مکانیسم گردش واژگون نصف‌النهاری اقیانوس اطلس و نقش آن در توزیع گرمای جهانی

در آوریل ۲۰۰۴، اقیانوس‌شناسان آرایه نظارتی رپید (RAPID) را در عرض جغرافیایی ۲۶٫۵ درجه شمالی در سراسر اقیانوس اطلس مستقر کردند. این اقدام، لحظه‌ای را رقم زد که گردش واژگون نصف‌النهاری اقیانوس اطلس (AMOC) از پدیده‌ای که از طریق داده‌های غیرمستقیم استنباط می‌شد، به پدیده‌ای که به طور پیوسته و در زمان واقعی اندازه‌گیری می‌شود، تبدیل شد.

پیش از آنکه این شبکه از ابزارهای لنگر انداخته شروع به ثبت جریان آب در سراسر حوضه کند، تخمین‌ها از گردش عمیق اقیانوس متکی بر بررسی‌های دوره‌ای مبتنی بر کشتی بود. جریان پیوسته داده‌ها یک خط مبنای دقیق برای یکی از حیاتی‌ترین تنظیم‌کننده‌های اقلیمی سیاره ایجاد کرد و سیستمی بسیار متغیر را آشکار ساخت که حجم عظیمی از آب و انرژی حرارتی را بین مناطق گرمسیری و عرض‌های جغرافیایی بالا منتقل می‌کند.[2]

AMOC جزء اقیانوس اطلس از گردش ترموهالین جهانی است؛ یک نوار نقاله در مقیاس سیاره‌ای که توسط تفاوت‌ها در چگالی آب هدایت می‌شود. در حالی که جریان‌های سطحی مانند گلف استریم عمدتاً توسط باد به حرکت در می‌آیند، گردش واژگون عمیق‌تر توسط دما و شوری کنترل می‌شود. استفان رامستورف از مؤسسه تحقیقات تأثیرات اقلیمی پوتسدام می‌نویسد: «برخلاف جریان‌های ناشی از باد، گردش ترموهالین محدود به آب‌های سطحی نیست، بلکه می‌توان آن را به عنوان یک واژگونی بزرگ اقیانوس جهانی، از بالا به پایین، در نظر گرفت.»[4]

این مکانیسم در مناطق گرمسیری آغاز می‌شود، جایی که نرخ بالای تبخیر، آب‌های سطحی را گرم‌تر و شورتر می‌کند. با جریان یافتن این آب به سمت شمال و به عرض‌های جغرافیایی سردتر اقیانوس اطلس شمالی و دریاهای نوردیک، گرما را به جو از دست می‌دهد. ترکیب کاهش دما و شوری بالا به طور قابل توجهی چگالی آب را افزایش می‌دهد. هنگامی که چگالی آن از آب زیرین بیشتر می‌شود، به اعماق اقیانوس فرو می‌رود—فرآیندی که به عنوان تشکیل آب عمیق شناخته می‌شود.[1][4]

این عمل فرورفتن، خلأیی در سطح ایجاد می‌کند که آب گرم بیشتری را به سمت شمال می‌کشد تا جایگزین آن شود و بدین ترتیب حلقه را پایدار نگه می‌دارد. سپس آب سرد و متراکم در امتداد کف اقیانوس عمیق به سمت جنوب جریان می‌یابد و در نهایت در مناطقی مانند اقیانوس جنوبی به سمت بالا مخلوط می‌شود تا چرخه کامل شود.

حجم آبی که توسط این فرآیند جابجا می‌شود بسیار زیاد است و به طور متوسط بین ۱۵ تا ۲۰ سودروپ است—که در آن هر سودروپ معادل یک میلیون متر مکعب آب در ثانیه است.[4]

انرژی حرارتی منتقل شده توسط این توده متحرک آب، اساساً اقلیم نیمکره شمالی را شکل می‌دهد. AMOC تقریباً ۱٫۲ پتاوات گرما را به سمت شمال منتقل می‌کند. برای درک این رقم، باید گفت که یک پتاوات معادل یک کوادریلیون وات است. مارتا باکلی در یک بررسی US CLIVAR خاطرنشان می‌کند: «انتقال گرمای اقیانوسی به سمت شمال که توسط AMOC انجام می‌شود، مسئول گرمای نسبی نیمکره شمالی در مقایسه با نیمکره جنوبی است.»[3][4]

این انتقال گرما به عنوان یک یارانه حرارتی عظیم برای اروپای غربی عمل می‌کند. گرمایی که با سرد شدن آب‌های جریان یافته به سمت شمال در جو آزاد می‌شود، توسط بادهای غالب به سمت شرق حمل می‌شود.

بر اساس گزارش مؤسسه تحقیقاتی گرانتهام در مدرسه اقتصاد لندن، این مکانیسم بریتانیا و اروپای غربی را به طور قابل توجهی معتدل‌تر از مناطقی با عرض جغرافیایی مشابه، مانند کانادا، نگه می‌دارد. بدون این انتقال حرارت اقیانوسی، دما در بریتانیا می‌تواند تا ۵ درجه سانتیگراد کاهش یابد و اروپای غربی به طور کلی ۲ تا ۳ درجه سانتیگراد سردتر شود.[2]

پایداری این گردش به تعادل ظریفی از شوری و دما وابسته است و یک حلقه بازخورد خودتقویت‌کننده ایجاد می‌کند. از آنجا که AMOC آب شور را به سمت شمال منتقل می‌کند، همان شوری را تأمین می‌کند که تشکیل آب عمیق را ممکن می‌سازد.

اگر جریان ضعیف شود، نمک کمتری به اقیانوس اطلس شمالی می‌رسد و آب سطحی چگالی کمتری پیدا کرده و فرورفتن آن دشوارتر می‌شود. این کاهش در فرورفتن، گردش را بیشتر تضعیف می‌کند و سیستمی غیرخطی ایجاد می‌کند که از لحاظ نظری می‌تواند به نقطه اوجی برسد که در آن واژگونی به طور کامل متوقف شود.[2][4]

متغیر اصلی که قادر به برهم زدن این تعادل است، ورود آب شیرین است. آب شیرین ناشی از افزایش بارش، ذوب شدن یخ‌های دریایی و تخلیه شتابان از ورقه یخی گرینلند، آب‌های سطحی شور اقیانوس اطلس شمالی را رقیق می‌کند. این کاهش شوری، چگالی آب را کاهش می‌دهد و از اختلاط همرفتی و فرورفتن که محرک AMOC است، جلوگیری می‌کند.[2][4]

سوابق اقلیم باستانی نشان می‌دهد که AMOC در گذشته دستخوش تغییرات چشمگیری شده است. هسته‌های رسوبی و سوابق یخی نشان می‌دهند که سیلاب‌های عظیم آب شیرین ناشی از فروریختن دریاچه‌های یخبندان، مانند رویداد درایاس جوان‌تر یا حدود ۸۲۰۰ سال پیش، تضعیف‌های شدید یا توقف‌های کامل گردش را به دنبال داشته است. این سوابق تاریخی نشان می‌دهند که این سیستم دارای چندین حالت تعادل است و می‌تواند در مقیاس‌های زمانی زمین‌شناسی به سرعت بین آنها جابجا شود.[2][4]

مشاهدات معاصر از آرایه رپید از سال ۲۰۰۴، تضعیف جزئی در قدرت AMOC را مستند کرده است، اما دانشمندان در مورد اینکه آیا این نشان‌دهنده یک روند بلندمدت ناشی از تغییرات اقلیمی انسانی است یا صرفاً فاز یک نوسان طبیعی دهه‌ای، بحث می‌کنند. این سیستم نوسانات طبیعی قابل توجهی را نشان می‌دهد که به شدت تحت تأثیر ناهنجاری‌های شناوری در یک منطقه گذار غربی بین چرخندهای زیرگرمسیری و زیرقطبی است که به عنوان ضربان‌ساز برای تغییرات دهه‌ای عمل می‌کند.[2][3]

مدل‌های اقلیمی محاسباتی به طور جهانی کاهش AMOC را در طول قرن ۲۱ به دلیل انتشار گازهای گلخانه‌ای پیش‌بینی می‌کنند، اگرچه در مورد بزرگی این کاهش اختلاف نظر زیادی دارند. برخی مدل‌ها کاهش جزئی ۱۰ تا ۲۰ درصدی را پیش‌بینی می‌کنند، در حالی که برخی دیگر توقف تقریباً کامل تشکیل آب عمیق را شبیه‌سازی می‌کنند و تنها یک گردش سطحی ضعیف ناشی از باد باقی می‌ماند.[2]

پیامدهای یک تضعیف شدید بسیار فراتر از سرد شدن اروپا خواهد بود. کاهش در انتقال گرمای شمالی، توزیع جهانی انرژی حرارتی را تغییر می‌دهد و نوارهای بارش گرمسیری را به سمت جنوب جابجا می‌کند. این جابجایی احتمالاً الگوهای موسمی آفریقای غربی و هند را مختل می‌کند و اساساً بازده کشاورزی و امنیت آبی را در سراسر کمربند استوایی تغییر می‌دهد، در حالی که سرعت افزایش سطح دریا در امتداد سواحل شرقی آمریکای شمالی را تسریع می‌بخشد.[2][3]