In questo articolo provo ad affrontare l’anomalia della temperatura delle acque del Mar Mediterraneo nell’anno 2026 dal punto di vista, un po’ insolito, del rilascio di \({\scriptsize CO_{2}}\) nell’atmosfera. E man mano che vado avanti, quello che vedo non è per niente buono.
La diffusione di queste ondate di caldo marine evidenzia che condizioni oceaniche eccezionalmente calde sono rimaste una caratteristica distintiva del sistema climatico globale per tutta la prima metà del 2026. Copyright: Unione Europea, Copernicus Marine Service (2026), © Mercator Ocean.
Le temperature superficiali del Mediterraneo hanno raggiunto valori eccezionali: 33,02 °C registrati dalla boa di Sa Dragonera e valori compresi tra 29 e 30,5 °C in diverse stazioni italiane. Un’anomalia media di circa 2 °C non è soltanto un problema fisico: altera direttamente l’equilibrio del sistema carbonatico marino. Il punto di partenza è la solubilità di Henry della \(CO_{2}\), espressa dalla costante \(K_{0}\) (mol kg⁻¹ atm⁻¹). La sua dipendenza da temperatura e salinità è data dall’equazione di Weiss (1974) [1] [2]:
\[{\small InK_{0}= -60.2409 + 93.4517 \left ( \frac{100}{T} \right ) + 23.3585\ln \left ( \frac {T}{100}
\right )+S\left [ 0.02357-0.02356\left ( \frac{T}{100} \right ) +0.047306 \left ( \frac{T}{100} \right )^{2} \right ]
}\]
dove \(T\) è la temperatura assoluta in kelvin e \(S\) la salinità in ‰. \(K_{0}\) diminuisce sensibilmente con l’aumentare della temperatura. Questo termine rappresenta la parte predominante (tipicamente 58–89 %) della dipendenza termica complessiva di \(pCO_{2}\) a DIC (riquadro a fianco) e alcalinità costanti; il resto deriva principalmente dalle costanti di dissociazione \(K_{1}^*\) e \(K_{2}^*\).
L’effetto combinato produce il coefficiente empirico consolidato [3]:
\[ v= \frac{\partial\ln\ p CO_{2} }{\partial T }\approx 0.0423 \pm 0.002 \;^\circ C^{-1} \]
(valore classico di Takahashi et al.; range osservato \( \approx 0.040-0.046 \;^\circ C^{-1}\)).
Per un’anomalia \(\Delta T = 2.0 \pm 0.5 \; ^{\circ}C\) si ottiene quindi:
\[ \Delta \ln pCO_{2}=v\cdot \Delta T \approx 0.0846 \pm 0.022 \]
Il sistema non resta a DIC fisso: l’oceano tende a riequilibrarsi con l’atmosfera. Il fattore che quantifica questa capacità tampone è il fattore di Revelle (\(R\)), definito come \[ R = \frac{\Delta pCO_{2}/pCO_{2}}{\Delta DIC / DIC} \]
Nelle acque superficiali del Mediterraneo (\(R\)) varia tipicamente tra 9,5 e 11,5, con valore centrale più frequente \( R = 10.2 \pm 1.0\). Di conseguenza la variazione relativa di DIC necessaria per riportare \(pCO_{2}\) al valore atmosferico è:
\[ \frac{\Delta DIC}{DIC} = \frac{\Delta \ln pCO_{2}}{R} \approx 0.0083 \pm 0.0025 \]
(cioè una riduzione compresa tra circa 0,6% e 1,1%). Considerando ora lo strato misto estivo (quello che si scalda rapidamente e scambia gas con l’atmosfera). I parametri utilizzati, con le relative incertezze, sono riassunti nella tabella seguente:
| Parametro | Valore centrale | Intervallo / incertezza |
|---|---|---|
| 𝜐(°C⁻¹) | 0.0423 | 0.040—0.046 |
| Δ𝘛(°C) | 2.0 | 1.5—2.5 |
| R (fattore di Revelle) | 10.2 | 9.5—11.5 |
| Superficie (A) m² | 2.50 x 10¹² | trascurabile |
| Spessore stato misto ((h) m | 25 | 15—35 |
| Densità 𝘱 (kg m⁻³) | 1027 | 1024—1030 |
| DIC Cꭰꮖꮯ (mmol kg⁻¹) | 2.27 | 2.19—2.35 |
Il volume e la massa dello strato risultano:
\[ V = A \cdot h= ( 6.25 \pm 2.5 ) \times 10^{13}\ m^{3} \\
M = \rho V \approx ( 6.42 \pm 2.6 ) \times 10^{16} \ kg \]
Il contenuto totale di DIC è quindi:
\[ N_{DIC} = M \cdot c_{DIC} \approx (1.46 \pm 0.60) \times 10^{14} \ mol \]
La quantità di carbonio che lascia l’acqua per riequilibrare il sistema vale:
\[ \Delta N = \left ( \frac{\Delta DIC}{DIC} \right ) \cdot N_{DIC} \approx ( 1.21 \pm 0.65)\times10^{12} \ mol \]
Convertendo in massa di CO₂ (massa molare\({\scriptsize \ 44.01 \ g \ mol^{-1} }\)) si ottiene:
\[ \Delta m_{CO_{2}} \approx 53 \pm 29 \ Mt \ CO_{2} \]
Combinando i range estremi dei parametri dominanti (soprattutto (\(h\)) e (\(R\))) l’intervallo più conservativo risulta compreso tra circa \(25\) e \(110\) Mt di \(CO_{2} \) 1 2 [4] [5].
| Parametro | Valore stagionale tipico (inverno) | Valore stagionale tipico (estate) | Proiezione per anomalia Δ𝘛 = +2°C |
|---|---|---|---|
| 𝑝CO₂ superficiale (μatm) | ~360—380 | 500 (fino a ~520) | ~ 540—560 |
| Fase di ciclo del carbonio | Assorbimento (cattura) | Rilascio (sorgente) | Rilascio intensificato |
Si tratta di una stima di primo ordine. Non include i tempi di equilibramento, la velocità di trasferimento gas-aria né i processi biologici, ma rende esplicita sia la chimica di Henry (\( K_{0}\)) sia il ruolo del sistema tampone carbonatico, quantificando con chiarezza l’ordine di grandezza e la direzione del fenomeno: il riscaldamento riduce in modo misurabile la capacità del Mediterraneo di trattenere carbonio nello strato superficiale.
È fondamentale precisare che il valore ottenuto di \(53 \pm 29\) Mt di \(CO_2\) rappresenta la soglia superiore del potenziale teorico di degassamento all’equilibrio termodinamico, calcolato sulle proprietà chimico-fisiche della massa d’acqua dello strato misto e non come una quantificazione del degassamento effettivamente avvenuto. Nella realtà, il trasferimento fisico dei gas attraverso l’interfaccia aria-mare non è istantaneo: la cinetica di scambio gassoso è un processo relativamente lento, governato da una dipendenza non lineare (spesso quadratica o cubica) dalla velocità del vento in superficie. Durante la stabilità atmosferica tipica delle ondate di calore estive, l’assenza di forte ventilazione e l’accentuata stratificazione termica possono agire come un “tappo” cinetico, rallentando il rilascio effettivo e lasciando il sistema in uno stato di forte sovrasaturazione transitoria. Tuttavia, questo potenziale chimico accumulato si comporta come una molla compressa: il sopraggiungere dei primi intensi eventi ventosi stagionali, come le sferzate di Maestrale, rimescola la colonna d’acqua e sblocca istantaneamente la resistenza cinetica all’interfaccia, accelerando drammaticamente il flusso uscente di \(CO_{2}\) verso l’atmosfera.
-
Variabili chiave che spiegano l’intervallo di incertezza (±29 Mt)
- Stratificazione e Termoclino: D’estate il Mediterraneo presenta un termoclino molto superficiale e netto. Il degassamento è governato quasi interamente dallo strato di rimescolamento superficiale (strato misto), la cui profondità varia sensibilmente a seconda del vento (es. eventi di Maestrale), modificando drasticamente la massa d’acqua soggetta alla Legge di Henry.
- Eterogeneità del Fattore di Revelle: Il Mediterraneo non è omogeneo. Il bacino occidentale (più fresco e meno salino) e il bacino orientale (più caldo, ultra-oligotrofico e ad altissima alcalinità) rispondono alle anomalie termiche con sensibilità chimiche (Fattori di Revelle) molto diverse, allargando la forbice della stima complessiva.
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Il sorpasso sul budget annuale di \(CO_{2}\) del Mediterraneo
I modelli biogeochimici stimano che l’intero bacino del Mediterraneo assorba tra 10 e 20 Mt di \(CO_{2}\) all’anno [6] [7].
La stima ottenuta in questo articolo — \(\sim 53 \pm 29\) Mt di degassamento indotto da un’anomalia termica di 2 °C — introduce uno scenario critico.
Sebbene i modelli biogeochimici tridimensionali stimino che l’intero bacino del Mediterraneo agisca normalmente come un pozzo di assorbimento netto, la spinta termodinamica generata da un’estate estrema è talmente violenta da contrastare drasticamente l’azione dei pozzi biologici (la produzione primaria che consuma carbonio nei mesi caldi). Anche considerando i limiti cinetici di scambio e i tamponi biologici locali, l’ordine di grandezza del fenomeno suggerisce che un’anomalia di questa portata è in grado di annullare temporaneamente la capacità di sequestro annuale del bacino, ponendo le basi fisiche per una sua pericolosa transizione temporanea a sorgente netta di carbonio. Qui si suppone che una singola estate estrema, non solo annulli completamente la capacità di assorbimento annuale del Mediterraneo, ma lo trasforma in una sorgente netta di carbonio.
Se in inverno la \( p CO_{2} \) dell’acqua è sottomessa a quella atmosferica (favorendo l’assorbimento), in estate supera ampiamente le 450-480 ppm, distaccando la pressione atmosferica [8]. È la prova fisica del forte degassamento e supporta perfettamente la stima di un flusso uscente.
L’intensità del feedback è sorprendente: rilasciare \(\sim 53\) Mt in poche settimane estive equivale, come flusso istantaneo, alle emissioni annuali di una grande regione industriale europea.
Il fenomeno è concentrato interamente sull’interfaccia aria–mare, e rappresenta un cambiamento qualitativo nel ruolo del Mediterraneo nel ciclo del carbonio.
Questo imponente feedback biogeochimico non viaggia da solo, ma è la manifestazione speculare di una crisi energetica sistemica. L’anomalia termica marina agisce infatti come un motore termodinamico comune a due facce: da un lato destabilizza l’equilibrio chimico dei carbonati forzando il rilascio di \(CO_{2}\), dall’altro accumula un surplus di calore sensibile e latente pronto a riscrivere le regole della fisica atmosferica d’autunno, secondo precise leggi fisiche.
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Conclusione
Il legame tra il mancato rientro dell’anomalia termica marina e l’innesco di cicloni mediterranei, grandinate giganti e alluvioni lampo è regolato da precise leggi fisiche. La transizione da una normale depressione extratropicale a un ciclone mediterraneo 3 dipende direttamente dal calore immagazzinato nel mare.
- La Legge di Clausius-Clapeyron: Per ogni grado Celsius in più di temperatura dell’acqua, l’evaporazione aumenta e l’atmosfera sovrastante può trattenere circa il 7% in più di vapore acqueo.
- Il combustibile termico: Se le acque del Mediterraneo rimangono sopra i 26°C alle porte dell’autunno (quando arrivano le prime correnti fredde polari o atlantiche in quota), il gradiente termico verticale diventa esasperato. Il mare cede calore sensibile e latente all’atmosfera a ritmi impressionanti. Questo flusso di calore dal basso alimenta la convezione profonda, fornendo l’energia necessaria per la tropicalizzazione del ciclone.
- CAPE estremo: L’aria calda e satura di umidità che sale dal mare surriscaldato si traduce in valori di CAPE (Convective Available Potential Energy) eccezionalmente elevati (spesso superiori a 2500-3000 J/kg, valori storicamente subtropicali).
- Correnti ascensionali violente: Un CAPE così elevato genera correnti ascensionali all’interno dei temporali che viaggiano a velocità superiori ai 100-150 km/h. Queste correnti riescono a mantenere i chicchi di grandine sospesi nella cella temporalesca per molto tempo, permettendo loro di accrescersi continuamente prima di cadere al suolo per gravità. Il surplus di calore marino altera la dinamica temporalesca autunnale, trasformando normali fronti perturbati in sistemi a supercella capaci di produrre grandine gigante (diametri > 5-10 cm).
Il mare caldo funge da evaporatore continuo. Se i venti nei bassi strati (come lo Scirocco o il Libeccio) convogliano questa enorme massa di umidità verso le barriere montuose (Appennini, Alpi marittime, rilievi insulari), l’aria è costretta a salire (sollevamento orografico).
Precipitazioni concentrate: Il vapore si condensa istantaneamente, scaricando centinaia di millimetri di pioggia in pochissime ore (alluvioni lampo) sulla stessa identica area, poiché il temporale continua ad alimentarsi dalla stessa sorgente marina surriscaldata.
Note:
- Interpretazione della stima:
Il valore (53 ± 29 Mt CO₂) non rappresenta una misura diretta del flusso di CO₂ effettivamente rilasciato dal Mediterraneo nell’atmosfera, né una previsione dell’emissione realizzata durante l’estate. Si tratta invece di una stima di primo ordine del potenziale teorico di degassamento associato all’anomalia termica considerata, ottenuta ipotizzando che lo strato misto superficiale raggiunga il nuovo equilibrio carbonatico con l’atmosfera. Il flusso reale dipenderà da fattori non inclusi in questo calcolo, tra cui la durata dell’anomalia, la velocità di scambio gas–mare, il vento, la profondità effettiva dello strato misto, la distribuzione spaziale di temperatura e salinità e i processi biologici. Pertanto, il risultato deve essere interpretato come un ordine di grandezza della quantità potenzialmente mobilizzabile, non come una quantità di CO₂ già osservata o necessariamente destinata a essere emessa ↩ - Nota metodologica sulla stima dell’incertezza:
L’intervallo di confidenza associato al potenziale di degassamento (53 ± 29 Mt CO₂) è stato stimato adottando un approccio lineare conservativo (somma dei valori assoluti degli errori massimi dei singoli parametri). Questa scelta metodologica, preferita alla classica propagazione quadratica di Gauss, si rende necessaria per riflettere l’estrema eterogeneità spaziale e la stratificazione termica del bacino Mediterraneo durante le ondate di calore marine (MHW). Essa garantisce che le stime non sottovalutino l’effetto combinato delle fluttuazioni locali dello strato misto (MLD) e delle risposte non lineari del fattore di Revelle. ↩ - Medicane:
Sta per Mediterranean Hurricane, un ciclone mediterraneo con cuore caldo e bande nuvolose a spirale. Sebbene la comunità scientifica utilizzi spesso questo termine, molti autori preferiscono la dicitura più rigorosa di Ciclone di Tipo Tropicale Mediterraneo (TMS), per evitare confusioni con i sistemi ciclonici atlantici formalmente strutturati. A me, il neologismo Medicane non piace affatto, pare un moccolo. ↩
Bibliografia
- Weiss R. F. (1974-11-01). Carbon dioxide in water and seawater: the solubility of a non-ideal gas. . Fonte ↩︎
- (). CO2 Solubility in Water & Seawater: Non-Ideal Gas Analysis (Weiss, 1974). . Fonte ↩︎
- Takahashi Taro (1997-08-05). Global air-sea flux of CO2: An estimate based on measurements of sea–air pCO2 difference. . Fonte ↩︎
- (2026-03-03T13:00:00+00:00). Physics-guided machine-learning forecasting and analysis of carbonate changes in the surface Western Mediterranean. . Fonte ↩︎
- Dentico Carlotta (2026-03-01). Surface pCO2 and hydrography in the dense water formation area of the southern Adriatic.. . Fonte ↩︎
- Pecci Mattia (2026). First Derivations of Air-Sea CO2 Fluxes in the Central Mediterranean and Possible Impact of the 2022–2023 Marine Heatwave. . Fonte ↩︎
- Solidoro Cosimo (2022-01-12). Modeling Carbon Budgets and Acidification in the Mediterranean Sea Ecosystem Under Contemporary and Future Climate. . Fonte ↩︎
- (2026-08-05). ICOS - Integrated Carbon Observation System. . Fonte ↩︎
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Data certificazione: 9 Agosto 2026 17:09 (UTC)
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