Struttura delle Masse d’Acqua e Circolazione nell’Oceano Artico”.

L’Oceano Artico è il più piccolo tra gli oceani del mondo, ma i suoi flussi e masse d’acqua hanno un impatto globale. È un oceano dominato dall’advezione, nel senso che le correnti importano acque distinte sia dall’Atlantico del Nord che dal Pacifico del Nord, che interagiscono e si stratificano verticalmente in base alla densità. Ulteriormente modificate dagli afflussi fluviali e dal congelamento e scioglimento dei ghiacci marini, le acque dell’Oceano Artico, una volta modificate, vengono reimmesse nell’Atlantico del Nord, influenzando così la circolazione termoalina globale. Questo sistema fisico costituisce il contesto per quasi tutti i processi chimici, biologici e geologici all’interno dell’Oceano Artico, tutti destinati a cambiare in un pianeta in riscaldamento. Per prevedere gli effetti di tali cambiamenti negli apporti esterni e advezione, è necessario capire come essi interagiscano e si manifestino nelle strutture idrografiche osservate. L’obiettivo di questa revisione è quindi presentare e discutere i processi responsabili di queste strutture.

INTRODUZIONE E CONTESTO

Nel 1990, l’oceanografo tedesco Detlef Quadfasel partecipò come turista a una crociera verso il Polo Nord a bordo del rompighiaccio sovietico Rossiya, portando con sé delle sonde di temperatura usa e getta. Scoprì che la temperatura dello strato atlantico a media profondità era superiore di oltre un grado rispetto a quanto riportato in precedenti misurazioni (Quadfasel et al., 1991). Questa osservazione cambiò drasticamente l’attenzione da determinare la circolazione media e la struttura delle masse d’acqua al rilevamento e documentazione del cambiamento. Le spedizioni successive nel decennio successivo rivelarono anche cambiamenti nella struttura delle masse d’acqua (Steele e Boyd, 1998; Morison et al., 1998), nella posizione delle zone frontali (Carmack et al., 1995), nelle correnti e nella risposta alle forzature atmosferiche (Maslowski et al., 2000). Un confronto tra le tracce di sonar a guardia in alto di un sottomarino della copertura di ghiaccio a distanza di 30 anni mostrò che lo spessore della copertura di ghiaccio si era ridotto quasi della metà (Rothrock et al., 1999). Sparì il concetto di un oceano in stato stazionario, e rilevare, studiare e comprendere il cambiamento divenne un obiettivo importante della ricerca artica.

Molti dei cambiamenti osservati erano advezione, legati all’afflusso di acque dell’Atlantico e del Pacifico, nonché al riscaldamento climatico. L’advezione verso nord di aria più calda, contenente più nuvole e vapore acqueo, aumenta la radiazione a onde lunghe verso il basso, causando temperature superficiali più elevate (Mortin et al., 2018), e l’afflusso di acque atlantiche più calde fornisce più calore allo strato superiore sotto il ghiaccio (Polyakov et al., 2012a). I fiumi che scorrono verso nord dai massicci bacini di drenaggio continentali circostanti aggiungono un terzo componente advezione. Tutti questi trasporti influenzano la copertura di ghiaccio, causando lo scioglimento o inibendo il congelamento.

La posizione centrata sul Polo dell’Oceano Artico significa che è stagionalmente influenzato dalla forzatura radiativa più variabile di tutti gli oceani: durante la notte polare, la temperatura dell’aria può scendere al di sotto dei -40°C, e la luce solare continua al solstizio d’estate fornisce più radiazione a onde corte in cima all’atmosfera di quella ricevuta all’equatore. È principalmente un oceano β, cioè fortemente stratificato in salinità ma non sempre in temperatura. Il raffreddamento invernale è quindi confinato a uno strato superficiale fortemente stratificato e relativamente poco profondo, permettendo alla superficie di raggiungere la temperatura di congelamento e formare il ghiaccio marino. Il calore oceanico locale ceduto all’atmosfera e allo spazio è quindi il calore latente di congelamento, non il calore sensibile immagazzinato nella colonna d’acqua, e l’atmosfera sovrastante diventa più fredda di quanto sarebbe altrimenti. In estate, la copertura di ghiaccio riflette una parte sostanziale della radiazione solare a onde corte in arrivo, e il ghiaccio che si scioglie mantiene la temperatura superficiale vicina al punto di congelamento, rendendo così l’estate più fresca di quanto ci si aspetterebbe, considerando le molte ore di luce solare che l’Oceano Artico riceve durante questa stagione.

L’Oceano Artico è anche unico tra gli oceani globali in quanto le sue piattaforme continentali costituiscono circa il 50% della sua superficie, quindi le modifiche stagionali delle masse d’acqua sono amplificate. Con profondità medie che variano da 200 m a meno di 50 m, le piattaforme continentali sono geograficamente separate nei Mari di Barents, Kara, Laptev, Siberiano Orientale e Chukchi a nord del continente eurasiatico, e nel Mar di Beaufort, Mar di Lincoln e Arcipelago Artico Canadese a nord del Nord America. La parte profonda dell’Oceano Artico è costituita da due principali bacini, il Bacino Eurasiatico e il Bacino Amerasiano, che sono fisicamente separati dalla Dorsale di Lomonosov con una profondità media di 1.600 m e una profondità di soglia di 1.870 m. Il Bacino Eurasiatico è ulteriormente diviso dalla Dorsale di Gakkel nel Bacino Amundsen profondo 4.500 m (la profondità media della pianura abissale) e nel Bacino Nansen profondo 4.000 m, e il sistema della Dorsale di Mendeleev e della Dorsale Alpha separa il Bacino Amerasiano nel più piccolo Bacino Makarov profondo 4.000 m e nel più grande Bacino Canada profondo 3.800 m (Figura 1a).

I flussi di advezione nell’Oceano Artico sono stati riconosciuti da tempo. A metà del diciannovesimo secolo, si discuteva seriamente della possibilità che queste correnti calde potessero influenzare la copertura di ghiaccio e creare acque libere all’interno dell’Oceano Artico (Petermann, 1865; Bent, 1872). Il viaggio di Fridtjof Nansen con la nave Fram dimostrò che ciò non era vero, ma invece era presente uno strato caldo con temperature sopra 0°C tra 150 m e 600 m di profondità, dimostrando che l’acqua calda dell’Atlantico entra nell’Oceano Artico; tuttavia, è separata dalla superficie del mare da uno strato superiore a bassa salinità che impedisce al suo calore di raggiungere il ghiaccio (Nansen, 1902).

Questa forte stabilità permanente è creata dal trasferimento atmosferico su scala globale di vapore acqueo da latitudini inferiori a latitudini superiori, e nell’Oceano Artico la precipitazione netta locale è aumentata dalle sue ampie aree di bacino continentale, che forniscono oltre il 10% della portata fluviale globale. L’Oceano Artico diventa un oceano β (stratificato in salinità) (Carmack, 2007), e la stabilità risultante isola la colonna d’acqua sottostante dalla forzatura di superficie in modo che sia dominata dall’advezione. Gli scambi tra l’oceano superiore e l’oceano profondo sono possibili solo attraverso le piattaforme continentali poco profonde e il pendio superiore, o tramite gli apporti dai mari adiacenti.

L’idea che la formazione di ghiaccio marino sulle piattaforme continentali potesse essere importante per la ventilazione degli strati più profondi dell’Oceano Artico fu avanzata per la prima volta da Nansen. Ironia della sorte, tale idea si basava su errate determinazioni di salinità dalla spedizione Fram, che indicavano che la salinità delle acque profonde era superiore a quella dell’acqua atlantica. Nansen suggerì che il congelamento e il rigetto di salamoia sulle piattaforme continentali potessero spiegare queste alte salinità. Tuttavia, Nansen in seguito suggerì, basandosi sulle osservazioni della Gjøa di Amundsen nel 1901, un ruolo per la profonda convezione oceanica aperta che si verificava nel Mare di Groenlandia, e alla fine accettò la possibilità che l’acqua profonda e di fondo nell’Oceano Artico avesse origine nel Mare di Groenlandia (Nansen, 1906, 1915).

Questa descrizione della circolazione profonda nell’Oceano Artico e nei Mari Nordici, elaborata con ulteriori osservazioni da Wüst (1941), fu accettata per oltre 50 anni. Quando Worthington (1953) scoprì che le temperature al di sotto di 1.300 m erano più basse nella metà orientale (Eurasiatica) rispetto alla metà occidentale (Amerasiatica) dell’Oceano Artico, concluse che una dorsale sottomarina doveva dividere l’Oceano Artico in due bacini, impedendo all’acqua più fredda e densa dal Mare di Groenlandia di raggiungere l’Oceano Artico occidentale. Questa dorsale, la Dorsale di Lomonosov, era stata rilevata da scienziati sovietici nel 1948, sconosciuta a Worthington. Non fu fino a quando Aagaard (1980) sottolineò che l’acqua profonda del bacino Amerasiatico non era solo più calda ma anche più salina dell’acqua profonda del bacino Eurasiatico, che la suggestione di Nansen sulla sorgente della piattaforma continentale fu considerata di nuovo (Aagaard et al., 1981, 1985; Rudels, 1986). Ora è accettato che la circolazione profonda nell’Oceano Artico e nei Mari Nordici formi un sistema strettamente collegato, con le piattaforme continentali dell’Oceano Artico che forniscono i membri terminali caldi/salini e i Mari Nordici quelli più freddi/dolci.

Le masse d’acqua profonda e di fondo nei quattro bacini profondi dell’Oceano Artico hanno ciascuna le loro caratteristiche distintive. L’acqua di fondo più fredda si verifica nel bacino più profondo, l’Amundsen, con una temperatura potenziale di -0,94°C e una salinità intorno a 34,943. L’acqua di fondo nel bacino Nansen, più basso, è leggermente più calda ma meno salina, mentre l’acqua di fondo nel bacino Canada è chiaramente più calda, -0,551°C, e più salina, 34,958. Le strutture verticali delle acque profonde in questi tre bacini sono simili. La temperatura diminuisce e la salinità aumenta fino a circa 1.000 m dal fondo, dove la temperatura inizia ad aumentare con la profondità, creando un minimo di temperatura profondo. La temperatura e la salinità aumentano fino a raggiungere uno spesso strato di fondo omogeneo, sormontato da una struttura a gradini termoalina; questi strati sono spessi 1.000 m nel bacino Canada e circa 600 m nel bacino Amundsen e 500 m nel bacino Nansen (Figura 2).

FIGURA 2. Caratteristiche delle acque profonde e di fondo nei Bacini di Nansen, Amundsen, Makarov e Canada. Verde = Bacino di Nansen (diamante sulla mappa). Viola = Bacino di Amundsen (triangolo). Oro = Bacino di Makarov (asterisco). Rosso = Bacino di Canada (quadrato). Verde = Bacino di Canada (x). Si noti l’assenza di un minimo di temperatura in profondità nel Bacino di Makarov e che il minimo di temperatura nel Bacino di Canada potrebbe essere causato da un afflusso a profondità di soglia dal Bacino di Makarov. Il massimo di salinità in profondità (2.000 m) nel Bacino di Amundsen è probabilmente causato dall’attraversamento delle acque profonde del Bacino di Makarov sulla Dorsale di Lomonosov. I minimi di temperatura nei Bacini di Nansen e Amundsen non hanno fonti advettive evidenti, ma potrebbero essere causati da un afflusso intermittente di acqua più fredda attraverso la Fossa di Santa Anna o da variazioni nelle caratteristiche del ramo di afflusso dello Stretto di Fram. Da Rudels (2012).

L’aumento della temperatura e della salinità verso il fondo può essere spiegato dalla convezione sulla piattaforma continentale e sul pendio. L’afflusso attraverso lo Stretto di Fram comprende acque calde e salate dell’Atlantico, e acque a profondità intermedia e profonda meno salate e più fredde, e la convezione sul pendio incorpora acqua atlantica diventando più calda. Se è abbastanza salata, affonda e aumenta la temperatura e la salinità dell’acqua a profondità intermedia trasportata al di sotto (Quadfasel et al., 1988).

Il minimo di temperatura in profondità nel Bacino del Canada è probabilmente dovuto alla diffusione di acqua più fredda dal Bacino di Makarov attraverso la Dorsale di Mendeleev (vedi profili in Figura 2). I minimi nei Bacini di Amundsen e Nansen si trovano più in profondità rispetto alla soglia nello Stretto di Fram, non hanno fonti advettive evidenti e sono più difficili da spiegare. La temperatura delle colonne d’acqua che affondano, una volta che hanno superato l’acqua atlantica, non può essere aumentata tramite incorporazione, se non in modo intermittente, se la salinità e la temperatura dell’afflusso cambiano nel tempo. Tuttavia, gli spessi strati omogenei sul fondo suggeriscono che il riscaldamento geotermico potrebbe portare ad aumenti di temperatura, convezione e omogeneizzazione dell’acqua di fondo (Timmermans et al., 2003; Björk e Winsor, 2006). Osservazioni dello strato di fondo nel Bacino del Canada durante il primo decennio del XXI secolo indicano che la temperatura di fondo è aumentata, supportando l’idea del riscaldamento geotermico (Carmack et al., 2012).

La struttura nel profondo Bacino di Makarov è diversa. Non è presente alcun minimo di temperatura in profondità, e la salinità raggiunge il suo valore massimo 1.000 m sopra il fondo e poi rimane costante con la profondità, mentre la temperatura continua a diminuire fino a formare uno strato sul fondo di 700 m di spessore (Profili in Figura 2). Jones et al. (1995) suggerirono che l’assenza di un minimo di temperatura era dovuta al traboccamento di acqua più fredda a profondità intermedia dal Bacino di Amundsen attraverso la soglia nella Dorsale di Lomonosov centrale. Questa acqua, a causa dell’effetto termobarico (vedi sezione successiva sui Processi di Mescolamento Interni), affonderebbe verso il fondo e raffredderebbe l’acqua profonda nel Bacino di Makarov. Tuttavia, osservazioni successive (Björk et al., 2007) non confermarono tale traboccamento. Se è la causa della struttura di temperatura nel profondo Bacino di Makarov, il traboccamento deve essere intermittente (Rudels, 2012).

COLLEGAMENTI CON L’OCEANO MONDIALE I maggiori scambi tra l’Oceano Artico e il resto dell’oceano mondiale avvengono nell’Atlantico settentrionale. Lì, l’acqua calda dell’Atlantico attraversa la Dorsale Groenlandia-Scozia ed entra nei Mari Nordici (i mari di Groenlandia, Islanda e Norvegia), che formano un’ampia anticamera per le due entrate atlantiche verso l’Oceano Artico, il mare di Barents poco profondo (200 m) e lo Stretto di Fram profondo (2.600 m). L’acqua atlantica scorre verso nord nella Corrente Atlantica Norvegese, dove una forte perdita di calore verso l’atmosfera porta al raffreddamento e alla densificazione dell’acqua in ingresso. La corrente si divide a nord della Norvegia, e una parte sostanziale entra nel mare di Barents, rendendo la parte meridionale del mare di Barents priva di ghiaccio durante tutto l’anno. Il resto della Corrente Atlantica Norvegese continua come Corrente di Spitsbergen Occidentale verso lo Stretto di Fram, dove circa la metà entra nell’Oceano Artico e forma una corrente di confine che segue il pendio continentale eurasiatico verso est. Il resto ricircola nello stretto e si unisce alla Corrente di Groenlandia Orientale che scorre verso sud (Rudels, 1987; Figura 1b).

Il ramo di afflusso dello Stretto di Fram incontra e fa fondere il ghiaccio marino a nord di Svalbard, e la sua parte superiore viene trasformata in uno strato superficiale meno salino. Il caldo nucleo “atlantico” sottostante viene isolato, e il suo trasferimento di calore all’atmosfera viene ridotto. Rudels et al. (2004) supposero che lo strato superiore sia creato dallo scioglimento dei ghiacci marini e dal mescolamento del vento e che la perdita di calore dell’acqua atlantica sia distribuita tra atmosfera e ghiaccio marino in modo tale che la quantità di ghiaccio marino che si scioglie sia minima. Questa è effettivamente la distribuzione che richiede il minor apporto energetico dal vento al mescolamento turbolento (Rudels, 2016). Il ramo del mare di Barents, al contrario, non incontra il ghiaccio marino fino a quando raggiunge l’angolo nord-est del mare di Barents, dove continua nel mare di Kara tra la Terra di Francesco Giuseppe e la Novaya Zemlya. La temperatura dell’acqua atlantica nel mare di Barents è quindi inferiore a quella del ramo dello Stretto di Fram, il che porta a una frazione minore della perdita di calore che va allo scioglimento del ghiaccio, e la diminuzione della salinità nello strato superiore creato è minore rispetto allo strato corrispondente a nord di Svalbard (Rudels et al., 2004).

L’Oceano Artico non è una baia chiusa. Piuttosto, ha una porta sul retro stretta (80 km) e poco profonda (50 m), lo Stretto di Bering, che conduce alla parte opposta dell’oceano mondiale, il Pacifico settentrionale. L’Atlantico settentrionale è debolmente stratificato in termini di temperatura (oceano α) ed è ben ventilato, mentre il Pacifico settentrionale è fortemente stratificato in termini di salinità (oceano β) ed è scarsamente ventilato al di sotto della sua picnoclina stagionale. Il suo strato superiore è meno salino, in parte a causa del trasferimento di vapore acqueo dall’Atlantico attraverso l’Istmo di Panama (Weyl, 1968). Ciò porta a un livello del mare più alto nel Pacifico settentrionale rispetto all’Atlantico settentrionale, costringendo un flusso barotropico verso nord di acqua a bassa salinità attraverso lo Stretto di Bering nell’Oceano Artico (Stigebrandt, 1984). Dopo aver attraversato il Mare di Chukotka, il flusso si interpone intorno ai 75 m di profondità in estate e circa 150 m in inverno tra lo strato superficiale a bassa salinità e le acque atlantiche sottostanti, aumentando la già forte stabilità dello strato superiore.

Oltre il Bacino di Nansen, gli strati superiori nei bacini oceanici profondi sono dominati dall’apporto di acqua dolce, sia da fiumi sia dall’afflusso dello Stretto di Bering. Solo nel Bacino di Nansen le interazioni dirette tra il ghiaccio marino e l’acqua calda in entrata creano uno strato superiore meno salino che porta a una densità più alta e a una stabilità più debole lì rispetto ad altre parti dell’Oceano Artico.Le acque in entrata subiscono trasformazioni all’interno dell’Oceano Artico e infine escono verso l’Atlantico settentrionale attraverso gli stretti e i canali poco profondi nell’Arcipelago Artico Canadese, principalmente attraverso il Canale di Lancaster e lo Stretto di Nares, o attraverso lo Stretto di Fram nella Corrente della Groenlandia Orientale. La maggior parte delle acque derivanti dall’afflusso del Pacifico passa attraverso l’Arcipelago, mentre la Corrente della Groenlandia Orientale comprende acque provenienti da tutta la colonna d’acqua, acque superficiali a bassa salinità che includono intermittente l’acqua del Pacifico, acqua dell’Atlantico Artico raffreddata e acque intermedie e profonde provenienti dai diversi bacini. Queste acque vengono modificate e aumentate mescolandosi con l’acqua atlantica che ricircola nello Stretto di Fram e con le masse d’acqua nei Mari della Groenlandia centrale e dell’Islanda, prima di attraversare la Dorsale Groenlandia-Scozia, sia come acqua polare a bassa salinità nella Corrente della Groenlandia Orientale, sia come deflussi densi che passano attraverso lo Stretto di Danimarca o il Canale del Banco delle Fær Øer nell’Atlantico settentrionale profondo.

CIRCOLAZIONE NELL’OCEANO ARTICO: FORZATURA EOLICA Gli Strati Superiori La circolazione nell’Oceano Artico è indotta meccanicamente dal vento e da cambiamenti di densità causati dal raffreddamento e dal riscaldamento, dal congelamento e dallo scioglimento, e dall’apporto di acqua dolce. Il trasporto di Ekman, guidato dal vento, domina nello strato superficiale. Il ghiaccio marino e lo strato più superficiale sono principalmente mossi direttamente dal vento, ma anche dalla topografia dinamica creata dai trasporti di Ekman che variano spazialmente. Il campo di vento su larga scala sull’Oceano Artico induce una circolazione in senso orario nel Bacino Amerasiano, centrata sul Mare di Beaufort, e una circolazione in senso antiorario sullo scaffale siberiano occidentale e nel Bacino di Nansen lungo le traiettorie dei sistemi di bassa pressione che arrivano dall’Atlantico settentrionale. Al confine tra i due sistemi di vento, i venti in contromovimento guidano la Deriva Transpolare, trasportando ghiaccio marino e acqua a bassa salinità sia dagli scaffali siberiani orientali che dal Vortice di Beaufort verso lo Stretto di Fram. Man mano che la Deriva Transpolare si avvicina allo stretto, si divide, con una parte dell’acqua che ritorna al Vortice di Beaufort e il resto che continua attraverso lo Stretto di Fram. Durante il transito attraverso l’Oceano Artico, le acque vengono scambiate tra i due sistemi di circolazione guidati dal vento (Figura 1b).La variabilità della circolazione atmosferica complessiva è spesso descritta dall’indice dell’Oscillazione Artica (AO) (Thompson e Wallace, 1998). È una misura della forza del Vortice Polare, e un AO+ indica un vortice forte e stretto e una forzatura antioraria dello strato superiore e una riduzione del Vortice di Beaufort. Al contrario, nella situazione AO-, la circolazione in senso orario è forte e il Vortice di Beaufort si espande, trattenendo la maggior parte dell’afflusso del Pacifico nel Bacino Amerasiano (Steele et al., 2004). Nella situazione AO+, il Vortice di Beaufort indebolito permette alla circolazione antioraria nel Bacino Eurasiatico di estendersi più a est, e una parte dell’afflusso del Pacifico viene trasportata direttamente nel Bacino Eurasiatico per uscire attraverso lo Stretto di Fram (Steele et al., 2004). Allo stesso tempo, le acque più profonde dagli scaffali del Bacino Eurasiatico sono forzate attraverso la Dorsale di Lomonosov per entrare eventualmente nel Vortice di Beaufort (Morison et al., 2012).

La Circolazione Barotropica Azionata dal Vento Al di sotto dello strato superficiale a bassa salinità, la stratificazione è debole e le colonne d’acqua sembrano seguire i contorni di profondità. Sia nell’Oceano Artico che nei Mari Nordici, la batimetria forma contorni chiusi di f/H, dove f è il parametro di Coriolis e H la profondità dell’oceano. Ciò consente flussi barotropici geostrofici di circolare attorno ai bacini lungo i contorni f/H (Nøst e Isachsen, 2003). La vorticità aggiunta dal campo eolico su larga scala viene trasferita alla parte più profonda della colonna d’acqua, dove viene dissipata dalla coppia di attrito sul fondo. I campi di vento sui Mari Nordici e sul Bacino Eurasiatico sono in senso antiorario, e per rimuovere la vorticità iniettata, la circolazione deve essere antioraria, con l’acqua bassa a destra, guardando nella direzione del flusso. Questa è la situazione nella maggior parte delle parti del Mediterraneo Artico (“Mediterraneo” perché è per lo più circondato da terra), ma nel Bacino del Canada, il campo di vento in senso orario potrebbe indurre una circolazione in senso orario con l’acqua bassa a sinistra, che occasionalmente è stata segnalata (Newton e Coachman, 1974; Karcher et al., 2007).

In uno studio teorico e di laboratorio su un sistema a due bacini, Nøst et al. (2008) hanno scoperto che un campo di vento antiorario in un bacino, ad esempio nei Mari Nordici, avrebbe generato un flusso antiorario lungo i contorni f/H in entrambi i bacini, mentre un’azione oraria poteva mantenere un flusso orario nel bacino direttamente guidato, ma un flusso orario che si estende al bacino non forzato alla fine diventerebbe instabile. Ciò implica che la circolazione barotropica profonda nell’Oceano Artico potrebbe essere forzata a seguire i contorni f/H attorno al Mare del Nord e all’Oceano Artico da un campo di vento antiorario che agisce solo sul Mare del Nord, dissipando la vorticità aggiunta attraverso l’attrito sul fondo. Tuttavia, questo modello di circolazione non tiene conto della forte forzatura termoalina e delle trasformazioni delle acque che avvengono lungo i loro percorsi nell’Oceano Artico.

Circolazione nell’Oceano Artico: Forzatura Termoalina L’Oceano Artico è un estuario su scala globale a doppio strato (Carmack e Wassmann, 2006) in quanto la densità dell’acqua atlantica che vi entra aumenta e diminuisce, creando flussi di ritorno sia negli strati superiori che in quelli profondi, come mostrato schematicamente nella Figura 3. Nel Mare di Norvegia e nella parte meridionale del Mare di Barents, l’acqua atlantica si raffredda e la sua salinità diminuisce leggermente a causa della precipitazione netta. È ancora in superficie, ma la sua densità è aumentata abbastanza perché possa entrare nel ciclo profondo di ribaltamento. Tuttavia, quando l’acqua atlantica incontra infine il ghiaccio marino nell’Oceano Artico a nord e ad est dello Stretto di Fram, perde calore sia nell’atmosfera che nel processo di fusione del ghiaccio marino. L’acqua di fusione aggiunta alla parte superiore dell’acqua atlantica ne abbassa la densità più di quanto non sia aumentata dal raffreddamento simultaneo, e parte dell’acqua atlantica viene trasferita nel ciclo superiore, simile a un estuario. Per il ramo dello Stretto di Fram, ciò si verifica a nord di Svalbard. Al contrario, nel Mare di Barents il raffreddamento atmosferico dell’acqua atlantica continua per un periodo più lungo, poiché non incontra il ghiaccio marino fino a quando raggiunge la parte nord-orientale del mare. L’acqua atlantica è quindi più fredda, e lo strato superiore creato dalla fusione del ghiaccio marino diventa meno dolce e più denso rispetto allo strato corrispondente a nord di Svalbard, e potrebbe rimanere e contribuire al ciclo profondo.

FIGURA 3. Schema che descrive la circolazione dell’estuario. AW = Acqua Atlantica. FW = Acqua dolce. Le soglie nello Stretto di Fram tra l’Oceano Artico e i Mari Nordici e la Dorsale Groenlandia-Scozia tra i Mari Nordici e l’Atlantico del Nord sono indicate. Il segno più indica la formazione di acqua meno densa e il segno meno indica la formazione di acqua profonda di trabocco. Da Carmack e Wassmann (2006).

Nel contesto del testo, “soglie nello Stretto di Fram tra l’Oceano Artico e i Mari Nordici” si riferisce alle regioni più basse o ai passaggi ristretti nel fondale marino dello Stretto di Fram che separano l’Oceano Artico dai Mari Nordici (che includono il Mare di Groenlandia, il Mare di Norvegia e il Mare d’Islanda). Queste “soglie” rappresentano delle barriere naturali nel fondale marino e possono influenzare la circolazione dell’acqua tra le due regioni.

Lo Stretto di Fram è un’importante via d’acqua situata tra la Groenlandia a ovest e l’arcipelago di Svalbard a est, e funge da principale canale di scambio di acque tra l’Oceano Artico e l’Atlantico attraverso i Mari Nordici.

Le soglie nel contesto geologico e oceanografico sono spesso aree dove la profondità dell’acqua cambia notevolmente, e possono agire come separatori tra diverse masse d’acqua, influenzando il flusso e la miscelazione delle correnti marine. In particolare, le soglie sottomarine nello Stretto di Fram giocano un ruolo cruciale nel controllo del flusso di acqua calda e salata dell’Atlantico verso l’Oceano Artico e il flusso di acqua fredda e meno salata in direzione opposta.

La parte principale della corrente che entra nel Mar di Barents entra nel profondo Bacino di Nansen attraverso la Fossa di Santa Anna e sprofonda a profondità di 1.000 metri o più, alimentando il circolo profondo (Schauer et al., 1997). Lo strato superiore, reso meno salino, incontra e si mescola con l’acqua proveniente dal ramo dello Stretto di Fram che entra nella Fossa di Santa Anna, e insieme formano una seconda corrente di confine che scorre verso est lungo la parte superiore del pendio continentale, parallela ma più vicina alla costa rispetto al ramo dello Stretto di Fram. Nella parte orientale del Mar di Kara e a nord di Severnaya Zemlya, il pendio si restringe e la corrente superiore si sposta verso il basso. L’interazione isopicnale con il ramo dello Stretto di Fram aumenta e si formano intrusioni termoaline, specialmente nel nucleo dello strato Atlantico, ma anche nella termoclina sopra e negli strati intermedi sotto. La densità della corrente combinata è alta e rimane nel circolo di profondità dell’Oceano Artico.

A nord del Mar di Laptev, l’acqua dell’Atlantico nella corrente di margine è quindi più fredda e meno salina rispetto a più ad ovest, ma non ha perso una quantità apprezzabile di calore (o sale) nelle acque soprastanti. Invece, il flusso di pendenza superiore più freddo e meno salino, e possibilmente anche altre contribuzioni fredde e salate dagli scaffali continentali, si mescolano allo strato dell’Atlantico, riducendo la sua temperatura e salinità. Il calore è già stato perso sugli scaffali continentali. Il trasporto dello strato dell’Atlantico aumenta e il calore trasportato riscalda l’acqua aggiunta, portando a temperature medie più basse. Negli ultimi anni, tuttavia, Polyakov et al. (2019) hanno presentato prove che un aumento della miscelazione del vento e un indebolimento della stratificazione negli strati superiori possono indurre una maggiore perdita di calore verticale.

L’acqua nella corrente di margine si separa dalla pendenza in corrispondenza di caratteristiche batimetriche importanti ed entra nei bacini profondi, dove forma giri e anse che alla fine si ricongiungono con la corrente di margine mentre lascia l’Oceano Artico attraverso lo Stretto di Fram. L’acqua che ritorna dal Bacino di Nansen è la più calda, mentre l’acqua che ricircola dai Bacini di Amundsen, Makarov e Canada diventa gradualmente più fredda (Figura 4).

FIGURA 4. Schema che mostra la circolazione negli strati sottostanti dell’Oceano Atlantico e negli strati intermedi nell’Oceano Artico e nei Mari Nordici. Sono indicate le interazioni tra i rami di afflusso del Mare di Barents e dello Stretto di Fram a nord del Mare di Kara e di Severnaya Zemlya. I colori dei diversi cicli mostrano il graduale raffreddamento dello strato atlantico. Sono mostrati anche la ricircolazione nello Stretto di Fram e la formazione di acque intermedie nel Mare di Groenlandia, così come le correnti in eccesso attraverso la Dorsale Groenlandia-Scozia. Da Rudels et al. (2012).

La Corrente Costiera Norvegese, che ha origine nel Mar Baltico e trasporta le acque di deflusso da lì e dalla costa norvegese, si muove verso nord nel Mare di Norvegia parallela e vicina alla costa della Corrente Atlantica Norvegese, e entra nel Mare di Barents (Figura 1b). Le sue continuazioni, la Corrente di Capo Nord e la Corrente di Murman, portano acque a bassa salinità più avanti lungo la costa eurasiatica fino ai Mari di Kara e Laptev, dove vengono aumentate dal deflusso dei grandi fiumi siberiani, Ob, Yenisey e Lena. Nel Laptev orientale, questa forte corrente costiera a bassa salinità si divide. Una parte attraversa la piattaforma continentale ed entra nel Bacino di Amundsen, inondando la corrente di confine e formando uno strato di bassa salinità sopra lo strato superiore trasportato dal Bacino di Nansen, che ora diventa una massa d’acqua intermedia, un aloclino, sopra il nucleo atlantico.

L’efflusso a bassa salinità dalla piattaforma continentale (L’espressione “efflusso a bassa salinità dalla piattaforma continentale” si riferisce al flusso di acqua che ha una concentrazione di sale relativamente bassa e che proviene dalla piattaforma continentale. La piattaforma continentale è la porzione estesa e relativamente poco profonda del fondale marino che circonda i continenti. Questa zona può ricevere acqua dolce da fiumi e dallo scioglimento dei ghiacci, che si mescola con l’acqua salata dell’oceano. Quando si parla di “efflusso a bassa salinità”, si intende che l’acqua che fluisce dalla piattaforma continentale verso aree più profonde dell’oceano ha una minore concentrazione di sali rispetto all’acqua oceanica circostante, spesso a causa dell’apporto di acqua dolce da fiumi o dallo scioglimento dei ghiacci. Questo efflusso può avere un impatto significativo sulla circolazione oceanica e sugli ecosistemi marini, poiché l’acqua a bassa salinità ha caratteristiche diverse, come densità e capacità termica, rispetto all’acqua più salata.) entra direttamente nel ciclo estuariano superiore, e i mari della piattaforma continentale più a est, il Mar di Siberia Orientale e il Mare di Chukchi, alimentano quasi esclusivamente il ciclo superiore. Le acque sulla piattaforma continentale sono alimentate dal deflusso fluviale e anche da una massa d’acqua più salina che fornisce il componente finale di miscelazione salina. Dal Mare di Barents al Mare di Laptev, questo apporto salino deriva dalla Corrente Costiera Norvegese, mentre il Mare di Chukchi e anche il Mare di Siberia Orientale ricevono i loro componenti salini finali dall’afflusso del Pacifico, anche se il Pacifico è una fonte di acqua dolce per l’Oceano Artico nel suo complesso.

Sebbene i contributi dalla piattaforma continentale alimentino principalmente il circuito estuarino, sono influenzati dal ciclo stagionale. In inverno, quando l’afflusso è ridotto, si formano acque dense a causa del rigetto di salamoia e si accumulano sul fondo delle piattaforme per attraversare eventualmente il bordo della piattaforma continentale (Aagaard et al., 1981; vedi sezione precedente su Circolazione e Stratificazione). Queste acque affondano come getti di confine densi che incorporano acqua intermedia fino a raggiungere e fondersi con la colonna d’acqua del bacino al loro appropriato livello di densità. Getti meno densi alimentano l’haloclina e possono anche entrare e raffreddare lo strato atlantico. Getti più salini affondano attraverso il nucleo atlantico, incorporando e trasferendo acqua calda atlantica verso il basso, aggiungendo sia calore che sale agli strati intermedi e più profondi. Mentre gli afflussi superiori dalla piattaforma contribuiscono alla modalità estuarina, i getti che la bypassano rafforzano il ciclo di ribaltamento. Il volume d’acqua incorporato è molto più grande del volume iniziale che affonda dalle piattaforme, e il ciclo di ribaltamento diventa più denso, più barotropico e più forte. Al contrario, il circuito estuarino è solo aumentato dal deflusso diretto dalla piattaforma.

FLUSSI POLARI E SCAMBI A DOPPIA ESTUARIA

L’esportazione dello strato superiore meno salino avviene attraverso diversi passaggi, gli stretti canali nell’Arcipelago Artico Canadese e lo Stretto di Fram nella Corrente della Groenlandia Orientale. I flussi in uscita hanno la costa alla loro destra, e le loro larghezze sono determinate dal raggio di Rossby interno, il rapporto tra la velocità delle onde lunghe interne e la frequenza di Coriolis, qui di circa 10 km (Münchow e Melling, 2008; Rudels, 2010). I passaggi principali sono più larghi del raggio di Rossby, e lo strato inferiore raggiunge la superficie nella parte centrale degli stretti. In realtà, se la differenza di densità è dovuta solo alla salinità, l’eccesso relativo di acqua dolce nello strato superiore determina il raggio di Rossby (Rudels, 2010).

Il trasporto nelle correnti al contorno in ogni stretto può poi essere stimato dall’espressione di Werenskiold gΔρH2/2ρf, dove g è l’accelerazione di gravità, Δρ è la differenza di densità tra i due strati, H è la profondità dello strato superiore in prossimità della costa, ρ è la densità di riferimento, e f è il parametro di Coriolis (Werenskiold, 1935). Se l’apporto di acqua dolce, F, è noto, e l’incorporamento di acqua atlantica, MA, è stimato dall’apporto di energia turbolenta in superficie, Δρ può essere determinato e il flusso in uscita MA + F di acqua dello strato superiore può essere calcolato (Stigebrandt, 1981; Rudels, 1989).

Spall (2012) ha adottato un approccio concettuale diverso. Ha esaminato i mari marginali applicando un raffreddamento nella conca centrale e una corrente al contorno geostrofica che porta calore nel sistema. Gli scambi a vortice tra la corrente al contorno e l’interno bilanciano la perdita di calore e corrispondono all’incorporamento di acqua atlantica nello strato superiore nella descrizione precedente. La corrente al contorno diventa più densa ed esce come un flusso profondo (Spall, 2012). Questo modello è applicabile per i Mari Nordici, ma Spall (2013) ha utilizzato un approccio simile per l’Oceano Artico, dove le interazioni avvengono tra la corrente al contorno e uno strato superiore addolcito.

La descrizione della doppia estuaria implica che l’acqua che entra viene trasformata sia in acqua meno densa che in acqua più densa. L’acqua densa formata nell’Oceano Artico può uscire solo attraverso lo Stretto di Fram, e Rudels (2012) ha esaminato gli scambi geostrofici nello stretto. Ha ipotizzato che lo strato superiore nell’Oceano Artico fosse creato esclusivamente dallo scioglimento dei ghiacci marini sopra l’acqua atlantica. Se la quantità di acqua di fusione e la temperatura e salinità dell’acqua atlantica sono note, la distribuzione della perdita di calore tra l’atmosfera e lo scioglimento dei ghiacci può essere utilizzata per determinare la quantità di acqua atlantica trasformata in acqua dello strato superiore quando raggiunge la temperatura di congelamento. Ciò permette una stima dell’esportazione dello strato superiore nella Corrente della Groenlandia Orientale. Confrontando le due colonne d’acqua, la Corrente della Groenlandia Orientale e l’acqua atlantica nella Corrente di Spitsbergen Ovest, è possibile determinare la profondità dell’inversione di pressione al di sotto della quale l’acqua atlantica entra nell’Oceano Artico (Rudels, 1989, 2012).

Per quantificare il flusso in uscita profondo, si è supposto che parte dell’acqua dello strato superiore creato scorresse sugli scaffali continentali e venisse trasformata dalla formazione di ghiaccio in acqua densa arricchita di salamoia che riattraversa il bordo della piattaforma continentale, sprofonda lungo il pendio e incorpora acqua atlantica. L’acqua più densa nella colonna d’acqua della Corrente della Groenlandia Orientale al di sotto dello strato superiore porta poi a un’altra inversione di pressione, al di sotto della quale l’afflusso di acqua atlantica è bloccato e l’acqua profonda esce dall’Oceano Artico. Questo approccio comporta molte ipotesi sulla formazione di acqua densa sugli scaffali e sull’incorporamento lungo il pendio che sono ulteriormente approfondite in Rudels (2012).

Un risultato è che non può essere stabilito un equilibrio baroclinico tra gli afflussi e i deflussi. Se è presente solo la circolazione estuaria, l’afflusso al di sotto dell’inversione di pressione può essere fermato solo da un pendio del livello del mare e da una testata di pressione barotropica diretta fuori dall’Oceano Artico. Nel caso di una doppia estuaria, il deflusso profondo non può essere bloccato e il livello del mare diminuisce nell’Oceano Artico, il che genera un afflusso barotropico di equilibrio nella Corrente di Spitsbergen Ovest. Un’altra possibilità sarebbe una massa d’acqua ancora più densa nei Mari Nordici che crea un’ulteriore inversione di pressione profonda. Solo se l’inversione di pressione più profonda è vicina alla profondità della soglia, gli scambi baroclinici si bilancerebbero approssimativamente. L’equilibrio di massa (volume) nell’Oceano Artico dovrebbe essere raggiunto entro mesi, ma lo scambio di acqua dolce baroclinica potrebbe impiegare anni per raggiungere un equilibrio tra afflusso e deflusso, e forse un equilibrio non viene mai raggiunto.

Una questione interessante riguarda se sia possibile o meno creare una circolazione a doppia estuaria in un Oceano Artico con piattaforme continentali e perdita di calore ma senza apporto di acqua dolce. La formazione di ghiaccio sulle piattaforme porterebbe al rigetto di salamoia, alla formazione di acqua densa e alla convezione del pendio, sostenendo così il ciclo di ribaltamento. Il ghiaccio si scioglierebbe parzialmente a causa della radiazione solare in estate e a causa del calore incorporato dall’acqua atlantica sottostante in inverno, e si formerebbe uno strato superiore meno denso, stabilendo la parte estuaria superiore della circolazione. L’apporto di acqua dolce quindi non sarebbe necessario.

La circolazione a doppia estuaria è stata ulteriormente elaborata in modelli concettuali ad esempio da Lambert et al. (2016) e Haine (2021). Questi modelli ignorano, come fanno la maggior parte dei modelli concettuali e anche l’approccio presentato qui, l’afflusso sopra il Mare di Barents. L’afflusso nel Mare di Barents è in gran parte barotropico e principalmente forzato dal vento e dal pendio del livello del mare e non può essere facilmente incorporato nella descrizione baroclinica utilizzata per gli scambi a doppia estuaria attraverso lo Stretto di Fram.

IMMAGAZZINAMENTO DI ACQUA DOLCE E CIRCOLAZIONE DELLO STRATO SUPERIORE Lo strato superiore meno salino si trova nel Bacino Amerasiano, e in particolare nel Giro di Beaufort, dove la colonna d’acqua immagazzina più di 20 metri di acqua dolce (rispetto a 34,80). Questo accumulo di acqua dolce è attribuito alla circolazione atmosferica in senso orario sopra il Mare di Beaufort, che spinge i trasporti di Ekman verso il centro del giro, creando una profonda conca di acqua a bassa salinità. Tale accumulo non può continuare indefinitamente e la parte più profonda della conca diventa instabile baroclinicamente e disperde vortici nelle acque circostanti. Studi modellistici di Manucharyan e Spall (2016) indicano che questi due processi dovrebbero bilanciarsi quando l’immagazzinamento di acqua dolce nel giro raggiunge circa 34 metri. Questo, tuttavia, è molto più di quanto osservato, suggerendo che non tutti i processi sono presi in considerazione.

C’è un altro meccanismo che può ridurre l’accumulo di acqua dolce. Mentre il giro è messo in movimento dal vento, la concentrazione di acqua a bassa salinità al centro crea una distribuzione di densità che genera un flusso geostrofico in senso orario, ma in estate, quando i venti sono più deboli, la forzatura atmosferica del ghiaccio quasi scompare. Invece, la copertura di ghiaccio, attraverso l’attrito, rallenta la circolazione geostrofica sottostante e appiattisce le isopicnali. Questo processo si aggiunge alla dispersione di vortici nel limitare l’accumulo di acqua dolce e dovrebbe mantenerlo intorno ai 20 metri che attualmente si osserva (Meneghello et al., 2018). Tuttavia, se, in un clima in riscaldamento, la copertura di ghiaccio diminuisce in spessore e compattezza, la sua capacità di frenata si riduce, il che permette un maggiore immagazzinamento di acqua dolce nel Giro di Beaufort (Doddridge et al., 2019).

Il contenuto di acqua dolce liquida nell’Oceano Artico è aumentato da 93.000 km³ durante gli ultimi due decenni del ventesimo secolo a 101.000 km³ durante il primo decennio del ventunesimo secolo. Allo stesso tempo, il volume del ghiaccio marino è diminuito da 17.800 km³ a 14.300 km³, fornendo circa due terzi dell’apporto di acqua dolce. Quasi tutto questo aumento di acqua dolce è concentrato nel Giro di Beaufort, da 18.500 km³ a 23.500 km³ (Haine et al., 2015). Superficialmente, sembra che l’acqua di fusione del ghiaccio marino aggiunta allo strato superiore sia stata concentrata nel Giro di Beaufort.

Proshutinsky et al. (2019) hanno analizzato diverse fonti che hanno contribuito all’immagazzinamento di acqua dolce nel Giro di Beaufort tra il 2003 e il 2018 e hanno scoperto che il maggiore apporto, dal 15% al 45%, proveniva dal fiume Mackenzie, ma era fortemente dipendente dalla forzatura atmosferica. Una circolazione in senso orario attira l’acqua nel giro, mentre una circolazione in senso antiorario trasporta l’apporto dal fiume Mackenzie direttamente nell’Arcipelago Artico Canadese. L’afflusso dello Stretto di Bering potrebbe contribuire tra il 5% e il 50%, di nuovo a seconda dell’anno, mentre la fusione dei ghiacci marini e il pompaggio verso il basso dell’acqua di fusione dei ghiacci marini da parte di Ekman al centro del giro contribuiscono tra il 10% e il 20% dell’anomalia di acqua dolce. Nel Giro di Beaufort si trovano anche acque a bassa salinità derivanti dagli scaffali eurasiatici, ma l’apporto dipende dal campo del vento. Quando la circolazione in senso orario è debole sopra il Bacino Amerasiano e la circolazione in senso antiorario è forte sopra il Bacino Eurasiatico, il giro in senso antiorario nel Bacino Eurasiatico si espande nel Bacino Makarov, e parte della sua acqua viene attirata nel Giro di Beaufort (Morison et al., 2012). La conclusione principale, tuttavia, è che l’attuale grande immagazzinamento di acqua dolce nel Giro di Beaufort è dovuto a una persistente circolazione atmosferica in senso orario che ha spinto gli strati di bassa salinità verso il giro.

PROCESSI DI MESCOLAMENTO INTERNO Il vento e il ciclo stagionale di riscaldamento e raffreddamento sono le principali forzature esterne sull’Oceano Artico. In inverno, lo strato superiore viene omogeneizzato dalla formazione di ghiaccio e dal rigetto di salamoia, e lo stress del vento raggiunge fino all’alogclina permanente e forte. In estate, la fusione dei ghiacci marini crea uno strato di acqua dolce a bassa salinità che inibisce il profondo mescolamento del vento nonostante ci sia più acqua libera e banchi di ghiaccio più mobili che portano a un maggior mescolamento. Parte della radiazione solare penetra al di sotto dello strato di acqua di fusione e crea un massimo di temperatura vicino alla superficie che potrebbe, o meno, sopravvivere all’approfondimento dello strato misto polare nella stagione invernale successiva (Jackson et al., 2010).

La parte profonda interna dell’Oceano Artico è protetta dalle forzature di superficie grazie alla sua forte stabilità, ma i processi di mescolamento che utilizzano altre fonti di energia possono essere importanti negli strati più profondi. I movimenti di marea interessano l’intera colonna d’acqua, ma quando interagiscono con la topografia del fondo, vengono generate sia strati turbolenti ben mescolati vicino al fondo che maree interne. L’Oceano Artico è in gran parte situato a nord della latitudine critica (75°N) dove il periodo inerziale è più breve del periodo di marea M2. Le maree interne quindi non possono propagarsi, ma invece dissipano la loro energia dove vengono create, specialmente sopra le pendici continentali (Rippeth et al., 2015).

Un altro processo interno è la convezione doppio-diffusiva, dove, se uno dei componenti, calore o sale, è stratificato in modo instabile, l’energia potenziale immagazzinata nella distribuzione di densità instabile può essere rilasciata dalla diffusione molecolare più rapida del calore. Una stratificazione instabile nella salinità, con acqua salata sopra acqua dolce, è rara nell’Oceano Artico, mentre, come un oceano β, una distribuzione instabile di temperatura, con acqua fredda sopra acqua calda, è la norma negli strati superiori sopra il massimo di temperatura atlantico. Questo porta alla formazione di interfacce diffusive. Il calore si diffonde attraverso le interfacce, generando strati instabili, caldi sopra e freddi sotto l’interfaccia, che alla fine diventano instabili e convettono, omogeneizzando gli strati sopra e sotto. Questo processo diffusivo-convettivo crea scale termoaline che sono particolarmente evidenti nella termoclina profonda sopra lo strato atlantico nel Bacino del Canada (Neal et al., 1969), ma sono anche presenti negli altri bacini.

La convezione doppio-diffusiva è principalmente un processo guidato verticalmente, ma può indurre scambi laterali tra masse d’acqua attraverso intrusioni termoaline, che sono osservate quasi ovunque nell’Oceano Artico. La teoria classica per la formazione delle intrusioni (Stern, 1967) richiede che uno dei componenti sia stratificato in modo instabile e che siano presenti gradienti laterali di compensazione della densità sia per il calore che per il sale. Piccole perturbazioni cresceranno quando il sale è stratificato in modo instabile, e le perturbazioni sono tali che le intrusioni calde salgono e le intrusioni fredde affondano attraverso il fronte. Se il calore è stratificato in modo instabile, intrusioni fredde in ascesa e intrusioni calde in affondamento cresceranno. Un’intrusione calda ha un’interfaccia diffusiva sopra e un’interfaccia a dita di sale sotto, mentre la situazione è invertita per un’intrusione fredda. I movimenti sono guidati dalle differenze nei flussi di densità attraverso le due interfacce. Tuttavia, le intrusioni termoaline nell’Oceano Artico sono osservate in quasi tutti i tipi di stratificazione, anche quando entrambi i componenti sono stratificati stabilmente e dove l’approccio classico non si applica. Sono meno frequenti e meno sviluppate quando la stratificazione di fondo è nel senso delle dita di sale, che era la situazione esaminata da Stern.

Le intrusioni termoaline, e anche singoli vortici, si generano in corrispondenza di fronti stretti tra colonne d’acqua con proprietà diverse e si diffondono da lì. Il fronte più forte nell’Oceano Artico si trova sopra la pendenza del Mare di Kara, tra il ramo caldo e salino dello Stretto di Fram e il ramo più freddo e dolce del Mare di Barents (Figura 5). Lì, le intrusioni sono osservate nella parte instabile diffusiva sopra il massimo di temperatura, nell’intervallo stabile-stabile tra i massimi di temperatura e salinità, e anche sotto il massimo di salinità, dove sono più fortemente sviluppate nella parte stabile-stabile sotto il minimo di salinità intermedio.

FIGURA 5. Sezioni di temperatura potenziale (a) e salinità (b) attraverso il Bacino Nansen da Severnaya Zemlya (SZ) oltre la Dorsale di Gakkel (GR) fino alla Dorsale di Lomonosov (LR) (la posizione della sezione è indicata nell’inserimento (a)) che mostrano il ramo del Mar di Barents freddo e meno salino che entra nel Bacino Nansen presso la scarpata continentale e la presenza di acqua del ramo del Mar di Barents sopra la Dorsale di Gakkel e nel Bacino Amundsen. Le intrusioni termoaline sono presenti tra il ramo caldo e salino dello Stretto di Fram e il ramo del Mar di Barents alla scarpata e nell’interno del Bacino Nansen (osservazioni da Polarstern 2011).

Questa descrizione si riferisce a una figura che mostra le sezioni di temperatura potenziale e salinità attraverso il Bacino Nansen, che si trova nell’Oceano Artico. La figura è stata progettata per illustrare come l’acqua fredda e meno salina proveniente dal Mar di Barents entri nel Bacino Nansen presso la scarpata continentale. Inoltre, mostra la presenza di acqua del ramo del Mar di Barents sopra la Dorsale di Gakkel e nel Bacino Amundsen.

Le intrusioni termoaline, che sono un fenomeno in cui piccole scale di variazioni di temperatura e salinità portano allo scambio di masse d’acqua, sono mostrate tra il ramo caldo e salino dello Stretto di Fram e il ramo del Mar di Barents presso la scarpata continentale e anche all’interno del Bacino Nansen. Queste intrusioni sono importanti perché possono influenzare la stratificazione e la circolazione dell’acqua nell’Oceano Artico.

Quando sia la temperatura che la salinità sono stabilmente stratificate, deve esserci una certa perturbazione iniziale affinché si verifichino le intrusioni termoaline. Le intrusioni termoaline sono causate da differenze nei tassi di diffusione del calore e del sale in una colonna d’acqua, portando alla formazione di strati d’acqua con temperature e salinità diverse. Queste perturbazioni possono essere potenzialmente create dalle maree interne.

Ci sono due prospettive sulla diffusione di queste intrusioni termoaline. Un punto di vista è che crescano lateralmente e si estendano ben dentro il centro dei bacini. Il secondo punto di vista propone che l’espansione delle intrusioni sia confinata alla zona frontale. Una volta spesa l’energia potenziale associata all’inversione iniziale, le intrusioni vengono trasportate come relitti dalla circolazione principale.

Si osserva anche che le acque intermedie sul lato del bacino del ramo dello Stretto di Fram hanno caratteristiche che derivano dal ramo di afflusso del Mare di Barents presso il pendio del Mare di Kara. Questo suggerisce che l’acqua che entra nella corrente di bordo dallo scaffale del Mare di Kara debba muoversi nel bacino dal pendio del Mare di Laptev più a est. Inoltre, la posizione del ramo del Mare di Barents sul lato pendio del ramo dello Stretto di Fram implica che porzioni significative dei due rami di afflusso, così come le intrusioni create tra i rami, si allontanino dal pendio e si muovano verso lo Stretto di Fram all’interno del Bacino di Nansen.

C’è una possibile connessione tra scale termoaline e intrusioni termoaline. Si ritiene comunemente che i trasporti attraverso le interfacce dipendano dall’entità del gradino di densità instabile, αΔT o βΔS, elevato alla potenza di 4/3 (Turner, 1973). Un’intrusione creata nella termoclina sopra il massimo di temperatura ha un gradino di temperatura instabile αΔT all’interfaccia diffusiva che è maggiore del corrispondente gradino di salinità instabile βΔS all’interfaccia a dita di sale. Questo porta a un trasporto di densità più forte attraverso l’interfaccia diffusiva, e il gradino di temperatura stabilizzante all’interfaccia a dita di sale viene eventualmente rimosso. Gli strati superiori più salini e quelli inferiori meno salini si fondono, trasformando gli strati di intrusione in una scala termoalina con strati spessi omogenei e piccoli rapporti di stabilità (Rudels, 2021).

Tali strati spessi sono stati osservati sul pendio del Mare di Laptev e nel Bacino Eurasiatico (Polyakov et al., 2012b, 2019). Queste scale potrebbero trasferire calore dall’acqua atlantica allo strato superficiale e alla copertura di ghiaccio nel Bacino di Nansen. Negli altri bacini, specialmente nel Bacino del Canada, dove le scale hanno alti rapporti di stabilità, tale trasferimento è meno probabile. I flussi lì sono più piccoli, e la termoclina si trova al di sotto del minimo di temperatura creato dall’afflusso di acqua invernale dello Stretto di Bering, il che impedisce ulteriori trasferimenti verticali di calore.

La non linearità dell’equazione di stato per l’acqua di mare induce altri effetti. Il Cabbeling, o contrazione durante la miscelazione (Witte, 1902; Foster, 1972), fa sì che la miscela di due acque con temperature e salinità diverse diventi più densa delle acque iniziali. Smith et al. (1937), suggerirono che il cabbeling potrebbe essere importante nella formazione degli strati intermedi nel Mare del Labrador tramite la miscelazione laterale tra le acque dal bordo e dal nucleo centrale. Tuttavia, la non linearità diminuisce con l’aumento della temperatura, della salinità e della pressione, e la contrazione è minore negli strati più profondi. Inoltre, l’aumento della densità non si verifica fino a quando la miscelazione non è completa fino al livello molecolare, il che richiede un’agitazione turbolenta intensa per raggiungere rapidamente la scala di lunghezza di miscelazione appropriata (Eckart, 1948), il che probabilmente ne limita l’importanza. La miscelazione molecolare e la diffusione suggeriscono piuttosto che il cabbeling dovrebbe essere considerato come una perturbazione sulla convezione a doppia diffusione, rendendo i flussi di densità nell’acqua più fredda sopra meno intensi rispetto a quelli nell’acqua più calda sotto le interfacce, facendo sì che l’interfaccia si sposti verso l’alto (McDougall, 1981a, b).

Un’altra caratteristica non lineare è che l’acqua fredda è più compressibile di quella calda – l’effetto termobarico. Questo implica che uno spostamento verso il basso forzato esternamente in una colonna d’acqua debolmente stratificata con temperatura instabile ma distribuzione di salinità stabile potrebbe crescere e convogliare. A differenza della convezione a doppia diffusione e del cabbeling, l’effetto termobarico non richiede miscelazione per essere innescato e, una volta superata la soglia di densità critica, continuerebbe ad affondare (Gill, 1973). È anche asimmetrico: l’acqua fredda potrebbe essere indotta ad affondare, ma l’acqua calda non si solleverà.

L’effetto termobarico influenza anche la miscelazione laterale tra le masse d’acqua (John Shepard, com. pers., 1979), specialmente tra una corrente di confine e l’interno del bacino. Se le isopicnali si inclinano verso l’alto dalla costa, come nel caso di una calda corrente di confine galleggiante (afflusso atlantico), le traiettorie di scambio tra la corrente di confine e l’interno non saranno lungo, ma piuttosto al di sotto delle isopicnali, diffondendo la corrente di confine verso il basso. Nel caso di una corrente di confine fredda e meno salina con isopicnali inclinate verso l’alto dalla costa (deflusso polare), gli scambi tra il confine e l’interno avverranno al di sopra delle isopicnali, concentrando e confinando la corrente di confine in superficie. Se le isopicnali si inclinano verso il basso dal confine, come nel caso di un deflusso profondo e freddo, le traiettorie di scambio sono di nuovo al di sotto delle isopicnali e la corrente di confine si diffonde verso il basso. Aagaard et al. (1985) notarono che l’uscita di acqua profonda più calda dell’Oceano Artico nella Corrente della Groenlandia Orientale era situata intorno ai 2.000 m sopra l’acqua profonda più fredda del Mare della Groenlandia e attribuirono ciò all’effetto termobarico.

PROSPETTIVE Come si nota nell’introduzione, le osservazioni del riscaldamento artico di Quadfasel et al. (1991) tre decenni fa hanno cambiato la nostra percezione dell’Oceano Artico, da un luogo in stato stazionario a uno altamente variabile. Essi espressero l’urgente necessità di comprendere questo sistema in un clima in rapido cambiamento. Infatti, oggi la persistente perdita di ghiaccio marino è diventata il segnale principale del riscaldamento globale, e pochi articoli attuali non menzionano che l’Artico si sta riscaldando da due a tre o più volte più velocemente rispetto al resto del pianeta. Il nostro sforzo in questo documento è stato quello di enfatizzare la struttura dell’Oceano Artico e i meccanismi chiave che determinano tale struttura. A nostro avviso, guardando ai prossimi tre decenni, due domande sono chiare: (1) Come risponderanno le strutture, le funzioni e i flussi dell’oceano interno alle forzature climatiche? (2) Come risponderanno i sistemi biogeochimici a un Oceano Artico in transizione?Come oceano β, ci sono pochi processi fisici e funzioni biogeochimiche che non sono vincolati dalla regionalità e stagionalità dell’apporto di acqua dolce, disposizione, accumulo, fase e esportazione verso l’oceano globale (Carmack et al., 2016). Nei prossimi anni, ci si aspetta che il ciclo idrologico del trasporto di acqua dolce verso i poli aumenti, e ciò si tradurrebbe in una stratificazione più forte e una riduzione dei flussi verticali di calore e proprietà del materiale. Tuttavia, le complesse interazioni su scala sistemica rendono le previsioni difficili. In termini di apporto, ad esempio, la quantificazione degli afflussi fluviali richiederà stime migliori della trans-evaporazione, degli effetti dei laghi e dello scongelamento del permafrost nelle bacini idrografici circostanti. La fase dell’acqua dolce (cioè solida, liquida o vapore) dipenderà dal tasso globale di riscaldamento climatico e dagli scambi di calore interattivi aria-ghiaccio-mare. Il futuro della disposizione, accumulo e esportazione di acqua dolce risponderà a nuovi schemi di forzatura e accoppiamento del vento man mano che la copertura di ghiaccio si ritira progressivamente in estate. Le risposte saranno sicuramente eterogenee nello spazio, come ad esempio sono state le risposte opposte dei bacini Eurasiatico e Amerasiatico alla forzatura climatica finora (Polyakov, 2020). I segnali stagionali si intensificano; l’area di fusione e congelamento stagionale sta già crescendo, aumentando attualmente il carico stagionale di acqua dolce nello strato misto estivo. Tuttavia, in seguito, il tasso di fusione stagionale potrebbe diminuire man mano che l’Oceano Artico diventa più privo di ghiaccio durante tutto l’anno (Brown et al., 2020). A lungo termine, il controllo dell’esportazione rispetto all’accumulo, il tempo di residenza dell’acqua dolce su scala sistemica, determinerà se l’Artico diventerà più dolce o meno, e molto rimane incerto.

Esistono anche altri scenari. Mentre un clima più caldo potrebbe aumentare l’apporto di acqua dolce e rafforzare il ciclo superiore, un’acqua atlantica più calda potrebbe portare a una maggiore frazione di calore oceanico utilizzato per sciogliere il ghiaccio, aumentando la stabilità tra lo strato superiore e quello atlantico, riducendo l’incorporazione da sotto, e indebolendo la circolazione estuaria superiore. Questa riduzione potrebbe essere più pronunciata rispetto all’aumento dovuto al maggiore deflusso. Allo stesso tempo, la salinità sugli scaffali diventa più bassa e la produzione di acqua salata sugli scaffali diminuisce, portando a un indebolimento del ciclo di ribaltamento. Un clima più caldo porterebbe quindi a una circolazione a doppio estuario complessivamente più debole.

Una parte della circolazione a doppio estuario che si è già ridotta è la formazione di acque profonde e di fondo nel Mare di Groenlandia. Gli strati più profondi non vengono più rinnovati dalla convezione locale, ma dall’advezione di acque profonde dai bacini Eurasiatico e Amerasiatico. L’acqua ora formata nel Mare di Groenlandia è acqua intermedia artica, meno densa dell’acqua profonda del bacino Amerasiatico. Di conseguenza, i ruoli termoalini del Mare di Groenlandia e dell’Oceano Artico sono cambiati (Marnela et al., 2016). Il Mare di Groenlandia non forma più l’acqua più densa nel sistema Oceano Artico-Mare di Groenlandia, ma potrebbe ora fornire il componente più denso dell’acqua di trabocco verso il Nord Atlantico.

I sistemi biogeochimici risponderanno in molteplici modi a un ambiente fisico in cambiamento, ma tre domande sono rilevanti: (1) La nuova produzione aumenterà o diminuirà? (2) L’acidificazione minaccerà gli organismi marini? (3) Le acque e gli organismi in espansione verso nord dai mari subartici sposteranno gli ecosistemi esistenti? Per quanto riguarda la prima, l’Oceano Artico è decisamente un sistema oligotrofico. L’equilibrio è tra l’aumento dell’apporto luminoso dovuto al ritiro dei ghiacci marini e la diminuzione dell’apporto di nutrienti a causa dell’aumento della stratificazione di sale e calore. I due meccanismi interagiscono anche, poiché il ritiro dei ghiacci oltre la piattaforma continentale aumenterà l’upwelling di acque ricche di nutrienti, mentre un maggiore apporto di nutrienti può risultare in auto-ombreggiamento e ridotta disponibilità di luce. L’acidificazione è tipicamente riportata in termini di valori di sottosaturazione di aragonite (omega), e il bacino centrale del Canada è stata la prima regione oceanica profonda in cui omega è sceso al di sotto del suo valore critico, rendendo le acque corrosive (Yamamoto et al., 2009). L’introduzione di nuove specie tramite advezione dalle acque subartiche o invasione a causa di cambiamenti delle condizioni ambientali avrà un impatto sulla catena alimentare attraverso meccanismi complessi e a cascata.

Le osservazioni di Quadfasel e colleghi sono state un campanello d’allarme. Tuttavia, come ricordato da Aagaard e Carmack (1989), il messaggio del cambiamento era stato predicato quasi un secolo prima dallo stesso Fridtjof Nansen: concluse una conferenza sulla deriva della Fram, tenuta nel 1897, con queste parole: “Tutto è in movimento, l’intero oceano si muove incessantemente, un anello nel ciclo infinito della Natura, altrettanto mutevole e transitorio quanto le teorie umane.” Nansen ci considererebbe pronti per il futuro?

REFERENCES

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