Unele dintre cele mai semnificative procesele în cadrul sistemului ocean -atmosferă, care [603813]

Unele dintre cele mai semnificative procesele în cadrul sistemului ocean -atmosferă, care
influențează fluctuați ile climatice în Eurasia, sunt oscilațiile atlantice (AMO) a temperaturii la
suprafața mării, cu durate de 50 până la 100 de ani și oscilațiile d in nordul Atlanticului (NAO) ,
care descrie modul în care variază presiunea în nordul Oceanului Atlantic, influențând puternic
vremea de pe cele două continente – Europa și America de Nord (Polonsky, 2008) (Fig. I.1.2.1).

Oscilațiile care au loc în Atlanti c au ca efect modificările climatice care apar la nivelul
continentului european. Un studiu recent (Dong et al., 2016), arată că verile mai calde în Europa
de vest au ca principală cauză tocmai creșterea temperaturii apei de suprafață a Oceanului
Atlantic . Aceste oscilații au manifestări ciclice conform unor studii și observații efectuate unor
date ce se întind pe perioade de sute de ani. Până acum au fost identificate trei perioade de răcire
și încălzire. De pe la jumăratea anilor 1990, ne aflăm într -o per ioadă de încălzire și temperatura
continuă să crească (Dong et al., 2016).
În baza observațiilor pe termen lung colectate de la stațiile poziționate de -a lungul
coastelor nordice și estice ale Mării Negre, tendințele lineare și oscilațiile pe termen lung r elevă
trenduri anuale, sezoniere și lunare ale temperaturii aerului (TA). Majoritatea trendurilor pe
termen lung ale mediei anuale a TA în regiunile studiate ale Mării Negre sunt pozitive, în
concordanță cu creșterea temperaturii aer ului la nivel global (0 ,4-0,8°C/ 100 ani) (Ilyuin &
Repetin, 2006). La nivel decenal , tendința pe termen lung este întreruptă de derapaje severe, de
ordinul a 1 -3oC (Fig. I.1.2.2), ce corespund și variațiilor înregistrate de temperatura la suprafață a
apei ( sea-surface temperatur e – SST), precum și de cea imediat sub suprafață (Fig. I.1.2.3). Toate
aceste fluctuații decadale sunt corelate cu valorile AMO și NAO (CIESM, 2010) (Fig. I.1.2.1).
Răspunsul întregului bazin hidrografic al Mării Negre la valorile AMO/NAO sunt
constante și se observă și în similitudinea variațiilor aportului fluvial în zon a râurilor Sakarya în
partea sudică, până la Don în nord -est, Dunăre și Nipru în vest (Fig. I.1.2.4) (CIESM, 2010).

).

Această uniformitate a răspunsului bazinului hidrografic al Mării N egre la variațiile
AMO/NAO se observă și în similitudinea variațiilor temporale ale aportului fluvial în zonă (de la
Sakarya în sud, Don în nord -est, Dunăre și Nipru în partea de vest) (Fig. I.1.2.4). S -au observat
modificări ale aportului fluvial corelate cu slăbirea acțiunii vântului (Fig. I.1.2.5), ce se manifestă
ca o încetinire generală a circulației orizontale și a amestecului vertical al apelor de suprafață ale
Mării Negre (Ilyuin & Repetin, 2006). Acest fenomen conduce, la rândul său, la modificări ale
transportului căldurii și substanțelor chimice, inclusiv al nutrienților și poluanților, precum și ale
proceselor de autoepurare (ex. reînnoirea apelor de suprafață prin procese de upwelling cauzate
de vântul care suflă dinspre coastă).
În apele de la rg, raportul foarte scăzut NO 3/PO 4 din nutriclină (2 -6,5), aflată sub zona
eufotică, a condus la o producție fototrofică limitată de azot în straturile de suprafață. Acest fapt
poate fi explicat prin pierderile masive de azot anorganic în condiții suboxice (Cociașu et al.,
1996). Apariția sezonieră a zonelor sărace în oxigen (concentrații sub 2 mg/l) în apele adânci ale
Mării Negre (țărmul nord -vestic, Anapa, Marea de Azov) depinde de intensitatea eutrofizării,
precum și de circulația maselor de apă, strat ificarea acestora și de condițiile meteorologice (vânt,
fluxul termic etc.). În Marea Neagră, hipoxia începe de obicei să se instaleze în iunie -iulie și
atinge nivelul maxim în luna august. S -a constatat o legătură între rata și momentul aportului
fluvial crescut și scara la care se manifestă condițiile hipoxice. În anii cu un aport fluvial mare
(din care rezultă concentrație ridicată de nutrienți și materie organică), concentrațiile de oxigen
din straturile de adâncime sunt cu ~20% mai mici decât în anii c u aport de apă dulce scăzut
(CIESM, 2010).
Și la nivelul litoralului românesc s -au observat efectele schimbărilor climatice prin
modificări în cadrul parametrilor fizici ai apei . Spre exemplu, temperatura apei Mării Negre a
înregistrat pe termen lung o te ndință crescătoare. Prin observații asupra șirului de date înregistrat
din anul 1959 și până anul 2015, s -a determinat faptul că tendința temperaturii apei în stratul de
suprafață a înregistrat o creștere cu aproximativ 0,02°C/an. Și fenomenele meteorolog ice
extreme care și -au făcut simțită prezența în ultimii ani în zona litorală sunt o consecință a
încălzirii globale. Anul 2015, din punct de vedere al tendințelor față de perioada de referință
1959 – 2014, a prezintat o creștere a temperaturii apei la sup rafață, cu aproximativ 0,02°C/an;

diferența maximă de 5,1°C a fost determinată în luna mai (14,5°C în perioada 1971 – 2014
comparativ cu 19,6°C în anul 2015) (Nicolaev & Zaharia, 2016) (Fig. I.1.2.7).

Și nivelul mării este un parametru în schimbare, care influențează zona costieră a Mării
Negre. Tendința generală a nivelului mării este de creștere, cu aproximativ 1,7 milimetri pe an.
Aceste variații ale nivelului apelor mării nu au ca sursă afluxul de apă al Dunării, al cărei debit
este în scădere , conform măsurătorilor făcute în ultimii 55 de ani în intervalul de timp : 1959 –
2014 (Fig. I.1.2.8). Luând în considerare faptul că temperatura aerului și a apei mării sunt în
creștere, se poate considera că nivelul în creștere s -ar datora încălzirii care are loc la nivel global
și nu în ultimul rând precipitațiilor (Nicolaev & Zaharia, 2016).

Impactul efectului de seră asupra apelor Mării Negre, cât și modificările parametrilor
fizico -chimici pre cum scăderea salinității, scăderea temperaturii în sezonul de iarnă au avut ca
efect apariția cu frecvență tot mai mare a înghețului cât și depleția concentrației de oxigen la
adâncime (Nicolaev & Zaharia, 2016). Aceste fenomene au dus fără îndoială la apa riția unor
modificări la nivelul biodiversității Mării Negre .
Posibilitatea pătrunderii unor specii non -indigene euriterme și eurihaline poate fi luată în
considerare având în vedere modificările climatice globale, ce au ca efect și creșterea
temperaturil or medii anuale în bazinul pontic. Astfel zone ale bazinulu pontic cu condiții
climatice blânde cum ar fi zona den fața strâmtorii Bosfor sau zona de sud a Peninsulei Crimeea
reprezintă habitate care pot satisface nevoile unor astfel de specii (Skolka & Go moiu, 2004).
Magnitudinea și varietatea modificărilor mediului fizic provocate de schimbările
climatice provoacă reacții la nivel ecologic. Efectele directe ale schimbărilor climatice se produc,
la nivel individual, în diferite etape al ciclului vital, pri n modificări ale fiziologiei, morfologiei și
comportamentului, la nivel populațional prin modificări în procesele de transport ce influențează
dispersia și recrutarea, iar la nivel de comunitate prin interacțiunile între specii (ex. predație,
competiție et c.).

În perioada 1960 -1980, Marea Neagră a trecut de la mezotrofie scăzută la mezotrofie
crescută și apoi la eutrofie. Deceniul 1960 -1970 reprezintă perioada etalon pentru starea bună a
mediului Mării Negre, când biomasa fitoplanctonului nu depășea 2 -3 g/m2, iar intervalul 1970 –
1980 este perioada îmbogățirii excesive cu nutrienți, ce s -a reflectat în creșterea graduală a
biomasei fitoplanctonice peste 10 g/m2 (Fig. I.1.2.9). Astfel, modificările induse de climă nu sunt
atât de evidente în această perioadă, când eutrofizarea a reprezentat principalul factor de declin.
Însă, odată cu anii 1980 -1990, impactul schimbărilor climatice începe să devină din ce în ce mai
evident.
Biomasa zooplanctonului în partea de nord -est a Mării Negre se corelează semnificativ c u
modificările temperaturii apei. Biomasa fluctuează corelat cu mediile anuale ale temperaturii la
suprafața apei, astfel că în anii călduroși se ating biomase ridicate, iar în cei reci biomase scăzute
(Fig. I.1.2.10), cu tendințe clare de creștere sau des creștere. Și biomasa fitoplanctonului urmează
variațiile climei , cu corelații evidente între biomase crescute/scăzute și temperaturi
scăzute/ridicate. Astfel, biomasa fitoplanctonului prezintă variații defazate cu biomasa
zooplanctonului în ceea ce priveșt e dependența de temperatură, probabil legate de un efect de
cascadă trofică (CIESM, 2010).

Fig. I.1.2.9. Variațiile pe termen lung ale biomasei medii a fitoplanctonului în sezonul vară -toamnă (g/m2)
(bare verticale), temperatura medie a stratului intermed iar rece (°C) (cold intermediate layer – CIL) (puncte)
și temperatura medie la suprafața apei (sea surface temperature – SST) (decembrie -martie)
(sursa: CIESM, 2010 ).

La nivel trofic superior, și stocurile de șprot ( S. sprattus ) și hamsie ( E. encrasicolus ) se
corelează cu evoluția mediilor temperaturii la suprafața apei, reflectând în mod clar un impact
semnificativ al oscilațiilor climei. Șprotul, fiind specie de apă rece, a înregistrat biomase mai
mari în anii reci și biomase mai mici în anii călduroși (Fig. I.1.2.11).

Fluctuațiile stocului de șprot se suprapun considerabil peste cele ale fitoplanctonului și
sunt în opoziție cu cele ale zooplanctonului trofic, indicând din nou un model de cascadă trofică.

O corelație similară rezu ltă și în ceea ce privește conținutul în lipide la șprot: tendința de răcire a
apei corespunde tendinței de creștere a conținutului de lipide în țesut. Astfel, populațiile de șprot
au putut menține un conținut de lipide ridicat în perioada extrem de rece d in anii 1980. Pe de altă
parte, stocurile de hamsie au avut o tendință total opusă, cu biomase mult mai ridicate în anii
călduroși (CIESM, 2010).
Fluctuațiie climatice pot afecta momentul când hrana este necesară, precum și
disponibilitatea acesteia. Dife rențele între poziționarea temporală și spațială a prădătorului și a
prăzii pot cauza variabilitatea ratelor de supraviețuire ale prădătorilor. Mai mult, condițiile de
mediu din Marea Neagră, cum sunt temperatura apei și procesele climatice și hidrografice la
scară mare, produc variații semnificative în producția, distribuția și abundența organismelor. O
întârziere indusă de climă a producției de hrană poate cauza, astfel, o defazare între dezvoltarea
prăzii și necesitățile nutriționale ale prădătorilor, ca re poate avea implicații dramatice de -a lungul
întregului lanț trofic (CIESM, 2010).
Dezvoltarea masivă a organismelor planctonice gelatinoase este o caracteristică a
zooplanctonului marin în condiții de eutrofizare. La sfârșitul anilor 1960 – începutul a nilor 1970,
în zona de coastă din nord -vestul Mării Negre au fost observate numeroase exemplare de R.
pulmo . Ulterior, populația R. pulmo a scăzut la nivelul anterior în 1973 -1974. Însă, imediat, a
devenit extrem de abundentă a altă specie de scifozoar, Aurelia aurita . Apoi, ctenoforul exotic
M. leidyi a apărut pe neașteptate la începutul anilor 1980, atingând o biomasă totală de
aproximativ 1 miliard de tone (Fig. I.1.2.12) (Zaitsev & Mamaev, 1997).
Dintre toate speciile introduse accidental în Marea Neag ră, invazia ctenoforelor M. leidyi
a constituit una dintre cele mai devastatoare explozii biologice înregistrate vreodată și a condus
la schimbări majore în structura ecosistemului. Neavând niciun prădător care să îi controleze
dezvoltarea, Mnemiopsis s-a răspândit brusc în Marea Neagră și a contribuit la colapsul
stocurilor, prin concurența pentru hrană și prădarea directă a larvelor de pește. Ulterior,
cantitatea de Mnemiopsis a scăzut ca urmare a apariției în bazin a unuia dintre prădătorii săi,
ctenofo rul Beroe ovata (Zaitsev & Mamaev, 1997).