Globalne ocieplenie, prądy morskie i życie w oceanach

Wraz z nagrzewaniem się oceanów, postępować będzie też ich odtlenianie (anoksja). Wyższa temperatura powierzchni oznacza bowiem mniej tlenu rozpuszczonego w wodzie, a także silniejszą stratyfikację, czyli uwarstwienie. Gdy na powierzchni znajduje się woda o mniejszej gęstości niż ta poniżej, nie ma powodu, by opadała ona głębiej. To zaburza krążenie, a tym samym dostawę tlenu w głębiny. W efekcie następują zmiany w ziemskich cyklach biogeochemicznych, wywołując lawinę wydarzeń dezorganizujących skład gatunkowy ekosystemów, a także zakłócających system klimatyczny.

Rys. 1. Jens Ehn ze Scripps Institution of Oceanography i Christie Wood z Clark University pobierają próbkę z jeziorka roztopowego na lodzie na Morzu Czukockim w ramach misji ICESCAPE, mającej zbadać, jak zmieniające się warunki w Arktyce wpływają na ekosystemy morskie i skład chemiczny oceanów. Fot.: NASA/Kathryn Hansen

Badając geologiczną przeszłość Ziemi widzimy wyraźnie, że występujące w niej epizody masowego odtleniania oceanów były konsekwencją zmian klimatycznych, w szczególności tzw. klimatów cieplarnianych, pojawiających się w wyniku szybkiego narastania stężenia CO2 w atmosferze. Jedno z takich zdarzeń miało miejsce na przełomie permu i triasu – wyginęło wtedy ponad 90% gatunków morskich i 75% lądowych. Pełne odrodzenie się ekosystemów zajęło około 10 mln lat. Ówczesne zmiany klimatu wywołały tzw. duże prowincje magmatyczne, czyli trwające tysiące lat wybuchy wulkanów i wylewy lawy na obszarach obejmujących tysiące kilometrów kwadratowych. Wyrzucane w trakcie erupcji gazy, w szczególności CO2, uruchomiły sprzężenia cyklu węglowego, takie jak destabilizacja oceanicznych pokładów hydratów metanu czy rozpad zmarzliny, w wyniku czego doszło do dużego wzrostu globalnej temperatury oraz zakwaszenia wody oceanicznej, uruchamiając procesy prowadzące do odtleniania oceanów (Bond i in., 2014).

Istotny czynnik: fosfor

Znaczenie miał również jeszcze jeden czynnik: zwiększona dostawa składników odżywczych do mórz z gwałtownie wietrzejących skał bazaltowych pochodzenia wulkanicznego oraz stref brzegowych zalewanych w wyniku podnoszenia się poziomu morza. Wśród nich kluczowy był fosfor, bardzo ważny dla fitoplanktonu, ale stosunkowo trudno dostępny w oceanie. Napływ fosforu zwiększył produkcję pierwotną (przyrost masy planktonu w rezultacie fotosyntezy), a tym samym ilość materii organicznej opadającej na dno oceanu.

Rezultat był zbliżony do zjawisk, które obserwujemy obecnie w przybrzeżnych strefach beztlenowych, gdzie spływające do wody nawozy rolnicze stanowią pożywkę dla fitoplanktonu, powodując jego nadmierne za¬kwity. Woda staje się mętna i nie do¬puszcza światła w głąb, przez co ustaje fotosynteza, a plankton umiera. Martwe resztki organiczne opadają na dno zbiornika, po drodze ulegając rozkładowi przez bakterie. W ten sposób zużyciu ulega cały dostępny w otoczeniu tlen, co prowadzi do powstania stref beztlenowych.

W odległej przeszłości problem ten dodatkowo pogłębiał się w wyniku zmian na powierzchni oceanu. W cieplejszym klimacie, takim, który panował po rozległych i długotrwałych wybuchach wulkanicznych, maleje rozpuszczalność gazów w wodzie (dla 20°C jest ona o około 30% mniejsza niż dla 2°C), zaburzona zostaje także cyrkulacja oceaniczna w wyniku coraz silniejszej stratyfikacji. Powoduje to słabsze natlenienie mas wody. Im więcej materii organicznej znajdowało się w wodzie i im mniej tlenu było dostarczane w głębiny przez napowietrzoną na powierzchni wodę, tym gorsza była sytuacja. Tym bardziej, że w warunkach beztlenowych fosfor, kluczowy składnik odżywczy, nie jest wiązany w osadach, co przedłuża czas jego obecności w środowisku.

Rys. 2. Schemat interakcji między tlenem w atmosferze a składnikami odżywczymi w oceanie. Bezpośredni wpływ pokazany jest strzałkami ciągłymi, pośredni: przerywanymi, znak ‘+’ oznacza wzmocnienie, znak ‘–‘ osłabienie. Większe odkładanie węgla i fosforu (C i P) w osadach zwiększa ilość tlenu w atmosferze, co powoduje spadek ilości roślinności na lądach (głównie z powodu pożarów). Wynika to z faktu, że fosfor jest głównym składnikiem odżywczym limitującym wzrost fitoplanktonu (producenta tlenu) w długich skalach czasowych (pełne wyjaśnienie: patrz źródło). Roślinność lądowa wpływa na stężenie fosforu w morzach poprzez wspomaganie wietrzenia skał lądowych, a fosfor w wodzie morskiej wpływa na atmosferyczny tlen, stymulując produkcję fitoplanktonu i odkładanie węgla w osadach. Z drugiej strony wyższa produkcja fitoplanktonu może prowadzić do anoksji dennej, na skutek której z osadów zostaje uwolniony fosfor. W ten sposób w oceanie rośnie koncentracja fosforu, podnosząc produkcję pierwotną w morzach, co dalej wzmacnia stan anoksji. Ze stanu anoksji ocean może wydostać się, gdy w głębiny zacznie napływać woda lepiej natleniona dzięki wyższemu stężeniu tlenu w atmosferze. Źródło: A.J.Watson, T.M.Lenton, B.J.W.Mills, 2017

Prehistoryczne epizody odtleniania oceanów są dobrze udokumentowane w zapisach geologicznych. W warunkach beztlenowych (anoksji dennej) powstawały bowiem osady bogate w materię organiczną (w tym ropa naftowa). Oceany mogły wyjść z trwającego tysiące lat stanu anoksji dzięki zadziałaniu termostatu węglowego oraz pętli sprzężeń związanych z tlenem atmosferycznym. Warto zauważyć, że większa produkcja pierwotna pozwala „wyciągnąć” z atmosfery więcej węgla, można więc powiedzieć, że odtlenienie oceanów jest jednym z kosztów ponoszonych przez środowisko Ziemi za unormowanie stężenia CO2 w atmosferze (H. Mort, 2006, T. Goldhammer i in., 2010, D. J. Repeta i in., 2016, konferencja The Royal Society 2016, A.J.Watson, T.M.Lenton, B.J.W.Mills, 2017, Ch. M. Ostrander, J. D. Owens, S. G. Nielsen, 2017).

Fitoplankton dusi oceany

W skali milionów lat utrzymanie relatywnie stabilnych koncentracji tlenu w oceanach i atmosferze wymaga, by źródła fosforu były w równowadze z jego pochłanianiem, czyli usuwaniem do osadów morskich. Głównym źródłem tego pierwiastka w wodzie oceanicznej jest obecnie wietrzenie skał lądowych. W ocieplającym się klimacie następuje intensyfikacja procesów wietrzenia, nie tylko z powodu przyspieszenia reakcji chemicznych w wyższej temperaturze – wpływ mają także zmiany cyklu hydrologicznego, takie jak większa wilgotność i większy spływ rzeczny oraz odpowiedź świata biologicznego. Dodatkowo osłabienie cyrkulacji oceanicznej powoduje, że więcej fosforu jest transportowane z otwartego oceanu w okolice wybrzeży, które i tak zmagają się z eutrofizacją w wyniku dopływu nawozów i zanieczyszczeń z rzek (C. P. Slomp, P. Van Cappellen, 2007). Wszystko to może oznaczać bujniejsze zakwity fitoplanktonu, w tym gatunków toksycznych. Ta ogromna biomasa nie ma szans zostać zjedzoną przez roślinożerców, szczególnie w przełowionych i zanieczyszczonych morzach. Na skutek słabego mieszania wód biomasa przebywa dłużej w warstwach podpowierzchniowych. Tempo opadania na dno maleje dodatkowo wraz z postępującym zakwaszaniem oceanu, które powoduje spadek grubości (a więc i ciężaru) skorupek z węglanu wapnia, występujących u niektórych gatunków fitoplanktonu. Bakterie z przypowierzchniowych warstw mają więc więcej czasu na rozłożenie materii organicznej, co przyczynia się do odtleniania większych objętości wody.

Rys. 3. Interakcja między strefami słabo natlenionymi otwartego oceanu a szelfowymi. Źródło: Stramma i in., 2010.

Nasila to już istniejący problem odtleniania głębin, wynikający z zaburzeń w miejscach napowietrzania głębinowych mas wody (okolice biegunów, gdzie woda powierzchniowa opada a głębinowa – wydobywa się na powierzchnię). Prognozy pokazują, że zawartość tlenu w głębinach może zostać w związku z tym zredukowana w latach 2080-2100 średnio nawet o 70 µmol/kg, czyli o około 1/3. W przypadku Atlantyku może to być ponad 100 μmol/kg (czyli o około 1/2 obecnych wartości), jeśli nastąpi 40-60% spadek formowania północnoatlantyckich wód głębinowych (R. J. Matear, A. C. Hirst, B. I. McNeil, 2000, N. Gruber, 2011, O. D. Andrews, 2014, B. A. A. Hoogakker, D. J. R. Thornalley, S. Barker, 2016, J. Gottschalk i in., 2016, D. Desbruyeres, E.L. McDonagh, B.A.King, 2016, A. C. Naveira Garabato i in., 2017).

Rys. 4. Koncentracja nieorganicznego węgla (DIC - kolory) i tlenu (linie) w Atlantyku (przekrój południkowy od Oceanu Południowego do Arktyki). Białe kółka dotyczą danych pozyskanych z rdzeni z osadów (pełne wyjaśnienie: patrz źródło). Strzałki wskazują ogólną drogę przemieszczania North Atlantic Deep Water (NADW), AABW (Antarctic Bottom Water), CDW (Circumpolar Deep Water) i Antarctic Intermediate Water (AAIW). Źródło: J. Gottschalk i in., 2016.

Coraz mniejsze ryby

Zwiększone zużywanie tlenu w cieplejszych oceanach na skutek intensyfikacji procesów metabolicznych dotyczy nie tylko organizmów jednokomórkowych (takich jak bakterie rozkładające resztki fitoplanktonu), ale też organizmów wyższych. W przypadku zwierząt zmiennocieplnych, których temperatura zależy od temperatury środowiska, cieplejszy ocean oznacza wyższą temperaturę ciała, a tym samym szybsze tempo reakcji biochemicznych i szybszy metabolizm. Skutkuje to podwyższonym zapotrzebowaniem na tlen, tym większym, im większe są rozmiary ciała. Oznacza to szybsze zużywanie tlenu w coraz bardziej ubogim w niego oceanie. Prognozy mówią o 29% wzroście zapotrzebowania zwierząt na tlen w przypadku ocieplenia o 2°C (wg prognoz dla scenariusza biznes-jak-zwykle około 2050 roku), a dla 3°C (dla scenariusza biznes-jak-zwykle ok. 2100 roku) o 50% (konferencja The Royal Society 2016). Przełoży się to na skład ekosystemów morskich, a w rezultacie także na natlenienie oceanów, gdyż żywe organizmy mają istotny wpływ na krążenie pierwiastków oraz liczebność i rozmieszczenie fitoplanktonu. Przykładem zmian jest zanik siedlisk ekosystemów otwartego morza, np.: w latach 1960-2010, w górnych 200 m wód północno-wschodniego Atlantyku o około 15%. Wynika to z faktu, że możliwość wymiany gazowej jest ograniczona powierzchnią skrzeli, więc ryby, szczególnie duże gatunki takie jak tuńczyki czy rekiny, starają się unikać słabo natlenionych obszarów, których wraz z ocieplaniem będzie przybywać (W.W.L. Cheung i in., 2012, W.W.L. Cheung i in., 2013, J. Guiet i in., 2016, O. D. Andrews, 2014, O. Andrews i in., 2017).

Rys. 5. Prognozowane zmiany warunków w oceanach i skutki dla społeczności ryb: a) prognozy zmian temperatur dna morskiego, b) koncentracja rozpuszczonego tlenu, c) schemat ilustrujący zmiany wielkości ciała osobników i skład stad dla określonych obszarów (prostokąt z czerwonej przerywanej linii). Źródło: W.W.L Cheung i in., 2012

Mniejsza ilość rozpuszczonego w cieplejszej wodzie tlenu zredukuje rozmiary osiągane przez ryby. Przy obecnych scenariuszach emisji oznacza to ograniczenie o 20-30% maksymalnej wielkości ich ciał, np.: w przypadku atlantyckich tuńczyków błękitnopłetwych nastąpi to przy wzroście temperatury wody o około 2oC. Ponad połowa tego „zmniejszenia” wynika z fizjologii, reszta ze zmian rozmieszczenia i liczebności stad ryb (A. J. Miller i in., 2006, S. C. Doney i in., 2012, raport MCCIP, 2017). Badanie z 2014 roku pokazało, że proces ten jest już obserwowany od około 40 lat w przypadku ważnych gospodarczo ryb Morza Północnego, takich jak śledzie, sole czy łupacze. Podobna sytuacja będzie miała miejsce w przypadku bezkręgowców – wzrost temperatury wody o 1°C oznacza spadek masy ich ciała o 0,5–4,0%. Przełoży się to bezpośrednio na rybołówstwo. Prognozy dla Wielkiej Brytanii mówią w związku z tym o zmniejszeniu dochodów z połowów do 2050 roku nawet o 20% (A. Kuparien, M. Festa-Bianchet, 2016, J.A. Fernandes i in., 2016).

Rys. 6. Prognozowana zmiana masy ryb (14-24%) w scenariuszu emisji biznes-jak-zwykle (RCP 8.5). Źródło: raport Nereus Program

Przełowienie nasila skutki zmiany klimatu

Oczywiście odtlenianie wody nie jest jedyną przyczyną negatywnych trendów w populacjach ryb. Zbadano także wpływ przełowienia. Okazuje się jednak, że wywierana przez rybołówstwo presja selekcyjna okazuje się zaniedbywalna w stosunku do zmian środowiskowych, które w wielu przypadkach wykraczają już poza fizjologiczną tolerancję gatunków (K. H. Andersen i K. Brander, 2009, S. C. Doney i in., 2012, A. Audzijonyete, A. Kuparinen, E. A. Fulton, 2013). Najbardziej szkodliwym skutkiem przełowienia jest redukowanie różnorodności genetycznej stad ryb, co zmniejsza szanse populacji na dostosowanie się do nowych warunków. Do tego, o ile negatywny wpływ rybołówstwa można zmniejszać poprzez tworzenie rezerwatów morskich czy ograniczanie połowów, to zmian klimatycznych nie da się tak szybko zatrzymać ani odwrócić (N. Mieszkowska, D. W. Sims, 2007, R. I. Perry i in., 2009, M. L. Pinksy, S. R. Palumbi, 2013, M. L. Pinksy i D. Byler, 2015, A. Kuparien, M. Festa-Bianchet, 2016, R. E. Turner, 2017).

Najbardziej wrażliwe na zmiany klimatu są szybko rosnące gatunki, takie jak sardynki, u których nieodpowiednia temperatura wody może doprowadzić niemal do załamania populacji, a także osobniki młodociane, będące podstawą odbudowy ławic (N. Mieszkowska, D. W. Sims, 2007, M. L. Pinksy i D. Byler, 2015). Temperatura wody ma również wpływ na rozmieszczenie i skład bazy pokarmowej ryb oraz konkurencyjnych (w tym inwazyjnych) gatunków, a także aktywność patogenów (poprzez osłabianie organizmów zwierząt oraz poprzez tworzenie warunków korzystnych dla patogenów). Związane z tym zmiany zaobserwowano chociażby w populacjach dorszy i łososi, a w przypadku bezkręgowców u gatunków środowiskotwórczych, takich jak ostrygi czy koralowce (N. Mieszkowska, D. W. Sims, 2007, S. C. Doney i in., 2012, J. R. Zaneveld i in., 2016).

Rozsynchronizowanie łańcuchów pokarmowych

Do tego osłabienie cyrkulacji oceanicznej wywołane ogrzewaniem wód morskich wpływa na trasy przemieszczania się cząstek pokarmowych oraz na miejsca ich wynoszenia z głębszych warstw oceanu, czego skutkiem jest rozsynchronizowanie się łańcuchów pokarmowych. Wraz z odtlenianiem, zanieczyszczeniem oceanów i przełowieniem spowoduje to zaburzenie funkcjonowania ekosystemów i zaopatrzenia ludzi w żywność. Zmiany w populacjach zwierząt morskich oznaczają zresztą nie tylko problemy gospodarcze. Żywe organizmy stanowią ważny element krążenia materii, mają także ogromny wpływ na fitoplankton, zarówno poprzez drapieżnictwo, jak i dostarczanie składników odżywczych. Głębokie przemiany w ekosystemach będą więc wzmacniać negatywne skutki zmiany klimatu na ocean (A. J. Miller i in., 2006, L. Stramma i in., 2010, S. C. Doney i in., 2012, W.W.L. Cheung i in., 2012, L. V. Weatherdon i in., 2016, A. P. Sullivan, D. W. Bird, G. H. Perry, 2017, S. J. van Gennip i in., 2017, A. Shuman, 2017, raport MCCIP, 2017).

Rys. 7. Obszary z lokalnymi wyginięciami gatunków ryb >20% w latach 2000-2050 dla scenariusza RCP 8.5 (kolory wskazują prawdopodobieństwo zaniku w percentylach). Źródło: M.C. Jones, W.W.L. Cheung, 2015

Kolejny epizod odtleniania oceanów

Choć przyczyn odtleniania oceanów jest kilka: słabsza rozpuszczalność tlenu, zaburzenia krążenia wód oceanicznych i cyklu fosforowego, zwiększone zapotrzebowanie na tlen organizmów żyjących w morzu, to łączy je jedno – wzrost globalnej temperatury. Ponieważ wraz z postępowaniem globalnego ocieplenia problemy te będą się nasilać, a do tego procesy zachodzące na dnie oceanu nie będą w stanie efektywnie wiązać nadmiaru fosforu, to skutek może być ten sam, co w czasach prehistorycznych. Już teraz zawartość tlenu w oceanach zmalała o 2% w stosunku do lat 60. XX wieku, a prognozy dla 2100 roku mówią o spadku o 4-7%. Powoduje to coraz poważniejsze kurczenie się środowiska życia zwierząt morskich, wpływając też negatywnie na rybołówstwo. Odtlenianie zmienia także funkcje oceanu w systemie klimatycznym Ziemi, np.: w skutek zmian w cyklu azotowym na obszarach beztlenowych stają się one źródłem podtlenku azotu N2O, będącego silnym gazem cieplarnianym (R. J. Matear, A. C. Hirst, 2003, H. Mort, 2006, C. P. Slomp, P. Van Cappellen, 2007, Raport Parlamentu Europejskiego, 2011, S. C. Doney i in., 2012, A. H. W. Beusen i in., 2016, D. Niemeyer i in., 2017, A.J.Watson, T.M.Lenton, B.J.W.Mills, 2017, Ch. M. Ostrander, J. D. Owens, S. G. Nielsen, 2017, S. Schmidtko, L. Stramma, M, Visbeck, 2017).

Rys. 8. Górny rysunek: normalna sytuacja w oceanie, dolny: odtlenianie oceanu. Źródło: Skeptical Science

W dłuższej perspektywie czasowej obecne ocieplenie klimatu może oznaczać uruchomienie procesu całkowitego odtleniania oceanów. Naukowcy obliczyli, że jeśli w tym stuleciu tempo powiększania się dennych stref beztlenowych będzie wynosiło 2,2×104 – 7,5×104 km2 na dekadę, to osiągnięcie stanu odtlenienia znanego z prehistorycznych epizodów możliwe jest już za 100-350 lat (Ch. M. Ostrander, J. D. Owens, S. G. Nielsen, 2017). Wysoce stabilny przez setki milionów lat skład chemiczny mórz i atmosfery, w tym zawartość tlenu, był do tej pory możliwe dzięki współdziałaniu cykli biochemicznych połączonych ze sobą siecią sprzężeń zwrotnych. Są one jednak niezwykle wrażliwe na nawet małe zmiany w natlenieniu czy pierwotnej produkcji biologicznej netto. Emitując dwutlenek węgla, zanieczyszczając środowisko i wyławiając masowo ryby zakłóciliśmy funkcjonowanie całego złożonego systemu przepływu materii i energii w oceanie, co może mieć bardzo poważne konsekwencje. Bez zdecydowanych zmian w sposobach pozyskiwania energii i ochronie środowiska, może się okazać, że badania nad prehistorycznymi epizodami odtleniania staną się nieprzyjemnie aktualne już w bliskiej przyszłości.

Film: Filmy z kampanii NAAMES, której celem było badanie procesów zachodzących w oceanie, ich wpływu na aerozole atmosferyczne, a tym samym na chmury i klimat.

Anna Sierpińska, konsultacja merytoryczna: prof. Jan Marcin Węsławski

Opublikowano: 2018-06-04 12:05
Korzystanie z witryny bez zmiany ustawień przeglądarki oznacza akceptację polityki cookies.