The Arctic Circumpolar Boundary Current

Corrente di Confine Circumpolare Artica: Identificazione di un Nuovo Ramo

[1] In questo studio, presentiamo risultati di simulazioni ad alta risoluzione e dati osservativi che evidenziano l’esistenza di una corrente rapida lungo il bordo degli scaffali siberiani e dell’Alaska nell’Oceano Artico. Tradizionalmente, la Corrente di Confine Circumpolare Artica (ACBC) è stata riconosciuta per avere due principali diramazioni: il Ramo dello Stretto di Fram e il Ramo del Mare di Barents (FSB e BSB, rispettivamente). Nel presente lavoro, introduciamo una nuova diramazione terziaria, denominata Ramo del Margine dello Scaffale Artico (ASBB).

Dimostriamo che la dinamica dell’ASBB è guidata da una combinazione di perdita di galleggiabilità e l’influenza di venti non locali, che generano un’alta pressione nella regione a monte del Mare di Barents. Questo fenomeno contribuisce all’afflusso di vorticità potenziale attraverso la Fossa di Sant’Anna, stabilendo la direzione ciclonica del flusso dell’ASBB. Questa corrente si configura come la struttura circolatoria più energetica su grande scala nell’Oceano Artico, essenziale per il trasporto delle acque dell’haloclina artica.

L’ASBB manifesta un ciclo stagionale ben definito, con un’intensità minima in estate e massima in inverno. Le simulazioni indicano che l’FSB si estende continuativamente attorno agli scaffali artici, collegandosi senza interruzioni con l’ASBB tra la Fossa di Sant’Anna e lo Stretto di Fram occidentale. Il BSB prosegue il suo percorso lungo lo scaffale siberiano fino al Plateau di Chukchi, dove devia parzialmente dalla scarpata continentale verso l’interno dell’oceano.

Infine, identifichiamo l’Alaskan Shelf Break Current (ASC) come il corrispettivo dell’ASBB nell’Artico canadese. Questa corrente è influenzata dai venti locali e da una pressione elevata a monte nello Stretto di Bering, provocata dalla differenza di altezza della superficie del mare tra gli Oceani Pacifico e Artico.

Introduzione all’Interazione tra Strati e Impatti sul Ghiaccio Marittimo nell’Oceano Artico

[2] L’alto Oceano Artico presenta una forte stratificazione: uno strato superficiale a bassa salinità, noto come strato misto artico, si trova sopra un’haloclina artica poco profonda, caratterizzata da un notevole aumento di densità e salinità con la profondità, come evidenziato da Rudels et al. (2004). Al di sotto di questa haloclina, vi è uno strato caldo e salino di Acqua Atlantica (AW), profondo quasi 800 metri, scoperto per la prima volta da Nansen nel 1906. Questo strato detiene abbastanza calore per fondere diversi metri di ghiaccio marino artico in pochi anni, qualora tale calore raggiungesse la superficie oceanica, secondo quanto documentato da Rudels et al. (1996, 2004), Steele e Boyd (1998), e Turner (2010).

Le forzature termo-dinamiche atmosferiche e i venti hanno avuto un ruolo primario nel record di ritiro dei ghiacci marini artici nell’estate del 2007, come rilevato da Perovich et al. (2008) e Ogi et al. (2010). Il calore dell’AW ha altresì giocato un ruolo cruciale nel precondizionare il ghiaccio marino, rendendolo più sottile nel corso di diversi decenni e contribuendo così al ritiro estremo, come osservato da Polyakov et al. (2010).

Un’opinione alternativa, tuttavia, suggerisce che la presenza di un’haloclina fortemente stratificata sopprime la miscelazione turbolenta verticale nell’Oceano Artico, limitando lo scambio di calore e sale tra lo strato atlantico e la superficie oceanica. Questo fenomeno, documentato da studiosi come Aagaard et al. (1981) e Rudels et al. (1996), impedisce che l’aumento di calore nello strato atlantico contribuisca in modo significativo allo scioglimento dei ghiacci marini, secondo Fer (2009).

L’effetto stabilizzante dell’haloclina varia geograficamente. Recenti studi di turbolenza microstrutturale hanno dimostrato che il flusso di calore dallo strato atlantico verso il ghiaccio marino può variare notevolmente, mostrando una netta discrepanza tra il centro dell’Oceano Artico e i margini continentali del Bacino Euroasiatico. Tale variabilità è probabilmente causata da una maggiore miscelazione verticale indotta da venti o maree, o dalla risalita dello strato atlantico lungo i margini oceanici profondi. Nonostante le interazioni tra lo strato atlantico e l’haloclina siano ancora al centro di dibattiti accademici, è evidente la loro importanza per il bilancio termico del ghiaccio marino e la circolazione oceanica nell’Artico.

[3] Numerosi studi, tra cui Aagaard et al. [1981], Jones e Anderson [1986], Rudels et al. [1996, 2004] e Steele e Boyd [1998], seguiti da Kikuchi et al. [2004], hanno proposto vari meccanismi responsabili della formazione delle acque dell’haloclina nell’Artico Eurasiatico, comprendenti i bacini di Nansen e Amundsen. Il meccanismo principale identificato è quello “advettivo-convettivo”, che attraverso una convezione invernale profonda, e l’avvezione isopicnale delle acque della piattaforma, genera un’haloclina fredda [Steele e Boyd, 1998]. La formazione prevalente dell’haloclina eurasiatica avviene nel mare di Barents settentrionale e sulla piattaforma adiacente [Rudels et al., 2004] (Figura 1). Rudels et al. [1999a] hanno rilevato che le strutture stratificate a gradini, tipiche della convezione doppio-diffusiva, sono comuni nel centro dell’Artico eurasiatico lontano dalle correnti limitrofe della piattaforma. Questi strati si formano a nord del mare di Kara, in una zona di confluente tra le acque atlantiche dello stretto di Fram e le acque del mare di Barents, e sono successivamente trasportati verso l’interno del bacino. Lenn et al. [2009] hanno osservato strati doppio-diffusivi nella corrente di confine della piattaforma nel mare di Laptev, concludendo però che i flussi di calore doppio-diffusivi verticali sono troppo limitati per influenzare significativamente la corrente di confine e l’haloclina. Nel bacino canadese, la struttura dell’haloclina è più complessa, risultato dell’interazione tra gli influssi atlantici e pacifici e delle acque della piattaforma siberiana, con intrusioni termoaline e mescolamento diapicnale [es. McLaughlin et al., 2002; Itoh et al., 2007; Woodgate et al., 2005, 2007] e l’aggiunta di acque salate derivanti dalla formazione di ghiaccio marino nel mare di Chukchi orientale [Shimada et al., 2005].

[4] Le misurazioni dirette delle velocità nell’Oceano Artico sono rare, quindi molte delle conoscenze sulla circolazione artica derivano da misurazioni idrografiche e da pochi dati raccolti da boe per correnti. Questi dati indicano una circolazione interna debole e ricca di vortici, e un sistema di correnti al limite, guidato topograficamente, denominato Corrente di Confine Circumpolare Artica (ACBC), che fluisce ciclonicamente lungo i margini dei bacini oceanici [es. Aagaard, 1989; Rudels et al., 1994, 1999b]. Questo termine (ACBC) è stato scelto per il sistema per evitare confusione con il termine “Corrente Circumpolare Artica”, la cui abbreviazione (ACC) è utilizzata anche per altri contesti, come la Corrente Costiera dell’Alaska discussa in questo documento, o la Corrente Circumpolare Antartica nel sud.

[5] La traiettoria ciclonica della Corrente di Confine Circumpolare Artica (ACBC) è stata confermata dalle misurazioni dei correntometri lungo la piattaforma siberiana fino alla Dorsale di Lomonosov [Woodgate et al., 2001; Dmitrenko et al., 2008; Ivanov et al., 2009]. L’afflusso del Nord Atlantico penetra nell’Oceano Artico attraverso due percorsi principali: (1) attraverso lo Stretto di Fram, noto successivamente come il Ramo dello Stretto di Fram (FSB) dell’ACBC, e (2) attraverso il Mare di Barents, poi denominato Ramo del Mare di Barents (BSB) dell’ACBC (Figura 1). Si ipotizza che entrambi i rami percorrano una rotta ciclonica lungo il pendio continentale siberiano, formando l’ACBC [Rudels et al., 1994, 2000]. A ovest della Fossa di Sant’Anna (Figura 1), l’ACBC trasporta Acqua Atlantica (AW) calda proveniente dallo Stretto di Fram [Ivanov et al., 2009]. Verso est, la corrente veicola due masse d’acqua: AW sopra il pendio continentale inferiore, dove la profondità supera i 1800 metri, e acqua fredda del Mare di Barents sopra il pendio superiore, dove la profondità è inferiore a 1800 metri [Schauer et al., 2002]. La maggior parte delle acque del Mare di Barents giunge nel Bacino di Nansen attraverso la Fossa di Sant’Anna [Rudels et al., 2004].

[6] Il percorso dell’ACBC a est della Dorsale di Lomonosov è meno noto [Woodgate et al., 2007]. Per giungere al Bacino del Canada, l’ACBC deve superare la complessa topografia della Dorsale di Mendeleev e i pendii settentrionali del Mare di Chukchi (Figura 1). Una parte della corrente segue il pendio continentale, mentre un’altra parte viene deviata verso l’interno artico lungo la Dorsale di Mendeleev e il pendio occidentale del Plateau di Chukchi [Woodgate et al., 2007]. Le limitate misurazioni di corrente effettuate nel Bacino del Canada e sulla piattaforma canadese [Newton e Sotirin, 1997] indicano un flusso di confine orientale ininterrotto in queste aree, confermando così la continuità dell’ACBC in tutto l’Oceano Artico [Rudels et al., 1999b].

[7] Jones [2001] ha sintetizzato che la circolazione delle acque dell’haloclina non è chiaramente definita. Un’ipotesi plausibile è che il flusso assomigli a quello dello Strato Atlantico, con aggiunte di acque di origine Pacifica dalla piattaforma di Chukchi. Questa visione è supportata dagli schemi di Rudels et al. [2004], che, analizzando le misurazioni idrografiche, hanno proposto un flusso verso est delle acque dell’haloclina lungo le piattaforme continentali e la loro diffusione nell’interno dell’Oceano Artico lungo le dorsali sottomarine (Figura 1). Recenti osservazioni idrografiche nel bacino del Canada e a nord del mare di Chukchi hanno mostrato una struttura a strati delle acque del Pacifico e dell’Atlantico. Secondo questi dati, si prevede che l’acqua dell’haloclina del Pacifico si estenda verso nord nel bacino del Canada e verso est lungo il pendio continentale dell’Alaska. Tuttavia, recenti misurazioni correntometriche da un sistema di ancoraggi ad alta risoluzione a nord della costa dell’Alaska indicano che la forza del flusso verso est dell’haloclina del Pacifico potrebbe essere stata sovrastimata, con la maggior parte dell’afflusso del Pacifico che entra nell’interno dell’Oceano Artico attraverso il mare di Chukchi occidentale o ancor più a ovest, durante l’inversione della Corrente Costiera Siberiana.

[8] Nel centro dell’Oceano Artico, il percorso delle acque dell’haloclina rimane incerto, sebbene la presenza di Acqua del Pacifico sia evidente nella Girandola del Mare di Beaufort e nel Flusso Transpolare. Le acque dell’haloclina lasciano l’Oceano Artico attraverso gli stretti dell’Arcipelago Canadese e lo Stretto di Fram. La maggior parte di queste acque, una quantità significativa, esce dall’Arcipelago Canadese attraverso lo Stretto di Barrow.

Nonostante si siano registrati progressi nelle osservazioni regionali della Corrente di Confine Circumpolare Artica (ACBC), la struttura della corrente su scala bacino rimane poco definita. Questo studio analizza il flusso lungo gli scaffali artici mediante simulazioni che consentono la risoluzione di eddies, arricchite da osservazioni recentemente acquisite a intervalli ravvicinati. Esso si propone di rispondere alle seguenti domande: (1) In che misura può l’ACBC essere considerata un flusso continuo attorno all’intera periferia dell’Oceano Artico? (2) Quali sono le cause dinamiche del flusso lungo il pendio continentale artico? (3) Qual è la composizione delle masse d’acqua del flusso? Infine: (4) Quali sono le implicazioni del flusso per lo scambio tra lo scaffale e il bacino e per lo strato di haloclina nell’Artico?

[10] Il documento presenta i risultati di modellizzazione più completi e supportati da osservazioni fino ad oggi, per chiarire la struttura dell’ACBC. Dimostreremo che l’ACBC non è composta da due ma da tre nuclei: i ben noti rami dello Stretto di Fram e del Mare di Barents, più un terzo, recentemente identificato, il Ramo del Margine dello Scaffale Artico (ASBB). L’ASBB trasporta acque dell’haloclina dai mari di Barents e Kara, e possiede un nucleo di velocità localizzato vicino alla rottura dello scaffale.

[11] Dimostreremo che l’ACBC è un flusso continuo in tutto l’Oceano Artico, considerando tutti i suoi componenti: ASBB, FSB e BSB. In particolare, l’FSB è una corrente ciclonica continua che entra, fluisce verso est e lascia l’Oceano attraverso lo Stretto di Fram, mantenendosi continua per tutto il suo percorso. L’ASBB segue un percorso ciclonico più breve, entrando nell’Artico attraverso la Fossa di Sant’Anna e uscendo dallo Stretto di Fram, rimanendo continua tra queste due località. Anche il BSB è continuo tra la Fossa di Sant’Anna e lo Stretto di Fram, fluisce ciclonicamente attorno al bordo dell’Oceano Artico, raccoglie acque dagli scaffali artici e si adatta alla topografia del fondale marino. Discuteremo in dettaglio l’ASBB e le caratteristiche rilevanti dell’FSB, ma studi approfonditi sul BSB, una corrente più complessa, saranno oggetto di future ricerche.

[12] La struttura del documento è la seguente: La Sezione 2 descrive i metodi, inclusa una nuova formulazione teorica dell’analisi della funzione di Montgomery. La Sezione 3 presenta il flusso simulato lungo gli scaffali artici, esplorando l’accuratezza con cui i modelli rappresentano il flusso reale, con un focus particolare sullo Stretto di Fram e sugli scaffali siberiani e dell’Alaska, dove sono disponibili dati osservativi, e fornisce un breve commento sul flusso lungo lo scaffale canadese, dove mancano dati. La Sezione 4 esamina i meccanismi che generano i rami dell’ACBC, analizza gli effetti del flusso sul pendio sull’haloclina e sulle acque dell’Atlantico, e discute le implicazioni per le strategie di modellazione e osservazione nell’Artico. La Sezione 5 riassume i risultati del studio.

La Figura 1 illustra la circolazione delle acque dell’haloclina e delle acque atlantiche nell’Oceano Artico, integrando dati da diversi studi indicati nella legenda. Ecco una spiegazione dettagliata e strutturata degli elementi chiave mostrati nella figura:

• Batimetria: I colori di sfondo blu variano in tonalità per indicare differenti profondità, con le tonalità più scure che rappresentano le aree più profonde dell’oceano.
• Frecce Colorate: Queste rappresentano i flussi delle varie correnti e masse d’acqua:
  • Frecce Rosse: Indicano il Ramo dello Stretto di Fram (FSB) della Corrente di Confine Circumpolare Artica (ACBC) e i percorsi delle Acque Atlantiche (AW).
  • Frecce Blu Scuro: Mostrano il Ramo del Mare di Barents (BSB) dell’ACBC, che trasporta le dense Acque del Mare di Barents (BSW).
  • Frecce Blu Chiaro: Depict il flusso delle acque dell’haloclina del Mare di Barents (BHW) all’interno del Ramo del Margine dello Scaffale Artico (ASBB) dell’ACBC.
  • Frecce Verde Chiaro: Illustrano il flusso delle Acque del Pacifico (PW).
• Frecce e Contorni Magenta: Segnano le aree di formazione e i percorsi delle acque dello scaffale siberiano.
• Frecce Gialle: Indicano il deflusso continentale.

Altri dettagli visivi includono:

• Aree Ombreggiate in Blu: Identificano le aree di formazione delle acque del Mare di Barents e dell’haloclina del Mare di Barents.
• Regioni Studiate: Contrassegnate con abbreviazioni come FS (Stretto di Fram), SVA (est di Svalbard), e altre, che identificano le aree geografiche discusse nello studio.
• Posizioni delle Boe: Rappresentate da cerchi gialli, con “M1” che indica una boa con misuratore di corrente nel Mare di Laptev.
• Linee Verdi: Corrispondono alle posizioni dei transept di temperatura e conducibilità (CTD) e delle sezioni del modello coincidenti.
• Stelle: Indicano i siti di rilascio simulato di traccianti passivi, colorati per distinguere le diverse masse d’acqua: rosso per l’AW, blu chiaro per il BHW, blu scuro per il BSW e verde per il PW.

Questa figura fornisce una rappresentazione comprensiva delle dinamiche complesse delle acque nell’Oceano Artico, mostrando come diverse correnti e masse d’acqua si distribuiscano e interagiscano nel contesto artico.

2. Metodi

Per studiare l’ACBC e il suo ruolo nel rinnovamento delle acque dell’haloclina nel Bacino Eurasiatico, impieghiamo il modello OCCAM (Ocean Circulation and Climate Advanced Model), un modello globale di circolazione oceanica e clima ad alta risoluzione. Analizziamo i dati provenienti da ormeggi a lungo termine nello Stretto di Fram, gestiti dall’Istituto Alfred Wegener e dall’Istituto Polare Norvegese [Schauer et al., 2004, 2008]. Inoltre, includiamo dati di correntometri a lungo termine e sondaggi idrografici estivi realizzati sul pendio continentale siberiano, raccolti tramite il Sistema Osservativo dei Bacini di Nansen e Amundsen (NABOS) [Polyakov et al., 2007], e dati simili provenienti da un array situato nel Mare di Beaufort, a nord della costa dell’Alaska [Nikolopoulos et al., 2009]. Utilizziamo misure di vorticità potenziale (PV) e la funzione di Montgomery per analizzare i meccanismi di forzamento dell’ACBC, con particolare attenzione alle dinamiche dettagliate presentate in questa sezione.

2.1. Modello [14] OCCAM è un modello OGCM (Ocean General Circulation Model) basato su equazioni primitive, con livelli z e superficie libera [Killworth et al., 1991]. Il modello è stato ampiamente descritto in letteratura precedente [es., Marsh et al., 2009; Aksenov et al., 2010a]. Qui, ci concentriamo sulle caratteristiche del modello specificamente pertinenti a questo studio. Il modello copre tutto il globo, utilizzando due griglie separate, collegate lungo l’equatore atlantico e attraverso lo Stretto di Bering con un modello di canale linearizzato, risultando in una griglia globale quasi uniforme con una risoluzione orizzontale di circa 8 km. Il modello presenta 66 livelli verticali, di cui 27 nei primi 400 m e 14 nei primi 100 m, permettendo una dettagliata rappresentazione dei gradienti verticali essenziali, inclusi quelli dell’haloclina artica e delle Acque Atlantiche (AW). Una risoluzione di circa 5 m vicino alla superficie è adeguata per il modello di strato misto KPP, che consente una evoluzione realistica della profondità dello strato misto [Large et al., 1994]. A livello globale, il modello è risolutivo dei vortici, incluso nell’Oceano Artico centrale, dove il raggio di Rossby baroclino locale è di circa 15 km [Nurser, 2009], ma è permittivo dei vortici solo nella migliore delle ipotesi vicino al pendio continentale artico e sulla piattaforma esterna. [15] L’equazione del momento oceanico è discretizzata sulla griglia B di Arakawa. L’implementazione dello schema delle celle di fondo parziale [Pacanowski e Gnanadesikan, 1998] affina la rappresentazione della topografia nel modello. Questo miglioramento, insieme alla risoluzione dettagliata e alla batimetria non levigata [Sandwell e Smith, 1995; Jakobsson et al., 2000], potenzia significativamente le simulazioni delle correnti influenzate dalla topografia.

[16] Il modello di ghiaccio marino integra la dinamica del ghiaccio con una reologia elastico-viscosa-plastica e la termodinamica di Semtner, configurata con due strati per il ghiaccio marino e uno per la neve. Il modello di ghiaccio è accoppiato all’oceano in ogni step temporale baroclinico, utilizzando la legge di attrito quadratica che permette l’interazione dell’oceano coperto di ghiaccio con venti ad alta frequenza. Questo accoppiamento conserva il volume e considera la pressione esercitata dal ghiaccio marino sull’oceano.

[17] Per compensare l’assenza di deflussi continentali e prevenire la deriva della salinità superficiale, la salinità superficiale simulata è regolata verso i valori climatologici mensili. Questo aggiustamento si realizza interpolando i dati di salinità superficiale alla fine di ogni passo temporale baroclinico e regolando la salinità del modello per mantenere la salinità media storica. Questo processo aiuta a preservare il contenuto di sale dell’oceano. Non viene applicata alcuna correzione di salinità al di sotto del primo strato del modello. Il processo di aggiustamento agisce come l’aggiunta o la rimozione di acqua dolce, con un tempo di equilibrio di circa quaranta giorni per i primi venti metri dell’oceano. Per il periodo tra il 1989 e il 2006, il termine di regolazione integrato per l’Oceano Artico corrispondeva a un’entrata di acqua dolce paragonabile a quella storicamente stimata per il deflusso continentale. È importante notare che i campi di salinità usati per la regolazione mostrano un pattern radiale errato vicino al Polo Nord a causa della scarsità di dati e problemi di interpolazione. Tuttavia, questo errore non influisce negativamente sullo studio, poiché le distorsioni principali non impattano la corrente di confine studiata e la forte stratificazione superficiale limita l’effetto del processo di regolazione sulla circolazione nelle profondità comprese tra i 100 e i 600 metri, focus del presente studio.

[18] Le simulazioni sono state avviate da uno stato di riposo, utilizzando uno stato iniziale derivato da climatologie oceaniche globali e artiche combinate (World Ocean Atlas, 2005). Il ghiaccio marino iniziale e la copertura nevosa sono stati ottenuti da Romanov [1995].

[19] Nonostante il lungo periodo di simulazione (1985-2006), è stato impossibile per il modello raggiungere uno stato stazionario. Tuttavia, grazie all’uso di campi iniziali realistici, le principali caratteristiche della circolazione dell’oceano superficiale si sono stabilizzate nei primi anni: l’energia cinetica media globale e i flussi attraverso i Mari di Barents, Fram e Bering si sono equilibrati dopo quattro anni, mentre il contenuto di calore e salinità dell’oceano è rimasto sostanzialmente costante dopo i primi tre anni. La componente barotropica della circolazione oceanica si è attivata in pochi giorni. Il ghiaccio marino ha raggiunto uno stato di quasi equilibrio dopo i primi quattro anni. Il periodo dal 1989 al 2006 è stato selezionato per l’analisi dettagliata.

[20] Utilizzando tecniche sviluppate per analizzare le volumetrie di classi di temperatura potenziale (Θ) secondo Walin [1982], e estese alle classi di densità da Speer e Tziperman [1992], e ulteriormente alle classi temperatura potenziale-salinità (Θ-S) da Speer [1993] e Large e Nurser [2001], calcoliamo i tassi di formazione dell’acqua dell’haloclina. Relazioniamo questi tassi di formazione con i flussi superficiali di calore e acqua dolce che interagiscono con le emergenze superficiali della classe d’acqua specificata. Il calore superficiale considera i flussi di calore radiativo, latente e sensibile dell’atmosfera, nonché il calore derivante dalla formazione del ghiaccio marino e quello associato al deflusso di acqua di fusione da ghiaccio marino e neve. I fattori di forzatura dell’acqua dolce includono precipitazione, evaporazione, fusione di ghiaccio marino e neve, e il termine di ripristino. Confrontando i tassi di formazione dell’haloclina all’interno di un dominio chiuso (il netto delle esportazioni più l’incremento di volume interno) con la divergenza dei flussi volumetrici stimolata dai flussi superficiali attraverso le superfici Θ-S, quantifichiamo la riduzione dell’haloclina dovuta a mescolamento e diffusione.

[21] Il pompaggio di Ekman è calcolato dal vortice dello stress interfacciale che agisce sulla superficie superiore dell’oceano. Questo stress è determinato sommando lo stress ghiaccio-oceano, proporzionato alla frazione di ghiaccio in ogni cella della griglia del modello, e lo stress del vento, proporzionato alla frazione di acqua libera nella cella. Questo approccio è in linea con le forze che agiscono sul modello.

La Tabella 1 elenca le misurazioni CTD (Conductivity Temperature Depth) effettuate nello Stretto di Fram e nel Mar Artico, come parte dello studio indicato. Di seguito sono dettagliati i componenti principali della tabella:

• Anni: Indica gli intervalli temporali nei quali sono state raccolte le misure.
• Tipo di CTD: Specifica i modelli di sonda utilizzati, tra cui Seabird 16, 37, 911 e 19.
• Periodo: Riporta i mesi e i giorni specifici in cui si sono svolte le misurazioni. Alcune serie di dati sono state raccolte continuamente tutto l’anno, mentre altre sono state limitate a periodi specifici.
• Inizio Sezione: Fornisce le coordinate geografiche del punto di partenza per le misurazioni.
• Fine Sezione: Mostra le coordinate geografiche del punto di conclusione delle misurazioni.

Dettaglio per area:

• Stretto di Fram (1997-2006): Le misurazioni sono state effettuate continuamente durante l’anno usando i modelli di sonda Seabird 16 e 37.
• Scarpata Siberiana nei Bacini di Nansen e di Amundsen (1995, 2007-2009): Queste misurazioni sono state realizzate in giorni specifici di agosto e settembre con sonde Seabird 911 e 19.
• Scarpata dell’Alaska (2002-2004): Dati raccolti annualmente utilizzando la sonda Seabird 19.

Le coordinate presenti nella tabella aiutano a identificare le precise aree oceanografiche esplorate, fondamentali per analizzare variazioni di temperatura, salinità e profondità nel contesto del Mar Artico.

2.2 Osservazioni

Nel lavoro analizziamo tre gruppi principali di osservazioni (riportati nelle Tabelle 1 e 2):

1. Dati dei correntometri provenienti dall’array di ormeggi a lungo termine situato a 78°50′N nello Stretto di Fram, completati da misurazioni della temperatura ottenute tramite sensori CTD (conduttività-temperatura-profondità) installati sugli stessi ormeggi.
2. Misure dei correntometri dall’array a lungo termine a circa 78°N, 126°E, insieme ai dati CTD raccolti durante sezioni sinottiche trasversali nel Mar di Laptev, lungo circa 126°E, effettuate in estate-autunno.
3. Dati dei correntometri e idrografici raccolti da un array di correntometri ad alta risoluzione nel Mare di Beaufort, a nord della costa dell’Alaska, a circa 71°N, 152°W, qui definito come l’array Alaskano (vedi Figura 1).

L’array di 14-16 ormeggi nel settore nord dello Stretto di Fram è operativo dal 1997 grazie a una collaborazione tra AWI e NPI. Gli ormeggi coprono un’area che va dalla piattaforma continentale a ovest di Spitsbergen (Svalbard) fino a quella della Groenlandia orientale, estendendosi per circa 300 km con una risoluzione spaziale che varia dai 10 km sulla scarpata continentale ai 30 km nelle zone più profonde. Gli strumenti utilizzati includono correntometri (Aanderaa RCM8 e RCM11, RDI ADCPs, inizialmente anche FSI ACMs) e sensori CTD (Seabird Inc. SBE16, SBE37), posizionati a cinque livelli nominali: strato subsuperficiale (circa 50 m), strato AW (circa 250 m), al limite inferiore dello strato AW (circa 750 m, implementato dal 2002), strato profondo (circa 1500 m) e immediatamente sopra il fondale. Fino al 2002, l’array nello Stretto di Fram comprendeva 14 ormeggi e la sua parte occidentale (a ovest di 0°) era posizionata a 79°N. Dal 2002, l’array è stato uniformato lungo il 78°50′N e arricchito con due ormeggi aggiuntivi nella parte più profonda e centrale dello stretto, nonché un ulteriore livello di strumenti a 750 m. I dati vengono raccolti ogni 1 o 2 ore, depurati dalle influenze delle maree e mediati secondo gli intervalli temporali richiesti (giornalieri o mensili). Per i calcoli delle medie a lungo termine, mostrate nella Figura 2, si sono utilizzati dati mensili, analizzati separatamente per i periodi 1997–2002 e 2002–2006, per prevenire distorsioni dovute a differenti disposizioni di ormeggi e strumenti nei due periodi (nella Figura 2, le posizioni degli ormeggi sono segnate con triangoli, quelle degli strumenti con cerchi). I dettagli sulle osservazioni e sul trattamento dei dati sono stati forniti da Schauer et al. [2004, 2008].

2.2 Misure Idrografiche e di Corrente

Le misure idrografiche nel Bacino di Nansen e nel Mar di Laptev sono state eseguite usando un CTD di bordo marca SeaBird (SBE19), come riportato nella Tabella 1. Le letture di temperatura, conducibilità e pressione avevano una precisione di 0.005°C, 0.0005 S/m e 0.002% del range massimo rispettivamente. La distanza tra le stazioni CTD era di circa 10 miglia nautiche nel bacino profondo, ridotta a 3-5 miglia nautiche sul pendio continentale ripido. Durante i transetti nel Mar di Laptev nei anni 2007 e 2009, sono state condotte indagini dettagliate del pendio continentale superiore, con stazioni distanziate di circa 1 miglia nautica. Questi dati sono particolarmente rilevanti in quanto permettono di risolvere il raggio di Rossby nella zona considerata. Tutte le misure CTD utilizzate in questo studio hanno una risoluzione verticale di 1 metro.

Le correnti oceaniche sono state misurate utilizzando un ACM all’ormeggio autonomo M1 nel Mar di Laptev, come indicato nella Tabella 2. L’ACM era installato su un profilatore ancorato McLane (MMP), che eseguiva profili verticali lungo la linea di ormeggio a una velocità di 0.25 metri al secondo, campionando ogni 0.5 secondi una volta al giorno. I dati raccolti dall’ACM per il periodo settembre 2003-2004 coprivano un intervallo di profondità da 100 a 1000 metri. La precisione della velocità della corrente misurata dall’ACM e la risoluzione erano del ±3% della lettura, e la precisione della bussola era del ±2%. La risoluzione verticale delle misure del correntometro era di 2 metri.

Gli ormeggi dell’array Alaskano erano equipaggiati con strumenti CTD montati su profilatori ancorati costieri (CMP) e MMP. Per la misurazione delle correnti oceaniche sono stati impiegati ADCP e ACM. I dettagli dell’array Alaskano e un’analisi dettagliata di queste osservazioni sono stati forniti da Spall et al. [2008], Nikolopoulos et al. [2009] e Pickart et al. [2011].

La discussione include anche sezioni idrografiche e dati dei correntometri dagli ormeggi a lungo termine nel Bacino di Nansen a circa 81°N, 31°E e 81°N, 104°E, come riportato nella Tabella 2 [Ivanov et al., 2009], e i risultati pubblicati delle misurazioni di corrente nel Mare di Lincoln a circa 84°N, 63°W [Newton e Sotirin, 1997].

Tabella 2 – Inventario degli Ormeggi dei Correntometri nello Stretto di Fram e nell’Oceano Artico Utilizzati nello Studio

1. Abbreviazione degli Ormeggi: Questa colonna elenca le abbreviazioni che identificano gli ormeggi specifici utilizzati nelle diverse località dello studio:
   • FS1 FS14, FS1 FS16: Posizionati nello Stretto di Fram.
   • M1b, M4b, M5a, M6a: Situati sulla piattaforma siberiana nei Bacini di Nansen e Amundsen.
   • BS2 BS6: Collocati sulla piattaforma dell’Alaska.
2. Latitudine e Longitudine: Le coordinate geografiche esatte per ogni ormeggio, essenziali per localizzare precisamente gli strumenti sul globo terrestre.
3. Inizio e Fine: Le date che segnano l’inizio e la conclusione dell’uso di ciascun ormeggio, indicando così il periodo di raccolta dati per ogni località.
4. Correntometri (Profondità in metri): Dettaglia i tipi di correntometri impiegati in ogni ormeggio e le profondità a cui questi strumenti sono stati posizionati:
   • RCM (Rotating Current Meter): Misura velocità e direzione delle correnti marine.
   • ADCP (Acoustic Doppler Current Profiler): Utilizza il principio Doppler per profilare la velocità dell’acqua lungo la colonna d’acqua.
   • ACM (Acoustic Current Meter): Rileva la velocità della corrente a una determinata profondità.
   • MMP (McLane Moored Profiler): Profila verticalmente lungo la linea di ormeggio, raccogliendo dati idrografici.
5. Nota a piè di pagina: Spiega le abbreviazioni degli strumenti:
   • MMP sta per McLane Moored Profiler.
   • RCM è un correntometro rotante.
   • CMP è un profilatore ancorato costiero.
   • ADCP è un profilatore di corrente Doppler acustico rivolto verso l’alto.
   • ACM è un misuratore di corrente acustico.

Questa tabella fornisce un riepilogo dettagliato degli strumenti e delle loro posizioni, fondamentale per l’analisi delle correnti marine nell’area dell’Artico e per una comprensione approfondita delle dinamiche oceaniche in questa regione critica.

Figura 2 – Osservazioni e Simulazioni della Temperatura Potenziale e Velocità Meridionale Annua nello Stretto di Fram

La Figura 2 visualizza la temperatura potenziale media annuale e la velocità meridionale lungo la sezione FS, situata approssimativamente a 79°N, come indicato nella Figura 1 del documento. I dati sono suddivisi in due periodi distinti: 1997-2002 (pannelli a-d) e 2002-2006 (pannelli e-h). Le velocità dirette verso nord sono rappresentate con valori positivi e quelle verso sud con valori negativi.

Dettagli sui pannelli:

• (a) e (e): Mostrano la temperatura potenziale osservata nei rispettivi periodi, con un gradiente di colore che va dal blu (freddo) al rosso (caldo), indicando le variazioni termiche nell’area.
• (b) e (f): Presentano le simulazioni della temperatura potenziale per gli stessi periodi. Una linea grigia spessa indica la batimetria reale appianata, mostrando le caratteristiche fisiche del fondale marino.
• (c) e (g): Illustrano la velocità meridionale osservata, con colori che variano dal verde (velocità positive verso nord) al giallo (velocità negative verso sud).
• (d) e (h): Simulazioni della velocità meridionale, con la stessa rappresentazione di batimetria dei pannelli (b) e (f).

Le abbreviazioni utilizzate nella figura sono:

• PLW: Acqua Polare (Polar Water)
• AW: Acqua Atlantica (Atlantic Water)
• WSC: Corrente di Spitsbergen Ovest (West Spitsbergen Current)
• EGC: Corrente della Groenlandia Est (East Greenland Current)

Questa figura fornisce un confronto visivo tra le osservazioni reali e le simulazioni, permettendo di valutare la precisione dei modelli utilizzati nello studio delle dinamiche oceaniche nello Stretto di Fram. Gli studi citati di Schauer et al. [2004, 2008] offrono una descrizione dettagliata dei metodi di raccolta e analisi dei dati.

Analisi della Vorticità Potenziale e della Funzione di Montgomery

Nel nostro studio sulla circolazione dell’Oceano Artico modellata, facciamo uso della funzione di Montgomery per visualizzare e analizzare il flusso. Questa funzione agisce come una funzione di corrente per il flusso geostrofico lungo superfici dove l’anomalia di densità rimane costante. Il flusso geostrofico può essere dedotto esaminando il gradiente laterale della funzione di Montgomery in modo analogo a come si calcolerebbe il gradiente laterale della pressione su superfici di profondità uniforme.

Per flussi costanti e in condizioni di bassi numeri di Rossby, la funzione di Montgomery diventa anche una funzione di corrente per il flusso integrato della vorticità potenziale (PV), rendendo possibile diagnosticare i flussi di PV attraverso questa funzione. Sebbene la funzione di Montgomery non rappresenti esattamente una funzione di corrente per flussi su superfici di densità potenziale costante, è possibile definire superfici di anomalia di densità che si avvicinano molto a quelle di densità potenziale costante, attraverso specifici sviluppi teorici che verranno descritti successivamente.

2.3.1. La Funzione di Montgomery Boussinesq

Le superfici di anomalia steriche (volumetriche) costanti sono definite tramite valori costanti di temperatura potenziale e salinità, insieme a valori di riferimento fissi per questi parametri e per la pressione, relativa alla pressione atmosferica media, di 101325 Pa. Nonostante i valori standard di riferimento, le superfici di anomalia steriche non sempre si sovrappongono perfettamente con le superfici neutre o quelle di densità potenziale costante. Tuttavia, dove la variazione di temperatura potenziale e salinità è minima sulla superficie, l’adozione dei valori mediani di questi parametri come riferimenti produce superfici di anomalia steriche vicine alle superfici neutre.

La funzione di Montgomery corrispondente implica una definizione della pressione e l’integrazione della pressione modificata, inclusa l’anomalia dell’altezza della superficie marina, la gravità e l’anomalia della pressione atmosferica. I gradienti laterali di questa funzione su superfici di anomalia steriche costante sono proporzionali ai gradienti di pressione orizzontali a un’altezza costante, permettendo così al flusso geostrofico di obbedire a relazioni specifiche di vettore e gradiente.

Il modello OCCAM, similmente alla maggior parte dei modelli oceanografici generali, utilizza l’approssimazione di Boussinesq, dove la densità in situ è trattata come una costante. L’anomalia steriche è sostituita da una pseudo-densità potenziale, calcolata come una differenza tra la densità a condizioni standardizzate e una densità di riferimento, insieme a una densità potenziale. Questo parametro è noto come l’approssimazione di Boussinesq della densità. Le superfici definite da questa densità sono chiamate ‘pseudo-isopicnali’.

La funzione di Montgomery di Boussinesq coerente assicura che le relazioni tra vettore, flusso geostrofico e gradienti di densità siano mantenute, utilizzando una formula specifica che include la pressione di perturbazione e il gradiente laterale a densità costante. Questa funzione è strutturata per facilitare il calcolo del flusso marino su base teorica, riflettendo le complessità e le approssimazioni del modello oceanografico in uso.

2.3.2. Flussi di Vorticità Potenziale e Integrali di Circolazione

Tranne per lo scambio attraverso lo Stretto di Fram, i flussi nelle profondità intermedie superiori dell’Artico (tra 300 e 1000 metri) sono generalmente confinati all’interno del bacino artico. Questi flussi confinati vengono diagnosticati efficacemente utilizzando la forma di flusso dell’equazione della vorticità potenziale. In questa formulazione, la vorticità potenziale è descritta in termini di densità costante e gradiente di densità relativo. La vorticità assoluta combina la vorticità planetaria e il rotore della velocità, dove uuu rappresenta la velocità e J il flusso di vorticità potenziale.

Per mantenere la coerenza con l’equazione di Boussinesq, la densità in situ di Haynes e McIntyre è stata sostituita da una densità costante, applicata sia nella formulazione dell’equazione che nel calcolo del flusso di vorticità potenziale. F indica qui le forze di attrito e le forze corporee per unità di volume, mentre B rappresenta le forze non-advecive di rB​. La velocità verticale è denotata da www e D/Dt indica la derivata materiale.

Una caratteristica fondamentale di J è che non attraversa superfici di densità costante, note come pseudo-isopicnali, un concetto derivato dal teorema dell’impermeabilità di Haynes e McIntyre. Di conseguenza, quando l’equazione viene integrata tra isopicnali adiacenti su un’area A, i flussi attraverso gli isopicnali si annullano, rimanendo solo i flussi di J lungo gli isopicnali che escono dai bordi di A. Questo processo si semplifica in una versione generalizzata dell’integrale di circolazione di Kelvin.

Questa formulazione implica che la circolazione lungo una curva chiusa su un isopicnale cambia solo a causa della forza di Coriolis risultante dal passaggio di fluido attraverso la curva, e dalle forze di attrito e corporee lungo la curva. Tale integrale di circolazione viene applicato a aree delimitate da linee di ancoraggio, affioramenti e stretti per diverse superfici di densità. Mentre le sezioni attraverso gli stretti sono generalmente fisse, gli affioramenti superficiali e le linee di ancoraggio possono cambiare nel tempo.

In condizioni stazionarie, i termini di advezione della vorticità potenziale e di forzatura di galleggiamento si riducono alla sola forza di Coriolis lungo gli elementi lineari, conformemente alle equazioni del momento. Si conclude che l’afflusso di vorticità potenziale lungo un elemento lineare, insieme alle forze applicate, risulta equivalente al gradiente di un potenziale di accelerazione lungo lo stesso elemento. Questo dimostra come, in condizioni di basso numero di Rossby, il cambiamento nella funzione di Montgomery rifletta direttamente l’afflusso di vorticità potenziale.

3. Risultati

Nella sezione seguente, analizziamo i risultati del modello per definire la struttura della Corrente ACBC e esaminare la sua variabilità. Per fare ciò, adottiamo una rappresentazione del flusso oceanico su pseudo-isopicnali, convertendo il campo vettoriale della velocità in un campo scalare rappresentato dalla funzione di Montgomery. Questo approccio ci permette di correlare il campo con l’afflusso di vorticità potenziale (PV) e di spiegare i meccanismi che influenzano la corrente. Prima di procedere, per consolidare la nostra fiducia nei risultati del modello, confrontiamo questi ultimi con le misurazioni disponibili per la regione oggetto di studio.

3.1. Validazione del Modello

Abbiamo confrontato correnti oceaniche e campi di temperatura-salinità simulati e osservati nelle sezioni cruciali per questo studio: Stretto di Fram (presso la sezione ad est di Svalbard, circa 30°E), Severnaya Zemlya Polygon (circa 104°E), Piattaforma del Mare di Laptev (circa 126°E), e nord della costa dell’Alaska (circa 152°W). Queste comparazioni sono supportate anche dal confronto con i dati dei correntometri nel Mare di Lincoln (circa 84°N, 63°W). Le aree e le coordinate menzionate sono state individuate per i loro punti strategici e la rilevanza nei modelli di circolazione oceanica studiati.

3.1.1. Artico Eurasiatico

La Figura 2 illustra la velocità trasversale presso l’array di ormeggi situato approssimativamente a 79°N nello Stretto di Fram, per il periodo 1997-2006, come documentato da Schauer et al. nel 2008. La sezione rappresentata include sia i dati reali che quelli simulati dal modello (indicata come FS nella Figura 1). Il modello cattura efficacemente il flusso bidirezionale caratteristico dello stretto, che include la Corrente di Spitsbergen Occidentale (WSC) che fluisce verso nord e la Corrente di Groenlandia Orientale (EGC) che fluisce verso sud, oltre alle principali strutture di ricircolo topografico. Tuttavia, si osserva che la struttura sul lato orientale dello stretto appare più barotropica nelle osservazioni rispetto alle simulazioni del modello.

Un buon accordo è stato trovato nella temperatura delle acque dell’influsso atlantico e del deflusso delle acque polari (PLW). Il modello riproduce accuratamente il nucleo caldo delle Acque Atlantiche (AW) sul lato di Spitsbergen dello stretto e il nucleo freddo delle PLW sul lato della Groenlandia, anche se nel modello il nucleo caldo delle AW tende a estendersi più verso ovest, verso il pendio inferiore della piattaforma più profonda, rispetto a quanto osservato. Inoltre, il limite inferiore delle AW (isoterma dei 0°C) risulta essere più profondo nel modello rispetto alle osservazioni.

Un’ulteriore discrepanza tra il modello e le osservazioni riguarda la posizione del Fronte Artico, situato tra il limite verso terra delle AW nella WSC e le acque fredde sulla piattaforma di Spitsbergen, originarie della Corrente di Sørkapp. Nel modello, questo fronte è posizionato più a ovest. Sebbene la posizione esatta del fronte non sia visibile nella sezione degli ormeggi, che non si estende fino alla piattaforma, le correnti geostrofiche dedotte dalle sezioni CTD e le misurazioni di velocità da ADCP confermano che il fronte si trova decisamente a est dell’ormeggio più orientale.

Il confronto dettagliato tra la circolazione simulata e quella osservata e gli scambi oceanici nello Stretto di Fram, nel Mare di Barents e nell’Arcipelago Canadese è dettagliatamente descritto in Aksenov et al. [2010a, 2010b].

A valle dello Stretto di Fram, il flusso delle Acque Atlantiche si dirige verso est e scorre a nord di Svalbard. Il confronto tra la velocità del modello con le misurazioni del correntometro tra settembre 2004 e dicembre 2005 nella sezione a circa 30°E (indicata come SVA nella Figura 1, e rappresentata nella Figura 3) mostra un’alta corrispondenza tra il flusso osservato e quello simulato. La velocità massima rilevata è stata di circa 0.17 m/s secondo le osservazioni del correntometro, e di 0.14 m/s secondo il modello. Anche i campi di temperatura e salinità sono in buon accordo: entrambi i dati, sia del modello che quelli osservativi, mostrano un nucleo caldo e salino delle AW vicino al margine della piattaforma continentale. I due nuclei principali del flusso atlantico, identificati nelle aree del pendio continentale inferiore e vicino al margine della piattaforma, sono chiaramente visibili e mostrano similitudini notevoli tra il modello e le osservazioni, con le acque dense del Mare di Barents leggermente più calde nel modello.

Nel Mare di Laptev, abbiamo confrontato le velocità osservate lungo il pendio dall’ormeggio annuale M1 tra settembre 2003 e 2004 con le velocità simulate nella stessa località. Per il confronto, le velocità osservate sono state mediate in periodi di 5 giorni, in linea con le medie di 5 giorni del modello, e poi classificate per intervalli di profondità, corrispondenti ai livelli del modello. Questo metodo ha permesso di allineare strettamente i dati osservati con quelli simulati per una comparazione precisa.

Il modello e le osservazioni indicano una struttura di velocità simile con un nucleo identificato tra i 200 e i 300 metri di profondità. Tuttavia, nel modello, la componente verso nord risulta essere più forte rispetto a quella osservata, sia sopra i 180 metri che sotto i 700 metri. Data l’assenza di dati sopra i 100 metri, non è possibile confrontare direttamente i risultati del modello con le correnti misurate, né spiegare perché le correnti osservate tendano a zero intorno ai 150-180 metri di profondità, mentre nel modello il flusso, seppur debole, rimane non nullo.

L’analisi delle serie temporali ha mostrato una correlazione ragionevole tra le correnti lungo la piattaforma simulate e quelle osservate, con un coefficiente di correlazione medio di 0.7 per la fascia di profondità tra i 100 e i 900 metri. La correlazione per la componente verso nord nella fascia di profondità tra i 150 e i 180 metri è risultata inferiore, tra 0.3 e 0.6.

La variabilità temporale delle correnti osservate e simulate, che va dal periodo sinottico (circa 5 giorni) al periodo stagionale (vari mesi), appare comparabile. Questo intervallo temporale è associato ai vortici transitori, suggerendo che il modello simuli adeguatamente la struttura dei vortici dell’ACBC, eccetto per l’intervallo di profondità tra i 150 e i 180 metri, dove i vortici interagiscono con l’haloclina. Dmitrenko et al. [2008] hanno osservato un vortice transitorio passare vicino all’ormeggio M1 nel 2005, notando una struttura del flusso molto simile a quella illustrata, con una riduzione significativa della componente di velocità trasversale alla pendenza a circa 150 metri di profondità.

Si ipotizza che il modello sovrastimi il flusso trasversale sotto la superficie periferica del FSB, a causa di una simulazione non accurata della componente trasversale della velocità del vortice. Una comprensione più profonda di queste discrepanze richiederebbe analisi ulteriori, oltre lo scopo di questo studio. La struttura di densità osservata e simulata tra i 200 e i 900 metri di profondità è coerente con il flusso geostrofico nel FSB.

Per valutare la precisione delle simulazioni delle Acque Atlantiche (AW), abbiamo analizzato le posizioni dei picchi di temperatura e salinità all’interno dello strato delle AW, compreso tra i 50 e i 600 metri di profondità, durante gli estati dal 2002 al 2006. Questi dati sono stati confrontati con le sezioni trasversali estive nel Mare di Laptev a circa 126°E, utilizzando informazioni dal progetto NABOS. I valori medi di profondità e distanza dalla costa dei picchi di temperatura e salinità calcolati dal modello si sono rivelati coerenti con i valori osservati, tutti entro una deviazione standard. Questo risultato conferma che il modello rappresenta con accuratezza la posizione delle AW.

L’accordo del modello con le osservazioni nel Mare di Laptev è ulteriormente dimostrato confrontando le distribuzioni di temperatura e salinità medie estive simulate a circa 126°E con quelle osservate nelle sezioni a circa 123°E e 126°E. Il modello identifica correttamente la posizione del nucleo di temperatura delle AW, sebbene lo strato delle AW risulti essere più spesso del previsto. Le profondità delle superfici di densità tra i 25.0 e i 27.9 kg/m³ nel modello concordano con le osservazioni, mentre la superficie di 28.0 kg/m³ risulta essere troppo profonda.

Nonostante queste discrepanze, è fondamentale per l’analisi che il modello descriva accuratamente il cuneo di acqua fredda e dolce vicino al bordo della piattaforma continentale e i gradienti di densità orizzontali vicino al pendio continentale e alla piattaforma esterna. Questi dettagli sostengono l’ipotesi che la struttura della corrente simulata sia una caratteristica reale e non un artefatto del modello. Inoltre, il gradiente delle velocità geostrofiche, calcolate dalla struttura di densità osservata, indica la presenza di una corrente veloce verso est vicino al margine della piattaforma, confermando i risultati della simulazione. L’ormeggio M1, discusso in precedenza, è indicato con una linea tratteggiata grigia nelle figure pertinenti.

Figura 3: Campi medi annui simulati per il periodo 1989-2004

La Figura 3 illustra i campi medi annui simulati per il periodo 1989-2004, che includono la densità potenziale, la velocità della sezione trasversale, la salinità e la temperatura potenziale in specifiche sezioni oceaniche.

1. Pannello (a) – ∼30°E a est di Svalbard (sezione SVA):
   • Contorni rossi: Indicano le superfici di densità potenziale utilizzate per i calcoli della funzione di Montgomery.
   • Colori: Mostrano la velocità della sezione trasversale, con le velocità positive verso est.
   • Rilevanza: Evidenzia principalmente il ramo della Fram Strait Branch (FSB) della Corrente Circolare Artica del Limite (ACBC).
2. Pannello (b) – ∼104°E a nord di Severnaya Zemlya (sezione SZP):
   • Contorni rossi e neri: Salinità e densità potenziale, rispettivamente.
   • Colori: Indicano la velocità della sezione trasversale.
   • Rilevanza: Mostra sia il FSB che l’Arctic Shelf Break Branch (ASBB), dimostrando le interazioni tra le due correnti all’interno dell’ACBC.
3. Pannello (c) – ∼30°E:
   • Colori: Rappresentano la temperatura potenziale, con tonalità più calde che indicano acque più calde.
   • Contorni neri: Mostrano la salinità.
   • Rilevanza: Questo pannello evidenzia principalmente l’Atlantica Water (AW), identificabile dalle sue temperature relativamente più elevate.
4. Pannello (d) – ∼104°E:
   • Colori e contorni neri: Utilizzati per rappresentare temperatura e salinità.
   • Rilevanza: Evidenzia le Barents Sea halocline water (BHW) e l’AW, mostrando le loro caratteristiche termiche e di salinità distintive.

Questi pannelli forniscono una visione complessiva delle dinamiche termiche e di flusso in due regioni chiave dell’Artico, mostrando come differenti masse d’acqua interagiscono e si distribuiscono lungo le sezioni continentali. Le variazioni di temperatura, salinità e densità sono essenziali per comprendere la stratificazione e le correnti oceaniche in queste aree sensibili.

Figura 4: Analisi delle Componenti della Velocità nel Mare di Laptev

La Figura 4 illustra le componenti della velocità nel Mare di Laptev, come osservate e simulate presso la stazione M1, con la posizione della stazione dettagliata nelle Figure 1 e 6. I dati derivano dal profiler ormeggiato McLane e sono mediati per il periodo dall’8 settembre 2003 al 17 settembre 2004.

1. Pannello (a) – Componente della Velocità Ovest-Est (V):
   • Linee blu: Indicano le velocità osservate.
   • Linee rosse: Rappresentano le velocità simulate.
   • Le linee più spesse mostrano la media delle velocità per l’intero periodo indicato.
   • Le linee più sottili rappresentano la deviazione standard, calcolata su serie temporali medie di 5 giorni.
   • Le velocità dirette verso est sono positive, indicando una predominanza di flussi in quella direzione.
2. Pannello (b) – Componente della Velocità Nord-Sud (U):
   • Analogamente al Pannello (a), linee blu per le velocità osservate e linee rosse per quelle simulate.
   • Linee spesse per la media e linee sottili per la deviazione standard.
   • Velocità dirette verso sud sono considerate positive, suggerendo movimenti predominanti verso sud.

In entrambi i pannelli, le osservazioni sono state classificate secondo gli intervalli di profondità dei livelli del modello, facilitando un confronto diretto e preciso tra i dati osservati e quelli simulati. Questa visualizzazione permette di valutare l’accuratezza della simulazione rispetto alle misurazioni reali, evidenziando allineamenti o discrepanze nelle velocità lungo la colonna d’acqua.

3.1.2. Artico Canadese

Abbiamo effettuato un confronto tra le velocità simulate e le osservazioni dei correntometri presso l’array di ormeggio ad alta risoluzione nel Mare di Beaufort, posizionato a 152°W, a nord della costa dell’Alaska [Nikolopoulos et al., 2009]. Questa area è rappresentata con l’acronimo ALS nella Figura 1. La componente di velocità lungo il flusso (azimut 125°), mediata per il periodo dal 1 agosto 2002 al 1 agosto 2004, mostra in entrambi i casi, osservazioni e modello, un nucleo di velocità verso est a circa 100 m. Questo è identificato come la Corrente della Soglia Continentale dell’Alaska (ASC), come illustrato nella Figura 7. Tale getto è alimentato dalla Corrente Costiera dell’Alaska (ACC), che si dirige nel Mare di Beaufort attraverso il Canyon di Barrow [Spall et al., 2008; Pickart et al., 2011].

La corrispondenza tra le velocità simulate e quelle osservate è soddisfacente, nonostante la risoluzione orizzontale del modello (circa 8 km) non possa rappresentare completamente la topografia ripida della regione. Anche i campi simulati di salinità e temperatura sono in ragionevole accordo con quelli osservati (Figura 7a e 7b). Tuttavia, il modello mostra che lo strato superficiale sopra la piattaforma dell’Alaska è eccessivamente freddo, attribuibile a una copertura troppo estesa di ghiaccio marino estivo nel Mare dei Chukchi, il che riduce l’insolazione solare dell’oceano.

Una corrente di margine, identificata nel modello come FSB, percorre il pendio continentale dell’Alaska ed è considerata una delle vie principali per il trasporto delle acque atlantiche (AW) nell’Artico canadese [Woodgate et al., 2007]. La Figura 8 illustra la Corrente della Soglia dell’Alaska (ASC) inserita nel flusso su larga scala del Mare di Beaufort. L’analisi dei risultati del modello rivela la presenza di due correnti dirette verso est: l’ASC, posizionata sopra la soglia continentale, è la meno intensa; l’ACBC, estesa a una profondità di 250-600 m sul pendio continentale, risulta essere la più forte. Nonostante le velocità nei nuclei di entrambe le correnti siano simili (medie del periodo 1989-2004 di circa 0,04-0,06 m/s), l’ACBC si mostra più estesa. Diversamente dall’Artico eurasiatico, in questa sezione del modello le terminazioni delle correnti ASBB e FSB si confondono, formando un unico nucleo di velocità per l’ACBC, benché si noti un’accenno di separazione (Figura 8a).

Abbiamo esaminato anche l’ACBC al nord della Groenlandia, nel Mare di Lincoln (Figura 9). La velocità simulata nel nucleo della corrente è di 0,06-0,07 m/s, molto vicina al range di 0,05-0,06 m/s registrato dai correntometri di Newton e Sotirin [1997]. I campi di salinità e temperatura simulati mostrano una ragionevole corrispondenza con quelli osservati. Nel Mare di Lincoln, l’ACBC costituisce un unico nucleo (Figura 9a).

In conclusione, la simulazione modello della circolazione negli strati superiore e intermedio nelle aree di interesse si allinea efficacemente alle osservazioni, confermando l’adeguatezza del modello per gli scopi di questo studio.

[46] I risultati del modello indicano che, a est del Canale di St. Anna, il flusso più intenso è rappresentato dall’ASBB. Questa corrente registra una velocità massima di 0,13 ± 0,05 m/s intorno ai 104°E, situandosi a profondità tra i 100 e i 350 m presso la soglia continentale. Le Figure 5a e 5b illustrano la velocità media simulata lungo il pendio continentale per i mesi di marzo e agosto del periodo 1989-2004. La sezione del modello è stata selezionata per allinearsi con i transetti ad alta risoluzione di Polarstern e NABOS. Nelle simulazioni, l’ASBB penetra nel Bacino Euroasiatico sul lato orientale del Canale di St. Anna e fluisce in direzione antioraria lungo la piattaforma siberiana oltre l’isobata dei 1500 m, trasportando le acque fredde e fresche dalla piattaforma del Mare di Barents. Queste acque presentano le caratteristiche di temperatura e salinità tipiche delle acque alocline artiche (−0.6 ± 0.2°C, 34.33 ± 0.05). Conformemente a quanto riportato da Rudels et al. [2004], identifichiamo queste acque come le acque alocline del Mare di Barents (BHW). Le simulazioni mostrano inoltre che le acque fortemente diluite del Mare di Kara si riversano nel Mare di Laptev occidentale attraverso lo Stretto di Vilkitsky, proseguendo a est sopra la piattaforma esterna e costituendo la parte più elevata dell’ASBB, tema che verrà approfondito nella sezione 3.4.

[47] Il secondo nucleo dell’ACBC presenta una velocità media massima del periodo 1989-2004 di 0,09 ± 0,03 m/s a circa 104°E, localizzato a una profondità di 200-400 m e al di sopra dell’isobata di circa 3000 m. Questo nucleo trasporta le acque atlantiche (AW) ed è situato al largo dell’ASBB. Questo è noto come FSB. Le simulazioni indicano che il massimo di velocità di questa corrente è spostato verso la costa rispetto ai massimi di temperatura e salinità nelle AW (Figura 5).

[48] La parte più profonda dell’ACBC (profondità 900-1300 m) racchiude la frazione più densa e salina dell’efflusso dal Canale di St. Anna. Questo efflusso deriva dall’acqua del Mare di Barents (BSW), generata attraverso processi di convezione nell’area orientale del Mare di Barents [Schauer et al., 2002; Aksenov et al., 2010a]. Nel modello, la BSW fluisce lungo il lato orientale della sezione più profonda del Canale di St. Anna e si immerge nel Bacino di Nansen fino a una profondità di circa 900 m, estendendosi poi in un range di profondità tra 900 e 1300 m. Questo flusso si propaga verso est lungo il pendio continentale e, in parte, si allontana dal pendio dirigendosi verso l’interno del bacino. La velocità del flusso verso est della BSW simulata è debole (<0.02 m/s) e presenta una natura intermittente. Ciò corrisponde alle osservazioni registrate, per esempio, nei transetti CTD di NABOS effettuati durante l’estate del 2002-2009 a circa 126°E, dove il segnale della BSW è stato rilevato solo negli anni 2006, 2007 e 2009 (http://nabos.iarc.uaf.edu/index.php). Il flusso verso est della BSW è confinato dal pendio continentale inferiore e costituisce il tradizionale BSB [Schauer et al., 2002]. Nel modello, il nucleo di velocità del BSB non è sempre distinguibile dalla parte inferiore del nucleo di velocità dell’ASBB, a causa della minor intensità del primo.

Figura 5: Analisi dei Campi Simulati nel Mare di Laptev a ∼126°E

La Figura 5 dettaglia i campi simulati per il Mare di Laptev, esaminando le variazioni stagionali per i mesi di marzo (Figure 5a e 5c) e agosto (Figure 5b e 5d) durante il periodo dal 1989 al 2004.

1. Pannello (a) e (b) – Densità Potenziale e Velocità della Sezione Trasversale:
   • Contorni rossi: Rappresentano la densità potenziale (σ), fondamentale per i calcoli della funzione di Montgomery.
   • Colorazione con contorni solidi: Indica la velocità della sezione trasversale, con i contorni solidi tracciati ogni 2 cm/s.
   • Contorni tratteggiati: Tracciati ogni 1 cm/s, indicando variazioni più fini nella velocità. Le velocità dirette verso est sono annotate come positive.
   • Elementi chiave come il Fram Strait Branch (FSB) e l’Arctic Shelf Break Branch (ASBB) della Arctic Circumpolar Boundary Current (ACBC) sono distintamente evidenziati in questi pannelli.
2. Pannello (c) e (d) – Salinità e Temperatura Potenziale:
   • Contorni neri: Mostrano la salinità, con valori distinti per le diverse masse d’acqua.
   • Colori: Denotano la temperatura potenziale, con tonalità più calde che segnalano temperature più elevate, tipiche delle masse d’acqua più calde come l’Atlantic Water (AW).
   • Entrambe le figure illustrano chiaramente la presenza e la distribuzione dell’AW e della Barents Sea Halocline Water (BHW), ognuna con caratteristiche termosaline distinte.

Queste rappresentazioni grafiche forniscono una visione comprensiva della stratificazione oceanica e delle dinamiche delle correnti nel Mare di Laptev, mostrando come differenti parametri come temperatura, salinità, e velocità variano stagionalmente e influenzano le interazioni tra diverse masse d’acqua in una regione critica dell’Artico.

Figura 6: Analisi Delle Sezioni Idrografiche nel Mare di Laptev

La Figura 6 illustra le sezioni idrografiche raccolte nel Mare di Laptev durante le campagne oceanografiche del settembre 2007 e settembre 2009, specificatamente lungo le coordinate di ∼124°E e ∼126°E. Questi pannelli mostrano variazioni in densità potenziale, velocità geostrofica, salinità e temperatura potenziale.

1. Pannello (a) – Densità Potenziale e Velocità Geostrofica a ∼124°E, settembre 2007 (Polarstern):
   • Contorni neri: Rappresentano la densità potenziale (σ), utilizzata per i calcoli della funzione di Montgomery.
   • Colorazione: Indica le velocità geostrofiche, con direzioni verso est positive. La scala di velocità è specifica per il 2007.
   • Questo pannello offre una rappresentazione visiva delle variazioni di velocità lungo la colonna d’acqua.
2. Pannello (b) – Densità Potenziale e Velocità Geostrofica a ∼126°E, settembre 2009 (NABOS):
   • Analogamente al pannello (a), mostra le velocità geostrofiche e la densità potenziale per un diverso anno e longitudine, usando un approccio simile di visualizzazione.
3. Pannello (c) – Salinità e Temperatura Potenziale, 2007:
   • Contorni neri: Illustrano la salinità.
   • Colorazione: Mostra la temperatura potenziale, evidenziando come queste proprietà fisiche si distribuiscono lungo la sezione.
4. Pannello (d) – Salinità e Temperatura Potenziale, 2009:
   • Simile al pannello (c), fornisce un confronto diretto delle condizioni idrografiche tra due anni differenti, visualizzando le variazioni di temperatura e salinità.

La posizione della stazione M1, equipaggiata con il profiler ormeggiato McLane (MMP), è segnata con una linea grigia tratteggiata in tutti i pannelli, servendo come punto di riferimento costante tra le diverse misurazioni. Le posizioni delle sezioni sono indicate come SIS nella Figura 1.

Questi pannelli offrono una comprensione approfondita delle proprietà fisiche dell’acqua nel Mare di Laptev durante due periodi autunnali distinti, mettendo in luce le variazioni stagionali e interannuali nelle dinamiche oceanografiche della regione.

Figura 7: Analisi Comparativa dei Dati Simulati e Osservati di Temperatura Potenziale, Salinità, Velocità Oceanica e Densità Potenziale Vicino alla Piattaforma Artica dell’Alaska

La Figura 7 illustra dati sia simulati che osservati relativi alla temperatura potenziale, salinità, densità potenziale e velocità oceanica lungo un tratto specifico vicino alla Piattaforma Artica dell’Alaska. I dati sono stati raccolti e mediati per il periodo dal 1 agosto 2002 al 1 agosto 2004.

1. Pannelli (a) e (b) – Temperatura Potenziale e Salinità:
   • Colorazione: Rappresenta la temperatura potenziale in gradi Celsius, con tonalità più calde che indicano temperature più elevate.
   • Contorni neri: Mostrano la salinità, con i valori numerici indicati direttamente sui contorni.
   • Il Pannello (a) visualizza i dati osservati e il Pannello (b) quelli simulati, permettendo un confronto diretto tra realtà e modello.
2. Pannelli (c) e (d) – Velocità Lungo il Flusso e Densità Potenziale:
   • Colorazione: Indica la velocità lungo il flusso (direzione azimuth 125°), con le velocità dirette verso est marcate come positive. Colori più chiari denotano velocità superiori.
   • Contorni verdi: Rappresentano la densità potenziale (σ), con valori specificati sui contorni.
   • Similmente ai primi due pannelli, il Pannello (c) mostra dati osservati, mentre il Pannello (d) presenta risultati simulati.

Ulteriori Dettagli Rilevanti:

• La linea grigia spessa nei pannelli di simulazione (b e d) indica la batimetria reale della zona, essenziale per comprendere le variazioni di profondità che influenzano la dinamica oceanica.
• Le posizioni degli strumenti di misurazione sono segnalate con punti. Gli strumenti utilizzati includono l’ADCP (Acoustic Doppler Current Meter), ACM (Acoustic Current Meters), e CTD (Conductivity-Temperature-Depth), che forniscono dati dettagliati sulla velocità delle correnti, temperatura e salinità.

Questa figura fornisce un’analisi dettagliata e comparativa delle condizioni oceanografiche vicino alla Piattaforma Artica dell’Alaska, evidenziando come i modelli simulati si confrontano con le osservazioni dirette, e sottolineando l’accuratezza e l’efficacia delle simulazioni nel replicare le condizioni reali.

[49] Le simulazioni con traccianti passivi hanno confermato le origini delle tre diramazioni dell’ACBC. A differenza degli esperimenti con traccianti “off-line”, che utilizzano l’output di velocità del modello per trasportare i traccianti con una diffusione aggiuntiva prescritta, nelle nostre simulazioni abbiamo utilizzato traccianti “on-line”. Questo ha permesso ai traccianti di evolversi con la piena dinamica oceanica durante l’esecuzione, migliorando così l’accuratezza delle simulazioni. I traccianti sono stati inizializzati a uno il 1 gennaio 2004: nel Stretto di Fram (tracciante AW), nei primi 150 m nel Canale di St. Anna (tracciante BHW) e nella parte inferiore (sotto i 150 m) delle celle del modello nel canale (tracciante BSW); i punti di rilascio sono indicati nella Figura 1. Le Figure 10a e 10b mostrano le concentrazioni medie annuali dei traccianti per il 2006, insieme alla velocità della sezione trasversale e alla densità potenziale, mediate per lo stesso periodo.

[50] La corrispondenza tra le diramazioni dell’ACBC e le masse d’acqua di origine è chiaramente visibile (Figure 10a e 10b). Il secondo picco offshore del tracciante AW è dovuto al meandro della FSB attraverso la sezione. Questo meandro appare anche nel campo della densità potenziale come un secondo picco sia nelle simulazioni che nelle sezioni CTD (vedi Figure 6d e 10b). La concentrazione del tracciante BSW è molto inferiore rispetto agli altri traccianti, probabilmente a causa delle velocità più basse nel BSB. Tuttavia, si suppone che la distribuzione del tracciante non sia ancora in equilibrio, a causa del breve periodo di integrazione; questo potrebbe anche spiegare la bassa concentrazione del tracciante BSW. Nel documento, esaminiamo più in dettaglio la FSB e l’ASBB per confermare che non siano semplicemente artefatti del modello; il BSB sarà discusso solo brevemente.

[51] L’ASBB mostra un marcato ciclo stagionale, con il flusso massimo verso est lungo la piattaforma che si verifica in inverno e primavera, e il minimo in estate e autunno (Figura 11a). Il ciclo stagionale della FSB è molto meno accentuato, con un incremento della velocità verso est in autunno e inverno e una diminuzione in primavera ed estate. In questa analisi ci concentriamo sui nuclei di velocità, definiti come la massima velocità media mensile verso est nei rami, filtrando così le fluttuazioni di velocità a breve termine dovute a vortici transitori.

L’aumento della velocità è accompagnato da un approfondimento delle correnti ASBB e FSB (Figure 5a e 5b) e da uno spostamento trasversale dei nuclei di 20-30 km verso la costa (Figura 11a). I massimi di densità potenziale e salinità nella FSB si spostano verso la costa nei mesi di estate e autunno. Questi rami sono più freddi in inverno e primavera e più caldi in estate e autunno; questo schema corrisponde a quello osservato nelle rilevazioni di Ivanov et al., 2009 e Dmitrenko et al., 2009. Le simulazioni indicano variazioni interannuali significative nella forza dei nuclei di velocità della FSB e dell’ASBB (Figura 11b).

La posizione trasversale (latitudinale) della FSB varia, mentre l’ASBB risulta più stabile. La salinità associata ai nuclei di velocità rimane relativamente costante nella FSB e varia nell’ASBB su base annuale e interannuale (Figure 11a e 11b). L’addolcimento e il raffreddamento dell’ASBB in autunno e inverno sono dovuti all’incorporazione delle acque fresche della piattaforma.

Figura 8: Analisi dei Campi Medi Annuai nel Mare di Beaufort, Sezione ∼152°E

La Figura 8 illustra i campi medi annui simulati per il periodo 1989-2004 lungo una sezione del Mare di Beaufort, specificamente a 152°E (indicata come sezione ALS in Figura 1). La figura è suddivisa in due pannelli che rappresentano diverse caratteristiche oceanografiche:

1. Pannello (a) – Densità Potenziale e Velocità della Sezione Trasversale:
   • Contorni rossi: Mostrano la densità potenziale (σ), essenziali per i calcoli della funzione di Montgomery.
   • Colorazione e contorni: La velocità della sezione trasversale è rappresentata con una scala di colori, dove i contorni solidi sono tracciati ogni 2 cm/s e i contorni tratteggiati ogni 1 cm/s, indicando che le velocità verso est sono positive.
   • Un rettangolo blu evidenzia l’area di un array di ormeggio ad alta risoluzione, riferita da Nikolopoulos et al., 2009.
   • Etichette delle correnti:
     • AW (Atlantic Water)
     • BHW (Barents Sea Halocline Water)
     • FSB (Fram Strait Branch)
     • ASBB (Arctic Shelf Break Branch)
     • ASC (Alaskan Shelf Break Current)
   • Questi nomi indicano i rami specifici della Corrente Circolare Artica di Limite (ACBC).
2. Pannello (b) – Salinità e Temperatura Potenziale:
   • Contorni neri: Indicano la salinità.
   • Colorazione: Mostra la temperatura potenziale, con tonalità più calde che indicano temperature più elevate, tipiche dell’Acqua Atlantica (AW).
   • Questo pannello evidenzia la distribuzione di salinità e temperatura lungo la sezione, mostrando la distinta stratificazione delle diverse masse d’acqua.

Significato Generale: La Figura 8 fornisce un’analisi dettagliata delle caratteristiche idrografiche del Mare di Beaufort, illustrando come densità, velocità, salinità e temperatura si intersecano e interagiscono in questa regione specifica dell’oceano, con un’enfasi particolare sulle dinamiche delle correnti e sulle variazioni termosaline.

Figura 9: Campi Medi Annuai Simulati nella Lincoln Sea, Sezione ∼65°W

La Figura 9 presenta i dati simulati dei campi medi annui per il periodo 1989-2004 lungo una sezione nella Lincoln Sea, approssimativamente a 65°W (sezione LIS come indicato in Figura 1). I dati sono divisi in due pannelli distinti che esaminano la densità potenziale, la velocità della sezione trasversale, la salinità e la temperatura potenziale:

1. Pannello (a) – Densità Potenziale e Velocità della Sezione Trasversale:
   • Contorni rossi: Rappresentano la densità potenziale (σ), utilizzata nei calcoli della funzione di Montgomery, che aiuta a determinare le superfici di densità potenziale.
   • Colorazione e contorni: Mostra la velocità della sezione trasversale con contorni solidi tracciati ogni 2 cm/s e contorni tratteggiati ogni 1 cm/s. Le velocità verso est sono considerate positive, evidenziando il flusso principale della Corrente Circolare Artica di Limite (ACBC).
2. Pannello (b) – Salinità e Temperatura Potenziale:
   • Contorni neri: Illustrano la salinità, marcando le variazioni attraverso differenti livelli di contorno.
   • Colorazione: Visualizza la temperatura potenziale, dove tonalità più calde indicano temperature più elevate, tipicamente associate all’Acqua Atlantica (AW) presente nella corrente.

Dettagli Aggiuntivi:

• Questi pannelli sono fondamentali per comprendere la stratificazione verticale e orizzontale delle proprietà fisiche come la salinità e la temperatura nella Lincoln Sea.
• L’ACBC e l’AW sono le principali componenti idrografiche mostrate, offrendo un’importante prospettiva sulla dinamica delle correnti e le variazioni termosaline nella regione.

In conclusione, la Figura 9 fornisce una panoramica dettagliata e comprensiva delle caratteristiche oceanografiche nella Lincoln Sea, dimostrando come diversi fattori fisici come densità, velocità, salinità e temperatura si intersecano e interagiscono in questa specifica sezione dell’oceano Artico.

3.3 Flusso lungo la piattaforma continentale dell’Alaska

Nelle simulazioni, il Flusso di Shelf Beaufort (FSB) si muove lungo il pendio continentale inferiore, trasportando acque del Pacifico Artico (AW) e acque di haloclina artica in direzione ciclonica nel Mare di Beaufort, come mostrato in Figura 8. Questo è confermato da osservazioni idrografiche limitate nel Mare di Beaufort, citando studi come Shimada et al., 2005 e Woodgate et al., 2007. Nel Mare di Beaufort, il Flusso di Slope Beaufort (ASBB) è notevolmente più debole, con velocità tra 0,02 e 0,03 metri al secondo, inferiore rispetto a quella dell’Artico eurasiatico. Le simulazioni con traccianti passivi indicano che l’ASBB trasporta acque di Bering Halocline Winter (BHW).

L’Alaska Slope Current (ASC) è posizionato al di sopra della parte superiore della piattaforma e del limite di piattaforma, come descritto nella sezione 3.1, con dettagli nelle Figure 7 e 8. Questa corrente è stata analizzata approfonditamente da Spall et al., 2008 e Nikolopoulos et al., 2009. Partendo dall’afflusso dello Stretto di Bering, l’ASC attraversa il Canyon di Barrow. Le simulazioni evidenziano variazioni significative nella forza dell’ASC, con occasionali inversioni del flusso da est a ovest, in linea con le osservazioni. La portata misurata del Pacific Waters (PW) all’interno dell’ASC è di 0,11 più o meno 0,21 Sv, valore confrontabile con i 0,13 più o meno 0,08 Sv osservati. I modelli e gli studi suggeriscono inoltre la presenza di un ulteriore flusso più debole verso est, con velocità tra 0,02 e 0,03 metri al secondo, posizionato a una profondità tra 200 e 250 metri e distante circa 20 chilometri dal limite della piattaforma. Questo nucleo trasporta acque con caratteristiche di haloclina, con temperature vicine a -0,4 a 0°C e salinità tra 34,40 e 34,60, simili a quelle del BHW.

Di seguito la spiegazione della Figura 10, che illustra i campi medi annuali simulati per il 2006 nel Mare di Laptev, a circa 126°E (sezione SIS in Figura 1):(a) Sezione trasversale della velocità e concentrazioni dei traccianti

• Scala dei grigi e contorni: La velocità trasversale è rappresentata in scala di grigi, con contorni solidi che si manifestano ogni 2 cm/s e contorni tratteggiati ogni 1 cm/s, dove una velocità positiva indica flusso verso est.
• Contorni colorati: Le concentrazioni di traccianti, amplificate per 10410^4104, sono delineate per diverse masse d’acqua:
  • Rosso: Acqua Atlantica (AW)
  • Verde scuro: Acqua dell’haloclina del Mare di Barents (BHW)
  • Blu scuro: Acqua densa del Mare di Barents (BSW)

(b) Concentrazioni dei traccianti e temperatura potenziale

• Contorni colorati: Questi mostrano le concentrazioni per l’AW, il BHW e il BSW.
• Scala dei grigi: Rappresenta la temperatura potenziale, essenziale per valutare le condizioni termiche delle diverse masse d’acqua.

Dettagli aggiuntivi

• Scala della profondità: È stata espansa specificamente per includere il ramo del Mare di Barents della Corrente Circolare Artica di Confine (ACBC), evidenziando l’influenza di questa corrente sulla distribuzione verticale delle masse d’acqua.

Questa figura fornisce un’analisi visuale dettagliata sul comportamento e la distribuzione delle acque nel Mare di Laptev, offrendo spunti significativi per comprendere le dinamiche idrografiche dell’Oceano Artico.

3.4 Rami della Corrente Circolare Artica di Confine su Pseudo-Isopicnali

[54] Metodo di Analisi: Conformemente alla metodologia descritta nella sezione 2.3.1, abbiamo utilizzato la funzione di Montgomery per analizzare i campi di flusso oceanico simulati. Le Figure 12-14 illustrano vari campi delle simulazioni, mediati tra marzo e agosto del periodo 1989-2004, su superfici di pseudo-densità potenziale che rappresentano diverse densità potenziali.

Selezione delle Superfici: Le superfici sono state selezionate per rappresentare specifici flussi di massa d’acqua:

• Superficie PW: rappresenta l’afflusso di Acqua del Pacifico attraverso lo Stretto di Bering.
• Superficie BHW: indica l’afflusso di Acqua dell’Haloclina di Barents nel Bacino di Nansen.
• Superficie AW: per la circolazione dell’Acqua Atlantica che entra nell’Artico attraverso lo Stretto di Fram.
• Superficie BSW: copre l’afflusso di Acqua Densa di Barents attraverso la Fossa di Sant’Anna.

Osservazioni sulla Deviazione: La deviazione tra la densità pseudo-potenziale rB e la densità potenziale s0 è minima, meno di 0.05 kg/m³ vicino alla piattaforma artica e circa 0.01 kg/m³ nell’interno dell’Oceano Artico.

Caratteristiche Visualizzate: Le figure mostrano la temperatura potenziale, la funzione di Montgomery Boussinesq e la profondità del pseudo-isopicnale specificato. Abbiamo presentato campi invernali ed estivi per le superfici BHW e AW per evidenziare la variabilità stagionale delle proprietà dell’acqua e della circolazione.

Scelta Stagionale:

• Inverno: Scelto per la superficie BSW a causa della formazione di questa massa d’acqua durante la convezione invernale nel Mare di Barents.
• Estate: Selezionata per la superficie PW, poiché questa stagione è caratterizzata da un afflusso più marcato attraverso lo Stretto di Bering, che produce un flusso distintivo lungo la piattaforma dell’Alaska.

[55] Comportamento Stagionale delle Superfici di Acqua: Durante l’estate, le superfici di BHW, AW e BSW non emergono, ma si estendono fino al fondo oceanico (vedi Figure 12b, 12d, 12f, 13b, 13d, e 13f; la superficie BSW non è illustrata per l’estate). Al contrario, la superficie PW emerge fino alla superficie oceanica nel Mare di Barents, nell’Artico Eurasiatico e nel Mare dei Ciukci, vicino allo Stretto di Bering (Figure 14b, 14d, e 14f). La maggior parte di quest’emersione della superficie PW avviene sotto il ghiaccio marino, indicando una modifica della classe di densità a causa della perdita di galleggiabilità durante la formazione del ghiaccio marino. In inverno, la superficie BHW emerge fino alla superficie oceanica nel Mare di Groenlandia, nello Stretto di Fram orientale, nel Mare di Barents e intorno alla Terra di Francesco Giuseppe (Figure 12a, 12c, e 12e). C’è un’emersione moderata della superficie AW nel Mare di Groenlandia centrale, nel sudest del Mare di Barents e nel Trough dell’Isola dell’Orso del Mare di Barents (Figure 13a, 13c, e 13e). La superficie BSW emerge in una depressione del fondale marino nel sud del Mare di Barents (Figure 14a, 14c, e 14e), una zona nota per la convezione invernale. Sebbene nei campi medi pluriennali invernali non si osservi una connettività diretta tra l’area di emersione e l’Oceano Artico, i singoli inverni dimostrano un flusso continuo di BSW dall’area di emersione verso l’Oceano Artico.

[56] Discussione sulla Circolazione dell’Oceano Artico: Completando le discussioni nelle sezioni 3.2 e 3.3, descriviamo la circolazione dell’Oceano Artico dedotta dall’analisi di Montgomery, iniziando dagli strati superiori. La superficie PW mostra un flusso geostrofico anticiclonico nell’Artico Canadese, con valori più alti di MB nel Mare di Beaufort centrale e più bassi verso la periferia dell’Oceano Artico (Figura 14d). Data la bassa profondità (10-20 m) di questa superficie, il flusso non è strettamente geostrofico, essendo influenzato anche dalla deriva di Ekman. L’analisi, supportata dai dati del Progetto Freshwater Switchyard (M. Steele, comunicazione personale, 2011), suggerisce anche un flusso verso ovest a nord della CAA e della Groenlandia, contrariamente alle interpretazioni contemporanee. Tuttavia, l’analisi di questa caratteristica è al di fuori dello scopo di questo documento; discussioni più approfondite sono presentate in Aksenov et al. [2010b].

[57] Flusso di Acque Fredde Superficiali dal Mare di Kara al Mare di Laptev: Le acque fredde superficiali provengono dal Mare di Kara e entrano nel Mare di Laptev attraverso lo Stretto di Vilkitsky, proseguendo verso est lungo il margine della piattaforma come la parte più elevata dell’ASBB (Figure 5 e 14d). Superata la Dorsale di Lomonosov, queste acque vengono incorporate nella circolazione anticiclonica, diffondendosi attraverso il Bacino Canadese.

[58] Dinamiche di Corrente sul Lato Pacifico dell’Oceano Artico: L’afflusso attraverso lo Stretto di Bering innesca una forte corrente verso nord che fluisce nel Mare di Chukchi orientale. La corrente si orienta verso est lungo la costa dell’Alaska, evolvendosi infine nell’ASC (Figure 7 e 14d). I campi di MB sulla superficie PW e fino alle profondità di rB = 26.80 (non mostrate) evidenziano la biforcazione della circolazione a nord di Point Barrow, intorno ai 156°W. La componente inferiore del flusso continua verso est lungo la piattaforma del Mare di Beaufort e verso i canali canadesi, mentre la parte superiore si dirige verso ovest, unendosi al flusso anticiclonico esterno (Figura 14d). Questo processo determina il transito del PW attraverso l’Oceano Artico lungo due vie principali: una attraverso il Mare di Beaufort e l’altra lungo la piattaforma siberiana. Questo comportamento è confermato dalla dispersione di un tracciante di colore PW, impiegato nel modello durante il periodo 1996-2006 nello Stretto di Bering settentrionale. I risultati di questo esperimento di tracciamento, forniti dal Dr. Martin Wadley, University of East Anglia, UK, mostrano una diffusione del PW verso ovest fino alla piattaforma siberiana negli strati poco profondi (meno di 50-70 m) e un flusso del PW verso est lungo la piattaforma dell’Alaska fino all’Arcipelago Canadese negli strati più profondi di 70 m. I risultati del modello sono in linea con le osservazioni sulla distribuzione del PW nell’Oceano Artico ottenute analizzando la concentrazione di silice e il rapporto fosfati/nitrati (ad esempio, Jones et al., 2003, 2008; Shimada et al., 2005; Nikolopoulos et al., 2009; Abrahamsen et al., 2009).

[59] Dinamica del Flusso nelle Profondità Maggiori: Il flusso sulle superfici più profonde, specificatamente quelle di BHW, AW e BSW, è caratterizzato da un comportamento ciclonico. Questo è evidenziato dai valori inferiori di MB nel centro dell’Oceano Artico e dai valori più elevati lungo la piattaforma artica (Figure 12c, 12d, 13c, 13d e 14c). Il flusso segue le dorsali sottomarine, formando giri ciclonici nei vari bacini dell’Oceano Artico; il più intenso si trova nei Bacini di Nansen e Amundsen, mentre altri sono localizzati nel Bacino di Makarov e nel Mare di Beaufort.

[60] Corrente di Confine Ciclonica Continua (ACBC): L’ACBC entra nell’Oceano Artico attraverso lo Stretto di Fram orientale, procedendo verso est lungo la piattaforma continentale artica. Durante il suo percorso, la corrente fa occasionali deviazioni verso i fossi della piattaforma artica, per poi uscire dall’Oceano Artico sul lato occidentale dello Stretto di Fram. In questa circolazione circumpolare, i rami dell’ACBC sono presenti su tutte e tre le superfici – BHW, AW e BSW (Figure 12c, 12d, 13c, 13d, e 14c). I grandi gradienti trasversali di MB indicano la posizione e la forza dell’ACBC, con un’attenuazione graduale del gradiente a valle lungo il pendio continentale man mano che la corrente si indebolisce. L’ACBC scorre verso est lungo la piattaforma siberiana, raggiungendo il Plateau di Chukchi, dove la corrente si suddivide in diversi getti topografici. Superata la topografia del Plateau, la corrente si riunisce in un nucleo unico e prosegue verso est lungo la piattaforma del Mare di Beaufort e la piattaforma canadese. La parte superiore della corrente si dirama verso l’Arcipelago Canadese, con il flusso principale che esce dall’Oceano Artico attraverso lo Stretto di Fram occidentale (Figure 12c e 12d). La parte inferiore dell’ACBC si devia occasionalmente verso il largo, lungo la Dorsale di Lomonosov, la Dorsale di Mendeleev e attorno al bordo esterno del Plateau di Chukchi (Figura 14c).

[61] Modifiche Lungo il Percorso dell’ASBB: Le modifiche del flusso lungo il percorso dell’ASBB sono graduali; l’incremento di MB sulla superficie BHW sopra il Plateau di Chukchi e adiacente alla piattaforma canadese è debole rispetto alla significativa diminuzione di MB a valle del Mare di Barents (Figure 12c e 12d). Al contrario, sulla superficie AW, la diminuzione di MB lungo il percorso è meno marcata (Figure 13c e 13d). Sulla superficie BSW, MB aumenta a valle durante l’inverno a causa della cascata delle acque invernali dallo scaffale del Mare di Barents attraverso la Fossa di Sant’Anna e dal Mare di Chukchi vicino alla Dorsale di Northwind. La corrente, chiaramente visibile sulla superficie BSW, ha origine vicino al pendio continentale settentrionale del Mare di Barents e prosegue lungo le piattaforme continentali artiche fino allo Stretto di Fram (Figura 14c). È evidente un approfondimento a valle del nucleo ASBB da circa 150 m di profondità sul lato eurasiatico dell’Artico a circa 250 m di profondità sul lato canadese (cfr. Figure 3b, 5a, 5b, 8a, 12e, e 12f).

[62] Separazione dei Nuclei ASBB e FSB: Le Figure 12c, 12d, 13c e 13d documentano la separazione dei nuclei ASBB e FSB lungo la piattaforma siberiana e intorno al Plateau di Chukchi. L’acqua BHW, con temperature intorno a −1,0°C, fluisce attraverso la Fossa di Sant’Anna all’interno dell’ASBB e può essere tracciata come il nucleo della corrente perimetrale est fino a 160°E (Figure 12a e 12b) e oltre nell’Artico canadese. Flussi di AW molto più caldi, circa 2,4°C, entrano nell’Oceano Artico attraverso lo Stretto di Fram e si diffondono ciclonicamente attraverso tutto il bacino eurasiatico dell’Oceano Artico (Figure 13a e 13b). La prima separazione del FSB dalla piattaforma e il distanziamento delle acque calde AW dalla piattaforma sono evidenti vicino alla Fossa di Sant’Anna (Figure 13a–13d). Nel Bacino Canadese, l’AW fluisce principalmente lungo la piattaforma con un flusso offshore debole; successivamente, scorre verso est lungo la piattaforma continentale dell’Arcipelago Canadese, lasciando l’Oceano Artico come una massa d’acqua molto più fredda, circa 0,4°C, attraverso lo Stretto di Fram occidentale.

Figura 11: Analisi dei Cicli Stagionali e delle Serie Temporali delle Correnti nel Mare di Laptev

Parte (a) – Ciclo Stagionale Medio (1989–2004)

• Velocità: Il primo grafico mostra il ciclo stagionale medio della velocità, rappresentato da linee spesse, e la deviazione standard, rappresentata da linee sottili. Si osserva un picco di velocità durante i mesi estivi.
• Latitudine: Il secondo grafico indica la posizione latitudinale del massimo di velocità per il Ramo dello Stretto di Fram (FSB, linee rosse) e il Ramo del Margine della Piattaforma Artica (ASBB, linee blu) nel corso dell’anno, evidenziando spostamenti stagionali minimi.
• Salinità: Nel terzo grafico, le linee spesse denotano il valore medio stagionale della salinità nei nuclei delle correnti, con le linee sottili che mostrano la deviazione standard. La salinità presenta variazioni minime, con un lieve aumento durante i mesi invernali.

Parte (b) – Serie Temporali Medie Mensili e Annuali (1990-2005)

• Velocità: Le serie temporali delle velocità medie mensili (linee sottili) e annuali (linee spesse) sono mostrate nel primo grafico. I massimi di velocità verso est nei nuclei di FSB e ASBB sono evidenziati in rosso e blu, rispettivamente.
• Latitudine: Il secondo grafico traccia le variazioni latitudinali del massimo di velocità nei nuclei delle correnti, mostrando i valori medi mensili e annui.
• Salinità: L’ultimo grafico presenta la salinità nei nuclei delle correnti nel tempo, seguendo la stessa metodologia dei grafici di velocità e latitudine.

In conclusione, la Figura 11 fornisce dettagli essenziali sulle caratteristiche fisiche del FSB e dell’ASBB nel Mare di Laptev, evidenziando come queste varino notevolmente in funzione delle stagioni e su base annuale.

Figura 12: Medie Simulate per Marzo e Agosto 1989-2004

Questa figura illustra le variazioni stagionali delle caratteristiche oceanografiche associate alla superficie di haloclina del Mare di Barents (BHW) e al Ramo del Margine della Piattaforma Artica (ASBB). È suddivisa in sei pannelli che mostrano la temperatura potenziale, la funzione di Montgomery Boussinesq e la profondità della superficie di densità pseudo-potenziale.

Temperature Potenziale (°C)

• (a) Marzo: Le temperature sono prevalentemente basse, con i valori più freddi concentrati nel bacino centrale artico, tipici delle condizioni invernali.
• (b) Agosto: Si osserva un incremento notevole delle temperature, in particolare lungo le coste e nelle regioni meridionali, riflettendo l’effetto del riscaldamento estivo.

Funzione di Montgomery Boussinesq (MB)

• (c) Marzo e (d) Agosto: Questi pannelli mostrano la distribuzione di MB, che riflette il geopotenziale oceanico. Le regioni con valori più elevati (giallo-arancione) indicano aree di maggiore energia potenziale, associate spesso a fenomeni di upwelling o intensa circolazione oceanica.

Profondità della Superficie di Densità Pseudo-Potenziale (rB = 27.70 kg/m³)

• (e) Marzo e (f) Agosto: Illustrano la profondità alla quale si trova la superficie di densità selezionata. Le aree ombreggiate in grigio segnalano dove la superficie di densità raggiunge il fondale oceanico, suggerendo correnti sottomarine profonde o aree del fondale particolarmente basse. Le aree bianche indicano dove la superficie di densità emerge verso la superficie oceanica, influenzando potenzialmente gli scambi termici e di salinità con l’atmosfera.

Osservazioni Generali: La figura fornisce una visione comparativa dettagliata delle condizioni oceanografiche nel Mare di Barents e lungo il margine della piattaforma artica durante i mesi di marzo e agosto, evidenziando significative variazioni stagionali in termini di temperatura, energia potenziale e la dinamica verticale delle superfici di densità tra l’inverno e l’estate.

Figura 13: Medie Simulate per Marzo e Agosto 1989-2004

Questa figura illustra le caratteristiche oceanografiche associate alla superficie di densità pseudo-potenziale relativa alle Acque Atlantiche (AW) e al Ramo dello Stretto di Fram (FSB), visualizzando i cambiamenti tra i mesi di marzo e agosto.

Temperatura Potenziale (°C)

• (a) Marzo: Visualizza temperature basse tipiche dei mesi invernali, con i valori più freddi concentrati nelle regioni nordiche e orientali del grafico.
• (b) Agosto: Mostra un notevole aumento della temperatura, particolarmente lungo le coste e nelle aree meridionali, riflettendo l’influenza riscaldante della stagione estiva.

Funzione di Montgomery Boussinesq (MB)

• (c) Marzo e (d) Agosto: Questi pannelli mostrano la distribuzione della funzione MB, un indicatore del geopotenziale oceanico. Aree con valori più alti (in giallo-arancione) sono indicative di maggiore energia potenziale e sono spesso associate a regioni di circolazione intensa o fenomeni di upwelling.

Profondità della Superficie di Densità Pseudo-Potenziale (rB = 27.90 kg/m³)

• (e) Marzo e (f) Agosto: Rappresentano la profondità a cui si trova la superficie di densità selezionata. Le aree ombreggiate in grigio indicano dove la superficie di densità raggiunge il fondo marino, suggerendo aree di profondità oceaniche significative o correnti profonde. Le aree bianche rappresentano le emergenze della superficie di densità alla superficie oceanica, influenzando potenzialmente gli scambi termici e di salinità con l’atmosfera.

Osservazioni Generali:

• La figura fornisce una visione comparativa delle condizioni oceanografiche relative alle acque Atlantiche e al Ramo dello Stretto di Fram durante due periodi significativi dell’anno, evidenziando variazioni stagionali di temperatura, energia potenziale, e profondità della superficie di densità tra l’inverno e l’estate.

Figura 14: Medie Simulate per Marzo e Agosto 1989-2004

La figura rappresenta le caratteristiche oceanografiche associate a due specifiche superfici di densità pseudo-potenziale, rB = 28.0 e rB = 25.07, che rappresentano rispettivamente le acque dense del Mare di Barents (BSW) e del ramo del Mare di Barents (BSB), nonché le acque del Pacifico (PW) e la corrente della piattaforma dell’Alaska (ASC).

Temperatura Potenziale (°C)

• (a) Marzo: Questo pannello mostra una distribuzione di temperature con variazioni notevoli, riflettendo le condizioni fredde tipiche dell’inverno artico e le interazioni termiche complesse nelle acque.
• (b) Agosto: Il grafico evidenzia un riscaldamento significativo delle acque, con un’estensione minore delle aree estremamente fredde rispetto a marzo, segnalando l’effetto della stagione estiva.

Funzione di Montgomery Boussinesq (MB)

• (c) Marzo e (d) Agosto: Questi pannelli mostrano la distribuzione di MB, un indicatore del geopotenziale oceanico. Aree con valori più alti sono indicative di una maggiore energia potenziale, che può essere correlata a intensa circolazione o fenomeni di upwelling.

Profondità delle Superfici di Densità Pseudo-Potenziale

• (e) Marzo: Illustra la profondità alla quale si trova la superficie di densità rB = 28.0, evidenziando come le acque dense del Mare di Barents e del ramo del Mare di Barents si distribuiscono e interagiscono con il fondale marino.
• (f) Agosto: Mostra la profondità per la superficie di densità rB = 25.07, fornendo una visione delle dinamiche stagionali delle acque del Pacifico e della corrente della piattaforma dell’Alaska.

Osservazioni Generali

• Le aree ombreggiate in grigio segnalano regioni dove la superficie di densità incontra il fondo marino, fondamentale per comprendere la struttura delle correnti profonde.
• Le aree bianche indicano emergenze delle superfici di densità alla superficie oceanica, cruciali per gli scambi di energia e salinità con l’atmosfera.

Note Importanti: È essenziale considerare che le scale di colore dei grafici variano, influenzando così l’interpretazione visiva dei dati.

In conclusione, la Figura 14 offre una panoramica dettagliata delle variazioni termiche, della distribuzione energetica e della profondità delle superfici di densità nelle acque del Mare di Barents e del Pacifico, mettendo in evidenza le differenze stagionali tra l’inverno e l’estate.

Figura 15: Medie Simulate del Pompaggio di Ekman nell’Oceano Artico (1989-2004)

Questa figura illustra due tipi di pompaggio di Ekman nell’Oceano Artico, un fenomeno critico per la comprensione delle dinamiche oceaniche influenzate dai venti e dalla presenza di ghiaccio marino.

Pompaggio di Ekman Causato dall’Aria (Panel a)

• Misurazione: I valori sono espressi in milionesimi di metro al secondo.
• Metodo di calcolo: Questo tipo di pompaggio è calcolato direttamente dallo sforzo di taglio del vento che agisce sulla superficie oceanica.
• Visualizzazione: Mostra un’ampia variazione di colori, dove i colori caldi come il rosso e il giallo indicano una suzione Ekman (movimento verso l’alto dell’acqua), e i colori freddi come il blu indicano un pompaggio Ekman (movimento verso il basso dell’acqua).
• Interpretazione: Questo pattern visualizza come i venti influenzino il movimento verticale delle acque oceaniche, con un effetto diretto sull’interazione tra l’oceano e l’atmosfera.

Pompaggio di Ekman Causato dal Ghiaccio (Panel b)

• Misurazione: I valori sono anch’essi espressi in milionesimi di metro al secondo.
• Metodo di calcolo: Questo pompaggio è determinato dallo sforzo combinato dell’interfaccia, considerando lo sforzo del vento sulle aree prive di ghiaccio e lo sforzo di interfaccia ghiaccio-oceano sulle aree coperte da ghiaccio.
• Visualizzazione: Simile al pannello (a), ma con una distribuzione che rispecchia l’irregolarità della copertura di ghiaccio.
• Interpretazione: Mostra come il ghiaccio marino modifichi la risposta dell’oceano ai venti, alterando i pattern di pompaggio di Ekman rispetto a quelli osservati nelle aree prive di ghiaccio.

Osservazioni Generali

• Impatto del Pompaggio di Ekman: Questo fenomeno è essenziale per capire come il vento e il ghiaccio influenzino la circolazione verticale dell’oceano, influenzando la distribuzione di nutrienti, temperatura e salinità, e quindi gli ecosistemi marini.
• Differenze tra i due Tipi di Pompaggio: Il pompaggio causato dall’aria mostra una distribuzione più estesa e uniforme, mentre quello causato dal ghiaccio presenta una variabilità maggiore e una copertura meno estesa, riflettendo l’interazione complessa tra ghiaccio, oceano e vento.

In conclusione, la Figura 15 offre una visione dettagliata e comparativa di come il vento e il ghiaccio influenzano dinamicamente le acque marine artiche, modellando processi ecologici e climatici importanti.

4. Discussione

4.1. Dinamiche del Pendio Continentale

Correnti

[63] Qual è il motore della corrente ASBB ciclonica secondo il modello? I venti locali lungo la costa siberiana del Mare di Laptev sono prevalentemente sudoccidentali, il che implica un flusso che si sposta verso est lungo la piattaforma continentale. Nella regione del Bacino Eurasiano, coperta da ghiaccio marino, l’interazione tra il ghiaccio e il vento altera significativamente l’influenza di quest’ultimo sull’oceano. Di conseguenza, nel nostro modello, lo stress esercitato dal vento sull’oceano risulta troppo debole per essere la causa diretta della corrente (vedi Figure 15a e 15b). Pertanto, si deduce che nell’Oceano Artico interno, come rappresentato nel modello, l’effetto di suzione di Ekman è minimo e i venti locali non sono sufficienti a generare l’ASBB. Le sezioni successive esploreranno altri meccanismi potenziali che potrebbero influenzare il movimento delle acque.

[64] Nella sezione precedente abbiamo utilizzato la funzione di corrente di Montgomery per analizzare la circolazione nell’Artico. Questo metodo ci ha permesso di identificare la struttura dell’ACBC e delle sue diramazioni, e di esaminare la continuità del flusso e la composizione delle masse d’acqua. La funzione di Montgomery si rivela essenziale anche per riconoscere i meccanismi che influenzano il flusso.

[65] Il nostro approccio inizia con l’applicazione dell’integrale di circolazione all’interno del Bacino Artico. Per le medie pluriennali di marzo e agosto, selezioniamo un percorso che attraversa lo Stretto di Fram, procede verso est lungo circa 80-82°N fino alla Terra di Francesco Giuseppe, attraversa la Fossa di Sant’Anna e poi ritorna verso la Groenlandia seguendo le linee lungo i pendii continentali siberiano e canadese. Per flussi che si sviluppano su tempi maggiori rispetto alle scale inerziali, il flusso integrato di PV (accelerazione di Coriolis) lungo uno stretto è essenzialmente la differenza nella barriera media (MB) tra i due lati dello stretto. I risultati indicano un significativo cambiamento di MB attraverso la Fossa di Sant’Anna, causato dai valori elevati di MB sopra il Mare di Barents, mentre si registra un piccolo cambiamento netto di MB attraverso lo Stretto di Fram. Questo supporta l’ipotesi di Karcher e altri (2007) secondo cui l’ingresso attraverso la Fossa di Sant’Anna è il principale promotore del flusso ciclonico nel bacino artico. Inoltre, la funzione di Montgomery mostra una diminuzione graduale procedendo ciclonicamente attorno ai ripiani siberiano e canadese, coerente con la dissipazione per attrito della corrente ciclonica in queste aree.

[66] Il flusso ciclonico sulla superficie dell’Acqua Atlantica (AW) è influenzato principalmente dall’afflusso attraverso la Fossa di Sant’Anna, sebbene questo influsso sia meno marcato rispetto ad altri periodi. Questo flusso è rallentato dall’attrito in varie altre aree. Parallelamente, la superficie dell’Acqua del Mare di Barents (BSW) mostra un maggiore Movimento di Barriera (MB) a est della Fossa di Sant’Anna, con un flusso netto verso l’esterno attraverso lo Stretto di Fram. Nonostante la presenza intermittente della superficie BSW nella Fossa di Sant’Anna, come discusso in precedenza, si osservano aggregazioni di BSW che si muovono dal Mare di Barents attraverso la Fossa di Sant’Anna. Questi ‘blob’ trasportano vorticità potenziale (PV) verso il bacino interno artico, contribuendo ad aumentare il flusso ciclonico.

[67] Proponiamo che un meccanismo simile regoli il flusso verso est lungo la piattaforma dell’Alaska. Lungo questa rotta, i valori di MB sono particolarmente alti nello Stretto di Bering e lungo la costa dell’Alaska, ma diminuiscono nelle aree più distanti dalla costa. Questi dati suggeriscono che un forte afflusso di PV attraverso lo Stretto di Bering rappresenta il principale fattore di propulsione del flusso ciclonico lungo la Corrente dell’Alaska (ASC), argomento che verrà approfondito nella successiva sezione.

[68] Il flusso indotto dalla Vorticità Potenziale (PV) potrebbe essere rafforzato dall’effetto Nettuno, un meccanismo per cui gli eddies possono guidare flussi medi direzionati lungo il pendio continentale. Studi di Merryfield e Scott nel 2007 hanno dimostrato che modelli oceanici ad alta risoluzione (circa 0.1°) producono flussi più ciclonici lungo i pendii continentali dell’Artico rispetto ai modelli a risoluzione più bassa. Questo fenomeno è confermato dal modello OCCAM: la configurazione da 1/12°, che risolve gli eddies, evidenzia una corrente di confine significativamente più marcata rispetto alla configurazione da 1/4° (risoluzione di 27 km), la quale non risolve gli eddies nell’Artico. Abbiamo confrontato questi risultati con le configurazioni da 1° e da 1/4° del modello Nucleus for European Modeling of the Ocean (NEMO), eseguite al National Oceanography Centre, che presentano risoluzioni nell’Artico di 24-48 km e 6-12 km, rispettivamente paragonabili a quelle di OCCAM 1/4° e 1/12°. Analogamente, la configurazione di NEMO che permette gli eddies mostra un ACBC (Arctic Coastal Boundary Current) più robusto rispetto alla versione a maggiore risoluzione grossolana. Pertanto, è evidente che i processi degli eddies hanno un impatto notevole sulle correnti di confine e ci aspettiamo un incremento della forza dell’ACBC in modelli futuri a più alta risoluzione completamente risolutivi degli eddies.

Fonti di Vorticità Potenziale (PV) nell’Artico

[69] Dalle analisi dell’integrale di circolazione, è emerso che il flusso dal Mare di Barents attraverso la Fossa di Sant’Anna è il principale responsabile nel guidare la corrente di confine ciclonica nella regione euroasiatica dell’Artico. La questione successiva è capire cosa effettivamente guidi questo flusso. Sfortunatamente, applicare l’integrale di circolazione al Mare di Barents è complicato a causa della grande variabilità dei venti, degli affioramenti di densità e della forzatura di galleggiabilità nel corso delle stagioni (Figura 16). Pertanto, le nostre conclusioni sono necessariamente cautative. Un approccio più diretto potrebbe essere quello di esaminare i processi che generano l’alta pressione nelle acque dense dell’est del Mare di Barents, che poi stimola il flusso attraverso la Fossa di Sant’Anna.

[70] Un importante contributo proviene dalla Corrente di Nordkapp, tra Svalbard e Norvegia, che introduce nel Mare di Barents acque con una pseudo-densità significativa (Figura 12d). Nonostante non ci sia una continuità con la superficie più profonda del BSW, è evidente che queste acque vengono generate localmente nel Mare di Barents. Le nostre analisi indicano che la perdita di galleggiabilità è notevole durante l’inverno su gran parte del Mare di Barents, in particolare negli affioramenti delle acque di pseudo-densità significativa, che contribuisce alla formazione delle acque più profonde AW e BSW. Questo conferma i risultati di Karcher e altri (2007), i quali hanno identificato la forzatura di galleggiabilità nel Mare di Barents come un motore principale del flusso.

[71] L’impatto della forzatura del vento varia notevolmente con le stagioni. Durante l’inverno (marzo, Figura 16b), prevalgono le condizioni di suzione di Ekman su gran parte del Mare di Barents, mentre nell’estremo est, vicino a Novaya Zemlaya, si osserva un effetto di pompaggio. Queste condizioni favoriscono il flusso verso nord fino alla Fossa di Sant’Anna. In estate, tuttavia, la forzatura del vento si attenua significativamente (Figura 16d), e con il declino del ghiaccio marino, sia la forzatura di galleggiabilità sia la guida del vento locale assumono un ruolo crescente nel modellare la circolazione delle acque intermedie dell’Oceano Artico.

[72] Nel Bacino Canadese, un meccanismo di PV simile genera cambiamenti nella circolazione. La riduzione del livello del mare tra il Pacifico del Nord e l’Oceano Artico provoca un incremento di pressione nello Stretto di Bering, che a sua volta stimola l’ASC. Secondo Nikolopoulos et al. [2009], si registra il flusso massimo verso est durante la primavera-estate (marzo-settembre) e il massimo flusso verso ovest in inverno (ottobre-febbraio). Questa dinamica coincide con un alto afflusso di PV in estate — attribuito a un forte ingresso dallo Stretto di Bering e a una maggiore stratificazione dovuta al riscaldamento superficiale — e un ingresso più basso e meno stratificato durante l’inverno. Questi fenomeni sono ulteriormente influenzati dalla forzatura del vento locale, integrando così i meccanismi complessivi che regolano il flusso nell’area.

4.1.3. ASBB in Altri Modelli
[73] La struttura a tripla nucleo dell’ACBC, osservata nell’Artico Eurasiatico, si ritrova anche in altri modelli z-level ad alta risoluzione. Ad esempio, è presente nel modello globale NEMO a 46 livelli e risoluzione di 1/4°, il quale è stato descritto da Madec [2008] e Lique et al. [2009] con una risoluzione tra 6 e 12 km nell’Artico. Analogamente, si osserva nelle versioni a 64 e 75 livelli di questo modello, sviluppate dal Centro Nazionale di Oceanografia, Southampton (vedi sezione 4.1.1). Le velocità nei nuclei ASBB e FSB sono molto simili a quelle riscontrate nel modello OCCAM. Dato che ogni modello presenta una diversa architettura, inclusi griglie di modellazione, risoluzione verticale, fisica oceanica, forzature atmosferiche, campi di ripristino e modelli di ghiaccio marino, possiamo concludere che la caratteristica della circolazione non è specifica del modello ma rappresenta un autentico processo fisico.

4.2. Scambio tra Piattaforma e Bacino
[74] Per comprendere le implicazioni dell’ASBB sull’haloclina artica, abbiamo esaminato la trasformazione delle masse d’acqua nelle aree chiuse del Bacino Eurasiatico e del Mare di Laptev, applicando il metodo descritto da Large e Nurser [2001] nella sezione 2.1. Abbiamo selezionato i confini delle regioni vicino ai tracciati osservativi di NABOS e del Poligono di Severnaja Zemlja per confrontare i risultati dei modelli con le osservazioni. Nell’analisi delle masse d’acqua, l’acqua atlantica (AW) è stata definita con temperatura maggiore o uguale a 0°C e salinità tra 34.70 e 34.95, mentre l’acqua dell’haloclina con temperatura inferiore a 0°C e salinità minore di 34.70.

[75] Nel modello, l’ASBB è il percorso principale per le acque delle piattaforme dei Mari di Barents e Kara per entrare nell’Oceano Artico, trasportando una quantità di acqua comparabile a quella che fluisce attraverso lo Stretto di Bering. Nel Bacino Eurasiatico, la portata dell’ASBB rappresenta circa il 40% di quella dell’FSB. Una porzione dell’ASBB si dirige verso il Bacino Eurasiatico, mentre la rimanente fluisce verso il Bacino Canadese attraverso la Cresta di Lomonosov, contribuendo significativamente alle acque dell’haloclina inferiore del bacino. Nel Mare di Laptev, il modello indica che il tasso di formazione dell’haloclina a causa dei flussi di calore e acqua dolce atmosferici è inferiore di circa il 30% rispetto alla sua diminuzione per miscelazione con le acque adiacenti, risultando in una perdita netta di acqua nell’haloclina dell’area. In particolare, nel Mare di Laptev occidentale, le perdite per miscelazione e i guadagni attraverso il forzamento atmosferico sono simili. Vicino alla Cresta di Lomonosov, il moderato tasso di miscelazione rispetto alla divergenza dei flussi suggerisce che lo scambio laterale può essere tanto importante quanto la miscelazione per le interazioni tra piattaforma e bacino, confermato anche da osservazioni precedenti.

Tutti i tassi variano significativamente a causa del ciclo stagionale marcato. Il tasso di perdita effettiva dell’haloclina simulato a nord di Severnaja Zemlja è coerente con i dati raccolti nelle indagini idrografiche del Poligono di Severnaja Zemlja. L’esportazione netta dell’haloclina dai Mari di Barents, Kara e Laptev verso il Bacino Eurasiatico è equiparabile al guadagno nell’haloclina del bacino dovuto al forzamento atmosferico, indicando un rinnovamento dell’haloclina attraverso meccanismi sia di trasporto che convettivi. Il tempo di rinnovo dell’acqua dell’haloclina nel Bacino Eurasiatico, stimato dal modello, rientra nell’intervallo delle stime osservative.

Figura 16: Simulazioni per il Mar di Barents dal 1989 al 2004

Questa figura presenta le medie di marzo e agosto per due variabili oceanografiche cruciali, influenzate dalle condizioni atmosferiche e dalla presenza di ghiaccio marino.

• Panelli a e c – Flusso di densità superficiale: Questi panelli mostrano la variazione della densità superficiale, influenzata dal forzamento atmosferico. I colori rossi indicano un aumento della densità, che corrisponde a una perdita di galleggiabilità, mentre i colori blu rappresentano un aumento della galleggiabilità. Le linee verdi rappresentano i contorni di pseudo-densità potenziale, che segnano due importanti strati acquatici: l’acqua dell’haloclina del Mar di Barents (rappresentata da rB = 27.70) e il ramo della piattaforma artica (ASBB), mentre un altro livello (rappresentato da rB = 27.90) corrisponde all’acqua atlantica (AW) e al ramo dello Stretto di Fram (FSB).
• Panelli b e d – Pompaggio di Ekman: Questi panelli evidenziano il pompaggio di Ekman, un meccanismo attraverso il quale il vento e la rotazione terrestre influenzano il movimento verticale delle acque. I colori rossi in questi panelli indicano una suzione di Ekman, risultante in una divergenza delle acque superficiali, mentre i colori blu mostrano il pompaggio di Ekman che porta a un movimento verso l’alto delle acque più profonde. Anche in questi panelli, le linee verdi identificano le stesse superfici di pseudo-densità potenziale del Mar di Barents e del ramo artico.

In generale, la figura illustra l’interazione tra i forzamenti atmosferici e le dinamiche oceaniche nel Mar di Barents, mostrando come il forzamento atmosferico e la presenza di ghiaccio influenzino sia la densità superficiale sia i movimenti verticali delle acque attraverso il meccanismo di Ekman. Questi processi sono fondamentali per comprendere le dinamiche di mescolamento e la circolazione oceanica in regioni polari.

4.3. Implicazioni per le Strategie di Osservazione e Modellazione

[76] L’osservazione dell’Oceano Artico è ostacolata da diverse sfide. La presenza di ghiaccio marino perenne, unita alla lontananza e inaccessibilità dell’area, rende particolarmente complesse le operazioni di monitoraggio. Un ulteriore ostacolo è rappresentato dalla significativa variabilità temporale della circolazione oceanica, che complica l’interpretazione delle misurazioni [Melling et al., 2008]. Inoltre, la circostanza che il raggio di Rossby sia particolarmente ridotto nell’Artico implica che le caratteristiche della circolazione presentino una scala spaziale ristretta, dell’ordine di pochi chilometri [Nurser, 2009; Woodgate et al., 2001], il che necessita di misurazioni ad alta risoluzione spaziale [Schauer et al., 2008]. Recentemente, alcune sezioni artiche sono state dotate di ormeggi strettamente posizionati [e.g., Nikolopoulos et al., 2009] o di ADCP montati su navi. Ciò ha portato a una revisione delle conoscenze sulla circolazione oceanica, merito sia del miglioramento della risoluzione che dell’estensione delle serie temporali [e.g., Schauer et al., 2008]. L’impiego di modelli che permettono la risoluzione delle onde o la loro simulazione ha evidenziato un notevole incremento del realismo nelle simulazioni della circolazione artica [Maslowski et al., 2008; Clement Kinney et al., 2009; Aksenov et al., 2010a, 2010b]. La modellazione e le osservazioni idrografiche prolungate in punti strategici possono contribuire a mitigare la carenza di dati osservativi, fornendo un’alternativa preziosa alle estensive osservazioni in situ e supportando lo sviluppo di ipotesi di lavoro per le campagne osservative su scala quasi-sinottica.

[77] Infine, desideriamo illustrare i motivi per cui la struttura della haloclina vicino al pendio e l’ASBB non sono stati rilevati nelle osservazioni per lungo tempo. L’ASBB si trova in una zona complicata da raggiungere, la parte superiore del pendio della piattaforma continentale, dove è difficile installare ormeggi. Inoltre, la corrente e il “cuneo” di haloclina sono fenomeni molto ristretti, larghi solamente alcuni raggi di Rossby, e quindi capaci di eludere le stazioni standard con spaziatura ampia. Le nuove stazioni idrografiche stabilite nel settembre 2009 sul margine della piattaforma del Mare di Laptev hanno confermato l’esistenza di queste caratteristiche precedentemente modellate, spingendo alla ricerca di indizi sull’ASBB in misurazioni antecedenti.

5. Riassunto

[78] I risultati del modello indicano che le acque Atlantico (AW) e della haloclina fluiscono lungo la piattaforma siberiana del Mare di Laptev seguendo una corrente a triplo nucleo: un convenzionale Ramo dello Stretto di Fram (FSB), un Ramo del Mare di Barents (BSB), e il nuovo identificato Ramo della Frattura della Piattaforma Artica (ASBB). Secondo il modello, l’ASBB rappresenta la principale via di trasporto delle acque della piattaforma dei Mari di Barents e di Kara verso l’Oceano Artico, mentre l’FSB è responsabile del trasporto delle Acque Atlantiche (AW) dallo Stretto di Fram. L’acqua densa formata nel Mare di Barents (BSW) costituisce il BSB. La portata dell’ASBB è quasi la metà rispetto a quella dell’FSB, e questa corrente porta nell’Oceano Artico un quantitativo di acqua leggera paragonabile a quello che attraversa lo Stretto di Bering. Le analisi attuali confermano che il Circuito Artico della Corrente di Barriera Continentale (ACBC) è continuo in tutto l’Oceano Artico quando sono considerati tutti e tre i nuclei (ASBB, FSB, e BSB). La struttura termoalina del modello si accorda in modo soddisfacente con le osservazioni recenti effettuate lungo il pendio continentale, e le velocità modellate e misurate mostrano una buona corrispondenza.

[79] La perdita di galleggiabilità sul Mare di Barents è identificata come il meccanismo principale che guida il ASBB ciclonico. Questo processo avviene attraverso l’afflusso di Potenziale Vorticoso (PV) nell’Oceano Artico Eurasiatico tramite la Fossa di Sant’Anna, ed è potenzialmente rafforzato da venti e interazioni vortice-topografia. Un meccanismo di PV simile opera nell’Artico Canadese, dove la differenza di livello del mare tra il Pacifico settentrionale e l’Oceano Artico genera una differenza di pressione attraverso lo Stretto di Bering, che a sua volta guida l’ASC. Questi processi indicano le due principali aree nell’Oceano Artico—il Mare di Barents e lo Stretto di Bering—dove si verifica l’afflusso di PV e che influenzano la circolazione dell’oceano superficiale.

[80] Utilizzando i risultati del modello e le osservazioni, abbiamo confermato che l’ASBB è la principale via di trasporto per le acque della piattaforma. È emerso che gli scambi laterali con l’ASBB sono cruciali, tanto quanto la miscelazione verticale, per l’evoluzione della haloclina. Il modello evidenzia una perdita di haloclina nel Mare di Laptev, principalmente attraverso la miscelazione (0,39 ± 0,14 Sv) e l’esportazione (0,13 ± 0,10 Sv) verso il Bacino Eurasiatico. Le aree principali di esaurimento della haloclina si trovano nel Mare di Laptev occidentale e centrale. Le simulazioni mostrano che i contributi relativi degli scambi tra piattaforma e bacino e delle interazioni aria-mare-ghiaccio nella rigenerazione della haloclina dell’Artico Eurasiatico sono comparabili, suggerendo un rinnovo sia advettivo che convettivo della haloclina del Bacino Eurasiatico con un ciclo di rinnovamento di circa 26 anni. Ulteriori osservazioni sul pendio continentale e sulla frattura della piattaforma, inclusa la misurazione delle correnti, sono necessarie per validare ulteriormente queste conclusioni del modello e per approfondire la comprensione della dinamica delle acque dell’Atlantico e della haloclina nell’Artico.

https://www.researchgate.net/publication/251436853_The_Arctic_Circumpolar_Boundary_Current