Ocieplenie oceanów - co oznacza i czym się może skończyć?

Wśród specjalistów zajmujących się klimatem pojawiają się głosy, że zamiast koncentrować się na wzroście temperatury powietrza, powinniśmy więcej mówić o ocieplaniu się oceanów. Od 1971 roku zaabsorbowały one ponad 90% nadwyżki energii, która pojawiła się w ziemskim systemie klimatycznym (S.C. Riser i in., 2016, Raport "State of the Climate in 2016", AMS). Skutek wzrostu temperatury powierzchniowych wód Atlantyku można było zaobserwować we wrześniu 2017, gdy kolejne potężne huragany pustoszyły Karaiby i wybrzeże USA (czytaj więcej: Huragany - skąd się biorą, jak sieją zniszczenie i jak wpływa na nie zmiana klimatu?). Oprócz takich spektakularnych kataklizmów ocieplenie oceanów przyniesie także szereg mniej widowiskowych, ale równie niepokojących zmian.

Rysunek 1: Naukowiec NASA Ryan Vandermeulen prowadzi badania zestawem radiometrów profilujących do mierzenia „koloru oceanu”. Fot.: NASA Goddard Space Flight Center/Stephanie Schollaert Uz

Od początku rewolucji przemysłowej średnia temperatura powierzchni oceanów wzrosła o około 0,7°C. Zmiany nie były jednak równomiernie rozłożone w czasie i przestrzeni. Pojawiające się fluktuacje wynikają zarówno z postępujących zaburzeń w ziemskim systemie klimatycznym, jak i z wieloletnich oscylacji naturalnych. Niestety trend jest jasny – oceany nagrzewają się coraz mocniej. Ma to różnorodne konsekwencje, wliczając w to nasilenie klęsk żywiołowych związanych z występowaniem obszarów wysokich anomalii średniej temperatury powierzchni oceanów (P.J. Gleckler i in., 2016).

Cieplejszy ocean – silniejsze susze

Na początku obecnego stulecia wody powierzchniowe północnego Pacyfiku ociepliły się dużo bardziej niż masy wody wzdłuż wybrzeża Kalifornii. Zmieniło to regionalną cyrkulację atmosferyczną, pozwalając chłodniejszym, suchym wiatrom sięgać znad oceanu dalej w głąb lądu. Przyczyniło się to do wysuszenia gleby na południowym zachodzie USA, czego skutkiem był ponad dwukrotny, w stosunku do lat 90. XX wieku, wzrost liczby burz pyłowych w tym regionie (D. Q. Tong i in., 2017).

Także ostatnie susze w Kalifornii wiązane są z zaburzeniami na północno-wschodnim Pacyfiku – w 2013 i 2014 roku w niektórych miejscach Oceanu Spokojnego padły rekordy temperatury powierzchni (N. A. Bond i in., 2015, E. Di Lorenzo, N. Mantua, 2016). Anomalnie ciepła woda zajmowała w tym okresie nawet 6,5 mln km2 – od wybrzeży Alaski do Meksyku. Podobne obserwacje poczyniono dla Oceanu Indyjskiego, gdzie wyższe od średniej temperatury powierzchni wody miały wpływ na występowanie susz na części obszaru Afryki i Półwyspu Indyjskiego (C. Funk i in., 2014, M. K. Roxy i in., 2015).

Jednak ani Ocean Spokojny, ani Indyjski nie dzierżą palmy pierwszeństwa pod względem tempa nagrzewania oraz ilość zakumulowanego ciepła. Tutaj króluje Ocean Południowy. Ogólnie półkula południowa odpowiada za około 90% poboru ciepła netto przez oceany. Szybkie nagrzewanie tej części globu, koncentrujące się na 40° szerokości geograficznej, jest obserwowane już od lat 50. XX wieku (W. Llovel, L. Terray, 2016, Raport "State of the Climate in 2016", AMS, D. Desbruyeres, E.L. McDonagh, B.A.King, 2017). Wynika ono z rozległości obszaru zajętego przez wodę, a także zachodzących globalnie zmian cyrkulacji atmosferycznych. Temperatura Oceanu Południowego rośnie m.in. w odpowiedzi na ogrzewanie powierzchni morza w odległych częściach Wszechoceanu. Na przykład silne zjawisko El Niño (cieplejszy centralny Pacyfik) wzmacnia wiatry wiejące w kierunku bieguna południowego. Wiatry te mają udział w ocieplaniu głębinowych wód antarktycznych (Antarctic Bottom Waters, AABW), które stanowią największą objętościowo masę wody we Wszechoceanie. W Oceanie Południowym to właśnie one odgrywają niezwykle istotną rolę. Szacuje się, że wody położone głębiej niż 2000 m pochłonęły aż 1/6 energii gromadzącej się w ziemskim systemie klimatycznym w ostatnich kilku dekadach. (S. Jacobs i in., 2012, G. Johnson i in. 2013, S. Purkey, G. C. Johnson, 2013, Y. Plancherel, 2014, C. de Lavergne, 2014, V.V. Menezes, A.M. Macdonald, C. Schatzman, 2017).

Rys. 2. Pobór ciepła przez oceany (procent całkowitej zmiany w latach 1865-2015) z modelowania zmian historycznych i prognoz dla scenariusza „biznes-jak-zwykle” RCP 8.5. Gruba pionowa szara kreska pokazuje niepewność (±1 odchylenia standardowego) zmian dla roku 1997, gdy średni pobór ciepła osiągnął 50% wzrostu netto z lat 1865-2015, gruba szara pozioma kreska wskazuje zaś zakres niepewności względem roku, w którym zostało osiągnięte 50% całkowitej akumulacji ciepła w tym okresie. Źródło: P.J.Gleckler i in. 2016

Zmiany zasolenia wpływają na poziom morza

Zmianę właściwości AABW oraz spowolnienie tempa ich powstawania nasila dostawa słodkiej wody (około 100 Gt rocznie) z podmywanych przez cieplejszy ocean lodowców szelfowych. Wzrost temperatury wód średniej głębokości – czyli główna przyczyna roztapiania lodowców antarktycznych – w dużej mierze wynika z ogrzania powierzchni tropikalnego Pacyfiku, ale również ze słabszego odprowadzania ciepła do głębin (E. J. Steig i in., 2012, S. G. Purkey, G. C. Johnson, 2012, J. Hansen i in., 2015).

Dane hydrograficzne wyraźnie pokazują postępujące przekształcanie struktury oceanu w obszarach okołobiegunowych. Obserwowane zagłębianie izopykn (linii łączących punkty o danej gęstości), wynika zarówno z nagrzewania wody jak i zmniejszania zasolenia (słodka woda jest lżejsza niż słona). Zmiany zasolenia są z kolei skutkiem zaburzeń w kriosferze (takich jak opisane wyżej topnienie lodowców) oraz cyklu hydrologicznym. Cieplejszy ocean oznacza bowiem zwiększone parowanie, a woda, która znajdzie się w atmosferze, wcześniej czy później powróci do oceanu.

Obecnie w regionach parowania netto słodkiej wody ubywa (średnie szerokości geograficzne), a w strefach opadów netto (wyższe szerokości) przybywa. Powoduje to, że słony Atlantyk i Ocean Indyjski stają się jeszcze bardziej zasolone, a mniej słony Pacyfik jeszcze mniej zasolony – czyli obserwuje się dokładnie taką zmianę, jakiej spodziewano się w ocieplającym się klimacie. Dowodem na pojedyncze źródło wymuszające, takie jak zachwiana równowaga radiacyjna planety, jest także według oceanografów zagłębianie izopykn (S.Häkkinen i in., 2016).

Co więcej, zmiany zasolenia, a tym samym gęstości wody, przyczyniają się do większego wzrostu poziomu morza na Pacyfiku. Efekt ten może osiągać nawet 1/4 wzrostu poziomu morza związanego z rozszerzalnością cieplną. Podobną sytuację obserwuje się u wybrzeży Syberii od lat 2000., gdzie wiąże się ją ze zmniejszeniem zasolenia Oceanu Arktycznego spowodowanego zwiększonym spływem rzecznym i większym topnieniem lodu (L. Yu i R. A. Weller, 2007, P. J. Durack i in., 2014, E.C. Carmack i in., 2015).

Rys. 3. Średnia globalna stratyfikacja oceanów, średnia globalna temperatura powierzchni oceanów (SST) i średnie globalne zasolenie powierzchni (SSS) – dane historyczne i prognozy dla scenariusza RCP8.5 (lata 1850-2100) na podstawie różnych modeli. Stratyfikacja jest tu zdefiniowana jako różnica gęstości pomiędzy głębokością 200 m a powierzchnią – im większa różnica, tym bardziej stabilna sytuacja i trudniejsze mieszanie wody z poszczególnych warstw. Czerwone kwadraciki – dane World Ocean Atlas z 2009 roku. Źródło: W. Fu, J.T. Randerson, J.K. Moore, 2016.

Martwe wieloryby, trujące owoce morza

Jest jeszcze jedna kwestia związana z ciepłem i zasoleniem – stratyfikacja, czyli oddzielenie warstw o różnych właściwościach fizycznych (temperatura, zasolenie, gęstość). Na obszarach okołobiegunowych stratyfikacja obecna jest cały rok, na pozostałych obszarach sytuacja ulega zmianie wraz z porami roku. Ma to wpływ na cyrkulację wód oceanicznych napędzaną różnicami zasolenia między regionami tropikalnymi i polarnymi, oraz ekologię mórz. (L. Yu i R. A. Weller, 2007).

W tym drugim zagadnieniu kluczowym aspektem jest fitoplankton, podstawa morskich łańcuchów pokarmowych. Wraz z mocniejszym ogrzewaniem powierzchni oceanów obserwuje się stopniowy spadek jego ilości niemal na całym globie, z wyjątkiem obszarów okołobiegunowych (D. G. Boyce, M. R. Lewis, B. Worm, 2010).

Rys. 4. Dwa scenariusze mieszania wód oceanicznych i dostępu do światła oraz składników odżywczych. Po lewej sytuacja ze słabą stratyfikacją wód powierzchniowych, po prawej silna stratyfikacja. Strefa eufotyczna (nasłoneczniona) to strefa, w której natężenie światła słonecznego jest nie mniejsze niż 1% wartości z powierzchni (może tu rozwijać się fitoplankton). Pyknoklina to strefa szybkiej zmiany gęstości wody spowodowany zmianą temperatury i zasolenia, będąca granicą pionowego mieszania wód. Strefa eufotyczna jest mniejsza w przypadku słabszej stratyfikacji (woda jest bardziej mętna ze względu na większą ilość planktonu), ale słabsza i głębiej położona pyknoklina pozwala na wynoszenie składników odżywczych z głębin poprzez mocniejsze mieszanie. W przypadku silnej stratyfikacji wody fitoplankton na powierzchni wody dostaje mniej składników odżywczych, jest także bardziej narażony na uszkodzenia wywołane promieniowaniem UV. Źródło: V.A. Guinder, J.C. Molinero, 2013

W przypadku dużo cieplejszych niż przeciętnie powierzchniowych wód oceanicznych – tak jak miało to miejsce np.: na Pacyfiku w latach 2013, 2014 - wzmacnia się stratyfikacja, przez co zmniejsza się mieszanie wody i dostawa składników odżywczych z głębin. Ogrzanie powierzchni przyspiesza w różnych miejscach zakwit fitoplanktonu nawet o 4 tygodnie. Powoduje to szybsze wyczerpanie dostępnych składników odżywczych, co zmienia skład gatunkowy planktonu. Konsekwencją mogą być długotrwałe zakwity toksycznych glonów.

Glony wytwarzające toksyny, takie jak Pseudo-nitzschia australis, o wiele lepiej od np.: okrzemek radzą sobie w środowisku z mniejszą ilością dostępnych składników odżywczych. Zaczynają więc dominować w składzie planktonu, rozmnażając się gwałtownie, gdy tylko powierzchniowe warstwy zostaną zasilone wodami wynoszonymi z głębin lub ze spływu rzecznego (P. Gentien i in., 2005, G.M. Hallegraeff, 2010, M. L. Wells i in., 2015, R.M. McCabe i in., 2016). Taką dokładnie sytuację zaobserwowano u wybrzeży Kalifornii. W 2014 roku, ze względu na wysokie stężenie toksyn w wodzie, konieczne było zamknięcie znajdujących się u wybrzeży stanu hodowli ryb i mięczaków. Sytuacja powtórzyła się w 2015 roku, a koncentracja toksyn trzydziestokrotnie przekroczyła stężenie uważane za wysokie. Zatrute zostały ptaki morskie, lwy morskie, morświny, znaleziono też kilka razy więcej martwych wielorybów niż we wcześniejszych latach.

Zmiana składu gatunkowego fitoplanktonu wpływa też na ilość produkowanego przez niektóre gatunki siarczku dimetylu (DMS) – substancji, z której powstają jądra kondensacji dla chmur. Ponadto zaburzeniu ulegają łańcuchy pokarmowe. Przykładem są sezonowe zmiany liczebności łososia w Atlantyku, które zaczęto obserwować od lat 70-80. XX wieku czy załamanie populacji pingwinów Adeli na Półwyspie Antarktycznym (A. J. Miller i in., 2006, I. Nagelkerken, S. D. Connell, 2015).

Rys. 5. Martwe ryby na wybrzeżu wyspy Padre po zakwicie toksycznych alg. Fot.: Flickr/T. Ross

Film: Zmiany w światowej populacji okrzemek (około 2 min., język angielski).

Źródło: NASA Goddard Space Flight Center.

Glony ogrzewają powierzchnię oceanu

Co więcej, okazuje się, że koncentracja znajdującego się w fitoplanktonie chlorofilu wpływa na absorpcję i dystrybucję energii słonecznej w powierzchniowych warstwach oceanu. Może się ona ogrzać wiosną dzięki obecności fitoplanktonu nawet o 0,8°C, a lokalnie nawet o 1,5°C (M. Kahru i in., 1993). Blokowanie przez warstwę fitoplanktonu przenikania promieni słonecznych w głąb wody powoduje natomiast schładzanie wód podpowierzchniowych (poniżej 30 m) o 0,1°C-1,1°C. Ilość i czas zakwitu fitoplanktonu mają więc wpływ na stratyfikację wód oceanicznych.

W przypadku okolic równika, takie wyraźniejsze rozdzielenie warstw wody o różnej gęstości może zaburzać prądy oceaniczne. Natomiast tam, gdzie występuje lód morski, rozwijający się bujnie wiosną fitoplankton przyczynia się do ogrzewania wody i w efekcie powiększania obszaru wolnego od pokrywy lodowej. Na Oceanie Arktycznym zjawisko to powoduje spadek jej powierzchni o 0,5-6% (M. Manizza i in., 2005). Szybsze topnienie lodu morskiego wiosną napędza dodatnie sprzężenie (rośnie ilość fitoplanktonu, zakwity są wcześniejsze), co skłania niektórych naukowców do wniosku, że przyszłe ocieplenie Arktyki jest niedoszacowane (J-Y. Park i in., 2015, M. A. Janout, 2016), tym bardziej, że na podniesienie zawartości ciepła w wodach powierzchniowych Oceanu Arktycznego ma także wpływ większa ilość słodkiej wody ze spływu rzecznego, roztapiania lodu oraz opadów (E.C. Carmack i in., 2015).

Rys. 6. Zmiana temperatury oceanów w latach 1999-2004, zestawiona ze zmianą produktywności biologicznej w tym okresie. Źródło: NASA.

Oceany będę pochłaniały coraz mniej ciepła

Słodka woda jest także jednym z powodów obserwowanego od wczesnych lat 90. XX wieku osłabienia o około 30% tzw. Atlantic Meridional Overturning Circulation (AMOC), czyli prądów morskich odpowiadających za wymianę wody pomiędzy półkulami (raport MCCIP, 2017). Wraz ze zmianami zachodzącymi w Oceanie Południowym powoduje to zakłócenia w dostawach składników odżywczych oraz tlenu w głąb oceanu.

Aż 3/4 objętości wód oceanicznych znajdujących się poniżej 1500 m jest napowietrzane w okolicach biegunów, oznacza to więc zaburzenia na ogromnych obszarach otwartego oceanu, zamieszkanych przez gatunki głębokowodne (O. D. Andrews, 2014, D. Desbruyeres, E.L. McDonagh, B.A.King, 2016, A. C. Naveira Garabato i in., 2017). Według naukowców NASA i MIT wraz ze spowolnieniem prądów morskich zmniejszy się absorpcja ciepła i gazów przez oceany. Szczególnie niepokojące jest to, co dzieje się wokół Antarktydy. Badania pokazują, że Ocean Południowy odegrał ogromną rolę w dawnych zmianach klimatu Ziemi, m.in. przejściach glacjał-interglacjał. Wynika to z jego objętości, a także dużej objętości napowietrzanych przez niego wód morskich. Nawet małe zmiany w nim zachodzące (np. ilość dopływającej słodkiej wody czy temperatura powierzchni) mogą więc mieć duży wpływ na światowy klimat i globalny bilans składników odżywczych.

Zauważono na przykład, że tzw. „pauzy w globalnym ociepleniu” miały miejsce w okresach największego nagrzewania wód głębinowych. W przypadku Oceanu Południowego były to okresy słabego tworzenia się połynii (naturalnych przerw w pokrywie lodowej) w związku z malejącym zasoleniem powierzchniowych warstw wody i nasilaniem się stratyfikacji. Połynie pozwalały odprowadzać ogromne ilości ciepła z oceanu do atmosfery – np.: dla Morza Weddella w latach 1974-1976 było to około 0,4×1021J rocznie, czyli prawie 10% średniego rocznego wzrostu zawartości ciepła w oceanach w okresie 1972-2008. Większa stratyfikacja oznacza więc, że ciepło to będzie uwięzione w głębinach, wpływając na podnoszenie poziomu morza spowodowane rozszerzaniem termicznym oraz spowalniając na jakiś czas ocieplanie atmosfery. Jednak tym samym zaburzeniu ulegnie formowanie się AABW. Prognozy mówią o spowolnieniu tworzenia tych wód o 20% do 2068 roku i około 50% do 2090 roku, co wpłynie na pochłanianie energii przez oceany i tempo wzrostu poziomu morza (P. A. Mayewski i in., 2009, S. G. Purkey, G. C. Johnson, 2012, S. Purkey, G. C. Johnson, 2013, C. de Lavergne, 2014, L. D. Talley i in., 2015, J. Hansen i in., 2015).

Rys. 7. Odpowiedzi środowiska biologicznego i fizycznego na zmianę klimatu i działalność ludzi oraz ich wpływ na toksyczne zakwity alg i odtlenianie wód przybrzeżnych. Pozytywne interakcje (+) oznaczają korzystne warunki dla zakwitów glonów i odtleniania, negatywne (-) mniej zakwitów i zmniejszanie oznak odtleniania. Kropkowana linia między działalnością ludzi a zmiennością klimatu wskazują, że obecna zmiana klimatu jest powodowana głównie przez ludzi, ale zmiany klimatu mogą też zwrotnie wpłynąć na nas i naszą gospodarkę. Linie przerywane wskazują ujemne sprzężenia zwrotne, linie ciągłe zaś dodatnie. Źródło: O. D. Andrews, 2014.

Warto zauważyć, że te wszystkie zmiany zachodzą obecnie przy ociepleniu dwukilometrowej warstwy Wszechoceanu średnio o „jedyne” 0,09oC. Gdyby jednak ilość ciepła, która ogrzała w latach 1955-2010 tę warstwę oceanu została nagle uwolniona do niższych 10 km atmosfery podniosłaby jej temperaturę o ok. 36°C (S. Levitus i in., 2012). To pokazuje stopień naszego wpływu na oceany. Naukowcy spodziewają się nasilania skali katastrof żywiołowych, ponieważ ryzyko lokalnego występowania wyjątkowo wysokich temperatur powierzchni oceanów (np.: w przypadku Pacyfiku oznacza to 3°C powyżej średniej, najwyższe wartości notowane od około 100 lat zbierania danych) wzrosło w wyniku działalności ludzi pięciokrotnie. W przyszłości m.in. większy odsetek cyklonów będzie osiągał 4 i 5 kategorię, z prędkością wiatru przekraczającą 200 km/h, zwiększy się siła supertajfunów, a susze staną się intensywniejsze (K. E. Trenberth i in., 2014, A. P. Williams i in., 2015, E. Di Lorenzo, N. Mantua, 2016, K. Balaguru i in., 2016). Zmiany w głębinach oceanicznych przełożą się na wzrost poziomu morza, a ciepło w nich zgromadzone, wcześniej czy później zostanie uwolnione do atmosfery. Z tego powodu skutki ogrzewania oceanów będziemy odczuwać na Ziemi przez setki, a nawet tysiące lat.

Film: prezentacja autonomicznych robotów do pomiaru m.in. zasolenia oceanów, wykorzystywanych w programach SPURS NASA (około 2 minuty):

Archiwum kursów internetowych programu NASA SPURS (głównie o zasoleniu oceanów): tutaj i tutaj.

Anna Sierpińska, konsultacja merytoryczna: prof. Szymon P. Malinowski

Opublikowano: 2017-11-13 18:30
Tagi

ocean skutki zmiany klimatu biosfera

Korzystanie z witryny bez zmiany ustawień przeglądarki oznacza akceptację polityki cookies.