Variabilità climatica naturale nelle regioni polari.
Se il nostro pianeta fosse stato progettato pensando a studi comparativi sulle alte latitudini, non avrebbe potuto essere organizzato meglio di così.
Il parallelo 70°N racchiude vaste regioni continentali che un tempo erano foreste e praterie ecologicamente ricche, ma che oggi ospitano agricoltura, allevamento e urbanizzazione. Un residuo della calotta polare settentrionale di epoche passate si trova accanto a un piccolo oceano centrale con estese piattaforme continentali; queste sono in gran parte aperte al passaggio della Corrente del Golfo e dell’acqua del Nord Atlantico riscaldata dal vento attraverso il Mare di Norvegia e a un afflusso minore di acqua più fredda del Pacifico attraverso lo Stretto di Bering.
Ma il parallelo 70°S passa strettamente intorno a un continente ricoperto di ghiaccio grande la metà dell’Africa, che è vegetato solo in pochi punti, per lo più da muschi e licheni, ed è abitato esclusivamente da mammiferi marini, uccelli e scienziati. È circondato dal gelido e ventoso Oceano Meridionale, che lo isola dall’influenza delle acque tropicali riscaldate dal sole.
Il clima dell’Artico e del suo piccolo oceano centrale
Una certezza espressa dalla scienza del clima è che il riscaldamento anomalo dell’Artico, al di là delle condizioni storiche, è “in linea con lo scenario peggiore di riscaldamento climatico previsto dal Gruppo intergovernativo di esperti sul cambiamento climatico”[1] . Un tale commento sembra singolarmente disinformato, considerando le ricche informazioni che abbiamo sui cambiamenti climatici dell’Artico nel passato recente e lontano.
Lo sviluppo della civiltà europea è avvenuto solo grazie al massiccio flusso di acqua riscaldata dal sole della Corrente Nord Atlantica nell’Oceano Artico orientale, ed è sopravvissuto nonostante la forte e naturale variabilità di questo flusso.
Le conseguenze per le popolazioni delle terre settentrionali dell’Europa e del Nord America durante i futuri periodi di riduzione del flusso attraverso il Mare di Norvegia non sono state e non saranno confortevoli: ricordiamo la chiamata alle armi della comunità scientifica in risposta all’avanzamento dei ghiacciai a metà del XX secolo perché, dopo due decenni di progressivo raffreddamento alle alte latitudini settentrionali e di significativi avanzamenti dei ghiacciai, erano diffusi i timori di un nuovo periodo glaciale.
Un articolo di Science News suggeriva che “il clima insolitamente benigno degli ultimi decenni potrebbe degenerare, ponendo una nuova sfida alla sopravvivenza dell’umanità”, ricordando gli amari inverni della fine del XVIII secolo, quando le gelide acque costiere di New York immobilizzarono la flotta britannica e l’esercito rivoluzionario si rintanò nei campi di ghiaccio del New Jersey. [2] [Poi, all’inizio degli anni ’80, i ghiacciai cominciarono a ritirarsi di nuovo e i dati sulla temperatura dell’aria settentrionale suggerirono che si era instaurata una nuova tendenza al riscaldamento, così dimenticammo rapidamente le ere glaciali e passammo all’azione per studiare le potenziali conseguenze radiative dell’accumulo di CO2. In effetti, la perdita di memoria è così profonda che un assunto fondamentale oggi è che le regioni polari settentrionali si sono riscaldate in modo sostanziale dal 1900. Vengono riportate anomalie straordinarie della temperatura superficiale dell’aria (SAT) sull’Oceano Artico di 2,5-3,5°C, rispetto a un’anomalia media globale di soli 0,44°C per lo stesso periodo.
Ma questo risultato si basa su dati SAT omogeneizzati e grigliati in modo inappropriato, provenienti da tutte le stazioni terrestri disponibili, insieme ai dati di temperatura dell’aria superficiale, ove presenti, sugli oceani.
Il clima artico è stato caratterizzato da una tendenza al raffreddamento su scala millenaria (dell’ordine di meno 0,22°C/1000 anni), correlata a un lungo periodo di indebolimento dell’insolazione dalla fine del Periodo Caldo Medievale e rafforzata da feedback a latitudini più elevate.[3] [I danesi che si stabilirono nella Groenlandia orientale costruirono case e chiese in pietra, ma scomparvero nel XIII secolo quando non poterono più coltivare, vittime di un cambiamento climatico a cui solo la popolazione indigena riuscì a sopravvivere. Questo lungo periodo di debolezza della radiazione solare si è invertito solo negli ultimi decenni del XIX secolo, con una ripresa del riscaldamento che continua ancora oggi, nonostante la breve parentesi degli anni 1940-60.[4]
È opinione diffusa che l’attuale riduzione della copertura di ghiaccio nell’Oceano Artico sia un evento unico, e forse alcuni lettori penseranno che i resoconti dei capitani delle navi su “temperature senza precedenti” non dovrebbero essere presi sul serio, ma gli oceanografi norvegesi hanno anche riferito di acque prive di ghiaccio al di sopra di 81°N, e che nei loro profili è stata trovata acqua “calda della Corrente del Golfo” fino a nord delle Spitzbergen: hanno suggerito che questo dovrebbe garantire condizioni di assenza di ghiaccio “per qualche tempo a venire”. Hanno anche notato che “…in molti luoghi dove un tempo i ghiacciai si estendevano verso il mare, essi sono completamente scomparsi”. La temperatura media estiva della superficie del mare a Spitzbergen era stata di circa 3°C per 50 anni prima del 1917, ma nel 1922 era salita a 5°C, lasciando le acque aperte intorno all’isola per tutto l’inverno.
Questo cambiamento climatico regionale stimolò cambiamenti economici nel Mare di Barents settentrionale: alla fine degli anni ’30, la stagione di apertura per la spedizione del carbone da Spitzberg si allungò da 3 a 7 mesi.[5] In seguito, il raffreddamento intervenne nuovamente nell’Artico e negli anni ’50 si svilupparono nuovamente ghiacci diffusi intorno all’Islanda, creando problemi all’agricoltura. Nella Terra di Francesco Giuseppe, negli anni ’60 la temperatura media dell’aria in superficie diminuì di 3-4°C e le minime invernali di 6-10°C.
Le colture essenziali di fieno in Islanda fallirono ancora una volta e le colture di cereali furono abbandonate, mentre la pesca al largo dell’Islanda e della Groenlandia occidentale vacillò a causa della diminuzione o della migrazione degli stock di merluzzo. Questo periodo di freddo nei mari nordici e artici non si è invertito fino alla fine degli anni ’70, ma questa volta non abbiamo sentito la soddisfazione per il fatto che la regione stesse diventando di nuovo abitabile: al contrario, è stata espressa la preoccupazione che il riscaldamento fosse irreversibile perché antropogenico. [6]
Questa preoccupazione sembra ignorare la chiara evidenza di condizioni calde nell’Artico in un passato più lontano, soprattutto nelle regioni a nord-est della Groenlandia, dove nel XIX secolo si concentrarono gli sforzi della caccia alle balene. William Scorsby, il baleniere, si recava regolarmente in questa regione e nel 1811 notò che la barriera di ghiaccio a nord-est della Groenlandia si stava rompendo: “Nel mio ultimo viaggio ho osservato circa duemila leghe quadrate (18.000 miglia quadrate)… tra i paralleli 74-80° perfettamente prive di ghiaccio, che è scomparso tutto negli ultimi due anni”. Nel 1846, sulla costa siberiana, il fiume Lena era difficile da localizzare in un vasto paesaggio allagato e poteva essere seguito solo dall'”impeto della corrente” che “faceva rotolare alberi, muschio e grandi masse di torba” contro una nave da rilevamento russa, che mise al sicuro “una testa di elefante” dalla piena. [7]
È ormai chiaro che qualsiasi modello del clima artico nel XXI secolo deve integrare i periodi di riscaldamento e raffreddamento noti in passato; deve essere compatibile con le osservazioni della copertura di ghiaccio con la bassa pressione atmosferica ciclica di 60-80 anni e il riscaldamento del Nord Atlantico (codificato come NAO) e il contemporaneo aumento del flusso di acqua calda dell’Atlantico nell’Oceano Artico associato a un’oscillazione atmosferica a bassa frequenza (LFO). Questa integrazione non è stata fatta spesso negli ultimi anni, poiché l’attenzione si è spostata sulle possibili conseguenze degli effetti radiativi dell’anidride carbonica atmosferica, ma la rapida riduzione della copertura di ghiaccio negli anni ’90 è stata associata a un modello molto attivo di forzatura del vento “a causa delle azioni sincrone dell’AO e dell’LFO”.[8]
Su scale temporali millenarie, l’andamento dei periodi caldi e freddi nell’Artico può essere tracciato con l’uso di dati proxy. I ghiacci lunghi provenienti da due località delle Svalbard, la cui cronologia può essere limitata dall’analisi dei radionuclidi e degli isotopi dell’ossigeno e da strati di solfato e polvere vulcanica di datazione nota, sono notevoli e registrano anche il periodo di raffreddamento minore 1950-1970. [9] Questa e altre prove multi-proxy suggeriscono che, sebbene ci sia stato un aumento costante della copertura di ghiaccio durante l’Olocene, da una copertura estiva molto bassa a una piuttosto alta che ha raggiunto il suo picco tra 2000 e 4000 anni fa, ci sono stati periodi in cui l’arcipelago canadese aveva acqua aperta sufficiente in estate per consentire alle balene bowhead del Pacifico e dell’Atlantico di mescolarsi e alle popolazioni Dorset e Inuit di migrare verso est lungo il Canada settentrionale.[10]
Un record proxy molto lungo e continuo da Lomonosovfonna, Svalbard (e uno breve dalla Norvegia settentrionale) è stato utilizzato per dimostrare la progressione di una tendenza al raffreddamento invernale di circa 0,3-0,9°C/centesimo durante più di un millennio prima del 1850, quando si verificò un breve riscaldamento seguito da una stasi.[11]
Lo studio di queste carote è stato ampliato con l’utilizzo di due carote di ghiaccio più brevi (1700-1980) provenienti da Longyearbyen e Vardo sulle Svalbard, la cui cronologia è stata vincolata dall’analisi dei radionuclidi e degli isotopi dell’ossigeno e da strati di solfato e polvere vulcanica di datazione nota; i dati strumentali di Vardo sono stati utilizzati per la calibrazione.
Il cambiamento nella distribuzione della copertura di ghiaccio nell’Oceano Artico durante questo lungo periodo di raffreddamento è stato confermato da altri proxy che danno risultati generalmente coerenti: gli orizzonti di riferimento e gli strati annuali di isotopi stabili dell’ossigeno e dell’idrogeno nella carota di ghiaccio di Severnaya Zemlya rivelano che il raffreddamento che ha raggiunto le temperature minime assolute nel XIX secolo è stato associato a un calo dell’insolazione estiva e alla contemporanea crescita della calotta di ghiaccio da cui è stata ricavata la carota.[12]
Non mancano ulteriori prove a sostegno di questo risultato: l’analisi della carota di ghiaccio Lomonosovfonna e i proxy ad anello di legno della Scandinavia settentrionale sono stati utilizzati per ricostruire l’evoluzione della copertura di ghiaccio nei mari nordici occidentali durante questo lunghissimo periodo.[13] Questo “ha spiegato con successo il 59% della varianza dell’estensione del ghiaccio marino durante il periodo di calibrazione 1864-1997” e ha identificato periodi meno persistenti di basso ghiaccio marino alla fine del XIII, all’inizio del XV e alla metà del XVII secolo. Il record è dominato da cambiamenti su scala decadale associati alle NAO/Oscillazioni artiche, ma gli autori insistono sul fatto che “l’attuale bassa estensione del ghiaccio marino è unica” nel record e ha avuto origine in un declino iniziato alla fine del XIX secolo dopo la Piccola Era Glaciale del XVII-XIX secolo.
Questi nuclei suggeriscono che la temperatura superficiale risponde a qualche fattore che va di pari passo con la variazione secolare dell’intensità solare: sarebbe facile pensare che si tratti semplicemente di un riscaldamento solare, ma non è così. Questo raffreddamento a lungo termine sembra essersi verificato in tutto l’Artico, indipendentemente da qualsiasi conseguenza diretta della radiazione solare (espressa come macchie solari o frequenza delle eruzioni solari), che nello stesso periodo ha avuto una tendenza generalmente opposta.
Tuttavia, durante i periodi brevi (cioè il rettangolo nella figura delle macchie solari) c’era un’ottima corrispondenza tra il numero di macchie solari e la temperatura indicata dai proxy, anche se in genere non ci si aspetta una correlazione diretta e duratura tra il sole e la temperatura superficiale locale: piuttosto, i cicli di attività solare di solito impongono un effetto indiretto sulle celle di pressione atmosferica e sui regimi di vento, con conseguente riscaldamento e raffreddamento locale. Le osservazioni della correlazione tra l’attività solare e la temperatura superficiale negli Stati Uniti hanno mostrato questo aspetto in modo molto chiaro: a ovest del divario continentale la correlazione era negativa, ma a est delle montagne la correlazione era positiva e aumentava verso il New England, dove era massima.[14]
Questo non è un caso unico, e relazioni regionali simili sono alla base delle correlazioni tra l’intensità solare e i valori di indici come l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO). Piuttosto che una semplice tendenza al riscaldamento indotta dalla CO2, le registrazioni della copertura di ghiaccio nei quattro mari che si trovano a nord della Siberia (Kara, Laptev, Siberia orientale e Chukchi) seguono meglio le tendenze della radiazione solare; la variabilità del ghiaccio in questi mari è dominata da un’oscillazione a bassa frequenza di 60-80 anni che – secondo le parole degli autori – “pone una grave limitazione alla nostra capacità di risolvere le tendenze a lungo termine”.[15] [In ogni caso, un ostinato stato positivo della NAO ha caratterizzato gli ultimi decenni del XX secolo, associato a una forte differenza di pressione tra le celle di alta e bassa pressione, che ha ridotto significativamente la copertura di ghiaccio nell’Artico orientale.[16]
Gli 8,5 Sv di acqua atlantica calda (6-8°C) e salata che scorrono annualmente attraverso il Mare di Barents proseguono verso est come Corrente di Confine Circumpolare e sono la principale fonte della massa d’acqua superficiale regionale. Durante il suo percorso, viene progressivamente modificata dal flusso di calore verso l’atmosfera, dal deflusso dei fiumi e dall’acqua di fusione in estate e dal rigetto del sale durante il congelamento. L’acqua dell’Atlantico trasporta ogni anno quasi 100 TW di calore verso l’Oceano Artico orientale, mentre altri 10-20 TW passano nel bacino artico attraverso lo Stretto di Bering in un flusso di circa 0,8 Sv di acqua dell’Oceano Pacifico.[17]
Dal 2002, questo processo si è accelerato a causa del ghiaccio primaverile molto sottile e del “ricordo del sistema verso lo stato di AO invernale positivo che ha caratterizzato la metà degli anni ’80 e ’90”, come affermano Stroeve et al.[18] Inoltre, questi autori notano che anche il carattere del ghiaccio marino è cambiato gradualmente dopo un periodo così lungo di valori NAO positivi, in particolare nella progressiva perdita di ghiaccio pluriennale. Il singolo indice NAO fortemente negativo dell’inverno 2009/2010 non è stato sufficiente a invertire il processo.
Gli impulsi di acqua calda del Pacifico che passano a nord attraverso lo Stretto di Bering sono più variabili, ma il verificarsi di un’incursione importante è stato confermato alla fine degli anni ’90 dall’osservazione di diatomee del Pacifico (Neodenticulata seminae) nelle acque della corrente del Labrador. Quest’acqua è stata trasportata dalla circolazione anticiclonica rotatoria lungo la scarpata continentale asiatica, attraverso il bacino di Makarov, per raggiungere il bacino canadese come anomalia calda di circa 0,5°C.[19]
La variabilità della copertura di ghiaccio estiva nel Mare dei Chukchi a nord dell’Alaska è stata correlata con i valori di AO e NAO, e quindi con la frequenza delle depressioni cicloniche sull’Oceano Artico. Negli anni 1979-2009, si è registrato un aumento della frequenza e della forza degli eventi di vento estremo sulla costa settentrionale dell’Alaska durante la tarda estate e l’autunno: i venti estremi medi si sono evoluti da 7,0 a 10,5 m.sec-1 durante questo periodo. Negli ultimi anni sono stati registrati eventi di vento molto forti: il ciclone dell’agosto 2000 che ha distrutto la cittadina di Barrow sulla costa settentrionale dell’Alaska ha registrato raffiche di circa 120 km all’ora. [20] [Queste condizioni non solo accelerano lo scioglimento dei ghiacci formatisi nell’inverno precedente, ma, indipendentemente da questo processo, aumentano anche l’area apparente di mare aperto, causando la fiammata e la compattazione di piccole piattaforme di ghiaccio isolate.
Purtroppo, nessuna discussione contemporanea sulle recenti condizioni dell’Artico può ignorare il clamore suscitato nel settembre 2012 dalla reazione della stampa alla notizia che l’area di mare aperto nell’Oceano Artico occidentale era più grande del precedente minimo di ghiaccio osservato pochi anni prima. Forse questo record moderno di mare aperto potrebbe essere l’effetto immediato del passaggio di una depressione del Pacifico estremamente profonda (970 mb) e in rapido movimento nell’Artico occidentale all’inizio di agosto, i cui forti venti hanno fratturato e staccato la banchisa.
Tali conseguenze dello stress variabile del vento nell’Oceano Artico centrale sono state quasi del tutto ignorate nelle discussioni sulla perdita di ghiaccio, sulla base del fatto che l’evoluzione della copertura di ghiaccio è controllata quasi interamente dalla temperatura dell’aria e dalla radiazione solare. Le immagini satellitari mostrano che una depressione quasi permanente può migrare intorno all’oceano centrale in risposta alle condizioni al contorno lungo le coste asiatiche e americane.[21] Questa depressione e la nuvolosità associata erano prominenti nell’estate del 2016 ed è forse responsabile del fatto che la copertura di ghiaccio a metà agosto di quell’anno era relativamente estesa rispetto all’anno di copertura minima, il 2012.
Il NOAA pubblica ogni anno una “Arctic Report Card” – descritta come “una fonte tempestiva, sottoposta a revisione paritaria, di informazioni ambientali chiare, affidabili e concise sullo stato attuale delle varie componenti del sistema ambientale artico rispetto ai dati storici” – che ha avuto un sorprendente successo nel convincere i lettori che l’Artico si è riscaldato a un ritmo quasi doppio rispetto al resto del pianeta e che “l’amplificazione artica del cambiamento climatico rimane in pieno svolgimento”. Ma l’Arctic Report Card ha una visione molto generosa della regione, utilizzando 60°N come limite meridionale. Questo parallelo passa appena a nord della Scozia e comprende tutta la Scandinavia e l’intera metà settentrionale della Siberia fino all’altopiano dell’Asia orientale. Alcune grandi città (Bergen, Oslo, Helsinki, San Pietroburgo e altre) sono quindi incluse nei dati strumentali di questa regione.
Si tratta di una visione straordinariamente ampia, che si estende fino a 5° di latitudine a sud del Circolo Polare Artico, ma la NOAA non è sola nella sua scelta: un modello simile di evoluzione della temperatura artica è suggerito da una compilazione russa di dati SAT provenienti da quasi 1.500 stazioni dell’emisfero settentrionale grigliate in celle di 5° latitudini x 10° longitudini (a sinistra, sotto).
Questo studio è stato citato in un’autorevole rivista come “una delle prime prove del riscaldamento sull’Oceano Artico previsto dai modelli”[22]. Questa conclusione è supportata da uno studio più sofisticato (in alto, a destra) su una regione quasi identica che presenta i dati delle anomalie mensili di 441 stazioni terrestri negli archivi russi e giunge alla stessa conclusione, suggerendo al contempo che le temperature estive più calde hanno dominato il cambiamento.[23]
Tuttavia, la descrizione più pertinente, ma in gran parte trascurata, di come si è evoluta la SAT nell’Oceano Artico è la compilazione di Polyakov (dell’Università dell’Alaska), perché sono state utilizzate solo stazioni costiere molto lunghe, per lo più risalenti al 1880.[24]
I dati selezionati rappresentano questa regione in modo molto adeguato (anche se avrei preferito l’eliminazione delle tre stazioni in Finlandia e Svezia e di Aberdeen in Scozia); viene mostrato un semplice modello di evoluzione della SAT all’interno del bacino artico che, in accordo con questa compilazione, non sostiene lo stesso modello di riscaldamento progressivo dei due studi discussi sopra. Al contrario, esso chiarisce perfettamente che, sulle coste dell’Oceano Artico, la fine del secolo non è stata più calda rispetto agli anni ’40; Polyakov attribuisce il modello di cambiamento alle conseguenze dell’Oscillazione a bassa frequenza dell’emisfero settentrionale (LFO) nella pressione atmosferica regionale.
Un’altra compilazione di dati artici e proxy ha preso il 64°N come confine della regione artica, all’interno del quale sono state utilizzate 59 stazioni per analizzare il modello di co-variabilità regionale per le anomalie SAT basato su tecniche PCA.[25] Il risultato più importante di questo studio è stato ottenuto dall’analisi dello spettro di potenza dei proxy, che ha dimostrato una quasi-periodicità di 50-80 anni nella copertura di ghiaccio nella regione delle Svalbard: almeno otto precedenti periodi di copertura di ghiaccio relativamente bassa possono essere identificati a partire dal 1200 circa. Questa oscillazione a bassa frequenza è onnipresente in molte serie temporali moderne di dati biologici provenienti dall’oceano.
Nel complesso, questi studi presentano due risultati critici. La prima è che, intorno alle coste dell’Oceano Artico e dei mari settentrionali, le temperature superficiali non hanno raggiunto livelli pari a quelli degli anni 1930-40 nemmeno alla fine del XX secolo: se c’è un’amplificazione settentrionale della temperatura superficiale, questa si ferma a breve distanza dalle coste dell’Oceano Artico. La seconda osservazione, forse più importante, non può essere evitata: il modello di variazione della temperatura ottenuto dalle osservazioni di superficie nell’Artico “reale” è strettamente in accordo con la forzante solare persistente a lungo termine. Purtroppo, quando si discute di fenomeni ciclici o periodici come quelli evidenti nelle temperature artiche, l’influenza del ciclo solare sulla temperatura dell’aria di superficie viene prontamente proposta e altrettanto prontamente scartata.[26]
La maggior parte delle preoccupazioni espresse sull’amplificazione artica riguarda il potenziale effetto della perdita della copertura di ghiaccio sull’Oceano Artico e sul Mare di Barents settentrionale, quindi forse sarebbe stato meglio esaminare prima le tendenze della temperatura sulle banchise stesse e dare meno peso ai dati provenienti dalle parti settentrionali urbanizzate dell’Europa e dell’Asia. I dati più appropriati per questo compito sono quelli ottenuti presso il campo di ghiaccio russo alla deriva sull’Oceano Artico centrale: essi non registrano alcun cambiamento progressivo nella temperatura dell’aria superficiale, con medie annuali che oscillano tra i -17 e i -20°C per tutto il periodo di osservazione, che purtroppo è ormai terminato.[27]
Tuttavia, questo modello relativamente immutabile di stagioni di congelamento/fusione nell’Oceano Artico centrale è stato accompagnato da una graduale diminuzione della copertura di ghiaccio estiva sui mari artici marginali in due aree: (i) a est della Groenlandia e lungo la costa siberiana, e (ii) a nord dell’Alaska e del Canada. [28] Ciò è stato associato a una diminuzione a lungo termine del ghiaccio marino e dei bergs trasportati dalla corrente del Labrador nell’adiacente Atlantico settentrionale, molto a sud di Terranova.[29]
Negli anni ’60, questo flusso si estendeva abitualmente fino alla costa della Nuova Scozia a 45oN, ed era rafforzato dal congelamento regionale dalla Baia di Fundy alla costa del Maine. Dalla fine degli anni ’80, tuttavia, queste regioni sono libere dai ghiacci tutto l’anno.
Sebbene continuino ad apparire ricerche sull’amplificazione artica, molte non esaminano direttamente e criticamente i dati strumentali regionali, ma basano i loro studi sulle rianalisi ERA dei dati meteorologici: un caso recente è l’uso dei dati regionali dell’archivio GMST per specificare la temperatura superficiale in relazione al tasso di ritiro della copertura ghiacciata; CMIP e altre simulazioni “sono accurate solo nelle esecuzioni che hanno un riscaldamento globale eccessivo… questo implica che i modelli potrebbero ottenere il giusto ritiro del ghiaccio marino per le ragioni sbagliate…”.[30]
Non si può poi evitare una seconda e forse più importante osservazione: il modello di variazione della temperatura ottenuto dalle osservazioni di superficie nell'”Artico reale” è strettamente in accordo con la forzante solare persistente a lungo termine. Questo è, ovviamente, una contraddizione diretta con i risultati dei modelli di simulazione (ad esempio, il Coupled Model Intercomparison Project versione 3 dell’IPCC4) che sono stati utilizzati per affermare che l’aumento della fusione dei ghiacci estivi osservato oggi è forzato quasi direttamente dalle temperature dell’aria superficiale sull’oceano: “l’attuale riduzione dei ghiacci artici è iniziata alla fine del XIX secolo, coerentemente con il rapido riscaldamento climatico, ed è diventata molto pronunciata negli ultimi tre decenni, senza precedenti … negli ultimi mille anni e non può essere spiegata da nessuna delle variabili naturali conosciute”.[31]
Nonostante questi risultati, il grafico precedente mostra che la temperatura superficiale risponde a qualche fattore che marcia di pari passo con il graduale avanzamento della variazione secolare dell’intensità solare: sarebbe facile suggerire che la connessione è quella del semplice riscaldamento solare, ma questo caso non viene affrontato qui. L’autore di questo grafico ha sottolineato che una conseguenza primaria del forcing solare – almeno nell’emisfero settentrionale – è il controllo del gradiente di temperatura superficiale tra equatore e polo. L’Oceano Artico ha un ruolo unico nel modulare lo stato climatico globale a causa del suo collegamento aperto con l’Oceano Atlantico e forse anche per le conseguenze del downwelling nel Mare di Norvegia e nel Mare del Labrador meridionale.[32]
Queste conclusioni sono in contrasto con le ipotesi standard sulla perdita di ghiaccio delineate nei capitoli “Rilevazione e attribuzione” delle valutazioni dell’IPCC, che attribuiscono costantemente la perdita di ghiaccio all’aumento della temperatura dell’aria. Tuttavia, sebbene tutti sappiano che l’acqua marina congela solo a temperature più basse rispetto all’acqua dolce, la salinità piuttosto variabile dello strato superficiale dell’Oceano Artico è praticamente assente dalla discussione dell’IPCC sui meccanismi causali.
I cicli stagionali dell’accumulo di calore e del trasporto di energia integrati verticalmente suggeriscono che il flusso superficiale netto attraverso la superficie dell’oceano è il principale motore del cambiamento di calore stagionale nell’Oceano Artico. In luglio, si ipotizza un equilibrio tra la radiazione SW in entrata e la radiazione LW in uscita (ciascuna di circa 230-240 Wm-2), oltre al trasporto atmosferico laterale di 91 Wm2. Circa 120 Wm-2 di radiazione SW entrano nell’oceano, che perde 10 Wm-2 di radiazione LW per tornare all’atmosfera. [33] [Si propone quindi un flusso netto di luglio di 110 Wm-2 dall’atmosfera all’oceano, associato a una certa fusione dei ghiacci e a un guadagno di calore sensibile, che viene presentato come la causa principale dei cambiamenti stagionali nell’accumulo di calore nell’Oceano Artico, dominando i 6 Wm2 accumulati dalla divergenza dello scambio di calore (mare/ghiaccio) e dal flusso di calore sensibile associato al passaggio delle acque dell’Atlantico e del Pacifico nell’Artico.
Ma questo modello ignora le conseguenze delle incursioni di acqua calda del Nord Atlantico attraverso il Mare di Norvegia, ben oltre il Circolo Polare Artico e avvicinandosi a 80°N e così via fino al Mare di Barents: suggerisce invece che i processi atmosferici dominano il bilancio termico. Calcoli come quello dell’AR4 dell’IPCC non riescono a rispondere alla domanda che abbiamo davanti: perché l’Artico è così variabile? Poiché il modello fa riferimento ai dati oceanici e atmosferici solo per il periodo 1979-2001, manca di dati che rappresentino gli episodi alternati di debole e forte afflusso di acqua atlantica nel Mare di Barents. In definitiva, è sicuramente fuorviante affrontare la variabilità del ghiaccio marino artico considerando solo le condizioni locali del bacino artico. La variabilità artica può essere compresa solo sottolineando che la regione artica è aperta al sistema di correnti del Nord Atlantico, altamente dinamico e variabile.[34]
Eppure questa connessione oceanica merita solo un breve commento in AR5: “La circolazione oceanica porta acqua calda alle calotte glaciali. Le variazioni nei modelli di vento associate alla NAO…. probabilmente causano un aumento dello scioglimento di alcuni margini di ghiaccio”. Si tratta di un debole riconoscimento del fatto che la dinamica del ghiaccio marino dell’Oceano Artico – e quindi la variabilità dell’area e dello spessore della copertura di ghiaccio stagionale – è dominata da oscillazioni “associate alle componenti decadali della NAO/AO e a oscillazioni multidecadali di frequenza inferiore che operano a 50-100 anni”. Il ghiaccio marino e la NAO hanno mostrato una relazione non stazionaria durante il periodo di osservazione”. [35] [I modelli concordano sul fatto che una maggiore ciclonicità è associata a valori elevati di NAO e favorisce condizioni di ghiaccio più leggere nel bacino eurasiatico, come è avvenuto nel periodo 1940-60 e di nuovo all’inizio del secolo.[36]
In effetti, le osservazioni confermano che la variabilità nell’Artico è in gran parte associata alla variabilità dei flussi attraverso i passaggi aperti verso gli oceani Atlantico e Pacifico, che a loro volta rispondono alla diversa e caratteristica variabilità dei loro modelli di circolazione, per quanto forzati. Dei due passaggi, il collegamento aperto tra l’Oceano Artico e i mari settentrionali è il più importante e l’oceanografia di questa regione è stata a lungo al centro di ricerche e revisioni, tanto che i processi dominanti sono ora abbastanza ben compresi e quantificati..[37]
Degli 8,5 Sv di acqua calda e salata dell’Atlantico che ogni anno passano a nord attraverso la dorsale Groenlandia-Scozia, circa 4,0 ±2,5 Sv passano nel Mare di Barents direttamente a nord della Norvegia come flusso barotropico o lungo la costa occidentale delle Spitzbergen come flusso baroclino. Quest’acqua calda (6-8°C) trasporta ogni anno quasi 100 TW di calore atlantico nell’Oceano Artico orientale, mentre altri 10-20 TW passano nel bacino artico attraverso lo Stretto di Bering in un flusso di circa 0,8 ±0,2 Sv di acqua dell’Oceano Pacifico.[38]
Poiché i flussi caldi e freddi in entrata e in uscita si trovano rispettivamente fianco a fianco tra la Groenlandia e la Scandinavia, si induce un’asimmetria nella distribuzione della copertura di ghiaccio nell’Oceano Artico; questa è generalmente densa a ovest dello Stretto di Fram, mentre, a est delle Spitzbergen, gran parte del Mare di Barents – a latitudini simili – rimane privo di ghiaccio anche in inverno sotto l’influenza atlantica. Il deflusso attraverso lo Stretto di Fram e lungo la costa orientale della Groenlandia trasporta anche grandi volumi di acqua dolce sotto forma di pack ice frammentato, un flusso che è fortemente episodico su scala decadale ed è associato alla serie di anomalie di salinità osservate nei mari nordici discusse in precedenza.
La variabilità del flusso atlantico nel bacino artico è registrata in varve annuali nelle carote di sedimento del Canale delle Spitzbergen occidentali, e queste suggeriscono che “le temperature delle acque atlantiche che entrano nell’Oceano Artico all’inizio del XXI secolo non hanno precedenti negli ultimi 2.000 anni e sono presumibilmente legate all’amplificazione artica del riscaldamento globale”. Questa proposta è stata molto influente nel formare l’opinione sugli effetti del riscaldamento globale antropogenico nell’Artico e si basava sul fatto che il numero di specie sub-polari di foraminiferi fossili attualmente depositati supera il numero di specie polari per la prima volta negli ultimi due millenni, e di circa il doppio.[39]
Il significato di questi eventi continua ad essere esplorato: è stata fatta una sintesi della circolazione nel bacino artico a partire da quasi 3000 profili oceanografici ottenuti nell’Oceano Artico centrale a partire dagli anni ’90 del XIX secolo, che non erano accessibili in precedenza.[40] [Questo chiarisce in che misura la variabilità dell’afflusso di acque “calde e salate” dell’Atlantico settentrionale durante i periodi di valori positivi della NAO, che importano “grandi quantità di calore” nell’Oceano Artico, induce temperature centrali nello strato medio del Bacino di Nansen molto più calde di quelle del Bacino del Canada, molto più a valle. Il bacino del Canada e lungo la costa siberiana, dove può sopravvivere allo scioglimento estivo.
Il trasporto di acqua calda su questa scala sembra essere legato all’andamento delle celle di bassa e alta pressione nell’atmosfera. Uno stato ostinatamente positivo della NAO ha caratterizzato gli ultimi decenni del XX secolo ed è stato associato a una significativa riduzione della copertura di ghiaccio nell’Artico orientale a causa delle incursioni di acqua atlantica.
La prima prova che un impulso caldo nel 1990 è entrato nell’Oceano Artico è stata la comparsa di anomalie di circa 1°C nella massa d’acqua profonda del bacino di Nansen. Quest’acqua è stata trasportata dalla circolazione anticiclonica rotante lungo la scarpata continentale asiatica, attraverso il Bacino di Makarov, per raggiungere il Bacino Canadese 7 o 8 anni dopo, con un’anomalia calda di circa 0,5°C. Una seconda serie di impulsi leggermente più caldi è stata rilevata nello Stretto di Fram nel 2004, seguendo la stessa traiettoria del 1990, e il picco di riscaldamento nel bacino eurasiatico si è verificato nel 2007 circa.[41] [L’indagine canadese Larsen-93 sull’Artico orientale ha esplorato questa intrusione di acque calde dell’Atlantico, la cui temperatura massima potenziale (di 1-2°C) era ormai giunta fino al Mare di Laptev (130°E), passando al di sotto delle aree di copertura permanente dei ghiacci polari: questo fenomeno è stato definito da Eddie Cormack e dai suoi coautori “un’importante perturbazione termoalina… ora in corso nell’Artico”[42]
Poiché uno strato di acqua artica a bassa salinità (<50 m) si trova direttamente sotto il ghiaccio, questi impulsi più profondi di acqua calda del Nord Atlantico non sono in contatto diretto con il pack ice. Tuttavia, sebbene le osservazioni della microstruttura suggeriscano che il mescolamento è molto debole attraverso questo aloclino, le stime del bilancio termico producono comunque flussi verticali significativi. Questi suggeriscono a loro volta che le diminuzioni dello spessore del ghiaccio di <30 cm possono essere almeno in parte attribuite a questo flusso, piuttosto che alla presunta conseguenza del riscaldamento atmosferico sull’Oceano Artico, secondo gli studi dei dati SAT artici discussi in precedenza.
Gli impulsi di acqua calda del Pacifico che passano a nord attraverso lo Stretto di Bering sono anch’essi piuttosto variabili, e l’evento di un’incursione importante è stato confermato dall’osservazione di diatomee del Pacifico (Neodenticulata seminae) nelle acque della Corrente del Labrador alla fine degli anni ’90; seguendo la circolazione circolare dell’Oceano Artico, si presume che questi flussi siano passati a est attraverso il Mare dei Chukchi e lungo la costa canadese. [43] [Le temperature superficiali del mare alla fonte di questi flussi nel Mare di Bering hanno seguito il modello ormai familiare di una ripetizione fin de siècle del riscaldamento della metà del XX secolo, e quindi corrispondono strettamente all’evoluzione della PDO, qui vista insieme al cambiamento dell’AMO.[44]
L’importanza di questa osservazione è che conferma che l’afflusso di acqua estiva del Pacifico (PSW) alla fine degli anni ’90, attraverso la forzatura del vento sul trasporto vicino alla superficie, è stato insolitamente più caldo e insolitamente forte, come deve essere stato per trasportare gli organismi del Pacifico insolitamente a est lungo la costa canadese e poi a sud nel Mare del Labrador.
L’area di flusso attraverso il bacino canadese meridionale e il Mare di Chukchi corrisponde all’area che ha visto la riduzione dei ghiacci estivi durante la fine degli anni ’90. Tuttavia, l’aumento delle temperature del Mare di Bering avvenuto alla fine del XX secolo non può essere formalmente correlato con la relativa perdita di ghiaccio nell’Oceano Artico, e si è proposto un meccanismo alternativo: che l’impulso caldo di PSW ritardi la formazione di ghiaccio invernale. Tuttavia, l’aumento delle temperature del Mare di Bering alla fine del XX secolo non può essere formalmente correlato con la relativa perdita di ghiaccio nell’Oceano Artico, ed è stato proposto un meccanismo alternativo: che l’impulso caldo della PSW ritardi la formazione di ghiaccio invernale e quindi garantisca un trasferimento più efficiente della quantità di moto dal vento alla massa d’acqua costiera, che “a sua volta causa uno squilibrio tra la crescita e la fusione del ghiaccio”. Questo meccanismo di feedback, che porta a un brusco cambiamento nell’efficienza della sincronizzazione, è unico per i mari coperti di ghiaccio e potrebbe dominare i processi nell’Oceano Artico.[45]
La variabilità della copertura di ghiaccio estiva nel Mare dei Chukchi a nord dell’Alaska è stata correlata con i valori di AO e NAO, e quindi con la frequenza delle depressioni cicloniche sull’Oceano Artico. Negli anni 1979-2009, si è registrato un aumento della frequenza e della forza degli eventi di vento estremo sulla costa settentrionale dell’Alaska durante la tarda estate e l’autunno: i venti estremi medi si sono evoluti da 7,0 a 10,5 m.sec-1 durante questo periodo. Negli ultimi anni sono stati registrati eventi di vento molto forti: il ciclone dell’agosto 2000 che ha distrutto la cittadina di Barrow sulla costa settentrionale dell’Alaska ha registrato raffiche di circa 120 km all’ora. [46] [Queste condizioni non solo accelerano lo scioglimento dei ghiacci formatisi nell’inverno precedente, ma, indipendentemente da questo processo, aumentano anche l’area apparente di mare aperto, causando la fiammata e la compattazione di piccole piattaforme di ghiaccio isolate.
Le conseguenze delle sollecitazioni variabili del vento nell’Oceano Artico centrale sono state quasi del tutto ignorate nelle discussioni sulla perdita di ghiaccio, sulla base del fatto che l’evoluzione della copertura di ghiaccio è controllata quasi interamente dalla temperatura dell’aria e dalla radiazione solare. Tuttavia, osservazioni informali di immagini satellitari mostrano che, almeno in alcuni anni, una depressione quasi permanente si trova nella regione polare, migrando intorno all’oceano centrale in risposta alle condizioni al contorno lungo le coste asiatiche e americane. [47] Questa depressione e la nuvolosità associata sono state prominenti nell’estate del 2016 e sono forse responsabili del fatto che la copertura di ghiaccio a metà agosto di quell’anno era più estesa rispetto alla stessa data nell’anno di copertura minima, il 2012.
Per riassumere le argomentazioni presentate finora in merito alla perdita di ghiaccio nel bacino artico, è necessario riconoscere almeno cinque meccanismi in assenza di prove soddisfacenti di un riscaldamento anomalo della massa d’aria superficiale sopra i ghiacci: (i) il rallentamento della formazione del ghiaccio invernale, (ii) il flusso di calore verso l’alto di acque atlantiche anomalmente calde attraverso lo strato superficiale a bassa salinità sotto i ghiacci, (iii) i modelli di vento che causano l’esportazione di quantità anomale di ghiaccio alla deriva attraverso lo Stretto di Fram e la dispersione di pack-ice nel bacino occidentale, (iv) la copertura nuvolosa associata a depressioni persistenti nell’oceano centrale e (iv) il flusso anomalo di acque calde del Mare di Bering nell’Artico orientale a metà degli anni Novanta.
Queste e altre osservazioni sono state integrate in un modello oscillatorio con feedback e due punti finali instabili, coerenti sia con gli studi classici sugli stati climatici del passato sia con la recente analisi di Zhakarov sulla dinamica dei ghiacci nel bacino artico, il cui modello identifica feedback atmosferici-oceanici sia positivi che negativi che interagiscono in modo da impedire che le tendenze a lungo termine di perdita o aumento dei ghiacci nell’Oceano Artico procedano verso uno stato finale. [48]
Il modello è concettualmente semplice: durante i periodi di precipitazioni elevate, quando il ghiaccio invernale si forma facilmente, la copertura di ghiaccio estiva aumenta, l’atmosfera si raffredda, il fronte artico e la cintura di precipitazioni ad esso associata si spostano verso sud, in modo che l’apporto di acqua dolce all’Oceano Artico diminuisca e la copertura di ghiaccio invernale sia più spessa, abbia un’aria più profonda e quindi sopravviva meglio in estate. Questo, a sua volta, sposta il fronte artico verso il polo, riscalda l’atmosfera e completa il ciclo rafforzando l’influenza dell’aloclino dell’Oceano Artico.
Questo meccanismo oscillatorio di controllo della copertura estiva dei ghiacci artici, basato sulla variazione del bilancio di acqua dolce dello strato superiore del Mar Glaciale Artico, è stato recentemente interpretato in termini di un segnale climatico a bassa frequenza che “si propaga attraverso una rete di indici climatici sincronizzati” con la ben nota frequenza di 60-80 anni di Gleissburg. Basandosi interamente sulle osservazioni, è stato dimostrato che il segnale dell’AMO si propaga in sequenza – con opportuni ritardi – attraverso una serie di altri indici di stato climatico settentrionali, culminando in un segnale emisferico di segno opposto associato all’AMO dopo circa 30 anni. Questa sequenza è stata presentata nella seguente forma abbreviata:
AMO negativo→AT→NAO→NINO3,4→NPO→PDO→AMO positivo [49]
Ciò corrisponde molto bene alla sequenza osservata: un regime di riscaldamento è stato avviato intorno al 1918 a seguito di una transizione dell’AMO dal raffreddamento al riscaldamento. All’inizio degli anni Venti seguì la stessa transizione nell’AT e poi, intorno al 1930, nella PDO e infine, alla fine degli anni Trenta, una transizione verso un regime di raffreddamento nell’Artico che introdusse un nuovo stato dell’emisfero settentrionale a un regime di riscaldamento che fu nuovamente avviato da una nuova transizione nell’AMO. Il ritmo di questa sequenza modula le dimensioni degli stock di alcune importanti specie ittiche commerciali d’acqua fredda e quindi lo stato ecologico dei mari settentrionali.[50]
Questa sequenza è logica e ciclica e sembra essere alla base dell’alternanza di stati climatici bistabili e alternati osservati nei proxy durante i periodi interstadiali tra le ere glaciali del Quaternario.
Questo modello è certamente corretto nella sua valutazione complessiva dell’importanza critica dello stato nord-atlantico e del significato della connessione del Mare di Barents tra le regioni subtropicali e polari, anche se è stato vigorosamente attaccato.[51] [Questa regione critica controlla gli stati climatici alle scale che ci interessano oggi, sostenendo l’argomentazione avanzata nell’ultimo capitolo: non possiamo più considerare il cambiamento climatico nelle regioni artiche come una semplice e diretta risposta alla contaminazione antropica dell’atmosfera, come richiede il modello standard?
Ma ignorando tutto questo, alcuni rapporti delle agenzie continuano a fare riferimento alla graduale perdita della copertura stagionale di ghiaccio nell’Oceano Artico esclusivamente come conseguenza del riscaldamento antropogenico dell’atmosfera. Il rapporto della NASA Goddard sull’estensione del ghiaccio marino invernale nel 2016 è tipico: si tratta di “un altro minimo storico” attribuibile alle temperature atmosferiche record “in tutto il mondo e nell’Artico” e al “riscaldamento delle acque oceaniche”: non si fa menzione della precedente alternanza di periodi freddi, con ghiaccio pesante, e periodi caldi, con acque aperte. [52] Ciò è in linea con la “Arctic Report Card” annuale della NOAA – descritta come “una fonte tempestiva, sottoposta a revisione paritaria, di informazioni ambientali chiare, affidabili e concise sullo stato attuale delle varie componenti del sistema ambientale artico in relazione ai dati storici” – che ha avuto un sorprendente successo nel convincere i lettori che “La trasformazione sostenuta verso un Artico più caldo, meno coperto dai ghiacci e biologicamente cambiato rimane chiara”. Il documento utilizza un linguaggio adatto solo a un rapporto sui progressi di un paziente molto malato in ospedale: vengono tabulati i progressi di sette “segni vitali”, confrontando i progressi o le battute d’arresto di anno in anno.[53]
L’atteggiamento della NASA e della NOAA è contagioso. Un servizio giornalistico sulla ricerca climatica nelle Svalbard e in Norvegia descriveva interviste a scienziati che allora lavoravano a Longyearbyen e che parlavano del recente periodo di perdita di ghiaccio marino e di ritiro dei ghiacciai come se si trattasse di un evento unico e nuovo, senza alcun accenno alle condizioni che avevano tanto impressionato il capitano Ingebrigsteen quasi un secolo prima.[54] Una simile visione miope del cambiamento ambientale è purtroppo oggi molto comune, per ragioni fin troppo facilmente comprensibili.
Il continente e gli oceani in fondo al mondo
L’Antartide è l’antitesi dell’Artico: la regione polare meridionale è occupata da un’alta massa di ghiaccio di dimensioni continentali che raggiunge i 5000 m di altezza, con profondità al suolo di 2-4 km; questo ghiaccio scorre verso la costa, soprattutto nelle valli del frammento di Gondwana che si trova sotto il ghiaccio accumulato. La catena montuosa costiera dell’Antartide occidentale è un settore dell'”anello di fuoco” vulcanico che circonda l’Oceano Pacifico, quindi l’attività geotermica si verifica lungo questa costa e la penisola che ne deriva.[55]
L’apertura del Passaggio di Drake durante il Cenozoico isolò l’Antartide e creò una continuità dell’Oceano Meridionale attorno al fondo del pianeta, alterando radicalmente la circolazione oceanica nell’emisfero meridionale. [56] [Di conseguenza, il bacino dell’Atlantico meridionale non è un’immagine speculare invertita dell’Atlantico settentrionale e la sua forma fa sì che le acque superficiali riscaldate dal sole provenienti dalle regioni tropicali non passino lungo la costa del Sud America fino a latitudini molto elevate, mentre le acque della Corrente del Golfo risalgono la costa del Nord America fino al bacino artico. Al contrario, l’acqua calda della Corrente del Brasile si dirige verso est a 60°S all’interno della curva dell’Atlantico meridionale in direzione di Città del Capo e non penetra nella gelida massa d’acqua superficiale dell’Oceano Meridionale.
Inoltre, parte delle acque calde superficiali che si formano nell’Atlantico meridionale si perdono in quell’oceano quando confluiscono nel bacino dell’Atlantico settentrionale nella Sottocorrente del Brasile settentrionale; questo flusso trasporta 23 Sv al di sopra dei 1000 metri “di cui 16 Sv sono più calde di 7°C e formano le acque di origine della Corrente della Florida” che successivamente entrerà nella Corrente del Golfo.[57] [Questo è perfettamente chiaro nella classica figura di Tomczac e Godfrey (sotto), che mostra anche che il trasporto verso il polo delle acque calde tropicali nell’Oceano Indiano è limitato quando la Corrente di Agulhas esaurisce la topografia a <40°S prima di raggiungere il Capo e vira verso est attraverso l’Oceano Indiano. Solo pochi gorghi di acqua di Agulhas riscaldata dal sole retroflettono nell’Atlantico meridionale, dissipandosi infine a circa 30°S al largo dell’Argentina.
Così, mentre l’acqua riscaldata dal sole penetra così tanto verso il polo nord-atlantico che la sua variabilità controlla l’estensione della copertura di ghiaccio nell’Oceano Artico, il continente antartico è isolato dall’Oceano Meridionale che scorre verso est grazie all’influenza diretta dell’acqua dei mari tropicali: ciononostante, anche in inverno, il ghiaccio non copre l’intero oceano a sud del fronte subpolare. Questo paradosso ha attirato l’attenzione di diversi gruppi di ricerca, che non sono unanimi nelle loro spiegazioni: alcuni suggeriscono che le osservazioni richiedono un meccanismo termodinamico basato sul riscaldamento della superficie, mentre altri offrono una spiegazione più semplice basata sulla deriva regionale del ghiaccio da stiva.[58]
Tre banchi di ghiaccio si estendono verso il mare dal continente antartico e sono molto più spessi del pack-ice stagionale, con un’altezza di 25-50 metri sul livello del mare. Alla loro estremità si fratturano e rilasciano grandi bergs tabulari che infestano l’Oceano Meridionale e sono stati notati dai primi navigatori: la loro evoluzione non è un’anomalia antropica. Recentemente si è diffusa la preoccupazione che la piattaforma di ghiaccio Ronne-Pilchner (situata a est della Penisola) stia mostrando segni di rottura alla sua estremità. Questa piattaforma di ghiaccio ha attirato l’attenzione di Revelle, che ha calcolato un innalzamento globale del livello del mare di 70 cm quando si disintegrerà e si scioglierà.
Il calore geotermico al di sotto di alcuni dei ghiacciai che si riversano sulla banchisa provoca cambiamenti intermittenti nella loro velocità di flusso, per cui queste banchise non possono essere del tutto stabili. Una visione più lunga della storia delle piattaforme di ghiaccio (realizzata da un team del British Antarctic Survey) ha concluso che “il riscaldamento regionale nel corso di diversi secoli ha lasciato le piattaforme di ghiaccio della penisola antartica NE in bilico per il collasso”, anche se l’effetto è “relativamente modesto” nell’Antartide occidentale e non sono stati registrati cambiamenti significativi nel resto dell’Antartide orientale.
Il clima dell’Antartide
Le condizioni climatiche regionali sull’Oceano Meridionale sono dominate dalle conseguenze dei venti occidentali che attraversano il continente. Sono tipiche velocità sostenute di >14 m/sec-1, per cui “per raggiungere l’Antartide si devono attraversare almeno 600 miglia dei mari più agitati del mondo… nessuna terra interferisce con la circolazione dell’aria da ovest a est… questa è la casa dell’albatros errante… che circonda perennemente il continente antartico”.[59]
Questi venti sono indotti tra il lato settentrionale del vortice di bassa pressione polare e il lato meridionale delle celle di alta pressione subtropicale degli oceani Indiano, Pacifico meridionale e Atlantico meridionale. Di conseguenza, l’intensità dei venti occidentali intorno all’Antartide è legata ai cambiamenti di stato di queste celle, in particolare della cella di alta pressione del Pacifico meridionale che si trova “sopravento” alla Penisola Antartica.[60]
I cambiamenti nel gradiente di pressione lungo il confine meridionale di questa cella controllano la posizione e la forza della velocità del vento intorno al vortice polare: questi cambiamenti sono codificati come anomalie del Southern Annular Mode (SAM) e sono associati a grandi cambiamenti nei climi dell’emisfero meridionale della Patagonia, dell’Australia e della Nuova Zelanda e ad una certa influenza degli stati ENSO alle basse latitudini del Pacifico.[61]
Dagli anni ’70, la forza del vento è aumentata intorno al vortice polare e di conseguenza l’anomalia SAM ha assunto valori crescenti e nella Penisola Antartica sono state registrate temperature più elevate.[62]
Questa progressione SAM osservata è coerente con le conseguenze della progressiva distruzione dell’ozono stratosferico da parte di una sessantina di varianti di molecole refrigeranti, solventi, propellenti e agenti schiumogeni a base di alocarburi che oggi è conveniente utilizzare. Le molecole di ozono sono effimere e la presenza di CFC fa pendere l’ago della bilancia verso la loro riduzione, che avviene preferenzialmente all’interno dei due vortici polari.
In esperimenti transitori, si prevede che l’evoluzione dei CFC nella stratosfera polare segua il seguente schema in risposta alle misure di controllo dei CFC attuali o previste.[63]
Fortunatamente, possiamo monitorare da vicino questo sviluppo, perché il continente antartico è unico in termini di fiducia che si può riporre nei dati di temperatura superficiale: abbiamo accesso diretto a 17 serie di dati medi mensili selezionati nell’archivio SCAR READER, mantenuto e curato dal British Antarctic Survey – e quindi da alcuni di coloro che hanno effettuato le osservazioni – per scopi di ricerca: non è stata fatta alcuna omogeneizzazione dell’archivio né alcuna griglia. [64]
Ma sarà utile prima considerare come abbiamo dovuto procedere senza questa iniziativa dello SCAR. La nostra risorsa principale sarebbe stata i dati omogeneizzati GISTEMP della NASA, utilizzando i dati delle caselle di griglia sottostanti. Il riquadro 71 comprende parti della Penisola e anche della Terra del Fuoco, quindi contiene dati di luoghi abitati, compresi piccoli aeroporti con forti tendenze al riscaldamento terminale. La procedura di grigliatura GISTEMP prevede che le stazioni della Penisola Antartica che si trovano entro 1200 km da questi luoghi siano omogeneizzate con essi.
Non sorprende quindi che la base di Orcades sulle Isole Orcadi meridionali nel Box 71 (a sinistra, in basso) si sia riscaldata in modo piuttosto marcato dopo gli aeroporti della Patagonia. Tuttavia, nel riquadro 72, sulle Ebridi meridionali, Grytviken è stata forse omogeneizzata con la SST regionale, come richiesto dalle regole nel caso di isole isolate (a destra, in basso).
Per aggiungere confusione ai dati classici, si noti che anche i dati CRUTEM del Regno Unito per Grytviken sono stati omogeneizzati con le caselle vicine, ma in questo caso in modo da fornire un riscaldamento sostenuto dal 1940 circa.
Non è chiaro come sia stata eseguita l’omogeneizzazione GISTEMP sulle circa 20 stazioni antartiche nelle quattro griglie di livello finale, ma deve essere stata fatta, perché i dati GISTEMP per ciascuna di esse differivano fortemente dalle osservazioni originali archiviate in GHCN dalla NOAA. L’unica soluzione possibile (più o meno conforme alle regole) sarebbe stata quella di trattarle come isole e di omogeneizzarle con le SST adiacenti.
Ma, comunque sia stata fatta, questa omogeneizzazione è almeno in parte responsabile del riscaldamento RRR (Recent Regional Rapid) descritto da un team di Goddard e del British Antarctic Survey: “Durante l’ultimo secolo, le temperature della Penisola Antartica sono aumentate rapidamente… l’aumento totale di circa 2,8°C fa di questa regione quella che si sta riscaldando più rapidamente nell’emisfero meridionale… 25.000 km2 di ghiaccio sono andati persi negli ultimi 25 anni… ecc. ecc.”[65].
Questa mi sembra un’esagerazione e la presente discussione si basa su dati non omogeneizzati provenienti da due fonti: (i) l’archivio GHCN-all del NOAA e (ii) l’archivio READER dello Scientific Committee on Antarctic Research (SCAR). Sono stati consultati anche i dati delle reti di stazioni meteorologiche automatiche (AWS) distribuite in Antartide per studiare le dinamiche climatiche regionali.
Questa discussione si basa sui dati SCAR READER e GHCN del NOAA, che sono molto vicini ai dati originali prima dell’inclusione nell’archivio GISTEMP. Sono stati consultati anche i dati delle reti di stazioni meteorologiche automatiche (AWS) distribuite in Antartide per studiare le dinamiche climatiche regionali. Ecco le osservazioni di READER per 16 stazioni: 6 sulla penisola, 7 sulla costa settentrionale e orientale e (c) – 2 stazioni sull’altopiano e 1 sulla costa occidentale. Ciascuna di esse è tracciata di seguito insieme ai valori del Modo Annulare Meridionale e, come ci si aspetterebbe, sono le stazioni sulla penisola a seguire più da vicino il regime dei venti nell’Oceano Meridionale: qui, le conseguenze dell’evoluzione del buco dell’ozono stratosferico sono sotto gli occhi di tutti.
Sette stazioni si sono riscaldate di <0,1°C/anno in un periodo di 70 anni, e il riscaldamento maggiore – quello di Faraday/Vernadsky – ha raggiunto <0,5 °C/anno o quasi la stima IPCC del riscaldamento globale durante il XX secolo. L’unica altra stazione con un grado di riscaldamento simile è stata la vicina stazione di Rothera che, nei record GHCN-all, è una trascrizione di una versione non ordinata dei dati di Faraday/Vernadsky.
Tuttavia, il riscaldamento delle stazioni peninsulari è cessato verso la fine del secolo e hanno iniziato a raffreddarsi lentamente, con l’unica eccezione di Orcados sulle Isole Orcadi meridionali; questo cambiamento di tendenza è stato attribuito al rafforzamento dei venti occidentali sul Mare di Weddell e nella corrente a getto delle medie latitudini.[66] Le condizioni in questo caso sono fortemente influenzate dalle condizioni regionali e sono coerenti con la riduzione dei livelli di CFC stratosferici discussa in precedenza. Ciò potrebbe essersi verificato a seguito di misurazioni di controllo o forse naturalmente a causa di un cambiamento nella posizione, nel modello e nella forza del vortice polare.[67]
Le temperature registrate alla Base Scott, sulla costa del Mare di Ross, si sono riscaldate progressivamente dal 2000, seguendo la tendenza delle due stazioni interne a maggiore altitudine. Ma questa tendenza richiede forse ulteriori indagini: un modello diverso, privo di riscaldamento progressivo, è dimostrato dai dati di temperatura locali registrati elettronicamente. Le temperature del suolo ottenute in 15 siti nelle colline sopra la Base Scott non hanno mostrato alcun riscaldamento da quando sono state effettuate le misurazioni nel 1985; il fascio di dati di questi strumenti è mostrato di seguito. [68]Essi registrano temperature al limite della vitalità per il biota microbico del suolo.
Nella stessa regione, la temperatura superficiale dell’aria sulla piattaforma di ghiaccio di Ross è stata monitorata per 35 anni con una serie di 13 stazioni meteorologiche automatiche. Questi dati descrivono il clima che caratterizza le regioni centrali e costiere della piattaforma e quello delle montagne transantartiche: nessuno mostra una tendenza sostenuta delle temperature superficiali.[69]
Nemmeno i dati GHCN per McMurdo, che si trova sulla costa adiacente alla banchisa di Ross, supportano il modello di riscaldamento post-1970 della base Scott mostrato dai dati SCAR, ma piuttosto di uno spostamento delle condizioni vicino al 1970. Non posso fare commenti, se non notare che la base Scott è attualmente in fase di ricostruzione.
Sarà utile esaminare altri esempi di dati GHCN per l’Antartide. Qui sotto (a sinistra) sono riportati i dati GHCN di Belgrano per la piattaforma di ghiaccio Ronne-Pilchner; l’interruzione dei dati indica lo spostamento dell’osservatorio su un terreno più solido. Nonostante questo spostamento, i dati testimoniano 70 anni di stasi termica regionale. Allo stesso modo, la variazione a lungo termine della temperatura superficiale GHCN a Mawson e Concordia, sulla costa orientale di fronte all’Australia, non è altro che una leggerissima tendenza al raffreddamento su un periodo altrettanto lungo.
Le osservazioni russe a Vostok, una stazione interna sulle pendici dell’Antartide occidentale, suggeriscono che il progressivo riscaldamento non è stato osservato dal 1950. Piuttosto, queste osservazioni russe GHCN-M suggeriscono che la temperatura media annuale dell’aria si è progressivamente raffreddata di recente: il grafico mensile (a destra, in basso) suggerisce che, per un periodo di 20 anni, le osservazioni a Vostok sono state problematiche, ma sono state riprese intorno al 2005: non è evidente come collegare i primi periodi e quelli recenti.
Comunque sia, i dati di SCAR READER mostrano che sia la stazione polare di Vostok che quella di Amundsen-Scott si sono riscaldate negli ultimi anni: al Polo, questa tendenza (che ha coinciso con l’apertura del nuovo edificio della stazione) è stata associata a cambiamenti nel modello di circolazione atmosferica alle latitudini medio-meridionali, derivanti da uno spostamento verso il basso dell’Oscillazione Interdecadale del Pacifico e quindi da un maggiore trasporto di aria calda dal Mare di Weddell al continente.[70]
Le segnalazioni più urgenti di riscaldamento provengono dalla Penisola, dove le ricerche sullo stato della copertura del suolo di licheni e muschi suggeriscono una certa ricrescita; tuttavia, quest’area vulcanica ha prove superficiali di calore geotermico, che potrebbe non essere la spiegazione sperata delle osservazioni. Tali domande sono attualmente esaminate dai dati provenienti da stazioni di ricerca come Faraday, fondata negli anni ’40, poi trasferita in Ucraina e riaperta come Vernadsky: si dice che sia una delle stazioni di riscaldamento più rapide della Terra, con una variazione a lungo termine di 0,54°C/decade durante l’anno e il doppio durante l’inverno.[71]
Sfortunatamente, i rapporti e il monitoraggio delle osservazioni di Faraday prima del suo trasferimento lasciavano a desiderare: (i) la stazione fu spostata nel 1954 dalla piccola isola invernale al largo di Galindez, più vicina alla costa. Qui, i giorni invernali estremamente freddi sono diminuiti dopo il 1979, a causa della graduale diminuzione della copertura di ghiaccio sul Mare di Bellingshausen; (ii) i dati inviati all’OMM contenevano diverse brevi lacune nei primi anni, e i dati per i 10 anni precedenti al trasferimento in Ucraina non erano inclusi né nel GHCN né nel GISTEMP, ma ora appaiono nell’archivio READER, come mostrato di seguito; (iii) la variabilità delle osservazioni era notevolmente ridotta sotto la gestione ucraina. Infatti, i dati degli ultimi 20 anni non sembrano essere una continuazione delle osservazioni precedenti: forse gli strumenti sono stati posizionati in modo diverso dopo il cambio di proprietà?
Tuttavia, nonostante queste incertezze, nel 2005 l’archivio GHCN di Vernadsky è stato citato come “un caso estremo, circa il doppio” della tendenza generale al riscaldamento a lungo termine della Penisola: 0,6°C all’anno e 1,1°C nei semestri invernali. Questo è stato associato a cambiamenti appropriati nei sistemi di pressione e alla concomitante tendenza del valore del Modo Annulare Meridionale.[72] [Tuttavia, preferirei non riporre molta fiducia nei dati di Vernadsky, e questa opinione è rafforzata dal fatto che una versione frammentata di questi dati appare nel GHCN sotto il nome del vicino Rothera Point.
Ci sarà chi si lamenterà del fatto che i dati GHCN utilizzati per sostenere le argomentazioni principali di questo articolo non sono omogeneizzati, non sono quelli utilizzati dall’IPCC e quindi le mie argomentazioni non sono supportate. In realtà, sarei molto più tranquillo se disponessimo di una serie di dati molto affidabili e a lungo termine provenienti da un numero limitato di località razionalmente distribuite su tutte le superfici terrestri e per i quali potessimo essere assolutamente certi che i dati rappresentino correttamente il cambiamento progressivo della temperatura: l’archivio SCAR READER è un eccellente prototipo di ciò di cui abbiamo bisogno.
Gli Stati Uniti sono un caso particolare, essendo la più grande regione per la quale disponiamo di molti record lunghi, ben gestiti e numericamente ponderati per le osservazioni rurali. I dati parlano chiaro: non c’è stato alcun riscaldamento progressivo negli Stati Uniti negli ultimi 150 anni e l’evoluzione della SAT segue molto generalmente quella del Sole.
Questa dimostrazione è perfettamente chiara, ma quasi del tutto ignorata, anche se i modelli che possono essere facilmente osservati nei dati GHCN provenienti da località rurali non supportano il modello standard di un riscaldamento. pianeta I dati antartici nell’archivio READER hanno per noi lo stesso messaggio dei dati statunitensi dominati dalle zone rurali – la sensibilità climatica di equilibrio della CO2 deve essere all’estremità inferiore dei valori discussi: questo è chiaro dalle osservazioni della stasi termica, tranne dove e quando le conseguenze delle anomalie del Modo Annulare Meridionale e della riduzione dell’ozono stratosferico sono significative.
Non sorprende quindi che ci sia stato un tranquillo brontolio sul fatto che l’omogeneizzazione non fosse utile se non per alcuni scopi speciali e che non fosse fatta in modo razionale, ma questo brontolio è stato ignorato dall’IPCC. Nel suo magistrale “Critical Review of Surface Temperature Data Products”, Ross McKittrick ha affrontato la questione confrontando tutte le coppie di dati GISTEMP grezzi e aggiustati nelle celle della griglia in cui sono presenti entrambi; ha scoperto che fino al 1980 circa, gli aggiustamenti risultavano in una temperatura più fredda rispetto alle osservazioni, ma negli anni successivi gli aggiustamenti tendevano ad andare nella direzione opposta. L’implicazione è che “parte della tendenza al riscaldamento mostrata nei record globali derivati dall’archivio GHCN aggiustato deriva dagli aggiustamenti e non dai dati sottostanti”.
L’inevitabile conseguenza è che “parte della tendenza al riscaldamento mostrata nei record globali derivati dall’archivio GHCN aggiustato deriva dagli aggiustamenti e non dai dati sottostanti”. Questi aggiustamenti aumentano il riscaldamento del XX secolo di 0,3-0,40°C, e questo riscaldamento è ora ampiamente ritenuto reale.[73] Altri hanno, naturalmente, indagato su questo, almeno informalmente, e sono giunti alla conclusione opposta.
Nel giugno 2016, il Goddard Station Selector è stato modificato in modo che i singoli dati GHCNv3 venissero mostrati in quattro stati: codificati a colori come presentati, come aggiustati, come puliti e come omogeneizzati.[74] Per un po’ di tempo, questo ha permesso di controllare i risultati di McKittrick click per click (una linea di colore diverso per ciascuna delle 4 fasi di omogeneizzazione), e questo ha abbondantemente confermato i suoi risultati; ma ora si può cliccare quanto si vuole, ma viene mostrato solo il grafico finale omogeneizzato. Tutti gli altri dormono sonni tranquilli….
[1] https://phys.org/news/2019-12
512 Douglas, J.H. (1975) Science News 107, 138-140.
[1] Kaufman, D.S. et al. (2009) Science 325, 1236-1239
[4] Kaufman, D.S. et al. (2009) Science, 525, 1236-1239.
[5] See Lamb, H.H. p. 260
[6] Kelly, P.M. et al. (1983) Month. Weath. Rev. 110, 71-83.
[7] See Lamb H.H. p. 252 et seq.
[8] Polyakov, I. and M. Johnson Geophys. Res. Lett., 27 (24), 4097-4100
[9] D.M. Divine, et al. (2011) Polar Res. 30, 7379 – DOI:10.3402/polar.v30i0.7379
[10] Polyak, L. et al. (2010) Quatern. Sci. Rev. 29, 1757-1778.
[11] D.M. Divine, et al. (2011) Polar Res. 30, 7
[12] Opel, T. et al. (2013) Clim. Past 9, 2379-2389.
[13] Fauria, M.M. et al. (2009) Clim. Dyn. DOI10.1007/s00382-009-0610-z
[14] Currie, R.G. (1993) Int. J. Clim. 13, 31-50
[15] Polyakov, I.V. et al. (2003) Journ. Climate 16, 2067-2077.
[16] Ventusky simulation for wind velocity at the surface – max. 80 kph on 20.06.20.
[17] Beszcynska-Moller, A. et al. (2011) Oceanogr. 24 (3) 82-99
[18] Stroeve, J.C. et al. (2010) Geophys. Res. Lett. 38, L02502
[19] Nature Reports Climate Change; 18 October 2007 | doi:10.1038/climate.2007.61
[20] Segall, S.T. and J. Zhang (2012) J. Climat. 25, 8075-8089 and Lynch, A.H. et al (2003) Mon. Weath.
Rev. 131, 719-732.
[21] https://sunriseswansong.wordpress.com/2016/08/26/arctic-sea-ice-persistence-puzzles/
[22] Serreze, MC and R.G. Berry (2011) Glob. Planet. Change 77, 85-96.
[23] Bekryaev, R.V. et al. (2010) J. Clim. 23, DOI:10.1175/2010JCLI3297.1
[24] Polyakov, I.V. (2003) J. Climate 16, 2067-2077
[25] Overland, J.E.. et al. (2003) J. Climate pp-pp
[26] Solheim, J-E et al (2012) Adv. Metorol. (Special Issue On Svalbard Meteorology).
[27] Radionov, V.E. et al. (1997) Tech. Rep. APL-UW TR9701, U. Washington, Seattle.
[28] NASA images
[29] Peterson, I.K. et al. (2015) Atmos-Ocean 53, 582-594
[30] Rosenblum, E and I. Eiseman (2018) J. Clim. DOI:10.1175/JCLI-D-16-0455.1
[31] Polyak, L. et al. (2010) Quat. Sci. Rev. 29, 1757-1778.
[32] Soon, W.-H. (2005) Geophys. Res. Lett. 32 (16) https://doi.org/10.1029/2005GL023429
[33] Serreze, M.C. et al. (2007) J. Geophys. Res. 112 D11122 doi. 10.1029/2006JD008230
[34] Svendson, L. et al. (2018) Nat. Clim. Change 8, 793-797
[35] Fauria, M.M. et al. (2010) Clim. Dyn. 34, 781-795
[36] Polyakov, I.V. and M.A. Johnson (2000) Geophys. Res. Lett. 27 (24) 4097-4100
[37] Meincke, J. et al. (1997) ICES J. Mar. Sci. 54, 283-299
[38] Beszcynska-Moller, A. et al. (2011) Oceanogr. 24 (3) 82-99
[39] Spielhagen, R.F. et al. (2010) Science 331, 450-453.
[40] Polyakov, I.V. et al. (2004) J. Climate 17, 4485-4497.
[41] Polyakov, I.V. et al. (2011) Bull. Amer. Met. Soc. 561-566.
[42] Cormack, E.C. et al. (1995) Geophys. Res. Lett. 22, 1061-1064
[43] Nature Reports Climate Change; 18 October 2007 | doi:10.1038/climate.2007.61
[44] Levitus, S. et al (2009) Geophy. Res. Lett. 36, Li9604
[45] Shimada, K. (2006) Geophy. Res. Lett. 33, L08605, doi:1029/2005GL025624.
[46] Segall, S.T. and J. Zhang (2012) J. Climat. 25, 8075-8089 and Lynch, A.H. et al (2003) Mon.
Weath. Rev. 131, 719-732.
[47] https://sunriseswansong.wordpress.com/2016/08/26/arctic-sea-ice-persistence-puzzles/
[48] Zakharov, V.F. (2013) U. Colorado NSIDC Spec. Rep. 16, 1-71; Wyatt,M. & J. Curry (2014) Clim.
Dyn. 42, 2763-2782
[49] AT is the Atmospheric Mass Transfer Anomaly of Girs, A.A. (1971) “Multiyear oscillations. of
atmospheric conditions” Gidronetoizdat 480 pp
[50] Longhurst, A. (2010) Mismanagement of Marine Fisheries, Cambridge U.P., pp. 97-106
[51] Mann, M. et al. (2014) Geophys. Res. Lett. DOI: 10.1002/2014GL059233
[52] http://www.nasa.gov/feature/goddard/2016/2016-arctic-sea-ice-wintertime-extent-hits-another-recordlow
[53] Starweather, S. et al. (2020) Arctic Report Card 2020. DOI:10.25923/ahj5-z336
[54] Shepherd, A. et al. (2012) Science, 338, 1183-1189.
[55] Kraus, S. et al. (2013) Andean Geol. 40 (1): 1–40.
[56] Kennet, J.P. (1977) J.G.R. 27, https://doi.org/10.1029/JC082i027p0384
[56] Comiso, J.. et al. (2020) NASA Earth Sciences: Current State of Ice Cover
[57] Schott, F.A. et al. (1997) J. Phys. Oceanog. 28, 1904-1928
[58] Polvani, L.M. et al. (2011) J. Climate 24, 795-812. 9
[59] Encycl. Brit. 14 ed. (1929) 2, 18-1
[60] Wind and pressure fields off western Antarctica at the time of writing these lines, Ventusky model.
[61] White, W.B., and R.G. Peterson (1996) Nature. 380 (6576): 699–702 and White, D.W.J. et al. (2011)
Nat. Geosc. DOI.10.1038/NGEO1296
[62] Marshall, D.J. and D.W.J. Thompson (2016) JGR-Atmosph. 121, 3276-3289
[63] Thompson, D.J.W. et al. (2011) Nat. Geosc. doi:10.10.38/NGEO1296
[64] Turner, J. (2020) Int. J. Climatol. (2019) 1-22 DOI 10.1002/joc6378: REference
Antarctic Data for Environmental Research (READER)
[65] Vaughan, D.G. et al. (2003) Clim. Change 60: 243-274
[66] Turner, J. et al. (2013) Nature, 535, 411-415
[67] Klekochiuk, A.R. et al. (2019) J. South. Hem. Earth Sci. Syst .69: 29-51; Oliva, M. et al. (2017) Sci.
Tot. Env. 580, 210-233.
[68] Doran, P.T. et al. (2002) JGR Atmos. 187, pp. ACL 13-1-ACL 13-12
[69] Costanza, C. et al. (2016) Int. J. Clim. 36, (15) ://doi.org/10.1002/joc.4681,
[69] GHCN-all data, courtesy of KNMI Climate Explorer.
[70] Nat. Clim. Ch. 10/8 DOI: 10.1038/s41558-020-0815-z – also DOI: 10.1038/s41558-020-0827-8
[71] Turner, J. et al. (2005) Int. J. Clim. 25, 279-294
[72] Oliva, M. et al. (2017) Sc. Tot. Envir. 580, 210-228
34 R.McKitrick (2010) https://realclimatescience.com/r.mckitrickCriticalGHCNReview.pdf. This work
includes all code used to perform the analysis
[74] http://data.giss.nasa.gov/gistemp/stdata/ or click ‘Station data’ on NASA GISS page