Abstract
L’Oceano Artico rappresenta un epicentro del cambiamento climatico, caratterizzato da un riscaldamento oceanico, un incremento della salinità, un calo della copertura glaciale marina e una circolazione che si collega ai mutamenti dell’ambiente atmosferico e terrestre. In questo studio, vengono esaminate le caratteristiche salienti dell’Artico e la natura interconnessa della sua circolazione, determinata dal vento e dalla spinta di galleggiamento, attraverso una sintesi di dati osservativi interpretati sotto la lente della dinamica dei fluidi geofisici (GFD). La circolazione generale è descritta come la sovrapposizione del flusso dell’Acqua dell’Atlantico, che penetra e circonda il bacino artico, e delle due principali caratteristiche della circolazione interna dell’Oceano Artico stratificato e guidata dal vento: la Corrente Transpolare e il Giro del Beaufort. Vengono esplorati i fattori specifici che guidano questi sistemi, inclusa la forzatura eolica, le interazioni ghiaccio-oceano e i flussi di galleggiamento superficiali, insieme alla loro dinamica GFD associata. Questa comprensione fondamentale orienta la valutazione su come la struttura e la dinamica dell’Oceano Artico possano subire cambiamenti radicali in risposta al riscaldamento dell’Artico, alla riduzione della copertura di ghiaccio marino e alla maggiore mobilità del ghiaccio residuo.
Riassunto in Linguaggio Semplice
La regione artica sta sperimentando i cambiamenti ambientali più rapidi e intensi del pianeta, con un incremento senza precedenti delle temperature atmosferiche, un riscaldamento degli oceani e lo scioglimento del permafrost, della neve e del ghiaccio. L’oceano svolge un ruolo cruciale attraverso il riscaldamento dell’Oceano Artico, la sua dolcificazione e la dinamica della circolazione, che si interconnette con il ghiaccio marino, l’atmosfera e l’ambiente terrestre. Alla luce della rapida evoluzione del clima artico, è essenziale valutare l’attuale comprensione della circolazione oceanica per colmare le lacune conoscitive e formulare previsioni future affidabili. In questo studio, viene sintetizzata l’attuale comprensione delle dinamiche fondamentali dei fluidi geofisici che regolano la circolazione dell’Oceano Artico, con una riflessione su come le dinamiche del sistema oceano-ghiaccio-atmosfera possano evolvere in un contesto di riscaldamento artico.
1. Introduzione
L’Oceano Artico, centrato sul Polo Nord e circondato da terre, è ricoperto interamente da un sottile strato di ghiaccio marino in inverno, dello spessore di circa 1 metro, che può ridursi fino a due terzi ogni estate. Il ghiaccio marino estivo artico sembra essere in rapido declino negli ultimi decenni (Perovich et al., 2019). Inoltre, le regioni del Polo Nord stanno riscaldandosi più rapidamente rispetto alla media globale (Overland et al., 2019), un fenomeno noto come amplificazione artica, e il cambiamento nell’Artico sta accelerando. Per queste ragioni, l’Artico è particolarmente vulnerabile ai cambiamenti climatici. Nei decenni a venire, potremmo aspettarci di entrare in un nuovo regime, in cui l’Oceano Artico interno sarà completamente privo di ghiaccio in estate e il ghiaccio marino sarà più sottile e mobile in inverno (es. Haine & Martin, 2017). Alcuni scenari dei modelli climatici suggeriscono che l’Oceano Artico potrebbe essere privo di ghiaccio stagionalmente intorno al 2050 (Collins et al., 2013). Un Artico stagionalmente privo di ghiaccio avrà importanti implicazioni per l’oceanografia artica, per gli ecosistemi marini che sostiene e per il clima su scala più ampia. Avrà anche conseguenze estese per le comunità artiche, la geopolitica e la politica, man mano che gli ambienti costieri artici e le rotte marittime cambiano e le risorse artiche diventano più accessibili. Le sfide urgenti saranno implementare strategie di osservazione efficaci e integrare le osservazioni in analisi teoriche e modellistiche per meglio comprendere il ruolo dell’oceano e le interrelazioni nel sistema artico.
In questa rassegna, riassumiamo alcuni aspetti principali dell’oceanografia fisica dell’Oceano Artico presentando osservazioni chiave in un formato comune e discutendo le cause della sua circolazione generale e come questa potrebbe cambiare mentre l’Artico entra in un nuovo regime di ghiaccio marino. L’oceanografia fisica è complessa e, a causa della presenza del ghiaccio marino, difficile da osservare. Le prime misurazioni oceaniche dell’Oceano Artico centrale furono effettuate durante la spedizione di Fridtjof Nansen sul Fram dal 1893 al 1896 (Nansen, 1897). Queste osservazioni rivelarono che si trattava di un vasto bacino profondo e confermarono l’esistenza della Corrente Transpolare, il flusso di ghiaccio e acqua dalla costa della Siberia attraverso l’Artico fino all’Atlantico settentrionale passando per la costa orientale della Groenlandia.
Durante la spedizione di Nansen fu osservato che il ghiaccio marino deriva leggermente verso destra rispetto alla direzione del vento prevalente – una scoperta che ha posto le basi per la teoria di Ekman, che descrive l’equilibrio tra le forze di attrito e di Coriolis negli strati limite dei fluidi geofisici (Ekman, 1905). Rudels (2012) fornisce una recensione concisa della storia dell’esplorazione che ha condotto all’immagine generale, a metà del 1900, dell’Artico come un oceano profondo caratterizzato da una batimetria complessa, con acque relativamente calde di origine atlantica sottostanti a strati di acque superficiali relativamente fredde e dolci, sovrastati da ghiaccio (Figura 1).
L’Oceano Artico riceve afflussi dagli oceani Atlantico e Pacifico, nonché dai fiumi del Nord America e della Siberia. La sua stratificazione è principalmente determinata dalla salinità (si parla quindi di un’aloalina piuttosto che di una termoclina), con il processo di fusione e congelamento del ghiaccio marino che gioca un ruolo centrale nel ciclo dell’acqua dolce e nella mediazione dello stress eolico in superficie. I paradigmi familiari dell’oceonografia, come l’equilibrio di Sverdrup, che sono alla base delle teorie degli oceani delle medie latitudini, non sono applicabili nell’Artico, dove il gradiente nord-sud del parametro di Coriolis è troppo piccolo per influenzare la dinamica. I rapidi cambiamenti in corso hanno sollevato nuove questioni riguardo alla futura dinamica dell’Oceano Artico, all’importanza relativa delle influenze esterne e interne all’Artico, e alle complesse interazioni e retroazioni tra oceano, ghiaccio e atmosfera, che si evolvono con il declino del ghiaccio marino. La nostra revisione è guidata dalle osservazioni, e applichiamo la teoria sottostante della dinamica dei fluidi geofisici per illuminare le caratteristiche contemporanee della circolazione, presentando quelle che consideriamo essere le idee chiave. Infine, speculiamo su come la dinamica fondamentale possa trasformarsi con il continuo cambiamento dell’Artico.La nostra revisione è organizzata come segue. Nella sezione 2 descriviamo il contesto geografico e batimetrico dell’Artico, il suo collegamento con il resto dell’oceano mondiale, le proprietà superficiali dell’Oceano Artico e i pattern dei venti che ne influenzano la circolazione. Due elementi meteorologici chiave sono l’Alta Pressione di Beaufort e la Bassa Pressione Islandese, che introducono rispettivamente tendenze di vorticità anticciclonica e ciclonica. Nella sezione 3 descriviamo la struttura di temperatura e salinità dell’Oceano Artico e la forzante di galleggiabilità (dominata dai flussi di acqua dolce in superficie). Il mescolamento e l’agitazione nell’Oceano Artico sono descritti nella sezione 4. La circolazione osservata dell’Acqua Atlantica calda e salata che entra e circola attorno al bacino artico è descritta nella sezione 5. La sua trasformazione all’interno del bacino artico semi-chiuso è associata al mescolamento di acqua fredda e dolce proveniente dall’alto (sezione 5.1). Il vento fornisce una sorgente di energia per il mescolamento, ma anche la sua curvatura ciclonica all’esterno del bacino (associata alla Bassa Islandese) svolge un ruolo importante nell’attirare l’Acqua Atlantica, fortemente influenzata dalla topografia, nel bacino artico (sezione 5.2). All’interno del bacino artico, le due principali caratteristiche della circolazione guidata dal vento sono la Corrente Transpolare e il Giro Anticciclonico del Beaufort, sotto l’influenza dell’Alta Pressione di Beaufort, come discusso nelle sezioni 6 e 7 rispettivamente. Nella sezione 8 descriviamo come il sistema artico stia cambiando con il riscaldamento globale e come questi cambiamenti potrebbero manifestarsi nella dinamica della circolazione. Nella sezione 9 cerchiamo di sintetizzare la struttura e la dinamica complessiva dell’oceano in un quadro concettuale che ci permetta di contemplare e conciliare i cambiamenti in corso e futuri nell’Artico.
la Figura 1 è composta da due parti che rappresentano informazioni geografiche e oceanografiche dell’Artico:
(a) Mappa geografica La mappa mostra le caratteristiche geografiche principali dell’Artico. Viene evidenziato l’Oceano Artico con un ingrandimento per dettagliare la sua collocazione geografica. Le contornature batimetriche a 1.000 e 3.500 metri sono indicate per mostrare la profondità dell’oceano in queste regioni. Le numerazioni da 1 a 7 corrispondono a passaggi e soglie marittime significative nell’Oceano Artico e nelle sue regioni adiacenti, come lo Stretto di Bering e lo Stretto di Fram, che sono punti di connessione con gli altri oceani e vie di passaggio per le acque oceaniche. La linea rossa denota il percorso della sezione trasversale rappresentata nel pannello (b).
(b) Sezione trasversale Questa parte è divisa in due sezioni: la sezione superiore mostra la distribuzione della temperatura potenziale (°C) e la sezione inferiore mostra la distribuzione della salinità lungo la sezione trasversale marcata sulla mappa. Queste sezioni trasversali si estendono dall’Oceano Pacifico (a sinistra), attraverso l’Oceano Artico, fino all’Oceano Atlantico (a destra). La temperatura potenziale e la salinità sono visualizzate come gradienti di colore, con le scale dei colori a destra che indicano i valori corrispondenti. Aree con temperature più elevate sono indicate con tonalità più calde (rosse/arancioni), mentre le acque più fredde sono mostrate con tonalità più fredde (blu). Per la salinità, le acque con alta salinità sono rappresentate con colori che vanno dal giallo all’arancione, mentre le acque con salinità inferiore sono in verde e blu.
I dati per queste sezioni trasversali provengono dal World Ocean Database (WOD18) e comprendono osservazioni raccolte nel periodo 2005-2017, come riportato nel World Ocean Atlas (WOA18) di Garcia et al., 2019. Queste informazioni sono fondamentali per comprendere la struttura termosalina dell’Oceano Artico, che influisce sulla circolazione oceanica e sui processi di mescolamento, entrambi essenziali per gli studi di dinamica del clima e oceanografia.
Contesto Geografico e Caratteristiche della Superficie dell’Oceano Artico
L’Oceano Artico, insieme ai mari di Groenlandia, Islanda e Norvegia (i mari Nordici), è spesso descritto come il Mediterraneo Artico perché, come illustrato nella Figura 1a, rappresenta un grande bacino d’acqua profondo circondato da terre emerse e canali meno profondi (vedi, per esempio, Sverdrup et al., 1942). (Il Mediterraneo Artico è talvolta definito anche come Oceano Artico [inclusi i mari Nordici]; in effetti, questa è la definizione ufficiale dell’Oceano Artico secondo l’Organizzazione Idrografica Internazionale [vedi Jakobsson & Macnab, 2006, la loro Figura 1].) L’accesso principale al Mediterraneo Artico è identificato dalla dorsale Groenlandia-Scozia. Acque dell’Oceano Atlantico, relativamente calde e salate, attraversano la dorsale Groenlandia-Scozia entrando nei mari Nordici (Hansen et al., 2008). L’acqua atlantica penetra nell’Artico tramite lo stretto di Fram e l’apertura del Mare di Barents (vedi, per esempio, Beszczynska-Möller et al., 2012; Ingvaldsen et al., 2002; Schauer et al., 2004). L’unico collegamento oceanico tra gli oceani Pacifico e Artico è lo stretto di Bering, dove i flussi di acqua del Pacifico forniscono un’importante fonte di acqua dolce e calore all’Oceano Artico (Haine et al., 2015; Woodgate et al., 2010). Le acque escono dall’Oceano Artico attraverso stretti nell’Arcipelago Artico Canadese (ad esempio, LeBlond, 1980; Münchow et al., 2006) e nella corrente della Groenlandia Orientale che scorre a sud lungo il lato occidentale dello stretto di Fram (ad esempio, Woodgate et al., 1999). La complessità batimetrica e topografica all’interno dell’Artico è estrema e ha un forte impatto sui percorsi di circolazione, sui processi di ventilazione e di scambio tra i vari bacini artici. La batimetria influisce anche sulla variabilità spaziale del mescolamento diapicnale e sull’instabilità baroclinica, come descritto nella sezione 3. Il bacino artico, profondo circa 4.000 metri, è diviso dalla dorsale di Lomonosov, con una profondità media di circa 1.500 metri (Cochran et al., 2006), separando i bacini Euroasiatico e Canadese. Questi due bacini sono ulteriormente suddivisi nei bacini di Amundsen e Nansen (separati dalla dorsale di Gakkel, generalmente più profonda di circa 4.000 metri) e nei bacini di Makarov e Canada (separati dalle dorsali Alpha e Mendeleyev, profonde circa 2.200 metri), Figura 1.
L’Artico è soggetto all’influenza di due principali schemi di vento: l’Alta Pressione di Beaufort, situata sopra il Bacino Canadese, che induce tendenze anticicloniche, e la Bassa Pressione Islandese, centrata appena fuori dal bacino artico, che provoca tendenze cicloniche e dirige l’accesso dell’Artico all’Atlantico (Figura 2c). I modelli di rotazione dello stress del vento determinano una generalizzata subsidenza di Ekman su gran parte dell’Oceano Artico e un’intensa risalita sui mari Nordici (rappresentati rispettivamente dai colori blu e rosso nella Figura 2c), con il ghiaccio marino che modifica lo stress sulla superficie oceanica, argomento che sarà trattato nella sezione 7.2. Il movimento del ghiaccio marino (Figura 2a, frecce bianche) e il flusso oceanico superficiale geostrofico (Figura 2d) seguono generalmente il vento, con il flusso anticiclonico del Giro di Beaufort (la caratteristica principale della circolazione dell’oceano superficiale del Bacino Canadese) e del Flusso Transpolare evidenti.
La copertura di ghiaccio marino nell’Artico si estende attraverso tutto l’Oceano Artico in inverno (indicativamente dove sono presenti le frecce bianche nella Figura 2a) ed è caratterizzata da uno spessore medio di circa 2 metri. Il ghiaccio marino ha un ampio ciclo stagionale, con l’estensione del ghiaccio marino estivo negli anni recenti generalmente circa un terzo dell’estensione invernale. L’estensione massima invernale si verifica a marzo, mentre il minimo del ghiaccio marino è a settembre. La distribuzione del ghiaccio marino di agosto 2018 è mostrata nella Figura 2b (colorata in bianco) insieme all’estensione media di agosto per il periodo 1981-2010 (contorno nero). Dal 1979 (inizio dei record satellitari), una tendenza lineare indica che il ghiaccio marino estivo (settembre) è in diminuzione a un tasso di circa 1 milione di km² per decennio, con il ghiaccio marino che copre circa 4,5 milioni di km² a settembre negli anni recenti (es., Perovich & Richter-Menge, 2009; Perovich et al., 2019; Richter-Menge et al., 2018). La diminuzione del volume del ghiaccio marino (cioè, un passaggio a un pacchetto di ghiaccio marino più sottile e mobile) accompagna queste perdite di superficie del ghiaccio marino. Negli anni ’80, lo spessore medio del ghiaccio marino invernale (autunnale) era di circa 3,6 metri (2,7 metri), mentre nel 2018, lo spessore medio del ghiaccio marino invernale (autunnale) era di circa 2 metri (1,5 metri) (Kwok, 2018).
La perdita di ghiaccio marino nell’Artico non è solo un indicatore lampante del cambiamento climatico, ma sostiene anche un feedback climatico globale fondamentale attraverso la sua influenza sull’albedo planetaria della Terra (Pistone et al., 2014). Il riscaldamento dell’Oceano Artico (per esempio, Onarheim et al., 2018; Polyakov et al., 2010; Timmermans, 2015; Timmermans et al., 2018; Woodgate, 2018), l’incremento della dolcezza delle sue acque (ad esempio, Proshutinsky et al., 2009; Rabe et al., 2014) e i cambiamenti nella sua stratificazione, dinamiche di circolazione e trasferimento di momento all’oceano (ad esempio, Davis et al., 2014; Meneghello, Marshall, Timmermans, et al., 2018; Peralta-Ferriz & Woodgate, 2015; Polyakov et al., 2017) sono tutti collegati al ghiaccio marino.
La quantità e la mobilità del ghiaccio marino sono estremamente rilevanti per l’equilibrio delle forze che guidano la circolazione oceanica su larga scala, in quanto funge da mediatore critico dello stress del vento nell’Artico, come esplorato nella sezione 7. Inoltre, la copertura di ghiaccio marino, la salinità e la temperatura della superficie marina sono fortemente correlate. Le salinità superficiali sono molto più basse nell’Oceano Artico rispetto agli oceani Pacifico e Atlantico del nord (Figura 2a), a causa principalmente del trasporto verso nord di acqua dolce atmosferica dalle regioni equatoriali, con contributi dallo scioglimento stagionale del ghiaccio marino e da flussi oceanici relativamente freschi provenienti dall’Oceano Pacifico. Le temperature della superficie marina dell’Oceano Artico sono al punto di congelamento (circa -2 °C per l’acqua di mare) in inverno e nelle regioni dove il ghiaccio marino persiste per tutto l’anno. Fuori dalla stagione invernale, un’apertura nel pack di ghiaccio marino può esporre l’oceano alla radiazione solare diretta, aumentando le temperature della superficie marina. Queste acque superficiali riscaldate possono sciogliere il ghiaccio marino circostante, esponendo più acqua aperta e innescando un feedback positivo (il feedback albedo-ghiaccio). Le temperature della superficie marina estive ai margini liberi di ghiaccio del bacino artico possono raggiungere anche alcuni gradi sopra lo 0 °C, con temperature della superficie marina ancora più elevate (nuovamente di alcuni gradi sopra lo 0 °C) in prossimità degli afflussi di Acqua del Pacifico e dell’Atlantico (Figura 2b e vedi Timmermans & Ladd, 2019). A causa della stratificazione aloclina, che descriveremo successivamente, le acque calde provenienti dagli oceani Pacifico e Atlantico non devono necessariamente rimanere confinate alla superficie dell’Oceano Artico e possono trovarsi a profondità maggiori.
Stratificazione dell’Oceano Artico e Forzatura della Galleggiabilità
Una sezione trasversale attraverso l’Artico, che va dall’oceano Pacifico all’Atlantico, illustra la distribuzione essenziale delle masse d’acqua e la stratificazione dell’Oceano Artico: acqua relativamente fredda e dolce sovrasta acqua calda e salata (Figura 1b). Forti gradienti di temperatura, salinità e densità sono limitati ai primi centinaia di metri della colonna d’acqua, che presentano vari componenti dell’aloalina artica (Figura 3). Consideriamo la superficie di densità potenziale 𝜎 = 27,4 kg m−3 come rappresentativa approssimativa della base dell’aloalina (vedi la linea tratteggiata più profonda nella Figura 3b) e ne tracciamo la profondità attraverso l’Oceano Artico (Figura 3a). Nel Bacino Canadese, questa superficie isopicnale si estende fino a una profondità di circa 200 m, segnando l’influenza del Giro di Beaufort anticiclonico, che è in equilibrio di vento termico con i gradienti di densità laterali. È anche evidente la caratteristica del Flusso Transpolare Drift alla confluenza dei bacini canadesi ed euroasiatici.
Profili verticali rappresentativi di temperatura, salinità e densità nei Bacini Canadese ed Euroasiatico mostrano i dettagli della colonna d’acqua superiore (Figura 3b). Sotto lo strato misto superficiale (profondo meno di 50 m) si trova uno strato vicino alla superficie relativamente caldo nel Bacino Canadese, assente nel Bacino Euroasiatico. Questo deriva dal flusso nordward di circa 1 Sv (1 Sv = 10^6 m^3 s−1) attraverso lo stretto di Bering, che è profondo circa 50 m e largo circa 80 km (ad esempio, Woodgate et al., 2010). Il flusso attraverso lo stretto di Bering è guidato sia dalla variabilità del vento locale sia da una differenza di altezza della superficie del mare tra la piattaforma del Mare di Bering e i mari di Chukchi e Siberia orientale (con il livello del mare più alto nel Mare di Bering) (vedi Danielson et al., 2014; Peralta-Ferriz & Woodgate, 2017; Woodgate & Aagaard, 2005). Questo strato, originario dell’Oceano Pacifico, con temperature tra -1 e 1 °C, si trova a una profondità di circa 50-100 m nel Bacino Canadese (Figure 3b e 3c) ed è noto come Acqua Estiva del Pacifico, in quanto ventila la regione durante l’estate (ad esempio, Steele et al., 2004; Timmermans et al., 2014). Sotto lo strato dell’Acqua Estiva del Pacifico nel Bacino Canadese si trova l’Acqua Invernale del Pacifico, relativamente più fredda e salata (ad esempio, Pickart et al., 2005), che ventila la regione in inverno (Figure 3b e 3c). La base dello strato dell’Acqua Invernale del Pacifico è approssimativamente delimitata dalla superficie 𝜎 = 27,4 kg m−3. In entrambi i Bacini Canadese ed Euroasiatico, uno strato di acqua calda di origine atlantica, caratterizzato da temperature intorno a 0-3 °C (colorato in rosso nella Figura 3c), si estende tra una profondità di circa 150 e 500 m, alla o sotto la superficie 𝜎 = 27,4 kg m−3. Queste acque di origine atlantica sono discusse in dettaglio nella sezione 5.
Una caratteristica fondamentale dell’Oceano Artico, che esercita un’influenza significativa sul comportamento del sistema artico e sul clima, è la sua prevalente stratificazione per salinità. Questa stratificazione di base, con acque più dolci che sovrastano acque più salate separate da un’intensa aloalina, è conosciuta come oceano β, dove β si riferisce al coefficiente di contrazione salina. Al contrario, gli oceani α subtropicali (dove α indica il coefficiente di espansione termica) hanno la loro stratificazione principalmente determinata dalla temperatura, con acque più calde che sovrastano acque più fredde. Questa importante distinzione nella stratificazione, evidente intorno ai 45° N sia nel Pacifico che nell’Atlantico (Figura 1b), è un aspetto vitale per la rilevanza oceanografica e climatica; per esempio, il ghiaccio marino può formarsi solo in superficie negli oceani β, dove la stratificazione salina inibisce la convezione profonda, a differenza di un oceano α che sarebbe soggetto a convezione (vedi Carmack, 2007). Negli oceani α di media latitudine, si verifica un riscaldamento netto e un’evaporazione. L’umidità atmosferica viene trasportata verso i poli, dove precipita sugli oceani β di alta latitudine. Anche l’equazione di stato non lineare dell’acqua di mare contribuisce a questa distinzione, con α che aumenta con la temperatura, tanto che nella colonna d’acqua superiore è circa un ordine di grandezza maggiore a 20 °C rispetto al suo valore a temperature molto più fredde (vicine al punto di congelamento) dell’Oceano Artico (vedi Timmermans & Jayne, 2016). Nella sezione 8, torneremo a discutere questa transizione α-β nel contesto di un Oceano Artico in cambiamento sotto l’influenza crescente dell’Atlantico.
Il deflusso dei fiumi, in particolare dai sei principali fiumi artici (Ob, Enisej, Lena, Kolyma, Yukon e Mackenzie), è una delle maggiori fonti di acqua dolce per l’Oceano Artico (Holmes et al., 2012; McClelland et al., 2012). Anche se l’Oceano Artico rappresenta solo l’1% dell’oceano mondiale per volume, riceve circa il 10% del deflusso fluviale globale (Aagaard & Carmack, 1989). L’Oceano Artico riceve anche acqua dolce attraverso la precipitazione netta (ad esempio, Serreze et al., 2006) e acqua relativamente dolce dall’Oceano Pacifico attraverso lo Stretto di Bering (Woodgate & Aagaard, 2005).
Nella media annuale, la distribuzione di questo ingresso di acqua dolce è approssimativamente divisa per metà tra il deflusso fluviale, un quarto dall’afflusso di acqua del Pacifico e un quarto dalla precipitazione netta (Carmack, 2000; Carmack et al., 2016; Haine et al., 2015; Serreze et al., 2006); contributi molto più piccoli (meno di alcuni percento) provengono dai flussi di fusione della Groenlandia e dai flussi di ghiaccio marino verso nord attraverso lo Stretto di Bering (Haine et al., 2015). L’acqua dolce superficiale proveniente da tutte queste fonti è trascinata verso il centro del Bacino Canadese dai venti anticiclonici dell’Alto di Beaufort, garantendo il mantenimento della forte stratificazione aloalina dell’Artico (Figura 3).
Con la crescita e il movimento del ghiaccio marino artico e il rigetto di salamoia, si verifica una distillazione dell’acqua dolce. Anche se una parte di questa acqua dolce ritorna allo stato liquido durante il disgelo estivo del ghiaccio marino, l’esportazione di ghiaccio marino dall’Oceano Artico costituisce una perdita di acqua dolce (in forma solida) (vedi Aagaard & Carmack, 1989). L’acqua dolce lascia l’Artico attraverso flussi oceanici e di ghiaccio marino attraverso i canali dell’Arcipelago Artico Canadese e attraverso lo Stretto di Fram. Circa un terzo dell’esportazione totale di acqua dolce avviene in forma liquida sia attraverso lo Stretto di Fram che lo Stretto di Davis, con un quarto del totale esportato in forma solida di ghiaccio marino attraverso lo Stretto di Fram (Haine et al., 2015).
Il rigetto di salamoia dalla crescita del ghiaccio marino produce acqua densa e salata nelle regioni delle piattaforme continentali. Cavalieri e Martin (1994) hanno esaminato la produzione di acqua densa in tutto l’Artico in siti di crescita costante del ghiaccio marino (ad esempio, polynie costiere) per stimare un flusso totale di acqua densa nell’intervallo da 0,7 a 1,2 Sv.
Il contributo complessivo di questo flusso nel modificare le proprietà della colonna d’acqua interna non è ben chiaro. Per esempio, sebbene siano stati documentati casi di flussi discendenti dai margini continentali nelle osservazioni (prevalentemente nei mari di Barents, Kara e Laptev, Ivanov et al., 2004), la forte stratificazione aloalina limita la penetrazione dell’acqua densa della piattaforma continentale ai primi centinaia di metri della colonna d’acqua, e la rotazione terrestre confina i flussi ai pendii continentali (ad esempio, Ivanov & Golovin, 2007).
L’Oceano Artico si riscalda in estate attraverso il riscaldamento delle acque superficiali nelle regioni prive di ghiaccio, dominato dalla radiazione solare (ad esempio, Perovich et al., 2008). Il flusso netto di calore in superficie è la somma della radiazione solare in entrata, dell’emissione di lunghezze d’onda lunghe e dei flussi di calore sensibile e latente. Durante l’anno, nella maggior parte dell’Oceano Artico, i flussi verticali di calore sensibile e latente sono contributi minori (con magnitudini ≲10 W m−2) (ad esempio, Serreze et al., 2007). Il flusso netto di lunghezze d’onda lunghe è maggiore (circa 50 W m−2 verso l’alto) e rimane approssimativamente costante durante l’anno. La componente netta delle radiazioni a onde corte ha un forte ciclo stagionale, dominando in estate quando i valori medi sull’Oceano Artico sono intorno ai 150 W m−2 verso il basso. La radiazione solare in entrata è praticamente nulla tra ottobre e marzo (ad esempio, Serreze et al., 2007).
L’Oceano Artico riceve anche calore attraverso afflussi caldi dagli oceani Atlantico e Pacifico (ad esempio, Beszczynska-Möller et al., 2012; Woodgate et al., 2012). Per le acque artiche a basse temperature, il coefficiente α è sufficientemente piccolo da non influenzare fortemente la dinamica oceanica. Questo potrebbe cambiare man mano che l’oceano continua a riscaldarsi, e discuteremo le potenziali implicazioni di questo nella sezione 8. Sebbene la temperatura dell’oceano possa avere solo un’influenza debole sulla dinamica oceanica, è cruciale per il destino della copertura di ghiaccio marino artico se il calore viene mescolato in superficie. Pertanto, delineiamo ora i principali processi di miscelazione in atto nell’Artico.
la Figura 2 presenta quattro mappe distinte che rappresentano vari parametri fisici dell’Oceano Artico e come questi interagiscono con la dinamica del ghiaccio marino e l’atmosfera. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun pannello:
(a) Salinità Superficiale del Mare e Movimento del Ghiaccio Marittimo: Questa mappa mostra i dati sulla salinità superficiale del mare (rappresentati dalla scala di colori) insieme al movimento medio del ghiaccio marino di marzo (indicato dai vettori bianchi) per il periodo 2005-2017. La salinità è misurata usando il World Ocean Database 2018 (WOD18), e i dati sul movimento del ghiaccio sono ottenuti dal set di dati Polar Pathfinder Daily 25 km EASE-Grid Sea Ice Motion Vectors, disponibile presso il NASA National Snow and Ice Data Center Distributed Active Archive Center. Le frecce bianche mostrano la direzione e la velocità del ghiaccio marino, con le lunghezze dei vettori proporzionali alla velocità.
(b) Temperatura Media della Superficie del Mare ad Agosto: La mappa mostra la temperatura media della superficie del mare in agosto, calcolata dal prodotto NOAA Optimum Interpolation (OI) SST Version 2 (OISSTv2). Questo prodotto è una combinazione di misurazioni in situ e da satellite. La scala di colori varia dal blu per le temperature più fredde al rosso per quelle più calde. La linea grigia spessa rappresenta l’isoterma di 10 °C, l’ombreggiatura bianca indica l’estensione media del ghiaccio marino in agosto 2018, e la linea nera indica il bordo medio del ghiaccio marino per agosto nel periodo 1982-2010, basato sui dati dell’indice del ghiaccio marino NSIDC, Versione 3.
(c) Stress del Vento Superficiale e Vorticità dello Stress del Vento: La mappa visualizza lo stress medio annuo del vento superficiale (vettori neri) e la vorticità dello stress del vento (colorata) per il periodo 2005-2017, derivati dai dati NCEP/NCAR Reanalysis Monthly Means. I vettori neri indicano la direzione e l’intensità dello stress del vento, mentre la scala di colori rappresenta la vorticità dello stress del vento, con valori positivi (arancione-rosso) e negativi (blu).
(d) Flusso Geostrofico Medio dell’Oceano: Questa mappa mostra la velocità media del flusso geostrofico dell’oceano (stimato in cm s−1) per il periodo 2003-2014, derivato dai dati della topografia dinamica satellitare forniti dal Centre for Polar Observation and Modelling, University College London. Il flusso geostrofico è un componente della circolazione oceanica determinata dalla forza di gravità e dalla forza di Coriolis risultante dalle differenze di densità nell’acqua. I dati sono limitati sopra il polo a causa della mancanza di copertura satellitare. La scala di colori e i vettori illustrano la velocità e la direzione del flusso geostrofico.
In sintesi, la Figura 2 fornisce un quadro complesso delle condizioni fisiche superficiali e dei movimenti nell’Oceano Artico, dimostrando la complessa interazione tra salinità, temperatura, dinamiche del ghiaccio marino, e processi atmosferici come lo stress del vento e la vorticità, tutti fattori che sono fondamentali per la comprensione della circolazione oceanica e del cambiamento climatico nell’Artico.
la Figura 3 presenta dati complessi sulla stratificazione fisica dell’Oceano Artico. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascuna sezione della figura:
(a) Profondità dell’isopicnale 𝜎 = 27.4 kg m^−3: Questa parte della figura mostra la profondità alla quale si trova l’isopicnale con densità potenziale di 27.4 kg m^−3, che è una superficie immaginaria nel mare che connette punti di uguale densità. La scala di colori rappresenta la profondità in metri. Le aree più scure rappresentano profondità maggiori dove l’isopicnale si abbassa, indicando una maggiore stratificazione della colonna d’acqua, mentre le aree più chiare indicano una profondità minore.
(b) Profili di salinità, temperatura potenziale e frequenza di galleggiamento: Questo insieme di grafici illustra i profili verticali di salinità e temperatura potenziale (°C), nonché la frequenza di galleggiamento (N², s^−2), presi nel Canada Basin (verde) e nel Eurasian Basin (blu). Questi profili sono stati registrati in marzo 2010.
- Il grafico della salinità rispetto alla profondità mostra la variazione della salinità nell’acqua colonna.
- Il grafico della temperatura potenziale mostra come la temperatura dell’acqua varia con la profondità, tenendo conto degli effetti della pressione.
- Il grafico della frequenza di galleggiamento (N²), che è una misura della stabilità stratificata dell’acqua, indica dove la colonna d’acqua è più o meno suscettibile alla convezione e alla mescolanza verticale. Valori più elevati di N² indicano strati più stabili.
- Il grafico T-S (temperatura-salinità) mostra la relazione tra la temperatura e la salinità dell’acqua e le isopicnali (linee grigie) che rappresentano la densità dell’acqua a diversi punti. La linea tratteggiata grigia è la curva di congelamento dell’acqua di mare a pressione atmosferica.
(c) Sezioni trasversali di temperatura potenziale e salinità: Le sezioni mostrano la distribuzione della temperatura potenziale (in alto) e della salinità (in basso) lungo una transezione che va dal Mare di Chukchi al Bacino Euroasiatico. Le scale di colore indicano rispettivamente la temperatura in gradi Celsius e la salinità.
- La sezione della temperatura potenziale mostra come il calore è distribuito verticalmente e orizzontalmente attraverso l’Oceano Artico.
- La sezione della salinità rivela la distribuzione della salinità lungo la stessa transezione, che è fondamentale per capire i processi di mescolanza e la formazione di acque profonde.
In generale, questa figura fornisce informazioni cruciali sulla stratificazione fisica e sulla dinamica dell’Oceano Artico, che sono importanti per comprendere la circolazione oceanica, il clima, e i cambiamenti ambientali nella regione artica.