I rapidi cambiamenti in atto nell’Artico richiedono una valutazione su come la dinamica dell’Oceano Artico potrebbe cambiare radicalmente in futuro. Uno scenario particolarmente evidente da considerare è un Oceano Artico stagionalmente privo di ghiaccio, senza ghiaccio marino per una parte dell’estate/autunno e con un pack di ghiaccio marino più sottile e mobile durante l’inverno/primavera. Come sarà diversa l’oceanografia artica in questo nuovo regime? Qui, prendiamo in considerazione due aspetti di tale cambiamento: il primo è relativo all’accumulo di calore nell’oceano e il secondo concerne il contenuto di acqua dolce e la dinamica energetica della circolazione su larga scala.”
8.1. Cambiamento nell’Accumulo di Calore nell’Oceano
Nelle ultime decadi, è stata ampiamente documentata una generale tendenza al riscaldamento dello strato superiore dell’Oceano Artico attraverso osservazioni (per esempio, Carmack et al., 2015; Polyakov et al., 2017; Timmermans et al., 2018). Le tendenze lineari indicano un incremento della temperatura dello strato misto superficiale estivo di circa 0,5 °C per decennio dal 1982 al 2018 in vaste aree dell’Oceano Artico che sono prive di ghiaccio in estate (Timmermans & Ladd, 2019). L’incremento delle temperature dello strato misto è dovuto principalmente all’aumento dell’assorbimento solare estivo nella superficie oceanica, associato alla perdita di ghiaccio marino e alla riduzione dell’albedo dell’Oceano Artico; il meccanismo di feedback ghiaccio-albedo è stato un fattore dominante nelle recenti perdite di ghiaccio marino (Perovich & Richter-Menge, 2009). Inoltre, il calore assorbito dalla superficie oceanica ha implicazioni che si protraggono oltre la stagione di fusione. Timmermans (2015) ha dimostrato che nel Bacino Canadese, il calore eccessivo assorbito dalla superficie oceanica può portare a uno spessore del ghiaccio marino ridotto del 25% alla fine della stagione di crescita. Stime simili si applicano alla regione a nord-est di Svalbard, dove le osservazioni indicano un ritardo nell’inizio del congelamento dovuto all’eccessivo assorbimento solare da parte degli oceani (Ivanov et al., 2016). Anche il calore trasportato dall’Oceano Pacifico è in aumento ed è stato implicato come un fattore scatenante del meccanismo di feedback ghiaccio-albedo nel Mare di Chukchi (Woodgate et al., 2010), che ha registrato il più rapido tasso di declino del ghiaccio marino nei mesi estivi in tutto l’Oceano Artico (Comiso, 2012; Serreze et al., 2016). Il trasporto di calore dall’Oceano Pacifico attraverso lo Stretto di Bering è aumentato del 60% nel periodo 2001–2014, passando da circa 10 TW nel 2001 a 16 TW nel 2014, un incremento attribuito sia all’aumento del flusso di volume che della temperatura (Woodgate, 2018; Woodgate et al., 2015).“Una parte del calore oceanico supplementare nel Mare di Chukchi, che deriva sia dall’assorbimento solare in eccesso a causa della ridotta copertura di ghiaccio marino sia dall’aumentato trasporto advezione dal Pacifico, viene accumulato e immagazzinato all’interno dell’alostrato del Giro di Beaufort, isolato dall’influenza dei flussi di galleggiamento della superficie oceanica e della miscelazione guidata dal vento. Come descritto nella sezione 7.1, le acque anomale calde in superficie nel Mare di Chukchi sono più salate (e quindi più dense) rispetto alle acque più fresche e meno salate in superficie nel nucleo interno del Giro di Beaufort, e c’è un fronte di superficie tra i due tipi di acqua (approssimativamente al 𝜎 = 25 kg m-3 nel sud-ovest del Mare di Beaufort, vedi Figura 9); il tipo di acqua più densa (più calda) effettua la ventilazione dell’alostrato del Giro di Beaufort. Nel nucleo interno del Giro di Beaufort, le temperature massime dello Strato d’Acqua del Pacifico sono aumentate di circa 0,5 °C tra il 2009 e il 2013 (Timmermans et al., 2014), e il contenuto di calore integrato nello strato caldo d’Acqua del Pacifico è approssimativamente raddoppiato nel periodo 1987–2017 (Timmermans et al., 2018). La quantità di calore aggiuntiva è sufficiente a sciogliere quasi 1 metro di ghiaccio marino nel caso raggiungesse la superficie. La comprensione del destino di questo calore immagazzinato è oggetto di ricerca in corso.
Si può prevedere che, in condizioni di assenza stagionale di ghiaccio (cioè, con periodi di acque libere più lunghi ogni estate nel Mare di Chukchi), l’intensificato assorbimento solare da parte dell’oceano dovrebbe proseguire e, di conseguenza, il calore oceanico immagazzinato dovrebbe aumentare. Tuttavia, potrebbe svilupparsi uno scenario diverso. La ventilazione dell’alostrato del Giro di Beaufort dipende dalla presenza di un fronte superficiale (dove esiste un contrasto di densità dovuto alle differenze di salinità) tra le acque del Mare di Chukchi e quelle del Giro di Beaufort. Alle attuali temperature dell’Oceano Artico, il coefficiente di espansione termica 𝛼 è basso, e la temperatura ha un effetto trascurabile sulla densità. Pertanto, anche se le acque superficiali estive del Mare di Chukchi sono più calde di diversi gradi rispetto a quelle superficiali del Giro di Beaufort, le acque superficiali più salate del Mare di Chukchi sono più dense di quelle del Giro di Beaufort, e l’acqua riscaldata dal sole estivo può continuare a ventilare l’alostrato del Giro di Beaufort. Tuttavia, con il continuare del riscaldamento, 𝛼 aumenterà e la temperatura inizierà ad avere un’influenza sempre più significativa sulla densità, come avviene negli oceani di latitudini medie caratterizzati da una termoclina. Uno scenario futuro possibile è che il riscaldamento delle acque del Mare di Chukchi sarà così intenso da avere un effetto compensativo sulle differenze di salinità sulla densità, indebolendo o eliminando il fronte (Timmermans & Jayne, 2016). Questo comporterebbe l’interruzione della ventilazione dell’alostrato del Giro di Beaufort e del meccanismo di accumulo di calore oceanico durante i periodi più caldi.
8.2. Atlantificazione dell’Artico
Il concetto e le implicazioni del processo in cui le masse d’acqua polari diventano più simili a quelle tipiche degli oceani di media latitudine sono stati esplorati anche sul versante dell’Oceano Atlantico dell’Artico. Le temperature medie delle Acque Atlantiche allo Stretto di Fram e all’apertura del Mare di Barents sono aumentate di circa 1–1,5 °C dal 1980 al 2012, e le tendenze a lungo termine negli afflussi di volume sono difficili da determinare a causa delle limitazioni nelle osservazioni (Muilwijk et al., 2018). I recenti cambiamenti vicino all’ingresso delle Acque Atlantiche nell’Oceano Artico, inclusa la riduzione del ghiaccio marino, una stratificazione meno marcata e un aumento dei flussi di calore dello Strato d’Acqua Atlantica più a nord-est nel Bacino Eurasiatico, sono stati descritti come l’Atlantificazione dell’Oceano Artico (Årthun et al., 2012; Lind et al., 2018; Polyakov et al., 2017). Nel Bacino Eurasiatico, i flussi verticali di calore dallo Strato d’Acqua Atlantica sono stati stimati essere circa due-quattro volte maggiori nel periodo 2014–2015 rispetto al 2007–2008 (Polyakov et al., 2017). Il concetto di Atlantificazione fa riferimento alla possibilità di una progressione verso nord delle acque calde degli 𝛼-oceani—masse d’acqua dell’Atlantico Nord che avanzano verso l’Oceano Artico. Intorno ai 45°N sia nel Pacifico Nord che nell’Atlantico (con significativa variabilità est-ovest in questa posizione), si verifica una transizione da una stratificazione superficiale 𝛼 a una stratificazione 𝛽 nella zona frontale subartica, dove acque superficiali più calde e salate a sud incontrano acque superficiali più fresche e meno salate a nord (Roden, 1970, 1991), Figura 1b. La posizione esatta del fronte subartico è influenzata dal campo dei venti, con il fronte situato vicino alla massima convergenza del trasporto di Ekman (Roden, 1991). Anche se il fronte subartico dell’Atlantico Nord si estende su un’ampia gamma di latitudini, in entrambi gli oceani Pacifico e Atlantico, questo confine 𝛼-𝛽, dove la densità superficiale locale è massima (una conseguenza della miscelazione laterale e dell’equazione di stato non lineare dell’acqua di mare), è caratterizzato da temperature intorno ai 10 °C (vedi, ad esempio, Belkin & Levitus, 1996; Carmack, 2007), Figura 1b. Il fenomeno della cabbeling, un processo di affondamento dove due masse d’acqua della stessa densità ma di differente temperatura e salinità si mescolano e diventano più dense, è attivo in questa regione del confine frontale (vedi Garrett & Horne, 1978; Schanze & Schmitt, 2013).Come menzionato nella sezione 3, il confine di stratificazione 𝛼-𝛽 è importante per il clima in quanto stabilisce l’estensione meridionale della copertura del ghiaccio marino invernale. I dati dei carotaggi sedimentari suggeriscono cambiamenti significativi nella posizione del fronte subartico durante l’Olocene (Moros et al., 2012; Perner et al., 2018), e molto più indietro nel record climatico, dove l’influenza alternata delle Acque Atlantiche e Polari è correlata ai cambiamenti nell’estensione del ghiaccio marino (ad esempio, Stein et al., 2017). Durante l’ultimo importante periodo interglaciale (circa 130.000 e 80.000 anni fa, caratterizzato da condizioni più calde di oggi), i registri proxy dei biomarcatori del ghiaccio marino artico e le simulazioni suggeriscono che il Mare di Barents era privo di ghiaccio per gran parte dell’anno sotto la forte influenza delle Acque Atlantiche in entrata (Stein et al., 2017). Il Mare di Barents è stato una regione sempre più dominante nella perdita di ghiaccio marino invernale negli ultimi decenni, principalmente a causa dell’aumentato trasporto di calore delle Acque Atlantiche nella regione (Smedsrud et al., 2013). Le medie degli ensemble dei modelli climatici (con l’aumento continuo delle emissioni) mostrano un’invasione sostenuta delle Acque Atlantiche (indicate dai contorni dell’isoterma di 1 °C a 200 m di profondità nella Figura 12 di Årthun et al., 2019), dalla loro attuale posizione nelle vicinanze dello Stretto di Fram e del Mare di Barents (vedi, ad esempio, Barton et al., 2018) a quasi parallela alla Cresta di Lomonosov negli anni ’70 del XXI secolo, tanto che l’Acqua Atlantica calda riempie l’intero Bacino Eurasiatico (Årthun et al., 2019). L’effetto principale di ciò è una diminuzione dello spessore del ghiaccio marino invernale, di circa 1,2 m tra gli anni 2010 e 2070; i flussi medi di calore da oceano a ghiaccio aumentano da circa 0,5 a 5 W m-2 nel Bacino Eurasiatico tra questi due periodi. Una crescente influenza dell’Acqua Atlantica sarà probabilmente un fattore importante nel cammino verso un Oceano Artico stagionalmente privo di ghiaccio. Un feedback potenzialmente rilevante è l’aumento della miscelazione nell’Artico (discusso nel prossimo paragrafo) che guida gli incrementi degli afflussi di Acqua Atlantica.
8.3. Perdita di Ghiaccio Marino e Livelli di Mescolamento Oceanico
La perdita di ghiaccio marino non è solo collegata all’accumulo di calore nell’Oceano Artico (e agli effetti dinamici indiretti di questo fenomeno), ma esercita anche un’influenza dinamica diretta sull’oceano. Primo, come suggerito nella sezione 4, si prevede un aumento dell’input di momento azionato dal vento e, di conseguenza, dei livelli di mescolamento, in seguito alla continua perdita di ghiaccio marino e all’assenza degli effetti di ammortizzazione forniti dalla copertura di ghiaccio marino. Sebbene non siano stati identificati studi che dimostrano un trend crescente nei livelli di mescolamento dell’Oceano Artico (potrebbe essere che non siano ancora disponibili dati sufficienti), è possibile dedurre le condizioni future dalle osservazioni di movimenti inerziali più energetici nella colonna d’acqua superiore in condizioni di minori concentrazioni di ghiaccio marino (per esempio, Plueddemann et al., 1998). Le osservazioni da ormeggi indicano che i livelli di energia delle onde inerziali nella colonna d’acqua superiore in assenza di ghiaccio marino possono essere paragonabili a quelli delle medie latitudini (Rainville & Woodgate, 2009). Un aumento del mescolamento porterà probabilmente a flussi di calore verticali più intensi (D’Asaro & Morison, 1992), causando ulteriore scioglimento del ghiaccio marino. D’altra parte, potrebbe accadere che un incremento dell’input di momento azionato dal vento non conduca a livelli di mescolamento più elevati a causa delle perdite di ghiaccio marino che avvengono in concomitanza con un aumento della stratificazione aloclina, che a sua volta sopprime il mescolamento.
L’intensificazione della stratificazione, legata alla diluizione dell’acqua superficiale dell’oceano (dove l’acqua dolce proviene dagli afflussi fluviali, dallo scioglimento dei ghiacci continentali, dalla precipitazione netta, dalla formazione/scioglimento del ghiaccio marino e dall’advezione di acque di medie latitudini verso nord), può ostacolare l’approfondimento del layer misto causato da convezione e da taglio e ridurre le diffusività diapicnali turbolente all’interno dell’aloclina.
Questi processi regolano il trasferimento verticale di calore tra l’interno oceanico e la superficie. Le profondità del layer misto dell’Oceano Artico sono generalmente attorno ai 25-50 metri in inverno e circa 5-30 metri in estate (esempi includono Peralta-Ferriz & Woodgate, 2015; Toole et al., 2010). Tra il 1979 e il 2012, le osservazioni nell’Oceano Artico centrale indicano un rialzo del layer misto di 0,5 a 1 metro all’anno (Peralta-Ferriz & Woodgate, 2015). Complicando le conseguenze inferite da ciò, Rainville et al. (2011) evidenziano che la presenza di strati misti più sottili può condurre a un trasferimento di momento azionato dal vento più efficiente verso gli strati sottostanti dell’oceano; si generano correnti di layer misto più rapide perché lo stesso input energetico è distribuito su uno strato più sottile.
Negli ultimi decenni, i mari della piattaforma artica (come i mari della Siberia Orientale, Laptev, Chukchi, Kara e Barents) hanno registrato una diminuzione della dolcezza dell’acqua (Armitage et al., 2016). Ad esempio, il contenuto di acqua dolce nei primi 100 metri del Mare di Barents settentrionale è diminuito di circa un terzo tra il 1970-1999 e il 2010-2016 (Lind et al., 2018). Sono state osservate tendenze di approfondimento del layer misto in queste aree marginali negli ultimi decenni, attribuite ai venti che spingono l’acqua dolce di superficie verso il largo (Peralta-Ferriz & Woodgate, 2015), e all’indebolimento della stratificazione associato all’Atlantificazione (Polyakov et al., 2017). Lo stato della forza e della struttura dell’aloclina, e di conseguenza i livelli di mescolamento, nei decenni a venire dipenderanno dall’evoluzione combinata della disponibilità di acqua dolce e dalla sua redistribuzione dinamica a opera dei venti, modificata in vario grado dalla presenza del ghiaccio marino a seconda della stagione e della regione.
8.4. Cambiamenti nell’Immagazzinamento dell’Acqua Dolce
Tra il 1992 e il 2012, il contenuto totale di acqua dolce dell’Oceano Artico (calcolato come acqua dolce integrata rispetto a una salinità di riferimento di 34,8) è aumentato a un ritmo di circa 600 ± 300 km³ all’anno; circa due terzi di questo aumento sono stati attribuiti alla diminuzione della salinità, mentre il resto è risultato dall’ispessimento dello strato di acqua dolce (Carmack et al., 2016; Haine et al., 2015; Rabe et al., 2014). Le misurazioni idrografiche in situ più complete provengono dalla regione del Giro di Beaufort, dove le osservazioni indicano un incremento complessivo del contenuto totale di acqua dolce di quasi il 40% rispetto agli anni ’70 (da circa 17 × 10³ km³ a 23.5 × 10³ km³ nel 2018) (Proshutinsky et al., 2019, 2020). Questi aumenti sono associati al rafforzamento del Giro di Beaufort, che risponde a forzanti anticiclonici del vento sul Bacino Canadese, all’accumulo di acqua dolce dovuto allo scioglimento del ghiaccio marino, all’aumento del flusso di acqua dolce attraverso lo Stretto di Bering e all’aumentata influenza delle acque del Fiume Mackenzie (Krishfield et al., 2014; Proshutinsky et al., 2019, 2015).
Capire il destino dell’acqua dolce artica, influenzato e che influisce sulle perdite di ghiaccio marino (attraverso la definizione della stratificazione e la regolazione dell’input energetico del vento), è una priorità per le proiezioni climatiche future. Attualmente, il Giro di Beaufort è soggetto a un costante forzante del vento, con flussi torbidi e, in particolare, il governatore dello stress ghiaccio-oceano che gioca un ruolo nel bilanciare il giro e il suo contenuto di acqua dolce (Meneghello et al., 2020). Un Giro di Beaufort futuro, stagionalmente privo di ghiaccio, con un pacchetto di ghiaccio marino invernale più sottile e mobile, sarà caratterizzato da un governatore dello stress ghiaccio-oceano molto meno efficace. L’aumento recente del contenuto di acqua dolce nel Giro di Beaufort può essere già in parte una manifestazione di un governatore dello stress ghiaccio-oceano meno efficace a causa delle recenti perdite di ghiaccio marino. Un forzante del vento anticiclonico bilanciato solo dai flussi torbidi probabilmente porterà a un contenuto di acqua dolce in equilibrio maggiore, con un’aloclina più profonda. Tuttavia, il nuovo equilibrio potrebbe essere incerto a causa del cambiamento nella disponibilità di acqua dolce (ad esempio, aumento della precipitazione netta, vedi Vihma et al., 2016) e delle influenze topografiche sulla stabilità del giro (che cambiano con gli spostamenti posizionali del centro del giro).Prevedere le future forze prevalenti del vento è una fonte significativa di incertezza nel comprendere il destino dell’acqua dolce. Un indebolimento dell’Alta di Beaufort e la predominanza della Bassa Islandese favoriranno il rilascio di acqua dolce, che potrebbe essere accompagnato anche da un maggiore volume di Acqua Atlantica. Per esempio, la modellazione accoppiata che confronta i periodi 1979-1988 e 1989-1996 indica una riduzione del Giro di Beaufort nel periodo successivo, una manifestazione di un’Alta di Beaufort indebolita e di un’espansione del sistema di Bassa Pressione Islandese (Zhang et al., 1998). Questi cambiamenti sono accompagnati da un incremento della penetrazione di Acqua Atlantica nell’Oceano Artico nel periodo successivo e da un aumento del deflusso di Acqua Polare (cioè, un’intensificazione della Corrente di Groenlandia Orientale associata al rilascio di acqua dolce dal Giro di Beaufort). Questi cambiamenti sono anche confermati dalle osservazioni. Morison et al. (1998) analizzano le osservazioni idrografiche del 1993 che mostrano un incremento dell’influenza dell’Acqua Atlantica/dei tipi di acqua del Bacino Eurasiatico nell’Oceano Artico, con uno spostamento del fronte tra i tipi di acqua del Bacino Eurasiatico e del Bacino Canadese, caratterizzati da acque superficiali più dolci, l’influenza dell’Acqua del Pacifico e Acque Atlantiche più fredde (vedi anche Morison et al., 2012). In linea con un indebolimento dell’Alta di Beaufort e una maggiore influenza della Bassa Islandese, il fronte si sposta dalla sua posizione originale intorno alla Dorsale di Lomonosov a una posizione approssimativamente parallela alle Dorsali Alpha e Mendeleyev; contemporaneamente, le misurazioni idrografiche indicano un generale riscaldamento delle temperature del nucleo dell’Acqua Atlantica. Morison et al. (1998) evidenziano che l’aumentata influenza del settore Atlantico (e la ridotta presenza di acqua dolce) nell’Oceano Artico persiste per diversi anni.Potrebbe accadere che il riscaldamento generale dell’Artico e la perdita di ghiaccio marino conducano a un indebolimento dell’Alta di Beaufort. Un’inversione della circolazione anticiclonica prevalente è stata documentata nell’inverno del 2017, ad esempio (Moore et al., 2018). Questo fenomeno è stato attribuito a temperature superficiali dell’aria più elevate durante l’autunno precedente e a una ridotta estensione del ghiaccio marino, che hanno portato all’intensificazione di una bassa pressione sul Mare di Barents e all’aumento della propagazione di cicloni nella regione del Mare di Beaufort (Moore et al., 2018). Tali modelli di circolazione potrebbero diventare sempre più comuni in un Artico in riscaldamento, il che avrebbe notevoli implicazioni e interazioni con i flussi di acqua dolce dalla regione del Giro di Beaufort. Ciò sottolinea l’importanza di comprendere come cambierà la meteorologia dell’Artico con il suo riscaldamento a un tasso superiore al doppio della media globale (si veda la rassegna sull’amplificazione artica di Serreze et al., 2009).
9. Un Quadro per Interpretare la Circolazione dell’Oceano Artico in un Sistema in Evoluzione e le Sfide Future
Abbiamo fornito una descrizione generale di due distinti schemi di circolazione nell’Oceano Artico. Le Acque Atlantiche, relativamente calde e salate, entrano attraverso lo Stretto di Fram e l’Apertura del Mare di Barents e circolano ciclonicamente attorno ai confini del bacino artico e all’interno dei suoi sub-bacini, apparentemente sotto il forte controllo della topografia. In coesistenza con questi flussi principali ci sono modelli intensificati in superficie e guidati dal vento all’interno dell’Artico: il Giro di Beaufort e la Corrente Traspolare Deriva. L’oceano è sovrastato da una copertura di ghiaccio marino che varia stagionalmente, con una distribuzione che è largamente indipendente dalle caratteristiche topografiche. Gli afflussi provenienti dall’Oceano Pacifico e dai fiumi modificano ulteriormente le proprietà delle acque superficiali.
Sia il modello di estuario sia quello che segue la relazione f/H per la circolazione delle Acque Atlantiche incorporano processi essenziali fondamentali, ma nessuno dei due da solo può fornire un quadro completo. Nel modello di estuario, non c’è spazio per un ruolo della topografia all’interno dell’Oceano Artico e non viene riconosciuto alcun ruolo dinamico ai venti. Il modello più semplice basato sulla relazione f/H è barotropico, mentre esiste una forte stratificazione lungo il percorso ciclonico delle Acque Atlantiche, in particolare nel bacino interno del Canada dove la stratificazione è più marcata, i vortici sono attivi e il flusso è accentuato in superficie. Inoltre, sebbene l’attrito di fondo possa essere importante, un modello completo dovrebbe anche considerare la mescolanza diapicnale nell’aloclina, i flussi laterali di vortici, le anomalie di pressione dei vortici sul pendio del fondale marino e gli stress sotto il ghiaccio.
Ci sono indubbiamente relazioni complesse tra le Acque Atlantiche arteriose e il flusso interno stratificato dell’Oceano Artico. Ad esempio, la modellazione accoppiata ghiaccio-oceano suggerisce che il Giro di Beaufort e la circolazione delle Acque Atlantiche possano influenzarsi reciprocamente (per esempio, Lique et al., 2015). Ad esempio, è stato osservato che un Giro di Beaufort intensificato (sotto un forzante del vento anticiclonico anomalo) può indebolire e persino invertire la corrente di confine delle Acque Atlantiche, sebbene le interazioni precise rimangano non completamente chiare (Karcher et al., 2007). Almeno, la struttura e le proprietà delle masse d’acqua dei vortici mesoscalari campionati all’interno del Giro di Beaufort indicano flussi di vortici efficienti dalla corrente di confine delle Acque Atlantiche (e dai tipi di acqua aloclina del Bacino Eurasiatico sovrastante) verso il Giro di Beaufort (Carpenter & Timmermans, 2012; Zhao & Timmermans, 2015).
La comunità scientifica ha sviluppato una descrizione coerente della circolazione del Giro di Beaufort guidata dal vento e dei processi di dissipazione: sia gli stress ghiaccio-oceano che l’attività dei vortici baroclinici giocano ruoli chiave nell’equilibrare il forzante del vento. Tuttavia, permangono molte questioni aperte. Una lacuna significativa nella comprensione riguarda le scale temporali di adattamento del Giro di Beaufort e la risposta dell’oceano superiore al forzante del vento nel Bacino Eurasiatico, che non sono ben conosciute. Sarà fondamentale delimitare queste scale temporali se intendiamo effettuare valutazioni valide su come il Giro di Beaufort cambierà con un ulteriore declino del ghiaccio marino, il destino dell’acqua dolce, i processi di stratificazione e mescolamento, e come cambieranno le dinamiche fondamentali con un continuo riscaldamento verso uno scenario in cui l’influenza dinamica della temperatura diventerà più rilevante.
Sebbene i modelli concettuali forniscono il contesto per riflettere sulle mutevoli dinamiche dell’Artico mentre la Terra si riscalda, è necessaria una continua esplorazione di nuovi modi per sfruttare i modelli di circolazione generale accoppiati atmosfera-oceano-ghiaccio marino per indagare la risposta del sistema artico a fattori esterni (come descritto, ad esempio, da Johnson et al., 2018; Marshall et al., 2017; Muilwijk et al., 2019). Questi sforzi di modellazione richiedono limitazioni fornite da osservazioni continuative.
Ci sono molte lacune nella nostra comprensione a causa delle difficoltà nell’acquisire misure sufficienti. Anche se la telerilevamento satellitare delle proprietà oceaniche, inclusi i flussi a mesoscala e a scala più piccola (e l’energia cinetica dei vortici), continuerà a diventare più efficace con il declino del ghiaccio marino, la copertura di ghiaccio marino rimarrà un ostacolo per gran parte dell’anno. Sebbene il ghiaccio marino possa essere una barriera all’osservazione remota e in situ sostenuta dell’Oceano Artico, i sensori montati sul ghiaccio marino hanno fornito misurazioni inestimabili del sistema atmosfera-ghiaccio-oceano artico (vedi la revisione di Timmermans et al., 2018). Tuttavia, permangono sfide nell’osservare e quantificare gli stress ghiaccio-oceano e i flussi di vortici nell’oceano superiore, che sappiamo essere cruciali negli equilibri dinamici. Misurazioni ad alta risoluzione spaziale e temporale nel layer limite ghiaccio-oceano sono generalmente possibili solo utilizzando il ghiaccio marino come piattaforma da cui effettuare campionamenti (e queste sono quindi misurazioni Lagrangiane). Inoltre, misurazioni durante tutto l’anno nel layer limite non sono attualmente praticabili a causa della crescita stagionale del ghiaccio marino e dei processi di formazione di creste dinamiche che possono compromettere il dispiegamento. Per lo stesso motivo, i sensori ancorati devono essere collocati più in profondità di un paio di decine di metri sotto l’interfaccia ghiaccio-oceano per evitare il rischio di danneggiamento da parte delle chiglie di ghiaccio profonde alla deriva.
La misurazione durante tutto l’anno delle regioni al confine del bacino Artico (compresi i suoi mari marginali) rimane ancora una lacuna critica dal punto di vista osservativo. Come abbiamo osservato, queste regioni sono caratterizzate dalle scale di flusso più piccole e dalla più alta energia cinetica dei vortici. Inoltre, i confini del bacino sono i percorsi per gli afflussi dei fiumi, gli ingressi di Acqua Atlantica e Pacifica, e le correnti di confine, ed è anche la regione oceanica che riceve il riscaldamento solare più forte durante l’estate. Tuttavia, caratterizzare la dinamica e la variabilità annuale in queste aree rappresenta una sfida sia per ragioni politiche (ossia, l’osservazione nelle Zone Economiche Esclusive) sia per ragioni ambientali (ossia, i flussi di oceano e ghiaccio marino nelle regioni di confine sono estremamente dinamici e distruttivi e mostrano una notevole variabilità stagionale). Saranno necessari diversi approcci osservativi per fornire nuove osservazioni nei layer limite sotto il ghiaccio e nelle importanti aree di margine del bacino, osservazioni che saranno essenziali per guidare e vincolare le analisi teoriche e di modellazione per meglio comprendere i mutamenti negli equilibri dinamici dell’oceano.