L'inversione della circolazione nell'Oceano Antartico, anche nota come Southern Meridional overturning circulation (SMOC)[1] o Antarctic overturning circulation, rappresenta la componente meridionale della circolazione termoalina globale.
La sua controparte settentrionale più nota è il capovolgimento meridionale della circolazione atlantica (AMOC). Entrambe hanno un grande effetto sul bilancio energetico della Terra e sul ciclo del carbonio oceanico, ricoprendo un ruolo essenziale nel sistema climatico terrestre.
La circolazione termoalina globale trasporta non solo enormi volumi di acqua calda e fredda attraverso il pianeta, ma anche ossigeno disciolto, carbonio organico disciolto e altri nutrienti come il ferro.
L'inversione si verifica in punti specifici quando l'acqua profonda circumpolare - calda, ossigenata e povera di nutrienti - sprofonda (downwelling), mentre l'acqua profonda antartica - fredda, povera di ossigeno e ricca di sostanze nutritive - risale verso la superficie (upwelling).
Il sistema si suddivide in:
- una cella superiore più piccola, fortemente influenzata dai venti, in particolar modo dai venti occidentali[2][3], a causa della sua vicinanza alla superficie e
- una cella inferiore di dimensioni maggiori, influenzata principalmente dalla temperatura e dalla salinità dell'acqua di fondo dell'oceano antartico[4]
La forza di queste celle ha subito cambiamenti sostanziali negli ultimi decenni: il flusso nella cella superiore è aumentato del 50-60%, mentre in quella inferiore si è indebolito del 10-20% a partire dagli anni '70.[5][6] Uno studio suggerisce inoltre che la circolazione perderebbe metà della sua forza entro il 2050[7][8].
Ciò è in parte legato al ciclo naturale dell'oscillazione pacifica decadale.[9][10] Tuttavia anche il cambiamento climatico ha svolto un ruolo sostanziale in queste tendenze alterando il modello meteorologico dell'oscillazione antartica,[9][11] mentre il massiccio aumento della temperatura nell'oceano Antartico[12] ha determinato un aumento dello scioglimento della calotta glaciale antartica, con conseguente riduzione della salinità dell'acqua del fondale antartico.[13][14]
Ciò determina una riduzione nella formazione di acque dense e fredde in prossimità della costa mentre il flusso di acque calde si rafforza, riducendo la capacità delle acque superficiali di sprofondare verso il basso e mescolarsi con gli strati inferiori[15] con conseguente aumento della stratificazione oceanica.[5][6]
Questo rallentamento ha effetti importanti sul clima globale a causa dell'importanza ricoperta dall'Oceano Antartico come serbatoio globale di carbonio e di calore.
Dati paleoclimatici evidenziano come in passato l'intera circolazione si sia indebolita notevolmente o sia collassata completamente. Ricerche preliminari suggeriscono che tale collasso potrebbe verificarsi una volta che il riscaldamento globale raggiunga livelli compresi tra i 1,7°C (3,1°F) e i 3°C (5,4°F).
Vi sono tuttavia poche certezze in confronto alle stime degli altri punti critici. Se la circolazione dovesse iniziare a collassare nel prossimo futuro, il processo non sarebbe completo prima del 2300 circa.[1]
Analogamente, si prevede la riduzione delle precipitazioni nell'emisfero meridionale e corrispondente aumento in quello settentrionale, ovvero il declino delle zone di pesca nell'oceano meridionale con un potenziale collasso di determinati ecosistemi marini, nel corso di secoli.[8]
Dinamica
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Come abbiamo già detto, l'inversione della circolazione è legata all'upwelling dell'acqua dello strato intermedio nella cella superiore e delle acque abissali in quella inferiore.
Circa 27 ± 7 Sverdrup (Sv) di acqua profonda viene portata in superficie e trasformata in acqua leggera (22 ± 4 Sv) e densa (5 ± 5 Sv). La sua densità varia a seconda della temperatura e dei flussi di spinta idrostatica che determinano la risalita nella cella superiore e lo sprofondamento in quella inferiore.[4]
Circa il 50% delle acque abissali nord atlantiche risalgono da una profondità di circa 1.000 - 3.500m (3.281 - 11.483 piedi) fino alla sezione di rimescolamento intermedia, in circa 60 - 90 anni, alcune addirittura dopo oltre un secolo.[3]
L'oceano meridionale gioca un ruolo cruciale nel ribaltamento della circolazione meridionale atlantica compensando il rimescolamento delle acque superficiali con quelle abissali, connettendo la superficie e il fondale.
I dati suggeriscono che circa l'80% delle acque abissali globali risalga nell'oceano Antartico.[16]
Cella superiore
[modifica | modifica wikitesto]La cella superiore è guidata dal flusso generato dal vento, risultato dei venti occidentali, che porta l'acqua dalle acque profonde circumpolari (CDW) alla superficie.[17] Lo stress del vento zonale induce la risalita vicino al polo e la discesa all'equatore a causa del massimo del vento superficiale zonale. Questa circolazione guidata dal vento è anche chiamata cellula del Diacono e agisce per ribaltare l'acqua supportando la corrente del vento termico della Corrente Circumpolare Antartica (ACC) e creando un accumulo di energia potenziale. Questo processo della cella superiore è noto anche come trasporto di Ekman.[2]
L'aumento della densità delle acque fredde si riduce in prossimità delle coste mentre aumenta il flusso di acque calde, con conseguente riduzione del rimescolamento[15] e aumento della stratificazione[5][6] Uno studio suggerisce che la circolazione perderà il 50% della sua forza entro il 2050,[7] con perdite ancora superiori negli anni a seguire[8].
Tale rallentamento avrebbe seri effetti sul clima globale dovuto alla capacità dell'oceano antartico di funzionare da serbatoio di carbonio e calore.
Ad esempio, un aumento della temperatura globale di 2°C (3,6°F) qualora le emissioni di gas serra non vengano ridotte fortemente, ma l'anno esatto dipende dallo stato della corrente più di ogni altro fattore.
Paradosso del mancato rimescolamento
[modifica | modifica wikitesto]Il paradosso del mancato rimescolamento suppone che l'acqua densa venga portata verso l'alto attraverso il termoclino al fine di chiudere la circolazione. A tal fine dovrebbe verificarsi un rimescolamento verticale a livello del termoclino che risulta però assente.[18] Quello che si verifica è il ritorno verso la superficie in percorsi quasi adiabatici lungo le isopicne di densità come già descritto dall'oceanografo Harald Sverdrup.[19]
Cella inferiore
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La cella inferiore è generata dai flussi d'acqua dolce provenienti dallo scioglimento della calotta.[4] La formazione di ghiaccio marino è accompagnata dall'eliminazione della brina con conseguente formazione di acqua con densità e tasso di salinità maggiori a ridotta galleggiabilità. Quando invece il ghiaccio si scioglie si crea un flusso di acqua dolce e aumenta l'esposizione all'aria.
A causa dei cambiamenti stagionali la galleggiabilità risulta superiore nel periodo estivo rispetto a quello invernale. L'acqua fredda e densa ricca di sale prende il nome di Dense Shelf Water (DSW) che si trasforma a sua volta in acqua di fondo dell'Oceano antartico (AABW) avente origine nel mare di Ross, nel mare di Weddell e lungo la costa orientale dell'Antartico.
Circa un terzo dell'acqua di fondo dell'Oceano antartico totale (5 ± 5 Sv) si forma nella cella inferiore.[20][21][22]
Ciclo globale del carbonio
[modifica | modifica wikitesto]L'oceano è generalmente in equilibrio con la concentrazione atmosferica di anidride carbonica. L'aumento della CO2 in atmosfera a seguito della Rivoluzione Industriale ha trasformato gli oceani in carbon sink in grado di assorbire circa il 25% delle emissioni antropiche.[23]
Tra tutti l'Oceano antartico gioca il ruolo principale nell'assorbimento del carbonio essendo responsabile, da solo, di circa il 40% del totale.[24][25]
Una ricerca degli inizi degli anni 2000 suggeriva che i cambiamenti delle correnti d'aria nell'emisfero meridionale dovuti al clima stessero portando ad una riduzione dell'assorbimento di carbonio[26], ma ricerche successive dimostrarono invece che la capacità di assorbimento risultava addirittura superiore alle stime iniziali, di circa il 14 - 18%.[24]
La circolazione oceanica è molto importante per questo processo portando l'acqua profonda in superficie che non è stata in contatto con le emissioni antropogeniche per secoli. La concentrazione di carbonio disciolto nelle acque profonde risulta pertanto inferiore rispetto a quella delle acque superficiali, portando ad un aumento del carbonio assorbito che viene poi riportato verso il fondo tramite downwelling.[27][28]
Nelle regioni dove le acque circumpolari profonde calde e ricche di carbonio vengono portate in superficie, si verifica invece il passaggio di CO2 verso l'atmosfera con conseguente parziale compensazione dell'effetto carbon sink.[29]
Inoltre l'upwelling trasporta nutrienti minerali, come il ferro, dalle profondità alla superficie, che vengono utilizzati dal fitoplancton, con conseguente aumento della produzione primaria oceanica e del carbon sink grazie alla fotosintesi.[2]
Al contempo la circolazione verso il fondo trasporta il fitoplancton a fine vita e la materia organica prima che questi si possano decomporre e liberare CO2 nell'atmosfera. Se questa pompa biologica non esistesse, l'Oceano antartico sarebbe una fonte di CO2.[25]
Impatti dei cambiamenti climatici
[modifica | modifica wikitesto]Le emissioni di gas sera di origine antropica causano un aumento della temperatura dell'acqua degli oceani che costituisce circa il 90% de riscaldamento globale dal 1971.[30]
A partire dal 2005, tra il 67% e il 98% di tale aumento si è verificato nell'Oceano antartico.[9] Nell'antartico occidentale, la temperatura dello strato superficiale è aumentata di 1°C (1,8°F) dal 1955 e la corrente circumpolare antartica risulta scaldarsi più velocemente.[31]
Il riscaldamento ha effetti diretti sul flusso dell'acqua calda e fredda alla base del capovolgimento e ha un effetto negativo sulla copertura di ghiaccio nell'emisfero meridionale - la quale ha un'elevata riflessione e aumenta l'albedo della superficie terrestre -, nonché sul saldo delle calotte antartiche e dei ghiacciai periferici.[32]
Per tali ragioni i modelli climatici dimostrano che il momento in cui la temperatura aumenterà di 2° (3,6°F) dipende fortemente dallo stato della circolazione oceanica più che da ogni altro fattore a parte le emissioni stesse.[16]
Un maggiore riscaldamento di queste acque aumenta la perdita dall'Antartico e genera un aumento dell'acqua di scioglimento, pari a circa 1.100 - 1.500miliardi di tonnellate l'anno.[32]
L'acqua di scioglimento determina quindi una riduzione della salinità dell'acqua antartica[33] con conseguente aumento della stratificazione e stabilizzazione degli strati.[34][32] Tali cambiamenti portano all'accelerazione della circolazione nella cella superiore e al rallentamento di quella inferiore.[11][35][36]
Dagli anni '70, la cella superiore si è rafforzata do 3 - 4 Sv, pari a circa il 50-60% del suo flusso, allo pari la cella inferiore si è indebolita a causa del suo maggior volume con un cambiamento pari a circa il 10-20%.[3][6]
Tali variazioni sono dovute anche all'oscillazione pacifica decadale e all'oscillazione antartica, quest'ultima rafforzata dai cambiamenti climatici e dalla riduzione dello strato di ozono.[9][32]
Note
[modifica | modifica wikitesto]- ^ a b (EN) Liu, Y., Moore, J.K., Primeau, F. et al., Reduced CO2 uptake and growing nutrient sequestration from slowing overturning circulation, in Nat. Clim. Chang., vol. 13, 2023, pp. 83–90, DOI:10.1038/s41558-022-01555-7.
- ^ a b c (EN) Marshall J., Speer K., Closure of the meridional overturning circulation through Southern Ocean upwelling, in Nature Geoscience, vol. 5, 2012, pp. 171–180, DOI:10.1038/ngeo1391.
- ^ a b c d (EN) Tamsitt V., Drake H.F., Morrison A.K. et al., Spiraling pathways of global deep waters to the surface of the Southern Ocean, in Nat Commun, vol. 8, 2017, pp. 172, DOI:10.1038/s41467-017-00197-0.
- ^ a b c d (EN) Pellichero V., Sallée J.-B., Chapman C.C., The southern ocean meridional overturning in the sea-ice sector is driven by freshwater fluxes, in Nat. Comm., vol. 9, n. 1, 2018, DOI:10.1038/s41467-018-04101-2.
- ^ a b c (EN) Lee SK., Lumpkin R., Gomez F. et al., Human-induced changes in the global meridional overturning circulation are emerging from the Southern Ocean, in Commun Earth Environ, vol. 4, 2023, pp. 69, DOI:10.1038/s43247-023-00727-3.
- ^ a b c d (EN) NOAA Scientists Detect a Reshaping of the Meridional Overturning Circulation in the Southern Ocean, su National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA).
- ^ a b (EN) Li Q., England M.H., Hogg A.M. et al., Abyssal ocean overturning slowdown and warming driven by Antarctic meltwater, in Nature, vol. 615, 2023, pp. 841–847, DOI:10.1038/s41586-023-05762-w.
- ^ a b c (EN) Landmark study projects 'dramatic' changes to Southern Ocean by 2050, su ABC NEWS, 29 Mar 2023.
- ^ a b c d (EN) Gunn K.L., Rintoul S.R., England M.H. et al., Recent reduced abyssal overturning and ventilation in the Australian Antarctic Basin, in Nat. Clim. Chang., vol. 13, 2023, pp. 537–544, DOI:10.1038/s41558-023-01667-8.
- ^ (EN) Slowing deep Southern Ocean current may be linked to natural climate cycle – but that's no reason to stop worrying about melting Antarctic ice, su theconversation.com.
- ^ a b (EN) Stewart K. D., Hogg A.McC., England M.H., Waugh D.W., Response of the Southern Ocean Overturning Circulation to Extreme Southern Annular Mode Conditions, in Geophysical Research Letters, vol. 47, 2020, DOI:10.1029/2020GL091103.
- ^ (EN) Bourgeois T., Goris N., Schwinger J. et al., Stratification constrains future heat and carbon uptake in the Southern Ocean between 30°S and 55°S, in Nat Commun, vol. 133, 2022, p. 40, DOI:10.1038/s41467-022-27979-5.
- ^ (EN) Silvano A. et al., Freshening by glacial meltwater enhances melting of ice shelves and reduces formation of Antarctic Bottom Water, in Sci. Adv., vol. 4, 2018, p. eaap9467, DOI:10.1126/sciadv.aap9467.
- ^ (EN) Ribeiro N., Herraiz-Borreguero L., Rintoul S.R., McMahon C.R., Hindell M., Harcourt R., & Williams G., Warm modified Circumpolar Deep Water intrusions drive ice shelf melt and inhibit Dense Shelf Water formation in Vincennes Bay, East Antarctica, in Journal of Geophysical Research: Oceans, vol. 126, 2021, p. e2020JC016998, DOI:10.1029/2020JC016998.
- ^ a b (EN) Chen J.-J. et al., Reduced deep convection and bottom water formation due to Antarctic meltwater in a multi-model ensemble, in Geophysical Research Letters, vol. 50, 2023, p. e2023GL106492, DOI:10.1029/2023GL106492.
- ^ a b (EN) Talley L.D., Closure of the global overturning circulation through the Indian, Pacific, and Southern Oceans: Schematics and transports, in Oceanography, vol. 26, 2013, pp. 80–97, DOI:10.5670/oceanog.2013.07.
- ^ (EN) Gill A.E., Green J.S.A., Simmons A.J., Energy partition in the large-scale ocean circulation and the production of mid-ocean eddies, in Deep Sea Research and Oceanographic Abstracts, vol. 21, 1974, pp. 499-508, DOI:10.1016/0011-7471(74)90010-2.
- ^ (EN) Ledwell J. R., St.Laurent L.C., Girton J.B., Diapycnal Mixing in the Antarctic Circumpolar Current, in Journal of Physical Oceanography, vol. 41, n. 1, 2011, pp. 241–246, DOI:10.1175/2010JPO4557.1. URL consultato il 27 marzo 2024.
- ^ (EN) Sverdrup, H. U, On vertical circulation in the ocean due to the action of the wind with application to conditions within the Antarctic Circumpolar Current, in Discov. Rep., VII, 1933, pp. 139–170.
- ^ (EN) Tamura T., Ohshima K.I., Nihashi ., Mapping of sea ice production for Antarctic coastal polynyas, in Geophysical Research Letters, vol. 35, n. 7, 2008, DOI:10.1029/2007GL032903.
- ^ (EN) Williams G.D., Aoki S., Jacobs S.S., Antarctic Bottom Water from the Adélie and George V Land coast, East Antarctica (140–149°E), in Journal of Geophysical Research: Oceans, vol. 115, C4, 2010, DOI:10.1029/2009jc005812.
- ^ (EN) Ohshima Kay I., Yasushi Fukamachi e Guy D. Williams, Antarctic Bottom Water production by intense sea-ice formation in the Cape Darnley polynya, in Nature Geoscience, vol. 6, n. 3, 2013, pp. 235–240, DOI:10.1038/ngeo1738.
- ^ (EN) Pierre Friedlingstein, Michael O'Sullivan e Matthew W. Jones, Global Carbon Budget 2023, in Earth System Science Data, vol. 15, n. 12, 5 dicembre 2023, pp. 5301–5369, DOI:10.5194/essd-15-5301-2023.
- ^ a b (EN) Matthew C. Long, Britton B. Stephens e Kathryn McKain, Strong Southern Ocean carbon uptake evident in airborne observations, in Science, vol. 374, n. 6572, 2021, pp. 1275–1280, DOI:10.1126/science.abi4355.
- ^ a b (EN) Yibin Huang, Andrea J. Fassbender e Seth M. Bushinsky, Biogenic carbon pool production maintains the Southern Ocean carbon sink, in Proceedings of the National Academy of Sciences, vol. 120, n. 18, 2 maggio 2023, DOI:10.1073/pnas.2217909120.
- ^ (EN) Corinne Le Quéré, Christian Rödenbeck e Erik T. Buitenhuis, Saturation of the Southern Ocean CO 2 Sink Due to Recent Climate Change, in Science, vol. 316, n. 5832, 22 giugno 2007, pp. 1735–1738, DOI:10.1126/science.1136188. URL consultato il 27 marzo 2024.
- ^ (EN) Varvara E. Zemskova, Tai-Long He e Zirui Wan, A deep-learning estimate of the decadal trends in the Southern Ocean carbon storage, in Nature Communications, vol. 13, n. 1, 13 luglio 2022, DOI:10.1038/s41467-022-31560-5. URL consultato il 27 marzo 2024.
- ^ (EN) Tim DeVries e François Primeau, Dynamically and Observationally Constrained Estimates of Water-Mass Distributions and Ages in the Global Ocean, in Journal of Physical Oceanography, vol. 41, n. 12, 1º dicembre 2011, pp. 2381–2401, DOI:10.1175/JPO-D-10-05011.1. URL consultato il 27 marzo 2024.
- ^ (EN) Jonathan M. Lauderdale, Richard G. Williams e David R. Munday, The impact of Southern Ocean residual upwelling on atmospheric CO2 on centennial and millennial timescales, in Climate Dynamics, vol. 48, n. 5-6, 2017-03, pp. 1611–1631, DOI:10.1007/s00382-016-3163-y. URL consultato il 27 marzo 2024.
- ^ (EN) Karina von Schuckmann, Lijing Cheng e Matthew D. Palmer, Heat stored in the Earth system: where does the energy go?, in Earth System Science Data, vol. 12, n. 3, 7 settembre 2020, pp. 2013–2041, DOI:10.5194/essd-12-2013-2020. URL consultato il 27 marzo 2024.
- ^ (EN) Michael J. Bentley, Recent Climate Change, Springer International Publishing, 2015, pp. 505–520, ISBN 978-3-319-18946-8. URL consultato il 27 marzo 2024.
- ^ a b c d (EN) Intergovernmental Panel on Climate Change, Climate Change 2021 – The Physical Science Basis: Working Group I Contribution to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, 1ª ed., Cambridge University Press, 6 luglio 2023, DOI:10.1017/9781009157896.011, ISBN 978-1-009-15789-6. URL consultato il 27 marzo 2024.
- ^ (EN) Xianliang L. Pan, Bofeng F. Li e Yutaka W. Watanabe, Intense ocean freshening from melting glacier around the Antarctica during early twenty-first century, in Scientific Reports, vol. 12, n. 1, 10 gennaio 2022, DOI:10.1038/s41598-021-04231-6. URL consultato il 27 marzo 2024.
- ^ (EN) F. Alexander Haumann, Nicolas Gruber e Matthias Münnich, Sea-ice transport driving Southern Ocean salinity and its recent trends, in Nature, vol. 537, n. 7618, 2016-09, pp. 89–92, DOI:10.1038/nature19101. URL consultato il 27 marzo 2024.
- ^ (EN) S. Aoki, K. Yamazaki e D. Hirano, Reversal of freshening trend of Antarctic Bottom Water in the Australian-Antarctic Basin during 2010s, in Scientific Reports, vol. 10, n. 1, 15 settembre 2020, DOI:10.1038/s41598-020-71290-6. URL consultato il 27 marzo 2024.
- ^ (EN) Kathryn L. Gunn, Stephen R. Rintoul e Matthew H. England, Recent reduced abyssal overturning and ventilation in the Australian Antarctic Basin, in Nature Climate Change, vol. 13, n. 6, 2023-06, pp. 537–544, DOI:10.1038/s41558-023-01667-8. URL consultato il 27 marzo 2024.
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