Klimat Ziemi

Zarówno na półkuli północnej, jak i na południowej, na polarnych wyższych szerokościach geograficznych, zmiany klimatu zachodzą szybciej niż na średnich szerokościach geograficznych czy też na niższych w tropikach. Na topnienie pokrywy lodowej na Grenlandii i lodu morskiego w Oceanie Arktycznym oraz utratę masy lodu na pokrywie lodowej Antarktydy i destabilizację tamtejszych lodowców szelfowych, powodującą anomalne ocieplenie tamtejszych wód oceanicznych ma wpływ szybko rosnąca z dekady na dekadę globalna temperatura. A to z kolei ma zaburzający wpływ na życie biologiczne, zarówno na lądzie, jak i w wodach oceanu. Różnorodność biologiczna jest tam wyjątkowo mocno zagrożona, tym bardziej że gatunki polarne już nie mają gdzie uciec i skryć się w chłodniejszym klimacie.

Najwolniej na Ziemi klimat ociepla się w tropikach, zarówno wzdłuż strefy okołorównikowej, jak i w strefach okołozwrotnikowych na obu półkulach. Nawet wolniej niż na średnich szerokościach geograficznych. Ale różnorodność biologiczna najmniej ucierpi na średnich szerokościach geograficznych, gdzie są najczęstsze zmienne warunki pogodowe, zarówno pod względem opadów atmosferycznych, jak i temperatury.

Jak już wspomnieliśmy wyżej, w Arktyce różnorodność biologiczna jest przede wszystkim zagrożona tym, że zanika pokrywa lodowa, która topiąc się najsilniej ma wpływ na szybki wzrost temperatury w całym regionie. Z kolei tropikalna różnorodność biologiczna zaadaptowała się, od końca epoki glacjalnej przez cały względnie stabilny holocen do początków rewolucji przemysłowej, do warunków takich, że występowały zmienne warunki pod względem opadów, ale była względnie ustabilizowana temperatura w regionach okołorównikowych. Jednak to wszystko drastycznie się zmienia. Na zmiany klimatu, zachodzące od co najmniej 170 lat, nakłada się też coraz intensywniejsza eksploatacja ekosystemów ziemskich, zaburzająca coraz poważniej względną równowagę ekologiczną. Natomiast subtropikalna różnorodność biologiczna jest z reguły przystosowana do zmiennych warunków temperaturowych, a w mniejszym stopniu do opadowych. Od bioróżnorodności na średnich szerokościach różni się tym, że funkcjonuje w strefie klimatycznej z dwiema porami roku, a nie z czterema. Z kolei bioróżnorodność okołorównikowa egzystuje cały czas w ciepłej jednej porze. A w Arktyce mamy do czynienia z dniem polarnym podczas wiosny i lata oraz z nocą polarną podczas jesieni i zimy, a na Antarktydzie jest na odwrót.

Pod względem klimatycznym wiele gatunków przystosowało się do poszczególnych stref klimatycznych. Nawet jeszcze teraz duża część z nich, choć już nie wszystkie, względnie stabilnie funkcjonuje w ekosystemach niezaburzonych przez ludzi. To wszystko jednak może się szybko zmienić. Najbardziej zagrożone są punkty zapalne bioróżnorodności, tzw. hotspoty – ekologicznie czułe obszary, które według prognoz zostaną poddane największej rotacji gatunków.

—

Rys.1. Przewidywany odsetek krajobrazu ekologicznego napędzany zmianami gatunków roślin w wyniku prognozowanych zmian klimatu wywołanych przez człowieka do 2100 r. Źródło: NASA / JPL-Caltech.

—

Jon Bergengren, naukowiec kierujący badaniami hotspotów w ramach stażu podoktorskiego w Caltech, w pracy zespołowej wziął pod uwagę takie regiony jak: w Himalajach i na Płaskowyżu Tybetańskim, we wschodniej Afryce Równikowej, na Madagaskarze, w regionie Morza Śródziemnego, w południowej części Ameryki Południowej i w Ameryce Północnej – obszary Wielkich Jezior i Wielkich Równin. ¹

Największe obszary wrażliwości ekologicznej i zmiany biomów przewidywane na ten wiek znajdują się w obszarach o najbardziej dramatycznych zmianach klimatu: na wysokich szerokościach półkuli północnej, szczególnie w regionach polarnych i borealnych – wzdłuż północnej i południowej granicy lasów borealnych.

Klimat cały czas się ociepla. I z każdym wzrostem ułamka stopnia Celsjusza w skali globalnej, może nastąpić coraz większe ujemne oddziaływanie na poszczególne gatunki, zwłaszcza takie, które mają bardzo zawężoną tolerancję termiczną. To już się dzieje niestety.

Na potrzeby badań, naukowcy wykorzystali 10 symulacji komputerowych zestawu CMIP3, zgodnie z 4 Raportem Oceny IPCC z 2007 roku.

—

Rys.2. Prosta mapa 5 biomów sporządzona z ułamkowych map pokrycia 110 form życia związanych z symulacją modelu ekologicznej równowagi roślinności (EVE – Equilibrium Vegetation Ecology), opartą na miesięcznych danych klimatycznych z lat 1950-1980 (Jon Bergengren i inni, 2011).

—

Oszacowując korelację zmian klimatu z przewidywanymi zmianami biosfery, naukowcy posłużyli się w swoich badaniach tzw. modelem ekologicznej równowagi roślinności (EVE – Equilibrium Vegetation Ecology), który symulował ciągły opis ziemskich zbiorowisk roślinnych. Mierniki ekologicznej czułości, zastosowane do symulacji biosfery pod koniec XXI wieku, wskazały, że 49% całej powierzchni lądowej Ziemi będzie podlegać zmianom zbiorowisk roślinnych, a 37% ekosystemów na Ziemi również będzie podlegać zmianom w skali biomów. Badacze podkreślają, że dalsze ocieplanie się klimatu wpłynie na to, że będą następować wymiany gatunków, ale ekosystemy w większości zachowają swoją stabilność.

Główny autor pracy Jon Bergengren w serwisie NASA Global Climate Change stwierdził: ²

Nasze badanie wprowadza nowe spojrzenie na zmiany klimatu, badając implikacje ekologiczne kilku stopni globalnego ocieplenia. Podczas gdy ostrzeżenia o topnieniu lodowców, podnoszącym się poziomie morza i innych zmianach środowiska są ilustracyjne i ważne, ostatecznie to najważniejsze są konsekwencje ekologiczne.

Jest to zadanie bardzo pilne gdyż prędkość klimatyczna przyspiesza wraz z coraz szybszym z dekady na dekadę wzrostem średniej temperatury powierzchni Ziemi, zarówno w oceanach, jak i w atmosferze.

—

Co najmniej połowa gatunków roślin i zwierząt na wielu obszarach tropikalnych, takich jak jak np. Amazonia i Wyspy Galapagos, jest zagrożona lokalnymi wyginięciami do końca XXI wieku z powodu zmian klimatu, jeśli emisje węgla będą nadal rosły bez kontroli.

W przełomowym badaniu Rachel Warren, z Centrum Badań Zmian Klimatu im. Tyndalla na Uniwersytecie Wschodniej Anglii, na łamach serwisu EurekAlert powiedziała: ^3,4

Nasze badania ukazują korzyści płynące z ograniczenia globalnego ocieplenia do 2°C dla gatunków na 35 najbardziej bogatych w przyrodę obszarach świata. Przebadaliśmy 80 000 gatunków roślin , ssaków, ptaków, gadów i płazów, i stwierdziliśmy, że 50% gatunków może zostać utraconych z tych obszarów, jeśli nie weźmie się pod uwagę polityki klimatycznej. Jeśli jednak globalne ocieplenie zostanie ograniczone do 2°C względem okresu przedindustrialnego, można tą liczbę ekstynkcji zmniejszyć do 25%. Nie zbadano ograniczenia ocieplenia do 1,5°C, ale oczekuje się, że ochroni ono jeszcze więcej dzikich zwierząt.

Raport ten wykazał, że:

– około 90% płazów, 86% ptaków i 80% ssaków, w tym afrykańskich dzikich psów, może potencjalnie wyginąć lokalnie w lasach Miombo w Południowej Afryce

– Amazonia może stracić 69% gatunków roślin.

– w południowo-zachodniej Australii 89% płazów może wyginąć na miejscu

– 60% wszystkich gatunków jest zagrożonych wyginięciem na Madagaskarze

– w Fynbos, w regionie Zachodniego Przylądka w Południowej Afryce, doświadczającym silnej suszy, niedobory wody, takie jakie wystąpiły w Kapsztadzie, mogą przyczynić się do lokalnego wyginięcia jednej trzeciej gatunków tam występujących, z których wiele jest unikatowych dla tego regionu

– zmniejszające się opady deszczu w basenie Morza Śródziemnego, na Madagaskarze i w ekosystemach trawiastych Cerrado i bagiennych Pantanalu w Argentynie doprowadzą do kurczenia się różnorodności biologicznej

– coraz mniejsze zasoby wodne doprowadzą do śmierci z pragnienia wiele osobników słoni afrykańskich, które muszą pić 150-300 litrów wody dziennie

– 96% terenów lęgowych tygrysów na Sundarbanach może zostać zatopionych przez coraz wyższy i szybszy wzrost poziomu morza

– grożba wyginięcia żółwi morskich z powodu występowania stosunkowo małej liczby narodzonych męskich osobników żółwi morskich ze względu na to, że przy wysokich temperaturach rodzi się więcej osobników żeńskich

Przy wzroście średniej temperatury globalnej o 2°C, jeśli gatunki mogą swobodnie przemieszczać się w nowe miejsca, ryzyko lokalnego wyginięcia zmniejsza się z około 25 do 20%. Jeśli gatunki nie mogą przemieszczać się, mogą niestety być narażone w 100% na lokalne wyginięcie. Większość roślin takich jak storczyki, czy większość płazów i gadów, takich jak żaby i jaszczurki, nie może poruszać się wystarczająco szybko, aby nadążyć za tymi zmianami klimatycznymi.

—

Fot.1. Byk słonia afrykańskiego w Parku Narodowym Krugera (Wikipedia).

—

W badaniu zastosowany został model Wallace Initiative (Warren i in., 2013), który modelował obecne i przyszłe rozmieszczenie 80 000 gatunków z pięciu taksonów lądowych (roślin, płazów, gadów, ptaków i ssaków) w różnych scenariuszach globalnych zmian klimatycznych, z rozdzielczością przestrzenną 20 km × 20 km z wykorzystaniem szeregu modeli ogólnej cyrkulacji (GCM – Global Circulation Model).

—

Fot.2. Tygrysica bengalska w rezerwacie tygrysów Kanha w Indiach (Wikipedia).

—

Powyższe modele w badaniu symulowały emisje w następujących scenariuszach ustalonych na Porozumieniu Paryskim (rysunek poniżej):

1. Scenariusz biznes jak zwykle (BAU – business as Usual): Bez redukcji emisji i łagodzenia zmian klimatu i zignorowanie osiągnięcia celów Porozumienia Paryskiego, (pod koniec wieku globalna średnia roczna temperatura powierzchni osiągnie 4,5°C w stosunku do okresu przedprzemysłowego).
2. Scenariusz INDC-wysoki: kraje osiągają cele zobowiązań dobrowolnych (INDC – Intended Nationally Determined Contributions) na 2030 r., ale nie dokonują dalszych redukcji emisji (pod koniec wieku jest 3,2°C w stosunku do okresu przedprzemysłowego).
3. Scenariusz INDC-niski: kraje osiągają cele INDC na 2030 r., ale nie dokonują dalszych redukcji emisji (pod koniec wieku jest 2,7°C w stosunku do okresu przedprzemysłowego).
4. Scenariusz 2°C: przy rygorystycznym ograniczaniu antropogenicznych emisji gazów cieplarnianych ocieplenie jest ograniczone do 2°C powyżej poziomu sprzed epoki przemysłowej do 2100 r., a następnie ocieplenie nie wzrasta.

—

Rys.3. Trwałość refugiów w miejscach priorytetowych z adaptacją i bez adaptacji. Wykres przedstawia średni procent (w obrębie taksonów i miejsc priorytetowych) obszaru miejsca priorytetowego, który ma pełnić funkcję ostoi w zmienionym klimacie (Rachel Warren 2018).

—

Stuart C. Brown, pracownik naukowy na Uniwersytecie Adelaide, powiedział, że hipoteza stabilności klimatu dla gradientu szerokości geograficznej dla różnorodności biologicznej zakłada, że regiony o względnie stabilnych temperaturach, w okresach gwałtownych globalnych zmian klimatu, zapewnią ważne schronienia klimatyczne dla pobliskich organizmów, umożliwiając im przetrwanie, rozwój i zapoczątkowanie nowych linii rodowych. ⁵ 

—

Rys.4. Obszary nakładania się warunków stabilnej temperatury powierzchni (≤25 percentyla) i niestabilnych opadów (≥75 percentyla) na lądzie a, b, Przeszłość (a) i przyszłość zgodnie z RCP 8.5 (b). Obszary nakładania się (regiony, w których przypuszcza się, że warunki klimatyczne napędzają większe współczesne bogactwo gatunków) zaznaczono na niebiesko. Obszary zaznaczone na pomarańczowo w b pokazują różnice między przeszłością a przyszłością (to znaczy obszary nakładania się, które zostały utracone). Przezroczyste zielone regiony nałożone na mapy to gorące punkty różnorodności biologicznej (Stuart C. Brown et al., 2020).

—

Bezpośrednio przetestowano tę teorię przy użyciu 21 000 lat ciągłych danych klimatycznych, nowych wskaźników do obliczania i klasyfikacji stabilności klimatu oraz milionów zapisów występowania gatunków.

Na łamach portalu Ecology & Evolution Stuart Brown powiedział: ⁶

Stabilność klimatu prowadzi do wysokiego poziomu specjacji i zmniejszenia tempa wymierania, kształtując wzorce bogactwa gatunków.

Zapalne miejsca różnorodności gatunkowej często pokrywają się z regionami, które doświadczyły stabilnych temperatur i być może zmiennych wskaźników opadów w późnym czwartorzędzie. W tychże miejscach potencjalnie występuje wiele gatunków o małej zmienności i o niewielkich zasięgach geograficznych, co czyni je bardziej podatnymi na przyszłe zmiany ekoklimatyczne.

Naukowcy w swojej pracy stwierdzili, że ponad 58% tropikalnych środowisk lądowych i morskich doświadczyło stabilnych warunków temperaturowych w ciągu ostatnich 21 000 lat. Przez ten okres czasu zachodziło znaczne nakładanie się między stabilną temperaturą a niestabilnymi warunkami opadów. Te ostatnie mogą promować różnorodność biologiczna poprzez podział nisz ekologicznych.

Patrząc na koniec XXI wieku, naukowcy oszacowali, że ponad 75% lądów i oceanów, które w przeszłości wykazywały stabilne warunki temperaturowe, stanie się niestabilna do 2100 roku. Przyszłość jest najbardziej złowieszcza w tropikach ze stratami przekraczającymi 42% regionów klimatycznych na obszarach lądowych o stabilnych temperaturach i niestabilnych warunkach opadów. Straty te prawdopodobnie będą miały silny wpływ na różnorodność biologiczną w regionach takich jak wilgotne tropikalne tereny Australii, Madagaskaru i lasów gwinejskich w Afryce Zachodniej, Andów i gorącego punktu Indo-Birmy w tropikalnej Azji. Co ciekawe, znalezione zostały podobne wzorce zmian względem bioróżnorodności, zarówno w scenariuszach emisji na wysokim (RCP8.5), jak i na średnim poziomie (RCP4.5).

—

Referencje:

1. Bergengren J. C. et al., 2011 ; Ecological sensitivity: a biospheric view of climate change ; Climatic Change ; https://link.springer.com/article/10.1007/s10584-011-0065-1
2. Buis A., 2011 ; Climate change may bring big ecosystem changes ; NASA Global Climate Change ; https://climate.nasa.gov/news/645/climate-change-may-bring-big-ecosystem-changes/
3. Warren R. et al., 2018 ; The Implications of the United Nations Paris Agreement on climate change for globally significant biodiversity areas ; Climatic Change ; https://link.springer.com/article/10.1007/s10584-018-2158-6
4. Univesity of East Anglia, 2018 ; Climate change risk for half of plant and animal species in biodiversity hotspots ; EurekAlert ; https://www.eurekalert.org/news-releases/481692
5. Brown S. C. et al., 2020 ; Persistant Quarternary climate refugia are hospices for biodiversity in the Anthropocene ; Nature Climate Change ; https://www.nature.com/articles/s41558-019-0682-7
6. Brown S. C., 2020 ; Biodiversity hotspots are most vulnerable to global Warming ; Ecology & Evolution ; https://ecoevocommunity.nature.com/posts/61222-biodiversity-hotspots-are-most-vulnerable-to-global-warming

 

Kiedy zrozumiemy mechanizm efektu cieplarnianego, zrozumiemy też czym są wymuszania radiacyjne (emisje gazów cieplarnianych i aerozoli powodujące przyrost lub spadek energii cieplnej w podczerwieni, wzmocnienie lub osłabienie aktywności słonecznej) i wymuszania astronomiczne (zmiany orbity Ziemi w przeciągu tysięcy lat powodujące wzmocnienie ocieplenia prowadzące do wycofywania się lądolodu ze średnich szerokości geograficznych do Arktyki lub osłabienie ocieplenia prowadzące do narastania lądolodu z Arktyki na średnich szerokościach).

—

Rys.1. Wymuszenia radiacyjne. Źródło: IPCC 2021.

—

Powyżej na rys.1. w najnowszym 6 raporcie oceny (2021-2023) opisane zostały fizyczne czynniki zmian klimatu pod względem ich wkładu w temperaturę w stopniach Celsjusza (podziałka od -1 do 1,5 °C).

Wśród gazów cieplarnianych znalazły się: dwutlenek węgla, metan, podtlenek azotu, gazy halogenowe, tlenki azotu, inne gazy. A wśród aerozoli: dwutlenek siarki, organiczny węgiel, amoniak, czarny węgiel (sadza). Ponadto nawadnianie i albedo oraz smugi kondensacyjne w lotnictwie.

—

Rys.2. Wymuszanie radiacyjne, w stosunku do 1750 roku, praktycznie wszystkich długotrwałych gazów cieplarnianych. Źródło: GML NOAA 2022.

—

Na rys.2 ukazany jest na prawej osi roczny wskaźnik gazów cieplarnianych NOAA (AGGI – Annual Greenhouse Gas Index), który jest indeksowany od 1 dla roku 1990. Główne gazy cieplarniane, pod względem emisji, to oczywiście dwutlenek węgla (CO2), metan (CH4) i podtlenek azotu (N2O). Ponadto duży udział w emisji mają gazy przemysłowe. Tzw. f-fazy (CFC, w tym: CCl₄ , CH₃ , CCl₃ i halony, HCFC, HFC, w tym: SF₆. Na lewej osi przedstwiony jest parametr wymuszania radiacyjnego w watach na metr kwadratowy (W/m₂).

Obecnie trwa wymuszanie radiacyjne z powodu antropogenicznych emisji gazów cieplarnianych. Od co najmniej 170 lat ma ono wpływ zaburzający na bilans energetyczny naszej planety. I jest ono wzmacniane, zarówno dodatnimi, jak i ujemnymi sprzężeniami zwrotnymi.

Od co najmniej połowy XIX wieku mamy wymuszania radiacyjne pochodzenia antropogenicznego z naszej cywilizacji przemysłowej, do których przede wszystkim zaliczamy emisje gazów cieplarnianych powodujące dodatnie wymuszania oraz emisje aerozoli powodujące ujemne (związki siarki) i dodatnie (sadza) wymuszania, ale bilans ostateczny jest dla nich ujemny.

W pewnym sensie ujemne wymuszanie występuje również podczas zmian użytkowania terenu w postaci np. wylesień, ale zanik szaty roślinnej sprawia, że w atmosferze kumuluje się znacznie więcej dwutlenku węgla (30% od 1750 roku), a więc, wówczas mamy do czynienia z dodatnim wymuszaniem. Obecnie pod względem wymuszania radiacyjnego, gaz ten stanowi ponad połowę tego co pozostałe gazy jak metan, podtlenek azotu czy nawet ozon troposferyczny.

—

Hailing Jia z Centrum Innowacji Współpracy ds. Prognoz i Oceny Katastrof Meteorologicznych oraz Chińskiej Administracji Meteorologicznej, wraz ze swoim zespołem naukowym, zaprezentował dane satelitarne szacunków wymuszania radiacyjnego przez interakcje aerozol-chmura (RF_aci), które pokazały mniejsze wartości niż dane z globalnych modeli, co jest teraz kłopotliwe w dokładnych prognozach przyszłych zmian klimatu. ¹

W tych pierwszych badaniach wzięto pod uwagę chmury oraz aerozole. Ponadto zwiększające się tworzenie się jąder kondensacji chmur przyczynia się do większego rozpraszania promieni słonecznych i odbijania ich z powrotem w przestrzeń kosmiczną.

W wykrywaniu błędów systematycznych próbkowań pobierane są dane z chmur za pomocą projektu Chmury i System Energii promieniowania Ziemi (CERES – Clouds and the Earth’s Radiant Energy System) oraz jest pobierany aerozol za pomocą spektroradiometru obrazowania (MODIS – Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer) i następnie tak samo są przeprowadzane badania za pomocą długoterminowej wersji 2 Retrospektywnej Analizy Ery Nowoczesnej dla Badań i Zastosowań (MERRA-2 – Modern-Era Retrospective analysis for Research and Applications).

Scenariusze strefy pokrycia w interakcji aerozol-chmura

Rejestrowanie danych aerozolowych dla MODIS o zgrubnej rozdzielczości 1° × 1° oraz dla reanalizy MERRA-2 o zgrubnej rozdzielczości 0,5° × 0,625° mają przełożenie na obserwacje chmur w skali pikseli o wyższej rozdzielczości, generując dane interakcji aerozol-chmura o rozdzielczości 20 × 20 km².

—

Rys.3. Schematyczny diagram czterech podstawowych scenariuszy w badaniu strefy pokrycia w interakcji aerozol-chmura (Hailing Jia i inni, 2021).

—

Na powyższym rysunku dane te zostały pokazane jako kolumny (prostopadłościany) dla różnych scenariuszy (zaznaczonych jasnoniebieskim tłem). Przedstawiono na nim kombinacje chmur i związane z nimi pobieranie aerozolu. Na lewym panelu pokazana jest strefa pokrycia w interakcji aerozol-chmura, czyli głębokość optyczna aerozolu (AOD – Aerosol Optic Depth), za pomocą spektroradiometru MODIS (zielony kolor). Na środkowym i prawym panelu strefa pokrycia w interakcji aerozol-chmura, czyli tak samo głębokość optyczna aerozolu. została przedstawiona za pomocą reanalizy MERRA-2 (żółty kolor).

Scenariusz Aero_Cld_Modis na lewym panelu reprezentuje kombinację chmur, które nie pokrywają w pełni obszaru 1° × 1° i sąsiedniego pobierania aerozolu za pomocą spektroradiometru MODIS.

Scenariusz Aero_Cld zawiera te same próbki chmur co Aero_Cld_Modis, ale wykorzystuje badania przy próbkowaniu za pomocą reanalizy MERRA-2 AOD.

Scenariusz Cld obejmuje chmury w pełni pokrywające obszar 1° × 1°, na którym brakuje reanalizy AOD, więc trzeba ten obszar ją wypełnić.

Scenariusz All_Cld wykorzystuje połączone zestawy danych w Aero_Cld i Cld, w tym wszystkie dostępne chmury otoczenia.

Podczas badań w 2021 roku, wymuszanie radiacyjne, w interakcji aerozol- chmura (RF_aci – Radiative Forcing aerosol cloud interaction), wyniosło od -0,38 do -0,59 W m^-2. Czyli średnio globalnie jego wzrost wyniósł 55% (nad samymi lądami 133%, a nad samymi oceanami 33%). Natomiast po włączeniu się głębokości optycznej aerozolu (AOD – aerosol optic depth) RF_aci wyniósł -1,09 W m^-2.

Parametr jąder kondensacji chmur

Efektywniejszym od AOD badaniem pośrednim (proxy) jest wykorzystanie parametru jąder kondensacji chmur (CCN – cloud condensation nuclei).

Aerozol może zmieniać właściwości chmur i opadów atmosferycznych, wpływając w ten sposób na bilans promieniowania Ziemi, a tym samym na zmianę klimatu. Wzrost stężenia CCN powoduje zwiększenie kropel chmur, które efektywniej rozpraszają promieniowanie słoneczne, które odbite od chmur trafia z powrotem w przestrzeń kosmiczną. Jest to ujemne wymuszenie radiacyjne, dzięki czemu w danym regionie zachmurzonym klimat się ochładza.

Jest to zjawisko znane jako efekt albedo chmury lub efekt Twomeya.

Satelitarny pobór aerozolu kolumnowego opartego na RF_aci mieści się w mniejszym zakresie, od -0,2 do -0,7 W m^-2, aniżeli w symulacjach modelowych, od -0,3 do -1,8 W m^-2.

Dzięki badaniom satelitarnym zamieszczonym w IPCC, RF_aci spadło z -0,7 do -0,45 W m^-2.

—

Ryan Kramer z Narodowej Agencji Aeronautyki i Przestrzeni Kosmicznej im. Goddarda z Centrum Lotów Kosmicznych (NASA GSFC –  National Aeronautics and Space Agency Goddard Space Flight Center) na Wydziale Nauk o Ziemi w Greenbelt oraz współautor Brian Soden z Uniwersytetu w Miami są autorami nowatorskiej metody badawczej w obliczaniu nierównowagi energetycznej Ziemi (EEI – Earth’s Energy Imbalance). ³

—

Rys.4. Satelitarne pomiary (w watach na metr kwadratowy w ciągu roku) chwilowych wymuszań radiacyjnych (IRF – Instantaneocous Radiative Forcing) krótkofalowego promieniowania (SW – Shortwave) oraz przyrostu w ciągu roku (Δ) aerozolu oraz głębokości optycznej aerozolu (AOD – Aerosol Optic Depth) w latach 2003-2018 (satelitarne dane: CERES/AIRS, MERRA-2 i MODIS. a) SW IRF CERES/AIRS b) SW IRF MERRA-2 c) SW IRF MERRA-2 Aerosol d) MODIS AOD e) MERRA-2 AOD (Ryan Kramer i inni, 2021).

—

W 2021 roku naukowcy zastosowali po raz pierwszy metodę satelitarną (instrument satelitarny CERES), a nie jak dotychczas metodę za pomocą symulacji komputerowych modeli. Badania zostały zarejestrowane w okresie 2003-2018, a więc, w okresie gdy zaczęto zmniejszać emisje aerozoli w atmosferze, a jak wiadomo, ich usunięcie podwyższa temperaturę globalną Ziemi. Chociaż z drugiej strony został zaobserwowany dalszy wzrost emisji gazów cieplarnianych. Dlatego też obliczanie wymuszań radiacyjnych ochładzających atmosferę aerozoli, jak i gazów cieplarnianych ją ogrzewających, za pomocą modeli komputerowych nie było do końca doskonałe. Obecne instrumentalne pomiary techniką tzw. kerneli, czyli jąder radiacyjnych, pokazują dokładniejsze wyniki.

Autorzy pracy piszą:

Zmiany w składzie atmosfery, takie jak wzrost ilości gazów cieplarnianych, powodują początkową nierównowagę radiacyjną systemu klimatycznego, określaną ilościowo jako chwilowe wymuszanie radiacyjne. Ta fundamentalna metryka nie była bezpośrednio obserwowana globalnie, a wcześniejsze szacunki pochodziły z modeli. Częściowo dzieje się tak dlatego, że obecne instrumenty kosmiczne nie są w stanie odróżnić chwilowego wymuszania radiacyjnego od reakcji radiacyjnej klimatu. Stosujemy tzw. kernele radiacyjne do obserwacji satelitarnych, aby rozwiązać te składniki i stwierdzić, że chwilowe wymuszanie radiacyjne na całym niebie wzrosło o 0,53 ± 0,11 W/m² od 2003 do 2018 roku, biorąc pod uwagę dodatnie trendy w całkowitej planetarnej nierównowadze radiacyjnej.

—

W dziedzinie klimatologii mamy jeszcze wymuszania astronomiczne, mianowicie, słoneczne, które działa w okresie od kilku dekad do dwóch, trzech stuleci, np. jak to było podczas średniowiecznego optimum klimatycznego czy w pierwszej połowie XX wieku oraz orbitalne, które działa w skali długofalowej powyżej kilku tysięcy lat, np. tak jak to było podczas nadejścia cykli glacjalnych lub interglacjalnych.

Wymuszanie astronomiczne słoneczne w porównaniu z obecnie zachodzącym antropogenicznym wymuszaniem radiacyjnym jest nieznaczne. W całym holocenie nie odgrywało ono poważnej roli by mieć wpływ na zaburzenie klimatu. Generalnie wywoływało ono regionalne ocieplenia jak np. we wspomnianym średniowieczu w rejonie wokół Grenlandii w latach 950-1250. Wtedy były tam obszary lokalne nawet cieplejsze niż wynosiła średnia globalna temperatura Ziemi na przełomie XX i XXI wieku.

Marcin Popkiewicz, współredaktor serwisu „Nauka o klimacie”, w swoim artykule „Aktywność słoneczna w ostatnich 9000 latach” pisze: ⁴

Ziemia pochłania około 70% padającego promieniowania słonecznego. Ponieważ interesuje nas średni strumień promieniowania przypadający na jednostkę powierzchni globu, musimy wziąć pod uwagę, że powierzchnia ta jest czterokrotnie większa od powierzchni przekroju planety (4πR² powierzchni Ziemi vs πR ² przekroju). Zmiana mocy promieniowania słonecznego o 1 W/m² powoduje więc zmiany energii absorbowanej przez powierzchnię Ziemi równe ¼ · 0,7 = 0,17 W/m². W przypadku różnicy strumienia promieniowania słonecznego pomiędzy Minimum Maundera a maksimum w XX wieku równej 1,2 W/m² oznaczałoby to zmiany wymuszania radiacyjnego na poziomie około 0,2 W/m²; dla porównania obecny wpływ gazów cieplarnianych przekracza już 3 W/m².

—

Oto liczbowo podane dane najważniejszych wymuszań radiacyjnych zamieszczonych w książce „Nauka o klimacie” (rozdział 4.4. Zmiana bilansu radiacyjnego Ziemi, str. 58):

Dwutlenek węgla – 2,00 W/m² [roczne wymuszenie – 0,04 W/m²

Pozostałe gazy cieplarniane bez ozonu – 1,00 W/m²

Chłodzące aerozole bez sadzy –  -0,80 W/m²

Cieplarniany aerozol sadza – 0,65 W/m²

Zmiany albedo w związku ze zmianami użytkowania terenu –  -0,15 W/m²

Ozon troposferyczny – 0,40 W/m²

Ozon stratosferyczny – 0,10 W/m²

Nasłonecznienie – 0,10 W/m²

Zmiany w chmurach dzięki aerozolom – 0,55 W/m²

—

Referencje:

1. Jia Hailing et al., 2021 ; Significant underestimation of radiative forcing by aerosol-cloud interactions derived from satelllite-based methods ; Nature Communications ; https://www.nature.com/articles/s41467-021-23888-1
2. Kramer R. J. et al., 2021 ; Observational Evidence of Increasing Global Radiative Forcing ; Geophysical Research Letters ; https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2020GL091585
3. Popkiewicz M., 2020 ; Aktywność słoneczna w ostatnich 9000 latach ; Nauka o klimacie ; https://naukaoklimacie.pl/aktualnosci/aktywnosc-sloneczna-w-ostatnich-9000-lat-399/

Emisje zanieczyszczeń przemysłowych to nie tylko emisje gazów cieplarnianych, to są również emisje aerozoli, takich jak siarczany czy sadza (czarny węgiel). W szczególności wpływ tych składników chemicznych mocno był zaznaczony po drugiej wojnie światowej, zwłaszcza w latach 1951-1980 (Gabriele C. Hegerl i inni, 2019). W tamtym okresie czasu na globie ziemskim istniało zapylenie atmosfery związkami siarki, z jednej strony szkodliwymi dla środowiska naturalnego oraz ludzi, a z drugiej strony silnie ochładzającymi planetę. W tamtym okresie gospodarka krajów zachodnioeuropejskich, amerykańskich oraz Związku Radzieckiego i jego krajów satelickich w Europie Wschodniej, była oparta na ciężkim przemyśle, w tym zbrojeniowym, który przynosił z sobą ogromne emisje dwutlenku siarki (SO₂).

Niemiecka klimatolog Beate Liepert z Obserwatorium Ziemi Lamont-Doherty w Columbii, w Nowym Jorku, badała redukcję powierzchniowego promieniowania słonecznego z powodu większego zachmurzenia spowodowaną przez bardzo duże emisje aerozoli siarczanowych przemysłowego pochodzenia przyczyniających się do spadku globalnej temperatury i ochłodzenia klimatu ¹.

—

Rys.1. Średnie dekadowe i zmiany powierzchniowego promieniowania słonecznego. (a) 1981-1990 średnie promieniowanie słoneczne na powierzchni. (b) Różnica w powierzchniowym promieniowaniu słonecznym z okresu 1961-1970 minus okres odniesienia 1981-1990 (Beate G. Liepert, 2012).

—

Badanie Liepert obejmowało 252 zapisy z całego okresu zapylenia globalnego 1961-1990 oraz dodatkowe 43 serie czasowe z amerykańskiej Narodowej Bazy Danych Promieniowania Słonecznego (NSRD – National Solar Radiation Database) (E. I. Maxwell i inni, 1995).

Dla każdej stacji naukowczyni obliczyła średnie miesięczne dla następujących trzech dekad: 1961 do 1970, 1971 do 1980 i 1981 do 1990.

Średnie powierzchniowe promieniowanie słoneczne w latach 1981-1990 wyniosło 182 W m^-2. Należy zwrócić uwagę, że ta średnia nie reprezentowała wcale średniej globalnej. Zmienność czasowa tych szeregów czasowych pokazał uśredniony spadek o 4 W m^-2 w okresie 1970-1980 i o 7 W m^-2 w latach 1960-1980.

W sumie, te zapylenie globalne skutecznie maskowało postępujący wzrost koncentracji gazów cieplarnianych, zwłaszcza dwutlenku węgla, o czym już w drugiej połowie lat 50 wiedzieli tylko nieliczni naukowcy.

—

Bjørn Hallvard Samset, z Centrum Międzynarodowych Badań Klimatu i Środowiska (CICERO – Center for International Climate and Environmental Research) w Oslo, wraz ze swoim zespołem naukowym, zauważył, że zgodnie z polityką neutralności klimatycznej, znacząca redukcja emisji gazów cieplarnianych w fuzji z taką samą redukcją aerozoli spowoduje globalne średnie ogrzewanie powierzchni Ziemi o 0,5–1,1°C, a także doprowadzi do zwiększenia pary wodnej i wzrostu opadów deszczu na planecie o 2,0–4,6%. Również wpłynie to na zwiększenie częstotliwości i intensywności indeksów ekstremalnych warunków pogodowych ².

Jednakże jest to pilna potrzeba narodów świata, aby zmniejszyć ujemny wpływ zanieczyszczeń na zdrowie ludzi, zwierząt i roślin. Dlatego eksperci zdają sobie sprawę, że może to też wpłynąć na zmianę wielu wzorców zjawisk pogodowych na całym świecie.

Aerozole oddziałując na globalne opady atmosferyczne, wpływają również na międzytropikalną strefę konwergencji (ITCZ – Intertropical Convergence Zone). W szczególny sposób mają one znaczący wpływ na klimaty regionalne (np. Indie, Chiny, Azja południowo-wschodnia), tam gdzie są źródła emisji antropogenicznych. Aerozole wpływają również na intensyfikację monsunów, w szczególności na południu Azji. Ponadto powodują znaczące wysuszanie regionu śródziemnomorskiego oraz na południu Afryki.

Związki siarki (SO₂) dominują we wzorcach interakcji: klimat-aerozol, wpływając na wolniejszy wzrost temperatury globalnej z powodu znaczących globalnych emisji dwutlenku węgla i innych gazów cieplarnianych. Stanowią one wysokie źródło niepewności w prognozach przyszłego klimatu Ziemi, ze względu na nieprzewidzianą politykę klimatyczną do końca 2100 roku.

Sadza (czarny węgiel), jak wynika z badań, ma jednak znacznie mniejszy wpływ na klimat i wymuszanie radiacyjne. Również i żródła emisji tego produktu chemicznego są niepewne. Wiadomo tylko, że ma on właściwości ogrzewające klimat.

—

Fot.1. Zanieczyszczenie aerozolem w północnych Indiach i Bangladeszu (Wikipedia).

—

Naukowcy wykorzystali w swojej pracy następujące modele:

1. Community Earth System Model wersja 1
2. Community Atmospheric Model version 5 (CESM1 CAM5) (James W. Hurrell inni, 2013),
3. Goddard Institute for Space Studies E2-R One-Moment Aerosol (GISS-E2-R OMA) (Dorothy Koch i inni, 2011 ; Gavin A. Schmidt i inni, 2014),
4. Norwegian Earth System Model 1 – średnia rozdzielczość (NorESM1) (M. Bentsen i inni, 2013 ; Trond Iversen i inni, 2013)
5. Hadley Centre Global Environmental Model, wersja 2 Stratosfera Cyklu Węgla (HadGEM2-CCS) (William J. Collins i inni, 2011 ; G. M. Martin i inni, 2011).

Wszystkie modele klimatyczne wykorzystane w powyższym badaniu zostały skonfigurowane w pełni ze sprzężonymi oceanami.

—

Gdy w czerwcu 2022 roku doszło do tragicznej w skutkach powodzi w Pakistanie, większość naukowców była skupiona tylko i wyłącznie na przyczynie dalszego wzrostu emisji gazów cieplarnianych. Okazało się jednak, że nie do końca jest to prawda. Dużą rolę w tym katastroficznym zdarzeniu, przynoszącym śmierć ponad 1600 ludzi oraz wielu zwierząt, odegrały również emisje aerozoli.

Geeta Persad, adiunkt ze Szkoły Geonauk im. Jacksona na Uniwersytecie Teksaskim w Austin, Laura J. Wilcox, profesor nadzwyczajna w Narodowym Centrum Nauk atmosferycznych na Uniwersytecie w Reading, oraz wspomniany wcześniej Bjørn H. Samset, zwrócili uwagę, że większość ocen krótkoterminowego ryzyka klimatycznego, z powodu emisji aerozoli, jest albo ignorowana albo sprowadzana do uśrednionej globalnie kompensacji ocieplenia powodowanego przez emisje gazów cieplarnianych. ³

Na temat gazów cieplarnianych mówią wszyscy, nawet tak ważne instytucje jak IPCC w swoim ostatnim 6 Raporcie Oceny czy naukowcy World Weather Attribution, zajmujący się atrybucją zmian klimatu. Ale aerozole nadal nie przez wszystkich są brane bardzo poważnie pod uwagę.

—

Rys.2. Drastyczna niepewność. Czarny węgiel i dwutlenek siarki, dwa kluczowe rodzaje aerozoli, mające wpływ na zmiany klimatu, które mogą zmieniać się na bardzo różne sposoby do 2050 r. i później. Panel górny – poziom emisji czarnego węgla. Może spaść prawie do zera lub być o 20% wyższy niż poziomy obecne (ok. 9 terawatów, czyli 9 x 10¹²g). Panel dolny – poziom emisji dwutlenku siarki. Nadal wspina się w niektórych regionach, takich jak Azja Południowa (ok. 80 terawatów, czyli 80 x 10¹²g). Źródło: Baza wspólnych ścieżek społeczno-ekonomicznych (SSP – Shared Socioeconomic Pathways) (Geeta G. Persad i in., 2022).

—

Na podstawie wcześniejszych badań, naukowcy zauważyli, że przy usunięciu emisji aerozoli, ogrzanie świata spowodować może więcej wyjątkowo gorących dni, więcej ekstremalnych opadów i więcej następujących po sobie suchych dni w gęsto zaludnionych regionach, w przeciwieństwie do tego, gdyby świat ocieplił się o tę samą ilość poprzez dodanie emisji gazów cieplarnianych (Bjørn. H. Samset i inni., 2018).

Istnieje tak zwana „drastyczna niepewność” (rysunek powyżej) co do poziomów aerozoli do połowy XXI wieku. Nie wiadomo czy one wzrosną, spadną czy ustabilizują się. Wszystko też zależy od tego jakie kroki ludzkośc podejmie w redukcji gazów cieplarnianych, i zarazem, aerozoli. Oczywiście będzie wówczas wiadomo,  w jakim stopniu wystąpią wszelkie ekstremalne zjawiska pogodowe w poszczególnych regionach Ziemi. Czy także wzrosną, spadną czy ustabilizują się.

Większość regionalnych modeli klimatycznych dotychczas nie zajmowała się śledzeniem procesów aerozolowych w interakcji z klimatem. Również nadal nie są do końca pewne procesy dynamiczne chmur, które z reguły powstają dzięki aerozolom pochodzenia naturalnego (pyły pustynne, kryształki soli morskiej) bądź antropogenicznego (zanieczyszczenia przemysłowe).

Naukowcy w swoim badaniu zastosowali w nowatorski sposób system modeli regionalnych. Zaproponowali projekt porównania regionalnych modeli aerozoli (RAMIP – Regional Aerosol Model Intercomparison Project). Ten system modeli posłużył wdrożeniu zwiększenia informacji potrzebnych do obsługi emulatorów (programów komputerowych), w pewnym sensie będących „świadomymi obecności aerozoli”.

Dotychczas poprzedni badacze klimatu nie brali dokładnie pod uwagę regionalnych efektów aerozoli, na co zwrócili uwagę wspomniani eksperci od badań interakcji: aerozol-klimat.

Podsumowując ten temat, warto też podkreślić, że szybka redukcja aerozoli tylko zwiększyłaby obecne globalne ocieplenie. I byłoby ono nawet o 30–50% większe.

—

Referencje:

1. Liepert B. G. , 2012 ; Observed reductions of surface solar radiation at sites in the United States and worldwide from 1961 to 1990 ; Geophysical Research Letters ; https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2002GL014910
2. Samset B. H. et al., 2018 ; Climate Impacts From a Removal of Anthropogenic Aerosol Emissions ; Geophysical Research Letters ; https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1002/2017GL076079
3. Persad G. G. et al., 2022 ; Aerosols must be included in climate risk assessments ; Nature ; https://www.nature.com/articles/d41586-022-03763-9

 

 

Wzrost poziomu morza analizowany dzięki samej rozszerzalności termicznej.

Wzrost poziomu morza występuje z wielu przyczyn. Najważniejszą z nich jest termosteryczny wzrost poziomu morza, czyli dzięki rozszerzalności cieplnej ośrodka wodnego jakim są oceany i morza, a także w znacznie mniejszym stopniu rzeki i jeziora. W następnej kolejności swój wkład we wzrost poziomu morza mają lądolody i lodowce: górskie i polarne. Przyczyniają się one do utraty masy pokrywy lodowej na Antarktydzie i Grenlandii oraz przyspieszonego topnienia lodowców górskich i polarnych. Także coraz bardziej poważny wpływ ma spływ powierzchniowy i gruntowy wód śródlądowych do mórz i oceanów.

—

Fot.1. Wschodni kraniec Ocean Isle Beach w Karolinie Północnej doświadczył przez lata znacznej erozji wybrzeża, która doprowadziła do utraty i przeniesienia wielu domów. Źródło: NASA/JPL-Caltech

—

Zespół naukowy Svetłany Jevrejevej z Instytutu Modelowania Systemów Morskich w Narodowym Centrum Oceanografii (NOC – National Oceanography Center) w Liverpoolu, stwierdził, że według obecnego zestawu modeli CMIP6, średni termosteryczny wzrost poziomu morza będzie tak samo znacznie wyższy, jak ten, który pochodzi z topnienia lodowców górskich i pokryw lodowych. ¹

W powyższej pracy czytamy, że wkład rozszerzalności cieplnej we wzrost poziomu morza, przy wykorzystaniu symulacji globalnego średniego termosterycznego poziomu morza (GMTSL – Global Mean Thermosteric Sea Level) na podstawie 15 dostępnych modeli w fazie 6 projektu CMIP6, będzie znaczący.

—

Rys.1. Porównanie MEM CMIP6 i CMIP5 ze średnią obserwacyjną GMTSL w latach 1957–2005. Szeregi czasowe zostały przywołane w latach 1986–2005. Udział głębin oceanicznych wynoszący 0,1 ± 0,1 mm rok (Svetlana Jevrejeva i inni, 2020).

—

Naukowcy w swoim artykule napisali:

Obliczamy wzrost GMTSL o 18,8 cm [12,8–23,6 cm, zakres 90%] i 26,8 cm [18,6–34,6 cm, zakres 90%] dla okresu 2081–2100, w stosunku do lat 1995-2014 odpowiednio dla scenariuszy SSP2-4.5 i SSP5-8.5. W porównaniu ze zbiorem 20 modeli z Coupled Model Intercomparison Project Phase 5 (CMIP5), średnia zbiorowa CMIP6 przyszłego GMTSL (2014–2100) jest wyższa dla obu scenariuszy i wykazuje większą wariancję. Dla porównania, dla okresu 1901-1990 GMTSL z modeli CMIP6 ma o połowę mniej wariancji niż z CMIP5. W latach 1940-2005 tempo wzrostu średniej zbiorowej CMIP6 GMTSL wynosiło 0,2 ± 0,1 mm/rok , co stanowi mniej niż połowę obserwowanego wskaźnika (0,5 ± 0,02 mm/rok).

W metodach badawczych zastosowano globalne średnie symulacje termosteryczne symulacji GMTSL w zestawach modeli CMIP6 i CMIP5 oraz GMTSL z obserwacji in situ.

Naukowcy dochodzą do wniosku, że dla średniej zestawu wielomodelowego (MEM – Multi-Model Ensemble), wskaźnik CMIP6 MEM pokazuje wyższe tempo wzrostu GMTSL niż wskaźnik CMIP5 MEM.

W przyszłych prognozach scenariusze SSP2-4.5 i SSP5-8.5 dla zestawu modeli CMIP6 mają wyższe wartości niż scenariusze RCP4.5 i RCP8.5 dla zestawu modeli CMIP5 (tabela 4).

Natomiast w przypadku symulacji historycznych (okres 1901–1990) wskaźnik MEM dla modeli CMIP6 jest niższy niż w przypadku MEM dla modeli CMIP5.

 

	Czas	Wskażnik CMIP6	Wskaźnik CMIP5
Eksperyment	Okres	(mm / rok )	(mm / rok )
Historyczny	1901-1990	0.2 ± 0.1	0.3 ± 0.1
SSP2-4.5/RCP4.5	2015-2100	2.4 ± 0.3	2.1 ± 0.8
SSP5-8.5/RCP8.5	2015-2100	3.6 ± 1.2	3.3 ± 1.1

Tabela. Wskaźniki GMTSL dla lat 1901–1990 i 2015–2100 w scenariuszach emisji w przyszłości SSP2-4.5/RCP4.5 i SSP5-8.5/RCP8.5. Niepewność wskaźnika odchylenia standardowego (2σ) jest obliczana przy użyciu metody Monte Carlo opisanej w rozdziale artykułu.

—

Wzrost poziomu morza analizowany dzięki topnieniu pokryw lądolodów

Międzynarodowe badanie prowadzone przez zespół naukowy Benjamina P. Hortona z Nanyang Technological University w Singapurze (NTU Singapore), wykazało, że globalny średni wzrost poziomu morza może przekroczyć 1 metr w 2100 i 5 metrów w 2300 roku, jeśli globalne cele ustalone na Porozumieniu Paryskim w grudniu 2015 roku w zakresie emisji nie zostaną osiągnięte. ²

Autorzy zwrócili uwagę, że w V Raporcie nie został precyzyjnie przedstawiony wkład we wzrost poziomu morza z powodu niestabilności morskiej pokrywy lodowej (MISI – Marine Ice Sheet Instability), to znaczy nie położono nacisku na prawdopodobieństwo gwałtownej dynamiki pokrywy lodowej Antarktydy podczas dalszego wzrostu temperatury globalnej, a wkład we wzrost poziomu morza z powodu niestabilności morskich klifów lodowych (MICI – Marine Ice Cliffs Instability) w ogóle nie został wzięty pod uwagę.

—

Rys.2. Schematyczne przedstawienie: a) niestabilności morskiej pokrywy lodowej (MISI – Marine Ice Sheet Instability) i b) morskiej niestabilności klifów lodowych (MICI – Marine Ice Cliff Instability). Objaśnienia: a) panel lewy: pokrywa lodowa (Ice sheet), regresywne zbocze (Retrograde slope), cofanie się linii gruntowania (retreating geounding line), przepływ na linii gruntowania (Flux at the grounding line), izostatyczne odbicie (Isostatic rebound), antarktyczne podłoże (Antrctic bed), gorąco (Heat), ocean (Ocean), grounding line (linia gruntowania), b) panel prawy: pokrywa lodowa (Ice sheet), progresywne bądź regresywne zbocze (Progressive or retrograde slope), szczelinowanie hydrauliczne (Hydro-fracturing), rozpad klifów (Cliff failure), antarktyczne podłoże (Antarctic bed), gorąco (Heat), ocean (Ocean), linia gruntowania (Grounding line). Źródło: Frank Pattyn (2018).

—

Jeżeli linia gruntowania zaczyna cofać się wzdłuż zbocza wstecznego, tj. gdy wysokość koryta spada w kierunku lądu, cofanie się wykazuje wówczas tendencje niestabilności, ponieważ strumień linii gruntowania, biegnący od wewnątrz lądolodu stale rośnie w kierunku śródlądowym. To powoduje, że cofanie się linii gruntowania może zostać wywołane przez topnienie lodu przez napływ coraz cieplejszych wód oceanicznych, a ściślej okołobiegunowej wody głębinowej (CDW – Circumpolar Deep Water), bądź poprzez rozpad pływającego przedłużenia lodowca lub szelfu lodowego. Wspomniane ciepłe wody (zaznaczone na rysunku kolorem czerwonym) znajdują się na głębokości, zwykle poniżej 400-700 m, w pobliżu linii gruntowania głównych lodowców Antarktydy. Przeważające wiatry będą miały wpływ na wtargnięcie ciepłej wody na szelf kontynentalny i głębokość termokliny, które już oddziałują na szybkość topnienia lodowców i tempo cofania się linii gruntowania.

Według „Specjalnego raportu IPCC na temat oceanów i kriosfery w zmieniającym się klimacie” [SROCC – „Special Report on the Ocean and Cryosphere in a Changing Climate”], opracowanego we wreśniu 2019 roku przez Międzyrządowy Zespół ds. Zmian Klimatu (IPCC), topnienie lodu na lądzie spowodowało połowę wzrostu poziomu morza od 1993 r.

—

Rys.3. Szeregi czasowe globalnych anomalii średniej rocznej temperatury powietrza na powierzchni (w odniesieniu do lat 1986-2005) z eksperymentów CMIP5 opartych na koncentracji, zmodyfikowanych na podstawie IPCC AR5. Prognozy temperatury odpowiadają dolnemu (RCP 2.6; niebieski kolor) i górnemu (RCP 8.5; czerwony kolor) scenariuszowi gazów cieplarnianych zawartemu w Reprezentatywnych Ścieżkach Stężenia (RCP) i ich rozszerzeniu do 2300. Projekcje dla każdego RCP pokazują średnią z wielu modeli ( linie ciągłe) oraz zakres 5–95 % w rozkładzie poszczególnych modeli (cieniowanie). Nieciągłości w 2100 są spowodowane różną liczbą modeli, które wykonują rozszerzenia poza XXI wiek (i nie mają fizycznego znaczenia) (Benjamin P. Horton i inni, 2020).

—

Badanie na temat wzrostu poziomu morza do końca XXI i do końca XXIII wieku było przeprowadzone przez naukowców w 2015 roku. Zespół Hortona zauważył, że prognozy do 2100 roku mniej więcej są podobne w niniejszej pracy do tej sprzed 5 lat, ale już prognozy do 2300 roku mają wydłużone ogony na wykresach. Naukowcy w swojej pracy napisali:

W ramach Reprezentatywnej Ścieżki Koncentracji (RCP – Representative Concentration Pathways) RCP2.6, 106 ekspertów przewidywało (średnie prawdopodobieństwo 66%) wzrost GMSL (Global Mean Sea Level – Globalny Średni Poziom Morza) o 0,30–0,65 metrów do 2100 r. i o 0,54–2,15 metrów do 2300 r. w stosunku do lat 1986–2005. W ramach RCP8.5 ci sami eksperci przewidywali prawdopodobny wzrost GMSL o 0,63–1,32 m do 2100 i 1,67–5,61 m do 2300 roku.

W badaniach wykorzystano ankiety do prezentacji wykresów pudełkowych (box plots) i plików funkcji gęstości prawdopodobieństwa (PDF – Probability Density Function) z uwzględnieniem zależności i zmienności między poszczególnymi prognozami eksperckimi wzrostu poziomu morza do 2100 i 2300 roku.

—

Rys.4. Wykresy pudełkowe prawdopodobnego (od 17 do 83 percentyla) i bardzo prawdopodobnego (od 5 do 95 percentyla) wzrostu poziomu mórz dla scenariuszy gazów cieplarnianych RCP 2,6 (niebieski) i RCP 8,5 (czerwony) na rok 2100 na podstawie badań prognostycznych: H14 i ankiety H20 oraz raportów IPCC: AR5; i SROCC8 (Benjamin P. Horton i inni, 2020)

–.

Ogólnie topnienie pokryw lodowych Grenlandii i Antarktydy ma coraz wyraźniejszy wpływ na podnoszenie się poziomu wód oceanów i mórz na całym świecie.

W ramach symulacji zestawu modeli CMIP6 podczas badania wkładu topnienia pokryw lodowych Grenlandii i Antarktydy w coraz szybszy wzrost poziomu morza, w 2020 roku powstały jednocześnie dwie ważne zespołowe prace badawcze. Pierwsza pod pod kierownictwem Heiko Goelzera z NORCE Norweskiego Centrum Badawczego, Centrum Badań Klimatu w Bjerknes oraz druga pod kierownictwem Hélène Seroussi z Laboratorium napędów odrzutowych, Kalifornijskiego Instytutu Technologii w Pasadenie w USA. ^{3, 4}

—

Fot.2. Szelfy lodowe na Antarktydzie, takie jak Getz, są wrażliwe na ocieplenie się temperatury oceanu. Warunki oceaniczne i atmosferyczne to niektóre z czynników powodujących utratę pokrywy lodowej, które naukowcy rozważyli w nowym badaniu szacującym dodatkowy globalny wzrost poziomu morza do 2100 roku (Źródło: Jeremy Harbeck/NASA).

—

W obu wyżej wymienionych podobnych pracach, na podstawie najnowszej generacji wielu modeli z projektu porównywania modeli pokryw lodowych (ISMIP6 – Ice Sheet Model Intercomparison Project), oszacowano łącznie prawdopodobny wynik uśredniony wkładu we wzrost poziomu morza o około 38-40 cm pod koniec 2100 roku. Symulacje komputerowe zostały przeprowadzone na podstawie prognozy w okresie lat 2015- 2100.

Badania powyższe przeprowadzono na podstawie 14 modeli ISMIP6 dla najłagodniejszego scenariusza emisji RCP 2.6 i dla najgorszego RCP 8.5. Wykazały one, że utrata masy pokryw lodowych na Ziemi do 2100 roku będzie miała wkład we wzrost poziomu morza następujący:

Dla Grenlandii:

2. Dla scenariusza RCP 2.6 – 1,5-5 cm
3. Dla scenariusza RCP 8.5 – 4-14 cm

Dla Antarktydy:

2. Dla scenariusza RCP 2.6 – 0-3 cm
3. Dla scenariusza RCP 8.5 – 30 cm

Oszacowanie dokładnych prognoz na 2100 rok dla Antarktydy, zwłaszcza jego wschodniej części, jest bardzo trudne ze względu na prawdopodobieństwo w wielu regionach występowania większej liczby opadów śniegu (akumulacja) niż jego topnienia i utraty masy lodowej (ablacja). Z kolei oszacowanie zachodniej części jest niepewne ze względu na wspomniane MISI (niestabilność morskiej pokrywy lodowej) i MICI (niestabilność morskich klifów lodowych). Im będzie wyższy  wzrost temperatury globalnej, tym bardziej prawdopodobne są te procesy destabilizacji pokryw lodowych Antarktydy.

Wzrost poziomu morza analizowany dzięki topnieniu lodowców górskich

Ważną kwestią w omawianiu wzrostu poziomu morza jest też dość znaczny wkład topnienia lodowców górskich.

Zespół Naukowy Romaina Hugonetta z Laboratorium Hydrauliki, Hydrologii i Glacjologii (VAW) w ETH w Zürichu, w Szwajcarii, przedstawił obraz utraty masy lodowców górskich już od co najmniej połowy XX wieku: ⁵

—

Rys.5. Randolph Glacier Inventory to zestawienie wszystkich lodowców na świecie. Jest to pierwszy globalny katalog lodowców, który został opracowany, aby pomóc naukowcom IPCC poprawić szacunki wzrostu poziomu mórz. Źródło: Earth Observatory NASA

—

Jest to pierwsze badanie, które obejmuje wszystkie lodowce na świecie – łącznie około 220 000 – z wyłączeniem pokryw lodowych Grenlandii i Antarktyki. Przestrzenna i czasowa rozdzielczość badania jest bezprecedensowa i pokazuje, jak szybko lodowce traciły grubość i masę w ciągu ostatnich dwóch dekad.

—

Rys.6. Utrata lodu z lodowców górskich od 1970 do 2020. W latach 2019-2020 straciły one objętość lodu odpowiadającą około 27,5 metra (90 stóp) wody zawartej na każdym lodowcu, co miało znaczący wkład w podniesienie się poziomu morza na całym świecie. Źródło: NOAA Climate.gov na podstawie danych z World Glacier Monitoring Service.

—

W latach 2000-2019 lodowce górskie w ciągu roku średnio traciły 267 gigaton lodu. Roczny wkład we wzrost poziomu morza wynosił 0,76 mm – 21%. Jedynie rozszerzalność termiczna wynosi nadal około 50%.

Autorzy pracy na podstawie obserwacji satelitarnych zwrócili uwagę, że zmniejszanie się grubości lodu, pod wpływem jego topnienia w górach na Ziemi, powiększyło się prawie dwukrotnie. Z 36 cm w 2000 roku do 69 cm w 2019 roku.

Badanie również wykazało, że we wspomnianym okresie czasu utrata masy lodowców była o 47% wyższa niż w przypadku pokrywy lodowej Grenlandii (GrIS – Greenland Ice Sheet) i ponad dwukrotnie większa niż w przypadku pokrywy lodowej Antarktydy (AIS – Antarctica Ice Sheet).

Wzrost poziomu morza analizowany dzięki spływowi wód powierzchniowych i gruntowych

Wzrost poziomu morza występuje również pod wpływem jeszcze jednego interesującego czynnika klimatycznego, mianowicie pod wpływem zmiany bilansu wód gruntowych i powierzchniowych na kontynentach i wyspach.

Sitar Karabil, z Instytutu Badań Morskich i Atmosferycznych oraz Katedry Geografii Fizycznej na Wydziale Nauk o Ziemi, na Uniwersytecie w Utrechcie, wraz ze swoim zespołem badawczym, dokonał ciekawej analizy zmian w magazynowaniu wody na lądzie (LWS – Land Water Storage). ⁶

Naukowcy analizując regionalną zmianę poziomu morza przeprowadzili swoje badania jeszcze na podstawie modeli bazowych dla V Raportu IPCC – dla zestawu modeli CMIP5.

Jak wiadomo, zmiany w magazynowaniu wody wynikają zarówno z bezpośredniej działalności człowieka, jak i z powodu zachodzących zmian klimatu. Badając zmiany LWS posłużyli się modelem hydrologicznym i zasobów wodnych PCR-GLOBWB w celu zaprojektowania regionalnych wzorców poziomu morza.

—

Rys.7. Regionalna zmiana poziomu morza spowodowana LWS (mm) oparta na zespołowych średnich modelach klimatycznych do końca XXI wieku w scenariuszu RCP8.5 (Sitar Karabil i inni, 2021).

—

Obliczenia szacunkowe pokazały ogólnie naukowcom, że wkład zmiany magazynowania wody na lądzie w dalszy wzrost poziomu morza wyniesie 10%. A więc, nie jest to mało. Warto też wziąć pod uwagę, że rezygnacja z wielu inwestycji spiętrzania wód w sztucznych zbiornikach wodnych i tamach, również pod naciskiem ochrony bioróżnorodności rzek, wpłynęła również na spływ podziemny i powierzchniowy wód do oceanów i mórz na całym świecie, dlatego został też zaznaczony większy wzrost poziomu morza także ze zmniejszonego magazynowania wody na lądach (LWS).

Autorzy pracy piszą:

Przewiduje się, że udział LWS w podnoszeniu poziomu morza w regionie będzie znacznie większy niż wynosi średnia globalna w kilku regionach. Również może być on o 60% wyższy niż wynosi ogółem globalna średnia wzrostu poziomu morza wywołanego przez LWS, w tym na wyspach Pacyfiku i południowym wybrzeżu Afryki i zachodnim wybrzeżu Australii.

—

Referencje:

1. Jevrejeva S. et al., 2020 ; Global mean thermosteric sea level projections by 2100 in CMIP6 climate models ; Environmental Research Letters ; https://iopscience.iop.org/article/10.1088/1748-9326/abceea
2. Horton B. P. et al., 2020 ; Estimating global mean sea-level rise and its uncertainties by 2100 and 2300 from an expert survey ; Climate and Atmospheric Science ; https://www.nature.com/articles/s41612-020-0121-5
3. Goelzer H. et al., 2020 ; The future sea-level contribution of the Greenland ice sheet: a multi-model ensemble study of ISMIP6 ; Cryosphere ; https://tc.copernicus.org/articles/14/3071/2020/
4. Seroussi H. et al., 2020 ; ISMIP6 Antarctica: a multi-model ensemble of the Antarctic ice sheet evolution over the 21st century ; Cryosphere ; https://tc.copernicus.org/articles/14/3033/2020/
5. Hugonnet R. et al., 2021 ; Accelerated global glacier mass loss in the early twenty-first century ; Nature ; https://www.researchgate.net/publication/351137909_Accelerated_global_glacier_mass_loss_in_the_early_twenty-first_century
6. Karabil S. et al., 2021 ; Contribution of Land Water Storage Change to Regional Sea-Level Rise Over the Twenty-First Century ; Interdisciplinary Climate Studies ; https://www.frontiersin.org/articles/10.3389/feart.2021.627648/full

Wzrost stężenia gazów cieplarnianych, zwłaszcza dwutlenku węgla w atmosferze powoduje wzrost w niej temperatury, co z kolei ma wpływ na wzrost energii cieplnej w systemie klimatycznym naszej planety. To ocieplenie występuje od lat 70 również w oceanach. Już od początku XX wieku cofają się lodowce górskie, powoli topnieje lód morski w Arktyce oraz od lat 30 XX wieku topnieją pokrywy lodowe Grenlandii i Antarktydy, co też ma w końcu wpływ na podnoszenie się poziomu morza, które w całym XX wieku bardzo mocno przyspieszyło.

—

Fot.1. Fort Lauderdale na Florydzie jest zagrożony podnoszeniem się poziomu mórz i doświadcza powodzi podczas przypływów. Źródło: Dave/Flickr Creative Commons/CC BY 2.0

—

Rys.1. Obserwacje satelitarne wykazują stały wzrost średniego globalnego poziomu morza od 1993 roku (NASA Global Climate Change)

—

Robert Kopp, z Uniwersytetu Rutgers z Wydziału Nauk Ziemi i Planetarnych, w swojej zespołowej pracy zwrócił uwagę, że nauka o poziomie morza wskazuje na dużą niepewność w prognozach przyszłego systemu klimatycznego Ziemi. Wszystko w dużej mierze zależy od tego jakie scenariusze emisji gazów cieplarnianych obierze nasza cywilizacja. ¹

Autorzy powyższej pracy zaznaczyli, że w długoterminowym oddziaływaniu wzrost temperatury globalnej spowoduje coraz szybszy wzrost poziomu morza z powodu topnienia lodu na Ziemi, zarówno pokryw lodowych Grenlandii i Antarktydy, jak i lodowców górskich oraz z powodu rozszerzalności termicznej, czyli rosnącej objętości coraz cieplejszych wód oceanicznych i morskich, i ze zmiany magazynowania wody na lądach.

Natomiast w krótkoterminowym oddziaływaniu zmienności klimatyczne, jak np. pływy czy sztormy już w tej chwili wywierają poważne szkody w przybrzeżnych ekosystemach oraz w infrastrukturze budowlanej i drogowej ludzi.

—

Rys.2. Wzrost poziomu morza w latach 1900-2018 cm (źródło: NASA Global Climate Change).

—

Autorzy w powyższej pracy napisali o przesuwaniu się masy między kriosferą, hydrosferą lądową i oceaniczną, które wywołuje efekty, które zmieniają wysokość powierzchni morza, a także deformują skorupę ziemską, wpływając na wysokość lądu. Są to tzw. efekty grawitacyjne, rotacyjne i deformacyjne (GRD – gravitational, rotational, and deformational) (np. J. A. Clark i C. S. Lingle, 1977 ; Jerry X. Mitrovica i in., 2011). Gdyż, ciągła reakcja płaszcza Ziemi na przeszłe zmiany obciążenia powoduje wzrost dodatkowych efektów GRD, znanych jako glacjalna korekta izostatyczna (GIA – Glacial Isostatic Adjustment); np. (M. Y. Farrell i J. A. Clark 1976 ; Kurt Lambeck et al., 2014 ; W. R. Peltier et al., 2015).

—

Rys.3. (a) Czynniki wpływające na zmianę średniego globalnego poziomu morza (GMSL – Global Mean Sea Level) i regionalnego poziomu morza (RSL – Regional Sea Level). Pogrubione etykiety identyfikują proces, który napędza zmiany GMSL, z przybliżonym średnim wkładem w latach 1993-2017 (Jérémie Mouginot i in., 2019 ; Eric Rignot i in., 2019 ; WCRP Global Sea Level Budget Group, 2018 ; M. Zemp i in., 2019). Na podstawie Glenn A. Milne et al. (2009). (b) Różnica między medianą RSL a medianą projekcji GMSL w RCP 8.5 w 2100 (Robert E. Kopp i inni, 2014).

—

Skoro z powodu ocieplenia klimatu topnienie lodu na Ziemi podnosi poziom morza, to naukowców intrygowało, kiedy dokładnie i w jakich obszarach planety przebiega on najszybciej.

Tą zagadkę udało się rozwiązać w 2019 roku niemieckiemu oceanografowi Sönke Dangendorfowi, który, wraz ze swoim zespołem badawczym z Uniwersytetu w Siegen, dokonał tak zwanej rekonstrukcji hybrydowej (HR – Hybrid Reconstruction) poszczególnych regionów oceanicznych na Ziemi ².

Naukowcy zastosowali dwie metody:

1. Probabilistyczna, w której dobrze da się uchwycić długoterminowe zmiany klimatu, ale słabo krótkoterminowe zmiany, jak np. takie zmienności klimatyczne jak ENSO (El Nino / La Nina
2. Empiryczna ortogonalna, w której na odwrót, dobrze da się uchwycić zmiany krótkoterminowe, a słabiej długoterminowe

Dzięki tym dwóm metodom skompletowali zapis z pływomierzy (mareografów), od 1900 roku do 2018 roku, łącznie z pomiarami z altymetrów (wysokościomierzy) satelitarnych, wykonywanymi od 1991 roku przez ESA (Europejską Agencję Kosmiczną) i od 1993 roku przez NASA (Narodową Amerykańską Agencję Kosmiczną).

Badacze zauważyli najważniejszą rzecz, że w latach 60 wzrost poziomu morza zaczął przyspieszać, co widać na poniżej przedstawionym wykresie. Analizując wzrost poziomu morza sprzed 60 lat, zaobserwowali, że jest najwyższy na półkuli południowej na styku Oceanu Indyjskiego i Oceanu Spokojnego oraz w Oceanie Atlantyckim.

Na 40-tym stopniu południowej szerokości geograficznej wieją bardzo silne Wiatry Zachodnie, tzw. „ryczące czterdziestki”, które silnie spychają ciepłą górną warstwę wody daleko na północ, po to by spowodować wypływ zimniejszej gęstszej wody z głębin oceanu. I właśnie ta zimna woda pochłania znacznie więcej ciepła, co skutkuje większą rozszerzalnością termiczną, czyli zwiększaniem się objętości wody morskiej. Wyniki badań wskazały w ciągu 70 lat intensyfikację Wiatrów Zachodnich o 15%, co poskutkowało wzrostem średniego globalnego poziomu morza do 40 mm.

—

Rys.4. Wydajność rekonstrukcji hybrydowych (HR) w porównaniu do wysokościomierza satelitarnego i pływów. a) Korelacja między względnym poziomem morza skorygowanym przez glacjalną korektę izostatyczną (GIA – Glacial Isostatic Adjustment) wziętą z rekonstrukcji hybrydowych (HR) i z wysokościomierza satelitarnego w latach 1993-2015 (cieniowanie) oraz z HR i z pływomierzy (czarne kółka) w ich nakładających się okresach. Korelacje obliczono na podstawie rocznych zmanipulowanych szeregów czasowych. b) Średnie w skali basenu obliczone z rekonstrukcji hybrydowej (kolor niebieski) i wysokościomierza satelitarnego (kolor czerwony). Cienkie linie pokazują średnie miesięczne, podczas gdy grube linie oznaczają średnie roczne (Sönke Dangendorf i inni, 2019).

—

Z badań w 2019 roku wynika, że termosteryczny wzrost poziomu morza odpowiadał wówczas w przybliżeniu za jedną czwartą obserwowanego tempa globalnego wzrostu poziomu morza w latach 1961-2003, przyczyniając się do wzrostu 0,32 ± 0,12 mm w ciągu roku, dzięki ociepleniu wód do głębokości 700 m oraz 0,42 ± 0,12 mm w ciągu roku dzięki ociepleniu wód do głębokości 3000 m.

—

Jeszcze jedna z prac na temat oszacowania przyspieszenia wzrostu poziomu morza może wzbudzić zainteresowanie, w której dokonano jednocześnie analizy satelitarnej NASA i ESA, czego wcześniej nie brano pod uwagę.

Duńscy oceanografowie: Tadea Veng i Ole B. Andersen z DTU Instytutu Narodowego (National Space Institute) na Technicznym Uniwersytecie Danii w Lyngby, przedłużyli i powiększyli zapis satelitarnych altymetrów mierzących wzrost poziomu morza ³.

Mianowicie, naukowcy przeanalizowali wspólne pomiary NASA i ESA. Co ciekawe, satelity TOPEX A/Poseidon, TOPEX B/Poseidon, Jason-1, Jason-2 i Jason-3 z NASA (TPJ) w altymetrii nie uwzględniały pomiarów z regionów arktycznych, co skrupulatnie wykonywały satelity ERS-1, ERS-2, Envisat i CryoSat 2 z ESA.

Satelity ESA ropzoczęły pomiary od 1992 r., a NASA od 1993 r.

W VI Raporcie IPCC został dokładnie uwzględniony wkład z topnienia pokryw lodowych Grenlandii i Antarktydy, który wprawdzie nie jest tak duży jak wpływ czynnika termosterycznego (rozszerzalności termicznej), czy też topnienia lodowców górskich na wszystkich szerokościach geograficznych, lecz naukowcy zaobserwowali, że na podstawie wielu prac w modelu CMIP6, najprawdopodobniej tenże wkład będzie znacznie większy.

—

Rys.5. Anomalia poziomu morza mierzona przez ESA (niebieski kolor) i TPJ (czerwonobrązowy kolor). 12-miesięczne sinusoidy są usuwane, aby podkreślić zmienność międzyroczną. Modele są oszacowaniami trendów i przyspieszeń. Obliczenia uwzględniają dane ESA do ±82° (Tadea Veng i inni, 2020).

—

Przy kontynuacji scenariusza „biznes jak zwykle” po przekroczeniu 2 stopni Celsjusza nastąpi poważna destabilizacja Antarktydy Zachodniej, która już wówczas nie będzie możliwa do odwrócenia.

—

Referencje:

1. Kopp R. E. et al., 2019 ; Usable Science for Managing the Risks of Sea-Level Rise ; Earth’s Future ; https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1029/2018EF001145
2. Dangendorf S. et al., 2019 ; Persistent acceleration in global sea-level rise since the 1960s ; Nature Climate Change ; https://www.researchgate.net/figure/Performance-of-the-HR-in-comparison-to-satellite-altimetry-and-tide-gauges-a-Correlation_fig1_334975572
3. Veng T. et al., 2020 ; Consolidating sea level acceleration estimates from satellite altimetry ; Advances in Space Research ; https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S027311772030034X

Ogólnie kontynent Antarktydy w głębi lądu, zwłaszcza na wysoko położonej, górzystej, kilkakrotnie większej części wschodniej, jest w dużym stopniu nadal zamarznięty, ale i tam pojawiają się też na wybrzeżach wyrwy w lodowcach szelfowych, w które wnikają coraz cieplejsze wody głębinowe. Tam jednak na razie proces powierzchniowego topnienia i tak intensywnego cielenia gór nie przebiega tak szybko jak w części zachodniej. Ale to wszystko jeszcze może się zmienić dzięki takim ogromnym lodowcom szelfowym jak Totten czy Denmann, które zaczynają destabilizowywać pokrywę lodową Wschodniej Antarktydy (EAIS – East Antarctic Ice Sheet).

Destabilizacja Lodowca Szelfowego Totten została zaobserwowana po raz pierwszy w 2016 roku przez australijskiego naukowca Alana Aitkena z Uniwersytetu Zachodniej Australii (University of Western Australia) w Uczelni Ziemi i Środowiska (School of Earth and Environment), będącego jednym z głównych autorów w międzynarodowym zespole badawczym z Instytutu Geofizyki na Uniwersytecie Teksaskim w Austin (UTIG – The University of Texas at Austin’s Institute for Geophysics) ¹⁰.

—

Fot.1. Lodowiec Szelfowy Totten, Antarktyda Wschodnia. Zdjęcie: Esmee van Wijk/Australian Antarctic Division

—

Wyniki badań lodowca szelfowego Totten oparte na symulacji modelu pokrywy lodowej oraz na danych aerogeofizycznych Międzynarodowej Wspólnej Eksploracji Kriosfery poprzez Profilowanie z Powietrza (ICECAP –  International Collaborative Exploration of the Cryosphere through Airborne Profiling), ukazały dwa obszary, na których zostały prawie odsłonięte skały leżące nad płaszczem Ziemi, poddane głębokiej erozji pokrywy lodowej.

a) na czole lodowca Totten, w odległości 150 kilometrów od dzisiejszej linii gruntowania

b) głęboko w Basenie Subglacjalnym Sabrina, 350–550 kilometrów od tej linii gruntowania

Autorzy w swojej pracy napisali:

Kilka linii dowodów sugeruje możliwe zawalenie się lodowca Totten do wewnętrznych basenów, tak jak w minionych ciepłych okresach, w szczególności jak w epoce pliocenu powodując kilkumetrowy wzrost poziomu morza.

—

Rys.1. Regiony o różnej charakterystyce erozji dla Basenu Subglacjalnego Sabrina (SSB – Sabrina Subglacial Basin) na podstawie wysokości i charakteru topografii subglacjalnej oraz różnic w zachowanej miąższości basenów sedymentacyjnych. Grube linie ciągłe i przerywane pokazują odpowiednio granice A/B i B/C. Cienkie linie pokazują interpretowane granice wzoru erozji dendrytycznej dla regionów C i B1. Cienkie kropkowane linie wskazują region Cape Goodenough. Ramka pokazuje położenie regionu w obrębie Antarktydy (Alan Aitken i in., 2016).

—

Na ilustracji dodatkowo widać Basen Subglacjalny Aurora (ASB – Aurora Subglacial Basin) i Basen Subglacjalny Vincennes (VSB – Vincennes Subglacial Basin), wyżyna A,B,C, Wyżyna Terre Adelle (Terre Adelle Highland), region Cape Goodenough, Kopuła Law (Law Dome), Kopuła C (Dome C), Wybrzeże Knox (Knox Coast), Lodowiec Szelfowy Uniwersytetu Moskiewskiego (MUIS – Moscow University Ice Shelf). Grzbiet B (Ridge B)

Badania pokazują, że na obrzeżach lodowca Totten, z nisko położonymi basenami subglacjalnymi, może dochodzić do znacznie większej utraty lodu, gdy wody oceaniczne będą się coraz bardziej ocieplać. W szczególności modyfikacja okołobiegunowej wody głębinowej (CDW – Circumpolar Deep Water) i jej wnikanie do wnęki szelfu Tottenu może sprzyjać coraz większemu topnieniu i dalszej destabilizacji lodowca. A to powoduje erozję podstawy szelfu i przyspieszenie spływu lodu z wnętrza kontynentu do oceanu. Między innymi takiej erozji jest poddany Basen Subglacjalny Sabrina (SSB – Sabrina Subglacial Basin), który jest zależny właśnie od podstawowej prędkości pokrywy lodowej.

Naukowcy w swoich badaniach zauważyli, że większe i grubsze pokrywy lodowe częściej wykazują erozję rozproszoną, podczas gdy mniejsze i cieńsze pokrywy lodowe częściej wykazują erozję selektywną. Na temat konfiguracji pokrywy lodowej Wschodniej Antarktyki w obszarze lodowca Totten tak napisali:

Obszar przejściowy o szerokości 200–250 kilometrów jest mniej zerodowany, sugeruje krótsze narażenie na warunki erozji podczas powtarzających się zdarzeń cofania się i posuwania się naprzód lodowca, które prawdopodobnie są spowodowane niestabilnością wymuszoną przez ocean. Reprezentatywne modele lądolodu wskazują, że globalny wzrost poziomu morza wynikający z odwrotu lodowca w tym sektorze może sięgać od 0,9 metra, a nawet do 2 metrów.

Jeszcze jedna ważna praca badawcza z tego samego roku, kierowana przez zespół Stephena Richa Rintoula, wykazała, że mechanizm wnikania ciepłych wód oceanicznych pod podłoże szelfu lodowca Totten następuje tak samo jak to ma miejsce od co najmniej początku drugiej dekady pod lodowcami szelfowymi Antarktydy Zachodniej. Obserwacje z cielenia gór lodowych na Tottenie pokazały, że ponad 10 ⁶ m³ / s ciepłej oceanicznej wody dostaje się do jego wnęki podlodowej.

Satelitarne pomiary grawitacyjne mierzące wysokość lodowców ukazały znaczące przerzedzenie także na pokrywie lodowców szelfowych Antarktydy Wschodniej. Jednak w 2016 roku największemu wpływowi utraty masy lodu doznał lodowiec Totten.

Wcześniejsze badania miały charakter dwuznaczny, jeśli chodzi o badanie pokrywy lodowej Tottenu.

Autorzy pracy napisali:

Wysokościomierze laserowe wykazały przerzedzenie w latach 2003-2008 (Hamish D. Pritchard i in., 2012), wysokościomierze radarowe wykazały dużą zmienność czasową bez znaczącej utraty objętości netto w latach 1994-2012 (Fernando S. Paolo i inni, 2015), a niedawne badanie wykazało, że wywnioskowana średnia podstawowa szybkość topnienia w okresie 2005-2011 była o około jedną trzecią większa niż stała szybkość topnienia wymagana do zrównoważenia masy (Yan Liu i inni, 2014).

—

Rys.2. Batymetria, zanurzenie szelfu lodowego, stan lodu morskiego i lokalizacje stacji oceanicznych w pobliżu lodowca Totten (Stephen Rich Rintoul i in., 2016).

—

Na zdjęciu poniżej, na podstawie danych geofizycznych, przedstawiona jest batymetria dna morskiego oraz wysokość granicy lodu ze skałą, w metrach nad poziomem morza, na podstawie danych geofizycznych z powietrza (Jasmin S. Greenbaum i inni, 2015). Czerwone kropki wskazały stacje, w których wykryto zmodyfikowaną okołobiegunową ciepłą wodę (mCDW – Modified Circumpolar Deep Water). Linia gruntowania szelfu lodowca zaznaczona została na czarno na podstawie danych satelitarnych (Eric Rignot i inni, 2011), zaktualizowanych z radaru pokładowego w celu wskazania dostępu oceanu do wschodniej części szelfu lodowego. Linia brzegowa została wyznaczona na podstawie satelitarnych zdjęć radarowych z 2004 r. (Ted A. Scambos i inni, 2007).

Panel górny pokazał stan lodu morskiego w dniu 7 stycznia 2015 r., uzyskany z pomiarów spektroradiometru obrazowego o średniej rozdzielczości. Zarysy języka lodowego Tottena (TIS), lodowca szelfowego Uniwersytetu Moskiewskiego i kontynentu antarktycznego zaznaczono cienkimi czarnymi liniami, a pęknięcia szelfu kontynentalnego grubą czarną linią. Szybki lód (FI) występuje przed zachodnimi i wschodnimi granicami TIS.

—

Cztery lata później w części wschodniej Antarktydy pojawiła się destabilizacja nowego lodowca szelfowego. Jest nim Denman. Praca, która ukazała się na ten temat, opisuje destabilizację kolejnego dużego lodowca szelfowego we wschodniej części Antarktydy w Basenie Wilkesa.

—

Fot.2. Zdjęcie przedstawia zmarszczki na powierzchni lodowca Denman na Antarktydzie Wschodniej, które rzucają cień na lód. Lodowiec topi się teraz w szybszym tempie niż w latach 2003-2008. Lodowiec cofnął się o 5,4 kilometra w latach 1996-2018, według nowego badania przeprowadzonego przez naukowców z NASA Jet Propulsion Laboratory i University of California w Irvine (NASA.gov)

—

Autorzy pracy pod egidą Virginii Brancato z NASA Jet Propulsion Laboratory, zauważyli że lodowiec szelfowy Denman na Antarktydzie Wschodniej zawiera objętość lodu, która odpowiada 1,5 m wzrostu globalnego średniego poziomu morza (GMSL – Global Mean Sea Level). ¹¹

Za pomocą zespołu czterech cywilno-wojskowych małych włoskich satelitów (COSMO-SkyMed – COnstellation of small Satellites for Mediterranean basin Observation), dzięki metodzie interferometrii radarowej, naukowcy wykryli, że w ciągu okresu 1996-2018 linia gruntowania na lodowcu Denman wycofała się o długość 5,4 ± 0,3 km.

Dokładne analizy rekonstrukcji topografii podłoża lodowca wskazały, że jeśli okołobiegunowa woda głębinowa (CDW – Circumpolar Deep Water) przedrze się pod spód szelfu lodowego do jego wnęki podlodowej, a lód będzie topić się z prędkością przekraczającą linię gruntowania, to zdaniem naukowców może to być groźny sygnał wskazujący na nieodwracalne cofanie się Lodowca Szelfowego Denman do Basenu Wilkesa, najgłębszego basenu na całej Antarktydzie.

—

Rys.3. Lodowiec Denman: linia gruntowania (grounding line) w 1996 i 2018 r (NASA Earth Observatory).

—

Obraz powyższy  wykonany został przez satelitę Landsat 8 w dniach 26-28 lutego 2020 r. Mapa ta ukazuje trójwymiarowy widok topografii — kształtu lądu powierzchni i dna morskiego pod lodem — wokół lodowca Denman, na podstawie pomiarów wykonanych za pomocą radaru i instrumentów wykrywających grawitację. Różowa linia wyznacza linię uziemienia zmierzoną w 1996 roku, podczas gdy żółta wskazuje linię zaobserwowaną podczas nowego badania w 2018 r. Lód płynie na mapie od lewej strony (wnętrza lądu) do prawej strony (ku obrzeżom lądu). Im jest ciemniejszy błękit, tym głębsze dno morskie pokazuje rysunek.

Naukowcy śledząc przebieg drogi penetrowania ciepłych wód pod lodowcem szelfowym Denman wyciągnęli następujące wnioski:

Nasza nowatorska rekonstrukcja topografii podłoża lodowca wskazuje, że odwrót przebiega po zachodniej flance wzdłuż nieznanego wcześniej koryta o szerokości 5 km i głębokości 1800 m, który pogłębia się do 3400 m poniżej poziomu morza. Na wschodniej flance linię gruntowania stabilizuje grzbiet o szerokości 10 km. Przy częstotliwościach pływów linia gruntowania rozciąga się na kilkunastokilometrowej strefie gruntu, umożliwiając ciepłej wodzie oceanicznej stopienie lodu w miejscach krytycznych dla stabilności lodowca.

Ogólnie w badaniach lodowca Denman wykorzystano:

1. Mapowanie linii gruntowania (tworzenie interferogramów SAR z 1-dniowym przedziałem czasowym, spójnie łączące akwizycje SAR z satelitów ERS-1/2 w roku 1996 oraz z konstelacji satelitów COSMO-SkyMed (CSK) Agenzia Spaziale Italiana w latach 2016, 2017 i 2018) (Pietro Milillo i in., 2017 ; Eric Rignot, 2002)
2. Obliczanie powierzchni lodu i wysokości dna (zastosowanie danych dzięki misji satelitarnej Ice Cloud and Land Elevation Satellite (ICESat) (GLAH14, wersja 34) oraz kampanii pomiarowej ICEBridge (OIB) (tj. dzięki zastosowaniu wysokościomierza laserowego Riegla; Donald D. Blankenship i in., 2012) do kalibracji wysokości bezwzględnej DEM TDX nad wychodniami skalnymi (Pietro Milillo i in., 2019). Podane szacunki bezwzględnej wysokości TDX DEM wskazują, że są lepsze niż 2 m (Paola Rizzoli i in., 2017).
3. Obliczanie zmian wysokości i topnienia lodu szelfowego (zastosowanie metody Eulera (tj. stałej siatki referencyjnej), jak i metody Lagrange’a (tj. siatki referencyjnej poruszającej się wraz z lodem) (Geir Moholdt i in., 2014 ; David E. Shean i in., 2019), dających oszacowanie szybkości topnienia szelfu lodowego przy założeniu jednolitego tempa ruchu poziomego i lodu w równowadze hydrostatycznej.
4. Dane oceanograficzne (wykorzystanie danych hydrograficznych zebranych na wszystkich oceanach świata, od bieguna południowego do bieguna północnego, przez oprzyrządowane ssaki morskie w latach 2004–2005 i 2011–2015, dystrybuowane przez konsorcjum Marine Mammals Exploring the Oceans Pole to Pole (MEOP) (A. M. Treasure et al., 2017).
5. Batymetria (zastosowanie trójwymiarowej inwersji danych grawitacyjnych w powietrzu w celu obliczenia batymetrii pod językiem lodowym Denmana (DIT – Denman Ice Tongue), przy użyciu BedMachine Antarctica – zestawu danych, będącego częścią programu NASA Making Earth System Data Records for Use in Research Environments (MEaSUREs), zawierającego mapę topografii i batymetrii podłoża Antarktydy (Mathieu Morlighem i in., 2019). Słup wody pod DIT ustalony został arbitralnie na głębokości 40 m. Grubość szelfu lodowego została obliczona dzięki użyciu cyfrowego modelu wysokości (DEM –Digital Elevation Model) Antarktydy przy założeniu, że lód znajduje się w równowadze hydrostatycznej.

—

Referencje:

1. Aitken A. et al., 2016 ; Repeated large-scale retreat and advance of Totten Glacier indicated by inland bed erosion ; Nature ; https://www.nature.com/articles/nature17447
2. Rintoul S. R. et al., 2016 ; Ocean heat drives rapid basal melt of the Totten Ice Shelf ; Science Advances ; https://www.science.org/doi/10.1126/sciadv.1601610
3. Brancato V. et al., 2020 ; Grounding Line Retreat of Denman Glacier, East Antarctica, Measured With COSMO‐SkyMed Radar Interferometry Data ; Geophysical Reseach Letters ; https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1029/2019GL086291

Od kilku lat trwają badania Antarktydy Zachodniej mocno skoncentrowane na dokładniejszym zbadaniu dna lodowców szelfowych, gdzie w coraz bardziej niepokojący sposób przenikają ciepłe wody oceaniczne, które roztapiają lód, tworząc specyficzne wnęki i jamy lodowe. Szczególne duże zaniepokojenie wzbudza jeden z dwóch największych lodowców szelfowych Antarktydy Zachodniej, którym jest Thwaites. Jego rozpad w niecce kontynentalnej może przyczynić się do powstania znacznie przyspieszonego wzrostu poziomu morza, co może to mieć wiele poważnych konsekwencji, prowadzących do groźnych podtopień na wielu wybrzeżach świata, które są nisko położone nad poziomem morza.

Naukowcy z Międzynarodowej Współpracy nad Lodowcem Thwaites (ITGC – International Thwaites Glacier Collaboration), której główną koordynatorką była Anna Wåhlin, profesor oceanografii na Uniwersytecie w Gothenburgu, w 2019 roku omówili dokładną analizę topograficzną podłoża lodowca Thwaites za pomocą autonomicznego pojazdu podwodnego (AUV – Autonomous Underwater Vehicle), nazwanego “Ran” (od imienia nordyckiej bogini morza), który wykonał pomiary mocy, temperatury, zasolenia i zawartości tlenu w prądach oceanicznych ¹.

—

Fot. Lodowiec Thwaites na Zachodniej Antarktydzie, który obecnie przechodzi dramatyczne zmiany. Pracując razem, dwa interdyscyplinarne zespoły badawcze – THOR i TARSAN – w 2019 r. rozmieściły autonomiczny pojazd podwodny (AUV) „Ran”, wodując go ze statku RV Nathaniel B. Palmer. Umieszczenie AUV w obszarze Lodowca Thwaites miało na celu zbadanie historii lodowca oraz zrozumienie, w jaki sposób wpływają na niego coraz cieplejsze wody oceaniczne. Żródło: Alexandra Mazur, Uniwersytet w Göteborgu/Rob Larter, British Antarctic Survey.

—

Szczegóły tej pracy pokazały obraz ścieżek ciepłych wód głębinowych, które wypływają z Zatoki Pine Island lodowca szelfowego Pine Island. Następnie przepływają przez obszar wodny omijając grzbiet podwodny, który dotąd uważano że skutecznie blokuje napływ ciepłych wód głębinowych. Okazało się jednak, że nie. Wnikają one do wnęki pod spód lodowca Thwaites ze wschodniej odnogi, tam gdzie znajduje się połączenie od strony Zatoki Pine Island. Ciepłe wody głębinowe wnikając coraz intensywniej i w coraz większej ilości we wnękę wspomnianego szelfu uszkadzają jego punkty zakotwiczenia, w których lód przestaje być stabilny z dnem morskim.

Grupa badawcza zmierzyła również transport ciepła w jednym z trzech kanałów, które prowadzą ciepłą wodę w kierunku lodowca Thwaites z północy.

—

Rys.1. Sugerowane ścieżki i obszar mieszania wody pod jęzorem lodowym Thwaites i wschodnim szelfem lodowym, wywnioskowane z przedstawionych danych. Czerwona strzałka wskazuje główną ścieżkę ciepłej słonej wody, niebieska strzałka wskazuje odpływ słodkiej wody z roztopów, a czerwona przerywana strzałka wskazuje możliwy dopływ ciepłej słonej wody poniżej zakresu akustycznego profilera prądu Dopplera (ADCP – acoustic Doppler current profiler) na statku. Niebieskie cieniowanie pokazuje batymetryczne rynny, a fioletowe linie wskazują strefy gruntowania. Dwie strzałki z Zatoki Pine Island wskazują, że na podstawie obecnego zbioru danych nie jest możliwe zidentyfikowanie, która część tego regionu jest źródłem głębokiej wody (Anna Wåhlin i inni, 2021).

 

Dr Alastair Graham z Uniwersytetu Południowej Florydy w serwisie Science Daily powiedział ²:

Kanały dostępu ciepłej wody atakującej Thwaites nie były nam znane przed badaniami. Używając sonarów na statku o bardzo wysokiej rozdzielczości oraz posługując się robotem Ran , byliśmy w stanie odkryć, że istnieją wyraźne ścieżki, którymi woda wpływa i wypływa z wnęki szelfu lodowego, na które wpływa geometria dna oceanu.

Naukowcy też dostrzegli różnice w zasoleniu, natlenieniu i temperaturze pomiędzy wodami w aktywnym obszarze gromadzenia się ich we wnęce pod spodem lodowca Thwaites.

Dr Rob Larter, geofizyk z Brytyjskich Badań Antarktyki (British Antarctic Survey), będący głównym badaczem projektu THOR w ITGC, i który wziął udział w rejsie w 2019 roku, powiedział następująco:

W tej pracy podkreślono, że to, jak i gdzie ciepła woda wpływa pod lodowiec Thwaites, zależy od kształtu dna morskiego i podstawy szelfu lodowego, a także od właściwości samej wody.

Dzięki śledzeniu przez naukowców z ITGC robota podwodnego Ran, udało się im sporządzić dokładne mapy batygraficzne, w których kluczowe jest dowiedzenie się jakimi ścieżkami zmierzają coraz cieplejsze wody głębinowe pod spód lodowców szelfowych, w tym bardzo niestabilnego Thwaites.

Profesor Karen Heywood z Uniwersytetu Wschodniej Anglii (University of East Anglia), która była główną badaczką projektu TARSAN z ITGC, w Science Daily stwierdziła:

To była pierwsza wyprawa Ran w rejony polarne, a jej eksploracja wód pod lodowym szelfem była o wiele bardziej udana, niż mogliśmy mieć nadzieję. Planujemy wykorzystać te ekscytujące odkrycia w kolejnych misjach pod lodem w przyszłym roku.

—

 Fot. Szwedzki autonomiczny pojazd podwodny „Ran”. Źródło zdjęcia Filip Sted (Uniwersytet w Göteborgu). RAN specjalizuje się w wysokiej jakości mapowaniu batymetrycznym.

 

Profesor Anna Wåhlin dodała w tym samym serwisie, podsumowując przeprowadzone prace w rejonie Antarktydy Zachodniej niedaleko lodowca szelfowego Thwaites:

Dobra wiadomość jest taka, że po raz pierwszy zbieramy teraz dane, które umożliwią nam modelowanie dynamiki lodowca Thwaites. Te dane pomogą nam lepiej obliczyć topnienie lodu w przyszłości. Dzięki nowej technologii możemy ulepszyć modele i zmniejszyć wielką niepewność, która obecnie panuje wokół zmian poziomu mórz na świecie

Badanie batymetrii wybrzeża zostało zastosowane przy użyciu echosondy wielozowiązkowej. Ogólnie potwierdziło ono obecność kanałów, które prowadzą w kierunku szelfu lodowego po obu stronach języka szelfu lodowego Thwaites. Te kanały są znacznie głębsze niż przewidywały to wcześniej modele grawitacyjne. O co najmniej 100-300 metrów.

—

Referencje:

1. Wåhlin A. et al., 2021 ; Pathways and modification of warm water flowing beneath Thwaites Ice Shelf, West Antarctica ; Science Advances ; https://www.science.org/doi/10.1126/sciadv.abd7254
2. University of Göteborg, 2021 ; Disturbing currents: warm water flowing under the “glacier of the Holocaust” ; Science Daily ; https://www.sciencedaily.com/releases/2021/04/210409145854.htm

Antarktyda to specyficzny kontynent. Jego topografia wyraźnie różni się od topografii Grenlandii. Jest połozona w niecce wraz z wieloma lodowcami szelfowymi. Znacznie mniejsza część zachodnia jest zanurzona częściowo w oceanie, natomiast część wschodnia jest znacznie większa, górzysta i bardziej wyniesiona ponad poziom morza. Wpływ ocieplającego się klimatu najsilniej oddziałuje na stabilność pokrywy lodowej Antarktydy.

—

Fot.1. Zdjęcie lotnicze półwyspu Browning Casey na Antarktydzie. Źródło: Will Salter Getty Images

—

David Pollard i Richard Alley z Instytutu Systemów Ziemi i Środowiska na Uniwersytecie Stanowym w Pensylwanii oraz Robert DeConto z Wydziału Nauk o Ziemi na Uniwersytecie Massachusetts w Amherst, na podstawie trójwymiarowego modelu pokrywy lodowej, stwierdzili, że lodowce szelfowe będące barierami dla wnętrza lodowego kontynentu, głównie topnieją przez wnikanie ciepłych wód głębinowych w ich podstawy. ¹ 

Choć duże znaczenie ma też tak zwane szczelinowanie hydrauliczne, czyli wnikanie na powierzchni lądolodów wód roztopowych głęboko w ich szczeliny, które przyczynia się do ich osłabiania i pękania oraz rozpadu klifów lodowych prowadzącego do cielenia gór lodowych. Ono z kolei powoduje na powierzchni pokrywy lodowej Antarktydy przyspieszony spływ strumieni i rzek lodowych prosto do oceanu. Cielenie gór lodowych nie podnosi poziomu morza, ale spływ masy lodowej z kontynentu, już tak.

—

Rys.1. Schematyczny przekrój lodowca wchodzącego w stan krytycznego rozpadu klifów. Lód płynie od lewej do prawej strony, od lodu na lądzie do lodowca szelfowego w oceanie.   M = powierzchniowy spływ cieczy do szczelin i kruszenie hydrauliczne. C = cielenie się lodowca. O = oceaniczne topnienie podstawy lodowca. F = przepływ deformacyjny lodu przez linię gruntowania. Czerwone strzałki pokazują możliwy ruch linii gruntowania: a) rozbudowany lodowiec szelfowy, niewielkie nachylenie zboczy w strefie gruntowania b) po silnym ociepleniu (duże M, C, O) szelf prawie znika, lecz nachylenie zboczy wciąż pozostaje niewielkie c) szelfu już nie ma, pojawia się pionowy klif o wysokości > około 100 m ponad powierzchnię morza, który rozpada się pod własnym ciężarem, co prowadzi do szybkiego cofania się linii gruntowania (David Pollard i inni, 2015).

—

Naukowcy najbardziej obawiają się nie tyle bezpośrednio szybkiej utraty masy lodu i jego topnienia, co zawalenia się ogromnych lodowców szelfowych Thwaites i Pine Island, których rozmiar jest taki jak obszar Wielkiej Brytanii.

Punktem krytycznym jest przekroczenie tzw. linii gruntowania, wówczas cofający się lód może utracić stabilność w niecce kontynentalnej i doprowadzić do zawalenia się szelfu lodowego.

Tyler C. Sutterley z Wydziału Nauki Systemu Ziemi na Uniwersytecie Kalifornijskim w Irvine, wraz ze swym zespołem badawczym, zauważył w swoich badaniach, że sam rozpad Thwaites i Pine Island doprowadziłby do wzrostu poziomu oceanów o około 1,2 metra. Naukowcy obliczyli to na podstawie pomiarów z wysokościomierzy laserowych satelity ICESat i samolotów badawczych w misji Operation IceBridge, z wysokościomierzy radarowych satelity Envisat, pomiarów grawitacji zmiennej w czasie dokonanych przez satelitę GRACE oraz za pomocą symulacji regionalnego modelu klimatu atmosferycznego RACMO2.3.

Ponadto obliczono bilans masy powierzchni (SMB – Surface Mass Balance), prędkość lodu na podstawie radarów obrazujących oraz grubość lodu za pomocą sond radarowych.

Lodowce szelfowe, wspomniane Thwaites i Pine Island, stoją na grzbiecie pomiędzy szelfem kontynentalnym, a niecką kontynentalną, umieszczoną pod lądolodem kontynentalnej części Zachodniej Antarktydy. Silnie podmywane podstawy tych lodowców sprawiają, że cofa się linia gruntowania, która może w każdej chwili załamać się, gdy oba lodowce zapadną się w tejże niecce kontynentalnej.

Współautor powyższego badania Eric Rignot powiedział:

Nie stwierdziliśmy obecności na dnie oceanicznym żadnych przeszkód, które mogłyby zapobiec dalszemu cofaniu się lodowców i ich zniknięciu z całego obszaru.

—

Rys.2. a) wskaźniki bilansu masy powierzchni RACMO SMB (niebieski kolor) i zrzut lodu do oceanu (D – Discharge) b) utrata masy przez lodowce Morza Amundsena w miliardach ton rocznie, analizowane różnymi metodami. Kolor czarny – oszacowanie metodą budżetu masy (MBM – Mass Budget Method), kolor czerwony – pomiary grawimetryczne satelitów GRACE, kolor zielony – satelitarna altymetria radarowa wykonana przez satelity Envisat, kolor pomarańczowy – altymetria laserowa wykonana przez satelity kampanii pomiarowych ICESat/IceBridge c) utrata masy jak w punkcie B) w stosunku do wkładu ekwiwalentu poziomu morza (Tyler C. Sutterley i inni, 2014).

—

Sam rozpad tych dwóch gigantycznych lodowców szelfowych grozi spowodowaniem powstania ogromnych fal tsunami oraz przyspieszonego wzrostu poziomu morza, które zagrożą wielu niskim wybrzeżom kontynentalnym oraz wyspom, a także portom, uprawom rolnym, zabudowie miejskiej i wiejskiej, a także wielu ekosystemom morskim i nadmorskim oraz częściowo lądowym i nadmorskim, tak zwanym estuariom. Koszty zniszczeń infrastruktur miejskich i wiejskich oraz ekosystemów będą astronomiczne.

Cztery przedstawione metody są zgodne pod względem ubytku masy lodu i przyspieszenia jej ubytku w skali regionalnej w poszczególnych okresach badań:

1. W latach 1992–2013 całkowity ubytek masy wyniósł 83 ± 5 Gt/rok ze średnim przyspieszeniem 6,1 ± 0,7 Gt/rok.
2. W latach 2003–2009 całkowity ubytek masy wyniósł 84 ± 10 Gt/rok z przyspieszeniem 16,3 ± 5,6 Gt/rok (prawie 3-krotne większym przyspieszeniem niż w latach 1992–2013).
3. W latach 2003–2011 ubytek masy wyniósł 102 ± 10 Gt/rok z przyspieszeniem 15,7 ± 4,0 Gt/rok.

Wyniki uzgadniają niezależne szacunki bilansu masy w otoczeniu zdominowanym przez zmianę dynamiki lodu ze znaczną zmiennością bilansu masy powierzchni.

Główny autor, Tyler Sutterley, doktorant UCI, powiedział w serwisie Science Daily ³:

Poprzednie badania sugerowały, że ten region zaczyna się bardzo dramatycznie zmieniać od lat 90. XX wieku i chcieliśmy zobaczyć, jak porównuje się wszystkie różne techniki. Niezwykła zgodność między technikami dała nam pewność, że robimy to dobrze.

Tak więc, gdy zawalą się na Antarktydzie Zachodniej kolosalne lodowce szelfowe, takie jak Thwaites wielkości Wielkiej Brytanii i Pine Island wielkości stanu Nevada w USA, to mogą wywołać one tak potężne fale tsunami oraz wzrost poziomu morza, że wiele nisko położonych wysp oraz wybrzeży lądowych może być po prostu narażonych na groźne podtopienia, a nawet na całkowite zalania. W niebezpieczeństwie jest wiele nadbrzeżnych wielkich portów wielkich miast takich jak Tokio, Nowy Jork, Jakarta, Aleksandria, Wenecja, Dhaka, Rio de Janeiro, Amsterdam, Szanghaj, Miami czy Londyn.

—

Rys.3. Kontynent Antarktyda skorygowany izostatycznie z usuniętym lodem (projekt artystyczny).

—

Obszar Zatokowy Morza Amundsena (ASE – Amundsen Sea Embayment) na całym kontynencie Antarktydy jest najbardziej narażony na największą utratę masy lodu netto.

W 2016 roku dowody naukowców wskazały, że wzmocnienie cyrkulacji ciepłej, słonej okołobiegunowej wody głębinowej (CDW – Circumpolar Deep Water) we wnękach pod szelfami lodowymi jest głównym czynnikiem wyzwalającym i przyczyniającym się do utraty lodu w regionie.

Ala Khazendar i Eric Rignot z Laboratorium Napędów Odrzutowych Kalifornijskiego Instytutu Technologii, stwierdzili, że lodowce szelfowe w Obszarze Zatokowym Morza Amundsena, takie jak: Smith, Kohler, Pope, Haynes, Crosson i Dotson, pomimo, że są mniejsze, to ich utrata masy i topnienie ma znaczący wpływ we wkład wzrostu poziomu morza ⁴.

Jednocześnie zwiększenie napływu ciepła oceanicznego i wzmożenie topnienia lodu na dnie we wnękach powoduje coraz większe rozrzedzenie szelfów lodowych, przyczyniając się do cofania się linii gruntowania i osłabienia kontaktu z leżącym poniżej podłożem skalnym, krawędziami bocznymi, stabilizującymi grzbietami i punktami zaczepienia, takimi jak wzniesienia lodowe. W konsekwencji podpory podtrzymujące szelfy lodowe, stają się coraz mniej stabilne, co prowadzi do dalszego rozrzedzenia lodowców oraz przyspieszania spływu lodu do oceanu, w szczególności gdy wzmożone topnienie koncentruje się w pobliżu linii gruntowania.

Wspomniane wcześniej lodowce Pine Island (PIG – Pine Island Glacier) i Thwaites (TG – Thwaites Glacier), są to dwa największe lodowce szelfowe w obszarze zatokowym Morza Amundsena (ASE) i przez to zasłużyły na wiele uwagi ze względu na ich możliwość gwałtownej destabilizacji prowadzącej już w niedalekiej przyszłości do wkładu w znaczny wzrost poziomu morza.

Naukowcy zaobserwowali również duże znaczenie w destabilizacji regionu pod kątem mniejszych lodowców szelfowych, takich jak Dotson i Crosson oraz ich głównych dopływów – lodowców: Smith (SG – Smith Glacier), Pope (PG – Pope Glacier), Kohler (KG – Kohler Glacier) i Haynes (HG – Haynes Glacier).

—

Rys.4. Badany obszar szelfów lodowych Dotson i Crosson oraz ich lodowców dopływowych. a) Powtórzony tor lotu z kampanii Operation IceBridge (OIB) z 2002 i 2009 roku. Skala kolorów pokazuje zmiany wysokości dna lodu w miejscach przecięcia się niepowtarzalnych torów OIB w latach 2009-2014. W każdym miejscu przecięcia wysokość dna z poprzedniego roku jest odejmowana od wysokości z poprzedniego roku, stąd wartości dodatnie wskazują na utratę lodu z dna. Stwierdzone różnice są następnie uśredniane w całym przedziale czasu, aby ułatwić porównania. Niepewność waha się od ∼ 35 m rocznie dla przedziału 1 roku do ∼7 m rocznie przez okres 5 lat b) Obszar badań zlokalizowany na mapie regionu ASE przez biały prostokąt przedstawiający analizowane tutaj tory lotu kampanii OIB z 2002 i 2009 r. Oraz kampanię AGASEA z 2004 r. wzdłuż pnia lodowca Smitha-Kohlera c) Wskaźniki obniżenia powierzchni w latach 2003–2009. Autorzy wykorzystali pomiary ICESat-1 z niezbędnymi poprawkami, z ATM i innymi produktami danych zastosowanymi jako dodatkowe ograniczenia dla kształtu powierzchni i szeregów czasowych wysokości (Ala Khazendar i inni, 2016).

—

Naukowcy napisali na wstępie swojej pracy:

Ze wszystkich lodowców szelfowych, Smith (SG) przeszedł najdalsze cofnięcie się linii gruntowania w rejonie 35 km w latach 1996-2011, Crosson wykazał największy średni ubytek grubości w latach 1994-2012, a naziemne powierzchnie lodu obniżyły się w tempie osiągającym 7 m rocznie w latach 2002–2010. Od połowy lat 90. do 2012 r. spływ lodu na Smith (SG) rósł szybciej niż na Pine Island (PIG) lub Thwaites (TG), ponieważ jego przepływ na linii gruntowania przyspieszył z 0,7 do 1,15 km rocznie. Prędkość przepływu Pope (PG) w tym samym okresie wzrosła z 0,55 do 0,75 km rocznie, a Kohlera (KG) z 0,8 do 1,1 km rocznie.

W tym przypadku używamy sondowania radarowego z powietrza do bezpośredniego pomiaru utraty lodu pod wodą w strefach gruntowania trzech głównych lodowców dopływowych Dotson i Crosson. Lotnicza operacja NASA IceBridge (OIB – Operation IceBridge) zbadała te obszary w 2009 r. wzdłuż trajektorii, która została po raz pierwszy przekroczona jako część wcześniejszej kampanii w 2002 r.

Zespół Ala Khazendara zauważył, że ubytek lodu w strefie gruntowania lodowca szelfowego Smith (SG) w latach 2002-2009 był mocno intensywny. Wyniósł on od 300 do 490 metrów. Czyli 40 do 70 m rocznie w zależności od lokalizacji.

Obliczanie transektu grubości lodu lodowca Smith zostało wzięte z danych z 2004 r. – z przeprowadzonej wówczas kampanii lotniczej – powietrznego badania geofizycznego Obszaru Zatokowego Amundsena (AGASEA – Airborne Geophysical Survey of the Amundsen Embayment), polegającego na pomiarach grubości lodu i wysokości lodowców od podłoża do powierzchni, dzięki zastosowaniu sondy radarowej Hi-Capability Radar (HiCARS). Niepewność pomiarów wysokości przy zastosowaniu HiCARS wyniosła 72 m.

Na temat kondycji małych lodowców szelfowych, będących „sąsiadami” olbrzymich lodowców Thwaites i Pine Island w Obszarze Zatokowym Amundsena, Anna Sierpińska w serwisie Nauka o klimacie napisała ⁵:

Szybkie topnienie lodowca Smith ma związek z ukształtowaniem dna morskiego, na które lodowiec wycofał się między 1996 a 2014 rokiem, oraz z warunkami panującymi w jamie pod lodem. Szczególnie szybkie zmiany zachodziły w przypadku tego lodowca w latach 1996-2006, kiedy prędkość jego spływu wzrosła o 75% (Mouginot i in., 2014). Lodowce Pope i Kohler znajdują się na inaczej wyprofilowanym dnie, wznoszącym się ku wnętrzu kontynentu (o tym, jaką stanowi to różnicę, piszemy w artykule Rozpad lądolodu Antarktydy Zachodniej nieunikniony). Mimo to lodowiec Kohler traci od spodu 14-29 m rocznie, a Pope 29-36 m, a jego linia gruntowania cofnęła się w latach 1996-2009 aż o 11 km (Khazendar i in., 2016). Lodowiec Smith pod względem tempa przesuwania się linii gruntowania jest regionalnym rekordzistą – w latach 1992-2011 było to aż 35 km (Sutterley i in., 2014). Biorąc pod uwagę zachodzące procesy, oczywistym podejrzanym staje się wpływająca pod lodowce szelfowe ciepła woda oceaniczna.

W badanym okresie pomiary wysokości, powierzchni, dna i grubości lodowców szelfowych zostały przeprowadzone za pomocą sondy głębokościowej –  wielokanałowego koherentnego radaru echosondy głębokościowej (MCoRDS – Multichannel Coherent Radar Depth Sounder).

W badaniach też został wykorzystany wysokościomierz laserowy – lotniczy topograficzny program do mapowania (ATM – Airborne Topographic Mapper) zamieszczony w samolocie w ramach kampanii, wspomnianej, OIB, który przelatywał nad badanymi lodowcami wcześniej w latach 2002, 2004 i 2008.

Lokalizacje linii gruntowych w latach 1996 i 2011 zostały znalezione poprzez zastosowanie interferometrii radarowej z syntetyczną aperturą różnicową pozyskanych do danych z satelitów teledetekcyjnych Ziemi (ERS – Earth Remote Sensing) – ERS-1 i ERS-2. Linie gruntowania z 2014 r. zostały podobnie znalezione na podstawie danych satelity Sentinel-1. Szacowana dokładność przestrzenna lokalizacji linii gruntowania wynosi ± 100 m.

—

Referencje:

1. Pollard D. et al., 2015 ; Potential Antarctic Ice Sheet retreat driven by hydrofracturing and ice cliff failure ; Earth and Planetary Science Letters ; https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S0012821X14007961
2. Sutterley T. C. et al., 2014 ; Mass loss of the Amundsen Sea Embayment of West Antarctica from four independent techniques ; Geophysical Research Letters ; https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1002/2014GL061940
3. University of California – Irvine, 2014 ; West Antarctic melt rate has tripled in last decade ; Science Daily ; https://www.sciencedaily.com/releases/2014/12/141202183313.htm
4. Khazendar A. et al., 2016 ; Rapid submarine ice melting in the grounding zones of ice shelves in West Antarctica ; Nature Communications ; https://www.nature.com/articles/ncomms13243
5. Sierpińska A., 2017 ; Ciepły ocean i wrażliwe lodowce ; Nauka o klimacie ; https://naukaoklimacie.pl/aktualnosci/cieply-ocean-i-wrazliwe-lodowce-222/

W badaniach dynamiki lądolodu Grenlandii ważną kwestią jest obliczanie do końca wieku prawdopodobnych scenariuszy, dotyczących utraty ilości masy lodu oraz wzrostu poziomu morza. Te metody badawcze przeprowadza się wielokrotnie za pomocą skomplikowanych i dokładnych symulacji komputerowych.

—

Fot. Pokrywa lodowa Grenlandii stopniała w rekordowym tempie w 2019 r. (Źródło: Instytut Oceanograficzny Woods Hole: Matt Osman)

—

Bardzo interesująca na ten temat jest praca, przedstawiona przez zespól naukowy pod kierownictwem norweskiego badacza Stefana Hofera z Wydziału Nauk o Ziemi w Oslo, na temat porównania dwóch zestawów modeli klimatycznych: CMIP5 (zawartego w byłym V Raporcie Oceny IPCC (AR5 – 5 Assesment Report) ) oraz CMIP6 (zawartego w obecnym VI Raporcie Oceny IPCC (AR6 – 6 Assesment Report), w których zbadano wpływ dwóch podobnych scenariuszy emisji gazów cieplarnianych ¹:

a) według AR5 – łagodniejszego scenariusza niższych emisji RCP4.5

b) według AR6 – ostrzejszego scenariusza wyższych emisji SSP2-4.5

Aby osiągnąć wysoką rozdzielczość przestrzenną w projekcie Prognozowanie wzrostu poziomu morza: od pokryw lodowych do lokalnych implikacji (PROTECT –  PROjecTing sEa-level rise: from iCe sheets to local implicaTions), naukowcy w badaniu posłużyli się regionalnym modelem klimatycznym (RCM – Regional Climate Model). A konkretniej belgijsko-francuskim regionalnym modelem atmosferycznym (MAR – Modéle Atmosphérique Régional), który jako pierwszy wyraźnie zamodelował ważne procesy biegunowe, takie jak bilans masy powierzchni (SMB – Surface Mass Balance), właściwości śniegu i transfer radiacyjny.

W tym badaniu model MAR został zastosowany po to aby zredukować 11 projekcji scenariuszy wysokich emisji GHG:

a) sześć projekcji CMIP5 dla starego RCP8.5

b) pięć projekcji CMIP6 dla nowego SSP5-8.5

—

Rys.1. Porównanie bilansu masy powierzchni Grenlandii między zmniejszonymi symulacjami CMIP5 i CMIP6 MAR (Stefan Hofer i in., 2020).

—

Na zdjęciu powyżej, na panelu lewym (a), pokazany został zintegrowany roczny bilans masy powierzchni (SMB – Surface Mass Balance), który objął całą pokrywę lodową Grenlandii na podstawie sześciu wymuszonych symulacji modelu MAR z zestawu CMIP5 (niebieski) i pięciu symulacji MAR z zestawu CMIP6 (pomarańczowy) w gigatonach rocznie (Gt/rok). Ciemnoniebieska linia reprezentuje średnią ze wszystkich symulacji CMIP5 MAR (6, RCP8.5), a ciemnopomarańczowa to średnia ze wszystkich symulacji CMIP6 MAR (5, SSP585). Poszczególne przebiegi są pokazane w jaśniejszych kolorach. Panel lewy (b) pokazuje to samo, ale dla skumulowanych anomalii pokrywy lodowej Grenlandii (GrIS – Greenland Ice Sheet) SMB w gigatonach (Gt), w oparciu o średnią z symulacji z lat 1961–1990.

Dokonując przeskalowań w rozdzielczości przestrzennej modeli, naukowcy oszacowali, że całościowy skumulowany wzrost topnienia pokrywy lodowej Grenlandii (GRIS – Greenland Ice Sheet) do 2100 roku będzie wynosił 60% przy dodatkowym ekwiwalencie poziomu morza (SLE – Sea Leel Equivalent) – wzrost o około 8 cm większy dla nowszego zestawu modeli CMIP6 niż dla CMIP5.

A więc, jeśli w modelu CMIP5 wzrost poziomu morza do końca 2100 roku wyniósłby 10 cm, tak w modelu CMIP6 wyniósłby on już 18 cm, oczywiście rozpatrując scenariusze emisji RCP8.5 bądź SSP5-8.5. Ponadto w symulacjach CMIP6 sezon topnienia ma wydłużyć się aż o 22 dni.

Podsumowując temat przeskalowań modelowych pokrywy lodowej Grenlandii, W projekcie: chmury i klimat w fazie mieszanej (MC2 – Mixed-phase clouds and climate), Hofer i współautor badania Xavier Fettweis z Uniwersytetu w Liège położyli też nacisk na rozwiązanie problemów z nieprawidłowym odwzorowaniem budowy chmur w globalnych modelach klimatu. Ich zdaniem chmury są mocno niedoszacowane w znaczeniu także pośredniego wpływu na wzrost poziomu morza, gdyż od stopnia zachmurzenia zależy też wzrost temperatury powietrza i nasłonecznienia, które mają niebagatelny wpływ na ilość stopionego lodu na Grenlandii, który spływa prosto do oceanu.

Omówiony wcześniej parametr bilansu masy powierzchniowej SMB (Surface Mass Balance) pokrywy lodowej Grenlandii, od 1 września do 31 sierpnia 2019/2020, był dodatni, pomimo tego, że akumulacja śniegu i lodu wówczas przeważała nad ablacją śniegu i lodu. Jednak od końca wiosny, przez całe lato, był on silnie ujemny, a ablacja wtenczas mocno przeważała nad akumulacją.

Naukowcy na powyższym rysunku pokazali, że w przeciwieństwie do starych modeli CMIP5 nowsze modele CMIP6 mają wyższą czułość klimatu i wykrywają wiele istotnych, ale złożonych dodatnich sprzężeń zwrotnych, np. w postaci niskiego albedo chmur czy lodu, a także większy stopień amplifikacji arktycznej (AA – Arctic Amplification).

Wprawdzie podczas okresu 1981-2010 różnice pomiędzy zestawami modeli CMIP5 i CMIP6 nie są takie duże. Ale już w badanym okresie czasu 2071-2100 dla lądolodu Grenlandii, w symulacji modeli CMIP6, widać prawie o 50% wyższe wartości ubytku lodu, czyli niższe wartości SMB niż w symulacji modeli CMIP5.

—

Rys.2. Różnica w pokryciu lodem morskim w letnich miesiącach: czerwiec, lipiec, sierpień (JJA) między pięcioma modelami CMIP6 i sześcioma modelami CMIP5, przedstawiona na podstawie symulacji modelu atmosferycznego (MAR – Modéle Atmosphérique Régional), dla średniej (2071-2100) (Stefan Hofer i in., 2020).

—

I im wyższy był scenariusz emisji, czyli SSP5-8.5 w porównaniu z RCP8.5, tym wyższe zostały pokazane wartości zmian klimatu w postaci jeszcze szybszego kurczenia się pokrywy lodowej Grenlandii.

Np. szczytowe dzienne topnienie w symulacjach CMIP5 wyniosło 15 gigaton (miliardów ton) dziennie (Gt/dzień), podczas gdy w CMIP6 już było to 23 Gt/dzień.

W rozmowie z Carbon Brief, Hofer powiedział również o znacznie wyższym poziomie morza z powodu przyspieszonego topnienia pokrywy lodowej Grenlandii pod wpływem dalszego wzrostu temperatury globalnej ²:

Nasze wyniki dla scenariuszy ekstremalnie wysokich emisji (RCP8.5 i SSP5-8.5) pokazują, że w zestawie modeli CMIP5, dla scenariusza emisji RCP8.5, wkład Grenlandii we wzrost poziomu morza wyniósłby około 9,9 cm, ale w zestawie modeli CMIP6 dla scenariusza SSP5-8.5 wkład ten wyniósłby już 17,8 cm. To około 80% wyższy udział, pomimo tego samego lub podobnego wymuszania radiacyjnego z emisji antropogenicznych w scenariuszu ekstremalnie wysokiej emisji.

Ogólnie naukowcy w swojej pracy na temat porównania obu zestawów modeli CMIP5 i CMIP6 napisali:

W naszych przyszłych prognozach CMIP6 identyfikujemy wzrost globalnej temperatury o +0,6°C, a jeszcze większy wzrost o +1,3°C w Arktyce pod koniec XXI wieku. Korzystając ze statystycznego związku między anomaliami temperatury Grenlandii w modelu globalnej cyrkulacji (GCM – Global Circulation Model) a rocznym bilansem masy powierzchni (SMB – Surface Mass Balance) z naszych symulacji w wysokiej rozdzielczości, stwierdzamy wyraźniejszą utratę masy pokrywy lodowej Grenlandii (GrIS – Greenland Ice Sheet) we wszystkich scenariuszach CMIP6 w porównaniu z CMIP5. Nasze wyniki podkreślają, że GrIS może potencjalnie szybciej tracić lód w ocieplającym się klimacie niż sugerowały poprzednie szacunki oparte na CMIP5.

—

Referencje:

1. Hofer S. et al., 2020 ; Greater Greenland Ice Sheet contribution to global sea level rise in CMIP6 ; Nature Communications ; https://www.nature.com/articles/s41467-020-20011-8
2. Tandon A., 2020 ; New climate models suggest faster melting of the Greenland Ice Sheet ; Carbon Brief ; https://www.carbonbrief.org/new-climate-models-suggest-faster-melting-of-the-greenland-ice-sheet

Tak jak w Arktyce lód morski coraz bardziej topnieje z dekady na dekadę, tak również lądolód zwany Grenlandią kurczy się coraz wyraźniej. Takie lodowce wylotowe jak Jakobshavn, Helheim, Petermann, Zachariae Isstrom, Kangerlussuaq czy ostatnio Niohhalvfjerdsfjorden i Spalte, systematycznie wycofują się w głąb wyspy. Na tej ogromnej wyspie otoczonej dwoma oceanami: Atlantyckim i Arktycznym, przebiegają również coraz coraz częściej i mocniej zintensyfikowane w sezonie letnim procesy powierzchniowego topnienia.

—

Fot. Powietrzna misja NASA Oceans Melting Grenland wykazała, że ​​lodowce Grenlandii, które wpadają do oceanu, jak pokazany tutaj lodowiec Apusiaajik, są bardziej narażone na szybką utratę lodu, niż wcześniej sądzono. Źródło: NASA/JPL-Caltech

—

Dr Ruth Mottram i dr Martin Stendel z Duńskiego Instytutu Meteorologicznego (DMI – Danish Meteorological Institute), prof. Jason Box i dr Kenneth D. Mankoff ze Służby Geologicznej Danii i Grenlandii (GEUS – Geological Survey of Denmark and Greenland) w Kopenhadze oraz dr Louise Sandberg Sørensen z Narodowego Instytutu Kosmicznego na Technicznym Uniwersytecie Danii i prof. Peter Langen z Wydziału Nauk o Środowisku – Modelowania Atmosfery na Uniwersytecie w Aarhus, w swoich obliczeniach zauważyli, że pokrywa lodowa Grenlandii pod koniec sezonu topnienia w 2020 roku straciła 152 miliardy ton. To jest i tak mniej niż w 2019, gdy wzrost temperatury na Grenlandii, podobnie jak w 2012 roku, był na tyle silny, że przy temperaturze plus 4 stopnie Celsjusza pojawiły się gwałtowne powierzchniowe roztopy tworzące rozległe stawy. ¹

Badania wskazały, że pokrywa lodowa Grenlandii, licząc od 2015 do 2020 roku w stosunku do średniej 1981-2010, kurczyła się coraz szybciej.

—

Rys.1. Mapa pokazuje różnicę między rocznym SMB w latach 2019-20 a okresem 1981-2010 (w mm topnienia lodu). Niebieski pokazuje większy przyrost lodu niż średnia, a czerwony pokazuje większą utratę lodu niż średnia. Źródło: portal DMI Polar.

—

Obliczanie bilansu masy powierzchni Grenlandii

Kluczową sprawą w zrozumieniu tego co się dzieje z Grenlandią jest zrozumienie tak zwanego bilansu masy powierzchni (SMB – Surface Mass Balance) polegającego na obliczeniu, ile jej pokrywy lodowej topnieje na powierzchni, pod wodą oceanu od frontu lodowców wylotowych i szelfowych oraz podlega, też od frontu lodowców, procesom cielenia (odłamywania brył, czyli gór lodowych), a o ile jest ona uzupełniana opadami śniegu i przyrastaniu jego warstwami oraz pod nim warstwami lodu.

—

Rys.2. Skumulowany budżet masy powierzchniowej pokrywy lodowej Grenlandii na lata 2019-20 (niebieska linia), rekordowo niski rok SMB 2011-12 (czerwony) i średnia 1981-2010 (szara). Źródło: Portal Polar DMI.

—

W Carbon Brief dowiadujemy się, że w skali roku, od 1 września do 31 sierpnia, na procentową ilość topnienia (ablacji) pokrywy lodowej Grenlandii oraz na procentową ilość opadów śniegu (akumulacji) ma wpływ wiele czynników. Czytamy dalej w serwisie, że w dużej mierze podczas okresu 2016-17 wpływ na ochłodzenie obszaru Grenlandii w sezonie letnim miała wpływ anomalna rotacja tropikalnego huraganu Nicole, który zawędrował w październiku 2016 roku aż ku wybrzeżom południowej Grenlandii, tuż po zakończeniu bardzo intensywnie ciepłej oscylacji południowopacyficznej El Niño ¹.

Dwa lata później na wysokie topnienie Grenlandii w okresie letnim 2019 roku miała nie tylko sucha jesień w 2018 roku i sucha prawie bezśnieżna zima w 2018 roku oraz na początku 2019 roku, ale i też wczesne anomalne topnienie pod koniec kwietnia i potem trwające od czerwca do końca lata, ciepłego i prawie bez opadów śniegu. Było to spowodowane z kolei wystąpieniem dodatniej fazy Oscylacji Północnoatlantyckiej, której obecność stymuluje napływ bardzo ciepłego powietrza ze średnich szerokości geograficznych.

Lodowce wylotowe w fiordach Grenlandii

Michael Wood, stypendysta podoktorski NASA z Laboratorium Napędów Odrzutowych w Pasadenie, wraz ze swoimi współpracownikami, stwierdził, że przyspieszenie wycofywania się lodowców Grenlandii od połowy lat 90 XX wieku jest przypisane zwiększonemu wtargnięciu ciepłych wód północnego Atlantyku (AW – Atlantic Waters) do fiordów Grenlandii, ale nie zostało to jeszcze w pełni potwierdzone w modelach klimatycznych pod względem ilościowym na obszarze całej Grenlandii. ²

Naukowcy przebadali 226 lodowców wylotowych za pomocą pomiarów instrumentalnych in situ, satelitarnej teledetekcji oraz modeli klimatycznych, w tym modelu oceanu.

Zespół Wooda wyróżnił, w dłuższym badanym okresie 1992-2017, trzy mniejsze okresy, podczas których wymuszenie termiczne (FT – Thermal Forcing) pochodzenia antropogenicznego miało i ma dalej swój wpływ na wycofywanie się lodowców:

1. Okres stabilny 1992-1997 (w okresie tym lód gruntowy cofnął się o 180 km² , czyli 30 km² /rok).
2. Okres ocieplenia 1998-2007 (w okresie tym ubytek lodu gruntowego potroił się do 108 km² /rok).
3. Okres ochłodzenia 2008-2017 (w okresie tym lód gruntowy nadal spadał o 119 km² /rok).

—

Rys.3. Schematyczne diagramy dla czterech głównych kategorii lodowców kończących mórz z zimną, słodką wodą polarną (PW – Polar Water) nad ciepłą, słoną wodą atlantycką (AW – Atlantic Water). (A) Lodowce w głębokich fiordach z ciepłymi wodami (DW – Glaciers in a deep fjord with warm water) – podcinane czoło lodowców może wpłynąć na opór podstawowy. (B) Lodowce z tymczasowymi pływającymi przedłużeniami na płytkim grzbiecie (CR – Glaciers terminating on a calving ridge), dla których podcięcie nie wpływa na podstawowy opór. (C) Lodowce stojące w płytkich fiordach z zimnymi wodami (SC – Glaciers in a shallow fjord with cold water) (D) Lodowce rozwijające długie (>10 km) poszerzenia pływającego lodu (FE – Glaciers terminating in a long floating ice extension). Rzędne lodowca i dna, wyrażone w metrach nad poziomem morza (masl – metres above sea level), są przybliżone dla ilustracji (Michael Wood i inni, 2021).

—

Rola oceanu w przeliczeniu bilansu strumieni lodu w gruncie

W celu określenia ilościowego wpływu oceanu na lodowce oblicza się bilans strumieni na frontach lodu gruntowego, który obejmuje następujące parametry:

1. Usunięcie lodu gruntowego przez ocean ( q m )
2. Cofanie się frontu lodu spowodowane przerzedzeniem lodowca ( q s )
3. Adwekcja lodu ( q f )
4. Cielenie się pozostałości uziemionych bloków lodu ( q c )
5. Obserwowane cofanie się frontu lodu ( q r )

Pomiary lodowców wylotowych (satelitarne, in situ i symulacje modeli komputerowych)

1. Pomiar wycofywania się frontu lodowców wylotowych za pomocą teledetekcyjnych badań satelitów Lansat 4 i Landsat 5 na podstawie digitalizacji pozycji frontów lodowych.
2. Pomiar adwekcji lodu (q F) za pomocą radaru satelitarnego i danych optycznych.
3. Pomiar podcięcia frontu lodowców (q m) za pomocą symulacji modelu oceanu MITgcm o wysokiej rozdzielczości i ze zmienną głębokością wody.
4. Pomiar głębokości wody (b) za pomocą modelu BedMachine Greenland v3 na podstawie batymetrii echosondowej w fiordach (głębokość wody ma niepewność mniejszą niż 10 m).
5. Pomiar subglacjalnego zrzutu (q sg) połączonego ze spływem z niecki za pomocą kombinacji modeli: Regionalnego Modelu Klimatu Atmosferycznego na Uniwersytecie w Utrechcie – RACMO2.3p2 w rozdzielczości przestrzennej 5,5 km oraz modelu systemu pokrywy lodowej (ISSM – Ice Sheet System Model) (niepewność w q sg wynosi 20%).
6. Pomiar wymuszania termicznego (TF) – uśredniona na głębokości różnica między temperaturą in situ a temperaturą zamarzania wody morskiej zależną od soli i ciśnienia (parametry oceanu są obliczane za pomocą dwóch oszacowań: klimatu i cyrkulacji oceanu (ECCO – Estimating the Circulation and Climate of the Ocean).
7. Pomiar cofania się lodowca wywołanego rozrzedzaniem (q s) jest obliczany przy użyciu prostej, geometrycznie wyprowadzonej zależności dla szybkości migracji linii gruntowania w funkcji zmiany wysokości powierzchni.

Inny zespół naukowy stwierdził, że w 2019 roku latem stopiło się lub oderwało tyle lodu z grenlandzkiej pokrywy lodowej, że oceany podniosły się aż o 2,2 milimetra w ciągu zaledwie dwóch letnich miesięcy (Michalea D. King et al., 2020), .

W dniach 14-16 sierpnia 2021 roku zostały zanotowane intensywne opady deszczu na najwyższym punkcie Grenlandii na wysokości 3216 metrów n.p.m. Wcześniej w niższym położeniu były podobne opady pod koniec lipca tego samego roku ³.

Wpływ na bilans masy powierzchni mają nie tylko antropogeniczne wymuszenia zmian klimatu, ale i też wewnątrzklimatyczne zmienności naturalne oraz ekstremalne zdarzenie pogodowe. Przy wysokim scenariuszu emisji, jej całe stopnienie podniosłoby światowy poziom morza o 7 metrów. Jednak wierząc w kreatywność i rozumność naszej cywilizacji, raczej do tego nie dopuścimy nigdy.

—

Referencje:

1. Guest Posts, 2019 ; Guest post: How the Greenland ice sheet fared in 2019 ; Carbon Brief ; https://www.carbonbrief.org/guest-post-how-the-greenland-ice-sheet-fared-in-2019
2. Wood M. et al., 2021 ; Ocean forcing drives glacier retreat in Greenland ; Science Advances ; https://www.science.org/doi/10.1126/sciadv.aba7282
3. National Snow & Ice Data Center, 2021 ; Rain at the summit of Greenland ; Greenland Ice Sheet Today ; http://nsidc.org/greenland-today/2021/08/rain-at-the-summit-of-greenland/