Riassunto: Il relativo calore dell’Europa è mantenuto dalla branca superficiale polare della circolazione termoalina dell’Oceano Atlantico. Ci sono prove paleoceanografiche di una significativa variabilità e persino di passaggi tra diverse modalità di circolazione termoalina. La modellazione climatica accoppiata oceano-atmosfera permette una prima visione del ruolo relativo dei vari fattori che influenzano la variabilità della circolazione termoalina dell’Atlantico, cioè l’Oscillazione del Nord Atlantico, la variabilità dell’Atlantico tropicale, gli scambi di bacino oceanico, i processi su piccola scala come la convezione ad alta latitudine, le sovrascorrimenti e la miscelazione, così come gli effetti dei cambiamenti nel ciclo idrologico, il contenuto di CO2 atmosferico e la radiazione solare. La forte necessità di un continuo miglioramento dei modelli richiede sforzi concertati nelle osservazioni delle serie temporali oceaniche e negli studi dei processi rilevanti. Nuovi strumenti e metodi, sia per le misurazioni in situ che per la rilevazione satellitare remota, stanno diventando disponibili per aiutare nel progresso verso una migliore comprensione della variabilità climatica dell’Atlantico del Nord.
Motivazione
Circa il 90% della popolazione terrestre a nord della latitudine 50 N vive in Europa. Questo è una conseguenza del suo clima, che è da 5 a 10 gradi più caldo rispetto alla media per questa fascia di latitudine, la più grande anomalia di questo tipo sulla Terra (Fig. 1). Un cambiamento o uno spostamento del nostro clima è quindi probabile che abbia una notevole influenza sulla società umana. Il relativo calore dell’Europa è mantenuto dalla branca superficiale polare della circolazione termoalina dell’oceano (THC).
La maggior parte delle proiezioni dei cambiamenti climatici indotti dai gas serra prevedono un indebolimento della THC nell’Atlantico del Nord in risposta ad un aumento dell’addolcimento e del riscaldamento nei mari subpolari che porta ad una riduzione della convezione (Rahmstorf e Ganapolski 1999; Manabe e Stouffer 1999). Dal momento che la sovracorrente e la discesa delle acque fredde e dense attraverso la Cresta Groenlandia-Scozia è uno dei principali mezzi con cui l’oceano profondo viene ventilato e rinnovato, si suggerisce che una riduzione della densità dell’oceano superiore alle alte latitudini settentrionali indebolirà la THC (Doescher e Redler 1997; Rahmstorf 1996). Tuttavia, i flussi oceanici alle alte latitudini settentrionali non sono gli unici costituenti di questo problema. I flussi interoceanici di calore e sale nell’emisfero meridionale, l’upwelling indotto dal vento nella cintura circo polare e le teleconnessioni atmosferiche influenzano anche la forza e la stabilità della circolazione di ribaltamento atlantica (Latif 2000; Malanotte-Rizzoli et al. 2000).
Sfortunatamente, i nostri modelli non gestiscono ancora adeguatamente molti dei meccanismi ritenuti responsabili del controllo della THC, e le nostre osservazioni non riescono ancora a fornire molti dei numeri di cui hanno bisogno. Il problema risiede nell’ampia gamma di scale spaziali e temporali coinvolte. Gli effetti remoti provenienti da altri oceani e i cicli di retroazione tramite l’atmosfera che influenzano la THC richiedono una modellazione su scala globale piuttosto che regionale. Processi su scala più piccola come gli scambi attraverso le lacune topografiche, i flussi di vortici e la miscelazione turbolenta devono essere risolti o adeguatamente parametrizzati. Le nostre attuali osservazioni strumentali sono addirittura insufficienti per rilevare se la THC sta cambiando o meno.Tuttavia, le registrazioni del paleoclima mostrano che cambiamenti climatici massivi e improvvisi si sono verificati nell’emisfero settentrionale, specialmente durante e subito dopo l’ultima era glaciale, con un cambiamento della THC come il motore più plausibile. Sia le registrazioni del paleoclima che i modelli suggeriscono che i cambiamenti nella forza della THC possono verificarsi molto rapidamente, entro pochi decenni (Rahmstorf 2002). I set di dati e i risultati dei modelli che consentono il riconoscimento della variabilità a lungo termine, compresi i dati dell’oceano profondo, sono diventati disponibili solo di recente. Tuttavia, il database è troppo incompleto per determinare adeguatamente i modelli di dispersione su larga scala. Un’eccezione a ciò è il fenomeno ‘El Niño Southern Oscillation’, che è abbastanza ben compreso rispetto ai principali meccanismi coinvolti (McPhaden et al. 1998). A causa della stretta connessione atmosfera-oceano, può essere predetto con mesi di anticipo. Per le regioni extra-tropicali e di latitudine più alta, questo tipo di prognosi non è ancora possibile. Sono ancora necessari significativi sforzi di ricerca in questo settore. L’Atlantico del nord ha un’importanza particolare in questo contesto, a causa degli effetti diretti delle variazioni oceaniche sul clima dell’Europa (Allen e Ingram 2002).
Questioni Scientifiche
Modalità di variabilità e ruolo dell’oceano Circolazione di ribaltamento meridionale
La Terra riceve la maggior parte della sua energia dal sole, sotto forma di radiazione a onde corte. Alcuna di questa energia viene riflessa direttamente nello spazio, principalmente da nuvole, neve e ghiaccio, ma circa il 70% viene assorbita nell’atmosfera, dalle superfici terrestri e dagli oceani. In definitiva, questa energia viene restituita nello spazio dalla radiazione termica a lunghe onde della Terra. La Terra è una sfera e la sua geometria porta a un guadagno netto di energia radiativa vicino all’equatore e a una perdita netta alle alte latitudini. L’eccesso di calore tropicale viene trasportato verso i poli sia dall’atmosfera che dagli oceani. Ciascuno trasporta circa la metà di questo calore, l’atmosfera tramite flussi di vortici a mesoscala e l’oceano tramite la circolazione di ribaltamento e flussi di vortici. Nell’Atlantico del Nord la Corrente del Golfo e le Correnti dell’Atlantico del Nord e Norvegese trasportano acqua calda verso nord fino all’Oceano Artico. Lungo il loro percorso le correnti cedono continuamente il loro calore all’atmosfera e sono quindi la principale ragione del clima mite dell’Europa. Il raffreddamento dell’acqua la rende così densa che si mescola a grande profondità e alla fine ritorna come una corrente profonda e fredda che scorre verso sud fino all’Atlantico.
Questo sistema è chiamato “circolazione di ribaltamento meridionale” o “circolazione termoalina” che in questa forma è unica per l’Oceano Atlantico (Schmitz e McCartney 1993) (Fig. 2).
Le alte latitudini settentrionali e i flussi oceanici che le collegano ai mari adiacenti forniscono la fonte delle masse d’acqua per il ramo profondo della THC. Tuttavia, la circolazione è anche guidata dai termini di affondamento dell’acqua profonda, cioè l’upwelling (risalita di acque profonde) di nuovo negli strati superiori dell’oceano. Questo upwelling può essere direttamente guidato dai venti, come nel caso della cintura circumpolare, o indotto dalla miscelazione attraverso la base della termoclina (Broecker 1991). La miscelazione è una funzione complicata della circolazione stessa e la sua interazione con la topografia e la stratificazione dipende in gran parte dalle forze locali di marea e vento (Munk e Wunsch 1998).
Inoltre, i flussi aria-mare e i flussi interoceanici di calore e acqua dolce nell’emisfero meridionale controllano anche la forza e la stabilità della circolazione di ribaltamento dell’Atlantico. Le caratteristiche delle acque affondanti settentrionali, in particolare la loro salinità, sono determinate dall’afflusso advettivo nell’Atlantico meridionale e dai flussi di galleggiabilità superficiale all’interfaccia aria-mare lungo il suo percorso verso i Mari Nordici.
(Fig. 2. Schema della circolazione termoalina globale (modificato da Broecker (1987) da Rahmstorf 2002). L’affondamento delle acque superficiali (rosse) nelle regioni gialle sono le fonti per le correnti profonde (blu) e le correnti di fondo (viola). L’ombreggiatura verde indica alte salinità superficiali sopra 36/psu. Le velocità di formazione dell’acqua profonda sono stimate a 15+2 Sverdrup (1 Sverdrup= 10^6 m^3 s^-1) nell’Atlantico del Nord e 21+6Sv nell’Oceano Meridionale. Il trasporto di calore verso nord nella circolazione superficiale riscalda le temperature dell’aria dell’Atlantico del Nord settentrionale fino a 10°C sopra l’oceano (da Rahmstorf 2002).)
Fig. 1. a) Anomalie della temperatura media annuale della superficie dai dati NCAR, rispetto alle medie zonali. C’è un’anomalia calda di 5-10°C su NW Europa e sui Mari Nordici, rendendo questa area altamente sensibile ai cambiamenti del trasporto di calore oceanico verso nord fornito attraverso la THC (Rahmstorf et al. 1999). b) Due esempi di cambiamenti nella forzatura atmosferica: cambiamenti osservati dell’indice NAO (media mobile di 3 anni) e aumento previsto di CO2 atmosferica (dopo Rahmsdorf e Dickson pers. com.).
Variabilità a lungo termine e cambiamenti climatici improvvisi
I modelli di circolazione oceanica hanno dimostrato che la circolazione termoalina può assumere più di una condizione di equilibrio stabile (Stommel 1961; Manabe e Stouffer 1988) (Fig.3). Questo si traduce nella possibilità dinamica di base di transizioni tra due condizioni, o un crollo improvviso della circolazione termoalina in un periodo di soli pochi decenni o addirittura anni. I calcoli del modello suggeriscono che questi processi hanno svolto un ruolo nei rapidi cambiamenti climatici osservati in passato (Marotzke 2000). La questione se un tale crollo possa derivare dal riscaldamento globale non è ancora risolta e rappresenta un argomento importante per ulteriori ricerche.
Nelle serie temporali delle stime di temperatura paleoceanografica derivate dai nuclei di sedimenti in regioni oceanograficamente sensibili del Nord Atlantico, sono stati dimostrati rapidi cambiamenti climatici, soprattutto sotto forma di cambiamenti nelle comunità floreali e faunistiche planctoniche sensibili alla temperatura (Bianchi e McCave 1999; Sarntheim et al. 1994). Le sporadiche occorrenze di orizzonti sedimentari con maggiori quantità di detriti trasportati dal ghiaccio (Eventi di Heinrich) forniscono la prova sedimentologica più convincente di tali oscillazioni climatiche a breve termine durante le ultime ere glaciali (Heinrich 1988) (Fig. 4). Questi possono essere attribuiti a instabilità che si verificano periodicamente, ad esempio, del ghiacciaio Laurentide nel nord del Nord America, provocando un’intensificazione del distacco glaciale e un aumento delle derive di iceberg nel nord del Nord Atlantico. Questi episodi massicci di parto avvengono alla fine delle fasi di raffreddamento a medio termine che si estendono su periodi di sette a dieci mila anni.
Fig. 2. Schema della circolazione termoalina globale (modificato da Broecker (1987) da Rahmstorf 2002). L’affondamento delle acque superficiali (rosse) nelle regioni gialle sono le fonti per le correnti profonde (blu) e le correnti di fondo (viola). L’ombreggiatura verde indica alte salinità superficiali sopra 36/psu. I tassi di formazione dell’Acqua Profonda sono stimati in 15+2 Sverdrup (1 Sverdrup = 10^6 m3 s-1) nell’Atlantico del Nord e 21+6Sv nell’Oceano del Sud. Il trasporto di calore verso nord nella circolazione superficiale riscalda le temperature dell’aria dell’Atlantico del Nord di fino a 10°C sopra l’oceano (da Rahmstorf 2002).
Fig. 3. La circolazione termoalina è non lineare a causa degli effetti combinati di temperatura e salinità sulla densità. Il grafico illustra le proprietà di stabilità della THC. Qui la forza del trasporto di acqua profonda dell’Atlantico del Nord è rappresentata in funzione dell’apporto di acqua dolce nell’Atlantico (da Rahmstorf 2002).
Le temperature nella regione dell’Atlantico del Nord diminuivano costantemente durante questi periodi mentre le calotte glaciali subivano una significativa crescita. I carotaggi del sedimento prelevati da vari siti nell’Atlantico del Nord a profondità da uno a quattro mila metri indicano che i valori di isotopi del carbonio e il contenuto di carbonato sono chiaramente diminuiti durante i periodi di maggiore deriva degli iceberg. Questo indica una restrizione o addirittura una sospensione della circolazione termoalina nell’Atlantico del Nord, che presumibilmente avrebbe contribuito a un ulteriore raffreddamento della regione dell’Atlantico del Nord (Keigwin et al. 1994).
I set di dati esistenti indicano un raffreddamento globale di circa un grado Celsius durante la “Piccola era glaciale”, l’evento climatico più significativo degli ultimi 1.000 anni per l’emisfero settentrionale. Questo fenomeno durò dal 15° secolo all’inizio del 19° secolo (Bradley e Jones 1995). Il successivo periodo di riscaldamento globale naturale si sovrappone agli effetti dell’aumento delle emissioni industriali di diossido di carbonio ed è usato per studiare in dettaglio l’influenza antropogenica sul ciclo del carbonio negli ultimi 200 anni. Le influenze naturali e antropogeniche sul trend climatico degli ultimi 100 anni non sono facilmente distinguibili. La “Piccola era glaciale” sarà al centro delle future ricerche sul clima dell’Olocene perché può essere applicata come esperimento climatico naturale, fungendo da sfondo per interpretare l’influenza antropogenica sul clima (Broecker 2000). I profili di dati provenienti da scheletri di spugne vecchi di 600 anni indicano cambiamenti di temperatura minori, di meno di un grado, alla superficie del mare. Da ciò si può concludere che il raffreddamento successivo al Medioevo si è verificato principalmente sui continenti.
La Figura 4 mostra la ricostruzione delle temperature da carotaggi di sedimenti nell’Atlantico subtropicale (linea verde, Sachs et al. 1999) e carotaggi di ghiaccio in Groenlandia (linea blu, Grootes et al, 1993). Gli eventi di Heinrich (H) sono contrassegnati in rosso, gli eventi di Dansgaard-Oeschger sono numerati (da Rahmstorf 2002).
Gli eventi di Heinrich sono eventi climatici rapidi e drammatici che si sono verificati nel corso delle ultime ere glaciali, in cui grandi quantità di ghiaccio sono state scaricate nell’Atlantico del Nord, alterando la circolazione termoalina e causando cambiamenti climatici globali. Gli eventi di Dansgaard-Oeschger sono un altro tipo di evento climatico rapido che si è verificato durante le ere glaciali, caratterizzati da riscaldamenti rapidi seguiti da raffreddamenti più lenti.
Questa figura sembra mostrare come queste due serie di dati, prese da diverse parti dell’Atlantico, mostrano un andamento simile nel tempo, suggerendo che entrambe le regioni stanno rispondendo alle stesse forzanti climatiche su larga scala. Le etichette rosse e blu indicano i periodi di tempo in cui sono stati registrati questi eventi di cambiamento climatico rapido.
NAO/AO related variability
La North Atlantic Oscillation (NAO) e l’Arctic Oscillation (AO) sono schemi di variabilità climatica, o modi, associati a cambiamenti nella pressione atmosferica a livello del mare. Questi schemi influenzano il clima e il tempo meteorologico su larghe regioni, incluso l’oceano Atlantico e l’emisfero settentrionale.
La NAO è caratterizzata da un alternarsi di massa atmosferica tra l’alta pressione subtropicale e la bassa pressione polare, influenzando la temperatura, le precipitazioni e i modelli di tempeste attraverso la regione dell’Atlantico del Nord e i suoi continenti adiacenti. L’AO è un modello simile che riguarda l’intero emisfero settentrionale.
La NAO e l’AO sono anche legate alla circolazione termoalina (THC), che trasporta il calore dai tropici alle latitudini superiori, svolgendo un ruolo chiave nel sistema climatico della Terra. Cambiamenti nell’intensità della NAO e dell’AO possono avere un impatto sulla THC, potenzialmente influenzando il suo ruolo nel trasporto del calore oceanico.
Questa relazione rende la NAO e l’AO fattori importanti nello studio del cambiamento climatico, in particolare nel contesto del riscaldamento globale. Come hai menzionato, alcuni modelli generali di circolazione accoppiata (GCM) hanno suggerito che il riscaldamento globale potrebbe indebolire significativamente la THC, il che avrebbe implicazioni di vasta portata per il sistema climatico della Terra.
Tuttavia, la nostra comprensione di questi sistemi e delle loro interconnessioni è ancora in evoluzione, quindi si stanno conducendo molte ricerche per affrontare domande come quelle che hai menzionato: Il clima si è riscaldato? Se sì, perché? E come cambierà in futuro? Comprendere la NAO, l’AO e la THC, e come interagiscono tra loro e con il sistema climatico più ampio, è fondamentale per rispondere a queste domande.
La potenziale soppressione della circolazione termoalina (THC) a causa di un aumento dell’apporto di acqua dolce e della temperatura atmosferica ad alte latitudini è una questione di grande impatto potenziale che deve essere presa seriamente, nonostante le discussioni ancora in corso in merito (Rahmstorf 2000).
Le osservazioni esistenti indicano che le fluttuazioni decennali del trasporto di masse d’acqua e di calore verso nord, così come la convezione nel Mare del Labrador, nei Mari nordici europei e nell’Artico, sono dominate dalla North Atlantic Oscillation (NAO). Fasi di alta pressione marcata negli Azzorre e bassa pressione in Islanda corrispondono a un aumento del trasporto di masse d’acqua e di calore della Corrente dell’Atlantico del Nord e a un’intensificazione della convezione nel Mare del Labrador.
L’interpretazione dei dati ancora molto incompleti suggerisce che differenze di pressione meno pronunciate indeboliscono la Corrente dell’Atlantico del Nord e la convezione del Labrador da un lato e, dall’altro, rafforzano la convezione nel Mare di Groenlandia e sopra la piattaforma artica.
Le fluttuazioni nella convezione equivalgono a fluttuazioni nella formazione di acqua profonda nell’Atlantico del Nord. Questo fornisce un meccanismo significativo per le variazioni nella THC (Dickson et al. 2000).
L’esportazione di ghiaccio marino dall’Oceano Artico all’Atlantico del Nord è anche correlata alle oscillazioni osservate in quest’area. Le fluttuazioni del meltwater risultanti appaiono come anomalie di salinità nel giro sub-polare e possono, come è accaduto durante la cosiddetta ‘Grande Anomalia di Salinità’ degli anni ’70, interrompere i processi di convezione principalmente stimolati localmente nel Mare del Labrador e nel Mare di Groenlandia (Dickson et al. 1996).
Le indagini preliminari con un modello oceano-atmosfera che considera anche i processi di ghiaccio marino hanno riscontrato una sequenza di processi: ‘convezione – intensità della THC – intensità della NAO – convezione’ che può essere vista come variazione interdecadale nell’Atlantico del Nord (Morison et al. 2000). Questo risultato suggerisce fortemente che le variazioni a bassa frequenza nell’Atlantico del Nord debbano essere considerate in relazione a un concetto di accoppiamento, e che le serie temporali di parametri rilevanti possono essere attese per fornire un certo grado di potenziale predittivo.
Questo è interessante rispetto alla correlazione tra le fluttuazioni decennali delle temperature di superficie nell’Atlantico tropicale e la produzione di acqua profonda nel Mare del Labrador, dove si osserva il massimo contrasto di temperatura nella regione equatoriale circa cinque anni dopo il massimo della profondità di convezione nel Mare del Labrador (Yang 2002).
Per determinare se queste relazioni sono il risultato di fluttuazioni della THC e del trasporto di acqua del Mare del Labrador verso l’Atlantico tropicale, o se è coinvolto anche un accoppiamento atmosferico, saranno necessarie ulteriori indagini intensive.
Fig. 5. a) Composito degli effetti di uno stato positivo estremo dell’AO (Oscillazione dell’Atlantico Nord). L’aumento della differenza di pressione tra l’Alta pressione delle Azzorre (H) e la Bassa pressione dell’Islanda (L) causa un’intensificazione della banda di venti occidentali che si estende da sud-ovest a nord-est attraverso l’Atlantico settentrionale. Masse d’aria calde e umide raggiungono l’Europa nord-occidentale e l’Artico, la Corrente dell’Atlantico del Nord e il flusso di ghiaccio dall’Artico sono intensificati. Vaste ondate di freddo aria artica influenzano il Mare di Labrador e intensificano la convezione. I venti alisei potenziati causano un forte risorgimento al largo del Nord Africa. b) Composito degli effetti di uno stato negativo estremo dell’AO. Una diminuita differenza di pressione tra l’Alta pressione delle Azzorre (H) e la Bassa pressione dell’Islanda (L) riduce l’intensità della banda di venti occidentali, che è più orientata zonalmente e raggiunge l’Europa sud-orientale. L’Europa settentrionale sperimenta inverni freddi e secchi. La circolazione oceanica è ridotta, la convezione nel Mare di Labrador cessa.
Variabilità dell’Atlantico tropicale
La zona equatoriale è considerata un’altra regione chiave per la circolazione meridionale dell’Atlantico. Recenti indagini con moderne reti di misurazione delle correnti e modelli numerici ad alta risoluzione hanno dimostrato che la struttura della circolazione nella regione equatoriale è molto complessa (Schott et al. 1998). Ad esempio, l’acqua calda che scorre verso nord nell’Atlantico occidentale fa grandi deviazioni verso est nella zona equatoriale prima di continuare nel Mar dei Caraibi e nella Corrente della Florida o nel Gulf Stream. Ciò è causato da diverse correnti sottostanti e contrarie. Anche l’acqua profonda che scorre verso sud dal Nord Atlantico, parte del ramo freddo della Circolazione Termoalina (CTA), sembra essere soggetta a tali deviazioni e trasformazioni (Stramma e Rhein 2001).
Sono state rilevate cellule di circolazione meridionale poco profonde che collegano i tropici con le medie latitudini nel Pacifico (Gu e Philander 1997; Latif e Barnett 1996) e si ritiene che esistano anche nell’Oceano Atlantico. Queste trasportano anomalie di temperatura decennali dalle regioni di subduzione dei subtropici orientali verso l’equatore, dove risalgono in superficie per risorgimento e innescano interazioni termodinamiche instabili tra l’oceano e l’atmosfera. Un ulteriore meccanismo è postulato per il collegamento dei tropici con le medie latitudini. Gli eventi ENSO potrebbero innescare onde di Kelvin che viaggiano in direzione meridionale che, a loro volta, potrebbero indurre lente onde di Rossby in movimento verso ovest nelle medie latitudini. Queste portano a spostamenti su scala decennale delle correnti al limite occidentale causando cambiamenti nel trasporto di calore verso nord dell’oceano.
È stata osservata una variabilità con periodi di pochi anni nell’Atlantico tropicale, con forti effetti sui climi regionali, in particolare sulle precipitazioni (Folland et al. 1986; Enfield 1996; Latif 2000). Sembra essere una teleconnessione atmosferica originata dal Pacifico El Niño – Oscillazione del Sud (ENSO). Una domanda di ricerca ancora aperta è come questa variabilità influisce sullo scambio trassequatoriale della grande scala della CTA e se ha conseguenze che vanno ben oltre la zona equatoriale.
Esiste anche una variabilità equatoriale indipendente dell’Atlantico di periodo quasi biennale. È l’equivalente atlantico equatoriale dell’ENSO del Pacifico, con le anomalie più forti della Temperatura Superficiale del Mare (SST) nell’Atlantico equatoriale orientale. Influendo fortemente le precipitazioni sull’Africa occidentale e sull’America del Sud orientale. Ancora una volta, il suo ruolo nel modificare gli scambi trassequatoriali è sconosciuto.
Modulazione dell’Oceano Indiano sulla CTA La circolazione ribaltante dell’Atlantico è controllata non solo dai flussi di calore e acqua dolce sulla sua superficie, ma anche dagli scambi con gli oceani vicini. Le acque profonde del Nord Atlantico esportate verso l’Oceano Indiano e l’Oceano Pacifico attraverso la Corrente Circumpolare Antartica hanno un trasporto di ritorno dello strato superiore che entra sia attraverso il Passaggio di Drake sia attorno al Sud Africa. In quest’ultimo caso, acque calde e salate dell’Oceano Indiano vengono iniettate nell’Atlantico sudorientale e si propagano verso nord con la circolazione ribaltante (De Ruijter et al. 1999). Studi di modellazione indicano che la forza della circolazione ribaltante risponde significativamente alle variazioni di questo trasporto interoceanico attraverso il suo impatto diretto sul gradiente di densità su larga scala (Weijer et al. in press). Pertanto, un maggiore apporto di acque salate dell’Oceano Indiano rafforza e stabilizza la circolazione ribaltante. Una riduzione porterebbe a una diminuzione della forza del ribaltamento e potrebbe avvicinarla a uno stato di stabilità ridotta e variabilità aumentata. In tal caso, l’impatto destabilizzante degli apporti di acqua dolce tramite le connessioni artiche diventerebbe più dominante.
Influenza che le trasformazioni di piccole masse d’acqua possono avere sulla Circolazione Termoalina (CTA) a grande scala e sui flussi associati.
I processi di subduzione profonda all’interno delle masse d’acqua, come la convezione nell’oceano aperto o sulle pendenze delle piattaforme, sono di fondamentale importanza per il processo di circolazione termoalina tridimensionale su larga scala (Marshall e Schott 1999; Backhaus et al. 1997; Marotzke e Scott 1999). La convezione profonda può verificarsi nell’oceano aperto quando la stabilità della colonna d’acqua è così bassa che le forze atmosferiche che la guidano sono sufficienti a causare instabilità. I mari della Groenlandia, Labrador e Weddell sono regioni chiave per gli eventi di convezione. La convezione sul pendio della piattaforma è controllata dall’accumulo di acqua densa sulle piattaforme. La convezione del pendio si verifica ampiamente nelle aree marginali dell’Oceano Artico. La sua persistente presenza nel Mare di Weddell occidentale è stata documentata. Le masse d’acqua formate dalla convezione non entrano direttamente nella circolazione su larga scala, ma sono soggette a ulteriori processi di miscelazione e trasformazione. Finora, la rappresentazione della convezione nei modelli di circolazione non è stata risolta in modo soddisfacente. Ciò richiederà un’intensa indagine di quei processi che sono responsabili delle variazioni decennali nella composizione delle masse d’acqua nelle regioni di convezione, sia mediante studi di modellazione che con misurazioni in situ.
Straripamenti e inglobamento Ci sono prove che il flusso d’acqua sopra i sistemi di canali e creste sottomarine, i cosiddetti straripamenti, ha un’influenza su larga scala sul processo di circolazione. Un esempio particolarmente importante di questo è lo straripamento di masse d’acqua dense formate nei Mari del Nord Europei attraverso i canali trasversali nella Cresta Groenlandia-Islanda-Scozia (Dickson et al. 2002; Hansen et al. 2001; Dickson e Brown 1994; Doescher e Redler 1997; Käse et al. inviato; Davies et al. 2001). Sebbene questo flusso rappresenti solo circa un terzo della formazione di acque profonde nell’Atlantico settentrionale, è apparentemente di fondamentale importanza per quanto riguarda la composizione delle masse d’acqua e la dinamica della circolazione su scala di bacino, come indicato dalle simulazioni dei modelli. Vari aspetti della problematica degli straripamenti devono essere affrontati in modo più dettagliato rispetto al passato per fornire una migliore comprensione del sistema climatico nell’Atlantico settentrionale. Punti significativi includono fino a che punto le velocità di flusso attraverso i canali sono controllate idraulicamente, quali meccanismi determinano la dinamica e la miscelazione delle intense correnti di pendio vicino al fondo a sud della cresta, e come l’effetto dello straripamento può essere incorporato nelle simulazioni di modelli su larga scala.
Mescolamento nell’interno Mentre le fluttuazioni decennali delle celle di circolazione termoalina possono essere principalmente controllate da processi nelle regioni sorgenti di acque profonde, gli effetti a lungo termine, su scale di tempo secolari, possono essere spiegati solo considerando quei processi di mescolamento su piccola scala che sono responsabili del graduale riscaldamento delle acque profonde nell’oceano mondiale. Recenti indagini indicano che questi processi di mescolamento dipendono dalla rugosità della topografia del fondo e dalla loro interazione con correnti vicino al fondo, come quelle causate da maree e vortici a meso-scala (Kunze e Toole 1997). Il mescolamento viene quindi realizzato attraverso la rottura delle onde interne. Attualmente quasi tutte le simulazioni di modelli assumono una distribuzione uniforme delle intensità di mescolamento. È necessaria una rappresentazione più realistica del mescolamento al fine di determinare quantitativamente la sua influenza sui cambiamenti a lungo termine della circolazione termoalina.
Componenti rilevanti del ciclo idrologico: E-P, deflusso fluviale, flusso di ghiaccio L’oceano contiene il 97% dell’acqua dolce della terra, mentre l’atmosfera detiene circa lo 0.001% del totale. L’oceano svolge un ruolo dominante nel ciclo idrologico globale. Le stime attuali indicano che l’86% dell’evaporazione globale e il 78% delle precipitazioni globali avvengono sugli oceani (Baumgartner e Reichel 1975). Piccoli cambiamenti nei modelli di evaporazione e precipitazione oceanica possono influenzare in larga misura il ciclo idrologico globale, compreso quello terrestre, che è così importante per molte attività umane e industrie: agricoltura, produzione di energia idroelettrica, alluvioni, risorse idriche in generale, ecc.
I cambiamenti nel ciclo dell’acqua possono anche influenzare la CTA dell’oceano. La convezione delle acque profonde potrebbe essere interrotta se la salinità superficiale diminuisce a causa di un maggiore apporto di acqua dolce (Bryan 1986; Broecker 1987; Manabe e Stouffer 1995). I principali fattori che controllano la salinità superficiale sono le distribuzioni di evaporazione, precipitazione, ghiaccio e deflusso continentale, il che rende fondamentale conoscere il ciclo idrologico nell’oceano (Schmitt 1995).
Nonostante l’importanza dell’oceano nel ciclo idrologico globale, il suo ruolo non è ancora ben noto e compreso. Si sa poco sul suo stato medio e sulla sua variabilità. Alcune delle principali cause di questa ignoranza derivano dalle difficoltà di misurare in situ alcune delle variabili che giocano un ruolo principale nel ciclo dell’acqua (ad esempio precipitazioni, salinità della superficie del mare), la scarsità di registrazioni a lungo termine e la disponibilità di climatologie globali.
Stoccaggio e flussi di CO2 nell’Atlantico Lo stoccaggio oceanico di carbonio (Gruber 1998) su scale di tempo stagionali a secolari è determinato da un interplay tra processi di trasporto e trasformazione mediati biologicamente e trasporto fisico. In particolare, la ventilazione delle acque intermedie profonde attraverso la circolazione termoalina gioca un ruolo cruciale nel rimuovere il carbonio dallo strato mescolato superficiale all’abisso, mentre l’upwelling associato a grande scala porta “acqua vecchia” in superficie. La variabilità della miscelazione profonda, degli overflow, della ventilazione dell’acqua intermedia e dell’upwelling compensativo su larga scala influenzerà la CO2 atmosferica su scale decennali a secolari per dati scenari di emissione. Le prime simulazioni globali del modello di circolazione dell’oceano del ciclo del carbonio con ridotta circolazione termoalina dell’Atlantico Nord (Sarmiento e LeQuéré 1996) hanno dimostrato che non solo la forza, ma anche il modo in cui questa circolazione è rappresentata nel modello influisce significativamente sull’evoluzione futura del serbatoio di carbonio dell’oceano.
I dati attualmente disponibili indicano che i serbatoi di carbonio totali più forti sembrano essere vicino alle regioni di convezione nell’Atlantico Nord – mari nordici e forse nell’Oceano Meridionale. La maggior parte dei modelli indica anche un grande assorbimento di CO2 antropogenica nell’Atlantico Nord (Wallace 2001), cioè la perturbazione dei flussi aria-mare da livelli aumentati di CO2 nell’atmosfera. Tuttavia, le stime basate su osservazioni dei trasporti di carbonio (Holfort et al. 1998; Lundberg e Haugan 1996) indicano che la CO2 antropogenica stoccata nelle parti settentrionali dell’Atlantico Nord è principalmente advecata dal sud. Questo sarebbe coerente con le aspettative di massimo assorbimento di CO2 antropogenica nelle regioni dove l’acqua vecchia risale e si equilibra con l’aumento del contenuto atmosferico di CO2. L’interazione tra l’assorbimento di carbonio oceanico attraverso la superficie del mare e il trasporto di questo carbonio verso la sequestrazione profonda è strettamente legato alla circolazione termoalina.
Si prevede che le anomalie interannuali e interdecennali nella copertura del ghiaccio marino, nella perdita di calore superficiale e nella forza della circolazione influenzeranno l’assorbimento totale e antropogenico di CO2 associato. Si potrebbe ipotizzare che le variazioni relative alla NAO, ad esempio nelle distribuzioni di acqua dell’Atlantico e dell’Artico nei mari di Norvegia-Groenlandia e nei contributi relativi della convezione nei mari di Labrador rispetto a quelli di Groenlandia (Dickson et al. 1996), influenzerebbero i trasporti di carbonio. Finora i dati per quantificare tali effetti sul sistema del carbonio sono stati in gran parte mancanti (Skeljvan et al. 1999, per evidenza di forte variabilità interannuale dei flussi di CO2 nei mari di Norvegia-Groenlandia). Ora è tecnologicamente possibile effettuare misurazioni coordinate del carbonio da navi di osservazione volontaria e stazioni di serie temporali. Combinando questi dati con i campi fisici, si può stimare l’assorbimento di carbonio in diverse parti dell’Atlantico Nord come funzione del tempo.
La variabilità interannuale osservata nel tasso di crescita della CO2 atmosferica è grande rispetto alle emissioni annuali. Questo è stato più spesso attribuito alla biologia terrestre, ma le variazioni dell’assorbimento oceanico potrebbero avere una forza comparabile. Quantificando la variabilità dello scambio aria-mare nell’Atlantico Nord abbiamo la possibilità di limitare meglio i bilanci atmosferici, in particolare la forza dei pozzi terrestri in Eurasia e Nord America.
Sta diventando sempre più evidente che la forzante solare sul clima terrestre non è costante (Cubasch et al. 1997). L’output radiativo totale del sole è variato dello 0,1% negli ultimi due cicli solari; si pensa che questo sia troppo piccolo per influenzare significativamente il clima, sebbene possa essere stato maggiore in passato. L’emissione solare di UV è variata dal 10 al 50% nell’ultimo ciclo solare; questo ha probabilmente influenzato l’ozono stratosferico, e quindi le temperature stratosferiche, con la potenziale influenza sulla dinamica su larga scala della troposfera. Recentemente è stato dimostrato che le proprietà delle nuvole e i raggi cosmici galattici (GCR) modulati dal sole sono correlati (Svensmark 1998); questo introduce un’influenza solare del tutto diversa attraverso una catena che coinvolge il vento solare, i GCR, e le nuvole. La suggestione qui è che l’ionizzazione atmosferica prodotta dai GCR influenzi le proprietà microfisiche delle nuvole e quindi il loro impatto radiativo sul clima. Sebbene questi processi siano ancora in gran parte incerti, le prove storiche suggeriscono che la variabilità solare ha giocato un ruolo nei cambiamenti climatici passati.
Quanto è stabile il THC in un mondo a effetto serra?
Descrizione basilare della forza in funzione del tempo La figura 6 del rapporto IPCC 2001 (IPCC Climate Change 2001) mostra i risultati di nove modelli climatici, per i cambiamenti nella forza del THC Atlantico per il periodo 1850-2100. La maggior parte dei modelli simula un considerevole indebolimento del THC, ma alcuni modelli non mostrano alcun trend. Al momento non si capisce affatto se il THC subirà effettivamente un drastico indebolimento in un mondo a effetto serra. Inoltre, non è chiaro se tale indebolimento sarebbe reversibile, o piuttosto caratterizzato dal superamento irreversibile di un valore soglia, seguito da una brusca transizione verso uno stato di circolazione qualitativamente diverso.
I requisiti più basilari per la ricerca futura sono: Un registro osservativo continuo della forza del THC Atlantico. Le attuali osservazioni del THC sono insufficienti per rilevare se sta cambiando. Sono necessarie osservazioni a lungo termine dei fattori di forzatura del THC, tuttavia per un certo numero di essi non esiste alcuna stima osservativa fino ad oggi. Lo sviluppo di modelli climatici che incorporano fedelmente tutti i feedback che sono importanti per la stabilità del THC è di alta priorità.
Fig. 6. Cambiamento del trasporto di volume della circolazione meridionale di rivoltamento dell’Atlantico, previsto da una varietà di modelli accoppiati oceano-atmosfera. Forzatura atmosferica secondo lo scenario “business as usual” rispetto all’aumento di CO2 atmosferica. (IPCC 2001)
Meccanismi di forzatura e feedback dominanti I meccanismi ritenuti in grado di controllare la forza del THC includono: il flusso verso nord di acqua di superficie dell’Atlantico calda e salata; il flusso di acqua dolce fuori dall’Artico; la velocità e la densità delle sovracorrenti profonde che attraversano la dorsale Groenlandia-Scozia; la convezione in oceano aperto; la miscelazione vicino ai margini dell’oceano, incluso la superficie del mare; le interazioni ghiaccio-oceano e atmosfera-oceano; l’apporto di acqua dolce dall’atmosfera e dai fiumi. Questi processi e trasporti sono scarsamente osservati e compresi, e sono rappresentati solo grossolanamente nella presente generazione di modelli climatici. Molti dei fattori di forzazione sopra elencati sono fortemente influenzati dalle modalità dominanti di variabilità atmosferica, in particolare l’Oscillazione del Nord Atlantico e fenomeni correlati. Inoltre, ci sono un certo numero di teleconnessioni potenzialmente cruciali, come l’influenza di periodi prolungati di El Niño (Schmittner et al. 2000; Latif 2000), le interazioni tra acque profonde di origine settentrionale e meridionale (Wood et al. 1999; Doescher et al 1997), e l’afflusso di acque dell’Oceano Indiano nell’Atlantico del Sud (de Ruijter 1999).
Sembra esserci una stretta relazione tra la forzatura climatica e la formazione di acque profonde, o circolazione termoalina, nell’Atlantico del Nord. A causa di vari processi di feedback, quest’ultimo presenta un comportamento fortemente dinamico non lineare. A questo proposito, gli studi modellistici hanno identificato un meccanismo particolarmente importante chiamato feedback di advezione del sale, attraverso il quale l’indebolimento della circolazione termoalina porta a una diminuzione del trasporto di sale alle alte latitudini. Ciò porta a un ulteriore indebolimento della circolazione, dando origine a un feedback positivo che è abbastanza ben riflettuto nei modelli attuali (Rahmstorf 1997).
Il punto critico è che, sotto condizioni di forzatura esterna simili, possono esistere stati di equilibrio fondamentalmente diversi. Oltre all’advezione del sale, sono stati trovati ulteriori vari meccanismi di feedback, che sono stati rappresentati principalmente solo in modelli idealizzati o a bassa risoluzione, tra cui alcuni feedback che operano solo localmente. Questi includono quelli in cui l’apporto di acqua dolce in superficie potrebbe portare a un’interruzione della convezione e quindi influenzare la circolazione termoalina (Manabe e Stouffer 1997). I feedback tra la circolazione termoalina e il ghiaccio marino sono anche visti come fattori significativi in alcuni studi di modellazione. Tuttavia, questi eventi locali non sono ben riprodotti nei modelli attuali. Il ruolo quantitativo dei vari meccanismi oceanici è scarsamente noto e può essere chiarito solo includendo informazioni sul trasporto atmosferico.
I meccanismi di feedback descritti sono guidati nei modelli dal flusso di calore e dal flusso di acqua dolce, che operano in superficie marina. Cambiamenti nelle forze motrici, in particolare un aumento dell’apporto di acqua dolce alle alte latitudini, possono innescare una transizione del sistema oceanico a uno stato di equilibrio diverso (Fig. 7). Il tasso di questa trasformazione dipende dai rispettivi processi di feedback. Di solito avvengono entro pochi secoli. Tuttavia, basandosi sui modelli di circolazione, la circolazione profonda può anche cambiare in modo fondamentale, fino a un completo crollo, in meno di dieci anni. Le cause di ciò sono processi locali in superficie marina. Una volta che è arrestata, gli effetti di isteresi possono impedire la ripresa della circolazione, anche dopo che l’anomalia scatenante non è più in atto. I risultati delle simulazioni dei modelli indicano che stati climatici associati a un raffreddamento complessivo nell’Atlantico fino a 6 gradi potrebbero essere possibili anche in assenza di una forte circolazione termoalina (Rahmstorf 2002) (Fig. 8).
La sensibilità della circolazione termoalina non è ben conosciuta rispetto ai cambiamenti nelle forze atmosferiche ed è anche fortemente dipendente dal modello. I calcoli dei modelli climatici per scenari da effetto serra prevedono una significativa riduzione della convezione profonda atlantica nel prossimo secolo.
Fig. 7. Tre diverse modalità di circolazione meridionale atlantica durante l’ultimo periodo glaciale. La dorsale a 65°N simbolizza la dorsale Groenlandia-Scozia. La linea rossa rappresenta la circolazione di rivoltamento dell’Atlantico del Nord, la linea blu rappresenta l’acqua di fondo antartica (da Rahmstorf 2002).
Questa prognosi, tuttavia, è alquanto incerta, soprattutto a causa della bassa risoluzione del modello oceanico. Non è quindi chiaro se possano essere raggiunte le condizioni che portano a un crollo della formazione di Acqua Profonda dell’Atlantico del Nord (Mikolajewicz e Voss 2000; Latif et al. 2000; Rahmstorf 2002; Stouffer e Manabe 1999).
In linea di principio, cambiamenti improvvisi come il crollo o la rimobilizzazione della circolazione termoalina possono verificarsi anche a causa di processi oceanici interni. In modelli oceanici semplificati, si osservano oscillazioni più o meno regolari della circolazione delle acque profonde, con condizioni alternate di circolazione più debole e più forte. A seconda della miscelazione su piccola scala di varie masse d’acqua, un particolare modello di circolazione rimarrà stabile per secoli o millenni, mentre le transizioni tra i diversi stati possono durare solo pochi decenni. Tuttavia, finora è stata trovata solo una vaga indicazione di tali fluttuazioni a lungo termine nei modelli accoppiati. Non è chiaro in che misura la firma di queste oscillazioni concorda con i segnali trovati nei dati paleoclimatici come le Oscillazioni di Dansgaard-Oeschger.
Fig. 8. Cambiamenti della temperatura dell’aria in superficie causati da un arresto della formazione di Acqua Profonda dell’Atlantico del Nord nel modello di circolazione oceano-atmosfera del UK-Hadley Center (Vellinga et al. 2002).
Questioni di implementazione
Osservare la variabilità della THC
Impegno a lungo termine per le osservazioni oceaniche
Diverse iniziative attuali forniranno insieme il sistema di misurazioni critiche necessarie per capire il ruolo degli oceani nella variabilità climatica da decennale a secolare nell’ambito dell’Atlantico del Nord. Queste iniziative mirano a rilevare i cambiamenti della THC nell’Atlantico del Nord e a capirli nel contesto della variabilità accoppiata con il sistema Artico-Subartico a Nord e con il sistema Tropicale-Subtropicale a Sud, nonché con i processi interni al sistema dell’Atlantico del Nord stesso (Fig. 9).
Ruolo dei mari Artici e Subartici – il sistema ASOF: L’intento fondamentale di ASOF è di stabilire una rete di osservazioni a lungo termine che indagherà il ruolo dei mari Artici e Subartici nel modulare la circolazione di rivoltamento nell’Atlantico del Nord. La necessità di ASOF sorge perché i modelli attuali non affrontano adeguatamente molti dei meccanismi ritenuti responsabili del controllo della THC, e le nostre osservazioni non possono ancora fornire molti dei dati di cui hanno bisogno. Ad esempio, abbiamo solo idee embrionali sulle cause della variabilità a lungo termine nelle sovrabbondanze dense che “guidano” la THC, e nessuna misurazione del flusso di acqua dolce tra l’Oceano Artico e l’Atlantico attraverso uno dei suoi due principali percorsi che si suppone lo arrestino. Comprensibilmente, quindi, avremmo l’opinione che questi meccanismi chiave e processi siano rappresentati in modo troppo grezzo nella generazione attuale di modelli climatici, ed è compito di ASOF fornirli.
Per raggiungere questo obiettivo, ASOF prevede di stabilire un sistema coordinato di misurazioni del flusso oceanico circondante l’Artico con una ‘resistenza’ decennale per coprire tutte le porte d’accesso che collegano l’Oceano Artico con i mari Subartici (vedi Fig. 9). Questi requisiti di tempo e spazio sono dettati dalla natura decennale e pan-Artica dei cambiamenti osservati nel clima marino ad alta latitudine. L’iniziativa include un focus sul Mare di Labrador come il sito attraverso il quale devono passare tutte le acque profonde e di fondo che “guidano” la THC.Il ruolo dell’oceano tropicale – gli array PIRATA e di confine occidentale: Le iniziative sul lavoro di serie temporali nell’Atlantico tropicale-subtropicale mirano a collegare i modi tropicali oceanici superiori dell’Atlantico e dell’atmosfera al sistema ENSO del Pacifico tropicale e a investigare il ruolo che l’equatore ha come barriera dinamica per il ramo freddo e caldo della THC, cioè il flusso verso sud delle acque profonde dell’Atlantico del Nord e il flusso verso nord delle acque superficiali subtropicali/tropicali di origine dell’Oceano Indiano e dell’Atlantico del Sud. L’Array PIRATA nell’Atlantico Tropicale (vedi Fig. 9 con gli array PIRATA e di confine occidentale a 15N e 11S) è progettato per fungere da equivalente dell’array TAO del Pacifico per osservare la variabilità dell’Atlantico tropicale e identificare eventuali effetti a valle dell’ENSO sull’Atlantico tropicale. È composto da boe Atlas per osservazioni meteorologiche, che portano sensori T/S per misurare la variabilità della stratificazione del termoclino e del livello superiore. Lungo il confine occidentale, vicino all’11S al largo del Brasile, il gruppo tedesco CLIVAR manterrà un array di confine per misurare la variabilità dei trasporti e delle proprietà delle masse d’acqua del trasporto di acqua calda verso l’equatore che alimenta l’afflusso nella zona equatoriale e si collega alle osservazioni PIRATA. Allo stesso modo, un array per misurare i flussi di acqua profonda dell’Atlantico del Nord nella zona equatoriale sarà mantenuto in posizione vicino al 15N al largo delle Antille.
Gli array PIRATA e di confine occidentale sono termini che si riferiscono a specifici sistemi di misurazione oceanografica.
L’array PIRATA (Prediction and Research Moored Array in the Tropical Atlantic) è un sistema di boe di osservazione dispiegate nell’Atlantico Tropicale. Queste boe sono dotate di strumenti meteorologici e sensori di temperatura/salinità (T/S) per misurare la variabilità della stratificazione del termoclino e del livello superiore dell’oceano.
Le “array di confine occidentale”, invece, si riferiscono a insiemi di strumenti di monitoraggio dislocati lungo il confine occidentale dell’Atlantico. Queste reti di strumenti di misurazione sono progettate per monitorare specifiche correnti oceaniche e variazioni di temperatura e salinità. Ad esempio, nel testo che hai fornito, si fa riferimento a array di confine occidentale vicino all’11S al largo del Brasile e vicino al 15N al largo delle Antille. Questi array aiutano a misurare il flusso di acque calde verso l’equatore e il flusso di acque profonde dell’Atlantico del Nord verso l’equatore.
I processi interni all’Atlantico del Nord: I processi che guidano la THC nell’Atlantico del Nord sono la formazione convettiva di acque profonde e intermedie, gli overflow di acque intermedie attraverso le creste sottomarine che separano i Mari del Nord dall’Atlantico del Nord, e l’esportazione di acque dalle aree di convezione nelle correnti profonde di confine e all’interno dell’oceano. Il modello di advezione e la trasformazione delle acque superficiali di origine polare e tropicale sono strettamente legati ai processi sottostanti menzionati in precedenza, così come le modalità di variabilità atmosferica. Sebbene l’Atlantico del Nord abbia una storia di attività osservative continue, esiste un database scarso sulla variabilità decennale nell’oceano aperto. Eccezioni notevoli sono le osservazioni di serie temporali sulla convezione nel Mare del Labrador, sulla variabilità della massa d’acqua vicino alle Bermuda e sull’afflusso di acqua atlantica ai Mari del Nord. Mancano dati sui processi come l’esportazione di acqua dai regimi convettivi nelle correnti di confine.
Ci sono diverse iniziative che mirano a misurazioni a lungo termine di rilevanza per i cambiamenti decennali (vedi Fig. 9). Stanno programmando ripetizioni di sezioni transatlantiche, una rete di stazioni di serie temporali nell’oceano aperto così come il mantenimento di array di misuratori di corrente in posizioni chiave per le correnti di confine. La tomografia acustica viene applicata per determinare proprietà integrali su scala di bacino, monitorare i cambiamenti nell’attività convettiva e misurare i cambiamenti nella stratificazione e nello stoccaggio del calore. Insieme con l’impiego continuo di galleggianti profilanti e altimetria satellitare, diventerà possibile stimare inventari e cambiamenti nei flussi, che saranno correlati ai cambiamenti imposti dall’Artico e dai Tropici.
L’uso dei dati paleoclimatici Per estendere le osservazioni storiche sulla variabilità climatica decennale, sono disponibili numerosi record paleoclimatici ad alta risoluzione. I potenziali archivi paleo per i parametri oceanici includono registrazioni sedimentarie ad alta risoluzione e cronologie di crescita scheletrica biogenica, ad esempio da coralli e molluschi. Idealmente, dovrebbero essere studiati sedimenti laminati per raggiungere la più alta risoluzione temporale possibile nei sedimenti oceanici. Recenti indagini dall’Atlantico tropicale (bacino di Cariaco) hanno rivelato molte oscillazioni brusche su scala sub-decadale e secolare che sono sincrone con i cambiamenti climatici ad alte latitudini nell’Atlantico del Nord (Hughen et al. 1996). I dati sulla granulometria dei sedimenti dal bacino dell’Islanda sono stati utilizzati per ricostruire i cambiamenti passati nella velocità del flusso delle acque profonde. Il sito di studio è sotto l’influenza dell’Iceland-Scotland Overflow Water, che è un componente importante che compone la THC (Bianchi e McCave 1999).
La composizione isotopica dell’ossigeno dei foraminiferi bentonici può fornire ricostruzioni quantitative dei flussi superiori dell’oceano in posizioni chiave (Lynch-Stieglitz et al. 1999). Questi archivi rivelano una risoluzione stagionale e comprendono una varietà di registri proxy di condizioni ambientali e climatiche. Le lunghe cronologie di crescita coprono diversi secoli e possono raggiungere fino a 1000 anni.Il confronto tra i registri dei coralli provenienti dai diversi bacini oceanici aiuterà a rivelare e confermare le diverse modalità e le teleconnessioni climatiche tra i sottosistemi climatici. La recente ricerca basata sui coralli si è concentrata principalmente sulle modalità climatiche del Pacifico tropicale e dell’Oceano Indiano. Le ricerche future sfrutteranno il potenziale dei coralli di mare profondo, che forniscono uno dei rari proxy per documentare i cambiamenti passati nelle masse d’acqua intermedie e profonde dell’Atlantico del Nord (Adkins et al. 1998).
Figura 9. Mappa che mostra i progetti oceanografici in corso e pianificati nell’Oceano Atlantico per il decennio attorno all’anno 2000 (Cortesia di CLIVAR-IPO, Southampton).
Modellazione della variabilità della circolazione termoalina (THC)
Modellazione del clima con una risoluzione migliorata
Anche se una serie di modelli climatici suggeriscono che il riscaldamento da effetto serra può portare a un indebolimento della THC, tutti questi modelli hanno una risoluzione spaziale piuttosto grezza nelle loro componenti oceaniche. Non è mai stato dimostrato che la THC possa subire un indebolimento drammatico nei modelli climatici oceanici della risoluzione e sofisticatezza che riteniamo necessarie per riprodurre quantitativamente le caratteristiche osservate della circolazione oceanica, come la strettezza dei fronti e delle correnti di confine. I modelli accoppiati oceano-atmosfera con modelli oceanici che permettono la formazione di vortici (1/3 gradi) sono attualmente sviluppati in tutto il mondo per affrontare la questione della stabilità della circolazione termoalina in modo più dettagliato.
Il grande spettro di fluttuazioni correnti caratteristico della circolazione globale, chiaramente osservato in tutti i programmi di misurazione, rappresenta uno dei problemi centrali della simulazione al computer. Grandi progressi nella modellazione della circolazione oceanica sono stati raggiunti nell’ultimo decennio grazie al miglioramento del database di misurazioni del programma WOCE e alle miglioramenti nelle capacità dei computer ad alte prestazioni. Modelli di circolazione ad alta risoluzione guidati da condizioni atmosferiche realistiche possono ora riprodurre gli aspetti fondamentali dell’attività dei vortici oceanici così come la variabilità principalmente guidata dal vento a scale temporali sinottiche, stagionali e interannuali (Fig. 10).Una sfida fondamentale per lo sviluppo futuro dei modelli è il miglioramento nella rappresentazione di alcuni processi oceanografici critici, di scala molto piccola, che controllano la circolazione termoalina e quindi la reazione del sistema oceano-atmosfera su scale temporali decennali e più lunghe. Tra questi ci sono i processi di convezione, l’esportazione dalle regioni convettive verso le correnti di confine, gli straripamenti e la miscelazione nell’interno dell’oceano attraverso l’interazione di flussi variabili e topografia.
Fig. 10. a) Traiettorie di galleggianti nei mari di Labrador e Irminger a profondità nominali di 400, 700 e 1500m. Ogni galleggiante è rappresentato da un colore, i dati vanno da novembre 1994 ad aprile 1999 (da Lavender et al. 2000). b) Circolazione media mappata obiettivamente a una profondità di 700m. Frecce blu: distanze percorse in 30 giorni a velocità inferiori a 5 cm/s. Frecce rosse: distanze percorse in 8 giorni a velocità superiori a 5 cm/s. Nota i filamenti di corrente stretti e la loro relazione con la topografia (da Lavender et al. 2000). c) Spostamenti dei galleggianti a una profondità di 1500m al Flemish Cap. Nota il flusso verso sud incoerente lungo il confine a sud del Flemish Cap (da Lavender et al. 2000). d) Risultato di una simulazione di modello ad alta risoluzione (1/12 gradi.) sulla circolazione a una profondità di 1800m nell’area della Newfoundland Bank (C. Böning, com. pers.).
Prevedibilità
I requisiti e il punto di partenza per qualsiasi previsione includono, in primo luogo, una comprensione dinamica e orientata al modello dei processi rilevanti e, in secondo luogo, una determinazione quantitativa della condizione fisica dell’oceano in un dato momento. Le informazioni provenienti solo dalle osservazioni non sono sufficienti per nessuno di questi scopi, piuttosto, è necessaria una sintesi dei dati di osservazione con i modelli. Sono stati fatti significativi progressi nello sviluppo di metodi per l’assimilazione dei dati nei modelli di circolazione. Le previsioni di successo dell’El Niño, ad esempio, sarebbero state impossibili senza un sistema operativo di assimilazione dei dati. A causa della loro omogeneità spaziale/temporale, le misurazioni da array fissi e le osservazioni satellitari sono particolarmente adatte per l’assimilazione. A causa dell’alta variabilità dei processi che influenzano il clima e della natura caotica della circolazione causata dalla variabilità a media scala, tuttavia, le tecniche di assimilazione applicate alla circolazione nelle medie e alte latitudini sono ancora in fase di sviluppo. Lo sviluppo di metodi praticabili per l’introduzione di vari tipi di dati di osservazione in modelli realistici rappresenta quindi una sfida per gli anni a venire.
Le previsioni dei processi nelle alte latitudini non sono ancora possibili. Sembra certo che la variabilità oceanica su scala decennale nelle latitudini medie e alte sia prodotta, in larga misura, da fluttuazioni atmosferiche, in particolare dal flusso di calore. Queste fluttuazioni, che influenzano la non linearità intrinseca della circolazione atmosferica, sono collegate a modelli di grande scala come l’Oscillazione dell’Atlantico del Nord che attualmente non sono prevedibili. I periodi più lunghi sono rafforzati dalla grande capacità termica dell’oceano, offrendo, in principio, la possibilità di un certo grado di prevedibilità per le fluttuazioni della circolazione oceanica.
A causa della breve ‘memoria’ dell’atmosfera, i processi nel sistema oceano-atmosfera globale e quindi il clima possono, in principio, essere predetti solo nella misura in cui la variabilità atmosferica è indotta o rafforzata dall’oceano. Finora si sa poco sulla forza di questa reazione. Tuttavia, i calcoli dei modelli forniscono prove di fluttuazioni del sistema accoppiato che sono prodotte dal feedback dell’oceano. Esse sembrano essere collegate al ritardo temporale dei processi di onda e trasporto oceanici i cui periodi variano tra 10 e 60 anni a seconda della regione. Sembra quindi possibile prevedere almeno una parte della variabilità spaziale su larga scala della temperatura superficiale dell’Atlantico, che è collegata alle fluttuazioni del clima europeo, su una scala temporale decennale. L’estensione e i limiti della prevedibilità sono temi di ricerca significativi per il futuro.
Collegare i mari continentali al sistema globale
I mari di piattaforma e costieri sono componenti del sistema climatico globale. Il loro collegamento ad esso è realizzato tramite flussi atmosferici (vento, calore, acqua dolce), scambi advettivi con l’oceano aperto, e deflussi dal continente, inclusi componenti chimici e sedimentologici. Per l’Atlantico settentrionale, le aree di piattaforma del nord-ovest Europa e Canada sono particolarmente importanti poiché includono i grandi serbatoi d’acqua dolce del Mar Baltico e della Baia di Hudson. Sono necessari sforzi di implementazione per sviluppare i mezzi per il collegamento dei modelli climatici globali con i modelli di mare di piattaforma di diversa complessità. L’assimilazione delle numerose serie temporali di lunga durata osservate dalle stazioni di piattaforma in un modello climatico accoppiato oceano-piattaforma permetterà di discriminare tra cause naturali e antropogeniche della variabilità osservata e porterà all’identificazione degli effetti regionali del cambiamento climatico globale.
Il strato eufotico dell’oceano
È la condizionatura dei primissimi strati dell’oceano che determina la sua produttività primaria. Tra i parametri di controllo ci sono la penetrazione della luce dall’alto, i tassi di scambio di gas con l’atmosfera e la disponibilità di energia cinetica e potenziale. Le scale inerenti a questi parametri sono piccole, sia nello spazio che nel tempo, causando così la ben nota variabilità della distribuzione del plancton. Attualmente qualsiasi modello quantitativo della produttività oceanica manca di dati appropriati sulla struttura fisica reale dello strato eufotico oceanico. Si prevede un progresso dall’uso combinato della telerilevazione satellitare della superficie e delle determinazioni dirette della struttura TS dei primi strati mediante l’impiego massiccio di galleggianti di profilo. Con questi dati assimilati in modelli ad alta risoluzione della circolazione oceanica, sarà disponibile una nuova base per la modellazione dell’ecosistema oceanico.
Tecnologia di misurazione
I risultati della ricerca oceanografica fisica in mare descritti sopra sono stati resi possibili anche da avanzamenti tecnici nei sistemi di misurazione. Questi includono Profilatori di Correnti Doppler Acustici che possono misurare le distribuzioni di profondità delle correnti per centinaia di metri, sia da una nave in crociera che da una stazione subacquea ancorata, utilizzando il retrodiffusione delle onde sonore da particelle sospese (Fig. 11). Un altro sistema è costituito dai galleggianti di profondità. Essi galleggiano con la corrente a profondità predeterminate e poi risalgono in superficie a intervalli di tempo programmati per registrare un profilo dei parametri della massa d’acqua. Questi dati e le loro posizioni vengono inviati a una stazione a terra tramite satellite prima che scendano di nuovo per continuare il loro viaggio (Fig. 10). Una futura versione dei galleggianti di profondità – i glider – sarà in grado di ritornare a una posizione di profondità target dopo essere emersa e aver trasmesso i suoi dati, permettendo di fornire profili successivi dalla stessa area. Questo impedisce al galleggiante di profondità di essere portato fuori dalla regione di studio dal movimento della corrente e aumenta significativamente l’input di dati nelle simulazioni del modello. Il valore dei galleggianti di profondità può essere notevolmente aumentato aggiungendo sensori per parametri biogeochimici al loro carico utile. Tuttavia, bisogna fare attenzione a mantenere i costi per un galleggiante in equilibrio adeguato con la necessità di un dispiegamento di massa.
Generalmente, la tecnologia per le misurazioni a lungo termine presso le stazioni ancorate è migliorata al punto che possono essere effettuati posizionamenti senza manutenzione per periodi di diversi anni. Attualmente si stanno compiendo sforzi considerevoli per realizzare una comunicazione bidirezionale tra pacchetti di sensori ancorati a lungo termine, che permette la trasmissione dei dati a terra e la verifica e la riprogrammazione del campionamento.
Per le esigenze future, è necessario pianificare una rete di misurazione di diversi sistemi autonomi che permetta una documentazione efficace della variabilità oceanica decennale per aree oceaniche selezionate. Le attuali discussioni includono l’installazione di CTD di profilo e misuratori di corrente in posizioni chiave di variabilità del flusso oceanico e sistemi di misurazione ancorati per la tomografia acustica, mediante la quale si possono determinare le relativamente piccole variazioni di temperatura del segnale climatico su scala di bacino oceanico. Inoltre, è pianificato il dispiegamento di massa di galleggianti di profondità. Questo fornirà inventari di masse d’acqua per i bacini oceanici e insieme agli array di flusso sarà possibile la rilevazione di variazioni della THC. Sarà necessario uno sforzo speciale per misurare l’esportazione di acqua dolce dal sistema artico. Mentre le prime serie temporali di esportazione di ghiaccio si stanno accumulando da misurazioni combinate in situ e da telerilevazione, i metodi per ottenere il trasporto di acqua dolce liquida in acque coperte di ghiaccio sono attualmente ancora in fase di sviluppo.
Significativi miglioramenti nella velocità e nella precisione delle misurazioni dei traccianti transienti antropogenici possono fornire campi di dati, che consentono di risolvere le principali caratteristiche dinamiche dei componenti della circolazione per le acque profonde e intermedie, ad esempio le correnti di confine e le loro celle di ricircolo ecc. Quindi i traccianti transienti forniscono un importante contributo all’insieme delle misurazioni oceaniche, che saranno necessarie nelle future attività di assimilazione delle osservazioni nei modelli di circolazione ad alta risoluzione.
L’altimetria satellitare è uno strumento esistente con un successo provato per mappare i campi di vortici oceanici. La mappatura successiva fornisce informazioni sull’avvezione di calore e materia correlata ai vortici tra i bacini oceanici tramite le principali zone di riflessione (ad esempio, all’estremità meridionale dell’Africa o all’estremità orientale del Sud America). Sono ancora necessari maggiori sforzi per ottenere altezze del livello del mare assoluto dall’altimetria, che risolverebbe il classico problema del livello di riferimento per le determinazioni di corrente tridimensionale assoluta dalle misurazioni della distribuzione di massa. Questi sforzi sono da un lato per un’informazione geoidale più accurata e dall’altro per le osservazioni in situ del campo di massa oceanico, che deve essere compatibile con i dati altimetrici sia nel tempo che nello spazio.
Le tecniche di misurazione dovrebbero essere ulteriormente sviluppate in futuro per i processi su piccola scala, e queste dovrebbero essere applicate per la quantificazione dei processi chiave che guidano o modificano la distribuzione e la circolazione di massa d’acqua su larga scala. Questi includono in particolare misurazioni di stratificazione e correnti di strato in traboccamenti e correnti di confine vicino a caratteristiche topografiche significative per ottenere stime dirette di incorporazione e miscelazione. L’obiettivo è una parametrizzazione più realistica dei processi su piccola scala che non sono risolti dai modelli.
Fig. 11. Osservazione della velocità zonale nella regione equatoriale lungo 35°W. I dati sono stati acquisiti con un RDI-Ocean Surveyor da 38KHZ durante la crociera Meteor M53 nel maggio 2002 (M. Dengler, F. Schott pers. com.). La figura mostra lo stato più recente nel monitoraggio dei profili di velocità dalle misurazioni in corso.
https://www.ifm.uni-hamburg.de/institute/staff/quadfasel/documents-quad/meincke_quad.pdf