On the Circulation of Atlantic Water in the Arctic Ocean

Circolazione dell’Acqua Atlantica nell’Oceano Artico Michael A. Spall Woods Hole Oceanographic Institution, Woods Hole, Massachusetts Ricevuto il 9 aprile 2013, approvato in forma definitiva il 6 agosto 2013

Abstract Per esplorare i meccanismi che regolano la circolazione dell’Acqua Atlantica nell’Oceano Artico, è stato impiegato un modello numerico ad alta risoluzione insieme a un modello analitico a tre strati. Il modello numerico simula la dinamica dell’oceano artico usando un flusso di calore superficiale, venti costanti e una fonte di acqua a bassa salinità vicino alla superficie, distribuita lungo il perimetro di un bacino artico. Nonostante la semplificazione delle configurazioni, il modello riproduce con efficacia numerosi aspetti chiave della circolazione e delle caratteristiche idrografiche dell’Oceano Artico. Questi includono lo scambio di acque attraverso lo Stretto di Fram, la circolazione dell’Acqua Atlantica, la presenza di una aloclina, il trasporto e la copertura di ghiaccio, il flusso di calore superficiale e la formazione di un Giro di Beaufort.

Il modello analitico offre stime teoriche riguardanti la profondità dell’haloclina, la stratificazione, il contenuto di acqua dolce e il taglio baroclinico nella corrente di confine. Una relazione empirica tra il contenuto di acqua dolce e l’altezza della superficie del mare consente di prevedere il trasporto dell’Acqua Atlantica nella corrente di confine ciclonica. I risultati sono in buon accordo con le osservazioni, suggerendo che una corrente di confine ciclonica di Acqua Atlantica tipica dell’Oceano Artico e una profondità dell’haloclina di circa 200 metri sono realistici.

La validità teorica del modello analitico è ulteriormente rafforzata da una serie di simulazioni numeriche, nelle quali sono stati variati i parametri di miscelazione e le condizioni ambientali. Queste simulazioni confermano l’importanza dei flussi laterali di vortici dalla corrente di confine e della diffusione verticale all’interno dell’oceano come fattori determinanti per la stabilità dell’haloclina e la circolazione dell’Acqua Atlantica nell’Oceano Artico.

1. Introduzione

L’Oceano Artico è cruciale per il sistema climatico globale, influenzando il bilancio energetico terrestre tramite l’assorbimento e riflessione della radiazione solare, condizionato dalla presenza di ghiaccio marino. Funziona anche come un canale principale per l’apporto di acqua dolce dai fiumi e modifica le masse d’acqua, esportando acque superficiali fresche e galleggianti nonché acque profonde salate e dense. Questo mare marginale semi-chiuso è collegato agli oceani a latitudini inferiori tramite passaggi stretti e/o poco profondi, tra cui lo Stretto di Fram — relativamente stretto e profondo (2600 m) — e il meno profondo Mare di Barents (200–300 m). Il flusso attraverso la parte superiore dello Stretto di Fram, fino a 1000 m di profondità, è caratterizzato da un ingresso di Acqua Atlantica calda e salata e da un’esportazione di acqua dolce fredda vicino alla superficie e di acqua salata densa in profondità.

L’Artico riceve un significativo apporto di acqua dolce tramite il deflusso fluviale e le precipitazioni. L’acqua che entra attraverso lo Stretto di Bering è tipicamente più fresca dell’Acqua Atlantica in arrivo; pertanto, il flusso del Pacifico funge anche da fonte di acqua dolce. Di conseguenza, le acque superficiali sopra i banchi dell’Artico risultano molto più fresche rispetto all’acqua Atlantica che fluisce attraverso lo Stretto di Fram. Queste acque galleggianti, originarie dei banchi, vengono portate verso l’interno vicino alla superficie, creando una stratificazione stabile dominata dalla salinità e una haloclina. I meccanismi di trasporto di questa acqua dolce verso l’interno del bacino non sono completamente chiariti, ma si ritiene che le eddies barocliniche e la forza del vento possano giocare ruoli significativi. Tale stratificazione permette alle acque superficiali di raffreddarsi notevolmente, favorendo la formazione di ghiaccio, che agisce come un efficace isolante, limitando gli scambi intensi tra le acque sotto l’haloclina superiore e l’atmosfera. Nonostante ciò, si verifica una perdita netta di calore dall’oceano al ghiaccio, molto inferiore rispetto alle perdite sulle acque più calde e prive di ghiaccio dei mari nordici.

Due delle caratteristiche distintive dell’Oceano Artico sono l’haloclina e la circolazione dell’Acqua Atlantica. Quest’ultima si divide in tre rami principali nei mari nordici settentrionali. Uno di questi rami circola a sud dello Stretto di Fram o appena a nord di esso. Gli altri due rami, provenienti rispettivamente dallo Stretto di Fram e dal Mare di Barents, si uniscono vicino all’uscita del Mare di Barents e procedono in modo ciclonico intorno al Bacino Eurasiatico. Una parte di questo flusso si distacca dal confine vicino alle dorsali di Lomonosov e Nansen-Gakkel, ritornando verso lo Stretto di Fram, mentre il resto continua il suo percorso ciclonico intorno al Bacino Eurasiatico e verso il Bacino del Canada.

La quantità di acqua trasportata in ciascuno di questi rami non è ben definita. Tuttavia, studi basati su misurazioni occasionali suggeriscono che il trasporto lungo la corrente di confine che si avvicina alla dorsale da est è significativo, con una parte che si dirige di nuovo verso lo Stretto di Fram lungo la dorsale di Lomonosov e un’altra che si sposta ad ovest della dorsale nella corrente di confine ciclonica.

Le complessità dell’Oceano Artico, tra cui il congelamento e lo scioglimento del ghiaccio, lo scambio tra la piattaforma continentale e il bacino oceanico, l’importanza combinata di salinità e temperatura, e la varietà dei meccanismi di forzamento ritenuti rilevanti, hanno reso arduo lo sviluppo di un modello concettuale semplice che descriva efficacemente le caratteristiche dominanti dell’Oceano Artico in relazione ai parametri di forzamento fondamentali. Modelli complessi indicano che vento, calore, forzamento dell’acqua dolce e il ciclo stagionale sono tutti elementi cruciali; nonostante ciò, anche questi modelli avanzati non sempre riescono a produrre pattern di circolazione di base consistenti.

L’obiettivo di questo studio è quello di sviluppare un modello dell’Oceano Artico semplice e minimo che sia in grado di riprodurre due elementi salienti della regione: l’haloclina e la circolazione dell’Acqua Atlantica, e di capire come questi dipendano dai parametri di base del sistema.

Figura 1: Topografia del fondale e schema della circolazione dell’Acqua Atlantica nel Bacino Artico

La figura illustra il percorso e le dinamiche della circolazione dell’Acqua Atlantica nell’Oceano Artico. Quest’acqua entra nel sistema artico principalmente attraverso due vie: lo Stretto di Fram e il Mare di Barents. Una volta nell’Artico, l’Acqua Atlantica segue un flusso prevalentemente ciclonico attorno al Bacino Eurasiatico e prosegue verso il Bacino del Canada.

Partendo dal nord dei Mari Nordici, il flusso dell’Acqua Atlantica si divide in tre rami principali:

1. Un ramo circola a sud o appena a nord dello Stretto di Fram.
2. I due rami restanti attraversano lo Stretto di Fram e il Mare di Barents, confluendo vicino all’uscita del Mare di Barents.

Questi flussi si fondono e viaggiano ciclonicamente attorno al Bacino Eurasiatico. Una porzione di questo flusso si distacca vicino alle dorsali di Lomonosov e Nansen-Gakkel, dirigendosi nuovamente verso lo Stretto di Fram. Il resto continua il suo cammino ciclonico attorno al Bacino Eurasiatico e si dirige verso il Bacino del Canada.

Le frecce gialle nella mappa indicano le direzioni predominanti del flusso dell’Acqua Atlantica, evidenziando la sua distribuzione e i percorsi chiave attraverso i vari bacini e dorsali marini dell’Artico. Questa circolazione ha implicazioni significative per la distribuzione termica e salina delle acque artiche, influenzando la formazione dell’aloclina e le dinamiche del ghiaccio marino.

2. Modello Numerico Idealizzato dell’Oceano Artico a. Configurazione del Modello

La problematica di base riguardante la circolazione dell’Oceano Artico è esaminata inizialmente attraverso un modello del Massachusetts Institute of Technology che risolve le equazioni primitive per i vortici (MITgcm; Marshall et al. 1997). Il dominio del modello include tre bacini: un serbatoio meridionale di acqua calda e salata (l’Atlantico Nord), un bacino semi-chiuso a nord (l’Oceano Artico) e un bacino di collegamento tra questi due (i mari Nordici) (vedi Fig. 2). Nonostante il modello sia altamente idealizzato e non miri a rappresentare il mondo reale in modo dettagliato, i nomi reali della geografia sono utilizzati per descrivere la configurazione del modello e nella discussione dei risultati.

Il modello presenta una profondità massima del fondale di 1000 m, circondata da una regione di topografia inclinata larga 100 km lungo il perimetro del bacino. Sebbene l’Oceano Artico reale sia molto più profondo di 1000 m, l’attenzione principale di questo studio è rivolta alla circolazione nello strato Atlantico (meno profondo di 1000 m) e allo sviluppo dell’aloclina. Una dorsale alta 300 m divide il Bacino Artico in sottobacini orientali e occidentali, in modo analogo alla dorsale di Lomonosov e ai bacini Eurasiatico e Canadese.

Il modello di circolazione oceanica è integrato con un modello di ghiaccio che simula lo spessore e la concentrazione del ghiaccio, basato sul modello a due categorie di Hibler (1980). L’albedo varia tra quella del ghiaccio bagnato (0.66) e quella del ghiaccio asciutto (0.75), a seconda della presenza di un flusso di calore sufficiente a formare pozze di fusione. Il modello di ghiaccio utilizza un approccio termodinamico a zero strati per prevedere la crescita e il decadimento del ghiaccio, supponendo che il ghiaccio non accumuli calore. Questo non rappresenta un problema per l’applicazione corrente, dato che non è previsto un ciclo stagionale. La dinamica del modello di ghiaccio è caratterizzata da un comportamento elastico-viscoso-plastico (Hunke e Dukowicz 1997).

Il modello è impostato per ripristinare la temperatura superficiale dell’oceano verso una temperatura atmosferica, utilizzando un’approssimazione per i flussi di calore sensibile e latente, che aumentano con l’incremento della differenza di temperatura tra aria e mare. Per mantenere la semplicità del modello, le radiazioni a onde corte e lunghe sono escluse.

La temperatura atmosferica è indicata nella Figura 2 attraverso vari colori, mostrando le temperature più fredde al centro del bacino artico e graduali riscaldamenti verso sud. Questo schema di temperatura è simile alla temperatura atmosferica media annuale misurata a 10 metri di altezza, secondo i National Centers for Environmental Prediction (NCEP), anche se il modello non è sensibile ai dettagli specifici della temperatura atmosferica, purché sia sufficientemente bassa per permettere la formazione di ghiaccio nel bacino artico.

Il modello implementa anche una velocità del vento uniforme di 2.5 m/s, diretta dall’angolo superiore destro verso l’angolo inferiore sinistro nella figura, simile ai venti medi annuali nell’Artico centrale. Questa rappresentazione del vento non rispecchia accuratamente le condizioni sui mari nordici o sul bacino artico occidentale; un vento uniforme è utilizzato per illustrare la circolazione risultante in assenza di variazioni nello stress del vento.

Non sono presenti precipitazioni o evaporazioni alla superficie. L’introduzione di acqua dolce è gestita ripristinando la salinità a un livello fisso nei primi 50 metri di spessore vicino al confine esterno dell’Oceano Artico, simulando il processo di trasporto di acqua dolce dal banco, dovuto al deflusso fluviale e al trasporto attraverso lo Stretto di Bering. Questi processi di scambio di acqua dolce avvengono su scale molto piccole, difficilmente risolvibili in un modello su scala di bacino e non sono influenzati dalle forzature atmosferiche ad alta frequenza, non presenti nel modello. Un vantaggio di questa configurazione è la possibilità di controllare direttamente la quantità di acqua dolce vicino alla costa per valutare il suo impatto sulla circolazione interna e sull’aloclina.

Equilibrio termico e salino nel modello idealizzato dell’Oceano Artico

Il raffreddamento e l’addolcimento delle alte latitudini vengono bilanciati, in un approccio integrato, ripristinando la temperatura e la salinità del modello verso valori uniformi di 6°C e una salinità di 35 nella regione dell’Atlantico Nord. Questo processo fornisce una fonte continua di acqua calda e salata, essenziale per raggiungere soluzioni di equilibrio nel modello. La dinamica di uscita di questa massa d’acqua dalla regione di ripristino emerge naturalmente come parte della soluzione del modello, assumendo che ci siano energie di miscelazione e fonti esterne di sale e calore sufficienti a mantenere questa condizione.

Il modello opera su un piano f con una costante velocità di rotazione e utilizza una griglia orizzontale con spaziatura di 6.7 km, distribuita su 30 livelli verticali. I primi 500 metri sono suddivisi in strati di 25 metri di spessore, mentre la parte inferiore ha strati di 50 metri. La configurazione del modello prevede l’impiego di un raggio di deformazione baroclinica, che è significativamente maggiore rispetto alla spaziatura della griglia, per gestire le differenze di salinità tra le acque atlantiche e quelle superficiali fresche vicino al bordo del bacino.

La viscosità e la diffusività verticali nel modello sono di secondo ordine e aumentano drasticamente in condizioni staticamente instabili per rappresentare la convezione verticale. Un attrito di fondo quadratico viene applicato per gestire l’interazione tra l’acqua e il fondale marino. La viscosità orizzontale è gestita attraverso un operatore di secondo ordine, calibrato per riflettere le condizioni medie delle correnti di confine del bacino settentrionale.

La temperatura e la salinità vengono trasportate attraverso un meccanismo ad alta precisione che evita la dispersione numerica eccessiva, senza un’introduzione esplicita di diffusione orizzontale per questi due parametri. La densità viene calcolata considerando la temperatura, la salinità e la profondità, utilizzando una formula standardizzata che assicura la coerenza fisica delle proprietà dell’acqua all’interno del modello.

La configurazione e le forze applicate nel modello rappresentano una semplificazione dei mari subpolari e polari, ma questa semplificazione e la ridotta dimensione del bacino rispetto all’oceano reale permettono una risoluzione più alta nel modello. Ciò facilita le variazioni sistematiche dei parametri e semplifica la diagnostica dei campi modellati. In modo particolare, l’approccio adottato distingue nettamente la regione di confine con il fondo inclinato dall’interno piatto. Queste due regioni sono dinamicamente distinte e l’interazione tra loro costituisce il quadro chiave per comprendere i risultati del modello.

Il forzamento atmosferico semplificato conserva gli elementi essenziali che influenzano la circolazione principale dell’Oceano Artico e dell’Acqua Atlantica. Altri meccanismi di forzamento, come il curl dello stress del vento, i cicli stagionali, le precipitazioni e l’evaporazione, così come le radiazioni a lunghe e corte onde e la variabilità a bassa frequenza, sono indubbiamente importanti per molti aspetti dell’idrografia e della circolazione artica. Tuttavia, potrebbero non essere necessari per comprendere le dinamiche di base dell’aloclina e della circolazione dell’Acqua Atlantica.

Il modello inizia da una condizione di riposo e viene eseguito per un periodo di 100 anni. Il campo di temperatura iniziale è uniforme e approssimativamente al punto di congelamento dell’acqua, benché inizialmente non sia presente ghiaccio marino. La salinità iniziale è impostata a 35 in tutto il modello eccetto nei primi 100 metri del Bacino Artico, dove è ridotta a 31, creando così un’aloclina iniziale. Un’analisi inizializzata con salinità uniforme a 35 produce risultati sostanzialmente identici, dimostrando la robustezza del modello. Mentre l’oceano superficiale si stabilizza entro 30-40 anni, l’oceano profondo (sotto i 700 metri) continua a scaldarsi lentamente anche dopo 100 anni. Le misurazioni di profondità dell’aloclina, salinità superficiale, spessore del ghiaccio e flusso di calore superficiale restano pressoché invariate dopo 50 anni di integrazione, sebbene il trasporto dell’Acqua Atlantica nella corrente di confine ciclonica diminuisca del 15% tra i 50 e i 100 anni, indicando una certa persistenza di deriva nel sistema.

Figura 2: Dominio del Modello e Forzature Atmosferiche

La Figura 2 rappresenta il dominio del modello utilizzato per lo studio della circolazione oceanica, mettendo in evidenza vari elementi chiave:

1. Temperatura Atmosferica: La gamma di colori sulla mappa indica la temperatura atmosferica, espressa in gradi Celsius. Le temperature variano dal rosso (più caldo) al blu (più freddo), illustrando le differenze termiche tra le varie regioni del modello. Questo gradiente di temperatura è cruciale per comprendere come la distribuzione termica influenzi la circolazione dell’acqua nel modello.
2. Topografia del Fondale: Le linee bianche delineano la topografia del fondale, con un intervallo di contorno di 250 metri. La figura mostra una regione uniformemente inclinata larga 100 km intorno al perimetro del bacino e una dorsale alta 300 metri nel bacino artico, interrotta da due gap. Questi dettagli topografici sono essenziali per modellare accuratamente il flusso dell’acqua e le interazioni dinamiche nel bacino.
3. Vento: Il vento è rappresentato con una velocità costante di 2.5 metri al secondo e la sua direzione è indicata dal vettore situato nell’angolo superiore destro della figura. Questa uniformità e direzione del vento sono impostazioni standard del modello, influenzando la dinamica superficiale dell’acqua e i processi di miscelazione.
4. Restauro di Temperatura e Salinità: Al di sotto della coordinata y = 350 km, la temperatura e la salinità sono ripristinate ai valori di 6°C e 35, rispettivamente. Questo ripristino rappresenta le condizioni tipiche dell’Atlantico del Nord e serve a stabilizzare il modello nelle regioni meridionali, garantendo che il modello rimanga ancorato a condizioni realistiche nonostante le semplificazioni.

Questi elementi configurano il modello per l’analisi della circolazione nell’Oceano Artico e nelle aree adiacenti, consentendo lo studio delle dinamiche oceaniche in un ambiente controllato e semplificato.

Risultati del Modello e Confronto con Osservazioni Reali

La circolazione media e l’idrografia risultanti dal modello descritto sono inizialmente confrontate con le osservazioni reali dell’Oceano Artico. Le misure di temperatura, velocità orizzontale (rilevate ogni decimo punto della griglia) e salinità a una profondità di 162,5 metri, mediate sugli ultimi vent’anni di integrazione, sono visualizzate nella Figura 3 per i mari nordici settentrionali e il bacino artico. Questa specifica profondità, situata vicino alla base dell’aloclina e alla sommità dell’Acqua Atlantica, è stata selezionata per illustrare il modello generale di circolazione interno a ciascun strato. La struttura verticale è delineata ulteriormente nelle sezioni verticali discusse più avanti nel documento.

Nei mari nordici si sviluppa una circolazione ciclonica, caratterizzata da acqua calda e salata che fluisce verso nord lungo il confine orientale e da acqua più fredda e meno salata che si muove verso sud nel bacino occidentale (mostrato solo nella parte settentrionale dei mari nordici nel modello). Una porzione dell’acqua calda ricircola a sud del modello dello Stretto di Fram, mentre una quantità approssimativa di 6 Sv entra nel bacino artico del modello.

All’interno del bacino artico si forma una corrente di confine ciclonica con acqua relativamente calda e salata, con un trasporto di circa 2 Sv attorno al bacino occidentale. È presente anche una circolazione anticiclonica di circa 5 Sv di acqua più fredda e fresca nell’interior, particolarmente evidente nel bacino a ovest della dorsale. Quest’acqua dolce fluisce oltre il varco settentrionale della dorsale verso la metà orientale del bacino artico, risultando in una circolazione anticiclonica più debole in quella regione. Risulta sorprendente che il modello generi tale circolazione anticiclonica, considerato che la circolazione anticiclonica osservata del Giro di Beaufort è generalmente attribuita al curl di stress del vento anticiclonico.

La circolazione anticiclonica nel modello è primariamente influenzata dal curl di stress del ghiaccio anticiclonico, causato dal gradiente di velocità del ghiaccio attraverso il bacino occidentale. Una porzione significativa dell’acqua che entra nel Bacino Artico esce dal confine orientale a valle dell’ingresso e ricircola attraverso la parte orientale del Bacino Artico, ritornando poi nei mari nordici. Pattern di flusso simili sono osservati anche a profondità maggiori, sebbene la temperatura e la salinità risultino molto più omogenee.

Il modello identifica tre principali vie di circolazione per l’Acqua Atlantica: una che ricircola a sud dello Stretto di Fram (circa 7 Sv); una che ricircola nel bacino artico orientale (circa 4 Sv); e una che segue una corrente di confine ciclonica attorno al Bacino Artico (circa 2 Sv). Questi percorsi di circolazione corrispondono, in modo generale, alla circolazione dell’Acqua Atlantica descritta da Rudels et al. (2008).

Il flusso medio attraverso lo stretto di Fram nel modello è caratterizzato da un afflusso quasi barotropico di Acqua Atlantica calda e salata e un deflusso barotropico di acqua leggermente più fresca e salata, oltre a un deflusso fortemente baroclino di acqua dolce fredda vicino alla superficie, coerente con l’afflusso osservato nei primi 800 m. Il trasporto medio verso nord attraverso lo stretto è di 5,6 Sv, leggermente inferiore rispetto ai trasporti diretti misurati di 7-8 Sv (Marnela et al. 2012), con altre stime che indicano un trasporto più vicino ai 10 Sv (Fieg et al. 2010).

Il flusso netto di acqua dolce liquida attraverso lo stretto modello è di 63 mSv, in linea con le stime osservazionali che variano da 50 a 80 mSv. La distribuzione del trasporto per unità di profondità attraverso lo stretto mostra che il Bacino Artico nel modello funziona principalmente come un estuario, con un ingresso netto di acqua densa e un deflusso netto di acqua più leggera (più fresca). Vi è anche un deflusso netto a profondità oltre i 600 m, a temperature inferiori rispetto all’acqua in entrata, illustrando un meccanismo di estuario doppio guidato dall’apporto di acqua dolce e dal raffreddamento, simile ai modelli concettuali precedenti dell’Artico proposti da Stigebrandt (1981) e Rudels (1989).

Nel modello, essendo in stato stazionario, lo scambio attraverso lo Stretto di Fram è coerente con un’integrazione del budget della vorticità potenziale e del flusso attraverso lo stretto. Diversamente da quanto specificato da Yang (2005), qui il trasporto di afflusso e deflusso e la vorticità potenziale non sono definiti da una condizione al contorno laterale, ma sono determinati dalla dinamica e dal forcing di galleggiabilità all’interno del bacino.

Per un flusso guidato dalla galleggiabilità in un modello lineare a due strati, le informazioni si propagano lungo le caratteristiche che sono determinate dalla topografia del fondo e procedono nella direzione di propagazione delle onde topografiche (Spall 2005). Questo comporta l’entrata nel bacino dal lato destro dello Stretto di Fram e l’uscita dal lato sinistro dello stretto. In questo scenario, il mescolamento interno al bacino determina la vorticità potenziale e la localizzazione dell’acqua che esce sul lato sinistro dello stretto; non è la vorticità potenziale dell’acqua in uscita a determinare il mescolamento all’interno del bacino. Questo implica che, sebbene le stesse restrizioni di bilancio siano rispettate, l’interpretazione di causa ed effetto è invertita.

Nella Figura 5, sono mostrati lo spessore medio del ghiaccio marino e la sua velocità. Lo spessore del ghiaccio varia da meno di un metro sul lato orientale del bacino a circa cinque metri sul lato occidentale. Il modello è prevalentemente influenzato dall’avvezione causata dal vento. Il ghiaccio marino viene trasportato attraverso lo Stretto di Fram a velocità dell’ordine di 10 cm/s, mostrando come il vento modella la distribuzione e il movimento del ghiaccio nella regione.

Nel bacino occidentale è presente una circolazione anticiclonica del ghiaccio marino che si muove a velocità di alcuni centimetri al secondo, contro la direzione del vento. Questo comportamento è coerente con le osservazioni di Serreze e Barry (2005, p. 184), nonostante l’assenza di curl di stress del vento nel modello. Lo stress esercitato dal ghiaccio marino che fluisce verso sud è responsabile della forzatura della circolazione anticiclonica nel bacino occidentale.

L’aloclina rappresenta una delle caratteristiche più evidenti dell’idrografia artica. Il modello genera uno strato superficiale fortemente stratificato e fresco che giace sopra l’Acqua Atlantica calda e salata, più debolmente stratificata. La profondità dell’aloclina nel modello, identificata come la superficie di salinità 34.6, è indicata nella Fig. 6a. Le sezioni verticali di salinità e temperatura, che illustrano chiaramente l’aloclina, verranno discusse nella sezione successiva. Questa varia approssimativamente da 285 m al centro del bacino occidentale a meno di 100 m attorno al perimetro del bacino.

L’influenza dell’acqua dolce che scorre dal bacino occidentale a quello orientale attraverso il varco della dorsale settentrionale porta a un approfondimento dell’aloclina nel bacino orientale. La profondità dell’aloclina corrisponde strettamente alla funzione di trasporto integrata in profondità all’interno del bacino. La ricircolazione dell’Acqua Atlantica nel bacino orientale è motivata dal forte gradiente di salinità negli strati superiori del bacino interno, risultante dal contrasto tra le acque dell’aloclina provenienti dal bacino occidentale (fresche) e quelle originarie del bacino orientale (salate).

Questi dettagli di transizione e le correnti geostrofiche risultanti sono influenzati dalla morfologia della dorsale (aperture e altezza), ma un gradiente e un flusso verso sud sono costantemente presenti nel modello. È evidente la somiglianza tra la salinità a 162,5 m, la profondità dell’aloclina e la ricircolazione nel Bacino Artico orientale.

Il contenuto di acqua dolce è un indicatore della quantità di acqua dolce presente negli strati superiori dell’oceano, misurato come l’integrale verticale della salinità rispetto a un valore di riferimento fino a una certa profondità o fino al fondo del mare. Il contenuto di acqua dolce, mostrato nella Figura 6b, evidenzia una notevole uniformità all’interno del bacino, con valori approssimativi di 10-11 metri nel bacino occidentale e di 9 metri nel bacino orientale. Questa uniformità è superiore a quella osservata per la salinità o la profondità dell’aloclina, risultato dell’assenza di forzamenti sulla salinità superficiale e di pompaggio di Ekman, suggerendo un forte mescolamento laterale all’interno del bacino.

Il contenuto totale di sale rimane pressoché costante all’interno del bacino, indicando che la diffusione verticale è responsabile delle variazioni nella profondità dell’aloclina. Il contenuto di acqua dolce inizia da zero nei punti in cui l’Acqua Atlantica entra nel bacino e aumenta gradualmente in senso ciclonico attorno al bacino, influenzato dalla diffusione verticale che trasporta l’acqua dolce verso il basso sotto la regione di ripristino della bassa salinità superficiale.

Nonostante le differenze rispetto ai valori osservati, che indicano un contenuto medio a lungo termine di circa 15 metri, i risultati del modello rimangono in un ordine di grandezza simile. Tuttavia, il modello non riesce a replicare il massimo osservato al centro del Giro di Beaufort, probabilmente a causa dell’assenza di effetti dovuti al curl di stress del vento nel modello, dato che il curl di stress del ghiaccio è molto debole.

L’Acqua Atlantica è in gran parte isolata dall’atmosfera a causa dell’aloclina e del ghiaccio, tuttavia persiste un flusso di calore netto dall’oceano al ghiaccio. Il flusso di calore medio, mostrato nella Figura 7 con scala logaritmica, indica una perdita di calore di circa 2W/m² nell’interno del bacino, che aumenta verso il confine e la regione di afflusso, superando i 1000 W/m² sopra l’Acqua Atlantica in entrata. Questa perdita di calore interna è simile a quella stimata per il Mare di Beaufort e l’aumento verso il confine orientale concorda con ulteriori stime, evidenziando il ruolo significativo del flusso di calore in queste dinamiche oceaniche artiche.

Analisi della Figura 3: Temperatura, Velocità Orizzontale e Salinità nel Modello Oceanico

a) Distribuzione di Temperatura e Velocità Orizzontale:

• Il pannello (a) illustra la temperatura (in gradi Celsius) e la velocità orizzontale dell’acqua a una profondità di 162.5 metri nel modello del bacino artico.
• La scala dei colori sulla destra varia dal blu (temperature più fredde) al rosso (temperature più calde), offrendo una visualizzazione diretta del gradiente termico attraverso il bacino.
• Le frecce indicano direzione e intensità del flusso acquatico. Queste frecce sono visualizzate a intervalli di ogni decima griglia, con le dimensioni delle frecce che rappresentano l’intensità del flusso. Questo dettaglio aiuta a identificare le zone di circolazione intensa e i modelli di movimento dell’acqua nel bacino.

b) Mappa di Salinità:

• Il pannello (b) mostra la salinità a 162.5 metri di profondità, con una scala di colori che va dal giallo (bassa salinità) al rosso scuro (alta salinità).
• Questo pannello fornisce una rappresentazione chiara delle variazioni di salinità nel bacino, essenziale per comprendere la stratificazione delle acque e l’interazione tra acque dolci e saline.
• La distribuzione della salinità è fondamentale per analizzare la formazione e la posizione dell’aloclina, una caratteristica cruciale dell’oceano che influisce sulla dinamica delle masse d’acqua.

Insieme, questi pannelli offrono una visione comprensiva delle dinamiche termiche e saline a una profondità critica nel bacino artico, illustrando come variano temperatura e salinità e come queste variazioni influenzino le correnti marine nel modello. Questa visualizzazione aiuta a capire meglio i comportamenti complessi del sistema oceanico nell’ambito del modello studiato.

Analisi Dettagliata della Figura 4: Sezioni Medie al Modello dello Stretto di Fram (y = 2200 km)

a) Distribuzione della Temperatura:

• Il pannello (a) illustra la variazione della temperatura (in gradi Celsius) lungo una sezione trasversale. La scala di colori transita dal blu, che rappresenta temperature più fredde, al rosso per quelle più calde. Le isoterme, o linee di uguale temperatura, sono chiaramente delineate per facilitare la visualizzazione delle variazioni termiche con la profondità e trasversalmente attraverso la sezione.

b) Mappa di Salinità:

• Il pannello (b) mostra la salinità lungo la stessa sezione trasversale, utilizzando una scala di colori che spazia dal blu (bassa salinità) al rosso (alta salinità). Le linee di contorno segnalano i livelli di salinità costante, essenziali per identificare le zone di stratificazione salina e la posizione dell’aloclina.

c) Velocità Meridionale:

• Nel pannello (c) viene rappresentata la velocità meridionale (in metri al secondo) attraverso la sezione, con i colori che variano dal blu, indicativo di velocità negative (movimento verso sud), al rosso per velocità positive (movimento verso nord). Questa mappa aiuta a comprendere la direzione e l’intensità delle correnti marine lungo la sezione.

d) Trasporto Netto Nordico per Unità di Profondità:

• Il pannello (d) visualizza il trasporto netto nordico per unità di profondità (in 10^4 m²/s), evidenziando con una curva come il trasporto varia da negativo a positivo con la profondità. Questo grafico quantifica il flusso complessivo di acqua attraverso la sezione a diverse profondità, offrendo una panoramica chiara del bilancio tra ingresso e uscita di acqua nella regione dello stretto.

Questi pannelli forniscono una panoramica comprensiva delle condizioni fisiche lungo una sezione critica nel modello dello Stretto di Fram, mettendo in luce le dinamiche idrografiche e termiche e come queste interagiscano per formare le correnti e la stratificazione nell’area studiata.

Figura 5: Analisi dello Spessore e della Velocità del Ghiaccio nel Modello Artico

Spessore del Ghiaccio:

• La mappa utilizza una scala di colori per rappresentare lo spessore del ghiaccio marino, variando dal rosso (spessore massimo) al blu (spessore minimo). Questa rappresentazione colorata fornisce un’indicazione visiva immediata delle aree con ghiaccio più spesso, prevalentemente concentrate nella parte inferiore della mappa, e di quelle con ghiaccio più sottile verso la parte superiore.

Velocità del Ghiaccio:

• Sopra la mappa del ghiaccio, sono sovrapposte delle frecce che indicano la direzione e l’intensità della velocità del ghiaccio. Le frecce sono mostrate a intervalli di ogni quindicesima griglia per evitare un’eccessiva sovrapposizione visiva, permettendo una chiara visualizzazione del flusso del ghiaccio. L’intensità della velocità è indicata sulla scala a destra, misurata in centimetri al secondo.

Interpretazione Generale:

• La figura illustra in modo efficace come il ghiaccio marino sia distribuito e come si muova attraverso la regione artica modellata. Si nota un flusso predominante del ghiaccio che va dalla parte inferiore verso la parte superiore della mappa, indicando un movimento generale del ghiaccio dal sud verso il nord del bacino modellato.

Importanza della Visualizzazione:

• Questa visualizzazione è essenziale per comprendere le dinamiche del ghiaccio marino in termini di distribuzione spaziale e mobilità all’interno del modello artico. L’analisi combinata dello spessore e della velocità del ghiaccio fornisce intuizioni cruciali sull’interazione tra la morfologia del ghiaccio e le correnti oceaniche sottostanti, evidenziando come fattori ambientali e fisici influenzano il movimento del ghiaccio marino.

Figura 6: Analisi della Profondità dell’Aloclina e del Contenuto di Acqua Dolce nel Modello Artico

a) Profondità dell’Aloclina:

• Il pannello (a) visualizza la profondità dell’aloclina, definita qui come la superficie di salinità 34.6. La scala di colori mostra variazioni dalla profondità minore (viola) alla maggiore (rosso), indicando come l’aloclina varia all’interno del bacino.
• Le linee di contorno delineano la variazione della profondità dell’aloclina attraverso il bacino, fornendo una visione chiara delle aree con maggiore o minore stratificazione salina.
• Il contorno bianco rappresenta l’area utilizzata per calcolare i valori medi di diverse misurazioni come la profondità dell’aloclina, la salinità superficiale, il contenuto di acqua dolce e il flusso di calore superficiale, importanti per il confronto con teorie specificate nella sezione 3.

b) Contenuto di Acqua Dolce:

• Nel pannello (b) è rappresentato il contenuto di acqua dolce, misurato in metri e relativizzato a una salinità di riferimento di 34.8. La scala di colori varia da blu (basso contenuto di acqua dolce) a rosso (alto contenuto di acqua dolce).
• Questa visualizzazione evidenzia le aree del bacino con differenti livelli di acqua dolce, offrendo una mappa utile per identificare regioni di interesse per studi di flussi di acqua dolce e per confronti con dati reali.

Importanza dei Pannelli:

• Questi pannelli offrono una comprensione dettagliata delle dinamiche idrografiche dell’Artico nel modello, essenziali per analizzare come variazioni nella salinità e nella temperatura influenzano la circolazione oceanica e le proprietà fisiche dell’acqua.
• L’analisi combinata di queste caratteristiche è cruciale per valutare l’efficacia del modello e per confrontare i risultati modellistici con le osservazioni dirette nel contesto artico.

Figura 7: Analisi del Flusso di Calore Superficiale nell’Oceano Artico

Scala dei Colori Logaritmica:

• La figura mostra il logaritmo del flusso medio di calore superficiale (misurato in watt per metro quadrato, W/m²) attraverso la superficie oceanica. La scala dei colori, che varia da 0 a 2.5, facilita l’identificazione delle differenze nel flusso di calore, anche su un ampio intervallo di valori. I colori più caldi, come il rosso e il giallo, indicano flussi di calore più elevati, mentre i colori più freddi, come il blu, rappresentano flussi di calore più bassi.

Contorno Bianco di Riferimento:

• Il contorno bianco sulla mappa demarca le aree dove il flusso di calore è esattamente 2W/m². Questo serve come punto di riferimento importante per localizzare rapidamente le zone con un flusso di calore specifico, aiutando a distinguere le variazioni regionali del flusso termico.

Interpretazione del Flusso Termico:

• Le regioni colorate evidenziano l’intensità e la distribuzione del trasferimento di calore dalla superficie dell’oceano all’atmosfera superiore o al ghiaccio marino. Zone con valori elevati di flusso di calore indicano una più intensa perdita di calore dall’oceano, un fattore cruciale per i processi di raffreddamento delle acque oceaniche e la formazione di ghiaccio.

Significato della Mappatura:

• Questa visualizzazione è essenziale per capire le dinamiche termiche dell’Oceano Artico. Il flusso di calore non solo influenza la temperatura dell’acqua e la formazione di ghiaccio ma gioca anche un ruolo chiave nell’interazione tra l’oceano e l’atmosfera circostante.

La Figura 7 offre quindi una panoramica dettagliata e indispensabile dei pattern di flusso di calore in questa regione artica, fornendo insights significativi sul comportamento termico dell’oceano in relazione ai cambiamenti ambientali e climatici.

3. Haloclina e Corrente di Confine Ciclonica delle Acque Atlantiche

L’obiettivo principale di questo studio è analizzare i meccanismi che sostengono l’haloclina e la circolazione delle Acque Atlantiche nell’Oceano Artico. Nonostante il modello numerico precedentemente descritto sia piuttosto semplificato rispetto alle reali condizioni oceaniche, esso riesce comunque a replicare i pattern di circolazione, i trasporti, la copertura di ghiaccio, e i flussi di calore e di acqua dolce, in linea con le stime osservazionali e con modelli oceanici più avanzati. Di conseguenza, il modello numerico è impiegato per facilitare lo sviluppo e la validazione di un modello concettuale che descriva l’haloclina artica e la corrente di confine ciclonica delle Acque Atlantiche. Questo modello concettuale illustrerà come le caratteristiche fondamentali dell’Artico dipendano dalla forzante di galleggiamento e dai parametri ambientali.

Nel bacino occidentale, dove l’haloclina è più marcata, la circolazione media delle Acque Atlantiche si conforma alla topografia inclinata. Una sezione trasversale che mostra la temperatura, la salinità e la velocità meridionale della corrente di confine a y = 3100 km è rappresentata nella Fig. 8. L’haloclina si manifesta con temperature e salinità ridotte nei primi 200 metri sopra la piatta superficie interna. Prossima al limite geografico, l’haloclina si riduce ai primi 50-100 metri e diventa più fresca avvicinandosi alla zona di ristabilizzazione superficiale. Sotto l’haloclina, l’acqua è relativamente calda, salata e scarsamente stratificata. Le acque più calde, con temperature tra 1,58°C e 2,08°C, si trovano sopra il fondale inclinato, mentre temperature tra 1°C e 1,58°C sono presenti in tutto l’interiore. Si ricorda che questo strato era stato inizialmente impostato a 21,958°C. Un residuo di quell’acqua inizialmente fredda è ancora presente sotto i 800 metri di profondità, dove si osserva una lenta tendenza al riscaldamento dopo un’integrazione di 100 anni.

La velocità dello strato caldo sopra il fondo inclinato è di circa 5 centimetri al secondo, diretta verso sud, segnalando la presenza della corrente di confine ciclonica. Velocità simili sono state osservate nella corrente di confine ciclonica dell’Atlantico in studi precedenti. La corrente di confine delle Acque Atlantiche, al di sotto dell’haloclina, è prevalentemente barotropica, con la maggior parte dello shear risultante dalla pendenza dell’haloclina stessa.

Il modello generale di un aumento dell’altezza della superficie marina e un approfondimento dell’haloclina nell’interno del bacino corrisponde alle osservazioni idrografiche del Bacino del Canada. Secondo alcuni studi, il curl dello stress del vento anticionico nel Giro di Beaufort è il responsabile di tale approfondimento dell’haloclina. Tuttavia, in questo contesto, viene proposto un meccanismo differente, legato all’influenza della diffusione verticale e al cambiamento dei regimi dinamici dal confine verso l’interno del bacino.

Anche se la diffusione verticale è un processo attivo in tutto il bacino, essa porta a un’haloclina significativamente più profonda nell’interno rispetto alle aree vicine ai confini. Ciò è dovuto al fatto che l’avvezione laterale di acqua ad alta salinità, necessaria a compensare l’approfondimento causato dalla diffusione verticale, varia notevolmente tra il fondo inclinato e l’interno del bacino. La corrente di confine ciclonica trasporta rapidamente acqua ad alta salinità nello strato Atlantico, mentre il trasporto di questa acqua nell’interno del bacino attraverso i vortici è molto più lento. In termini di tempi, il processo di trasporto nella corrente di confine impiega circa tre anni, un periodo durante il quale l’approfondimento dell’haloclina dovuto alla diffusione verticale è limitato a circa 30 metri.

La velocità dei flussi di vortici laterali verso l’interno del bacino è significativamente più lenta, il che permette alla diffusione verticale di approfondire l’haloclina in queste aree. Questo contrasto tra i regimi dinamici contribuisce a formare un gradiente laterale nella profondità dell’haloclina, evidente nella Figura 8, e influisce sulla formazione della corrente di confine ciclonica delle Acque Atlantiche attraverso il meccanismo del vento termico.

È evidente che il trasporto di calore e acqua dolce dalla regione di confine verso l’interno del bacino è cruciale per sostenere la stratificazione e il flusso di calore verticale osservato. Tale trasporto avviene tramite vortici che si originano dalla corrente di confine sul fondo inclinato. Un esempio di questi vortici che trasportano acqua dolce dal confine occidentale in superficie è illustrato nella Figura 9a. I vortici sono definiti come deviazioni dalla media temporale e possono non apparire sempre come vortici isolati e coerenti.

Due principali dimensioni orizzontali sono responsabili del trasporto delle acque superficiali a bassa salinità verso il largo: grandi meandri o protrusioni e caratteristiche molto più piccole. Le grandi caratteristiche si estendono attraverso tutto lo strato delle Acque Atlantiche, mentre le piccole sono confinate alla superficie e influenzano solo la parte superiore dell’haloclina, come mostrato nella Figura 9b. Talvolta, i vortici profondi e quelli superficiali possono apparire accoppiati, ma non è sempre così.

Questo fenomeno indica l’esistenza di due modi di instabilità che facilitano lo scambio tra il confine e l’interno: uno agisce sul gradiente di densità vicino alla superficie dell’haloclina, che ha una scala verticale minore, e l’altro sul gradiente di densità di segno opposto alla base dell’haloclina, che presenta una scala verticale molto maggiore.

Nelle profondità degli strati haloclinici e atlantici dei bacini artici, sono stati identificati numerosi vortici che trasportano acqua dal limite esterno verso l’interno del bacino. In particolare, i vortici superficiali del haloclina nel Bacino del Canada sono frequentemente composti da acque fredde e dolci di origine pacifica, presumibilmente originate dal getto lungo le piattaforme continentali dei Mari di Chukchi e Beaufort. Questi flussi sono importanti per la formazione dei vortici riscontrati in diversi studi come quelli di Aagaard e Carmack (1994) e D’Asaro (1988).

Le intrusioni termoaline sono riconosciute come un meccanismo cruciale per lo scambio di anomalie di temperatura e salinità tra la corrente di confine e l’interno del bacino, come evidenziato da Walsh e Carmack (2003). Tuttavia, queste si verificano su scale dimensionali troppo ridotte per essere risolte dal modello numerico corrente.

Il flusso di sale eddy e il flusso di calore, osservati attorno al perimetro del bacino occidentale, variano significativamente in base alla profondità e alla distanza dal confine, come illustrato nella Figura 10. Il flusso di sale mostra valori negativi nei primi 50 metri e positivi al di sotto, indicando un punto di inversione dovuto al cambio di segno nel gradiente orizzontale della salinità media. Il flusso negativo corrisponde al trasporto di acqua dolce verso l’interno del bacino, mentre un flusso positivo segnala il movimento di acqua salata. Questi dati suggeriscono un intenso scambio di acque tra la corrente di confine e l’interno del bacino, che coinvolge sia le regioni superiori che quelle inferiori della colonna d’acqua.

La configurazione osservata è attesa, dato che non vi è flusso di acqua dolce in superficie all’interno del bacino e il flusso medio attraverso i contorni topografici è debole. Ciò implica che il flusso laterale integrato di sale dei vortici dal confine all’interno sia limitato, necessitando così un equilibrio tra i flussi di sale degli strati superiore e inferiore. Questo equilibrio fornisce una restrizione fondamentale per il modello analitico successivo.

Il flusso di calore dei vortici laterali, positivo in tutta la colonna d’acqua come mostrato in Figura 10b, conferma che i vortici si originano dal confine, dove la corrente è consistentemente più calda dell’interno a tutte le profondità.

L’interazione indotta dai vortici tra il confine e l’interno motiva l’adozione di un approccio semplice a tre strati per analizzare lo stato medio della corrente di confine e dell’haloclina. Un modello precedente a due strati è stato applicato a bacini con attività convettiva e raffreddamento. La differenza principale in questo contesto è che l’interno non è una massa d’acqua omogenea, come ipotizzato in precedenza, bensì è caratterizzato da una haloclina stratificata sovrastante uno strato omogeneo di Acqua Atlantica.

Il modello concettuale comprende tre strati: un strato superficiale freddo e dolce attorno al perimetro del bacino, uno strato profondo caldo e salato di Acqua Atlantica, e un’haloclina, estendendosi dalla superficie fino all’Acqua Atlantica nell’interno del bacino. Il primo strato rappresenta l’apporto di acqua fluviale e l’ingresso di Acqua del Pacifico, con spessore e salinità considerati noti, mentre le caratteristiche dell’Acqua Atlantica, come salinità e temperatura, sono anch’esse predefinite, data l’isolamento dell’acqua dall’atmosfera una volta entrata nell’Oceano Artico.

Le due masse d’acqua nel modello concettuale rappresentano le forze motrici principali. Si presume che l’haloclina sia uniformemente stratificata, con una salinità che varia dalla superficie fino ad una certa profondità.

Per mantenere il bilancio del sale all’interno del bacino, i flussi di sale attraverso i vortici dal confine verso l’interno devono essere minimi. Questo è necessario per garantire un equilibrio tra i flussi di sale degli strati superiore e inferiore, particolarmente importante in assenza di precipitazioni o evaporazioni significative.

Una possibile soluzione potrebbe essere l’assenza di flussi di vortici dai confini, risultando in una salinità uniforme e in una transizione netta e immediata tra le salinità differenti ai vari strati di profondità. Tuttavia, ogni forma di miscelazione nell’interior renderebbe impossibile mantenere uno stato stazionario, dato che non esisterebbe un metodo efficace per bilanciare il flusso diffusivo.

L’alternativa proposta è che il flusso netto di acqua dolce verso il largo in ogni strato sia compensato dalla diffusione verticale all’interno dell’haloclina. In sostanza, l’acqua dolce trasportata verso il largo nello strato superiore viene diffusa verso il basso per equilibrare il flusso di sale trasportato verso il largo nello strato inferiore.

I flussi di vortici vengono parametrizzati per essere proporzionali allo shear baroclinico nella corrente di confine e alla variazione di salinità tra la corrente di confine e l’interno. Questa relazione è fondamentale per descrivere il modo in cui il sale e l’acqua dolce vengono trasportati e miscelati all’interno del sistema, influenzando direttamente la stratificazione e la dinamica dell’acqua nel bacino.

Si assume un’equazione di stato lineare semplice per descrivere come la densità dell’acqua vari con la salinità. Questo approccio aiuta a modellare più facilmente i complessi processi oceanografici all’interno dell’Artico.

Il coefficiente adimensionale ck è stato trovato quasi costante, attestandosi intorno a 0.025 in una varietà di modelli con fondo piatto e esperimenti di laboratorio sull’instabilità baroclinica. Questo valore del coefficiente tende a diminuire in presenza di un fondo inclinato, in linea con la teoria dell’instabilità lineare. In condizioni di topografia ripida, il coefficiente è generalmente ridotto di un ordine di grandezza. Si assume che la stratificazione sia sufficientemente forte per impedire che lo strato superiore percepisca la pendenza del fondo. Di conseguenza, per lo strato superiore il valore del coefficiente rimane 0.025; per lo strato inferiore, il valore del coefficiente è considerato 0.0025 nei calcoli con topografia e 0.025 per quelli con fondo piatto.

Nonostante la scelta del valore per lo strato inferiore non sia strettamente vincolata, i risultati successivi mostrano una bassa sensibilità a questo parametro. L’aspetto cruciale è che il valore del coefficiente per lo strato inferiore è inferiore a quello dello strato superiore nei casi con topografia del fondo.

È previsto che gli strati superiore e inferiore possano essere trattati separatamente in termini di modellazione. Tuttavia, esistono almeno due altre considerazioni possibili. Una possibilità è che lo strato superiore sia passivo, con le anomalie di temperatura e salinità trasportate dal confine attraverso instabilità che si sviluppano a partire dallo shear baroclinico. Le implicazioni di questa ipotesi per i parametri risultano quasi identiche a quelle ottenute nei calcoli, con l’unica differenza costituita da una costante. Un’altra possibilità è che i due strati siano interdipendenti e che i flussi di massa dipendano in maniera più complessa dagli spessori degli strati e dalla shear media.

Anche se questo scenario è concepibile, non esistono modelli di parametrizzazione semplici che possano gestire un sistema così complesso, quindi questa ipotesi non verrà ulteriormente esplorata.

Si parte dall’assunzione che lo strato dell’haloclina sia uniformemente stratificato. In questo modello, la variazione di salinità media verticale tra il confine e l’interno del bacino è calcolata tenendo conto della differenza tra la salinità in superficie e quella a una certa profondità.

Per facilitare la derivazione di soluzioni analitiche semplici, si assume che gli spessori degli strati superiore e inferiore siano uguali, o che l’haloclina sia molto più profonda rispetto allo spessore dell’acqua dolce che proviene dalla piattaforma continentale. Questo elimina alcuni termini matematici complicati, rendendo più diretto il modello.

Utilizzando questa semplificazione, si sviluppano due equazioni che legano la salinità superficiale nell’interno e lo spessore dello strato inferiore. Queste equazioni possono essere combinate per formulare una singola equazione per la salinità superficiale, S0.

A questo punto, è utile adimensionalizzare le equazioni, esprimendo la salinità superficiale attraverso un’anomalia di salinità scalata, D, che varia in modo che si avvicina a zero quando la salinità superficiale corrisponde a quella proveniente dalla piattaforma, e tende a uno quando è uguale a quella dell’Acqua Atlantica.

Questa trasformazione produce un’equazione cubica per D, che descrive come la salinità superficiale varia in risposta a diversi fattori. È dimostrato che esiste una sola soluzione fisicamente consistente in questo intervallo.

La costante adimensionale, λ, che controlla questa soluzione, è determinata interamente dai parametri che definiscono il problema e può essere interpretata come il rapporto tra il tempo di trasporto advettivo dei vortici e il tempo di diffusione.

Infine, lo spessore dell’haloclina, reso adimensionale rispetto allo spessore dell’acqua dolce vicino al confine, è calcolato in base a un rapporto tra i coefficienti di diffusione dei due strati, modificato per l’anomalia di salinità, D. Questo fornisce un legame diretto tra le proprietà fisiche dell’acqua e la dinamica interna del bacino.L’haloclina si avvicina allo spessore delle acque vicino alla piattaforma continentale quando la differenza di salinità tende a zero, diventando infinitamente profonda quando questa differenza tende a uno. La profondità dell’haloclina dipende anche dall’efficienza relativa dei flussi di vortici. In presenza di un fondo inclinato, la costante relativa alla diffusione nell’acqua è minore rispetto alla superficie, risultando in un’haloclina più profonda. Al contrario, con un fondo piatto, dove le due costanti sono uguali, l’haloclina risulta essere più sottile per una data salinità superficiale.

Un altro aspetto rilevante è il contenuto di acqua dolce dell’haloclina, che si calcola come l’integrale verticale della salinità rispetto a una salinità di riferimento. Si considera che la salinità di riferimento sia posta al novanta percento tra la salinità minima e quella delle Acque Atlantiche. Da qui, il contenuto di acqua dolce si esprime come la somma delle anomalie di acqua dolce, calcolate per ogni spessore di strato.

La contribuzione principale viene dall’anomalia di salinità sopra lo strato inferiore, proporzionale alla differenza media di salinità rispetto alla salinità di riferimento moltiplicata per lo spessore dello strato in cui la salinità supera il valore di riferimento. Un contributo addizionale proviene dallo strato superiore, che si assume avere una salinità uniforme.

Le soluzioni a questo modello sono influenzate dal parametro adimensionale, che regola il rapporto tra i tempi di trasporto advettivo e diffusivo. Quando questo parametro è elevato, i flussi di vortici laterali sono significativi, richiedendo un’haloclina più marcata e fresca per permettere alla diffusione verticale di bilanciare questi flussi. Invece, con un valore basso del parametro, l’haloclina è più profonda e salata, con flussi di vortici deboli che consentono una maggiore diffusione del sale verso l’alto. La variabilità di questo parametro è regolata principalmente dalle variazioni nella diffusione verticale, dato che gli altri parametri sono più vincolati dalla geometria del bacino e dalle caratteristiche oceaniche tipiche.

Il sistema è particolarmente sensibile sia alla profondità della piattaforma continentale che allo spessore dell’acqua dolce vicino al confine. Incrementare la diffusione verticale o l’area superficiale aumenta la natura diffusiva del sistema, mentre un aumento del flusso laterale di vortici dal confine rende l’haloclina più sottile e fresca.

I risultati per lo spessore dell’haloclina, la salinità superficiale, e il contenuto di acqua dolce variano notevolmente in funzione della capacità diffusiva del sistema, rappresentata da una costante di proporzionalità. Quando questa costante è alta, l’haloclina diventa più sottile e l’acqua più fresca, a causa dell’intenso flusso laterale che contrasta la diffusione verticale. Al contrario, con una costante bassa, l’haloclina è più profonda e l’acqua tende ad essere più salata, consentendo alla diffusione verticale di espandersi maggiormente.

Il contenuto di acqua dolce mostra una tendenza interessante: aumenta con l’incremento dello spessore dello strato e diminuisce con l’aumento della salinità. In condizioni di mescolamento molto debole, questo contenuto si avvicina al valore massimo, indicando che l’acqua superficiale vicino al confine si è diffusa all’interno mantenendo la sua bassa salinità. Man mano che la capacità diffusiva aumenta, il contenuto di acqua dolce cresce fino a un picco significativo, per poi diminuire nuovamente se la capacità continua ad aumentare.

Questo comportamento sottolinea come un aumento nella salinità dell’haloclina riduca il contenuto di acqua dolce. Quando la salinità raggiunge quella di riferimento, il contenuto di acqua dolce tende a zero, mostrando una diretta correlazione tra salinità e contenuto di acqua dolce in relazione alla capacità diffusiva del sistema.

Calcolare con precisione il valore del parametro che regola il sistema per il vero Oceano Artico è difficile, ma è possibile fornire una stima approssimativa. I parametri tipici per il Bacino del Canada includono caratteristiche quali la forza di Coriolis, la scala di lunghezza, la diffusività verticale, l’area superficiale, il perimetro del bacino, il gradiente di salinità, i coefficienti per la stratificazione superficiale e più profonda, lo spessore dell’acqua dolce vicino al confine e la differenza di salinità tra le acque superficiali e profonde. Questi dati suggeriscono un valore di controllo del sistema che varia entro un certo intervallo.

La formulazione adimensionale utilizzata per descrivere il sistema è vantaggiosa per la sua chiarezza e compatezza. Tuttavia, il parametro di controllo, non essendo un valore comunemente utilizzato, rende complessa l’interpretazione dei risultati rispetto alle condizioni reali dell’Oceano Artico.

La teoria è stata confrontata con i risultati di un modello numerico che varia in base ai valori della diffusività verticale. La teoria suggerisce una profondità per l’haloclina mentre i dati del modello mostrano un valore leggermente diverso. Similmente, ci sono lievi discrepanze tra la salinità superficiale prevista dalla teoria e quella osservata nel modello. Questi risultati sono rappresentati graficamente e mostrano una buona corrispondenza generale, nonostante il modello tenda a sovrastimare leggermente la profondità dell’haloclina per tutti i valori di diffusività.

Il modello indica che, per valori molto bassi della diffusività, il fenomeno della diffusione numerica legato al metodo di avvezione utilizzato nel modello diventa rilevante. Ciò suggerisce che i risultati possono essere influenzati dai limiti di risoluzione e dalle tecniche numeriche del modello stesso. Questa situazione indica che i risultati potrebbero aver raggiunto un limite pratico dettato dalla risoluzione del modello e dagli aspetti numerici coinvolti.La teoria suggerisce che spessori adeguati dell’haloclina e livelli accettabili di salinità superficiale sono mantenuti con valori relativamente bassi di mescolamento verticale. Le stime osservative del mescolamento verticale nell’haloclina sono limitate, ma alcune ricerche indicano che i coefficienti di diffusione verticale si trovano nell’intervallo da molto basso a moderato. La salinità nel modello, per un basso coefficiente di diffusione, risulta inferiore a quella prevista dalla teoria a causa di una notevole riduzione della salinità profonda. Tuttavia, confrontando la salinità superficiale del modello con quella teorica, si osserva una buona corrispondenza se si considera la salinità delle acque profonde leggermente inferiore.

Un altro aspetto di interesse è la perdita di calore dall’oceano al ghiaccio, calcolabile una volta nota la profondità dell’haloclina. Il flusso di calore calcolato è confrontato con il flusso di calore superficiale medio osservato internamente al bacino. La teoria predice bene la relazione con il coefficiente di diffusione, sebbene tenda a sottostimare il flusso di calore. Questo è probabilmente dovuto agli effetti advettivi presenti nel modello, dove i vortici trasportano calore attraverso l’haloclina, offrendo un meccanismo advettivo per riscaldare la superficie oltre alla diffusione dal basso.

La teoria anticipa anche che le proprietà dell’haloclina dipendano da vari fattori, inclusi la salinità e lo spessore dello strato superficiale vicino al confine, il parametro di Coriolis, e la pendenza del fondo. Questi fattori influenzano direttamente la dinamica dell’haloclina, modificando come il calore e la salinità vengono distribuiti nell’Oceano Artico.

Il modello è stato eseguito per un periodo di 50 anni, variando diversi parametri chiave e analizzando le proprietà dell’haloclina. Le variazioni includevano la salinità superficiale vicino al confine, che è stata aggiustata a valori tra 29 e 33, e lo spessore dell’acqua dolce vicino al confine, che è stato impostato a 25, 75 e 100 metri. Inoltre, il parametro di Coriolis è stato variato del 650% e la pendenza del fondo attorno al Bacino Artico è stata appiattita.

Per questi calcoli, la costante di stabilità per il secondo strato è stata impostata allo stesso valore del primo, appropriato per l’instabilità baroclinica su un fondo piatto. I risultati hanno mostrato che la profondità dell’haloclina si confronta bene con la teoria, con una sensibilità particolare alla diffusività verticale. Nonostante ciò, il modello ha riprodotto bene la tendenza generale prevista anche per gli altri parametri.

Un risultato notevole è stato che l’haloclina risulta molto più sottile quando si considera un fondo piatto, a causa dell’instabilità maggiore della corrente di confine delle Acque Atlantiche in queste condizioni. Questo porta a un flusso più intenso di sale verso il largo, che deve essere compensato da una maggiore diffusione verso l’alto, risultando in un’haloclina più sottile.

La salinità superficiale osservata nei diversi scenari del modello è stata confrontata con quella prevista dalla teoria, mostrando una forte dipendenza dalla salinità superficiale vicino al confine, ma solo una leggera dipendenza dal parametro di Coriolis e dalla pendenza del fondo. Le simulazioni hanno anche evidenziato che strati più spessi di acqua dolce vicino al confine portano a un’haloclina più fresca.

Infine, il contenuto di acqua dolce predetto dalla teoria si è dimostrato accurato, aumentando significativamente all’aumentare dello spessore o della freschezza dell’acqua vicino al confine. Tuttavia, con un fondo piatto, il contenuto di acqua dolce tende a diminuire.

La Figura 8 mostra una sezione media lungo la coordinata y = 3100 km vicino al confine occidentale, rappresentando tre caratteristiche chiave del mare:

a) Temperatura: Il primo pannello (a) illustra il profilo di temperatura in gradi Celsius. Il gradiente di colore dal viola al rosso indica un aumento della temperatura con la profondità. Le acque più fredde sono evidenziate in viola, situato vicino alla superficie, mentre le acque più calde in rosso si trovano a profondità maggiori, particolarmente evidente sotto i 200 metri.

b) Salinità: Il secondo pannello (b) mostra la distribuzione della salinità. I colori passano dal blu, indicativo di bassa salinità, al rosso, che indica alta salinità. La linea bianca segnala la profondità dell’haloclina, lo strato dove si verifica un netto cambio di salinità. Questa linea distingue chiaramente le acque superficiali meno salate da quelle più salate e profonde.

c) Velocità Meridionale: Il terzo pannello (c) visualizza la velocità meridionale, misurata in metri al secondo. La gamma di colori dal blu al rosso rappresenta il movimento delle acque da sud a nord. La linea spessa sul contorno zero rappresenta la demarcazione tra le correnti dirette verso nord e quelle verso sud. Le aree con contorni circolari indicano la presenza di vortici o movimenti circolari dell’acqua.

In conclusione, questa figura fornisce una visione complessiva delle variazioni verticali e trasversali della temperatura, salinità e velocità delle correnti in una specifica sezione trasversale dell’Oceano Artico, mettendo in luce come queste proprietà fisiche si modificano con la profondità e lungo un asse est-ovest vicino al confine occidentale.

La Figura 9 illustra due componenti chiave della dinamica oceanografica nel Bacino Artico vicino al confine occidentale, utilizzando dati al termine del 75° anno di studio.

a) Salinità a 12.5 metri di profondità: Il primo pannello (a) presenta una mappa della salinità alla profondità di 12.5 metri. La scala di colori varia dal blu al rosso, indicando livelli di salinità da 31 a 33. Le zone di bassa salinità, mostrate in colori più freddi, si estendono all’interno del bacino partendo dal confine. Queste caratteristiche sono visibili su due scale differenti: una piccola (circa 25 km) e una grande (circa 100 km), evidenziando come l’acqua meno salata sia trasportata dal confine verso il centro del bacino attraverso processi dinamici come vortici o flussi advettivi.

b) Sezione verticale della velocità: Il secondo pannello (b) mostra una sezione verticale della velocità dell’acqua, perpendicolare alla linea bianca nel primo pannello. La velocità è rappresentata da una gamma di colori dal blu al rosso, indicando movimenti dell’acqua verso il basso o verso sud (blu) e verso l’alto o verso nord (rosso). I contorni colorati rappresentano differenti intensità di velocità, espressa in metri al secondo. Il grafico mette in evidenza due tipi di vortici: i vortici superficiali nell’haloclina superiore e i vortici profondi nello strato Atlantico. Questi vortici giocano un ruolo cruciale nel mescolamento delle acque, influenzando così la distribuzione di salinità e temperatura all’interno del bacino.

Questi pannelli offrono una visione dettagliata delle interazioni complesse tra salinità e correnti marine nel Bacino Artico, dimostrando come variazioni localizzate di salinità e dinamiche di corrente si propaghino dal confine verso aree interne del bacino.

La Figura 10 mostra i dati mediati sui flussi di vortici intorno al perimetro del bacino occidentale del mare, illustrando come questi flussi varino in funzione della profondità e della distanza dal confine. I due pannelli offrono una visione dettagliata di due diversi tipi di flussi:

a) Flusso di sale dei vortici: Il primo pannello (a) visualizza il flusso di sale causato dai vortici. I colori variano dal rosso, che indica un flusso di sale verso l’esterno del bacino, al blu, che indica un flusso verso l’interno. Le aree rosse rappresentano zone dove il sale viene trasportato lontano dal centro del bacino, mentre le aree blu mostrano dove il sale si muove verso il centro. I contorni bianchi rappresentano la salinità media nell’acqua, permettendo di correlare visivamente la quantità di sale trasportato con la salinità dell’ambiente.

b) Flusso di calore dei vortici: Il secondo pannello (b) presenta il flusso di calore associato ai vortici. Anche in questo caso, i colori dal rosso al blu indicano i flussi di calore che si allontanano o si avvicinano al confine del bacino, rispettivamente. Le regioni rosse segnalano un trasferimento di calore che si allontana dal confine, mentre le regioni blu indicano un flusso di calore che si dirige verso il confine. I contorni bianchi in questo pannello mostrano la temperatura media, fornendo un contesto aggiuntivo per comprendere il flusso di calore osservato.

In conclusione, queste visualizzazioni evidenziano l’importante ruolo dei vortici nel trasportare sia sale sia calore attraverso il bacino occidentale. Questi grafici sono fondamentali per comprendere i complessi processi di mescolamento e trasporto che influenzano la distribuzione di elementi critici nel sistema marino.

La Figura 11 mostra un modello schematico che rappresenta la stratificazione delle acque nel Bacino Artico, diviso in tre strati distinti che interagiscono tra loro:

1. Acqua di piattaforma fredda e fresca: Questo è lo strato superiore, caratterizzato da acqua con bassa salinità e temperatura vicina al punto di congelamento. È rappresentato come il strato più vicino alla superficie e riflette le condizioni tipiche delle acque vicine alle piattaforme continentali.
2. Acqua Atlantica calda e salata: Questo strato si trova sotto l’acqua di piattaforma e è notevolmente più salato e caldo. Rappresenta le acque profonde provenienti dall’Atlantico, che portano con sé caratteristiche distintamente diverse rispetto allo strato superficiale.
3. Haloclina stratificata: Situata tra l’acqua di piattaforma e l’acqua Atlantica, l’haloclina funge da zona di transizione critica. Questo strato intermedio ha una salinità e una temperatura che cambiano gradualmente da quelle dell’acqua di piattaforma a quelle dell’acqua Atlantica.

Inoltre, lo schema illustra i flussi laterali di vortici provenienti dalle correnti al confine che attraversano strati di salinità variabile. Questi flussi sono essenziali per il trasporto di sale e calore tra gli strati, influenzando direttamente la struttura e la stabilità dell’haloclina.

La figura mette in evidenza come la diffusione verticale nell’haloclina bilanci questi flussi, svolgendo un ruolo cruciale nella regolazione delle interazioni termiche e saline tra gli strati. Questo modello è fondamentale per comprendere la complessa dinamica delle acque artiche e le loro interazioni strutturali.

La Figura 12 mostra graficamente come tre proprietà chiave dell’oceano cambiano in risposta a variazioni in un parametro chiave del modello, che equilibra i tempi di trasporto e diffusione. Le tre proprietà tracciate sono la salinità superficiale, la profondità dell’haloclina e il contenuto di acqua dolce.

• Salinità superficiale: Indicata dalla linea continua, questa curva mostra la variazione della salinità all’interfaccia tra l’oceano e l’atmosfera. Inizia vicino ai valori di acqua dolce e aumenta verso quelli tipici delle acque oceaniche più profonde e salate man mano che il parametro modello aumenta.
• Profondità dell’haloclina: Rappresentata dalla linea tratteggiata, questa metrica traccia quanto profondamente si estende l’haloclina nell’oceano. La curva indica che la profondità aumenta con il valore del parametro, suggerendo una maggiore stratificazione con l’aumentare del controllo diffusivo rispetto al trasporto.
• Contenuto di acqua dolce: Mostrato dalla linea punteggiata, questo valore rappresenta la quantità di acqua dolce presente nell’oceano. La linea mostra un aumento nel contenuto di acqua dolce con l’aumento del parametro, il che indica una maggiore ritenzione di acqua dolce a seguito di una maggiore profondità dell’haloclina e di un aumento della salinità superficiale.

In sintesi, la Figura 12 illustra come il bilanciamento tra i processi di trasporto e diffusione influenzi significativamente importanti caratteristiche oceanografiche. Le curve forniscono una comprensione visiva di queste relazioni, offrendo una previsione su come variazioni nei parametri del modello possono alterare le condizioni dell’oceano. Questa visualizzazione aiuta a comprendere le interazioni complesse tra i processi fisici che governano l’ambiente marino, sottolineando l’importanza di monitorare e modellare accuratamente questi fenomeni per una migliore comprensione dei sistemi oceanici.

La Figura 13 presenta un confronto tra teoria e dati di modello numerico riguardo l’effetto del coefficiente di diffusione verticale su tre importanti caratteristiche oceanografiche: la profondità dell’haloclina, la salinità superficiale e il flusso di calore superficiale.

• Profondità dell’haloclina: Il primo grafico (a) mostra come la profondità dell’haloclina aumenta notevolmente all’aumentare del coefficiente di diffusione verticale. Questo indica che un maggiore mescolamento verticale provoca una stratificazione più marcata nell’acqua, separando le acque salate e dense in profondità dalle acque superficiali meno dense. Il punto evidenziato con un asterisco corrisponde a un valore specifico utilizzato nella teoria, mostrando una buona corrispondenza con i risultati del modello.
• Salinità superficiale: Il secondo grafico (b) illustra un aumento graduale della salinità superficiale con l’aumento del coefficiente di diffusione. Ciò suggerisce che una maggiore diffusione verticale porta a una maggior presenza di sale in superficie proveniente dalle acque sottostanti. Anche qui, il punto con l’asterisco rappresenta il valore teorico di riferimento, che si allinea bene con i dati del modello.
• Flusso di calore superficiale: Il terzo grafico (c) esplora come il flusso di calore superficiale diminuisce con l’aumentare del coefficiente di diffusione. Questo può indicare che un maggiore mescolamento verticale diffonde il calore più efficacemente in profondità, riducendo la quantità di calore trasferito all’atmosfera. L’asterisco in questo grafico indica il punto di riferimento teorico che conferma l’adeguatezza della teoria rispetto ai risultati del modello.

In sintesi, la Figura 13 dimostra come il coefficiente di diffusione verticale sia cruciale nel modellare le interazioni tra temperatura, salinità e stratificazione nell’oceano, evidenziando una corrispondenza solida tra i risultati teorici e quelli del modello numerico.

La Figura 14 mostra un confronto diretto tra i risultati ottenuti da modelli numerici e le previsioni teoriche per tre importanti caratteristiche oceanografiche:

• Profondità dell’haloclina (a): Questo grafico mette a confronto le misurazioni della profondità dell’haloclina ottenute dal modello con quelle previste dalla teoria. Ogni simbolo rappresenta una configurazione differente delle simulazioni numeriche. La linea diagonale rappresenta una corrispondenza perfetta, indicando che i valori più vicini a questa linea mostrano un’accordo eccellente tra teoria e modello. La maggior parte dei punti si allinea bene con questa linea, suggerendo un buon accordo generale tra i due metodi.
• Salinità superficiale (b): Analogo al primo, questo pannello confronta la salinità superficiale calcolata dal modello con quella teorica. I dati mostrano che, in generale, la salinità superficiale prevista dalla teoria corrisponde strettamente a quella osservata nei risultati del modello, dimostrando l’accuratezza del modello nel replicare questa proprietà oceanografica.
• Contenuto di acqua dolce (c): Il terzo grafico compara il contenuto di acqua dolce tra il modello e la teoria. Anche qui, la prossimità dei punti alla linea di corrispondenza perfetta indica un’alta fedeltà del modello nelle previsioni del contenuto di acqua dolce rispetto alla teoria. Le lievi deviazioni da questa linea possono essere esplorate per affinamenti ulteriori del modello.

In sintesi, la Figura 14 evidenzia l’affidabilità del modello numerico nel replicare accuratamente le previsioni teoriche per diverse caratteristiche fondamentali dell’ambiente marino. Questi risultati confermano l’utilità del modello come strumento affidabile per la ricerca oceanografica, permettendo di prevedere l’impatto di vari fattori sulle proprietà fisiche dell’oceano.

La Tabella 1 offre una panoramica dettagliata delle diverse simulazioni effettuate in un modello oceanografico, evidenziando i parametri chiave utilizzati e i risultati ottenuti per ciascuna configurazione.

• Colonna ‘Run’: Elenco delle diverse simulazioni effettuate, numerate sequenzialmente.
• Colonna ‘Symbol’: Simboli utilizzati nelle figure correlate per rappresentare i risultati di ciascuna simulazione. Questi simboli aiutano a identificare visivamente i dati specifici nei grafici presentati.
• Parametri chiave delle simulazioni:
  • Profondità dell’acqua di piattaforma (‘h1’): Varia mostrando diversi livelli iniziali dell’acqua, influenzando direttamente le dinamiche dell’acqua nel modello.
  • Salinità della piattaforma (‘S1’): Rappresenta la salinità iniziale, con valori che variano, influenzando la salinità complessiva del modello.
  • Diffusione verticale (‘k’): Varia notevolmente, influenzando la miscelazione verticale dell’acqua.
  • Parametro di Coriolis (‘f0’) e ‘c2’: Parametri che influenzano la forza di Coriolis e la stabilità nel modello.
• Risultati diagnostici del modello:
  • Profondità dell’haloclina (‘hc’): Mostra come la stratificazione varia nelle diverse simulazioni.
  • Salinità superficiale (‘S0’): Riflette i cambiamenti nella salinità alla superficie a seguito delle variazioni nei parametri di input.
  • Contenuto di acqua dolce (‘F’): Indica la quantità di acqua dolce risultante.
  • Flusso di calore superficiale (‘Q’): Indica il calore trasferito dalla superficie dell’oceano.
  • Trasporto di Acqua Atlantica (‘Ψ’): Mostra l’efficacia del trasporto di massa d’acqua.

In sintesi, la Tabella 1 fornisce un’utile sintesi delle configurazioni e dei risultati delle simulazioni del modello, permettendo agli utenti di comprendere come vari parametri influenzino le proprietà fisiche simulate dell’oceano. Questo aiuta a valutare la sensibilità del modello a specifiche variabili e a verificare la coerenza dei risultati con le aspettative teoriche.

4. Trasporto delle Acque Atlantiche
Le analisi effettuate tramite il modello a tre strati dell’haloclina e della corrente di confine mostrano un buon allineamento con i risultati ottenuti dai modelli numerici. Questi risultati si focalizzano prevalentemente sulla struttura baroclina della corrente di confine. Tuttavia, un aspetto fondamentale riguarda il trasporto delle Acque Atlantiche nella corrente di confine ciclonica. Per comprendere questo fenomeno è essenziale non solo considerare lo shear baroclino, ma anche determinare una velocità di riferimento o modalità barotropica per la corrente.

Le teorie attuali, basate su bilanci di galleggiabilità, parametrizzazione dell’instabilità baroclina e vincoli del vento termico, si concentrano esclusivamente sullo shear baroclino e sono quindi insufficienti per stime della modalità barotropica. Inoltre, non è possibile ipotizzare una velocità profonda debole, che permetterebbe di calcolare un’altezza dinamica relativa a un livello senza movimento, come suggerito da Steele e Ermold nel 2007.

Se fosse possibile prevedere la velocità a una certa profondità, utilizzando le teorie menzionate, si potrebbe direttamente quantificare il trasporto della corrente di confine e la sua dipendenza dalle variabili del sistema. Nonostante l’assenza di una teoria generale per la modalità barotropica, l’analisi dei dati di modello ha permesso di identificare una relazione significativa tra le variazioni dell’altezza della superficie marina e quelle del contenuto di acqua dolce attraverso la corrente di confine. Questo legame è stato osservato in passato nell’Artico, sia nei modelli di circolazione generale (Zhang e Steele, 2007) che in studi osservativi (Steele e Ermold, 2007; Morison et al., 2012).

Una correlazione lineare approssimativa è stata individuata tra il cambiamento dell’altezza della superficie marina e il cambiamento nel contenuto di acqua dolce attraverso la corrente di confine, come dimostrato dai calcoli del modello (Figura 15). Questo risultato fornisce una base per stimare il cambiamento nel contenuto di acqua dolce dall’esterno al limite della corrente, utilizzando il valore specifico del contenuto di acqua dolce vicino al confine.

Utilizzando questi risultati empirici, si può derivare una stima del cambiamento dell’altezza della superficie marina. Con l’assunzione di un equilibrio geostrofico del momento in superficie, è possibile definire una velocità di riferimento che consente di calcolare il trasporto assoluto nella corrente di confine.

Il trasporto totale delle Acque Atlantiche nella corrente di confine ciclonica è influenzato principalmente da due componenti. Il primo è il trasporto verso nord, che è influenzato dall’inclinazione dell’altezza della superficie marina, considerata su tutta la profondità della colonna d’acqua, noto come il termine barotropico. Il secondo componente, il termine baroclinico, riguarda lo shear causato dall’abbassamento delle isohaline all’interno della corrente, calcolato fino a una certa profondità. Quest’ultimo è di solito abbastanza significativo da annullare il gradiente dell’altezza della superficie marina e causare un trasporto verso sud (movimento ciclonico) delle Acque Atlantiche, come osservato in diverse figure analitiche.

Generalmente, è il termine baroclinico a dominare sul termine barotropico, rendendo il comportamento globale meno dipendente dalle relazioni empiriche utilizzate per determinare la modalità barotropica.

La teoria suggerisce trasporti di circa 1-2 Sv in condizioni di mescolamento debole. È notevole osservare che l’entità della circolazione delle Acque Atlantiche rimane relativamente invariata a fronte di variazioni dei parametri k (o l) in un regime di mescolamento debole. L’effetto combinato di due forze contrapposte determina una variazione del trasporto di soltanto un fattore di circa 2, nonostante il mescolamento vari di tre ordini di grandezza. Con il mescolamento ridotto, l’haloclina si alza (h2 tende a zero), il che diminuisce lo shear baroclinico. Allo stesso tempo, però, la riduzione del mescolamento porta a una diminuzione della salinità all’interno dell’haloclina, con conseguente aumento dell’anomalia di densità e del gradiente di densità laterale bS(S2 – Si2), che incrementa lo shear baroclinico.

In condizioni di forte mescolamento (o elevato l), la direzione del flusso nel livello inferiore si inverte, portando alla formazione di una marcata circolazione anticionica su scala del bacino a tutte le profondità, che sopprime la corrente ciclonica di confine delle Acque Atlantiche. Questo scenario è caratterizzato da tre dinamiche in competizione: inizialmente il trasporto aumenta con l’intensificarsi della diffusività poiché l’haloclina si approfondisce e lo shear baroclinico si estende su un maggior spessore d’acqua, h2. Tuttavia, quando l’haloclina diventa particolarmente profonda, si verifica una riduzione dello spessore dello strato delle Acque Atlantiche sotto l’haloclina (termine H – h1 – h2), accanto a un effetto meno pronunciato di diminuzione del trasporto con l’aumento della diffusività, dato che il gradiente di densità laterale, bS(S2 – Si2), diminuisce.

Il modello fornisce risultati in linea con la teoria, indicando trasporti dell’ordine di 2 Sv per bassi livelli di diffusività, che declinano rapidamente fino ad azzerarsi con l’aumento della diffusività. Il modello non riesce a replicare la riduzione del trasporto in condizioni di diffusione estremamente limitata, probabilmente a causa della diffusione numerica che restringe le caratteristiche dell’haloclina (Fig. 13a).

Una dipendenza simile della forza e direzione della circolazione delle Acque Atlantiche nel Bacino del Canada rispetto alla diffusione verticale è stata identificata in una serie di modelli di circolazione generale comprensivi, analizzati da Zhang e Steele nel 2007. La loro interpretazione ha enfatizzato maggiormente l’influenza del ricciolo di tensione del vento anticionico nel Giro di Beaufort. Hanno inoltre osservato che le variazioni nella profondità e salinità dell’haloclina erano coerenti con le previsioni teoriche, sottolineando il ruolo centrale di questi fattori nella determinazione della forza della corrente di confine ciclonica delle Acque Atlantiche.

Il trasporto previsto dalla teoria è stato confrontato con quello ottenuto dai modelli per tutte le simulazioni, come mostrato nella Figura 16b. La maggior parte dei risultati conferma un buon accordo e dimostra una limitata sensibilità del trasporto rispetto ai parametri del modello. Questo avviene perché la maggior parte delle esecuzioni del modello opera con un valore di l molto vicino al picco teorico del trasporto delle Acque Atlantiche. Le discrepanze maggiori sono state osservate con variazioni di k. Come evidenziato nella Figura 16a, ciò è attribuibile a piccoli errori nella misurazione dell’haloclina per valori bassi di k e a una rapida diminuzione del trasporto delle Acque Atlantiche per valori elevati di k. Un aspetto insolito è il trasporto troppo debole associato al parametro di Coriolis ridotto nel modello, che appare come un enigma; modello e teoria si allineano bene per quanto riguarda lo spessore dell’haloclina, la salinità superficiale e il contenuto di acqua dolce. Questa incongruenza sembra derivare da un’inadeguatezza della relazione empirica nel calcolare correttamente il gradiente dell’altezza della superficie marina.

La figura 15 illustra una relazione empirica tra la variazione del contenuto di acqua dolce e la variazione dell’altezza della superficie marina all’interno della corrente di confine del bacino artico occidentale. I dati rappresentati in questo grafico provengono dalle simulazioni indicate nella Tabella 1.

• Sull’asse orizzontale, il grafico mostra la variazione del contenuto di acqua dolce, che indica quanto il contenuto di acqua dolce è cambiato attraverso la corrente di confine.
• Sull’asse verticale, il grafico presenta la variazione dell’altezza della superficie marina associata a ogni simulazione.

I punti neri sul grafico rappresentano i risultati specifici di ciascuna simulazione. La linea grigia tracciata tra i punti è una linea di tendenza che mostra una relazione diretta tra le due variabili: all’aumentare del contenuto di acqua dolce, aumenta anche l’altezza della superficie marina.

Questo grafico dimostra che esiste una correlazione diretta e quantificabile tra la quantità di acqua dolce che attraversa la corrente di confine e l’altezza della superficie marina nel bacino artico occidentale, evidenziando l’impatto significativo delle variazioni del contenuto di acqua dolce sull’ambiente marino circostante.

La Figura 16 visualizza il trasporto medio nelle correnti cicloniche delle Acque Atlantiche in un punto specifico (y = 3100 km), analizzato in due diversi pannelli.

Pannello a): Questo grafico mostra il trasporto come funzione della diffusione verticale. Viene illustrato mediante vari simboli che rappresentano i dati ottenuti dalle simulazioni del modello, e attraverso diverse linee che indicano i contributi teorici:

• I simboli rappresentano i risultati specifici delle diverse configurazioni del modello.
• La linea continua indica il trasporto totale come previsto dalla teoria completa.
• La linea tratteggiata mostra il contributo al trasporto derivante dall’altezza della superficie marina.
• La linea punteggiata evidenzia il contributo dello shear baroclinico.

Pannello b): In questo grafico si confronta il trasporto calcolato dal modello (asse orizzontale) con quello predetto dalla teoria (asse verticale) per ogni simulazione elencata nella Tabella 1.

• Ogni simbolo corrisponde a una diversa simulazione del modello.
• La linea retta rappresenta la perfetta corrispondenza tra i risultati del modello e le previsioni teoriche. I punti posizionati lungo questa linea indicano dove i risultati del modello e le previsioni teoriche si allineano esattamente.

Questi grafici offrono una visione dettagliata su come la diffusione verticale influenzi il trasporto delle Acque Atlantiche, e su quanto accuratamente il modello possa replicare le previsioni teoriche basate su vari parametri fisici. Il confronto diretto nel pannello b) aiuta a valutare l’efficacia del modello nel prevedere il comportamento delle correnti in condizioni diverse.

5. Discussione e Sintesi

Un modello generalizzato di circolazione generale, in grado di risolvere i vortici e alimentato da flussi di calore superficiale, venti uniformi e una parametrizzazione del deflusso fluviale, è riuscito a riprodurre in modo soddisfacente vari aspetti dell’ambiente marino. Questi includono la circolazione delle Acque Atlantiche, il Giro di Beaufort, gli scambi attraverso lo Stretto di Fram, la copertura media del ghiaccio e il suo trasporto, la profondità dell’haloclina, il flusso di calore superficiale e il contenuto di acqua dolce.

Per approfondire la comprensione dei risultati del modello numerico, è stato sviluppato un modello analitico a tre strati. Questo modello parte dall’ipotesi che l’haloclina sia sostenuta dai flussi di vortici laterali provenienti dalla corrente di confine e dalla diffusione verticale nell’interno. Queste dinamiche forniscono le basi necessarie per dedurre soluzioni analitiche relative alla profondità dell’haloclina, alla salinità superficiale e al contenuto di acqua dolce. Un singolo numero adimensionale governa la maggior parte delle caratteristiche della soluzione analitica.

Utilizzando una relazione empirica tra l’altezza della superficie marina e il contenuto di acqua dolce, la teoria proposta può anche prevedere il trasporto delle Acque Atlantiche nella corrente ciclonica di confine. Le previsioni teoriche sono state confrontate con successo con i risultati di una serie di calcoli di un modello numerico che risolve i vortici. In questi studi, sono state variate la diffusività verticale, la salinità, lo spessore dell’acqua proveniente dalla piattaforma continentale, il parametro di Coriolis e la topografia del fondo.

L’haloclina nel modello è mantenuta da flussi di sale di vortici laterali di segno opposto provenienti dai confini, con il flusso dolce nella parte superiore dell’haloclina e quello salato nella parte inferiore. La diffusione verticale all’interno dell’haloclina è cruciale per bilanciare il budget di salinità.

Un livello minimo di mescolamento verticale nell’haloclina è necessario. Tuttavia, sia la teoria che il modello dimostrano che si possono ottenere proprietà realistiche dell’haloclina e trasporti efficaci delle Acque Atlantiche anche con un mescolamento molto debole, in linea con le stime osservative. La forza motrice principale per la circolazione ciclonica delle Acque Atlantiche nel modello è il contrasto di salinità tra le salate Acque Atlantiche e le acque dolci provenienti dai ripiani artici. Questo contrasto necessita di mescolamento verticale per essere trasformato in energia potenziale, che a sua volta guida la circolazione orizzontale.

Questa dinamica è fondamentalmente diversa dalle correnti cicloniche calde degli oceani aperti, spinte dalla convezione profonda, come quelle trovate nel Mare del Labrador e nei mari nordici (Spall 2004, 2011, 2012), e come potrebbe verificarsi nell’Artico in assenza di ghiaccio marino. Nonostante ciò, le correnti di confine e i flussi di vortici giocano un ruolo cruciale in entrambi i contesti.

Il ruolo dei flussi di acqua dolce nel guidare la circolazione delle Acque Atlantiche nel Bacino Artico è in accordo con i modelli estuariali precedenti dell’Artico (ad esempio, Stigebrandt 1981; Rudels 1989). Tuttavia, questi modelli presuppongono che tutte le Acque Atlantiche fossero mescolate nell’haloclina. Nella teoria attuale, la circolazione delle Acque Atlantiche nella corrente di confine ciclonica è più intensa rispetto alla quantità effettivamente mescolata nello strato di acqua dolce, poiché è necessaria una ricircolazione molto più estesa per supportare i flussi di vortici laterali che equilibrano il mescolamento interno. Lo scambio e il mescolamento sono regolati dalla capacità dei vortici di trasportare acqua dalla corrente di confine verso l’interno del bacino.

Il ruolo principale del vento è spingere il ghiaccio fuori dal Bacino Artico, accumulandolo contro il continente nordamericano. Questo processo, assistito dalla forza di Coriolis, facilita il trasporto del ghiaccio attraverso lo Stretto di Fram. L’esportazione di ghiaccio è cruciale per bilanciare il flusso netto di calore con l’atmosfera. Senza l’azione del vento, i modelli mostrano rapidamente la formazione di uno strato di ghiaccio irrealisticamente spesso nell’Artico.

Oltre a isolare in gran parte la superficie, il ghiaccio influisce sulla circolazione principalmente esercitando uno stress sulla superficie oceanica. Nei calcoli in cui questa forzante dello stress del ghiaccio sull’oceano è rimossa, si osserva una perdita della circolazione anticionica nel bacino occidentale e un intensificarsi dei flussi di vortici dal confine. Questi flussi di vortici potenziati suggeriscono che l’instabilità della corrente di confine è mitigata dalla presenza di ghiaccio.

Nei modelli dove la corrente di confine è più instabile, l’haloclina risultante è più sottile e dolce, in linea con le previsioni teoriche. Un’haloclina simile, sottile e fresca, si riscontra anche in simulazioni guidate esclusivamente dalla presenza di acqua dolce ai confini e acqua salata nell’Atlantico del Nord, senza l’intervento di vento, flusso di calore o modelli di ghiaccio. Questi risultati supportano l’idea che sia la forzatura dell’acqua dolce a determinare la circolazione di base e la struttura dell’haloclina nel modello.

L’obiettivo principale di questo studio era sviluppare un quadro teorico semplice per analizzare le caratteristiche su larga scala dell’Oceano Artico, concentrandosi principalmente sulla circolazione delle Acque Atlantiche e sull’haloclina. L’avanzamento concettuale fondamentale consiste nel bilanciare i flussi laterali di sale provenienti dai confini con la diffusione verticale di sale nell’interno del bacino, parametrizzando questi flussi in base alle masse d’acqua dominanti. Attualmente, questi flussi laterali sono propulsi dall’instabilità baroclinica delle correnti di confine.

È probabile che esistano altri meccanismi di flusso significativi per l’Artico reale, qui non considerati. Si ritiene che il fenomeno di interleaving contribuisca significativamente alla diffusione laterale delle Acque Atlantiche dalla corrente di confine verso l’interno (Walsh e Carmack 2003). Una parametrizzazione di questo processo, se disponibile, potrebbe essere integrata nel bilancio del sale come mostrato nell’equazione (2).

Inoltre, si ipotizza che il trasporto di Ekman, associato ai venti orientali lungo la costa dell’Alaska e al ricciolo di stress del vento anticionico nell’interno del Bacino del Canada, sposti notevoli quantità di acqua a bassa salinità dalla superficie verso l’interno del bacino (Yang 2006; Proshutinsky et al. 2009). Questi flussi potrebbero anch’essi essere inclusi nel bilancio del sale.

Il modello guidato dai vortici qui considerato rappresenta un punto di partenza interessante per esplorare ulteriori meccanismi di forzatura e processi fisici.

https://www2.whoi.edu/staff/mspall/wp-content/uploads/sites/162/2018/02/2013_Spall_OnTheCirculation.pdf