L’impatto di un Ciclone Estivo Intenso sul Ritiro dei Ghiacci Marini Artici nel 2012

Questo studio modellistico esamina l’impatto di un ciclone intenso, verificatosi all’inizio di agosto, sul record di riduzione minima dei ghiacci marini artici nel 2012. Il ciclone ha colpito quando il ghiaccio marino artico era particolarmente sottile e il volume di ghiaccio simulato era già ridotto di circa il 40% rispetto alla media del periodo 2007-2011. La combinazione di ghiaccio sottile e la presenza di calore oceanico nello strato di massimo termico superficiale ha reso il ghiaccio particolarmente vulnerabile alle tempeste. Durante la tempesta, il volume del ghiaccio si è ridotto a un ritmo circa doppio rispetto al normale, principalmente a causa di un incremento di quattro volte della fusione dal fondo, stimolata da un maggiore trasporto di calore oceanico verso l’alto. Tale aumento è stato generato da una maggiore miscelazione nello strato limite oceanico, alimentata da venti forti e movimenti rapidi del ghiaccio. Un confronto con una simulazione di sensibilità, condotta con velocità del vento ridotte durante il ciclone, mostra che la fusione potenziata dal ciclone ha ridotto significativamente l’estensione del ghiaccio per circa due settimane, con un effetto decrescente successivamente. Il minimo dell’estensione dei ghiacci marini artici nel 2012, simulato a seguito del ciclone, è risultato inferiore di 0,15 × 10⁶ km² (4,4%). Pertanto, anche senza la tempesta, il 2012 avrebbe comunque registrato un minimo record. Citazione: Zhang J., R. Lindsay, A. Schweiger e M. Steele (2013), “L’impatto di un Ciclone Estivo Intenso sul Ritiro dei Ghiacci Marini Artici nel 2012”, Geophysical Research Letters, 40, doi:10.1002/grl.50190.

1. Introduzione

Il 26 agosto 2012, l’estensione dei ghiacci marini artici ha infranto il precedente record minimo di 4,17 × 10⁶ km², stabilito il 18 settembre 2007, secondo il National Snow and Ice Data Center (NSIDC) basato su osservazioni satellitari. In maniera notevole, il record è stato superato a metà della stagione di fusione, più di mezzo mese prima del periodo abituale in cui si raggiunge il minimo dell’estensione dei ghiacci marini artici. Entro il 16 settembre, l’NSIDC ha registrato che l’estensione dei ghiacci marini artici era calata al suo minimo annuale di 3,41 × 10⁶ km², stabilendo un nuovo record minimo, il 18% inferiore al precedente record del 2007.

La copertura dei ghiacci marini artici è stata soggetta negli anni a una continua riduzione e assottigliamento in un contesto di riscaldamento globale [ad esempio, Meier et al., 2007; Comiso, 2012; Kwok e Rothrock, 2009], con una significativa diminuzione del volume dei ghiacci marini artici [Kwok et al., 2009; Schweiger et al., 2011]. Il record del 26 agosto 2012 è seguito al passaggio, tra il 6 e l’8 agosto, di un ciclone di grande portata su gran parte delle aree coperte di ghiaccio del settore del Pacifico (ICAPS) dell’Oceano Artico. ICAPS è definito come l’area coperta di ghiaccio osservata dai satelliti prima del ciclone il 4 agosto nel settore del Pacifico tra i 90° e i 270° est, con un’area fissa di 3,87 × 10⁶ km². La tempesta è stata senza precedenti per estensione, intensità e profondità [Simmonds e Rudeva, 2012]. Secondo la rianalisi giornaliera del livello di pressione al suolo (SLP) del NCEP/NCAR, il centro del sistema di bassa pressione era ben dentro il pacco di ghiaccio, con una pressione centrale minima di 974,5 hPa il 7 agosto (Figure 1a-1d). Simmonds e Rudeva [2012] riportano una pressione centrale minima inferiore di 966 hPa il 6 agosto basata sulla rianalisi climatica a risoluzione più alta ogni 6 ore del Sistema di Previsione del Clima. Durante il passaggio del ciclone, i venti di superficie hanno superato i 14 m s⁻¹ in alcune località, che si trovano entro il 99° percentile per i venti di agosto nel settore del Pacifico (Figure 1b, 1c e 2a). Data l’intensità del ciclone, ci chiediamo: quale è stato l’impatto della tempesta sul ghiaccio e ha avuto un ruolo significativo nella creazione del nuovo record minimo dell’estensione dei ghiacci marini artici? Il sistema accoppiato di modellazione e assimilazione del ghiaccio-oceano panartico (PIOMAS) [Zhang e Rothrock, 2003] è utilizzato per affrontare queste domande.

2. Descrizione del Modello

PIOMAS consiste in un modello di ghiaccio marino che classifica spessore ed entalpia in 12 categorie, sviluppato da Zhang e Rothrock nel 2003 e Hibler nel 1980, accoppiato con il modello oceanico POP (Parallel Ocean Program), descritto da Smith e colleghi nel 1992. Il modello oceanico POP adotta lo schema di parametrizzazione del profilo K non locale (KPP), ideato da Large e altri nel 1994, per determinare la miscelazione verticale e la diffusione nello strato limite oceanico. Il modello dispone di 30 livelli oceanici verticali con spessori variabili, includendo sei livelli di 5 metri di spessore nei primi 30 metri e 13 livelli nei primi 100 metri, che si sono dimostrati efficaci nel risolvere lo strato di massimo termico superficiale (NSTM) nel Bacino del Canada, come documentato da Steele e colleghi nel 2011.

Il modello è alimentato dalle forzanti atmosferiche giornaliere della rianalisi NCEP/NCAR, che includono venti superficiali a 10 metri, temperatura dell’aria a 2 metri (SAT), radiazione infrarossa in arrivo e frazione di nuvole. SAT e frazione di nuvole vengono utilizzate per calcolare la radiazione solare in arrivo, seguendo il metodo di Parkinson e Washington del 1979.

PIOMAS è stato inizialmente integrato dal 1 gennaio 1979 al 31 luglio 2012. Durante questa fase, il modello ha assimilato osservazioni satellitari della concentrazione di ghiaccio marino e dati della temperatura della superficie del mare, migliorando le condizioni iniziali del ghiaccio marino e dell’oceano per un’integrazione continuata nel periodo di agosto-settembre 2012, che include il passaggio del ciclone. Per creare una simulazione di controllo coerente (CNTL), non sono stati condotti ulteriori processi di assimilazione dopo il 1 agosto 2012. È stata anche realizzata una corsa di sensibilità (indicata come ‘SEN’) per valutare l’impatto del ciclone sulla copertura di ghiaccio marino. SEN differisce da CNTL solo per una riduzione del 50% dell’intensità dei venti superficiali dal 5 al 9 agosto, mitigando sostanzialmente l’effetto del ciclone sulla dinamica dei venti. I risultati sono principalmente basati su CNTL, salvo indicazioni contrarie.

Figura 1: Analisi Multi-Parametrica dell’Artico

Questa figura presenta una serie di mappe che illustrano diversi parametri ambientali nell’Artico, raccolti in specifici giorni di agosto 2012:

• (a-d) Velocità del vento di superficie (4-7 agosto): Queste mappe, basate sulla rianalisi NCEP/NCAR, mostrano la velocità del vento in metri al secondo. I diversi colori indicano varie velocità, con tonalità più intense per venti più forti.
• (e-h) Velocità del ghiaccio marino simulata dal modello (4-7 agosto): Le mappe indicano quanto rapidamente si muove il ghiaccio marino, con velocità espressa in cm/s. Colori più vivaci corrispondono a velocità maggiori.
• (i) Spessore del ghiaccio al 4 agosto: Questa mappa mostra lo spessore del ghiaccio marino, con i colori che variano dal blu (ghiaccio più sottile) al rosso (ghiaccio più spesso).
• (j-l) Variazione dello spessore del ghiaccio (6, 7 e 10 agosto rispetto al 4 agosto): Queste mappe evidenziano le differenze nello spessore del ghiaccio, con il blu che indica una diminuzione e il rosso un aumento.
• (m-n) Diffusività verticale nei primi 15 metri dell’oceano: Illustrano la capacità dell’oceano di mescolare verticalmente calore e salinità. Colorazioni più scure denotano una maggiore diffusività.
• (o-p) Cambiamento del contenuto di calore oceanico (1-4 agosto e 5-8 agosto): Mostrano le variazioni nel calore negli strati oceanici tra 5 e 15 metri, rappresentate in metri di equivalente di ghiaccio. Tonalità più scure indicano un aumento del calore.

Le linee bianche tracciano i contorni della pressione al livello del mare (SLP) con intervalli di 10 hPa, identificando le aree di bassa e alta pressione. La linea nera rappresenta il margine del ghiaccio marino, definito da una concentrazione di ghiaccio dello 0,15, osservato via satellite. Queste mappe sono fondamentali per comprendere le dinamiche tra i venti, il movimento del ghiaccio e i cambiamenti nelle condizioni oceaniche durante il periodo di studio, in particolare durante il transito di un ciclone.

3. Risultati

In risposta al ciclone, il modello ha registrato un marcato aumento nella velocità del ghiaccio nella maggior parte delle zone ICAPS, come mostrato nelle Figure 1e–1h e 2a. Questo incremento è stato influenzato dall’intensificazione significativa dei venti di superficie, documentata nelle Figure 1a–1d e 2a. Al centro del ciclone, dove si trova l’occhio, il movimento del ghiaccio risulta invece più lento. Lontano dall’occhio del ciclone, il notevole aumento del movimento del ghiaccio è anche legato alla presenza di una copertura di ghiaccio particolarmente sottile, meno di un metro di spessore, come evidenziato nella Figura 1i.

Durante il periodo dall’1 al 12 agosto, il volume totale del ghiaccio simulato si è dimostrato inferiore rispetto agli anni precedenti, con una riduzione di circa il 40% rispetto alla media del periodo 2007–2011, come riportato nella Figura 2b. Questo strato di ghiaccio più sottile e quindi meno resistente meccanicamente, è più sensibile ai cambiamenti dei venti, predisponendolo a una reazione dinamica intensa al ciclone e a una rapida diminuzione dell’estensione del ghiaccio marino.

Il ciclone è avvenuto durante una fase di continua diminuzione del volume del ghiaccio. Tuttavia, la velocità di riduzione del volume del ghiaccio tra il 6 e l’8 agosto 2012 è stata superiore sia a quella dei periodi immediatamente precedenti e successivi alla tempesta, sia alla media del 2007–2011 per le stesse date. Specificamente, il volume di ghiaccio è passato da 4.96 × 10³ km³ il 5 agosto a 4.32 × 10³ km³ il 8 agosto, registrando una diminuzione di 0.64 × 10³ km³, o il 12,9%. A confronto, la media del volume di ghiaccio per il periodo 2007–2011 mostrava una riduzione di soli 0.29 × 10³ km³, o il 3,6%, nel corso di tre giorni. La perdita di volume del 12,9% registrata nei tre giorni tra il 6 e l’8 agosto 2012 è stata senza precedenti. Per approfondire questa osservazione, analizziamo la distribuzione di tutte le perdite di volume di tre giorni avvenute durante i mesi di luglio e agosto nel periodo dal 1979 al 2011, come illustrato nella Figura 2i.

Abbiamo scoperto che la perdita di volume del ghiaccio legata alla tempesta di tre giorni, una volta normalizzata in base al volume iniziale per considerare il trend decrescente, è stata 1,7 volte superiore a qualsiasi altra perdita registrata in tre giorni durante i mesi di luglio e agosto nel periodo 1979-2011, e 4,5 volte maggiore della media delle perdite di tre giorni in questi mesi nel medesimo arco temporale. Anche senza la normalizzazione del volume, la perdita di volume di 0,64 × 10³ km³ durante la tempesta si colloca nel 75° percentile.

La marcata diminuzione del volume del ghiaccio durante la tempesta è stata causata da un’intensificazione del processo di fusione del ghiaccio, come illustrato nelle Figure 3a-3d. Prima del ciclone, la fusione del ghiaccio simulata era di 0,12 × 10³ km³ al giorno, ma è quasi raddoppiata durante il ciclone, raggiungendo una media di 0,21 × 10³ km³ al giorno, o 0,17 × 10³ km³ al giorno nelle aree ICAPS, nel periodo dal 6 all’8 agosto, come mostrato nella Figura 2c e nella Tabella 1. Questo incremento della fusione è stato particolarmente evidente nelle ICAPS, ma ha raggiunto il picco nel Bacino del Canada, dove la fusione ha toccato i 0,12 metri al giorno, come indicato nelle Figure 3b e 3c. Ciò spiega la significativa riduzione dello spessore del ghiaccio in queste regioni durante la tempesta, che ha raggiunto fino a 0,5 metri entro il 10 agosto, come visibile nella Figura 1l. Già il 4 agosto, prima della tempesta, il ghiaccio in molte di queste aree era risultato sottile, come evidenziato nelle Figure 1i e 2b. Pertanto, non sorprende che, a causa dell’incremento della fusione, le osservazioni satellitari abbiano mostrato una notevole riduzione dell’estensione del ghiaccio in queste zone entro il 10 agosto, come si può vedere nelle Figure 1h e 4a.

Figura 2: Analisi dei Dati Simulati e Rianalizzati dell’Artico

• (a) Velocità del Ghiaccio e del Vento di Superficie: Questo pannello mostra le velocità medie del ghiaccio marino e dei venti di superficie sopra le ICAPS, evidenziando come queste velocità fluttuano nel tempo.
• (b) Volume del Ghiaccio Marino: Confronta il volume di ghiaccio marino per gli anni 2007, 2011, 2012 e la media tra il 2007 e il 2011. Questo grafico fornisce una panoramica sulla variazione annuale del volume del ghiaccio e posiziona l’anno 2012 in contesto rispetto agli altri anni.
• (c) Fusione Totale, Superficiale e Inferiore: Distinto in fusione totale, superficiale (dal top) e inferiore (dal fondo), questo grafico mette in luce l’importanza relativa di ciascun tipo di fusione durante il periodo osservato.
• (d) Fusione del Fondo: Analizza due meccanismi di fusione dal fondo—uno dovuto al trasporto di calore dinamico dell’oceano e l’altro al riscaldamento atmosferico dello strato di miscelazione oceanico (SML)—mostrando l’impatto del calore proveniente sia dall’oceano che dall’atmosfera.
• (e) Flussi di Calore in Superficie: Presenta il flusso netto di calore radiativo (NHF), il flusso di calore radiativo netto (RHF) e il flusso totale di calore (THF) mediati nell’area delle ICAPS, fornendo dati cruciali sugli scambi energetici tra oceano e atmosfera.
• (f) Contenuto di Calore Oceanico e Diffusività Verticale: Mostra il contenuto di calore e la diffusività verticale media nei primi 15 metri dell’oceano delle ICAPS, che sono parametri fondamentali per comprendere la miscelazione e il trasporto di calore verticale.
• (g) Profili Verticali della Temperatura Oceanica: Questo grafico illustra le variazioni di temperatura attraverso i diversi strati dell’oceano superiore in date selezionate, offrendo una visione dettagliata della stratificazione termica.
• (h) Diffusività Verticale: Presenta la diffusività verticale media nella parte superiore dell’oceano, indicando la capacità dell’oceano di mescolare verticalmente calore e altre proprietà.
• (i) Perdite di Volume di Ghiaccio di Tre Giorni: Questo grafico confronta le perdite di volume di ghiaccio durante gli eventi di vento estremo con quelli in periodi normali tra luglio e agosto dal 1979 al 2012, mettendo in risalto gli eventi estremi che si sono verificati prevalentemente negli anni recenti.
• (j) Perdite di Calore Oceanico di Tre Giorni: Analizza le perdite di calore nell’oceano superiore durante i mesi di luglio e agosto dal 1979 al 2012, fornendo una comprensione delle variazioni stagionali e interannuali nel contenuto di calore oceanico.

Questa figura fornisce un’analisi dettagliata dell’interazione tra il clima, l’oceano e il ghiaccio marino nell’Artico, con particolare enfasi sull’impatto di un evento ciclonico estremo.

Per comprendere le cause dell’aumento della fusione del ghiaccio durante il ciclone, i componenti della fusione sono stati calcolati nel seguente modo: la fusione totale è la somma della fusione superiore e della fusione inferiore. La fusione superiore è generata dal calore atmosferico superficiale, che include i flussi di calore sia radiativi che turbolenti. La fusione inferiore è causata dal calore oceanico e si verifica sia sul fondo che sul perimetro dei blocchi di ghiaccio. Inoltre, la fusione inferiore può essere suddivisa in fusione causata dal trasporto di calore dinamico dell’oceano, come ad esempio l’avvezione, la diffusione e la convezione oceanica, e la fusione causata dal riscaldamento atmosferico locale dello strato di miscelazione superficiale dell’oceano quando il flusso di calore superficiale entra nello strato attraverso fessure o acqua aperta.

L’aumento della fusione totale simulata durante la tempesta non è attribuibile alla fusione superiore, che si è rivelata relativamente modesta in termini di magnitudine e ha persino registrato una leggera diminuzione durante la tempesta. Questa diminuzione è dovuta a una riduzione del flusso netto di calore superficiale simulato, che comprende i flussi di calore sia turbolenti che radiativi. La riduzione del flusso netto di calore è, a sua volta, una conseguenza della diminuzione del flusso di calore radiativo netto superficiale, influenzato dalla copertura nuvolosa che ha limitato la radiazione solare incidente. In contrasto, il flusso di calore turbolento superficiale simulato è aumentato a causa dei forti venti che hanno potenziato lo scambio turbolento alla superficie. Tuttavia, il calo del flusso di calore radiativo è stato superiore all’aumento del flusso di calore turbolento nei giorni seguenti al 7 agosto, portando a un calo complessivo del flusso netto di calore superficiale.

L’aumento della fusione totale del ghiaccio è dovuto principalmente a un significativo incremento della fusione dal fondo nella maggior parte delle ICAPS durante il ciclone, come mostrato nelle figure e nella tabella pertinenti. Una delle principali fonti di calore per la fusione dal fondo, il riscaldamento atmosferico dello strato di miscelazione superficiale dell’oceano, non ha contribuito in modo significativo. Prima del ciclone, questa forma di fusione era predominante, con circa il doppio dell’intensità rispetto a quella dovuta al trasporto di calore dinamico dell’oceano. Tuttavia, non si registra un aumento significativo di questa componente durante tutto il periodo del ciclone a causa della riduzione del flusso di calore radiativo netto, che ha portato a una riduzione del flusso netto di calore superficiale nei giorni successivi. Invece, l’aumento notevole della fusione dal fondo è attribuibile alla dinamica oceanica, con la fusione dal fondo dovuta al trasporto di calore dinamico dell’oceano che è aumentata di un fattore quattro, raggiungendo circa il doppio dell’intensità rispetto alla fusione dovuta al riscaldamento atmosferico durante il ciclone. Questi aumenti sono stati evidenti nella maggior parte delle ICAPS, ad eccezione dell’occhio del ciclone, e gli incrementi più significativi si sono verificati nel Bacino del Canada.

L’aumento del trasporto di calore dinamico dell’oceano durante il ciclone è stato causato da un maggiore inglobamento di calore nello strato di miscelazione superficiale dall’NSTM. Prima del ciclone, l’NSTM si trovava a una profondità media di circa 15 metri. Nei giorni precedenti al ciclone, il contenuto di calore dell’oceano superiore è aumentato, principalmente a causa dell’apporto di energia solare. Tuttavia, durante il ciclone, si è verificata una significativa perdita di calore da questo strato, a causa dell’incremento dell’inglobamento nello strato di miscelazione superficiale, rendendo questo calore disponibile per fondere il ghiaccio. Le perdite di calore particolarmente elevate nel Bacino del Canada erano equivalenti a fino a 0,4 metri di fusione del ghiaccio in alcune località durante il periodo di tre giorni. L’impatto di questa tempesta sulla perdita di calore oceanico è stato senza precedenti, superando qualsiasi perdita precedente di tre giorni e qualsiasi perdita media di tre giorni durante i mesi estivi del periodo compreso tra il 1979 e il 2011.

Il ciclone ha incrementato la diffusività verticale nei primi 15 metri delle ICAPS (Figura 2f). La diffusività verticale, calcolata in base alla parametrizzazione KPP del mescolamento dello strato limite oceanico, dipende dai flussi turbolenti verticali di momento. I venti forti e il rapido movimento del ghiaccio tendono ad amplificare il trasferimento di momento verticale, portando a un mescolamento verticale più intenso e a una maggiore diffusività. Per questo motivo, l’aumento della diffusività verticale è strettamente sincronizzato con l’aumento della velocità del vento e del ghiaccio (Figure 2a e 2f). Questo aumento è anche in linea con la diminuzione del contenuto di calore dello strato NSTM. La diffusività verticale cresce nella maggior parte delle ICAPS (Figure 1m e 1n), seguendo i contorni della pressione al livello del mare in aree con venti forti (Figure 1b e 1c). I profili di diffusività verticale mediati sulle ICAPS mostrano un significativo incremento durante la tempesta (Figura 2h), soprattutto nei primi 15 metri, dove l’NSTM agisce come fonte di calore (Figura 2g).

Nel tentativo di quantificare l’effetto della fusione del fondo potenziata dal ciclone sul nuovo record minimo dell’estensione dei ghiacci marini artici, confrontiamo l’estensione dei ghiacci simulata dal modello con e senza l’influenza dei venti del ciclone (Figura 4). Il controllo (CNTL) tende a sottostimare l’estensione dei ghiacci all’inizio di agosto e a sovrastimarla a settembre rispetto alle osservazioni satellitari (Figura 4a). Tuttavia, il bias del modello sull’estensione minima dei ghiacci il 16 settembre è minore, a 0,06 × 10⁶ km², ovvero l’1,8%. Senza l’influenza del ciclone, la simulazione SEN non genera una significativa fusione del fondo. Di conseguenza, l’estensione dei ghiacci simulata da SEN è maggiore di quella simulata da CNTL durante e dopo la tempesta (Figura 4b). La differenza nell’estensione dei ghiacci tra SEN e CNTL raggiunge un massimo di 0,48 × 10⁶ km² il 21 agosto, indicando che l’impatto della fusione del fondo potenziata dal ciclone rimane marcato per almeno mezzo mese. Dopo il 21 agosto, la differenza si riduce e l’effetto del ciclone si attenua. Entro il 16 settembre, la differenza è ridotta a 0,15 × 10⁶ km², che è modesta se confrontata, ad esempio, con la differenza tra i minimi dell’estensione dei ghiacci marini del 2007 e del 2012 di 0,76 × 10⁶ km². Pertanto, anche senza il ciclone di agosto, si sarebbe comunque verificato un nuovo record minimo dell’estensione dei ghiacci marini nel 2012. Tuttavia, la tempesta ha contribuito all’entità di questo record e ha influenzato la tempistica; le simulazioni indicano che la tempesta ha anticipato il minimo record del 2012 rispetto al 2007 di dieci giorni rispetto a quanto sarebbe avvenuto in assenza di essa (Figura 4b).

La Figura 3 presenta una serie di mappe che illustrano la fusione del ghiaccio marino simulata tramite modello, categorizzata in diverse fasi e misurata giornalmente. Ecco i dettagli di ciascun gruppo di mappe nella figura:

• Fusione totale del ghiaccio marino (a-d): Queste quattro mappe forniscono una visualizzazione della velocità giornaliera di fusione totale del ghiaccio marino, espressa in metri al giorno. Ciascuna mappa copre un giorno specifico, mostrando come la fusione varia sia temporalmente sia geograficamente.
• Fusione superficiale del ghiaccio (e-h): Queste mappe dettagliano la quantità di ghiaccio che si fonde dalla parte superiore a causa del calore proveniente dall’atmosfera, includendo sia l’irradiazione solare che il calore trasferito per convezione.
• Fusione dal fondo del ghiaccio (i-l): Illustrano la fusione del ghiaccio che avviene alla base, dove il ghiaccio entra in contatto diretto con l’acqua oceanica più calda.
• Fusione dal fondo dovuta al riscaldamento atmosferico dello strato di miscelazione superficiale dell’oceano (M_botA) (m-p): Queste mappe specificano quanto ghiaccio si fonde dal fondo a causa del riscaldamento diretto dell’atmosfera dello strato superficiale dell’oceano.
• Fusione dal fondo a causa del trasporto di calore dinamico dell’oceano (M_botO) (q-t): Le ultime quattro mappe quantificano la fusione dal fondo del ghiaccio dovuta alle dinamiche oceaniche, come le correnti calde e il mescolamento delle acque, che portano calore verso il ghiaccio dal basso.

In ciascuna mappa, la linea nera indica il margine del ghiaccio marino osservato da satellite nel giorno specifico rappresentato, mentre la linea bianca mostra il margine del ghiaccio marino osservato il 16 settembre 2012, data in cui è stato raggiunto il minimo estensionale annuale del ghiaccio. Queste linee permettono di osservare l’evoluzione dell’estensione del ghiaccio nel tempo e di confrontare le variazioni giornaliere rispetto al punto di minimo dell’anno.

La Tabella 1 riporta i dati sulla fusione media giornaliera del ghiaccio marino, espressi in 10³ km³ al giorno, integrati per l’intero Oceano Artico e specificatamente per le ICAPS, indicati tra parentesi. Questi dati aiutano a comprendere l’impatto del ciclone sulla dinamica del ghiaccio marino artico:

• Fusione totale: Si osserva un aumento significativo della fusione totale del ghiaccio durante il ciclone, con un picco di 0,21 km³ al giorno, rispetto ai 0,12 km³ al giorno registrati prima dell’evento. Dopo il ciclone, la fusione diminuisce a 0,08 km³ al giorno, indicando un effetto temporaneo ma intenso del ciclone sulla fusione del ghiaccio.
• Fusione superficiale: La fusione dal top del ghiaccio diminuisce progressivamente da 0,03 km³ al giorno prima del ciclone a 0,01 km³ al giorno dopo, suggerendo che le condizioni atmosferiche che favoriscono la fusione superficiale erano meno influenti durante e dopo il ciclone.
• Fusione dal fondo: L’incremento più notevole si verifica nella fusione dal fondo, che quasi raddoppia durante il ciclone (0,19 km³ al giorno) rispetto al periodo precedente (0,09 km³ al giorno), evidenziando l’importanza del calore trasportato dall’oceano. Questo tipo di fusione si riduce a 0,07 km³ al giorno dopo il ciclone.
• Fusione dal fondo per trasporto di calore dinamico dell’oceano: Questa specifica misura della fusione dal fondo mostra un aumento drastico durante il ciclone, con valori che passano da 0,03 km³ al giorno prima del ciclone a 0,12 km³ al giorno durante il ciclone, sottolineando l’effetto delle correnti oceaniche riscaldate.
• Fusione dal fondo per riscaldamento atmosferico dello SML: La fusione attribuita al riscaldamento diretto dello strato superficiale dell’oceano da parte dell’atmosfera mostra un lieve aumento durante il ciclone a 0,07 km³ al giorno, per poi diminuire a 0,04 km³ al giorno dopo il ciclone.

Questa tabella mette in evidenza come il ciclone abbia intensificato la fusione dal fondo, in particolare quella dovuta alle dinamiche oceaniche, e come l’effetto sia stato predominante durante il periodo del ciclone, con un successivo ritorno a valori più moderati.

Figura 4: Estensione dei Ghiacci Marini Artici Osservata e Simulata

Grafico (a) – Confronto dell’Estensione del Ghiaccio Marino: Questo grafico mostra un confronto tra l’estensione del ghiaccio marino osservata via satellite e quella simulata dai modelli CNTL e SEN dal 1 agosto al 25 settembre 2012. Il modello CNTL rappresenta la simulazione di controllo, mentre il modello SEN simula una condizione con una forza del vento del ciclone ridotta. Le curve tracciano l’andamento dell’estensione del ghiaccio nel periodo indicato. Le linee verticali segnalano momenti chiave: la prima quando l’estensione minima del ghiaccio del 2007 è stata superata per la prima volta e la seconda al punto di minimo estensione nel 2012.

Grafico (b) – Differenza di Estensione tra i Modelli SEN e CNTL: Questo grafico illustra la differenza nell’estensione del ghiaccio tra i due modelli. Un valore positivo indica che il modello SEN, che simula venti più deboli, ha previsto una maggiore estensione di ghiaccio rispetto al modello CNTL. La differenza tra le simulazioni aumenta notevolmente subito dopo il giorno in cui il precedente record del 2007 è stato superato, indicando che la forza del vento del ciclone ha avuto un impatto sostanziale sull’estensione dei ghiacci.

Implicazioni: La Figura 4 offre una visione chiara dell’effetto delle condizioni meteorologiche, in particolare dei venti ciclonici, sull’estensione dei ghiacci marini artici. Mostra inoltre come eventi specifici possano influenzare significativamente i record di estensione dei ghiacci, sottolineando l’importanza di considerare sia le osservazioni satellitari sia le simulazioni modello per comprendere pienamente la dinamica del ghiaccio marino.

4. Osservazioni Conclusive

I risultati del modello indicano che il ciclone di inizio agosto 2012 ha influenzato il minimo dell’estensione dei ghiacci marini artici di settembre, ma solo in misura relativamente piccola. Tuttavia, l’impatto simulato del ciclone sui ghiacci marini è stato significativo durante il ciclone stesso e nel suo immediato seguito. Quando il ciclone ha colpito le ICAPS tra il 6 e l’8 agosto, la fusione del ghiaccio è stata notevolmente aumentata e lo spessore del ghiaccio si è rapidamente ridotto in gran parte del Bacino del Canada. Questo aumento della fusione del ghiaccio è principalmente dovuto a un incremento della fusione dal fondo, risultato di un più forte trasporto di calore oceanico verso l’alto. Questo incremento del trasporto di calore verso l’alto è stato causato da un maggiore inglobamento di calore dallo strato NSTM allo strato di miscelazione superficiale (SML), spinto da venti forti e movimenti intensi del ghiaccio, che hanno ridotto il contenuto di calore nello strato NSTM durante la tempesta.

Nonostante il ciclone sia durato solo pochi giorni, l’effetto marcato della fusione del fondo potenziata sull’estensione dei ghiacci ha persistito per più di mezzo mese. L’estensione dei ghiacci è stata ridotta fino a 0,48 × 10⁶ km² nelle conseguenze del ciclone. Oltre questo periodo, l’effetto del ciclone si è attenuato. Senza la tempesta, l’estensione minima dei ghiacci artici modellata nel 2012 sarebbe stata di 3,56 × 10⁶ km², stabilendo comunque un nuovo record minimo. Tuttavia, la nostra stima dell’impatto del ciclone utilizzando PIOMAS potrebbe essere considerata bassa perché PIOMAS non include una componente del modello atmosferico e, quindi, non è in grado di catturare i cambiamenti nelle interazioni tra aria e ghiaccio o aria e mare dopo la tempesta. D’altro canto, l’assenza di un’atmosfera interattiva diventa meno critica da metà agosto a metà settembre, quando le temperature dell’aria non sono significativamente influenzate dalla presenza di ghiaccio marino.

[19] Durante il ciclone, i venti più forti non solo hanno intensificato il movimento e la deformazione del ghiaccio, ma hanno anche generato onde e causato la frammentazione del ghiaccio a causa dell’azione delle onde. Attualmente, questi processi non sono simulati nel modello PIOMAS. Tuttavia, nonostante la maggiore deformazione e frammentazione del ghiaccio, il loro impatto attraverso il feedback dell’albedo del ghiaccio è meno rilevante durante la tempesta, a causa della diminuzione del flusso di calore radiativo netto sulla maggior parte delle ICAPS. Il basso livello di radiazione solare durante il passaggio del ciclone agli inizi di agosto minimizza ulteriormente l’impatto probabile di questi processi.

[20] Tra le condizioni che hanno portato al nuovo record del 2012 e quelle del record precedente del 2007 ci sono differenze significative. Nell’estate del 2012, il ghiaccio simulato era molto più sottile, rendendolo più vulnerabile ai cambiamenti delle forze atmosferiche e oceaniche e facilitando la sua riduzione. Il ciclone era sufficientemente intenso da provocare un forte trasporto di calore verso l’alto in un oceano estivo normalmente ben stratificato, causando un’intensificata fusione del ghiaccio dal fondo. A causa della breve durata della tempesta, l’advezione di massa di ghiaccio non è stata un fattore significativo; il movimento del ghiaccio, intensificato dal ciclone, ha spostato il ghiaccio di soli 9 km al giorno in media. Nell’estate del 2007, continue anomalie di venti meridionali hanno spostato il ghiaccio lontano da gran parte del settore del Pacifico verso lo Stretto di Fram per la maggior parte della stagione di fusione, lasciando dietro di sé una vasta area di acqua aperta e ghiaccio sottile, dove il feedback dell’albedo del ghiaccio ha causato un’intensificata fusione del ghiaccio.

[21] L’impatto dei cicloni sul ghiaccio marino artico è destinato ad aumentare se la copertura di ghiaccio continua a diradarsi, considerato che le maggiori perdite di volume di ghiaccio associate alle tempeste sono state registrate negli anni più recenti. L’estensione del ghiaccio estivo varierà di anno in anno a causa della variabilità naturale. Tuttavia, a causa della sottigliezza della copertura di ghiaccio, qualsiasi anno futuro potrebbe stabilire un nuovo record per la bassa estensione del ghiaccio. Cicloni estivi forti o anomalie di vento persistenti influenzeranno probabilmente i tempi e l’entità di qualsiasi record futuro.

https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/abs/10.1002/grl.50190