Nonostante sia iniziata la stagione di fusione, la calotta glaciale groenlandese continua a guadagnare massa………….
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 2022-31 agosto 2022.
Nella giornata del 18 giugno 2022, la calotta glaciale ha guadagnato una media di 6gt di massa ossia 6 miliardi di tonnellate
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 18/06/2022 (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).
########################################################## Date SMB(Gt/day) SMBacc(Gt) 20210901 0.203 0.2 20210902 2.705 2.9 20210903 0.694 3.6 20210904 0.759 4.4 20210905 3.293 7.7 20210906 0.794 8.4 20210907 1.893 10.3 20210908 2.824 13.2 20210909 2.481 15.6 20210910 1.985 17.6 20210911 2.015 19.6 20210912 9.516 29.2 20210913 7.709 36.9 20210914 3.411 40.3 20210915 1.848 42.1 20210916 1.306 43.4 20210917 1.501 44.9 20210918 2.225 47.2 20210919 0.511 47.7 20210920 0.095 47.8 20210921 1.008 48.8 20210922 2.149 50.9 20210923 0.944 51.9 20210924 0.645 52.5 20210925 0.366 52.9 20210926 0.465 53.3 20210927 0.435 53.8 20210928 0.328 54.1 20210929 0.999 55.1 20210930 0.912 56.0 20211001 2.877 58.9 20211002 1.251 60.1 20211003 0.448 60.6 20211004 0.484 61.1 20211005 0.587 61.7 20211006 0.166 61.8 20211007 -0.025 61.8 20211008 -0.092 61.7 20211009 0.157 61.9 20211010 2.305 64.2 20211011 2.792 67.0 20211012 2.582 69.6 20211013 0.939 70.5 20211014 5.790 76.3 20211015 1.603 77.9 20211016 0.529 78.4 20211017 0.502 78.9 20211018 0.623 79.5 20211019 0.485 80.0 20211020 3.563 83.6 20211021 1.712 85.3 20211022 1.497 86.8 20211023 2.428 89.2 20211024 3.846 93.1 20211025 3.555 96.6 20211026 1.449 98.1 20211027 1.510 99.6 20211028 0.988 100.6 20211029 0.956 101.5 20211030 1.030 102.6 20211031 3.744 106.3 20211101 2.652 109.0 20211102 4.309 113.3 20211103 5.337 118.6 20211104 2.820 121.4 20211105 0.568 122.0 20211106 0.391 122.4 20211107 0.552 122.9 20211108 0.689 123.6 20211109 0.652 124.3 20211110 0.911 125.2 20211111 1.150 126.3 20211112 0.627 127.0 20211113 2.623 129.6 20211114 5.532 135.1 20211115 2.410 137.5 20211116 1.643 139.2 20211117 0.581 139.7 20211118 0.787 140.5 20211119 0.536 141.1 20211120 4.789 145.9 20211121 3.525 149.4 20211122 1.925 151.3 20211123 0.484 151.8 20211124 7.958 159.8 20211125 3.870 163.6 20211126 5.877 169.5 20211127 5.530 175.0 20211128 4.687 179.7 20211129 3.999 183.7 20211130 2.689 186.4 20211201 6.809 193.2 20211202 4.597 197.8 20211203 1.919 199.7 20211204 3.897 203.6 20211205 9.023 212.6 20211206 4.118 216.8 20211207 1.896 218.7 20211208 3.693 222.4 20211209 2.245 224.6 20211210 1.071 225.7 20211211 2.524 228.2 20211212 3.500 231.7 20211213 2.427 234.1 20211214 1.774 235.9 20211215 0.402 236.3 20211216 2.437 238.7 20211217 1.274 240.0 20211218 2.048 242.1 20211219 3.249 245.3 20211220 1.388 246.7 20211221 2.030 248.7 20211222 1.056 249.8 20211223 -0.083 249.7 20211224 0.654 250.4 20211225 0.458 250.8 20211226 0.831 251.6 20211227 0.172 251.8 20211228 -0.038 251.8 20211229 0.116 251.9 20211230 0.373 252.3 20211231 0.110 252.4 20220101 -0.032 252.3 20220102 0.214 252.6 20220103 1.730 254.3 20220104 5.434 259.7 20220105 4.606 264.3 20220106 5.283 269.6 20220107 4.900 274.5 20220108 2.543 277.1 20220109 4.809 281.9 20220110 3.768 285.6 20220111 2.402 288.0 20220112 2.067 290.1 20220113 1.036 291.1 20220114 0.707 291.8 20220115 1.539 293.4 20220116 5.053 298.4 20220117 3.214 301.6 20220118 0.609 302.3 20220119 4.895 307.2 20220120 9.804 317.0 20220121 7.492 324.4 20220122 2.988 327.4 20220123 0.788 328.2 20220124 0.969 329.2 20220125 1.746 330.9 20220126 1.126 332.1 20220127 1.270 333.3 20220128 0.327 333.7 20220129 1.615 335.3 20220130 1.095 336.4 20220131 2.883 339.3 20220201 0.664 339.9 20220202 0.562 340.5 20220203 0.803 341.3 20220204 2.701 344.0 20220205 1.530 345.5 20220206 1.995 347.5 20220207 2.370 349.9 20220208 0.338 350.2 20220209 0.456 350.7 20220210 1.237 351.9 20220211 0.448 352.4 20220212 2.126 354.5 20220213 1.986 356.5 20220214 3.305 359.8 20220215 4.625 364.4 20220216 4.911 369.3 20220217 2.724 372.0 20220218 2.020 374.1 20220219 2.163 376.2 20220220 0.785 377.0 20220221 1.573 378.6 20220222 2.126 380.7 20220223 0.904 381.6 20220224 0.874 382.5 20220225 2.399 384.9 20220226 1.887 386.8 20220227 2.074 388.8 20220228 2.168 391.0 20220301 1.278 392.3 20220302 5.130 397.4 20220303 3.836 401.3 20220304 1.840 403.1 20220305 7.194 410.3 20220306 3.542 413.8 20220307 2.316 416.1 20220308 1.246 417.4 20220309 2.246 419.6 20220310 1.720 421.4 20220311 4.180 425.5 20220312 5.994 431.5 20220313 4.419 435.9 20220314 10.141 446.1 20220315 5.601 451.7 20220316 2.085 453.8 20220317 1.085 454.9 20220318 0.930 455.8 20220319 0.423 456.2 20220320 0.247 456.5 20220321 0.109 456.6 20220322 0.102 456.7 20220323 0.523 457.2 20220324 -0.008 457.2 20220325 0.715 457.9 20220326 1.175 459.1 20220327 1.052 460.1 20220328 1.107 461.2 20220329 1.725 463.0 20220330 1.488 464.4 20220331 1.132 465.6 20220401 1.668 467.2 20220402 3.485 470.7 20220403 1.525 472.3 20220404 0.275 472.5 20220405 0.439 473.0 20220406 1.375 474.3 20220407 1.377 475.7 20220408 0.860 476.6 20220409 0.633 477.2 20220410 0.255 477.5 20220411 0.526 478.0 20220412 0.625 478.6 20220413 1.408 480.0 20220414 1.682 481.7 20220415 4.445 486.2 20220416 3.781 489.9 20220417 0.980 490.9 20220418 1.364 492.3 20220419 2.672 495.0 20220420 0.874 495.8 20220421 4.982 500.8 20220422 4.529 505.3 20220423 1.656 507.0 20220424 1.371 508.4 20220425 1.102 509.5 20220426 0.783 510.2 20220427 2.421 512.7 20220428 3.348 516.0 20220429 3.256 519.3 20220430 1.576 520.9 20220501 0.202 521.1 20220502 0.082 521.1 20220503 1.002 522.1 20220504 0.805 522.9 20220505 0.493 523.4 20220506 1.174 524.6 20220507 0.328 524.9 20220508 0.577 525.5 20220509 0.365 525.9 20220510 1.883 527.8 20220511 1.095 528.9 20220512 1.462 530.3 20220513 0.132 530.5 20220514 -0.022 530.4 20220515 0.646 531.1 20220516 2.079 533.2 20220517 1.124 534.3 20220518 0.695 535.0 20220519 1.018 536.0 20220520 0.596 536.6 20220521 -0.330 536.3 20220522 2.901 539.2 20220523 3.163 542.3 20220524 1.127 543.4 20220525 0.524 544.0 20220526 0.321 544.3 20220527 0.505 544.8 20220528 4.928 549.7 20220529 5.301 555.0 20220530 2.176 557.2 20220531 3.004 560.2 20220601 0.906 561.1 20220602 1.419 562.5 20220603 1.483 564.0 20220604 1.164 565.2 20220605 1.927 567.1 20220606 0.311 567.4 20220607 -0.235 567.2 20220608 0.398 567.6 20220609 1.469 569.0 20220610 0.951 570.0 20220611 0.228 570.2 20220612 1.780 572.0 20220613 1.949 574.0 20220614 4.291 578.2 20220615 2.010 580.3 20220616 1.223 581.5 20220617 1.991 583.5 20220618 6.580 590.1 http://ensemblesrt3.dmi.dk/data/prudence/temp/PLA/PP_GSMB/GSMB.txt
Il modello alla base di “Variazione giornaliera” e “Accumulato”.
I dati si basano in parte sulle osservazioni effettuate dalle stazioni meteorologiche situate sulla calotta glaciale e in parte sul modello meteorologico di ricerca del DMI per la Groenlandia, Hirlam-Newsnow, e dal 1° luglio 2017 sul modello meteorologico HARMONIE-AROME. Questi dati vengono utilizzati in un modello in grado di calcolare le quantità totali di ghiaccio e neve. Il modello tiene conto delle precipitazioni nevose, dello scioglimento della neve e del ghiaccio nudo, del ricongelamento dell’acqua di fusione e della neve che evapora senza prima sciogliersi (sublimazione). 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 della scarsa 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 comporta che le nuove mappe, le figure e i grafici si discostino dagli esempi precedenti che si possono vedere nei rapporti delle stagioni precedenti. Tutto ciò che appare in questa pagina, tuttavia, è calcolato utilizzando lo stesso modello, per cui tutti i grafici e i valori sono direttamente confrontabili. I dati delle stazioni meteorologiche potrebbero mancare a causa di problemi con gli strumenti o con le trasmissioni via satellite se l’energia della batteria ad energia solare è bassa o se la stazione meteorologica è coperta di neve o, nel peggiore dei casi, si è rovesciata.
Ulteriori informazioni:
I dati relativi al contributo totale di quest’anno possono essere scaricati qui http://ensemblesrt3.dmi.dk/data/prudence/temp/PLA/PP_GSMB/GSMB.txt. Assicurati di leggere il disclaimer all’inizio del file! Il bilancio di massa superficiale e altri output elaborati dal modello climatico regionale HIRHAM5 del DMI, come mostrato nella pagina del bilancio di massa superficiale giornaliero, sono disponibili gratuitamente per scopi di ricerca presso il dipartimento di ricerca del DMI. Una selezione di variabili per il periodo ERA-Interim e per le simulazioni future guidate da EC-Earth può essere scaricata 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) Langen et al. (2017) e Mottram et al. (2017).
http://ensemblesrt3.dmi.dk/data/prudence/temp/PLA/PP_GSMB/
Melt
La mappa mostra dove la calotta glaciale della Groenlandia si è sciolta durante il giorno precedente. Questo è definito come almeno 1 mm di fusione sulla superficie. La curva sotto la mappa mostra la percentuale della superficie totale della calotta glaciale che si è sciolta. La curva blu mostra l’estensione dello scioglimento di quest’anno, mentre la curva grigio scuro mostra la media del periodo 1981-2010. La fascia grigio chiaro mostra le differenze da un anno all’altro. Per ogni giorno di calendario, la fascia mostra l’intervallo dei 30 anni (nel periodo 1981-2010), ma i valori più bassi e più alti per ogni giorno sono stati omessi. Nel confronto con il bilancio di massa superficiale alla voce ” Variazione giornaliera”, va notato che lo scioglimento può avvenire senza perdita di massa superficiale, in quanto l’acqua di fusione può congelare nuovamente nella neve sottostante. Allo stesso modo, la perdita di massa superficiale può avvenire senza fusione per sublimazione.
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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
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.
Condizioni meteorologiche Temperatura, vento e precipitazioni nell’Artico.
Temperature
Le condizioni della banchisa e del ghiaccio marino nell’Artico sono influenzate dal tempo. La direzione e la forza del vento determinano come e quanto viene spinto il ghiaccio marino. La temperatura determina, tra le altre cose, la quantità di ghiaccio che si scioglie.
Le animazioni illustrano l’anomalia della temperatura rispetto ai valori medi del periodo 2004-2013, oltre alle attuali condizioni del vento. Si basano sulle registrazioni giornaliere degli ultimi 50 giorni. Tutti i dati sono mostrati come media su 5 giorni. Inoltre, viene mostrato l’indice NAO. Si tratta di una misura della forza dei venti occidentali nel Nord Atlantico. Quando l’indice è negativo, il flusso è più debole e ciò aumenta la probabilità di trasporto di aria calda da sud verso la Groenlandia.
Temperature e vento
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.
Anomalie precipitazioni
Il grafico illustra la quantità di precipitazioni cadute al giorno rispetto ai valori medi nel periodo 2004-2013. Le precipitazioni portano a un aumento della massa della calotta glaciale. Periodo preso in esame: 14 giugno – 18 giuno 2022 .Inoltre, viene visualizzato l’indice NAO. È una misura della forza dei venti occidentali nell’Atlantico settentrionale. Quando l’indice è negativo, il flusso è più debole, il che aumenta la probabilità di trasportare aria calda da sud verso la Groenlandia.
