Diapositiva n. 41

La Terra è un pianeta straordinario, sulla cui superficie si trova l’acqua contemporaneamente nei suoi tre stati; vapore, liquido e solido. Gli Oceani occupano la maggior parte della superficie terrestre (circa il 71%) e per questo risultano importanti nelle vicende climatiche del nostro pianeta.
La densità dell’acqua dipende dalla temperatura e dal grado di salinità in essa presente.
La variazione di densità dell’acqua dolce in relazione alla temperatura è riportata nel grafico in alto a destra nella dispositiva n. 41. Il grafico mostra come l’acqua dolce raggiunga la massima densità ad una temperatura di 4 gradi (3.8 per la precisione). Questo permette al ghiaccio di galleggiare sull’acqua liquida e ciò diviene fondamentale per preservare la vita acquatica anche in aree in cui il freddo la fa da padrone (si legga anche l’articolo “La fisica nel cocktail“). Un altro elemento che influenza la densità dell’acqua è la salinità (ossia il contenuto di Cloruro di Sodio per unità di volume). Più l’acqua è salina e più diviene densa (tabella in diapositiva n. 41).
Gli oceani interagiscono in vari modi con l’atmosfera e un meccanismo molto importante è l’accoppiamento oceano/atmosfera chiamato Upwelling

Diapositiva n. 42

L’Upwelling permette il richiamo di acqua dalla profondità degli oceani, in virtù dell’accoppiamento tra la forza di Coriolis (la forza di cui abbiamo parlato in precedenza) e la spinta indotta dal costante soffiare del vento sulla superficie dell’acqua. In questo meccanismo interviene anche l’attrito viscoso non trascurabile nell’acqua. Nel corpo del fluido, dalla combinazione delle forze ora citate, si ha una forza risultante, il cui vettore tende a ruotare dai 45° superficiali rispetto alla direzione del vento ai 135° raggiunti alla massima profondità (spirale di Ekman – Diapositiva n. 42). L’integrazione tra tutti gli strati del fluido porta ad una risultante posta a 90° rispetto alla direzione del vento (fenomeno graficamente rappresentato nell’immagine a sinistra in diapositiva n. 42).
Quest’effetto fu notato la prima volta già sul finire del 1800, osservando il moto degli iceberg rispetto alla direzione del vento.
L’insieme delle caratteristiche sin qui citate, interagendo con la distribuzione delle terre emerse, origina un circuito di correnti oceaniche dette correnti termoaline (THC), così definite proprio in virtù della caratterizzazione di densità determinata dalla temperatura e dalla salinità. Queste correnti oceaniche distribuiscono il calore e la salinità tra tutti i bacini della Terra.
Molto schematicamente, il circuito delle correnti oceaniche è riportato nella dispositiva n. 43.

Diapositiva n. 43

In questa pillola inerente a questi meccanismi, ci focalizzeremo sinteticamente del circuito dell’Oceano Atlantico chiamato AMOC (Atlantic Meridional Overturning Circulation). E’ bene sin da ora chiarire, che tutte le variazioni attribuibili a questa corrente oceanica sono a tutt’oggi motivo di ampio ed acceso dibattito. Quindi se, come ora proverò sinteticamente a spiegare, il meccanismo di fondo sembra compreso, moltissimo c’è ancora da scoprire sulla sua complessa dinamica.
Gli attori chiave dell’AMOC sono l’Antartide, la regione equatoriale dell’Oceano Atlantico e le regioni artiche. L’Antartide, come sappiamo, è l’enorme continente in cui si trova il Polo Sud ed è contornato dall’oceano. Ciò è alla base della stuttura molto stabile della cella polare antartica, sul cui bordo il gradiente termico e di pressione generano costanti ed impetuosi venti che spirano ad anello attorno al continente.
Il flusso di questi venti è zonale e ricordando il verso della forza di Coriolis nell’emisfero Sud, dal punto di vista oceanico sin realizza il fenomeno dell’upwelling, che spinge un flusso d’acqua verso Nord.
Il risorgere di acqua sul bordo della cella antartica, produce una prima corrente profonda d’acqua fredda, determinata dal raffreddamento e dal congelamento dell’acqua marina (e dunque un aumento della salinità determinata dall’espulsione della componente salina in fase di congelamento) e da un’altro flusso d’acqua che si dirige verso latitudini più calde e temperate (Nord). Il riscaldamento dell’acqua avviene in modo progressivo andando verso le regioni equatoriali e viene sostenuto sinché la temperatura dell’aria risulta più elevata di quella dell’acqua.
Quando l’acqua così riscaldata, soprattutto nella regione equatoriale, giunge nelle regioni polari, inizia a raffreddare ed aumenta la sua salinità in funzione dell’evaporazione.
La salinità aumenta ulteriormente quando si giunge a latitudini in cui l’acqua del mare può congelare.
In quel momento la corrente marina tende ad inabissarsi e a dirigersi nuovamente verso Sud, per compensare la massa d’acqua risucchiata dalle profondità dell’emisfero meridionale (le cui caratteristiche difatti risultano compatibili con l’acqua che sprofonda alle latitudini artiche).
Il ciclo dell’AMOC è stimato chiudersi in grossomodo un migliaio di anni.
Ora (diapositiva n, 44) introduciamo un indice chiamato AMO (Atlantic Multidecal Oscillation). E’ una misura dell’attività dell’AMOC.

Diapositiva n. 44

Le teleconnessioni, in estrema sintesi, sono delle quantità misurate, che tendono a descrivere lo stato di uno schema circolatorio. Spesso si tratta di differenze del medesimo parametro in differenti posizioni. L’AMO è definito dal valor medio (detrendizzato per stagionalità) della temperatura dell’acqua superficiale dell’oceano tra 0 e 70 gradi Nord. Il grafico in diapositiva n. 44 si riferisce alle anomalie di temperatura calcolate in riferimento al periodo 1951-1980.
Le variazioni dell’AMOC influenzano il clima in Nord America e sull’Europa occidentale, inoltre agiscono sulla stagione degli uragani e sul Monsone indiano.
Ma le oscillazioni registrate ai giorni nostri sono di piccola entità.
Nella storia climatica del nostro pianeta, il nastro trasportatore dell’AMOC molto probabilmente subì ben più importanti variazioni. Un esempio lo possiamo avere alla fine del periodo glaciale, nel quale vi fu un brusco raffreddamento chiamato Younger Dryas (Dryas recente).

Diapositiva n. 45

Lo Younger Dryas (il cui nome viene dal fiore artico Dryas Octopetala, tracciante biologico in netta espansione latitudinale, stando alla sedimentazione pollinica, nel periodo in discussione) iniziò circa 12800 anni fa e la sua durata è stimata essere di 1150/1300 anni. L’ingresso e l’uscita da questa fase fredda la si ebbe in un intervallo di tempo di circa 40-50 anni (ma alcuni autori suggeriscono anche in molto meno) e la variazione di temperatura stimata sul core glaciale della Groenlandia è di 10 gradi (con un errore di più o meno 4 gradi).
Pur non essendo l’unica idea relativa alla sua genesi, la teoria oggigiorno meglio accolta riguarda l’afflusso imponente di acqua dolce verso il bacino dell’Atlantico. Ciò avvenne in seguito della rottura di un setto di ghiaccio, che fece da argine ad un vasto lago (lago Agazziz) formatosi nella parte meridionale della calotta glaciale del Nord America. L’enorme fuoriuscita dell’acqua passò dal bacino del Missisipi.
L’ingresso di una gran quantità di acqua dolce nell’Atlantico avrebbe alterato il flusso dell’AMOC e ridotto il calore trasportato verso Nord. Conseguentemente si ebbe il brusco raffreddamento.
Al marcato raffreddamento (che comunque con varia modalità coinvolse tutto il globo) delle alte latitudini artiche, seguì, seppur con intensità più ridotta, un riscaldamento del settore Antartico (diapositiva n.45).
Questa evidenza riscontrata nello Youger Dryas non fu un episodio isolato, poiché è rintracciabile anche in tanti altri episodi. Lo Youger Dryas ricade difatti nel contesto più vasto degli eventi di Heinrich e Dansgaard-Oeschger

Diapositiva n. 46

Focalizzandoci sulle carote di ghiaccio derivanti dall’ultima glaciazione in Groenlandia e nei sedimenti marini, si è scoperto che tale periodo è costellato da rapidi cambiamenti delle condizioni di temperatura dell’aria. Tali variazioni sono molto evidenti nell’area groenlandese, mentre sono più sfumate in termini di intensità nei core glaciali dell’Antartide. Gli eventi D-O sono bruschi riscaldamenti, mentre gli eventi di Heinrich sono dei raffreddamenti. Come nel caso dello Younger Dryas, anche questi episodi hanno un contraltare opposto (termicamente parlando) nel settore antartico rispetto a quello groenlandese.
Questa caratteristica viene proprio attribuita alla variazione dell’AMOC e della sua interazione con la cappa glaciale di quel periodo. Difatti i ricercatori mettono in luce la stabilità dell’Olocene rispetto a quel tipo di eventi. Gli eventi di Heinrich sono ben evidenti anche nei sedimenti marini, poiché definiti attraverso i detriti portati in mare (poi depositati sul fondo) dagli Iceberg. In quegli episodi, che ricorrono grossomodo ogni 6000 anni, i sedimenti si depositarono sino a latitudini inferiori a 45°N.
Tutti questi episodi, caldi o freddi, sono caratterizzati da variazioni di temperatura di 8-10 °C nell’arco di qualche decade ed importanti digressioni del livello marino (qualche metro) nel corso dell’evento.
Pur essendo abbastanza chiaro che la fenomenologia è legata alla variazione dell’AMOC dia vita all’altalena termica bipolare tra il l’Artico e l’Antartico (la latenza del segnale è di circa 220-250 anni tra Artico ed Antartico), il meccanismo di sostegno ed innesco dei processi non è ancora noto.
Sfruttando le simulazioni derivanti dai modelli numerici costruiti nel corso del tempo, pare che una complessa interazione tra l’oceano e l’atmosfera, in condizioni d’importante estensione della criosfera, sia la chiave di autosostentamento del meccanismo alla base della fenomenologia osservata.
Ma, lo ripeto, il dibattito sull’argomento è molto acceso.
Vediamo ora di focalizzare l’attenzione sull’ultima glaciazione, di cui è possibile reperire informazioni più accurate rispetto a periodi più antichi.