni termosaline ed eddies (McLaughlin et al., 2009). Sotto lo Strato di Acqua Atlantica, le acque profonde e di fondo condividono gli stessi modelli di circolazione su larga scala, anche se sono molto più deboli in intensità rispetto alla circolazione anticiclonica sovrastante (si veda Dosser & Timmermans, 2018; Zhao et al., 2018).
Nell’aloclina del Giro di Beaufort è presente un ampio serbatoio di energia potenziale disponibile che è suscettibile a instabilità baroclina. Gli isopicnali dello stato base mostrano un cambio di segno con la profondità del gradiente di vorticità potenziale orizzontale, soddisfacendo il criterio necessario per l’instabilità baroclina (Figura 10d). Se il gradiente di vorticità potenziale planetario è trascurabile, il segno del gradiente di vorticità potenziale meridionale di fondo può essere determinato dal segno del gradiente dello spessore dello strato isopicnale meridionale. Nella rappresentazione schematica del Giro di Beaufort, il gradiente di vorticità potenziale orizzontale cambia segno tra gli strati mostrati, indicando la potenziale instabilità baroclina del giro (Figura 10d). Il campo di eddies osservati, ricco di energia (Figura 10e), e le scale e i tassi di crescita previsti (sezione 4.2 e Figura 4) suggeriscono che il giro sia in effetti baroclinalmente instabile, con implicazioni significative per la sua dinamica, come discuteremo.
La Figura 10 è una serie complessa di rappresentazioni grafiche che illustrano varie caratteristiche idrografiche del Giro di Beaufort, utilizzando dati raccolti durante una spedizione nel 2015. Ogni pannello fornisce informazioni specifiche:
(a) Profondità dell’isoalina con salinità S = 34: Questa mappa mostra la distribuzione spaziale della profondità a cui si trova l’isoalina di salinità 34. Le stazioni di CTD (Conductivity, Temperature, Depth), rappresentate da punti neri, sono i luoghi dove sono state effettuate le misurazioni dirette di questi parametri.
(b) Profilo di temperatura potenziale e salinità: Questo grafico longitudinale mostra le variazioni di temperatura potenziale (in colori) e salinità (in contorni neri) dal sud (a sinistra) verso il nord (a destra) lungo la linea blu indicata nel pannello (a). La temperatura potenziale è la temperatura che l’acqua avrebbe se fosse adiabaticamente portata a livello del mare.
(c) Frequenza di galleggiamento (N²): La frequenza di galleggiamento, N², rappresentata qui, è una misura della stabilità stratificata dell’acqua. Valori più alti (rappresentati da colori che passano dal verde al viola) indicano una maggiore stratificazione, implicando una maggiore resistenza al mescolamento verticale.
(d) Sezione trasversale schematica: Questo diagramma schematico mostra una sezione trasversale del Giro di Beaufort. Le linee nere rappresentano isopicnali (superfici di densità costante), e i colori indicano la temperatura (con il blu per l’acqua fredda e l’arancione per l’acqua calda). La stratificazione continua del Giro di Beaufort è approssimata qui in una configurazione a strati. Il contorno grigio rappresenta un profilo tipico di stratificazione, e le linee tratteggiate grigie indicano la base dello strato misto.
(e) Sezione di profondità-tempo della temperatura potenziale e salinità: Questo grafico è una sezione di profondità-tempo che mostra come la temperatura potenziale (colori) e la salinità (contorni neri) cambiano nel tempo, utilizzando dati da un Ice-Tethered Profiler (ITP). Questo dispositivo ha registrato i dati mentre derivava dal nord verso il sud lungo il percorso verde mostrato nel pannello (a), da agosto 2014 a maggio 2015.
Insieme, questi pannelli forniscono una visione multidimensionale delle proprietà termoaline e della stratificazione nel Giro di Beaufort, dando indicazioni sulla stabilità fisica e sulla dinamica della colonna d’acqua nella regione.
7.2. Dinamica Fondamentale del Giro di Beaufort
La dinamica fondamentale del Giro di Beaufort si differenzia da quella dei giri azionati dal vento nelle medie latitudini, i quali sono caratterizzati da un interno secondo Sverdrup e un equilibrio frizionale nei correnti di confine occidentali (Munk, 1950; Stommel, 1948). Sembra che la dinamica del Giro di Beaufort abbia molto in comune con quella della Corrente Circumpolare Antartica (ACC). Anche nell’Oceano Meridionale mancano le barriere meridionali, e il trasferimento dei vortici a mesoscala è fondamentale per bilanciare i budget su larga scala dell’ACC (vedi Marshall & Radko, 2003). La teoria del residuo medio è centrale per comprendere la dinamica di tali sistemi.
7.2.1. Teoria della Media Residua
Nell’analisi del Giro di Beaufort, consideriamo un sistema in cui i venti prevalenti iniettano acqua dolce all’interno del giro, ispessendo gli strati aloclini. Questo processo viene bilanciato dai flussi dei vortici a mesoscala, noti come flussi bolus, che agiscono per ridurre le variazioni di spessore. Il trasporto totale in uno strato isopicnale, risultante dalla somma del flusso medio e del trasporto indotto dai vortici, è definito come media residua. Questa media residua è la combinazione della media Euleriana (ovvero il flusso medio) e del trasporto indotto dai vortici, dove lo spessore dello strato di densità e le sue variazioni giocano un ruolo chiave.
Il trasporto medio residuo attraverso uno strato include una componente aggiuntiva oltre alla media Euleriana, poiché esistono correlazioni tra il flusso laterale e lo spessore dello strato, portando a un trasporto bolus significativo. Nella Corrente Circumpolare Antartica, ad esempio, questi flussi bolus sono importanti e i trasporti residui ed Euleriani differiscono notevolmente tra loro, il che ha implicazioni fondamentali per la nostra comprensione della sua dinamica.
Per quanto riguarda il Giro di Beaufort, è stato osservato che il trasporto di Ekman azionato dal vento su larga scala, integrato sull’intero Giro di Beaufort, è in gran parte bilanciato dai flussi di vortici. Questa osservazione è coerente con l’approccio che considera il bilancio di media residua come una somma di termini che tendono a compensarsi a vicenda. Lo studio del bilancio di media residua zero, analogo a quanto fatto per comprendere la dinamica dell’Oceano Meridionale, permette di testare se la circolazione media Euleriana possa bilanciare il trasporto bolus dei vortici. In questo contesto, viene introdotta una diffusività dei vortici per caratterizzare il trasporto dei vortici, portando a una relazione che equilibra i vari fattori coinvolti, inclusi lo spessore dello strato isopicnale nel Giro di Beaufort stratificato e lo sforzo sulla superficie oceanica, che è influenzato dalla presenza della copertura di ghiaccio marino.
Le aree considerate negli integrali sono delimitate da un particolare contorno di altezza geopotenziale nel piano (r, z). Il numeratore in questo contesto rappresenta il pompaggio di Ekman integrato sull’area, mentre il denominatore è interpretabile come il flusso di spessore che bilancia il sistema. Come descritto precedentemente, le misurazioni di velocità effettuate nei pressi del Giro di Beaufort permettono di stimare il coefficiente KD utilizzando una teoria della lunghezza di miscelazione. La grandezza e la struttura verticale di queste stime concordano approssimativamente con i valori ottenuti dai calcoli teorici, come dimostrato da Meneghello e colleghi nel 2017. Questo suggerisce che, nel Giro di Beaufort, i flussi di vortici potrebbero essere sufficienti a bilanciare il pompaggio di Ekman, risultando in un flusso medio residuo relativamente piccolo.
La ricerca ha inoltre evidenziato una proporzione per la profondità dell’alostrato del Giro di Beaufort, basata su parametri tipici come il raggio del giro, lo sforzo della superficie e il coefficiente di diffusività dei vortici. Questi calcoli forniscono una profondità che corrisponde alla scala di profondità dell’alostrato superiore osservata, e sono in linea con precedenti studi sulla Corrente Circumpolare Antartica.
Tuttavia, il modello assisimmetrico utilizzato, pur essendo molto istruttivo, non è in grado di rappresentare importanti asimmetrie causate da effetti topografici. Un esempio significativo è dato dal lato ovest del bacino meridionale del Canada, delimitato dalla ripida Cresta Northwind. Questa formazione topografica, con pendenze superiori ai 10° in alcuni punti, passa dalla pianura abissale del bacino del Canada, profonda circa 3.800 metri, fino a regioni più basse come il Chukchi Borderland e la Pianura Abissale Northwind, con profondità inferiori ai 1.000 metri in alcune aree. Questa evidente caratteristica topografica può influenzare la simmetria del giro e la sua propensione all’instabilità baroclina, come esplorato in studi recenti.
7.2.2. Influenza del Vento Mediatata dal Ghiaccio Marino
In assenza di ghiaccio marino, vi è una relazione diretta tra lo sforzo del vento che agisce sull’oceano e il pompaggio di Ekman associato. Tuttavia, in presenza di ghiaccio marino, il vento esercita uno sforzo sul ghiaccio, che a sua volta, meno gli sforzi laterali interni al ghiaccio, trasferisce questo sforzo all’oceano. Inoltre, l’intensità e la direzione del pompaggio di Ekman nell’oceano superficiale possono essere influenzate dalle correnti oceaniche geostrofiche che si muovono contro il ghiaccio marino. Questa interazione è stata studiata da Dewey et al., 2018; Meneghello, Marshall, Campin, et al., 2018; Meneghello, Marshall, Timmermans, et al., 2018. Si consideri, ad esempio, una situazione in cui l’Oceano Artico è quasi completamente coperto di ghiaccio in inverno e gli sforzi laterali interni nel pack di ghiaccio sono abbastanza elevati da rendere minimo il movimento del ghiaccio marino in risposta alla forzante del vento anticiclonica prevalente. Contemporaneamente, esiste un flusso geostrofico oceanico persistente del Giro di Beaufort anticiclonico che agisce contro il ghiaccio marino quasi immobile, causando una divergenza di Ekman nello strato oceanico superficiale e un conseguente upwelling dall’interno.
Meneghello, Marshall, Timmermans e altri nel 2018 hanno dimostrato che tale risalita, che si verifica ogni inverno, riduce significativamente l’accumulo annuale di pompaggio di Ekman verso il basso, rispetto al valore che avrebbe in assenza di ghiaccio. Le osservazioni del flusso geostrofico oceanico, dei venti e del movimento del ghiaccio marino indicano che l’accumulo di pompaggio di Ekman può essere fino all’80% inferiore rispetto a un valore stimato che non considera la presenza di ghiaccio. Meneghello, Marshall, Campin e altri nel 2018 descrivono come questo effetto funzioni come un meccanismo autoregolativo, da loro denominato “regolatore di stress ghiaccio-oceano”, che determina la velocità del Giro di Beaufort. Man mano che il giro aumenta di velocità in risposta a una forzante del vento anticiclonica sostenuta e/o la deriva del ghiaccio marino rallenta in inverno a causa dell’aumento degli sforzi interni del ghiaccio, le correnti oceaniche raggiungono infine la velocità del ghiaccio e lo sforzo superficiale sull’oceano si interrompe. In questo modo, il regolatore di stress ghiaccio-oceano può stabilizzare il giro, suggerendo un limite all’accumulo di acqua dolce. Questo rappresenta un altro esempio di come la dinamica interna del sistema tenda a “disattivare” il flusso residuo e la forzante ad esso associata. Le implicazioni per il futuro dell’Artico, dove il ghiaccio sarà probabilmente assente in estate e più mobile in inverno, vengono discusse nella sezione successiva.