Terminato il periodo di accumulo che si verifica principalmente nel periodo settembre 2021 – maggio 2022, inizia il periodo di ablazione . Periodo che coincide con l estate boreale e che copre un periodo di 3 mesi :1°giugno 2021-31 agosto 2021.
Processi di ablazione
Con il termine “ablazione” si fa riferimento a tutti i processi in grado di provocare perdite di massa a carico di neve e ghiaccio. Sono inclusi quindi: i) ablazione eolica, ) valanghe di ghiaccio (dry calving), ) distacco di icebergs in acqua (iceberg calving), ) fusione seguita da deflusso, v) evaporazione e sublimazione. L’erosione eolica è già stata discussa a proposito dei processi di redistribuzione della neve. In alcune aree, come ad esempio lungo i margini delle calotte polari soggetti a forti venti catabatici, essa può rimuovere importanti quantità di neve. Il dry calving interessa i ghiacciai che terminano a monte di ripidi pendii, dalla cui fronte si staccano blocchi di ghiaccio. Può inoltre avvenire al margine di ghiacciai polari, che normalmente presentano una fronte ripida. L’iceberg calving avviene per distacco di blocchi di ghiaccio dalla fronte di ghiacciai che terminano in acqua. La fusione, l’evaporazione e la sublimazione sono i tre processi di passaggio dell’acqua dallo stato solido allo stato liquido, dallo stato liquido allo stato gassoso, e dallo stato solido allo stato gassoso, rispettivamente. Le perdite di massa attribuibili a questi tre processi possono avvenire sia in
superficie, sia all’interno delle cavità al di sotto di essa (in questo caso si parla di “ablazione interna”,Ambach, 1955). La fusione è il processo di ablazione dominante su gran parte dei ghiacciai, dove la temperature supera il punto di fusione per almeno una parte dell’anno. La sublimazione domina invece su ghiacciai collocati su aree fredde continentali, come le Dry Valleys antartiche, dove l’aria è molto secca. Fusione, evaporazione e sublimazione richiedono input di energia, che possono provenire da fonti diverse. L’ablazione attraverso questi tre processi avviene quando il bilancio energetico in superficie diventa positivo e dopo che il ghiaccio è stato portato alla temperatura di fusione (Dingman, 1994). L’acqua di fusione che percola tende a ricongelare se le temperature all’interno del manto nevoso sono sotto il punto di congelamento. Questo processo comporta il rilascio di calore latente (334 Jg1 ). Nel caso continui la fusione in superficie, gli strati interessati da percolazione vengono gradualmente portati a condizioni di isotermia a 0°C. Parte dell’acqua di fusione prodotta è trattenuta dal manto nevoso stesso, normalmente tra il 3-5% del peso anche se alcuni studi hanno evidenziato valori massimi di ritenzione pari al 25% del peso (Gray e Male, 1981; De Quervain, 1948). Input aggiuntivi di energia oltre tale condizione comportano la percolazione di acqua di fusione sul terreno. Quando l’intensità della fusione raggiunge il suo massimo, il 20% o più del peso del manto è costituito da acqua, gran parte della quale è in transito sotto l’effetto della forza di gravità. Ad alta quota e sui ghiacciai delle medie latitudini il flusso energetico disponibile per la fusione è dominato dalla radiazione ad onda corta (radiazione solare). Poiché la radiazione ad onda corta gioca un ruolo dominante nel bilancio energetico, la copertura nuvolosa e l’albedo della superficie sono cruciali nel determinare la quantità di energia che è assorbita e che si rende disponibile per la fusione. L’albedo varia in funzione della dimensione dei grani, della loro forma, della densità, del contenuto in acqua liquida della neve, della copertura nuvolosa, dell’angolo di incidenza dei raggi solari, della rugosità e della concentrazione di impurità alla superficie. Assume valori massimi attorno a 0.9 in caso di neve fresca asciutta, 0.6 per neve umida a grani piccoli, 0.45 per neve umida a grani grossi, fino a raggiungere valori attorno a 0.3 in caso di neve satura d’acqua e ricca di impurità in superficie. Su ghiaccio di ghiacciaio assume valori attorno a 0.35, anche se può scendere sotto lo 0.1 in caso di ghiaccio molto sporco e ricoperto da limo. L’albedo del firn è inferiore a quello della neve stagionale e varia a seconda dell’età, a causa del progressivo accumularsi di impurità sulla superficie e dell’accrescimento dei diametro dei cristalli (Gray e Male, 1981; Oerlemans 2000, 2001). A differenza di quanto avviene per la radiazione solare, la quantità di radiazione ad onda lunga riflessa dalla neve e dal ghiaccio è trascurabile e praticamente tutta viene assorbita. Normalmente però il flusso ad onda lunga rappresenta una perdita di energia dal ghiacciaio poiché la quantità emessa è superiore rispetto a quella assorbita. La radiazione termica in arrivo è quella emessa da ozono, anidride carbonica e soprattutto dal vapore acqueo (81% del totale): il flusso di radiazione a onda lunga in entrata varia quindi in funzione soprattutto della quantità e temperatura del vapore acqueo atmosferico, mentre il flusso in uscita è relativamente costante in condizioni di fusione. Normalmente negativo dunque, il bilancio della radiazione termica sul ghiacciaio diventa positivo in condizioni di avvezione di aria caldo-umida, con cielo coperto, alta umidità relativa ed elevate temperature. 30 Gli scambi turbolenti di calore sensibile e calore latente possono essere rilevanti, soprattutto in inverno o in estate in condizioni di alta temperatura e ampia variabilità spaziale della velocità del vento. Il flusso di energia è determinato dai rispettivi gradienti di temperatura e umidità. Questi scambi energetici sono di secondaria importanza se confrontati con i termini radiativi, ma giocano spesso un ruolo rilevante nel determinare l’intensità della fusione. L’importanza dei termini dipendenti dalla temperatura dell’aria, rispetto ai termini radiativi del bilancio energetico, è inversamente proporzionale alla quota. La temperatura dell’aria sulle superfici glaciali presenta un comportamento particolare, non assimilabile a quanto avviene nella libera atmosfera. Poiché le superfici di ghiaccio e neve non possono superare gli 0°C, esercitano un effetto raffreddante sulla massa d’aria soprastante nel caso in cui essa sia a temperature positive. L’aria così raffreddata, più densa, si muove verso valle lungo la direzione della massima pendenza e origina il cosiddetto “vento di ghiacciaio”. L’effetto raffreddante aumenta lungo il percorso della massa d’aria verso il basso, e il risultato finale è duplice: i) la temperatura dell’aria sopra i ghiacciai è più bassa rispetto a quella della libera atmosfera a parità di quota, ii) il gradiente termico verticale è fortemente ridotto rispetto alla libera atmosfera (Greuell e Smeets, 2001). Il flusso energetico proveniente dal terreno è una componente trascurabile nel bilancio energetico, se confrontato con le componenti radiative e turbolente. La fusione prodotta da questo flusso è irrilevante su brevi periodi di tempo, ma può essere significativa a livello stagionale, specie se si è in presenza di manti nevosi con temperatura prossima a 0°C. Il flusso di energia dal terreno può essere sensibilmente alterato dalla presenza di permafrost, terreno congelato o ghiaccio di ghiacciaio alla base del manto nevoso (Woo et al., 1982; Oerlemans, 2001; Hock, 2005). I flussi energetici apportati dalle precipitazioni piovose sono di ridotta portata e dipendono dalla temperatura della precipitazione stessa; generalmente si tratta di energia fornita alla superficie del ghiacciaio, che si trova a zero gradi, per raffreddamento di pioggia a temperatura superiore. L’entità della variazione di energia all’interno di manti nevosi spessi e dei ghiacciai è generalmente trascurabile rispetto agli scambi energetici tra superficie e atmosfera, eccezion fatta per il flusso di calore latente derivante dalla percolazione di acqua di fusione, in grado di elevare la temperatura interna del manto nevoso in modo sensibile all’inizio della stagione di ablazione. Quando in superficie c’è ghiaccio, l’unico processo è la conduzione molecolare; in presenza di neve o firn, invece, si ha anche convezione per moto di aria intergranulare che trasporta calore e vapor d’acqua. I flussi energetici sono molto ridotti, ma influiscono sul metamorfismo dei cristalli di neve.
Secondo il centro meteorologico danese DMI, non esiste una definizione convenzionale per quanto riguarda l’inizio della stagione di fusione o della stagione di ablazione (quando la perdita di ghiaccio per fusione supera costantemente il guadagno di ghiaccio dalle nevicate)per cui sono state sviluppate opportune definizioni delle soglie:
Inizio della stagione di fusione: il primo giorno di un periodo di almeno tre giorni consecutivi in cui più del 5% dello strato di ghiaccio è soggetto a fusione. Si identifica un processo di fusione, quando in un qualsiasi luogo della groenlandia, il tasso di fusione è maggiore di 1 mm/giorno.
Inizio della stagione di ablazione: Il primo giorno di un periodo di almeno tre giorni consecutivi in cui il bilancio di massa superficiale (SMB) è negativo e inferiore a -1 Gt/giorno (1 Gt è un miliardo di tonnellate e corrisponde a 1 chilometro cubo di acqua).
.La calotta glaciale della Groenlandia tende ad evolvere nel corso dell’anno con il mutare delle condizioni meteorologiche . Le precipitazioni favoriscono un aumento di massa della calotta glaciale, mentre condizioni climatiche più calde favoriscono una maggiore fusione, con conseguente perdita di massa. Con il termine bilancio di massa superficiale si intende il guadagno e la perdita di massa superficiale della calotta glaciale -ad eccezione della massa che si perde attraverso il distacco di iceberg che avviene dai ghiacciai di sbocco i quali poi sciolgono quando vengono a contatto con l’acqua del mare più calda. I cerchi neri sulla mappa corrispondono alle stazioni meteorologiche PROMICE istituite per monitorare i processi di scioglimento. Da notare che i cerchi presenti sulla mappa risultano leggermente spostati rispetto alla loro effettiva posizione per poter essere meglio distinguibili. Nella versione grande della mappa sono contrassegnati con piccoli punti che identificano le loro posizioni reali. Cliccando sul cerchio di colore magenta, vengono mostrate le misure del deflusso che avviene dal fiume Watson che si trova vicino a Kangerlussuaq. Il fiume drena circa 12000 km2 di ghiaccio proveniente dall’entroterra. Di seguito il grafico relativo al bilancio di massa riscontrato nel giorno 28/07/2021 (in mm di acqua equivalente) rispetto alla media giornaliera del periodo 1981-2010.
Il grafico sotto la mappa mostra il contributo totale giornaliero derivante da tutte le stazioni meteorologiche presenti sulla calotta glaciale.
Il bilancio di massa serve a misurare le variazioni di massa della calotta glaciale sulla base della differenza tra la massa accumulata con le precipitazioni nevose invernali e primaverili e la massa persa per la fusione di neve e ghiaccio (ablazione) nella stagione estiva. La curva blu mostra il bilancio di massa superficiale della stagione in corso misurato in gigatonnellate ( Una gigatonnellata (Gt) equivale a un miliardo di tonnellate di acqua).La curva grigio scuro mostra il valore medio del periodo 1981-2010 mentre la banda grigio chiaro mostra la deviazione standard di 30 anni basata sulla media trentennale ( 1981-2010).
Il grafico che viene mostrato di seguito, illustra l’entità dei guadagni e delle perdite totali di massa della calotta glaciale avvenuti a partire dal 1° settembre rispetto al periodo climatologico 1981-2010 . Non è inclusa la massa che viene persa quando dai ghiacciai di sbocco si staccano gli iceberg e si sciolgono quando entrano in contatto con l’acqua del mare più calda.
Il bilancio di massa serve a misurare le variazioni di massa che avvengono sulla calotta glaciale sulla base della differenza tra la massa accumulata con le precipitazioni nevose invernali e primaverili e la massa persa per la fusione di neve e ghiaccio (ablazione) nella stagione estiva. Tenendo il mouse sopra i cerchi neri, si possono visualizzare le osservazioni meteorologiche del giorno relative alle stazioni meteorologiche che sono utilizzate per monitorare i processi di fusione. Cliccando sul cerchio magenta, vengono mostrate le misurazioni del deflusso del fiume Watson vicino a Kangerlussuaq. Il fiume drena circa 12000 km2 di ghiaccio interno.
La curva blu mostra la stagione in corso, mentre la curva rossa mostra l’andamento della stagione 2011-12, quando il livello di fusione risultò estremamente elevato.
La linea grigio scuro mostra la media del periodo 1981-2010.
La fascia grigio chiaro mostra le variazioni che avvengono da un anno all’altro. Per ogni giorno la fascia mostra la deviazione standard di 30 anni basata sulla media trentennale ( 1981-2010), ma con i valori giornalieri minimi e massimi non riportati.
Il modello su cui si basano i grafici relativi alle variazioni giornaliere del bilancio di massa e il grafico relativo all’accumulo
Le cifre si basano in parte su osservazioni fatte da stazioni meteorologiche sulla calotta glaciale e in parte sul modello meteorologico di ricerca del DMI per la Groenlandia, Hirlam-Newsnow, e dal 1° luglio 2017 il modello meteorologico HARMONIE-AROME. Questi dati sono utilizzati in un modello che può calcolare le quantità totali di ghiaccio e neve. Le nevicate, lo scioglimento della neve e del ghiaccio nudo, il ricongelamento dell’acqua di fusione e la neve che evapora senza sciogliersi prima (sublimazione) sono tutti presi in considerazione in questo modello.
Il modello è stato migliorato nel 2014 per tenere conto del fatto che parte dell’acqua di fusione si ricongela nella neve, e di nuovo nel 2015 per tenere conto anche della bassa riflessione della luce solare sul ghiaccio nudo rispetto alla neve. Infine, è stato nuovamente aggiornato nel 2017 con una rappresentazione più avanzata della percolazione e del ricongelamento dell’acqua di fusione. Allo stesso tempo, abbiamo esteso il periodo di riferimento al 1981-2010. L’aggiornamento significa che le nuove mappe, figure e grafici si discosteranno dagli esempi precedenti che possono essere visti nei rapporti delle stagioni precedenti. Tutto ciò che appare su questa pagina, tuttavia, è calcolato utilizzando lo stesso modello, in modo che tutti i grafici e i valori siano direttamente comparabili.
I dati delle stazioni meteorologiche possono mancare a causa di problemi con gli strumenti o le trasmissioni via satellite se la potenza della batteria ad energia solare è bassa o se la stazione meteorologica è coperta dalla neve o, nel peggiore dei casi, si è ribaltata
Per saperne di più http://promice.org/home.html
La cartina mostra in quale parte della calotta glaciale della Groenlandia si è verificato il fenomeno della fusione nel corso del giorno precedente.(28/07/2021) La curva sotto la cartina, mostra quanto grande è la percentuale dell’area totale dello strato di ghiaccio, in cui si è verificato lo scioglimento. La curva blu mostra l’estensione dello scioglimento in questo anno, mentre la curva grigio scuro traccia il valore medio nel periodo 1981-2010. La fascia grigio chiaro mostra le differenze da un anno all’altro. Per ogni giorno di calendario, la fascia mostra il range nei 30 anni (nel periodo 1981-2010), con i valori più bassi e più alti di ogni giorno che vengono omessi.Si noti, quando si confronta con il bilancio di massa superficiale sotto “Cambiamento giornaliero”, che lo scioglimento può avvenire senza perdita di massa superficiale, poiché l’acqua di fusione può ricongelare nella neve sottostante. Allo stesso modo, la perdita di massa superficiale può avvenire senza fusione a causa della sublimazione.( passaggio da stato solido a stato gassoso)
Date MeltArea(%)
20210101 0.000 %
20210102 0.000 %
20210103 0.000 %
20210104 0.000 %
20210105 0.000 %
20210106 0.000 %
20210107 0.049 %
20210108 0.088 %
20210109 0.000 %
20210110 0.000 %
20210111 0.000 %
20210112 0.000 %
20210113 0.002 %
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20210116 0.000 %
20210117 0.000 %
20210118 0.000 %
20210119 0.000 %
20210120 0.000 %
20210121 0.000 %
20210122 0.000 %
20210123 0.000 %
20210124 0.000 %
20210125 0.000 %
20210126 0.000 %
20210127 0.002 %
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20210129 0.008 %
20210130 0.003 %
20210131 0.000 %
20210201 0.002 %
20210202 0.013 %
20210203 0.000 %
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20210205 0.002 %
20210206 0.002 %
20210207 0.002 %
20210208 0.002 %
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20210221 0.005 %
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20210223 0.000 %
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20210228 0.000 %
20210301 0.000 %
20210302 0.000 %
20210303 0.002 %
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20210306 0.009 %
20210307 0.041 %
20210308 0.005 %
20210309 0.000 %
20210310 0.000 %
20210311 0.000 %
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20210313 0.000 %
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20210315 0.000 %
20210316 0.013 %
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20210318 0.259 %
20210319 0.010 %
20210320 0.012 %
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20210322 0.000 %
20210323 0.000 %
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20210327 0.000 %
20210328 0.000 %
20210329 0.000 %
20210330 0.002 %
20210331 0.063 %
20210401 0.134 %
20210402 0.493 %
20210403 0.675 %
20210404 0.744 %
20210405 0.666 %
20210406 0.666 %
20210407 0.529 %
20210408 0.307 %
20210409 0.273 %
20210410 0.349 %
20210411 0.251 %
20210412 0.164 %
20210413 0.330 %
20210414 0.226 %
20210415 0.062 %
20210416 0.024 %
20210417 0.026 %
20210418 0.007 %
20210419 0.009 %
20210420 0.024 %
20210421 0.046 %
20210422 0.082 %
20210423 0.196 %
20210424 0.979 %
20210425 1.976 %
20210426 3.083 %
20210427 3.625 %
20210428 3.421 %
20210429 3.299 %
20210430 3.333 %
20210501 2.983 %
20210502 2.205 %
20210503 1.755 %
20210504 1.669 %
20210505 1.605 %
20210506 1.240 %
20210507 0.582 %
20210508 0.768 %
20210509 0.826 %
20210510 0.831 %
20210511 0.840 %
20210512 0.741 %
20210513 0.881 %
20210514 1.000 %
20210515 1.133 %
20210516 1.173 %
20210517 1.172 %
20210518 1.056 %
20210519 1.225 %
20210520 1.351 %
20210521 1.395 %
20210522 1.614 %
20210523 1.705 %
20210524 1.688 %
20210525 2.170 %
20210526 4.354 %
20210527 8.003 %
20210528 9.500 %
20210529 10.189 %
20210530 10.491 %
20210531 10.341 %
20210601 10.413 %
20210602 10.495 %
20210603 10.517 %
20210604 10.554 %
20210605 12.063 %
20210606 13.708 %
20210607 14.254 %
20210608 14.581 %
20210609 14.741 %
20210610 14.553 %
20210611 14.680 %
20210612 14.645 %
20210613 13.846 %
20210614 13.663 %
20210615 13.570 %
20210616 13.667 %
20210617 13.310 %
20210618 13.233 %
20210619 14.072 %
20210620 15.145 %
20210621 15.139 %
20210622 15.219 %
20210623 16.396 %
20210624 28.084 %
20210625 32.377 %
20210626 33.187 %
20210627 33.957 %
20210628 35.030 %
20210629 35.979 %
20210630 35.433 %
20210701 32.831 %
20210702 33.652 %
20210703 36.305 %
20210704 36.968 %
20210705 37.719 %
20210706 37.066 %
20210707 35.856 %
20210708 30.000 %
20210709 31.451 %
20210710 31.359 %
20210711 37.504 %
20210712 39.978 %
20210713 41.346 %
20210714 42.096 %
20210715 42.686 %
20210716 39.492 %
20210717 41.721 %
20210718 42.849 %
20210719 50.622 %
20210720 48.148 %
20210721 48.501 %
20210722 45.677 %
20210723 45.868 %
20210724 45.128 %
20210725 40.471 %
20210726 42.074 %
20210727 53.168 %
20210728 66.895 %http://ensemblesrt3.dmi.dk/data/prudence/temp/PLA/PP_GSMB/GSMB_MELTA.txt
Il bilancio di massa superficiale e altri prodotti ottenuti dal modello climatico regionale HIRHAM5 del DMI, come mostrato nella pagina del bilancio di massa superficiale giornaliero, sono liberamente disponibili per scopi di ricerca dal dipartimento di ricerca del DMI. Una selezione di variabili per il periodo ERA-Interim e le simulazioni future guidate da EC-Earth possono essere scaricate qui. http://prudence.dmi.dk/data/temp/RUM/HIRHAM/GREENLAND/
Queste simulazioni sono documentate nelle pubblicazioni scientifiche di Langen et al. (2017) e Mottram et al. (2017).
Le condizioni della calotta glaciale e del ghiaccio marino nell’Artico sono influenzate dalle condizioni atmosferiche. Il vento è la principale forza responsabile del movimento del ghiaccio. Il vento che soffia sulla superficie superiore del ghiaccio marino provoca una forza di trascinamento sulla superficie del ghiaccio e ne provoca la deriva .L’entità della forza dipende dalla velocità del vento e dalle caratteristiche della superficie del ghiaccio marino. Una superficie di ghiaccio ruvido è influenzata maggiormente dal vento rispetto ad una superficie liscia . La temperatura determina, tra l’altro, anche la quantità di ghiaccio che potrebbe sciogliersi. I processi che influenzano la crescita e lo scioglimento del ghiaccio marino sono chiamati termodinamici. Quando la temperatura dell’oceano raggiunge il punto di congelamento dell’acqua salata (-1,8 gradi Celsius), il ghiaccio comincia a crescere. Quando la temperatura sale sopra il punto di congelamento, il ghiaccio comincia a sciogliersi.
In realtà, però, la quantità e i tassi di crescita e di scioglimento dipendono dal modo in cui il calore viene scambiato all’interno del ghiaccio marino, così come tra la parte superiore e inferiore del ghiaccio. Di seguito il grafico relativo all anomalia delle temperature rispetto ai valori medi del periodo 2004-2013, oltre alle attuali condizioni del vento riscontrate nel periodo : 24 luglio – 28 luglio 2021
Le condizioni della calotta glaciale e del ghiaccio marino nell’Artico sono influenzate dalle condizioni atmosferiche. Il vento è la principale forza responsabile del movimento del ghiaccio. Il vento che soffia sulla superficie superiore del ghiaccio marino provoca una forza di trascinamento sulla superficie del ghiaccio e ne provoca la deriva . L’entità della forza dipende dalla velocità del vento e dalle caratteristiche della superficie del ghiaccio marino. Una superficie di ghiaccio ruvido è influenzata maggiormente dal vento rispetto ad una superficie liscia .La temperatura determina La temperatura determina, per esempio, la quantità di ghiaccio che si scioglie. I processi che influenzano la crescita e lo scioglimento del ghiaccio marino sono chiamati termodinamici. Quando la temperatura dell’oceano raggiunge il punto di congelamento dell’acqua salata (-1,8 gradi Celsius), il ghiaccio comincia a crescere. Quando la temperatura sale sopra il punto di congelamento, il ghiaccio comincia a sciogliersi.
In realtà, però, la quantità e i tassi di crescita e di scioglimento dipendono dal modo in cui il calore viene scambiato all’interno del ghiaccio marino, così come tra la parte superiore e inferiore del ghiaccio. Di seguito il grafico che illustra le temperature (in C°) oltre che alle condizioni attuali del vento: 24 luglio- 28 luglio 2021
Anomalia delle precipitazioni
Il grafico illustra quante precipitazioni sono cadute al giorno in relazione ai valori medi durante il periodo 2004-2013. Le precipitazioni portano ad un aumento della massa dello strato di ghiaccio. Periodo preso in esame: 24 luglio-28 luglio 2021. In aggiunta, viene mostrato l’indice NAO. Si tratta di una misura della forza dei venti occidentali nell’Atlantico settentrionale. Quando l’indice è negativo, il flusso dei venti occidentali risulta meno teso e più ondulato, aumentando le probabilità che il flusso d’aria più temperata proveniente dalle medie e basse latitudini sia trasportato verso la Groenlandia meridionale.
La NAO influenza il clima di tutto il bacino Atlantico e controlla la variabilità climatica dalla costa orientale degli Stati Uniti alla Siberia, dall’ Artico all’Atlantico subtropicale. Rappresenta un’oscillazione, a larga-scala, di masse atmosferiche con centri d’ azione l’Islanda e l’Atlantico subtropicale, centrato sull’Azzorre. Nonostante sia un fenomeno presente tutto l’anno, l’ampiezza dell’oscillazione è molto pronunciata durante la stagione invernale. La NAO determina le variazioni sia delle temperature superficiali che delle precipitazioni. La NAO, presenta una fase positiva e una negativa, rappresentate in Fig. 2, anche se vi possono essere fasi che riprendono caratteristiche dell’uno e dell’altro tipo. La fase positiva, è causata da una diminuzione della media della pressione sul circolo polare Artico, questo provoca il rinforzo delle alte pressioni subtropicali, instaurando una forte differenza di pressione tra i due campi barici. L’interazione tra questi sistemi di pressione tra loro opposti determina il rinforzo dei venti occidentali che fluiscono alle medie latitudini dall’Atlantico verso l’Europa. Questi venti occidentali responsabili dello scambio termico tra Nord America, Oceano Atlantico settentrionale ed Europa non mantengono sempre la stessa latitudine ma risentono dei sistemi barici, spingendosi periodicamente molto più a sud o più a nord del normale. Nella fase positiva, poiché nell’emisfero nord l’aria fluisce in senso orario intorno a zone di alta pressione e in senso antiorario in zone a bassa pressione, i venti occidentali, intensificati, fluiscono a latitudini più alte investendo la Groenlandia, l’Artico canadese. Come risultato si hanno inverni caldi e umidi in nord Europa mentre inverni asciutti nel sud Europa. La fase negativa, illustrata ancora in Fig. 2, è al contrario contraddistinta da un aumento della pressione sul circolo polare artico, dove di solito in inverno è posizionato il vortice polare, una zona di bassa pressione stazionaria. In questo modo è minima la differenza di pressione tra il circolo polare artico e le zone subtropicali, dove vi risiede una fascia di alte pressioni stabili (come il famoso anticiclone delle Azzorre). I venti occidentali provenienti dall’America si spingono a latitudini più basse, investono l’Europa meridionale portando aria umida sul Mediterraneo, mentre il Nord Europa e l’America Orientale sono interessate da inverni freddi e asciutti. La variabilità della NAO viene valutata con lo studio dei campi di pressione in termini di differenza, Namias (1980) ha definito un indice NAO ottenuto dalla differenza delle medie pressioni a livello del mare tra due stazioni situate nei centri d’azione, Akureyri in Islanda e Ponte Delgrada nell’Azzorre, Hurrell (1995-1996) invece scelse come stazioni Stykkisholmur in Islanda e Lisbona in Portogallo (Fig.3). L’indice Azzorre/Islanda è una semplificazione dell’originale indice NAO ideato da Walker nel 1920, nel quale incorporò la pressione, la temperatura dell’aria, la precipitazione di molte stazioni posizionate lungo la costa Atlantica. La consapevolezza che l’indice NAO poteva essere semplificato, considerando solamente differenze di pressione subtropicale e subpolare, fu suggerita da Namias nel 1980 che vide questo indice sempre come una descrizione della forza dei venti occidentali.L’indice NAO può essere determinato in diversi modi. Può, per esempio, essere rilevato direttamente dalle misurazioni della pressione dell’aria sull’Islanda e le Azzorre o Gibilterra. Le rianalisi, tuttavia, sono eseguite su una griglia, ed è quindi più accurato utilizzare una cosiddetta analisi EOF, che fornisce più o meno lo stesso risultato, anche se basato sulla distribuzione della pressione in tutta la regione atlantica.L’analisi delle EOFs, Empirical Orthogonal Functions in inglese ha come scopo il trovare un numero relativamente basso di variabili indipendenti, che trasmettono quanta più informazione originale possibile senza ridondanza, tramite una scomposizione di un segnale in
funzione di funzioni ortogonali determinate dai dati stessi (Yu, 2003). Questo strumento può essere usato per esplorare la struttura della variabilità di un campo in maniera obiettiva, e analizzare le relazioni entro un set di variabili. In sostanza, l’analisi usa un set di funzioni ortogonali (le EOFs, per l’appunto) per rappresentare un campo Z variabile nello spazio e nel tempo nel seguente modo:
Z(x, y, t) = X
N
k=1
P Ck(t) · EOFk(x, y) (1.1)
dove P Ck(t) rappresenta la componente principale, in parole povere la variabilità temporale del campo Z presa “singolarmente” dopo la scomposizione, di ordine k. EOFk(x, y), invece, è la funzione ortogonale empirica, chiamata
anche l’autovettore di ordine k, ed esprime la variabilità spaziale del campo. All’aumentare di k viene fornita sempre meno informazione originale in percentuale. Infatti, generalmente viene usato principalmente il primo termine della sommatoria, che esprime comunque gran parte della variabilità spaziale e temporale del campo
http://polarportal.dk/en/greenland/
Da dove provengono i dati che vengono mostrati?
Le cifre mostrate si basano sui dati provenienti dal centro europeo per le previsioni meteorologiche a medio raggio (ECMWF) modello di previsione IFS. L’ECMWF è il centro meteorologico europeo, che è un organismo congiunto istituito da diversi paesi europei. Tra le altre cose, l’ECMWF gestisce modelli meteorologici globali, da cui ogni paese può recuperare i dati per eseguire i propri modelli meteorologici locali.
Le anomalie (deviazioni dalla norma) sono calcolate in relazione alla rianalisi meteorologica di ECMWF, chiamata ERA-Interim. Una rianalisi è una revisione delle osservazioni e dei modelli meteorologici eseguita su un periodo storico che assicura una mappatura coerente dello stato dell’atmosfera nel tempo.
L’indice NAO presentato in questa pagina è calcolato dal Climate Prediction Center del NOAA/ National Weather Service, e il calcolo è descritto qui. https://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/daily_ao_index/history/method.shtml
I dati NAO giornalieri si ottengono qui. https://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/pna/daily.index.ascii
Albedo è un sostantivo femminile di origine latina che significa “bianchezza” ed esprime il coefficiente di riflettività della superficie di un corpo a una data lunghezza d’onda. Infatti, la radiazione elettromagnetica incidente su una superficie viene parzialmente riflessa dalla superficie stessa. Più specificamente, il coefficiente di riflettività (albedo) è il rapporto fra l’intensità (flusso di energia, espresso in Wm-2) della radiazione riflessa dalla superficie di un corpo e quella con cui esso è stato irraggiato (flusso incidente). Tale coefficiente è un rapporto tra due grandezze omogenee, pertanto è adimensionale, cioè è un numero privo di unità di misura. Il suo valore è compreso tra 0 e 1 e fornisce un’informazione sulla capacità riflettente della superficie: un corpo perfettamente riflettente ha albedo uguale a 1 (o del 100%) mentre un corpo completamente opaco ha albedo uguale a 0, ossia assorbe tutta la radiazione ricevuta.
In formule, chiamando α il coefficiente di riflettività, Rf il flusso di energia radiativa riflessa, Ri il flusso di energia radiativa incidente e λ la lunghezza d’onda della radiazione elettromagnetica:
La riflettività dipende dalla lunghezza d’onda della radiazione incidente (come espresso nella formula) e le misure di albedo sono definite in base a una particolare distribuzione spettrale della radiazione incidente. In meteorologia e nelle scienze del clima, le bande di radiazione per le quali si parla di albedo sono sostanzialmente due: quella del visibile, laddove la lunghezza d’onda della radiazione si estende tra circa 380 e 740 nm, e quella dell’infrarosso, con lunghezza d’onda tra circa 1 e 30 micron (per quanto riguarda la frazione emessa dalla Terra e dall’atmosfera).
Per la maggior parte degli oggetti riflettenti naturali (nubi, neve, ghiaccio, suolo, vegetazione, acqua, ecc.) l’albedo varia poco all’interno di ciascuna delle due precedenti bande. I valori di albedo caratteristici delle superfici sono stati stimati sperimentalmente (Arya, 2001), e si tenga presente che l’albedo dipende anche dall’inclinazione dei raggi solari rispetto alla superficie e quindi dall’ora del giorno. Ad esempio, nelle ore centrali della giornata l’albedo sulle superfici d’acqua è compreso nell’intervallo 0.03-0.10, mentre all’alba o al tramonto i suoi valori tipici sono compresi nell’intervallo 0.10-1.00. Per le superfici coperte da neve fresca l’albedo è compresa tra 0.45 e 0.95, mentre per la neve vecchia l’intervallo dei valori stimati di albedo è compreso nell’intervallo 0.40-0.70. La foresta decidua ha albedo caratteristica 0.10-0.20, mentre quella di conifere ha valori 0.05-0.15. L’albedo planetaria, quindi mediata su tutto il globo terrestre, è stimata pari a 0.3. Da un punto di vista globale, poiché l’ammontare della radiazione riflessa ha un impatto rilevante sul bilancio energetico terrestre, l’albedo è uno dei fattori più importanti che influenzano il clima.
Quanta luce viene riflessa dalla calotta glaciale della Groenlandia?
La quantità di luce che viene riflessa dallo strato di ghiaccio della Groenlandia è anche chiamata albedo.
La neve appena caduta è molto luminosa e riflette la maggior parte della luce del sole che la colpisce. La neve tende a perdere luminosità quando si riscalda o quando giace a terra da un po’ di tempo. Le aree più scure assorbono più energia dal sole, il che porta a un maggiore riscaldamento e scioglimento dei ghiacci. Le variazioni di riflettività sono quindi amplificate attraverso un ciclo di feedback positivo.
L’albedo permette di avere un indicatore molto utile per valutare gli effetti combinati: il guadagno di massa glaciale a causa delle nevicate e la perdita di massa glaciale a causa della fusione. Il ghiaccio che si scioglie è più scuro (ha un albedo più basso) perché il processo di fusione rende i cristalli di ghiaccio di forma più arrotondata, oltre a ciò l’acqua di fusione riduce anche la riflettività della neve e del ghiaccio.
Il grafico mostra quanta luce viene riflessa dallo strato di ghiaccio della Groenlandia – su base giornaliera. Questo è noto anche come albedo. Le aree chiare riflettono più luce solare delle aree più scure. Le aree scure vengono quindi riscaldate maggiormente rispetto a quelle chiare. Le aree rosse sulla mappa mostrano dove la superficie del ghiaccio è più scura del normale, mentre le aree di colore blu, segnalano dove la superficie del ghiaccio risulta più chiara del normale. La mappa è mostrata come una deviazione dalla media, cioè l’albedo medio misurato nel periodo 2000-2009 è stato rimosso. L’albedo è quindi un indicatore climatico estremamente sensibile. Il grafico mostrato di seguito si basa sulle misurazioni satellitari della NASA effettuate dal sensore MODIS, che misura la riflessione della luce solare dalla superficie. La mappa è aggiornata su base settimanale. Queste misurazioni non possono essere effettuate durante la stagione invernale a causa della mancanza di luce solare.
