Un Modello Semplificato di Circolazione sulla Piattaforma Continentale: Intrusione delle Acque Atlantiche sulla Piattaforma di Spitsbergen Ovest

Contesto e obiettivi dello studio
Lo studio dal titolo “A Simple Shelf Circulation Model: Intrusion of Atlantic Water on the West Spitsbergen Shelf”, pubblicato sul Journal of Physical Oceanography (doi: 10.1175/JPO-D-15-0058.1), analizza i meccanismi fisici che favoriscono l’intrusione di acqua di origine atlantica (Atlantic Water, AW) sulla piattaforma continentale occidentale di Spitsbergen (Arcipelago delle Svalbard). Quest’area è caratterizzata da importanti scambi di calore e sale tra l’Oceano Atlantico settentrionale e l’oceano Artico, il che ha un impatto significativo sulla circolazione, sull’ecosistema e sulla copertura di ghiaccio marino della regione.

Premesse fisico-oceanografiche

1. West Spitsbergen Current (WSC): è la principale corrente che trasporta acque atlantiche calde e saline verso nord, lungo il margine continentale occidentale delle Svalbard.
2. Shelf-slope exchange: lungo il confine tra la scarpata continentale (slope) e la piattaforma (shelf), i meccanismi di intrusione dell’acqua atlantica sono spesso controllati da fenomeni come instabilità baroclina, forzanti di vento e interazione con la topografia.
3. Importanza climatica: l’intrusione dell’AW modifica i processi di formazione/estinzione del ghiaccio marino, influenzando la stratificazione, la produttività biologica e il trasferimento di calore verso l’oceano Artico.

Approccio e metodi
Gli autori propongono un modello semplificato di circolazione su piattaforma continentale (un simple shelf circulation model), che incorpora:

• Parametri chiave di circolazione: velocità di base della corrente, gradiente di densità, effetti di Coriolis e forzanti di marea o di vento, se rilevanti.
• Geometria idealizzata: la piattaforma viene schematizzata con una batimetria semplificata, mantenendo gli elementi topografici essenziali (pendenze, larghezza della piattaforma e localizzazione della scarpata).
• Processi di mescolamento: nel modello sono introdotti coefficienti di diffusione e viscosità orizzontale/verticale tali da riprodurre i meccanismi di scambio tra la corrente principale (ubicata sul margine) e l’interno della piattaforma.

Il vantaggio di un modello semplificato consiste nel concentrare l’attenzione sugli aspetti fisici dominanti, isolando le forzanti primarie dai processi secondari.

Risultati principali

1. Fattori che favoriscono l’intrusione
   • Vorticità e curvatura di corrente: la curvatura della WSC lungo la scarpata continentale crea variazioni di vorticità, favorendo fenomeni di scambio laterale.
   • Gradiente di densità orizzontale (fronti): il contrasto di densità tra le acque atlantiche e le acque artiche contribuisce a generare circolazioni trasversali rispetto alla corrente principale.
   • Effetti della topografia: la pendenza e l’estensione della piattaforma influenzano la quota di acqua atlantica che “scavalca” la scarpata e penetra in profondità minore.
2. Pattern di circolazione sulla piattaforma
   • Il modello mette in luce la formazione di una corrente costiera (di compensazione o di restituzione) che si sviluppa sulla parte interna della piattaforma per bilanciare l’ingresso di acque più dense dall’oceano aperto.
   • Si formano strutture di mesoscala (come vortici o filamenti) che contribuiscono ulteriormente al trasporto di calore e sale all’interno della piattaforma.
3. Conseguenze termohaline
   • L’intrusione di acqua atlantica, calda e relativamente salina, altera il profilo termico e di salinità sulla piattaforma, potenzialmente riducendo lo spessore stagionale del ghiaccio marino nella regione occidentale delle Svalbard.
   • Questo apporto di calore può svolgere un ruolo determinante nel mantenere zone libere da ghiaccio anche in inverno, con implicazioni climatiche ed ecologiche.
4. Robustezza e limiti del modello
   • Pur essendo semplificato, il modello fornisce un quadro coerente con osservazioni in situ e simulazioni numeriche più complesse, confermando che la topografia e i gradienti di densità sono i driver principali dell’intrusione.
   • Tuttavia, il modello trascura processi più complessi come la variabilità interannuale dei venti, la presenza di ghiaccio marino o fenomeni di meso e submesoscala molto energetici.

Implicazioni e prospettive

• Monitoraggio e previsioni: comprendere i meccanismi di intrusione dell’acqua atlantica è cruciale per migliorare le proiezioni del futuro climatico artico, in quanto influisce sulla formazione del ghiaccio, sulla biogeochimica e sulle risorse marine.
• Sviluppo di modelli più avanzati: partendo dalle basi fisiche evidenziate da questo semplice modello, gli studi successivi possono integrare fenomeni più complessi (come il vento variabile o la dinamica delle correnti di marea) per fornire simulazioni più realistiche.
• Ricadute ambientali: la modifica del regime termico e salino può avere ripercussioni sugli ecosistemi marini delle Svalbard, influendo sulla distribuzione delle specie e sui cicli trofici.

Conclusioni
Lo studio in questione dimostra l’efficacia di un approccio modellistico semplificato nell’evidenziare i processi chiave che regolano l’intrusione di acqua atlantica sulla piattaforma continentale di Spitsbergen. Nonostante le inevitabili idealizzazioni, i risultati risultano in linea con le osservazioni e offrono spunti importanti per comprendere la circolazione oceanica artica e i relativi cambiamenti climatici. La ricerca sottolinea come la morfologia del margine continentale, i gradienti di densità e la vorticità associata alle correnti di bordo possano innescare intrusioni significative di AW, con effetti potenzialmente rilevanti sia a livello oceanografico sia per gli ecosistemi polari.

Un Modello Semplificato di Circolazione sulla Piattaforma Continentale: Intrusione delle Acque Atlantiche sulla Piattaforma di Spitsbergen Ovest
FRANK NILSEN, RAGNHEID SKOGSETH, E JUNI VAARDAL-LUNDE
Centro Universitario di Svalbard, Longyearbyen, Norvegia
MARK INALL
Associazione Scozzese per le Scienze Marine, Oban, Regno Unito
(Il manoscritto è stato ricevuto il 27 marzo 2015, in forma definitiva il 27 dicembre 2015)
RIASSUNTO
È stato osservato un flusso barotropico lungo le isobate, conforme alla teoria geostrofica standard. È stato sviluppato un modello numerico per studiare la deviazione da tale flusso. Questo modello rappresenta con buona approssimazione i processi dinamici sulla Piattaforma di Spitsbergen Ovest (WSS) e indica come la Corrente di Spitsbergen Ovest (WSC), principale via di ingresso delle acque atlantiche (AW) verso l’Artico, si connetta più facilmente al Bacino di Isfjorden rispetto ad altre aree lungo la piattaforma. La circolazione delle AW nei bacini lungo la WSS è definita Corrente del Bacino di Spitsbergen (STC). Dalle osservazioni idrografiche e delle correnti oceaniche emerge che la STC è essenzialmente barotropica e guidata dall’altezza della superficie marina. Si stabilisce una relazione tra lo stress del vento costiero e la STC, dimostrando come l’incremento di cicloni invernali nello Stretto di Fram nei mesi di gennaio e febbraio intensifichi e ampli la WSC. Questo comporta un rafforzamento della STC e una predominanza delle AW sulla WSS. La STC costituisce una via di trasporto più lenta delle AW verso l’Oceano Artico, garantendo un significativo trasporto di calore verso i fiordi di Spitsbergen Ovest durante l’inverno (0,2–0,4 terawatt verso Isfjorden). Le stime del flusso di calore rivelano che circa la metà del calore perduto dalle AW nel Bacino di Isfjorden è dovuto alla cessione di calore alle masse d’acqua circostanti, mentre il residuo è disperso nell’atmosfera. La produzione di ghiaccio marino lungo Spitsbergen Ovest è stata ridotta o addirittura assente in alcuni fiordi dal 2006. Gli autori sostengono che ciò sia la conseguenza dei forti periodi di vento meridionale lungo la WSS durante l’inverno.

1. Introduzione
Nel corso delle ultime decadi, l’Artico ha registrato un riscaldamento circa due volte superiore a quello dell’intero emisfero settentrionale (Serreze e Barry 2011; Francis e Vavrus 2012; Stroeve et al. 2012). In particolare a Svalbard, il riscaldamento durante i mesi invernali è stato notevolmente intenso negli ultimi decenni, con un incremento della temperatura invernale di 2,8–3,8°C per decennio presso l’Aeroporto di Svalbard (Førland et al. 2011). I processi atmosferici fondamentali che governano il clima di Svalbard sono il trasferimento su larga scala di calore e umidità dalle latitudini più basse, processo fortemente influenzato dai cicloni (Førland et al. 2011). Recenti cambiamenti nei modelli di circolazione atmosferica su larga scala hanno portato acque atlantiche calde (AW) dalla Corrente di Spitsbergen Ovest (WSC) sulla Piattaforma di Spitsbergen Ovest (WSS) e nei fiordi anche durante l’inverno (Cottier et al. 2007; Nilsen et al. 2008; Pavlov et al. 2013). Questi fenomeni hanno ostacolato la formazione di ghiaccio marino e hanno aperto grandi aree di acque libere da ghiaccio a ovest e nord di Svalbard (Cottier et al. 2007; Tverberg et al. 2014; Onarheim et al. 2014), con potenziali impatti sull’ecosistema artico (Hegseth e Tverberg 2013; Lydersen et al. 2014). Episodi più frequenti di intrusioni di AW nelle regioni artiche hanno favorito la presenza di numerose specie boreali, ad esempio il mitilo (Berge et al. 2005).
La convergenza, miscelazione e lo scambio di AW, acque artiche (ArW) e acque dolci provenienti dalla terra caratterizzano la WSS. Nel corso di un ciclo annuale, le acque sulla piattaforma e nei fiordi adiacenti oscillano tra uno stato di dominio artico (freddo e meno salino in inverno) a uno di dominio atlantico (caldo e salino in estate) e viceversa (Nilsen et al. 2008). Gli episodi di intrusione di AW sulla WSS rappresentano un incremento del flusso di calore oceanico nei sistemi di fiordi e verso i ghiacciai. Attualmente, vi è un enorme interesse e attività nell’indagare il ruolo del calore oceanico sulla stabilità dei ghiacciai che terminano in mare (Christoffersen et al. 2011; Rignot et al. 2010, 2012; Luckman et al. 2015). La propagazione di acque oceaniche calde nei fiordi, con il potenziale di aumentare i tassi di fusione dei ghiacciai, è stata identificata come un meccanismo probabile che porta all’accelerazione, assottigliamento e ritiro dei ghiacciai (Holland et al. 2008; Straneo et al. 2010; Inall et al. 2014; Jackson et al. 2014; Luckman et al. 2015). La calotta glaciale della Groenlandia è una fonte critica di acqua dolce per il Nord Atlantico, e è tramite gli scambi attraverso i fiordi che questa acqua dolce viene trasportata nel sistema oceanico. I fiordi occidentali di Svalbard offrono un’opportunità ideale per studiare le interazioni tra processi glaciali, oceanici, atmosferici, sedimentologici e biologici. Mentre le AW influenzano tutti i fiordi, questi variano ampiamente nel carattere; da Hornsund, pesantemente glaciale con numerosi ghiacciai che calvano, a Isfjorden con solo una copertura glaciale limitata. Una migliore comprensione della circolazione all’interno di questi fiordi e sulla WSS adiacente è importante perché la loro risposta alla variabilità atmosferica, oceanica e glaciale regionale è cruciale per comprendere il comportamento passato e prevedere quello futuro dei ghiacciai.

Come osservato e documentato oltre un secolo fa da Helland-Hansen e Nansen (1909), anche il flusso superficiale segue le caratteristiche topografiche che formano sub-bacini, dorsali e altipiani situati a centinaia o addirittura migliaia di metri di profondità (Nilsen e Nilsen 2007). Nel settore orientale dello Stretto di Fram, la Corrente di Spitsbergen Ovest (WSC) è guidata dalla topografia e scorre lungo il pendio continentale del Mare di Barents seguendo linee di flusso proporzionali a f/H (parametro di Coriolis/profondità della colonna d’acqua), ed è stata tradizionalmente descritta come un flusso barotropico lungo la Piattaforma del Mare di Barents e il punto di rottura della WSS (Aagaard et al. 1987; Manley 1995). La WSC è descritta più in dettaglio nella letteratura recente, dove è distinta in una componente barotropica e una baroclinica (vedi Figura 1 per un’illustrazione; Schauer et al. 2004; Teigen et al. 2010, 2011). Si verifica una significativa perdita di calore dalla WSC mentre questa fluisce verso nord, interagendo con la WSS (Saloranta e Haugan 2004; Nilsen et al. 2006). I campi di vortici generati dall’instabilità barotropica e baroclinica (Teigen et al. 2010, 2011) rappresentano un meccanismo vitale per il trasporto isopicnale dell’acqua dal nucleo caldo alla superficie e attraverso il bordo della piattaforma (Nilsen et al. 2006). Saloranta e Svendsen (2001) hanno trovato che non esiste un fronte di densità sottomarino associato al fronte temperatura-salinità artico presso il margine della piattaforma di Spitsbergen Ovest, concludendo che è l’instabilità barotropica e non quella baroclinica a essere responsabile dello scambio trasversale al fronte tra la WSC e le acque della piattaforma. Tuttavia, Tverberg e Nøst (2009) hanno osservato gradienti di densità orizzontali variabili sulla piattaforma continentale. Mediante un modello numerico, hanno dimostrato che le differenze di densità osservate, causate dal flusso di calore superficiale, sono probabilmente in grado di generare instabilità frontali che innescano una circolazione di ribaltamento residua attraverso il fronte del margine della piattaforma. V. Tverberg et al. (2015, manoscritto non pubblicato) sostengono che l’attività dei vortici lungo il fronte del margine della piattaforma è essenziale per il verificarsi del ribaltamento residuo e che è necessario un certo grado di guida topografica per trasportare le AW dal bordo della piattaforma fino alla piattaforma interna. Nel modello di circolazione barotropica in stato stazionario qui esaminato, senza diffusione di vortici, si pone l’enfasi su come le AW calde e salate nella WSC siano guidate direttamente sulla piattaforma seguendo le isobate. Impieghiamo l’equazione della vorticità potenziale quasi-geostrofica che supporta anche flussi capaci di superare il vincolo rigido della guida topografica stretta. Inoltre, studiamo l’effetto della variazione della posizione della WSC barotropica sul margine della piattaforma e ci concentriamo sulla risposta della circolazione sulla WSS sviluppando un modello a singolo strato.

La piattaforma continentale adiacente alla costa ovest di Spitsbergen è complessa, con alternanza di banchi poco profondi (profondità 50–100 m) e profondi solchi (profondità 200–400 m) che attraversano la piattaforma. In questo contesto, i risultati del modello sono confrontati con osservazioni nel Solco di Isfjorden (Isfjordrenna) sulla WSS (vedi Figura 1). Il profondo Solco di Isfjorden dovrebbe lasciare un’impronta significativa sulla circolazione media, a causa della tendenza a conservare la vorticità potenziale (Sutherland e Cenedese 2009). I dati ripetuti delle sezioni idrografiche trasversali, le misure dirette delle correnti, e i risultati da un semplice modello di vorticità potenziale barotropica presentati qui indicano che un vortice ciclonico, stabile e intrappolato topograficamente risiede sopra il Solco di Isfjorden. Il modello si basa sulle considerazioni teoriche di Pedlosky (1987) e sull’applicazione di Lagerloef (1983) sulla piattaforma di Kodiak Island, Alaska. Qui presentiamo un meccanismo per il trasporto di calore verso i fiordi glaciale, e inoltre, un meccanismo per precondizionare l’area della piattaforma con AW calde per ulteriori scambi con i fiordi artici durante l’inverno. L’ipotesi principale è che gli eventi di allagamento di AW sulla WSS siano diventati più frequenti negli ultimi decenni a causa di cambiamenti nel campo della pressione atmosferica e nei percorsi dei cicloni invernali attorno a Svalbard (Rogers et al. 2005; Francis e Vavrus 2012; Barnes et al. 2014). Presentiamo un possibile collegamento tra la circolazione indotta dal vento sulla WSS, l’intrusione di AW osservata in inverno sulla WSS e nei fiordi, e la mancanza di ghiaccio marino attorno a Svalbard. Inoltre, riveliamo il modello di circolazione della piattaforma sulla WSS utilizzando osservazioni in situ in combinazione con un semplice modello di circolazione barotropica della piattaforma.

La Sezione 2 introduce l’area di studio e presenta i dati utilizzati. La Sezione 3 esamina l’equazione della vorticità potenziale quasi-geostrofica, come questa equazione può essere risolta numericamente, e come l’equazione si applica alla regione della WSS. I risultati sono presentati e discussi nella Sezione 4 e l’articolo si conclude nella Sezione 5.

La Figura 1 mostra una mappa dettagliata dei principali sistemi di corrente nella parte orientale dello Stretto di Fram e sulla Piattaforma Continentale di Spitsbergen Ovest (WSS). La mappa include la rappresentazione delle correnti che trasportano Acqua Atlantica calda e salata (AW) verso nord e Acqua Artica fredda e fresca (ArW) lungo la piattaforma continentale.

1. Correnti Indicate dalle Frecce Rosse (AW):
   • Corrente di Ritorno Atlantico: È la branca più occidentale, trasporta AW verso nord. Questa corrente è una delle principali vie attraverso le quali il calore e il sale dell’Atlantico entrano nel sistema artico.
   • Yermak Branch (YB): Descritta come principalmente baroclinica, indica che vi è una variazione significativa della densità dell’acqua con la profondità, influenzando così la struttura verticale della corrente.
   • Svalbard Branch (SB): Descritta come principalmente barotropica, indica una densità uniforme attraverso la colonna d’acqua, suggerendo che la corrente è guidata principalmente dalla topografia e dalle variazioni di pressione atmosferica piuttosto che da variazioni di densità.
2. Freccia Blu (ArW):
   • Corrente di Svalbard (SPC): Trasporta acque artiche fredde e fresche sulla superficie della WSS. È notevolmente influenzata dal deflusso di acqua dolce dai fiordi lungo la costa di Spitsbergen, che modifica la salinità e, di conseguenza, le caratteristiche della corrente.
3. Freccia Viola (STC):
   • Spitsbergen Trough Current (STC): Questa nuova corrente descritta si occupa del trasporto di AW dalla Svalbard Branch nelle depressioni topografiche della WSS. È caratterizzata come un percorso più lungo e lento delle AW verso l’Oceano Artico, importante per il trasferimento di calore e la stratificazione delle acque nella regione.
4. Punti di Riferimento Specifici:
   • La sezione di Forlandet nel Solco di Isfjorden è evidenziata con cerchi rossi, indicando una regione di particolare interesse scientifico dove si misurano le caratteristiche della corrente.
   • Il mooring I1, posizionato al cerchio verde, rappresenta un punto di osservazione fisso per raccogliere dati sulla corrente, temperatura, salinità e altre misurazioni oceanografiche vitali.

La mappa fornisce anche dettagli sulla topografia del fondale marino, con contour lines che rappresentano diverse profondità in metri, fondamentali per comprendere come la topografia influenzi il flusso delle correnti. Questa visualizzazione è essenziale per gli oceanografi e i climatologi per comprendere le dinamiche complesse che regolano gli scambi di acque tra l’Oceano Atlantico e l’Artico.

(a) Batimetria dell’area di studio

• Mappa Batimetrica: La mappa (a) è basata sul International Bathymetric Chart of the Arctic Ocean (IBCAO) di Jakobsson et al. (2008), che fornisce un dettaglio preciso delle profondità del fondale marino nella regione.
• Isobate e Morfologia del Fondale: Le linee bianche sulla mappa indicano le isobate, che mostrano variazioni di profondità da meno di 100 metri a oltre 500 metri. Le isobate sono particolarmente dense nei solchi come il Kongsfjorden Trough e l’Isfjorden Trough, evidenziando le aree di maggiore profondità e le caratteristiche geomorfologiche significative.
• Punti di Riferimento Specifici:
  • La stella rossa rappresenta la posizione delle serie temporali del curl dello stress del vento, un parametro cruciale per comprendere le forze che agiscono sulla superficie dell’oceano.
  • Il cerchio turchese indica la posizione del misuratore di corrente I1 alla bocca di Isfjorden a una profondità di 205 metri, essenziale per le misurazioni dirette delle caratteristiche della corrente.

(b) Griglia del modello

• Allineamento dell’Asse Y: L’isobata dei 500 metri è utilizzata come asse y, con le meandrature del contorno raddrizzate per seguire l’asse y. Questo orientamento aiuta a standardizzare e semplificare la visualizzazione della struttura dei fondali per il modello numerico.
• Posizionamento dell’Origine e dell’Asse X: L’origine è strategicamente posizionata poco a nord della latitudine di South Cape (non mostrata sulla mappa), con l’asse x che si estende positivamente verso la linea costiera, facilitando l’analisi della distribuzione delle correnti e delle caratteristiche batimetriche rispetto alla costa.
• Dettaglio delle Misurazioni e Modellazione CTD:
  • I cerchi rossi indicano le posizioni delle sezioni CTD misure, utilizzate per raccogliere dati sulla temperatura e la salinità dell’acqua, che sono vitali per calibrare e validare il modello oceanografico.
  • La linea nera rappresenta la sezione CTD modellata, nominata la sezione Forlandet nel testo, che mostra i risultati della simulazione basata sui dati raccolti e le assunzioni del modello.
• Mappatura dei Profili di Corrente Orizzontale della WSC:
  • I cerchi blu mostrano le posizioni dei misuratori di corrente utilizzati per calcolare il profilo della corrente orizzontale della West Spitsbergen Current (WSC), offrendo dati critici sulla dinamica delle correnti e il trasporto di massa e calore in queste acque artiche.

In sintesi, questa figura illustra con precisione le metodologie di raccolta dati e modellazione utilizzate per studiare la dinamica oceanografica nell’area di studio, sottolineando come le caratteristiche fisiche e le misurazioni in situ siano integrate nei modelli per migliorare la comprensione delle correnti marine e delle interazioni ambientali nella regione di Spitsbergen.

Componenti della Figura 3:

1. Velocità Est-Ovest (Colore):
   • La mappa di colore visualizza la velocità della corrente est-ovest (positiva verso est, negativa verso ovest), misurata in centimetri al secondo (cm/s).
   • La scala di colori varia dal blu (correnti dirette verso ovest) al rosso (correnti dirette verso est), permettendo una distinzione immediata del flusso direzionale delle acque in questa sezione dell’oceano.
2. Linee di Sigma-t (Nero):
   • Le linee nere contornate rappresentano le linee di sigma-t, una misura della densità potenziale dell’acqua espressa in kg/m³.
   • Queste linee sono cruciali per identificare la stratificazione verticale dell’acqua, con densità che aumenta con la profondità, influenzando la struttura delle correnti e i processi di miscelazione oceanica.
3. Dati delle Stazioni:
   • In alto sono indicati i numeri delle stazioni, che corrispondono ai punti specifici lungo la sezione Forland dove sono state raccolte le misurazioni.
   • Questi punti forniscono un contesto spaziale essenziale per l’analisi dei dati, permettendo confronti longitudinali e la mappatura di pattern di flusso lungo il tratto studiato.
4. Profondità dell’Oceano:
   • La barra verticale a sinistra mostra la scala di profondità, che va dalla superficie fino a -250 metri.
   • Questa scala evidenzia come le proprietà misurate varino significativamente con la profondità, offrendo insight sulla dinamica verticale delle correnti e della densità.
5. Dettagli Metodologici:
   • I dati ADCP, che sono mediati su 1 minuto, non sono stati corretti per la velocità di marea, sottolineando che tali misure riflettono la combinazione delle correnti oceaniche generali con i movimenti locali legati alle maree.
   • La decisione di non correggere i dati per la marea è giustificata dal fatto che la componente di marea M2 nella regione ha una velocità dell’asse principale di soli 3-4 cm/s, suggerendo un impatto moderato sulla misurazione generale delle correnti.

Importanza della Figura:

Questa figura fornisce una visualizzazione integrata delle misure di velocità e densità nell’area di studio, essenziali per analizzare le dinamiche idrodinamiche e termosaline in questa sezione del mare. Le informazioni raccolte sono fondamentali per comprendere i pattern di circolazione e per supportare ulteriori ricerche oceanografiche, climatologiche e ambientali.

2. La Piattaforma di Spitsbergen Ovest e il Solco di Isfjorden

La Figura 2 mostra la WSS (Piattaforma di Spitsbergen Ovest), includendo i fiordi di Van Mijen, Van Keulen, Kongsfjorden e il sistema di Isfjorden. Nella Figura 2a, solo l’area che definisce il dominio del modello (Fig. 2b) è contornata con colori blu. L’isobata dei 500 metri definisce la rottura della piattaforma e il confine verso il mare del dominio del modello. I solchi che conducono ai suddetti sistemi di fiordi sono inclusi nel dominio del modello, mentre il fiordo vero e proprio non è incluso nella configurazione della griglia del modello. Il Solco di Isfjorden può guidare le Acque Atlantiche (AW) dall’inizio della WSC (Corrente di Spitsbergen Ovest) fino all’area della bocca di Isfjorden (Nilsen et al. 2008). L’area più profonda della WSS si trova alla bocca di Isfjorden (Svensksunddypet) e l’effetto di questa profonda depressione è incluso nel modello, come mostrato dai contorni del fondale nella Fig. 2b. L’ingresso a Isfjorden è a est di questa area, dietro la linea costiera, come descritto in Nilsen et al. (2008).

a. Idrografia e correnti oceaniche

Le sezioni di temperatura e salinità attraverso e lungo il Solco di Isfjorden vengono ripetute tipicamente in aprile e settembre, e le stazioni incluse nella sezione di Forlandet sono indicate dai punti rossi nella Fig. 2a. Le sezioni contemporanee di Acoustic Doppler Current Profiler (ADCP) mostrano generalmente una corrente quasi barotropica verso est sul lato sud del solco, e una corrente più baroclinica verso ovest sul lato nord (Fig. 3). La stratificazione sulla WSS è generalmente più debole durante l’inverno e la primavera, come si vede nella Fig. 4 che mostra la sezione di Forlandet per aprile 2011. Il lato sud della sezione è occupato da AW (Acqua Atlantica calda) con una salinità sopra 34.9 psu in tutta la colonna d’acqua, e l’acqua è guidata verso est (verso la costa) lungo il pendio del solco sud. Un fronte verticale tra l’ArW (Acqua Artica fredda) più fredda e meno salata (temperatura sotto 0.08°C; Loeng 1991) può essere osservato verso la stazione 196 a sud del solco. AW modificata e ArW vicino alla temperatura di congelamento sono osservate fluire verso il mare sul lato nord della sezione. Nonostante l’apparente struttura baroclinica, il flusso sembra essere guidato dalla topografia anche sul lato nord, indicando un equilibrio geostrofico dove l’elevazione della superficie gioca un ruolo principale per il modello di circolazione della piattaforma e del solco (ad es., Nilsen e Nilsen 2007). I due riquadri rossi sul lato sud della sezione di Forlandet nella Fig. 4 indicano due possibili rotte di ingresso di AW, e i due riquadri viola rappresentano il deflusso contemporaneo del modello di circolazione ciclonica che avviene nel Solco di Isfjorden. Il riquadro rosso più alto è l’AW modificata che prende il percorso lungo attorno a Tampen (Fig. 2a), e il riquadro rosso più corto è l’AW modificata che prende il percorso corto lungo Lexryggen (Fig. 2a). Questi percorsi sono ulteriormente illustrati nella Fig. 5 e spiegati nella sezione 4 come un risultato principale di questo studio combinato di osservazione e modello. La Figura 5 fornisce una panoramica del modello di circolazione per l’ArW (freccia blu in superficie) e l’AW (freccia rossa negli strati più profondi) nel Solco di Isfjorden e la connessione a Isfjorden e Forlandsundet. La temperatura e la densità potenziale nella sezione lungo il lato sud del Solco di Isfjorden e verso la bocca di Isfjorden (cerchi verdi nella Fig. 5) da aprile 2011 sono mostrate nella Fig. 6 e da qui in poi chiamate la sezione frontale. I dati di salinità non sono mostrati, ma l’isalina di 34.9 psu, che definisce l’AW, segue l’isoterma di 1.58°C (linea tratteggiata) nella Fig. 6. L’AW occupa tutta la colonna d’acqua alla stazione 44, prima di entrare in una zona frontale dalla superficie alla profondità media procedendo verso est.

Il fronte di densità tra l’acqua di tipo Atlantico (AW) e l’Acqua Artica (ArW) sulla Piattaforma di Spitsbergen Ovest (WSS) definisce il Fronte Polare di Spitsbergen Occidentale (WSPF) vicino alla bocca di Isfjorden. Adottiamo la definizione di ArW da Loeng (1991) e Skogseth et al. (2005), secondo cui l’ArW origina dal Mare di Barents e dall’area di Storfjorden, venendo trasportata dalla Corrente di Spitsbergen Orientale e successivamente dalla Corrente del Capo Sud verso la WSS. È opportuno reintrodurre la Corrente Polare di Spitsbergen (SPC), come originariamente nominata da Helland-Hansen e Nansen (1909), che è la corrente costiera associata al WSPF mostrata nella Fig. 6. Pertanto, la SPC è una corrente di superficie (associata al WSPF) lungo la costa occidentale di Spitsbergen che trasporta ArW da Storfjorden e dal Mare di Barents.

Nella Fig. 6, l’AW è vista penetrare l’area della bocca di Isfjorden. Al di sotto della profondità del WSPF (circa 150 metri di profondità), l’AW circola lungo il solco meridionale e il pendio della bocca, guidata topograficamente intorno all’ArW che risiede nel centro della bocca dove occupa l’intera colonna d’acqua (ad esempio, stazione 40 nella Fig. 6). La sezione frontale non è in grado di seguire esattamente l’AW, ma indica chiaramente la circolazione ciclonica guidata topograficamente dell’AW nell’area della bocca di Isfjorden. Per catturare l’AW che penetra nella bocca a est del WSPF, temperatura, salinità e corrente a diverse profondità sono state misurate da strumenti ancorati alla bocca di Isfjorden (l’ormeggio I1, cerchio turchese nella Fig. 5) durante quattro periodi di 1 anno (vedi Tabella 1). L’ormeggio è stato reinstallato ogni anno a circa 78.068N, 13.528E a una profondità di 203-214 metri da tipicamente settembre al settembre seguente. Picchi nei dati di temperatura e salinità sono stati identificati e sostituiti con valori interpolati linearmente usando una finestra di 3.5 giorni e un valore soglia di tre deviazioni standard dalla media depurata. Le serie temporali di temperatura e salinità dagli strumenti in strati omogenei sono calibrate da profili di conducibilità, temperatura e profondità (CTD) ottenuti all’inizio e alla fine delle serie temporali annuali. Le serie temporali di temperatura dai logger VEMCO e le serie temporali di salinità dagli Aanderaa RCM9, registrando il profilatore di corrente Doppler (RDCP), e SeaGuard sono state aggiustate dal confronto con le serie temporali di temperatura e salinità dai SeaBird SBE37s che erano montati sopra e sotto i rispettivi strumenti durante i periodi con colonne d’acqua omogenee (inverno).

b. Vento

Utilizziamo l’ultima rianalisi atmosferica globale prodotta dal Centro Europeo per le Previsioni Meteo a Medio Termine (ECMWF), il dataset ERA-Interim (Dee et al. 2011). Il vettore del vento a 10 metri, misurato quattro volte al giorno, è convertito in tensione del vento superficiale e grigliato su una griglia di 75 km x 75 km. Questa è la griglia di retrospettiva stabilita dall’Istituto Meteorologico Norvegese (MET Norway; Reistad e Iden 1998). Un esempio marcato di forzamento del vento sinottico nello Stretto di Fram e sulla WSS è mostrato nella Fig. 7 per l’inverno del 2006. Qui, forti sistemi di bassa pressione hanno seguito una traiettoria attraverso lo Stretto di Fram invece della solita rotta verso il Mare di Barents. Queste traiettorie di bassa pressione generano venti meridionali lungo la costa occidentale di Spitsbergen che inducono un trasporto di Ekman superficiale verso la costa e modelli di curl di stress del vento negativi sulla WSS. I segnali stagionali (1995–2012) dello stress del vento superficiale lungo la costa sulla WSS meridionale (Fig. 8a) presentano una componente di vento meridionale durante i mesi invernali con un picco tra gennaio e marzo. Il segnale mostra una grande variabilità e lo stress del vento può cambiare rapidamente da una direzione meridionale a una settentrionale. Nonostante ciò, il segnale di vento meridionale nello stress del vento stagionale lungo la costa si riflette nelle serie temporali del curl dello stress del vento (Fig. 8b) dalla stessa area con valori negativi durante i mesi invernali. Come mostrato nella Fig. 7, ciò è dovuto a una riduzione della componente del vento meridionale verso est/costa che crea un modello di convergenza sulla WSS. Questo modello di curl, insieme a un trasporto di Ekman superficiale verso la costa (verso est), sta accumulando acqua superficiale sulla piattaforma dove l’acqua superficiale è ammassata contro la costa occidentale di Spitsbergen. La convergenza dell’acqua sulla piattaforma cambierà l’inclinazione della superficie del mare (livello del mare in aumento verso la costa) e può sia impostare un flusso verso nord sulla piattaforma sia influenzare il ramo barotropico della WSC al margine della piattaforma.

Di seguito una spiegazione dettagliata e scientificamente accurata della Figura 4, che presenta le variazioni di temperatura (a), salinità (b) e densità potenziale (c) nella sezione di Forlandet per aprile 2011, con particolari enfasi sulle dinamiche dell’acqua.Pannello (a) – Temperatura

• Le linee contornate indicano i livelli di temperatura in gradi Celsius lungo la sezione trasversale.
• Le scatole rosse sul lato sud della sezione rappresentano le due rotte dell’Acqua Atlantica (AW) che sono guidate topograficamente verso la bocca di Isfjorden:
  • La rotta lunga attorno a Tampen, dove l’AW fluisce lungo isobate più profonde di 200 metri (scatola rossa a sinistra).
  • La rotta più corta sopra Lexryggen, dove l’AW fluisce verso la costa lungo isobate meno profonde di 200 metri (scatola rossa a destra).

Pannello (b) – Salinità

• Le linee contornate rappresentano i livelli di salinità, espressi in parti per mille (psu).
• Analogamente alla temperatura, le scatole rosse illustrano le stesse rotte dell’AW con dettagli sulla loro profondità e direzione.

Pannello (c) – Densità Potenziale

• Le linee contornate mostrano i livelli di densità potenziale dell’acqua, misurati in kilogrammi per metro cubo (kg/m³).
• Le scatole viola sul lato nord illustrano l’AW modificata che fluisce verso ovest, e l’AW che fluisce più in profondità di 150 metri è in grado di essere guidata topograficamente nell’area della bocca di Isfjorden e ritornare verso ovest negli strati più profondi.

Altri Elementi Importanti

• La corrente superficiale fredda sul lato nord è rappresentata dalla Corrente Polare di Spitsbergen (SPC), illustrata dai cerchi blu.
• L’AW meno profonda di 150 metri sul lato sud incontra la SPC alla bocca di Isfjorden, gira verso nord e ritorna verso ovest lungo il lato nord del solco di Isfjorden, fluendo parallelamente alla SPC.

Questa figura è fondamentale per comprendere come le variazioni di temperatura, salinità e densità influenzino il comportamento delle correnti marine nella regione e come queste correnti siano guidate dalla topografia sottomarina e dai fenomeni atmosferici locali. Le dinamiche illustrate sono cruciali per analizzare l’interazione tra differenti masse d’acqua e le loro rotte di movimento all’interno del sistema di correnti marine di Spitsbergen.

La Figura 5 fornisce una panoramica del modello di circolazione delle acque nell’area di Isfjorden, specificatamente nel Solco di Isfjorden e la connessione con Isfjorden e Forlandsundet. Ecco i dettagli chiave raffigurati nella mappa:Dettagli della Mappa

• Percorsi delle Correnti:
  • La freccia blu sulla superficie indica la circolazione dell’Acqua Artica (ArW), che rappresenta le acque fredde che provengono dall’Artico, fluendo lungo la costa occidentale di Spitsbergen.
  • La freccia rossa negli strati più profondi mostra il flusso dell’Acqua Atlantica (AW), una corrente di acque più calde e salate che segue un percorso sub-superficiale.

Elementi Grafici Specifici

• Sezione di Forlandet:
  • I cerchi rossi segnalano la posizione della sezione di Forlandet, un’area critica per le osservazioni delle caratteristiche oceanografiche come temperatura e salinità. Questa sezione aiuta a monitorare le variazioni longitudinali dell’AW che si muove verso la bocca di Isfjorden.
• Sezione Frontale:
  • I cerchi verdi indicano la sezione frontale, dove si verifica l’incontro tra l’AW e l’ArW. Questa zona è fondamentale per studiare il fronte dinamico tra due diverse masse d’acqua.
• Ormeggiatura I1:
  • Il cerchio turchese rappresenta l’ormeggio I1, un punto di raccolta dati fisso utilizzato per le misurazioni continue di temperatura, salinità e correnti marittime durante periodi prolungati. Questo ormeggio è essenziale per comprendere le condizioni a lungo termine e le variazioni stagionali nelle acque di Isfjorden.

Contorni di Profondità

• Contorno dei 150 Metri:
  • La linea blu spessa evidenzia il contorno dei 150 metri di profondità, che funge da demarcazione tra le acque influenzate dall’ArW in superficie e le acque più profonde dominate dall’AW. Questo dettaglio topografico è cruciale per comprendere come l’AW possa essere guidata topograficamente attraverso il solco fino alla bocca di Isfjorden e come poi ritorni verso ovest in strati più profondi.

Interazioni e Dinamiche Acquatiche

• Le correnti evidenziate nella figura non solo delineano i flussi d’acqua, ma anche le interazioni dinamiche tra diverse masse d’acqua. Queste interazioni sono vitali per studiare l’impatto sulle biogeochimiche e gli ecosistemi marini locali, così come per comprendere i potenziali effetti sul clima regionale e globale.

Questa mappa fornisce una visione complessiva delle dinamiche idriche nella regione di Isfjorden, evidenziando come diverse correnti marittime interagiscano e modellino l’ambiente marino e costiero della zona.

Modello Semplificato di Flusso su Mensola Oceanografica

I dati oceanografici relativi al WSS e al Trough di Isfjorden evidenziano due caratteristiche salienti del flusso nella zona: 1) una marcata propensione al flusso lungo-isobate vicino al Trough di Isfjorden e 2) l’assenza di variazioni stagionali significative dal inverno all’autunno sul lato sud del solco. Queste osservazioni sono indicative dell’effetto Taylor-Proudman (Taylor 1917; Proudman 1916), che si verifica in oceano sotto condizioni specifiche. La teoria propone che il flusso costante in un fluido rotante di densità costante non varia lungo l’asse di rotazione (asse z), o, in altri termini, che il flusso geostrofico barotropico segue le isobate. Questo effetto è influenzato da non linearità, stratificazione e viscosità.

I dati raccolti nel Trough di Isfjorden (Figure 3, 4) mostrano un modello di circolazione ciclonica sopra il trough, in linea con la conservazione della vorticità potenziale. Di conseguenza, questo studio adotta un modello di vorticità potenziale inviscido e introduce un’argomentazione basata sulle scale seguendo Pedlosky (1987) nella sezione successiva. La Tabella 2 presenta le scale e i parametri di scala appropriati. Particolare importanza è attribuita al numero di Rossby e ai numeri di Ekman (Eh ed Ey, orizzontali e verticali, rispettivamente), i quali devono essere estremamente ridotti per garantire che il flusso stazionario di ordine inferiore sia geostrofico. È stata adottata la seguente scala: Eh/2; Ey/2 = E1/2y/2; « = 1. L’effetto della viscosità eddica di fondo è conservato inizialmente (E1/2y/2; «) attraverso un termine di pompaggio Ekman di fondo, per discutere un equilibrio di vorticità più generale e per rafforzare l’ipotesi di un’equazione di vorticità potenziale quasigeostrofica stazionaria, barotropica e inviscida in un piano f come equazione governativa.

Si utilizza un sistema cartesiano destrogiro, con l’asse y orientato verso nord lungo la rottura di pendenza del WSS. L’asse x è positivo verso la costa e l’origine è posta alla profondità di riferimento D, al di sotto del livello del mare piatto (Figura 9). Nel presente studio, D = 500 m indica la profondità della rottura della mensola dove la WSC raggiunge la sua velocità massima verso nord (Vmax) in media. La profondità locale è H = D + h – hB, dove hB rappresenta l’altezza del fondale marino sopra il livello di riferimento e h lo spostamento del livello del mare. Inoltre, u, y, w rappresentano le componenti della velocità nelle direzioni x, y, z, rispettivamente; f è il parametro di Coriolis; g è l’accelerazione gravitazionale; e Ay è la viscosità cinematica eddica verticale. Scalando le variabili indipendenti (x, y, z, t) per (L, L, D, T) e le variabili dipendenti (u, y, w, h) per [V, V, V(D/L), (fVL)/g], le equazioni governative vengono espresse in termini di variabili adimensionali.Assumendo che il fluido sia barotropico, l’analisi delle equazioni del momento orizzontale e della continuità integrata verticalmente rivela dinamiche significative relative alla vorticità e alla pressione idrostatica. La variazione temporale e spaziale delle componenti della velocità, sia nella direzione parallela alla costa (u) che perpendicolare (v), è strettamente correlata ai gradienti di pressione lungo entrambe le direzioni.

La componente orizzontale u della velocità contribuisce al gradiente di pressione lungo l’asse x attraverso una combinazione della propria variazione temporale, del suo trasporto advettivo e dell’influenza della componente trasversale della velocità. In maniera simile, la componente v della velocità è legata al gradiente di pressione lungo l’asse y, suggerendo un’interazione complessa tra il flusso e la topografia sottomarina attraverso le variazioni della superficie libera del mare.

La superficie libera, denotata con h, viene descritta in termini di una variazione che include non solo la vorticità relativa, espressa come la differenza tra le derivate spaziali delle due componenti di velocità, ma anche l’effetto della geometria del fondale marino. Questo rappresenta la capacità del fondale di influenzare la circolazione sopra di esso, un aspetto cruciale nei flussi oceanici sopra topografie complesse.

In questo contesto, il numero di Rossby e il raggio di Rossby barotropico emergono come parametri chiave per descrivere quanto la topografia influenzi dinamicamente il flusso. L’espansione di tutte le variabili dipendenti in serie di potenze nel piccolo numero di Rossby illustra come vari livelli di approssimazione possano rivelare diverse dinamiche del flusso, a partire dal moto geostrofico fino ad arrivare a regimi più complessi.

Inizialmente, al primo ordine, le equazioni del momento indicano che le velocità sono geostrofiche, suggerendo che il flusso è essenzialmente orizzontale e direzionato lungo le linee di uguale altezza del mare. Questo è coerente con la definizione della superficie libera come una funzione di flusso, che implica che il moto del fluido segue le isobate, ovvero le linee di uguale profondità.

L’introduzione di un’equazione dinamicamente più rilevante considera un numero di Rossby abbastanza grande da allentare il vincolo stretto del controllo topografico. Ciò suggerisce che il moto può distanziarsi dalla modalità geostrofica esatta quando la scala verticale del fondale marino diventa comparabile con quella del numero di Rossby, indicando un equilibrio tra la vorticità relativa e il controllo topografico.

Per monitorare e bilanciare la predominanza della vorticità relativa o del controllo topografico, viene introdotta una nuova variabile per la topografia del fondale marino, che misura la sua scala relativa rispetto al numero di Rossby. Se questa scala è molto maggiore rispetto al numero di Rossby, il flusso ritorna ad essere puramente geostrofico, dominato dalla conformazione del fondale e fluendo lungo le isobate.

Successivamente, l’utilizzo di argomentazioni di scala e l’analisi dei dati saranno impiegati per determinare se l’effetto dell’attrito sia significativo da mantenere mentre si sviluppa un bilancio di vorticità per un flusso stazionario che attraversa una topografia variabile. Questo approccio aiuta a comprendere meglio come i flussi oceanici interagiscono con l’ambiente fisico sottostante e quali forze prevalgano nel modellare le correnti marine lungo i margini continentali e le gole sottomarine.La seconda equazione governativa deriva dall’eliminazione di un termine della velocità dall’equazione orizzontale al primo ordine e utilizzando l’equazione di continuità al primo ordine. Questo processo produce l’equazione della vorticità potenziale quasigeostrofica, che stabilisce un collegamento tra la vorticità relativa, influenzata dal movimento della superficie libera del mare, e altri contributi dinamici significativi.

Nel limite completamente privo di viscosità, dove il rapporto tra il numero di Ekman verticale e il numero di Rossby tende ad uno (indicando che il numero di Rossby è significativamente inferiore alla radice quadrata del numero di Ekman verticale), si è dimostrato che, ad un ordine superiore, questa equazione diventa equivalente alla ben nota equazione di conservazione della vorticità potenziale inerziale. Pertanto, per lo stato stazionario, utilizziamo la funzione di corrente geostrofica, che rappresenta l’altezza della superficie libera.

Sulla piattaforma continentale, con l’approssimazione di un coperchio rigido, i termini proporzionali a tale fattore possono essere ignorati. L’equazione risultante stabilisce un bilancio di vorticità tra tre principali componenti: la vorticità indotta dal flusso attraverso le isobate, un termine di advezione della vorticità e un termine di pompaggio dallo strato limite inferiore. Il termine legato alla topografia è generalmente il più significativo sulla piattaforma. Piccole deviazioni tra le linee di flusso e le isobate possono essere compensate dal termine advettivo o dal termine di pompaggio, o da entrambi, a seconda delle proporzioni relative tra il numero di Rossby e la radice quadrata del numero di Ekman verticale.

Quando il numero di Rossby è notevolmente piccolo rispetto alla radice quadrata del numero di Ekman verticale, il bilancio lineare di vorticità tra il primo e l’ultimo termine suggerisce la presenza di vorticità positiva o negativa in un punto se il flusso si dirige verso acque più profonde o meno profonde. Alternativamente, questo indica che il massimo gradiente di vorticità relativa si verifica sopra il massimo gradiente topografico.

D’altra parte, quando il numero di Rossby è comparabile alla radice quadrata del numero di Ekman verticale, si verifica un equilibrio tra il primo e il secondo termine, che rappresenta la conservazione lungo una linea di flusso della quantità legata alla topografia e alla vorticità. Questo scenario indica che la vorticità relativa deve aumentare o diminuire a valle se il flusso si dirige verso acque più profonde o meno profonde.

In conclusione, se il pompaggio dallo strato limite di fondo e l’attrito dominassero, il flusso sarebbe in discesa sul lato sud del Trough di Isfjorden con un distinto flusso di ritorno lungo la parte più profonda del solco. Invece, si utilizza questa equazione perché i dati suggeriscono fortemente la conservazione della vorticità potenziale con un flusso ciclonico attorno a un solco profondo, rappresentando una colonna di vorticità relativa ciclonica associata alla maggiore profondità. I fattori di scala mostrano che il modello di vorticità potenziale è il più indicativo per il Trough di Isfjorden, con il numero di Rossby sufficientemente piccolo per mantenere un bilancio di momento geostrofico, ma abbastanza grande per rendere importanti i termini inerziali nei componenti ageostrofici del bilancio di momento e vorticità.

La figura 6 rappresenta due sezioni oceanografiche riguardanti la temperatura e la velocità geostrofica calcolate.Pannello (a): Distribuzione della Temperatura e Densità Potenziale

• Campo di Temperatura: Il grafico colorato rappresenta la distribuzione termica lungo una sezione trasversale dell’oceano misurata nel mese di aprile 2011. Le diverse tonalità di colore indicano diverse temperature dell’acqua, che variano dal blu (acqua più fredda) al rosso (acqua più calda). La variazione di temperatura è un indicatore chiave delle diverse masse d’acqua presenti nella sezione.
• Contorni di Densità Potenziale: Sopra la mappa della temperatura sono tracciati i contorni di densità potenziale, rappresentati da linee continue nere. Questi contorni aiutano a visualizzare come la densità dell’acqua vari non solo con la profondità ma anche orizzontalmente lungo la sezione. I contorni si allineano strettamente con le isoterme in alcune aree, indicando una stretta correlazione tra temperatura e densità in quelle regioni.
• Posizione del Mooring I1: Indicata da una linea verticale color turchese vicino alla stazione 41, questa posizione segna dove è stato posizionato il mooring I1, anche se nella realtà è situato più a sud nel solco a una profondità di 205 metri. Questa posizione è significativa per i rilievi oceanografici poiché fornisce dati continui che possono essere confrontati con i risultati delle misurazioni effettuate dalle stazioni CTD disposte lungo la sezione.

Pannello (b): Velocità Geostrofica Calcolata

• Velocità Geostrofica: Le linee nel grafico rappresentano la velocità geostrofica calcolata rispetto alla pressione di superficie. La velocità geostrofica è calcolata dalla distribuzione di pressione e densità e riflette il movimento delle masse d’acqua senza l’influenza del vento o di altre forze esterne. L’orientamento e la densità delle linee offrono una visione diretta della velocità del flusso oceanico in varie profondità.
• Distribuzione della Velocità in Profondità: La profondità è rappresentata sull’asse verticale, con le linee più fitte che indicano zone di maggior velocità. Queste informazioni sono cruciali per comprendere come le correnti si modificano con la profondità e come interagiscono con la topografia del fondale e le variazioni di densità.

Considerazioni Generali

• Isoalina 34.9 psu: Anche se non mostrata direttamente, questa isoalina, che segue la linea tratteggiata dell’isoterma a 1.58°C, definisce le Acque Atlantiche (AW) nel diagramma. Queste acque sono caratterizzate da temperature e salinità relativamente elevate, che influenzano la densità e le proprietà di flusso nell’area.

In sintesi, la Figura 6 fornisce una visione dettagliata e multidimensionale delle caratteristiche fisiche dell’oceano nella regione osservata, con importanti implicazioni per la comprensione delle dinamiche oceaniche e dei processi fisici che influenzano la circolazione e la stratificazione dell’acqua.

La Tabella 1 elenca le specifiche degli strumenti utilizzati per misurazioni oceanografiche installati sul mooring I1 situato alla foce dell’Isfjorden, nelle coordinate geografiche indicate (78.06068N, 13.52128E). Questi strumenti sono stati impiegati per raccogliere dati durante quattro periodi annuali a profondità comprese tra 203 e 214 metri. Ecco un’analisi dettagliata di ciascuna colonna della tabella:Anno

• Gli anni elencati (2005/06, 2006/07, 2010/11, 2011/12) rappresentano i periodi di tempo durante i quali i dati sono stati raccolti dagli strumenti specificati. Ogni intervallo temporale riflette un ciclo annuale di misurazione, permettendo lo studio delle variazioni stagionali e annuali nelle condizioni oceanografiche.

Strumento

• Gli strumenti elencati includono:
  • RCM9: Un misuratore di corrente con capacità di registrazione di temperatura, salinità, pressione e componenti della velocità orizzontale.
  • SeaGuard: Uno strumento multifunzione per il monitoraggio di parametri fisici come la temperatura e le correnti marine.
  • SBE37: Una serie di sensori utilizzati principalmente per misurare la temperatura e la salinità a diverse profondità.

Periodo di Tempo

• Le date specifiche mostrano l’intervallo di operatività di ciascun strumento. Queste informazioni sono cruciali per correlare i dati raccolti con eventi oceanografici specifici o condizioni meteorologiche, oltre a garantire la precisione temporale delle serie di dati.

Profondità (m)

• La colonna delle profondità indica a quali profondità medie annuali ciascun strumento era posizionato. Questo dettaglio è essenziale per comprendere il livello verticale dell’oceano che ogni strumento monitorava, influenzando l’interpretazione dei gradienti verticali di temperatura, salinità e altre misurazioni fisiche.

Parametri

• I parametri rilevati includono:
  • T (Temperatura): Fondamentale per analizzare le caratteristiche termiche dell’acqua e comprendere la stratificazione termica dell’oceano.
  • S (Salinità): Indispensabile per valutare le proprietà chimiche dell’acqua che influenzano la densità e la circolazione oceanica.
  • P (Pressione): Importante per determinare esatte misurazioni di profondità e per studi sulla densità dell’acqua.
  • u, v (Componenti della velocità orizzontale): Critiche per l’analisi delle correnti marine, che sono vitali per modelli di circolazione oceanica e studi sui trasporti di massa e calore.

Considerazioni Aggiuntive

• La tabella evidenzia un cambiamento di profondità del mooring il 2 febbraio 2006, da 214 a 224 metri, a causa di forti correnti. Questo evento sottolinea l’importanza di monitorare le condizioni ambientali in tempo reale per adattare e garantire la qualità della raccolta dati.
• Gli strumenti sono elencati con i loro numeri seriali, aggiungendo un livello di dettaglio che è utile per la manutenzione, la calibrazione e la verifica degli strumenti specifici.

Questi dettagli forniscono una panoramica completa del tipo di dati raccolti, delle metodologie di misurazione, e delle specifiche tecniche degli strumenti utilizzati, tutti cruciali per la ricerca oceanografica avanzata nella regione di Isfjorden.

Stress del Vento Superficiale e Curvatura dello Stress del Vento nella Fram Strait e nelle Aree Oceaniche Circostanti Svalbard

La Figura 7 offre una rappresentazione visuale dell’interazione tra lo stress del vento superficiale e la dinamica oceanica nelle acque che circondano Svalbard, includendo il Mare di Barents, il Mare di Groenlandia e l’Oceano Artico. Questa mappa è basata sui dati raccolti tra il 18 e il 25 dicembre 2005, mostrando un caso medio temporale dello schema di stress del vento e della sua curvatura durante un periodo di intensi venti meridionali lungo lo WSS (Western Svalbard Shelf).

Elementi Chiave della Mappa

• Frecce: Indicano la direzione e l’intensità dello stress del vento superficiale. La direzione delle frecce illustra la direzione in cui il vento esercita forza sulla superficie dell’oceano, mentre la lunghezza e la densità delle frecce riflettono la forza dello stress del vento. Queste indicazioni sono cruciali per comprendere il trasferimento di energia dal vento alla superficie oceanica.
• Colori Contornati: Rappresentano la curvatura dello stress del vento. Questa misura derivata matematicamente descrive le variazioni spaziali della rotazione dello stress del vento, che è fondamentale per la formazione di circolazioni oceaniche secondarie sotto l’influenza del vento. Le aree colorate in tonalità di blu indicano valori negativi di curvatura (divergenza dello stress del vento), mentre le aree in tonalità di giallo e arancione indicano valori positivi (convergenza dello stress del vento).

Marcatori Specifici sulla Mappa

• Parallelogramma Nero: Questo simbolo delinea l’area in cui è stata calcolata una serie temporale media dello stress del vento. Questa analisi è vitale per valutare gli effetti a lungo termine dello stress del vento sulla circolazione oceanica regionale.
• Asterisco Rosso: Segna il punto specifico per la serie temporale della curvatura dello stress del vento. Analizzare le variazioni temporali in questo punto specifico permette agli scienziati di correlare gli eventi meteorologici locali con cambiamenti nelle correnti marine e nella stratificazione oceanica.
• Cerchio Turchese: Indica la posizione del mooring I1, dove sono state effettuate misurazioni dirette delle correnti marine alla bocca dell’Isfjorden. La posizione è strategica per correlare le misure di stress del vento con le osservazioni in situ delle correnti, fornendo dati preziosi sulla risposta delle correnti marine agli input atmosferici.

Implicazioni Scientifiche e Applicazioni

Questa mappa è un strumento essenziale per i ricercatori interessati a studiare le interazioni tra l’atmosfera e l’oceano nelle regioni artiche, particolarmente rilevanti in un contesto di cambiamento climatico. Comprendendo come i pattern di vento influenzino le correnti e la temperatura oceanica, gli scienziati possono fare previsioni più accurate riguardo ai cambiamenti climatici globali e ai loro impatti sui sistemi polari.

Analisi Stagionale dello Stress del Vento Lungo la Costa e della Curvatura dello Stress del Vento sulla West Spitsbergen Shelf

La Figura 8 presenta due grafici che illustrano il segnale stagionale di due parametri meteorologici critici misurati nella regione della West Spitsbergen Shelf, come identificato nelle posizioni segnate in Figura 7. I dati coprono un arco temporale esteso dal 1995 al 2012, offrendo una visione approfondita delle variazioni stagionali su un periodo di 17 anni.

Grafico Superiore: Stress del Vento Lungo la Costa

• Asse Orizzontale (Mesi dell’Anno): Mostra i mesi da 1 (gennaio) a 12 (dicembre), consentendo di osservare le variazioni stagionali dello stress del vento.
• Asse Verticale (Intensità dello Stress del Vento): L’intensità dello stress del vento è espressa in Pascal (Pa). Questa metrica quantifica la forza esercitata dal vento sulla superficie dell’oceano, fondamentale per studiare l’impatto dei venti sulla circolazione oceanica e sulla formazione di onde.
• Linea Continua (Media Mensile): Rappresenta la media mensile dello stress del vento, fornendo una visione chiara del pattern stagionale e delle variazioni intermensili.
• Barre di Deviazione Standard: Indicano la deviazione standard per ogni mese, mostrando la variabilità dello stress del vento e sottolineando i mesi con maggiore o minore consistenza nelle misurazioni.

Grafico Inferiore: Curvatura dello Stress del Vento

• Asse Orizzontale (Mesi dell’Anno): Identico al grafico superiore, facilitando il confronto diretto tra i due fenomeni meteorologici.
• Asse Verticale (Curvatura dello Stress del Vento): Espressa in Newton per metro cubo (N/m^3), questa misura indica come la rotazione del vento varia nello spazio, un fattore critico per la comprensione di come il vento influenzi le correnti marine sottostanti e altri processi oceanici.
• Linea Continua (Media Mensile): Mostra la media mensile della curvatura dello stress del vento, evidenziando i periodi dell’anno con maggiore o minore intensità di questo fenomeno.
• Barre di Deviazione Standard: Forniscono una misura della variabilità mensile della curvatura dello stress del vento, essenziale per valutare la stabilità o la fluttuazione di questo parametro nel tempo.

Considerazioni Finali

Questi grafici sono essenziali per comprendere come il vento interagisce con l’ambiente marino nella regione della West Spitsbergen Shelf. L’analisi delle variazioni stagionali nello stress del vento e nella sua curvatura può aiutare gli scienziati a prevedere i cambiamenti nei modelli di circolazione oceanica e a valutare il potenziale impatto dei cambiamenti climatici su queste dinamiche. Inoltre, i dati possono informare studi sui bilanci energetici e sui cicli biogeochimici in una delle regioni più sensibili ai cambiamenti climatici globali.

La Tabella 2 presenta una serie di scale e parametri di scala appropriati per il West Spitsbergen Shelf (WSS) e il West Spitsbergen Shelf Slope (WSSl). Questi parametri sono fondamentali per comprendere e modellare la dinamica oceanica e la circolazione in queste aree. Ecco una spiegazione dettagliata dei vari parametri elencati:Parametri Fisici e Oceanografici

• Velocità Massima della Corrente (Vmax): Indica la velocità massima registrata sulla corrente sopra il fondale marino a 500 metri di profondità nel WSC barotropico, variando da 20 a 36 cm al secondo. Questo parametro è cruciale per comprendere la forza delle correnti nella regione.
• Scala di Velocità (V): Rappresenta la velocità media delle correnti nel WSC barotropico, stimata intorno ai 20 cm al secondo. Questa misura è fondamentale per modellare la circolazione generale e le dinamiche di trasporto nella zona.
• Scala di Lunghezza (L): Misurata come la larghezza del profilo del WSC barotropico, approssimativamente 20 chilometri. Questo valore aiuta a determinare la dimensione spaziale delle strutture di flusso principali nel modello oceanografico.
• Parametro di Coriolis (f): Un valore fisso che riflette l’effetto della rotazione terrestre sulla circolazione delle correnti oceaniche, particolarmente rilevante a circa 78 gradi Nord.
• Viscosità Orizzontale ed Eddy (Ah e Av): Questi valori descrivono rispettivamente la diffusione orizzontale e verticale attraverso il mescolamento turbolento. La viscosità orizzontale è indicata come 10 metri quadrati al secondo, e quella verticale come circa -1×10^-2 metri quadrati al secondo.
• Profondità di Riferimento (D): La profondità del fondale alla quale si misura la velocità WSC, stabilita a 500 metri. Questa informazione è essenziale per posizionare correttamente le misurazioni relative alle caratteristiche del fondo marino.
• Altezza Caratteristica del Solco (h0): Indica l’altezza del solco sopra la profondità di riferimento, circa 300 metri, importante per definire la topografia del fondo marino interessata dalle correnti.
• Numero di Rossby (ε): Valori compresi tra 0.07 e 0.13, utilizzati per valutare l’influenza della forza di Coriolis rispetto all’inerzia del flusso.
• Rapporto di Aspetto del Solco (δ): Questo rapporto, circa 0.6, è utile per caratterizzare la geometria del solco in termini di proporzionalità tra larghezza e altezza, influenzando la dinamica delle correnti nel solco.
• Numeri di Ekman Verticali e Orizzontali: Indicano l’importanza del trasporto verticale (Vertical Ekman) e orizzontale (Horizontal Ekman) di quantità conservate rispetto alla forza di Coriolis. Questi numeri sono cruciali per comprendere come la viscosità influenzi il moto geostrofico delle correnti marine.

Implicazioni dei Parametri

I parametri elencati nella Tabella 2 sono fondamentali per modellare accuratamente la circolazione oceanica e i processi di mescolamento nelle regioni del West Spitsbergen Shelf e Shelf Slope. Essi forniscono una base quantitativa per l’analisi dettagliata e la validazione di modelli numerici, contribuendo significativamente alla nostra comprensione delle dinamiche oceaniche e climatiche in una delle regioni più sensibili ai cambiamenti globali.

La Figura 9 mostra uno schema di un modello a singolo strato utilizzato per descrivere la dinamica oceanica. Questo tipo di rappresentazione è comunemente usato per semplificare e studiare il comportamento delle correnti e delle variazioni del livello del mare. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun componente raffigurato nello schema:Componenti Principali dello Schema

• h (Elevazione della Superficie del Mare): Indica l’altezza della superficie del mare sopra un punto di riferimento stabilito, qui rappresentato come “η”. Questa elevazione può variare a causa di fenomeni naturali come maree, onde e interazioni atmosferiche, e viene misurata dall’altezza media del mare fino alla cresta dell’onda.
• H (Profondità Totale): Rappresenta la profondità totale dell’acqua in un dato punto, che è la somma dell’elevazione della superficie del mare e della variazione del fondale rispetto alla profondità di riferimento. Questo parametro è cruciale per determinare la colonna d’acqua disponibile per la circolazione oceanica e per le attività biologiche.
• hB (Variazione del Fondale): Mostra le irregolarità topografiche del fondale marino, come montagne sottomarine, valli, o altre strutture geologiche, che possono influenzare significativamente la dinamica delle correnti marine e la distribuzione degli habitat marini.
• D (Profondità di Riferimento): È la profondità di riferimento utilizzata come punto zero per tutte le altre misure di profondità. Nello schema, “D” rappresenta la distanza verticale dal livello di riferimento teorico più basso considerato nel modello fino alla superficie media del mare.

Importanza dei Componenti nel Modello

Questo modello a singolo strato è fondamentale per:

• Simulazioni Idrodinamiche: Permette di modellare la risposta del mare a vari forzanti come la pressione atmosferica, il vento, e le forze gravitazionali (es. maree), essenziale per la ricerca oceanografica e climatica.
• Studi di Circolazione e Struttura del Mare: Aiuta a comprendere come le variazioni del fondale influenzano le correnti marine e la stratificazione dell’acqua, che sono cruciali per la gestione delle risorse marine e la protezione degli ecosistemi marini.
• Previsioni del Livello del Mare e Valutazioni di Rischio: Cruciale per valutare gli impatti del cambiamento climatico, come l’innalzamento del livello del mare, e per sviluppare strategie efficaci di mitigazione del rischio in aree costiere.

Conclusioni

La Figura 9 fornisce una rappresentazione visiva e concettuale che aiuta i ricercatori e gli scienziati a visualizzare e quantificare le interazioni tra variabili fisiche nell’ambiente oceanico. L’utilizzo di questo modello è essenziale per avanzare nella comprensione dei processi oceanici e per lo sviluppo di tecnologie e metodologie per monitorare e prevedere i cambiamenti nell’ambiente marino globale.

Modello Numerico della Vorticità Potenziale Inerziale

a. Il Modello Numerico della Vorticità Potenziale Inerziale

La scelta dell’equazione della vorticità potenziale inerziale è motivata dall’osservazione che i dati indicano una conservazione della vorticità potenziale. Questa equazione stabilisce che la vorticità potenziale, una volta normalizzata rispetto a un determinato parametro, rimane costante lungo una linea di flusso. Una formulazione equivalente propone che questa vorticità sia una funzione di un parametro specifico della corrente, che deve essere determinato per ogni linea di flusso individuale.

Questa equazione si configura come un’equazione di Poisson, dove una certa funzione, definita come la differenza tra la variazione del fondale marino e un valore funzionale del parametro della corrente, viene prescritta lungo i confini della griglia che rappresenta la topografia del fondale. Il metodo utilizzato per risolvere questa equazione impiega uno schema a differenze finite all’interno di una griglia rettangolare composta da 75 righe e 35 colonne, rappresentanti rispettivamente gli assi y e x di un sistema di coordinate.

La spaziatura della griglia è uniforme, e la soluzione approssimativa di questa equazione è ottenuta iterando su un set di equazioni che rappresentano un modello matematico discreto. Queste equazioni sono configurate per formare una matrice sparsa quadrata di coefficienti, che è fondamentale per i nodi interni della griglia, ovvero quei punti che si trovano all’interno dell’area di interesse specifica.

Il problema matematico si riduce quindi alla risoluzione di un sistema lineare, dove la matrice, delimitata dal numero di punti della griglia interna, rappresenta i coefficienti che devono essere risolti per adeguare il modello alle condizioni al contorno specificate, che sono definite dalla batimetria delle aree dello scaffale di Spitsbergen e della bocca del fiordo, secondo la Carta Batimetrica Internazionale dell’Oceano Artico.

Per comodità, l’asse y è stato posizionato al confine marittimo e configurato come una linea di flusso per includere l’effetto dinamico della Corrente di Spitsbergen Occidentale. L’isobata di 500 metri è stata scelta come riferimento per l’asse y, dove le deviazioni dell’isobata sono state raddrizzate per allinearsi a questo asse. L’origine è stata posizionata all’isobata di 500 metri, a nord della latitudine di Capo Sud, e l’asse x è orientato verso est, verso la costa. La linea costiera mostra distorsioni a causa del raddrizzamento dell’isobata di 500 metri. A causa di una regione poco profonda nel nord di Forlandsundet, l’isola di Prins Karls Forland è considerata una penisola collegata a Spitsbergen, facilitando la definizione dei valori al contorno, in quanto si assume che la linea costiera sia una linea di flusso dove il parametro della corrente è nullo.

Condizioni al contorno: la Corrente di Spitsbergen Occidentale

b. La Corrente di Spitsbergen Occidentale

Il ramo superiore del pendio della Corrente di Spitsbergen Occidentale (WSC) può essere descritto come un getto barotropico guidato topograficamente, che fluisce lungo le isolinee di vorticità potenziale planetaria. Questo ramo è indicato come il ramo barotropico della WSC e forma la condizione al contorno al limite marittimo del dominio del nostro modello. La corrente è influenzata e variata dalla forza della velocità massima della corrente e dalla larghezza del profilo della corrente orizzontale.

Analisi dei dati provenienti dai misuratori di corrente suggeriscono che la corrente è asimmetrica, con uno shear di corrente più marcato sul lato costiero rispetto al lato oceanico. Di conseguenza, è stato proposto un profilo di corrente idealizzato asimmetrico, ma ancora differenziabile analiticamente, combinando un profilo gaussiano con una curva sigmoide, risultando in un profilo gaussiano distorto. Studi aggiuntivi che hanno utilizzato ADCP montati su navi supportano questi risultati.

Nella nostra versione semplificata del ramo barotropico della WSC, l’asse y è una linea di flusso e fissata al limite marittimo sull’isobata dei 500 metri, dove si trova tipicamente la posizione della velocità massima della corrente della WSC. L’asse x è il limite a monte (sud) dove viene imposta una distribuzione trasversale del gradiente di corrente, rappresentando la metà orientale del profilo del getto WSC adattato. Questa configurazione permette di determinare la funzione specifica della corrente lungo questo asse.

Il livello del mare aumenta dalla posizione della corrente massima al bordo della piattaforma continentale verso la piattaforma stessa, dove il livello di riferimento è impostato a zero nella configurazione iniziale delle iterazioni numeriche. Inoltre, si consente che la funzione di corrente sia solo negativa per essere accoppiata alla corrente di confine, ovvero la WSC. Si utilizza una funzione parabolica per modellare questa distribuzione, assumendo che i cambiamenti del gradiente di corrente rispetto alle coordinate siano nulli in determinati punti.

La posizione lungo l’asse x dove il profilo della WSC diventa zero in termini di velocità verso nord è particolarmente importante, poiché indica il punto in cui l’elevazione della superficie del mare raggiunge il livello di riferimento, assumendo così una configurazione di zero dinamico. Questa posizione deve essere sufficientemente orientata verso est per generare qualsiasi corrente sulla piattaforma e nei solchi, consentendo così il trasporto delle proprietà nella WSC attraverso la piattaforma.

Due assunzioni principali influenzano l’interpretazione fisica dei risultati del modello: 1) la funzione di corrente c è permessa di essere solo zero o negativa e 2) abbiamo scelto una vorticità relativa costante z0 per la condizione al contorno a monte a y = 0. Questo approccio rappresenta un profilo della WSC che decresce linearmente dal massimo della corrente verso il punto in cui la corrente si annulla sulla piattaforma continentale.

La prima assunzione regola l’elevazione della superficie del mare e le velocità geostrofiche, influenzando significativamente il comportamento del modello in termini di dinamica delle correnti e interazioni con le strutture geografiche sottostanti. La formula per il punto in cui la corrente si annulla è fondamentale per determinare dove la WSC stabilisce una forza di gradiente di pressione sulle aree della piattaforma.

Scegliendo una vorticità relativa costante, semplifichiamo notevolmente la natura reale della WSC, come evidenziato nelle Figure 10a e 10b. Il profilo medio annuale della corrente mostra un getto gaussiano distorto con una vorticità relativa altamente variabile attraverso il pendio di Spitsbergen Occidentale (WSSl).

La vorticità relativa costante scelta per il nostro modello, come rappresentato dalla linea tratteggiata nella Figura 10b, indica il valore assoluto della parte orientale del profilo della WSC. Questo valore specifico di vorticità è stato selezionato per garantire che il profilo lineare di corrente con una corrente massima non sia influenzato dalla topografia nei solchi che intaccano il WSS, come illustrato quando le linee di contorno seguono semplicemente il WSSl.

L’assenza di flusso nei solchi è assicurata mantenendo la funzione di corrente c con un punto di passaggio a zero in un punto della griglia a ovest di un’isobata che conduce verso i solchi nella regione del pendio. Un aumento minore di Vmax o uno spostamento della posizione di V verso la piattaforma inizierà immediatamente correnti nei solchi.

Questo studio esplora lo sviluppo e la dipendenza del flusso sulla piattaforma da questi parametri. La Figura 10c mostra che la WSC barotropica può estendersi ulteriormente sulla piattaforma quando Vmax aumenta o V si sposta verso la piattaforma, fenomeno che viene modellato nel nostro semplice profilo di velocità lineare.

Le soluzioni al modello sono ottenute attraverso l’eliminazione gaussiana. Inizialmente, tutti i valori di c sono impostati a zero eccetto quelli ai confini. Lungo il confine marittimo, i valori sono impostati per riflettere il profilo adattato della corrente. Per ogni iterazione successiva, un nuovo valore di c è calcolato basandosi sui valori precedenti. La funzione K(c), che è conservata lungo le linee di flusso, viene determinata cercando lungo il confine a monte per il valore particolare che corrisponde a c0 e calcolando K in quel punto. Questo valore di K è poi utilizzato per calcolare ulteriori parametri nel modello. Dopo ogni iterazione, un cambiamento frazionale è calcolato basandosi sui vecchi valori, e si raggiunge una soluzione quando questo cambiamento frazionario converge verso un valore piccolo, indicando la stabilizzazione del modello.

La Figura 10 offre una rappresentazione dettagliata e multi-aspettuale della Corrente di Spitsbergen Occidentale (WSC) attraverso tre diversi sottografici, ciascuno focalizzato su un aspetto distinto della dinamica della corrente. Qui è fornita una spiegazione approfondita di ogni sottografico, con dettagli rilevanti evidenziati per una migliore comprensione.

(a) Profilo della Corrente a Getto Distorto

• Grafico (a) visualizza il profilo medio temporale della corrente a getto distorto della WSC, osservato tra ottobre 2007 e giugno 2008 attraverso lo Stretto di Fram a 78.838N. La freccia nera indica la velocità massima media nel profilo della WSC. Questo valore di picco fornisce un punto di riferimento critico per la modellazione della dinamica della corrente. La linea marcata con yWSC rappresenta il profilo di velocità selezionato per rappresentare la WSC nel modello matematico utilizzato per ulteriori analisi. Le posizioni dei punti di ancoraggio sono evidenziate e mostrano la profondità di ancoraggio (espressa in metri tra parentesi), essenziale per comprendere la distribuzione verticale della corrente lungo il percorso di misurazione.

(b) Vorticità Relativa Calcolata

• Grafico (b) mostra la vorticità relativa calcolata della WSC, un parametro fondamentale per analizzare il comportamento rotativo e la stabilità della corrente lungo il suo percorso. La linea verticale nera che attraversa tutti i sottografici segna il valore di vorticità relativa z0 utilizzato nel modello. Questo valore, scelto per le sue implicazioni nella modellazione della dinamica fluidodinamica, è essenziale per simulare accuratamente come la WSC influenzi il suo ambiente circostante.

(c) Profilo a Getto Distorto della WSC

• Grafico (c) presenta una rappresentazione oraria del profilo a getto distorto della WSC, tracciata da ottobre 2007 a giugno 2008 ai livelli di profondità di 200-250 metri presso gli ancoraggi F0–F5. Questa visualizzazione fornisce una rappresentazione dettagliata delle fluttuazioni temporali della velocità della corrente, con tonalità più calde che indicano velocità più elevate e tonalità più fredde che rappresentano velocità minori. Questa mappatura dinamica è vitale per comprendere come la corrente si adatta e reagisce nel tempo a fattori ambientali e geografici.

In sintesi, la Figura 10 fornisce una panoramica completa della struttura e del comportamento della Corrente di Spitsbergen Occidentale, utilizzando dati diretti e analisi calcolate per informare modelli e interpretazioni più ampi. Le rappresentazioni offerte sono cruciali per comprendere non solo la natura fisica della corrente ma anche il suo impatto potenziale sulle aree geografiche circostanti e su studi climatici più estesi.

4. Risultati e discussioni
5. a. Circolazione sulla piattaforma continentale In questo lavoro presentiamo i risultati del modello dove la rappresentazione del profilo di corrente lineare semplice del WSC viene spostata verso est sulla piattaforma continentale. Conseguentemente, la posizione della velocità caratteristica del WSC sarà spostata verso l’alto del pendio e sulla piattaforma aumentando il valore di a. Se la velocità massima del WSC aumenta o la velocità caratteristica viene spostata ancora più lontano sulla piattaforma, gli isobati più bassi saranno esposti al WSC e saranno in grado di guidare le acque atlantiche più lontano sulla piattaforma. Questo è chiaramente illustrato nelle figure dove le masse d’acqua del WSC circolano attraverso un maggior numero di fosse e zone più basse sul WSS quando la velocità caratteristica del WSC viene spostata più a est.

La Tabella 3 elenca alcuni dei parametri importanti del modello e i risultati del trasporto di volume nella sezione di Forlandet in funzione di a, la posizione della corrente caratteristica nel WSC. La seconda colonna indica quanto lontano verso est l’elevazione della superficie marina del WSC raggiunge sulla piattaforma. Questo domina il modello finale di circolazione, e le figure mostrano questo modello per vari valori di a. Quando a è al valore minimo, la velocità caratteristica del WSC ha risalito da una profondità significativa e l’inclinazione della superficie marina del WSC è in grado di generare corrente solo in una specifica fossa. I pendii profondi del fondale sono in grado di guidare le acque atlantiche lungo un percorso specifico. Non si generano correnti sopra isobati più bassi di una certa profondità a causa dell’elevazione della superficie marina pari a zero per profondità minori, e ciò spiega la mancanza di trasporto di acque atlantiche in altre fosse a questa fase. Spingendo il WSC più lontano sulla piattaforma si inizia a generare flusso sopra un’isobata critica, e si forma anche un modello di flusso ciclonico in un’altra fossa.

Il WSC si collega più facilmente alla Fossa di Isfjorden rispetto ad altri punti lungo la piattaforma continentale perché la Fossa di Isfjorden è più profonda rispetto alle altre fosse. Aumentando il valore di a nei modelli, si mostra che le acque atlantiche (AW) trovano nuovi percorsi verso la Fossa di Isfjorden. A a = 3 km, tutte le AW circolano attorno a Tampen e continuano verso est sul lato sud della Fossa di Isfjorden. Quando a = 8 km, la circolazione è più forte in Eggbukta, e alcuni degli isobati in Eggbukta conducono nella Fossa di Isfjorden lungo Lexryggen. Questo percorso è catturato dalla sezione di Forlandet che ora sperimenta due rami principali che trasportano AW nella Fossa di Isfjorden. Quando a = 14 km, il percorso da Eggbukta sopra Lexryggen sembra dominare l’afflusso di AW verso Isfjorden. In questa fase, la Fossa di Kongsfjorden riceve AW modificate direttamente dalla Fossa di Isfjorden, e Bellsund di fronte a Van Mijenfjorden è anche in connessione con il WSC. Pertanto, l’intero WSS può essere influenzato dalle AW calde e salate se il WSC è spinto abbastanza lontano sulla piattaforma.

La deviazione da questo modello generale di circolazione geostrofica sulla piattaforma e il rigoroso orientamento topografico sono osservabili sia nelle osservazioni che nei risultati del modello nella sezione di Forlandet. Un flusso trasversale alla pendenza e alla fossa è più pronunciato nella parte settentrionale della sezione di Forlandet rispetto alla parte meridionale per i modelli con a minore di 8 km. Inoltre, per a = 3 km, le due linee di flusso che seguono la batimetria dei 200 m lungo il lato sud della fossa si collegano nell’area vicino alla foce di Isfjorden, poiché i massimi gradienti di vorticità si verificano sui massimi gradienti di topografia e il flusso tende quindi verso acque più profonde. Il flusso leggermente trasversale alla pendenza e verso acque più profonde è riflesso nelle osservazioni estive dove un flusso di ritorno verso ovest sul lato nord della Fossa di Isfjorden scorre lungo una batimetria più profonda rispetto alla corrente iniziale verso est sul lato sud dopo aver seguito il modello di circolazione ciclonica della fossa-pendenza. Inoltre, le osservazioni CTD invernali mostrano anche che le AW che prendono il lungo percorso attorno a Tampen sul lato sud della Fossa di Isfjorden si trovano a fluire lungo un isobata più profonda nel flusso di ritorno verso ovest nella parte settentrionale della sezione di Forlandet. Come spiegato nella sezione successiva, ciò avviene quando il termine di vorticità relativa diventa significativo e può liberare il flusso dalla rigida guida topografica.

La Figura 11 rappresenta la circolazione modellata nel Mare di Spitzbergen, dove la corrente massima del West Spitsbergen Current (WSC) viene spostata verso est per una distanza variabile: (a) 2 km, (b) 3 km, (c) 8 km e (d) 14 km. Le linee di flusso in rosso sono sovrapposte alla topografia del fondo marino rappresentata in nero. Le frecce blu indicano i vettori di velocità geostrofica, con una scala di velocità mostrata nell’angolo in alto a destra, particolarmente aumentata nel pannello (c).

1. Pannello (a) – a = 2 km: Qui vediamo una circolazione moderatamente alterata rispetto al flusso originale del WSC. Le linee di flusso seguono un percorso stretto, influenzando solo marginalmente le aree adiacenti alla traiettoria principale della corrente. Questo suggerisce una minore capacità del WSC di trasportare acque più calde e salate verso est, limitando il suo impatto climatico e ecologico nelle regioni circostanti.
2. Pannello (b) – a = 3 km: Le linee di flusso qui si espandono leggermente oltre quelle nel pannello (a), indicando una maggiore dispersione della corrente. Questo modello di flusso esteso suggerisce una potenziale aumentata interazione tra il WSC e le masse d’acqua costiere, che potrebbe modificare le condizioni oceanografiche lungo la piattaforma continentale e influenzare la distribuzione termoalina locale.
3. Pannello (c) – a = 8 km: La notevole aumento della scala di velocità riflette una circolazione intensificata e estesa. Questo modello indica una significativa deviazione delle acque del WSC più a est, coinvolgendo una regione più ampia e modificando potenzialmente grandi porzioni dell’ecosistema marino. Questo scenario potrebbe avere implicazioni per il trasporto di nutrienti e specie marine, oltre ad influenzare i modelli climatici regionali.
4. Pannello (d) – a = 14 km: Il modello di circolazione qui illustra un impatto estremamente ampio del WSC modificato. Le linee di flusso si estendono ben oltre quelle degli altri pannelli, mostrando una profonda incursione della corrente nelle acque più interne della piattaforma continentale. Questo potrebbe risultare in un cambiamento drastico delle condizioni idrografiche e termiche di vaste aree, influenzando significativamente la biodiversità e la dinamica delle acque nella regione.

In sintesi, ciascun pannello dimostra come incrementi progressivi nella distanza di spostamento est del WSC possano esacerbare il suo effetto sulla circolazione marina locale, con potenziali conseguenze significative per l’ambiente marino e climatico del Nord Atlantico.

La Tabella 3 presenta i parametri del modello e i risultati relativi al trasporto di volume attraverso la sezione di Forlandet, con particolare attenzione alla Fossa di Isfjorden. Ogni variabile elencata gioca un ruolo chiave nel delineare il comportamento e l’effetto del West Spitsbergen Current (WSC) spostato verso est:

1. a (km): Questo parametro indica la distanza verso est a cui è stata spostata la velocità caratteristica del WSC dalla sua posizione originale. È fondamentale per analizzare come variazioni nella posizione del WSC influenzino le dinamiche di circolazione locale.
2. xc₀ (km): Rappresenta la posizione est della intersezione zero della superficie marina c0c_0c0​, essenziale per valutare quanto estesamente l’influenza del WSC si proietti sulla piattaforma continentale.
3. V_max (m s⁻¹): Indica la velocità massima del WSC a 500 m di isobata, un indicatore diretto dell’intensità della corrente in quel punto specifico, cruciale per comprendere il potenziale di trasporto del WSC.
4. ε (numero di Rossby): Questa misura, espressa come il numero di Rossby ε\varepsilonε, quantifica la relazione tra forza di Coriolis e le forze inerziali che influenzano il flusso. Valori più alti suggeriscono un predominio delle forze inerziali, modellando significativamente la struttura della circolazione.
5. VT_E (m³ s⁻¹): Misura il trasporto volumetrico verso est sul lato sud della Fossa di Isfjorden, fondamentale per quantificare il flusso di acqua calda e salata che si muove in questa direzione attraverso la sezione.
6. VT_W (m³ s⁻¹): Questo valore rappresenta il trasporto volumetrico verso ovest sul lato nord della Fossa di Isfjorden, fornendo un’immagine completa del ciclo di circolazione ciclonica nell’area.
7. VT (m³ s⁻¹): È il trasporto totale nella sezione, integrando sia VT_E che VT_W. Questo dato è cruciale per valutare l’impatto complessivo delle modifiche apportate al WSC sulla circolazione generale e sul trasporto di massa attraverso la sezione.

La tabella mostra come l’aumento progressivo della distanza a da 0 a 16 km correla con variazioni nel xc₀, V_max, e nei trasporti VT_E, VT_W, e VT, indicando come modifiche anche minime nella posizione del WSC possano avere effetti significativi sulla dinamica oceanografica della regione. Questi risultati sono essenziali per comprendere l’interazione tra le correnti marine, i cambiamenti climatici, e le variazioni oceanografiche che impattano il Mare di Spitzbergen e le aree circostanti.

b. Flussi di volume e calore
La Figura 12 mostra il trasporto di volume nella sezione di Forlandet (Fig. 2) nel solco di Isfjorden quando è presente una distanza di 5 8 km. La sezione di Forlandet (Fig. 2) è stata scelta poiché sembra catturare tutti i rami del flusso nel solco e fornisce un quadro rappresentativo dei cambiamenti nel trasporto di volume quando i valori al contorno vengono modificati. La Tabella 3 fornisce una panoramica del trasporto di volume nella sezione di Forlandet per i diversi casi “a”. Si osserva che il trasporto verso est, dell’ordine di 0,02 Sv (1 Sv = 10^6 m³/s), verso il solco di Isfjorden aumenta con l’incremento di “a”, cioè un crescente trasporto verso est di AW dal WSC al WSS. Il trasporto verso est è quasi compensato dal trasporto verso ovest sul lato nord del solco, ma il trasporto di volume totale mostra un afflusso netto positivo dell’ordine di 0,001 Sv. Il trasporto totale di volume raggiunge un massimo (0,0025 Sv) intorno a “a” = 8 km (Fig. 12) e poi diminuisce nuovamente. Una spiegazione è data attraverso la conservazione della vorticità potenziale. Quando “a” è basso, la circolazione sulla piattaforma segue i contorni del fondo profondo nei solchi. La deviazione dalla profondità di riferimento D, hB, è quindi piccola, e di conseguenza hB/D ≈ 0, e il termine di vorticità relativa in (10) diventa più importante. Questo libererà il flusso da una guida topografica rigorosa e inizierà un flusso trasversale e una circolazione ciclonica attorno alle depressioni profonde, come visto intorno a Svensksunddypet alla bocca di Isfjorden. Quando “a” aumenta oltre 8 km, le masse d’acqua del WSC seguono isobate più basse sulla piattaforma (Fig. 11d). A causa della conservazione della vorticità potenziale, l’AW è più facilmente guidato su questi contorni del fondo perché i pendii del solco sono più ripidi nella parte superiore dei pendii (Fig. 2). Inoltre, il termine di vorticità relativa in (10) diventa meno importante poiché hB/D si avvicina al rapporto di aspetto del solco (Tabella 2) e diventa molto maggiore di 0. Quindi è meno facile per l’acqua deviare da una guida topografica rigorosa, e questo si riflette nella diminuzione del trasporto di volume totale nella Tabella 3. Di conseguenza, è possibile che il flusso ciclonico nel solco di Isfjorden si discosti dalla teoria geostrofica standard fino a quando il percorso più breve seguendo Lexryggen diventa dominante (Fig. 5, 11).Le serie temporali di velocità e direzione (non mostrate) dal ormeggio I1 (Tabella 1) mostrano che il vettore velocità ruota tra 108 e 158 in senso orario quando la velocità supera i 30–40 cm/s. Come verrà mostrato più avanti, ciò avviene nei mesi invernali quando il flusso nel solco di Isfjorden diventa un ordine di grandezza più forte, ed è più pronunciato negli anni in cui il percorso più breve seguendo Lexryggen domina. Pertanto, i vettori velocità sono meno allineati con la batimetria e mostrano una deviazione dalla teoria geostrofica standard quando il flusso segue una batimetria più profonda nel percorso più lungo attorno a Tampen. Il trasporto di calore è determinato dalla differenza di temperatura tra la temperatura delle masse d’acqua che vengono trasportate dentro o fuori da un volume rispetto alla temperatura rappresentativa delle masse d’acqua che vengono sostituite. Quindi, se la Figura 11 rappresenta il modello di circolazione medio per quattro diverse stagioni invernali, è evidente che il trasporto di calore verso il WSS sarà molto diverso tra questi casi a causa della circolazione di AW dal WSC e del contrasto tra le temperature AW e le temperature ArW. Durante l’inverno, quando il contrasto tra l’AW a 2–3°C e l’ArW vicino alla temperatura di congelamento è maggiore, l’apporto di calore dal WSC al WSS è evidente nella copertura di ghiaccio marino e nelle temperature dell’aria. Utilizzando i trasporti di volume barotropici verso est dati nella Tabella 3, i trasporti di calore verso est sul lato sud del solco possono raggiungere 0,2–0,4 TW per valori di “a” tra 2 e 8 km. È interessante seguire questo AW mentre circola nel solco di Isfjorden e stimare quanto calore viene rilasciato nell’atmosfera lungo il percorso. Assumendo che non si perda calore nelle masse d’acqua circostanti, ma che tutto il calore venga perso nell’atmosfera, la perdita di calore su un’area di prova delimitata dal rettangolo nero (circa 200 km²) in Figura 12 può essere stimata. Teigen (2011) ha stimato che la perdita di calore dall’oceano all’atmosfera sul WSS raggiunge i 2500 W/m² in inverno. Utilizzando questa perdita di calore sulla nostra area di prova, stimiamo che le masse d’acqua si raffreddino di circa 1°C dalla parte sinistra (sezione di Forlandet) alla parte destra del rettangolo (bocca di Isfjorden). Questo è vicino alle misurazioni durante aprile 2011 che mostrano una riduzione della temperatura di 2°C sulla stessa distanza. Ciò indica anche che la perdita di calore verso le masse d’acqua circostanti non può essere trascurata, ma invece rappresenta circa la metà della perdita di calore.

La Figura 12 rappresenta le streamline contornate (in rosso) che delineano i modelli di circolazione idrodinamica sopra la batimetria del fondale marino (rappresentata dalle linee nere), specificamente nella sezione di Forlandet nel solco di Isfjorden, con un parametro “a” di 5 8 km. Le linee rosse indicano la traiettoria del flusso idrico nell’area, visualizzando l’influenza della morfologia sottomarina sul movimento delle masse d’acqua.

La curva blu evidenzia il trasporto di volume attraverso la sezione di Forlandet, un indicatore chiave del dinamismo idrografico della sezione, essenziale per comprendere le interazioni tra le correnti marine e le strutture topografiche sottostanti.

Il rettangolo nero delimita un’area di test di circa 200 km², impiegata per quantificare l’effetto della perdita di calore dall’oceano all’atmosfera. Questa zona è strategica per studiare l’impatto delle variazioni termiche delle masse d’acqua oceaniche sull’ambiente atmosferico circostante, soprattutto durante i periodi di maggiore intensità dei flussi invernali e significativo contrasto termico tra l’acqua e l’aria.

Questi elementi forniscono una comprensione approfondita delle interazioni tra circolazione oceanica, topografia sottomarina e trasferimento di calore, cruciali per gli studi di climatologia e oceanografia nella regione di Isfjorden.

c. Forzamento del vento
I sistemi di vento su larga scala possono forzare le acque calde AW dal WSC verso la piattaforma continentale modificando l’elevazione della superficie marina sulla piattaforma e l’inclinazione della superficie marina in congiunzione con il WSC. La forza del vento lungo la costa è il parametro chiave che influisce sulla dinamica della circolazione della piattaforma, e la direzione del vento varierà di mese in mese. La Figura 13 mostra una marcata variabilità interannuale nello stress del vento lungo la costa e nello stress del ricciolo del vento mensile sulla parte meridionale del WSS. Si osserva un dominio dello stress del vento meridionale nella serie temporale tra il 1995 e il 2012, ed è soprattutto nei mesi invernali da novembre ad aprile che si verifica il più forte forzamento dello stress del vento sulla piattaforma. Questo è dovuto ai cicloni invernali, che emanano dalla depressione islandese e attraversano i mari nordici, spesso forzati ad entrare nello Stretto di Fram tra Svalbard e Groenlandia invece della rotta normale verso il Mare di Barents (Zhang et al. 2004; Rogers et al. 2005). Il blocco atmosferico causato dai sistemi di alta pressione su Scandinavia ed Europa (Rogers et al. 2005; Häkkinen et al. 2011) modifica spesso il percorso dei cicloni, tipicamente causando l’ingresso dei cicloni nel Mare di Groenlandia e inducendo così un forte flusso meridionale su Svalbard e portando masse d’aria calda e umida dal sud. Le occorrenze di cicloni invernali nello Stretto di Fram sono aumentate nell’ultimo decennio a causa di un più forte blocco atmosferico (Häkkinen et al. 2011) e specialmente durante i mesi di gennaio-febbraio. Questo si verifica prima di un accumulo di maggiore pressione su Svalbard e nel bacino euroasiatico durante i mesi invernali più freddi di marzo-aprile, o prima che i cicloni entrino nel Mare di Barents dove il blocco atmosferico cessa. Un cambiamento nella direzione del vento da meridionale a settentrionale è evidente nella Figura 13a per alcuni dei mesi invernali. L’inverno 2005/06 è un esempio chiaro quando il vento è passato da meridionale in dicembre-gennaio a venti estremamente settentrionali in febbraio, come riportato in Cottier et al. (2007) (evidenziato con frecce nere nella Figura 13).

Un WSS a due strati è passato da una convergenza delle acque superficiali/picnoclino di downwelling a una divergenza delle acque superficiali/picnoclino di upwelling, come mostrato nella Fig. 13b per la serie temporale del campo di ricciolo dello stress del vento sul WSS meridionale. Cottier et al. (2007) hanno utilizzato un ormeggio alla bocca di Kongsfjorden e Isfjorden (ormeggio I1 come posizionato nelle Fig. 2, 7) per monitorare la risposta della colonna d’acqua alla variazione della forzatura dello stress del vento. Qui, rivisiteremo i meccanismi di forzatura e utilizzeremo l’ormeggio I1 con una serie temporale più lunga per chiarire la risposta della colonna d’acqua a un vento lungo la piattaforma nel solco di Isfjorden e nel WSS meridionale.

La velocità lungo la pendenza dalle profondità di circa 50 e 190 metri all’ormeggio I1 è presentata nella Fig. 14a per lo stesso periodo delle osservazioni di temperatura nella Fig. 14b. Queste due profondità rappresentano rispettivamente lo strato superiore e inferiore in una rappresentazione a due strati della colonna d’acqua. Entrambi gli strati si raffreddano durante l’autunno e l’inverno, ma il raffreddamento è spesso interrotto dall’intrusione/avvezione di acqua più calda. Questo è visibile ogni anno e durante l’inverno 2012 la temperatura difficilmente è scesa sotto i 18°C. La nostra ipotesi è che questi segnali di acqua calda durante l’inverno siano dovuti all’afflusso di AW come descritto dal nostro modello di circolazione della piattaforma e innescati dai processi di interazione aria-oceano.

La Figura 14 mostra che le velocità lungo la pendenza all’ormeggio I1 (Fig. 2a) aumentano durante i mesi invernali (dicembre-marzo). Questi sono anche i mesi in cui lo stress del vento lungo la costa e il ricciolo dello stress del vento sul WSS meridionale sono rispettivamente fortemente positivi e negativi (Fig. 13).

Una convergenza delle acque superficiali dovuta a un ricciolo di stress del vento negativo aumenta l’elevazione della superficie marina sulla piattaforma e crea un downwelling delle picnocline della colonna d’acqua. Pertanto, un forte campo di stress del vento sul WSS cambierà l’elevazione del livello del mare e cambierà o rafforzerà il campo di pressione barotropica sulla piattaforma. Questo è evidente nella serie temporale del misuratore di corrente all’ormeggio I1 (Fig. 14), dove la velocità è quasi uguale nelle profondità di 50 e 190 metri durante i mesi invernali. La colonna d’acqua è profonda 210 metri in questa posizione e la risposta del vettore di corrente indica una velocità barotropica dominante guidata dall’inclinazione della superficie marina attraverso la piattaforma. Un trasporto di Ekman verso la costa (verso est) e un ricciolo di stress del vento negativo sul WSS influenzeranno anche l’elevazione della superficie sulla piattaforma. Il ramo barotropico del WSC (Teigen et al. 2010) sulla piattaforma è guidato dal gradiente positivo (est verso est) nell’inclinazione della superficie sulla piattaforma, e una convergenza delle acque superficiali sulla piattaforma può rafforzare questo gradiente e spostare anche l’inclinazione della superficie verso est su batimetrie più basse. La Figura 10 conferma che il WSC si rafforza durante i mesi invernali e che la corrente si sposta su aree più basse della piattaforma. Pertanto, un aumento dell’elevazione della superficie marina sul WSS può cambiare la caratteristica del ramo barotropico del WSC e posizionare l’AW calda su isobate che guidano direttamente l’acqua calda nei solchi e verso i fiordi lungo la Spitsbergen occidentale.

Per testare la risposta delle acque della piattaforma al forzamento del vento, viene eseguita un’analisi di correlazione (Tabella 4) tra le serie temporali contemporanee dello stress del vento sulla piattaforma (Fig. 7, parallelogramma nero) e la temperatura oceanica (Fig. 7, cerchio turchese) presso I1 per tutti gli anni con dati I1. La correlazione è eseguita durante il periodo autunno-inverno-primavera (da settembre a maggio) quando i sistemi di bassa pressione sono forti e possono influenzare il WSS. Un metodo per valutare la significatività statistica della correlazione incrociata è presentato nell’appendice A.

Per tutti gli anni elencati nella Tabella 4, e in entrambi gli strati superiore e inferiore, vi è una correlazione negativa significativa con uno sfasamento temporale nullo tra lo stress del vento lungo la costa e la temperatura oceanica. Tale risultato si verifica quando c’è una diminuzione della temperatura in risposta allo stress del vento meridionale (positivo) o un aumento della temperatura come risposta allo stress del vento settentrionale (negativo). Il vento meridionale stabilirà un trasporto di Ekman verso la costa. Il trasporto di Ekman verso la costa, insieme alla convergenza dell’acqua dovuta al campo di ricciolo dello stress del vento, crea un’inclinazione della superficie aumentata verso la costa che accelererà il SPC (freccia blu in Fig. 5) e adveccherà più ArW dal sud e verso l’area della bocca di Isfjorden. Inoltre, un ricciolo di stress del vento negativo forzerà le linee di densità del WSPF (Fig. 6) verso il basso ed esporrà il sensore di temperatura inferiore a temperature più fredde.

Quando lo stress del vento diventa settentrionale, avverrà il contrario con una superficie marina inclinata verso il basso verso la costa e un upwelling del WSPF. La corrente superficiale risultante (barotropica) si opporrà quindi al SPC (baroclinico) e, come descritto in Cottier et al. (2007), ciò può annullare il controllo geostrofico connesso al WSPF e permettere un trasporto maggiore di AW calda verso la bocca del fiordo nello strato inferiore. Pertanto, uno stress del vento lungo la costa negativo risulterà anche in una correlazione incrociata negativa con la temperatura oceanica in entrambi gli strati (Tabella 4). Va notato che questa risposta costiera a due strati di upwelling/downwelling non è catturata dal nostro modello barotropico.

Lo sfasamento temporale positivo per i picchi di correlazione incrociata e il livello di correlazione corrispondente sono dati nelle ultime due colonne della Tabella 4, rispettivamente. Non tutte le correlazioni sono statisticamente significative, ma il picco nei calcoli di correlazione incrociata sfasata nel tempo è considerato di significato fisico. Tutte le correlazioni tra il vento lungo la costa e la temperatura oceanica presso I1 sono positive e significano un’advezione sfasata nel tempo di AW calda verso la bocca di Isfjorden e I1 dopo un periodo di forzamento del vento meridionale. La spiegazione fisica è fornita dal nostro modello barotropico (Fig. 11). Dopo un periodo di vento meridionale e un corrispondente campo di ricciolo di stress del vento negativo sul WSS (Fig. 7), il ramo barotropico del WSC è forzato a salire la scarpata su isobate più basse. Questo stabilirà una circolazione nel solco di Isfjorden che guida l’AW lungo il pendio meridionale del solco verso la bocca di Isfjorden. Gli sfasamenti temporali nella Tabella 4 danno un’indicazione di quanto tempo ci vuole perché l’AW passi dalla rottura della piattaforma alla bocca di Isfjorden, e sembrano raggrupparsi in due categorie diverse, intorno a 90 e 50 giorni di sfasamento temporale.Quando la velocità caratteristica del WSC, V, è spostata verso est per una distanza inferiore a 8 km (Fig. 11a,b), l’AW deve circolare attorno a Tampen (Fig. 2) e la distanza di circolazione da Tampen a I1 è di circa 75 km. Il modello (Fig. 11) indica una velocità media di 0,01 m/s lungo il versante meridionale del solco di Isfjorden, e ci vorranno circa 87 giorni per percorrere la distanza tra Tampen e I1. Quando V è spostata verso est per una distanza maggiore di 8 km (Fig. 11c,d), l’AW circolerà anche lungo Lexryggen (Fig. 2), che rappresenta una distanza molto più breve da percorrere, ossia circa 45 km. Con la stessa velocità media (0,01 m/s) lungo il pendio di Lexryggen, ci vorranno solo circa 52 giorni per portare l’AW dalla rottura della piattaforma a I1. Queste stime corrispondono bene ai risultati degli sfasamenti temporali di correlazione nella Tabella 4. Pertanto, la correlazione positiva con due distinti sfasamenti temporali tra il forzamento del vento sinottico sul WSS e la temperatura oceanica all’ormeggio I1 riflette due diversi modelli di circolazione come dimostrato nel modello barotropico. L’AW ha prevalentemente preso la rotta più breve di Lexryggen a causa di uno spostamento più orientale di V negli anni con uno sfasamento temporale di circa 50 giorni. Negli anni con uno sfasamento temporale di circa 90 giorni, l’AW ha preso la rotta più lunga attorno a Tampen, che rappresenta molto probabilmente anche il modello normale di circolazione del solco durante l’anno con V_max ≈ V e un V meno spostato su isobate più basse.

La Tabella 4 mostra che il percorso più lungo attorno a Tampen dominava durante l’inverno 2010/11 e, come spiegato nelle sezioni precedenti, questa rotta che segue una batimetria più profonda può deviare da una corrente guidata strettamente topografica e avere una componente di velocità trasversale al pendio. Una maggiore circolazione attorno a depressioni profonde e creste più basse è rivelata nelle simulazioni del modello numerico per il modello di circolazione del percorso più lungo (Fig. 11a,b), e la sezione frontale raccolta nell’aprile 2011 indica anche una circolazione ciclonica attorno al profondo Svensksunddypet.

La velocità geostrofica baroclinica riferita alla pressione superficiale è calcolata nella Fig. 6b e mostra un modello di circolazione ciclonica intensificata sul fondo nella stessa area del modello. La velocità superficiale e la componente di velocità barotropica sono date dalla topografia dinamica assoluta (ADT; vedi, per esempio, Rio e Hernandez 2004), e i dati da Archiving, Validation, and Interpretation of Satellite Oceanographic Data (AVISO; non mostrati a causa di stime di errore incerte vicino alla costa) mostrano una depressione alla bocca di Isfjorden, indicando una circolazione ciclonica sopra Svensksunddypet. Pertanto, osservazioni e risultati dal modello numerico mostrano una conciliazione sia nella teoria geostrofica standard sia nella deviazione da tale flusso.

La Figura 13 illustra due componenti fondamentali della dinamica del vento lungo la costa meridionale dello scaffale di Spitsbergen Occidentale:

1. Panello (a) – Stress del vento lungo la costa: Questo grafico mostra lo stress del vento mensile medio lungo la costa del WSS meridionale dal gennaio 1995 al marzo 2012. I dati, raccolti nel parallelogramma nero nella Figura 7, sono stati mediati spazialmente prima di calcolare la media mensile. I valori positivi indicano uno stress del vento direzionato verso sud, mentre i valori negativi indicano uno stress del vento direzionato verso nord. Questo grafico evidenzia i periodi con notevoli variazioni nello stress del vento, inclusi i picchi estremi, come quelli indicati dalle frecce nere che segnano un cambiamento estremo nella direzione del vento tra dicembre 2005/gennaio 2006 (meridionale) e febbraio 2006 (settentrionale), con un forte ritorno dei venti meridionali in marzo e aprile 2006.
2. Panello (b) – Ricciolo dello stress del vento (Wind Stress Curl): Questo grafico rappresenta il ricciolo dello stress del vento mensile per la stessa area e lo stesso periodo temporale, posizionato come indicato dall’asterisco rosso nella Figura 7. Il ricciolo dello stress del vento è una misura che descrive la variazione dello stress del vento attraverso la superficie del mare, influenzando la circolazione oceanica e i pattern di upwelling e downwelling. I valori positivi generalmente favoriscono l’upwelling (acqua che risale verso la superficie), mentre i valori negativi favoriscono il downwelling (acqua che affonda). Le linee tratteggiate orizzontali rappresentano due volte il livello della deviazione standard, fungendo da riferimento per identificare gli eventi estremi al di fuori di questi limiti.

In sintesi, la Figura 13 sottolinea l’importanza delle variazioni dello stress del vento e del suo ricciolo nel modellare la circolazione oceanica e gli eventi climatici estremi lungo la costa meridionale dello scaffale di Spitsbergen Occidentale.

La Figura 14 presenta due serie temporali fondamentali relative ai dati raccolti all’ormeggio I1, posizionato alla bocca di Isfjorden, per due periodi distinti: da settembre 2005 a settembre 2007 e da settembre 2010 a settembre 2012.

1. Panello (a) – Velocità lungo il pendio: Questo grafico mostra le velocità misurate da misuratori di corrente ancorati a due diverse profondità: 50 metri (linea nera) e 190 metri (linea grigia). Le velocità lungo il pendio indicano il movimento dell’acqua lungo la pendenza del fondale marino, cruciali per comprendere la dinamica idrodinamica del sito. Il grafico evidenzia come la velocità dell’acqua vari nel tempo, con una media mobile di 3,5 giorni utilizzata per levigare le fluttuazioni giornaliere e mettere in risalto le tendenze più a lungo termine.
2. Panello (b) – Temperatura: Analogamente al pannello (a), questo grafico illustra le temperature registrate dai logger di temperatura posizionati alle stesse profondità di 50 metri e 190 metri. Le variazioni di temperatura sono visualizzate tramite linee nere (50 m) e grigie (190 m), utilizzando la stessa media mobile di 3,5 giorni. Le fluttuazioni di temperatura nel grafico possono segnalare cambiamenti nella circolazione dell’acqua, intrusioni di masse d’acqua più calda o più fredda, e possono essere correlate ai cambiamenti osservati nelle velocità lungo il pendio.

In conclusione, la Figura 14 fornisce dati essenziali sulle variazioni temporali della velocità e della temperatura a diverse profondità alla bocca di Isfjorden, offrendo un’analisi dettagliata del comportamento dinamico delle masse d’acqua in questo cruciale punto di transizione oceanografico. Queste informazioni sono vitali per una comprensione approfondita dei processi oceanografici complessi che influenzano la circolazione e le caratteristiche termiche delle acque nella regione.

La Tabella 4 mostra i dati di correlazione tra i segnali di stress del vento e la temperatura registrati all’ormeggio I1 situato alla bocca di Isfjorden, coprendo i periodi da settembre a maggio di ciascun anno indicato. I coefficienti di correlazione incrociata significativi sono evidenziati in grassetto, offrendo una visione diretta dell’impatto significativo delle interazioni tra questi due parametri.

• Year: Indica l’anno o la stagione in cui sono stati raccolti i dati.
• Water depth (m): Profondità dell’acqua in metri, con misurazioni effettuate a 50 m e 190 m di profondità.
• r at τ = 0: Coefficiente di correlazione al tempo zero (τ = 0), che misura la relazione immediata tra lo stress del vento e la temperatura. Un coefficiente negativo indica una relazione inversa; per esempio, un aumento dello stress del vento potrebbe corrispondere a una diminuzione della temperatura.
• τ₁ (days): Il ritardo temporale in giorni (τ₁) al quale si osserva il picco nel coefficiente di correlazione incrociata, indicando il lasso di tempo dopo il quale l’effetto dello stress del vento è più fortemente percepito sulla temperatura.
• r at τ = τ₁: Coefficiente di correlazione al ritardo temporale τ₁. Un valore positivo in questo contesto indica una relazione diretta a questo specifico ritardo temporale, suggerendo che gli effetti dello stress del vento sulla temperatura si manifestano pienamente dopo τ₁ giorni.

I dati presentati sottolineano come in diversi anni e profondità si registrino vari gradi di correlazione. I valori significativi (in grassetto) evidenziano periodi in cui la correlazione tra lo stress del vento e la temperatura è statisticamente importante, sia immediatamente (τ = 0) sia dopo un certo ritardo (τ = τ₁).

Per esempio, nel 2005/06 a 50 m di profondità, il coefficiente di correlazione immediato è -0.63, indicando una forte relazione inversa tra stress del vento e temperatura. Il picco di correlazione positiva a 54 giorni (0.43) suggerisce che l’effetto dello stress del vento diventa positivamente correlato con la temperatura dopo circa due mesi. Questo tipo di analisi è fondamentale per comprendere come le variazioni meteorologiche influenzino le condizioni termiche sottomarine nel tempo e a diverse profondità.

d. La circolazione dell’AW sul WSS:

la Corrente del Solco di Spitsbergen Il WSC è il principale fornitore di calore oceanico all’Oceano Artico, e il trasporto di calore è suddiviso in due rami, il Ramo di Yermak (YB) e il Ramo di Svalbard (SB; Fig. 1). Qui, abbiamo discusso la modulazione del ramo barotropico del WSC (Teigen et al. 2010), che diventa il SB sull’Altopiano di Yermak, attraverso il forzamento atmosferico e i corrispondenti cambiamenti nell’altezza della superficie marina (SSH) sul WSS. Il passaggio di forti cicloni nello Stretto di Fram accumula acqua lungo la costa occidentale di Spitsbergen, che stabilisce correnti guidate topograficamente nei solchi che incavano il WSS. Di conseguenza, parte dell’AW nel ramo barotropico del WSC è costretta a circolare in questi solchi, come dimostrato dal nostro semplice modello di circolazione della piattaforma. Questo rappresenta un percorso più lungo e lento dell’AW verso l’Oceano Artico, come illustrato da una freccia rossa scura nella Fig. 1, e noi denominiamo questo flusso la Corrente del Solco di Spitsbergen (STC). Il nostro modello dimostra che un’accelerazione del WSC (Fig. 10), guidata da un cambiamento nella SSH sul WSS, avvia un massiccio afflusso di AW nel Solco di Isfjorden e verso la bocca di Isfjorden. Diverse situazioni di forzamento, e quindi diverse velocità massime Vmax e profili di velocità orizzontale per il WSC, determineranno l’estensione dello STC come mostrato nella Fig. 11. Il forzamento dello stress del vento mensile sul WSS è elevato durante i mesi invernali (Fig. 13) e i diversi modelli di flusso dello STC mostrati nella Fig. 11 possono prevalere su una scala temporale mensile. Dal 2006, la produzione di ghiaccio marino lungo la costa occidentale di Spitsbergen è stata ridotta o addirittura inesistente in alcuni fiordi (Nilsen et al. 2008; Teigen 2011; Onarheim et al. 2014). Sosteniamo che ciò sia iniziato con i sistemi di bassa pressione che entrano nello Stretto di Fram con corrispondente forte stress del vento meridionale lungo il WSS durante l’inverno 2005/06 (Fig. 13). Questo ha portato l’AW verso la bocca di Isfjorden in accordo con il nostro modello. Come descritto in Cottier et al. (2007), questo evento è stato seguito da un crollo del controllo geostrofico del WSPF a causa di un forte vento uniforme da nord nello Stretto di Fram durante febbraio 2006. Un massiccio afflusso di AW e riscaldamento dei sistemi di fiordi sono stati catturati dai programmi di monitoraggio in Isfjorden e Kongsfjorden. I sistemi di bassa pressione sono tornati nello Stretto di Fram in marzo-aprile 2006 e hanno risultato nel mese di vento meridionale più forte (aprile) nel nostro periodo di studio (Fig. 13). Nuovi impulsi di AW sul WSS si sono verificati a causa della risposta oceanica barotropica e dell’inizio dello STC. Un modello di circolazione come nelle Fig. 11c e 11d potrebbe essere stato avviato poiché la stima della correlazione incrociata (Tabella 4) supporta una rotta più breve lungo Lexryggen (Fig. 2). Un evento simile di forzamento del vento si è verificato durante l’inverno 2011/12 (non mostrato). Questo ha avviato lo STC, come mostrato dalla serie temporale delle temperature a I1 (Fig. 14), con l’intera colonna d’acqua occupata da acqua più calda durante i mesi invernali.

L’STC viene sempre avviato nel Solco di Isfjorden dopo un evento di forzamento, e questo afflusso di AW verso Isfjorden rappresenta un grande apporto di calore al sistema fiordo-piattaforma durante l’inverno (0.2–0.4 TW). Inoltre, l’STC rappresenta un percorso più lento e più lungo dell’AW verso l’Oceano Artico e funge da meccanismo di perdita di calore per il WSC, poiché la massa d’acqua circola più a lungo a contatto con l’atmosfera fredda e l’Acqua Artica più fredda. Quando le masse d’acqua dell’STC arrivano sull’Altopiano di Yermak durante l’inverno (non mostrato), le temperature sono diminuite al di sotto degli 0°C e rappresentano alcune delle masse d’acqua più dense sulla piattaforma a causa dell’alta salinità dall’origine AW.

Il semplice modello di circolazione della piattaforma presentato in questo documento è un modello barotropico con una colonna d’acqua omogenea. La stratificazione non è inclusa, ma come descritto nell’appendice B, l’effetto dello strato superficiale vicino alla bocca del fiordo, associato al WSPF e al SPC, può essere incluso come condizione al contorno se specifichiamo un aumento della vorticità relativa lungo il percorso del SPC. A causa della conservazione della vorticità potenziale, la circolazione ciclonica dell’STC nel Solco di Isfjorden verrà traslata verso acque più profonde quando incontra il confine con una vorticità relativa più elevata (stazioni 193–194 nella Fig. 4).

5. Conclusioni

Il passaggio di forti cicloni nello Stretto di Fram accumula acqua lungo la costa occidentale di Spitsbergen che modula il ramo barotropico del WSC, guidato dall’SSH, al limite della piattaforma. Questo stabilisce correnti guidate topograficamente nei solchi che incavano il WSS. Qui, questo flusso è denominato Corrente del Solco di Spitsbergen (STC). La posizione del WSC sul limite della piattaforma controlla lo STC. La corrente massima del WSC si trova, in media, sull’isobata dei 500 m. Se la corrente massima del WSC aumenta e il WSC è forzato verso est sulla piattaforma di circa 2 km, l’AW inizia a fluire sulla piattaforma nello STC e l’acqua calda e salata è guidata nei solchi e verso i fiordi lungo la costa occidentale di Spitsbergen, come dimostrato dal nostro semplice modello di circolazione della piattaforma. Poiché il forzamento atmosferico del WSS è più forte durante i mesi invernali, l’intrusione di AW è spesso maggiore in questi mesi e gioca un ruolo decisivo per la copertura di ghiaccio marino nei fiordi e nelle aree della piattaforma.

Inoltre, lo STC rappresenta anche un nuovo meccanismo di perdita di calore per il WSC, poiché l’AW sperimenta grandi cambiamenti lungo il suo percorso più lungo e lento verso l’Oceano Artico a causa dello scambio di calore diretto con l’atmosfera e della miscelazione con masse d’acqua più fredde e fresche sulla piattaforma.

La combinazione di osservazioni in situ e uno studio di modello di circolazione della piattaforma ha rivelato il dettagliato schema di corrente dello STC nel Solco di Isfjorden e alla bocca di Isfjorden. La combinazione di osservazioni e un modello numerico ha anche rivelato quando la circolazione del solco segue la teoria geostrofica standard con guida topografica e quando la circolazione si discosta da questo stato di base dove il flusso attraverso le isobate è possibile. Una colonna quasi omogenea di AW può essere guidata topograficamente verso la bocca di Isfjorden lungo due percorsi sul versante meridionale del Solco di Isfjorden (Fig. 5): 1) il lungo percorso STC attorno a Tampen dove l’AW fluisce lungo isobate più profonde di 200 m di profondità ed è in grado di liberarsi dalla guida topografica stretta poiché il termine di vorticità relativa in (10) diventa significativo e 2) il percorso STC più breve sopra Lexryggen dove l’AW fluisce verso la costa lungo isobate meno profonde di 200 m di profondità. L’AW che fluisce più in profondità di 150 m può essere guidato topograficamente nell’area della bocca di Isfjorden, mentre l’AW meno profondo di 150 m incontra lo SPC associato al WSPF alla bocca di Isfjorden. Qui, lo STC gira verso nord e ritorna verso ovest lungo il lato nord del Solco di Isfjorden, fluendo fianco a fianco con lo SPC. La forza mensile e il modello di ricciolo dello stress del vento meridionale lungo la costa sul WSS determinano quale percorso dominerà. Entrambi i percorsi STC verso Isfjorden rappresentano un grande apporto di calore al sistema fiordo-piattaforma durante l’inverno (0.2–0.4 TW). I calcoli del flusso di calore mostrano che metà della perdita di calore nell’AW nel Solco di Isfjorden deve essere dovuta alla perdita di calore verso le masse d’acqua circostanti, mentre il resto è perso nell’atmosfera.

APPENDICE A

Significatività Statistica Il valore oltre il quale una correlazione incrociata nella Tabella 4 diventa statisticamente significativa deve ancora essere determinato, e seguiamo il metodo proposto da Davis (1976) e Chen (1982). Poiché i gradi effettivi di libertà (EDOF) potrebbero non corrispondere al numero di punti dati che entrano nel calcolo dei risultati nella Tabella 4, è necessario uno sforzo particolare per ottenere gli EDOF per gli inverni che mostrano grandi valori di correlazione incrociata. La relazione tra la natura autoregressiva e gli EDOF è discussa in dettaglio da Davis (1976). Egli ha presentato un metodo per calcolare gli EDOF dividendo il numero di punti dati per la scala temporale integrale. La serie temporale integrale è trovata integrando il prodotto dei coefficienti di autocorrelazione discreta dello stress del vento e della temperatura oceanica lungo la lunghezza della serie temporale. La scala temporale integrata determina il periodo di tempo necessario per ottenere un nuovo grado di libertà nella stima della correlazione incrociata. Applicando questo metodo ai nostri dati, la scala temporale integrale e gli EDOF sono stati valutati per tutti gli inverni nella Tabella 4, e i valori critici di correlazione incrociata per vari livelli di significatività possono essere trovati dalla distribuzione t di Student ora che gli EDOF sono stati stimati. Un livello di significatività del 5% è usato per l’ipotesi nulla. Dato il coefficiente di correlazione per due serie temporali con un EDOF noto, la distribuzione t di Student calcola il livello di significatività al quale l’ipotesi nulla di correlazione zero è confutata. Se questo valore è inferiore al 5%, l’ipotesi nulla può essere respinta e il coefficiente di correlazione è significativo. I coefficienti di correlazione significativi sono evidenziati in grassetto nella Tabella 4.

APPENDICE B Interazione Corrente-Fronte Basandoci sui risultati del modello di circolazione della piattaforma, combinati con i dati batimetrici del WSS, si presume che la prima interazione dinamica sul WSS tra il SPC e la circolazione dell’AW nei solchi, l’STC, avvenga nel Solco di Isfjorden, come illustrato nella Fig. 5. L’AW che circola nella parte più profonda del versante meridionale del Solco di Isfjorden, originaria di Tampen (Fig. 2), è guidata topograficamente verso est lungo questo pendio e continua nella zona della bocca di Isfjorden sotto lo strato superficiale (Fig. 5, 6). Tuttavia, un grande volume dell’AW che circola nel solco, e molto probabilmente l’AW che proviene da Lexryggen, gira verso nord di fronte alla bocca di Isfjorden quando incontra il WSPF e il SPC, ovvero dopo la stazione 43 nella Fig. 5. Una colonna d’acqua verticalmente omogenea è osservata sul versante meridionale del Solco di Isfjorden (Fig. 4). A causa della conservazione della vorticità potenziale in (7), il WSPF sarà percepito come una barriera quando la colonna barotropica di AW (dal fondo del mare alla superficie) incontra il fronte. Quando questa colonna di AW fluisce sotto il SPC, la colonna d’acqua è compressa e si restringe, aumentando la vorticità potenziale in (7). Pertanto, al fine di conservare la vorticità potenziale, la colonna di AW deve andare verso nord sopra acque più profonde, seguire il WSPF e attraversare la zona della bocca di Isfjorden come una colonna di Taylor. La Figura 6 mostra la colonna di AW (stazione 44) contro il WSPF e il SPC che fluisce verso nord nello strato superficiale. Le Figure 3 e 4 mostrano che la colonna di AW e il SPC continuano a fluire fianco a fianco in direzione ovest lungo il versante nord del Solco di Isfjorden (stazioni 191–194).

https://doi.org/10.1175/JPO-D-15-0058.1