Welke rol speelt de Warme Golfstroom voor het klimaat in Nederland?

Ontstaan van oceaanstromingen

Oceaanstromingen worden aangedreven door de atmosfeer. De passaatwinden brengen het water in beweging, maar ook opwarming, afkoeling, neerslag en verdamping spelen een rol. Die processen veranderen de temperatuur en het zoutgehalte, en daarmee het soortelijk gewicht (de dichtheid) van het oceaanwater aan de oppervlakte. Op hun beurt zorgen verschillen in dichtheid voor drukverschillen, en daarmee voor beweging. De wind drijft (indirect) stromingen aan tot ongeveer een kilometer diepte. Dieper in de oceaan bestaan alleen zogenaamde thermohalien gedreven stromingen (thermo = temperatuur; halien = zoutgehalte).

Wat oceanografen de Warme Golfstroom noemen is een voornamelijk windgedreven stroming die vanuit de Golf van Mexico (vandaar de naam) oversteekt richting Europa. Verder oostwaarts verandert de naam in de Noord-Atlantische Stroming. Eenmaal aan de overkant nabij Europa slaat een gedeelte van deze stroming af naar het zuiden als de Canarische Stroom. Die vervolgt zijn weg westwaarts net ten noorden van de evenaar als de Noord Equatoriale Stroom en belandt uiteindelijk weer in de Golf van Mexico, en sluit daarmee de zogenaamde subtropische wervel. De uitloper van de Noord-Atlantische Stroming die naar het noorden afbuigt, de Noord-Atlantische Drift, is van belang voor dit verhaal (Figuur 1).

Figuur 1: Schematische weergave van de Atlantische Oceaan circulatie. De rode pijlen weergeven relatief warme stromingen nabij het oppervlak (bovenste 1000 meter) en de blauwe pijlen relatief koele stromingen op diepte (1000 tot 4000 m). Bron: IPCC/KNMI.

Wanneer je een kaart bekijkt van de gemiddelde temperatuur op Aarde (Figuur 2) valt op dat Zuid-Canada op dezelfde breedtegraad ligt als Nederland, terwijl het Zuid-Canadeese klimaat op jaarbasis 10 ⁰C kouder is dan het Nederlandse klimaat. Dat komt omdat de Noord-Atlantische Drift warm oceaanwater van de evenaar richting hoge breedtegraden transporteert. In de Stille Oceaan bestaat geen vergelijkbare uitloper van de windgedreven stroming naar het noorden. De transportband van warmte in de Atlantische Oceaan fungeert als West-Europa’s natuurlijke warmtepomp.

Figuur 2: Jaarlijks gemiddelde temperatuur op aarde tussen 2020 – 2024 uit observaties, met een ingezoomde versie voor de Noord-Atlantische Oceaan (zwart lijn = 0C jaargemiddelde temperatuur). Bron: ERA5: https://doi.org/10.24381/cds.f17050d7

Twee stromingspatronen in competitie

Wanneer we de wind buiten beschouwing laten en alleen kijken naar de thermohaliene circulatie, is het eenvoudig in te zien dat variaties in temperatuur aan het oceaanoppervlak zorgen voor een ander stromingspatroon dan variaties in zoutgehalte.

Temperatuurverschillen leiden tot een stroming van de tropen naar hoge breedtegraden aan het oppervlak (Figuur 3 - links). Op hoge breedtes is het water kouder dan in de tropen. Koud water heeft een hogere dichtheid dan warm water, en dus zinkt het koude water bij de polen de diepe oceaan in. In de diepzee ontstaat een koude stroming van pool naar evenaar, en het tropisch warme water stroomt noordwaarts aan het oppervlak ter compensatie.

Wanneer de stroming alleen door zoutverschillen bepaald zou worden, zou er een stroming in omgekeerde richting ontstaan (Figuur 3 -rechts). Het water bij de evenaar is relatief zout omdat daar veel water verdampt. Op hogere breedtes valt netto meer neerslag dan dat er water verdampt, en is de oceaan minder zout. Zout water heeft een hogere dichtheid dan zoet water, en dus zakt in dit voorbeeld het water juist in de tropen naar de diepte. Aan het oppervlak ontstaat een stroming van Noordpool richting de tropen.

Uiteindelijk worden de richting en sterkte van de thermohaliene circulatie bepaald door de onderlinge verhouding tussen de drijvende krachten van temperatuurverschillen en zoutverschillen. De temperatuurverschillen hebben in het huidige klimaat de overhand: er een warme stroming richting het noorden. Onderweg geeft het oceaanwater zijn warmte af aan de atmosfeer, waarna het zinkt en terugstroomt naar het zuiden in de diepzee (Figuur 1). Die warmteoverdracht van oceaan naar atmosfeer, in combinatie met overheersende westenwinden, zorgt voor een relatief mild klimaat in West-Europa.

Figuur 3: Illustratie van de thermohaliene oceaancirculatie als functie van breedtegraad en diepte, aangedreven door (links) alleen temperatuurverschillen of (rechts) alleen zoutverschillen aan het oppervlak. De windgedreven circulatie is hier buiten beschouwing gelaten.

Effecten van klimaatverandering

In een opwarmend klimaat neemt de drijvende kracht die ontstaat door de zoutverschillen toe, en neemt die van de temperatuurverschillen af. Door het smelten van de Groenlandse ijskap en het zee-ijs in het Noordpoolgebied wordt het water op hogere breedtes minder zout. De verdamping in de tropen wordt sterker, en samen zorgt dit voor grotere zoutverschillen. Tegelijkertijd warmt de atmosfeer, en dus ook de oceaan, harder op in de buurt van de polen dan bij de evenaar. Het temperatuurverschil tussen de tropen en de pool wordt dus kleiner. Netto zorgt dit ervoor dat de huidige, temperatuurgedomineerde stroming steeds zwakker wordt, en mogelijk zelfs omslaat naar een zoutgedomineerde stroming. Daarmee verzwakt of stokt ook de transportband van warmte richting West-Europa.

Op het eerste gezicht lijkt het misschien gunstig wanneer de veranderingen in de oceaanstromingen de opwarming door broeikasgassen temperen. Maar deze stromingsveranderingen leiden tot een andere verdeling van de warmte over de aarde: West-Europa koelt sterk af, maar andere regio’s worden juist warmer. Het grotere temperatuurverschil tussen West-Europa en andere gebieden leidt tot sterkere winterstormen boven Europa. Daarnaast brengt de transportband neerslag richting West-Europa en dit vermindert met zo’n 20% op jaarbasis. De transportband beïnvloedt ook de tropische regenbanden en deze laten grote verschuivingen zien wanneer de circulatie stokt. Wanneer broeikasgassen blijven toenemen zet de klimaatopwarming op termijn weer door, ook in West-Europa [1, zie ook amocscenarios.org].

Zeespiegelstijging

Voor Nederland is er nog een nadelig bijkomend effect van een dergelijke verandering in oceaanstromingen: regionale zeespiegelstijging. De zeespiegel is helemaal niet vlak als een spiegel, maar vertoont heuvels en dalen. En net als in de atmosfeer, waar de wind om hoge- en lagedrukgebieden heen waait, stroomt de oceaan om deze heuvels en dalen in zeeniveau heen. Stromingsveranderingen zijn daarom onlosmakelijk verbonden met kantelingen van de zeespiegel. Op dit moment is het zeeniveau in de Noord-Atlantische Oceaan ongeveer 1,5 meter lager dan in de tropen (Figuur 4 –boven), onder meer door het bestaan van de temperatuurgedomineerde circulatie. Wanneer deze circulatie verzwakt of stokt kantelt het zeeoppervlak omhoog op hogere breedtegraden en omlaag bij de tropen (Figuur 4 – onder). Zo’n scenario betekent 50 cm extra zeespiegelstijging over de Noordzee bovenop de huidigie verwachtingen [2].

Figuur 4: Boven: Variaties in gemiddeld zeeniveau over de Atlantische Oceaan tussen 2020 – 2024 uit observaties (AVISO, https://doi.org/10.48670/moi-00145). Onder: Verandering in zeeniveau onder een thermohaline circulatie ineenstoring [2].

Sterkte thermohaliene circulatie - nu en in de toekomst

Het monitoren van de sterkte van de thermohaliene transportband is geen simpele opgave; dit vereist continue metingen over de hele diepte en breedte van de oceaan. Dit gebeurt pas sinds 2004, op 26.5N (de breedtegraad van Florida) [3]. Sinds 2014 is daar nog een tweede set meetlocaties aan toegevoegd, op 53-60N [4]. Sinds 2004 laten deze metingen een afname in sterkte zien van zo’n 5% per 10 jaar (Figuur 5). Tussen 2004 en 2015 was die afname heel duidelijk, maar in de meest recente jaren blijft de sterkte vrijwel constant. Verder laten de metingen zien dat de sterkte van de stroming op tijdschalen van maanden tot jaren sterk fluctueert. Al met al is de meetreeks is nog te kort om hier heel stellige conclusies aan te kunnen verbinden.

Figuur 5: Observaties van de AMOC sterkte langs 26.5N sinds 2004 [3], gemeten in Sverdrup (1 Sv = 1 miljoen kubieke meter water per seconde).

De laatste generatie klimaatmodellen voorspellen voor het eind van de 21e eeuw een afname in de sterkte van de thermohaliene circulatie met 18-45% [5,6]. Dit correspondeert met een regionale zeespiegelstijging in het noordoosten van de Atlantische Oceaan van 10 à15 centimeter [7]. Klimaatmodellen onderschatten doorgaans het risico op het volledig stilvallen van de thermohaline circulatie. De laatste inzichten duiden op een risico van 57% dat dit gebeurt in de 21e eeuw onder een gematigd emissiescenario (+3C opwarming in 2100) [1]. Daarentegen zijn er ook indicaties dat de circulatie niet instort door stabiliserende effecten, zelfs onder zeer warme opwarmingscenario’s [8]. Er is nog geen consensus in de wetenschap of de thermohaline circulatie instort onder toekomstige opwarming, maar er is grote overeenstemming dat de circulatie verder afzwakt in de komende decennia [5,6].