Antarktyda i jej lodowce szelfowe

1. Antarktyda jako kontynent

a) kopuła lodowa

Antarktyda w części środkowej to jest masywna kopuła lodowa. Im dalej i niżej od centrum tejże kopuły, tym bardziej lód nabiera plastyczności i coraz szybciej wskutek zmiany ciśnienia spływa grawitacyjnie w dół w kierunku lodowców szelfowych. Gdy panowała ustabilizowana temperatura w okresie przedindustrialnym, spływał on w sposób nie zaburzający rytmiki i dynamiki procesów glacjalnych na Antarktydzie. Jednak gdy od co najmniej drugiej połowy XIX wieku spalamy masowo paliwa kopalne i wylesiamy planetę, to te procesy glacjalne bardzo gwałtownie przyspieszają z każdym wzrostem temperatury.

Rys.1. Mapa przeglądowa pokrywy lodowej Antarktydy z wyróżnionymi nazwami geograficznymi

——–

b) Antarktyda – archipelag wysp

Antarktyda na ponad 40 % powierzchni swej spoczywa poniżej poziomu morza (Peter Fretwell i in., 2013). W tym, że 2/3 to są lodowce mniejszej części zachodniej. A 1/3 to są lodowce większej części wschodniej. Według Davida Vaughana, naukowca z British Antarctic Survey (David Vaughan, 2007), Antarktyda leży aż 2000 metrów poniżej poziomu morza. Większość zewnętrznej Antarktydy w swojej linii brzegowej otoczona jest jednak bardzo dużą ilością ogromnych lodowców szelfowych, które w pewnym sensie wyhamowują spływający lód i wodę z kopuły lodowców kontynentalnych. Zarówno całościowa masa lodowa Zachodniej, jak i Wschodniej części silnie są osadzone w skorupie ziemskiej i w centralnej części, gdzie jest duża kopulasta masa lodu, wywierają silny nacisk izostatyczny.

Rys.2. Antarktyka: wysokość terenu nad poziomem morza. Wszystkie zaznaczone na niebiesko obszary znajdują się poniżej poziomu morza. (Fretwell i in., 2013)

——–

c) pomiary satelitarne

Gdy lądolód całej Antarktydy, podobnie jak Grenlandii, ale w znacznie większym stopniu, zaczyna się podnosić pod wpływem ubytku topniejącej masy lodowej, również zaburza to pomiary wysokości poziomu morza. Dlatego też od 2002 roku dokładne badania satelitarne korygujące te pomiary. Pierwszymi satelitami były GRACE 1 i GRACE 2 (ang. Gravity Recovery and Climate Experiment), dzięki którym uzyskaliśmy dokładną ocenę całkowitej masy powłoki lodowej. Satelity te mierzą zmiany pola grawitacyjnego, na podstawie których oblicza się zmiany warstw lodowcowych na Antarktydzie.

Misja GRACE zakończył się w 2017 r. Kontynuuje ją od 2018 roku GRACE Follow-On

Fot.1. Bliźniacze satelity GRACE-FO będą podążać za sobą na orbicie wokół Ziemi, oddzielone od siebie o około 137 mil (220 km).

——–

d) dryf Wiatrów Zachodnich i ozonosfera

Antarktyda w całości dlatego jest chłodniejsza od Arktyki, bo jako
kontynent jest otoczona dookoła wokółantarktycznym zimnym Dryfem Wiatrów Zachodnich, dlatego też jest odcięta od przypływu mas ciepłego powietrza z niższych szerokości geograficznych, np. znad Ameryki Południowej. W stratosferze jest jeszcze dziura ozonowa, która ma efekt schładzający, zwłaszcza w okresie zimowym (podczas gdy na półkuli północnej jest lato) podczas nocy polarnej przyczynia się do redukcji ozonu. Gdy następuje okres wiosenny na Antarktydzie ozon jest na nowo odbudowywany. Ubytek ozonu w stratosferze sprzyja także tworzeniu się lodu morskiego (Nathan Gillet i David Thompson, 2003).

2. Lodowce szelfowe Antarktydy Zachodniej

a) destabilizacja dwóch gigantów: Thwaites i Pine Island

Proces topnienia lodowców szelfowych jednak jest najsilniejszy i najlepiej zbadany na Antarktydzie Zachodniej. W szczególności wzbudzają lęk i niepokój jedne z największych lodowców na całym kontynencie: Thwaites i Pine Island. Te lodowce szelfowe dosłownie ześlizgują się ze grzbietu oceanicznego w głąb niecki kontynentalnej (Antony J. Payne i in., 2004). Obecnie też pękają pod wpływem dwóch istotnych procesów: szczelinowania hydraulicznego i pękania klifów lodowych (David Pollard i in., 2015). Ich całkowity rozpad nad Morzem Amundsena podniósłby światowy poziom morza o 1,2 metra.

Fot.2. Antarktyczny lodowiec szelfowy, zdjęcie Chee-onn Leong, Dreamstime.com

——–

b) szczelinowanie hydrauliczne

Pierwszy proces nasila się, gdy jest więcej wody roztopowej pod wpływem wyjątkowo ciepłych dni czy też pod wpływem coraz częstszych opadów deszczu, zarówno na Grenlandii, jak i też ostatnio na Antarktydzie Zachodniej. woda wówczas poszerza szczeliny, a wnikając jeszcze głębiej, jeszcze bardziej je poszerza. Potrafi na tyle głęboko wniknąć, że się znajdzie pomiędzy spodem lodowca a dnem oceanicznym. I tam działa jak smar, z jednej strony zmniejszając tarcie, a z drugiej strony przyspieszając prędkość strumieni lodowca szelfowego (Robin E. Bell, 2008).

Rys.3. Kolejne stadia destabilizacji lodowca szelfowego Pine Island.
1. Początek lat 1970. Lodowiec jest zakotwiczony na podmorskim grzbiecie
2. Ciepłe okołobiegunowe wody głębinowe topią podstawę lodowca
3. Sytuacja obecna – lodowiec staje się coraz cieńszy i cofa się.
Źródło

——–

c) cielenie się i góry lodowe

Lodowiec szelfowy cieląc się i będąc podmywanym przez coraz cieplejsze wokółpolarne wody głębinowe (Paul R. Holland, 2019), sprawia, że wycofuje się w stronę kontynentu, ale i też w stronę niecki kontynentalnej, linia gruntowania będąca granicą pomiędzy lodowcem kontynentalnym spoczywającym na dnie oceanicznym, a lodowcem szelfowym, zawieszonym w pewnym sensie jak półka na ścianie, w dużym stopniu zanurzonym, ale i pływającym daleko w oceanie. W ten sposób właśnie pod wpływem cielenia się, czyli odrywania lodu powstają góry lodowe, które topiąc się w cieplejszych wodach niższych szerokości geograficznych nie mają dużego wpływu na podnoszenie się poziomu morza. A dzieje się dlatego, że topniejący lód pływający jest słodki i mniej gęsty i lżejszy niż oceaniczna woda, która jest słona, bardziej gęsta i cięższa. Stąd wynikająca różnica gęstości wody pokazuje jednak minimalny wzrost poziomu morza (Peter D. Noerdlinger i Kay R. Brower, 2007), ale strumienie czy rzeki lodowe spływające z wnętrza lądolodu, bardzo silnie wpływają na podnoszenie się poziomu morza.

Rys.4. Ilustracja stabilności lodowców Zachodniej Antarktydy na przykładzie lodowca Thwaites. Jego spód spoczywa na głębokim dnie oceanicznym, obniżającym się w stronę kontynentu i głównej masy lodowca. Na górnym rysunku pokazana jest sytuacja sprzed wzrostu temperatury. Przyrost masy z opadów (q) jest zbilansowany utratą masy na krawędzi. Na dolnym rysunku pokazana jest sytuacja po wzroście temperatury i stopieniu stykającej się z oceanem części lodowca – w związku ze zmniejszeniem się powierzchni lodowca zmniejsza się przyrost masy, a z powodu znalezienia się na głębszej wodzie zwiększa się utrata masy. Lodowiec staje się niestabilny. Źródło

——-

d) pękanie klifów lodowych i wzrost poziomu morza

Ostatecznie, gdy lodowiec szelfowy cały załamie się, pojawia się wtedy klif lodowy, który jednak dość szybko pęka pod własnym ciężarem czy też pod wpływem kruszenia lodu, czyli szczelinowania hydraulicznego. Wtedy gdy już na drodze nie ma lodowca szelfowego, który w pewnym sensie działał jak korek od szampana nie dopuszczając do spływu lodu z kopuły kontynentalnej Antarktydy (Eric Rignot i in., 2004) (Ted A. Scambos i in., 2004), to wtedy, wody roztopowe wraz ze skruszonym lodem masowo wpadają do oceanu podnosząc jego poziom w skali planetarnej. Tak już się dzieje na wielu lodowcach szelfowych.

Rys.5. Schematyczny przekrój lodowca wchodzącego w stan krytycznego rozpadu klifów. Lód płynie od lewej do prawej, od lodu na lądzie do lodowca szelfowego w oceanie. M – woda powierzchniowa wpada w szczeliny i kruszy hydraulicznie lód. C – cielenie się lodowca. O – ocean roztapia podstawę lodowca. F – przepływ deformacyjny lodu przez linię gruntowania. Pollard i in. 2015

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 >~100 m ponad powierzchnię morza, który rozpada się pod własnym ciężarem, co prowadzi do szybkiego cofania się linii gruntowania. Uwaga: do rozpadu „klifu” może też dojść w przypadku linii gruntowania z szelfem, jeśli nie jest on wystarczająco solidnie podparty. Może do tego dojść na mniejszych głębokościach, jeśli linia gruntowania jest osłabiona przez procesy kruszenia hydraulicznego.

Rys.6. Globalny średni wzrost poziomu morza w symulacji ciepłego klimatu. Jasnoniebieski: brak uwzględnienia kruszenia hydraulicznego i rozpadu klifów. Ciemnoniebieski: uwzględnienie rozpadu klifów, ale bez kruszenia hydraulicznego. Zielony: uwzględnienie kruszenia hydraulicznego, ale bez rozpadu wysokich klifów. Czerwony: oba mechanizmy aktywne. Pollard i in. 2015

——–

e) prędkość bilansowa lodowców

Naukowcy obliczają zarówno dla lodowców górskich, jak i polarnych tzw. prędkość bilansową, której linia równowagi jest wyznaczona pomiędzy ablacją (ubytkiem masy lodowej) a akumulacją (przyrostem masy lodowej). Na Antarktydzie Zachodniej obserwuje się coraz częściej niestety, że ta prędkość bilansowa, tak jak na wielu lodowcach górskich świata, jest wyraźnie przekroczona. Spływ masy lodowej jest szybszy niż myśleli wcześniej naukowcy. Skutek jest taki, że lądolód Antarktydy traci swą grubość (Robin E. Bell, 2008).

f) destrukcja lodowców szelfowych na grzbietach oceanicznych

W 2014 r. Eric Rignot wraz ze swym zespołem naukowym NASA i University of California, stwierdzili, że wspomniane dwa olbrzymie lodowce Pine Island i Thwaites oraz dwa nieco mniejsze Smith i Kohler są skazane na zagładę nawet jeśli przestalibyśmy emitować gazy cieplarniane do atmosfery, ponieważ one wraz z wycofującą się linią gruntowania zsuwają się z grzbietu oceanicznego w dół niecki kontynentalnej, powstałej w epicentrum pod kontynentem pod ciężarem pokrywy lodowej. Mniejszy lodowiec sąsiedni Haynes nie jest zagrożony. A analiza tegoż opisanego procesu została wykorzystana w tym samym roku przy użyciu modeli numerycznych, których autorem jest Ian Joughin i in., 2014. I to już jest tylko kwestia czasu gdy się nadarzy ta katastrofa glacjalno-klimatyczna.

Rys.7. Ukształtowanie dna morskiego na tempo spływu lodowców. Lewy panel: Prędkość spływu lodu lodowców w ASE (Obszarze Zatokowym Morza Amundsena), dane z zimy 1996 roku; linia gruntowania pokazana jest dla 1992, 1994, 1996, 2000 i 2011 roku. Prawy panel: powiększenie czarnego prostokąta z lewego panelu – topografia dna lodowców Smith i Kohler z zaznaczonymi liniami gruntowania z lat: 1992, 1994, 1996, 2000 i 2011 rok. Źródło Scheuchl i in., 2014

——–

Oto co zdiagnozowali naukowcy względem lodowców szelfowych Antarktydy Zachodniej:

– Pine Island: „To region, w którym dno oceaniczne stale obniża się w kierunku kontynentu, bez żadnych wzgórz, które mogłyby zapobiec dalszemu cofaniu się lodowca.”

– Smith/Kohler: „Ukształtowanie dna sprzyja nasilonemu topnieniu lodowca szelfowego, nawet jeśli temperatura oceanu nie będzie się
zmieniać.”

– Thwaites: „Wszędzie wzdłuż linii gruntowania cofanie się przebiega wzdłuż dróg gładko nachylonego zbocza.”

g) badanie obszaru zatokowego Morza Amundsena

W obszarze Zatokowym Morza Amundsena lodowce odprowadzają lód w kierunku lodowców szelfowych, aż z 1/3 powierzchni Zachodniej Antarktydy, dokładnie z 393 tysięcy km2. Ważna jest w tym przypadku obserwacja dwóch mniejszych lokalnych lodowców szelfowych Crosson i Dotson przeprowadzana drogą satelitarną za pomoca metod altymetrycznych i grawitacyjnych (Sutterley i in., 2014). A także lodowców Pope i wspomnianych wcześniej Kohler i Smith.

Fot.3. Obszar badania Ali Khazendara: lodowce szelfowe Dotson i Crosson z dopływającymi do nich lodowcami. Zaznaczone są linie gruntowania oraz trajektoria przelotu samolotów podczas operacji „Ice Bridge” w 2002 i 2009 roku (biała linia – OIB). Kolorowe kształty pokazują o ile zmniejszyła się grubość lodowców od strony dna morskiego mierzona w trakcie operacji „Ice Bridge” między 2009 i 2014 rokiem. Czerwony kolor – największa utrata lodu od spodu, granatowy – przyrost lodu. Źródło Khazendar i in., 2016.

——-

Ala Khazendar z NASA Jet Propulsion Laboratory wraz ze swoim zespołem naukowym przeprowadzili w 2016 roku tzw. sondowanie radarowe oraz pomiary altymetryczne dna obszaru zatokowego Morza Amundsena (ASE) gdzie z wysoką rozdzielczością
przestrzenną satelitów ERS-1, ERS-2 i Sentinel, zaobserwowali różnice w topnieniu lodu wspomnianych wyżej pięciu lodowców. Zauważyli, podczas misji lotniczej Ice-Bridge że w latach 2002-2009 było intensywniejsze topnienie wszystkich małych pięciu lodowców szelfowych: Crosson, Dotson, Pope, Kohler i Smith, aniżeli w latach 2009-2014. Przyczyną był we wcześniejszym okresie czasu bardziej intensywny napływ wokółpolarnych wód głębinowych, co się przełożyło na większe topnienie lodowców szelfowych. Badania trwają nadal (Ala Khazendar i in., 2016).

2. Lodowce szelfowe Antarktydy Wschodniej

a) destabilizacja lodowców szelfowych w Basenie Wilkesa

Ostatnio coraz głośniej mówi się o takiej samej destabilizacji lodowców w części Antarktydy Wschodniej, która jest dziesięciokrotnie większa od Zachodniej oraz znacznie chłodniejsza. Mówią o tym badania w czasopiśmie Nature Climate Change opublikowane przez naukowców z Potsdam Institute for Climate Impact Research (PIK) takich jak (Matthias Mengel i Anders Levermann, 2014). Wyniki te są wzięte z symulacji komputerowych, które powstały wraz z wykorzystaniem najnowszych danych rzeźby podłoża lądolodu. Wody oceaniczne nieubłaganie podmywają nie tylko Antarktydę Zachodnią, ale i również Antarktydę Wschodnią, a zwłaszcza obszar Basenu Wilkesa, który niczym butelka jest przechylony dnem (Matthias Mengel i Anders Levermann, 2014). To tam właśnie teraz istnieje prawdopodobieństwo, że w najbliższym czasie lodowce szelfowe ustąpią i cała gigantyczna masa lodu z wewnątrz kontynentu spłynie do oceanu mogąc przyczynić się do niebezpiecznego podniesienia się poziomu Oceanu Południowego.

Rys.8. Grupa czterech lodowców w rejonie wschodniej Antarktydy zwanej Zatoką Vincennes, na zachód od masywnego lodowca Totten, obniżyła swoją powierzchnię o około 9 stóp od 2008 r., Wskazując na powszechne zmiany w oceanie. Dane wykorzystane do tej mapy są wczesną wersją projektu NASA MEaSURE ITS_LIVE i zostały opracowane przez Alexa Gardnera z NASA-JPL. Źródło: NASA Earth Observatory / Joshua Stevens

——-

„Całkowity wzrost poziomu morza byłby blisko 80 razy wyższy niż ten spowodowany stopnieniem samego ‚korka’”, powiedział współautor badań Anders Levermann. Autorzy pracy oszacowali go w sumie na 3-4 metry. Matthias Mengele dodaje, że silny wzrost poziomu morza zmieniłby oblicze Ziemi zagrażając wszystkim nadmorskim miastom świata.

b) największy lodowiec całej Antarktydy – Totten

Rozważając temat topnienia lodowców na Antarktydzie Wschodniej, należy coś powiedzieć, że na większej części Antarktydy Wschodniej, będącej w dużym stopniu górzystą, w wielu jej rejonach przyrasta więcej masy lodowej niż topnieje. Jednak od 5-6 lat również tak jak na Antarktydzie Zachodniej, lodowce tracą masę. Od 2016 roku głośno się zrobiło na temat potężnego lodowca szelfowego Totten w Basenie Wilkesa. Główną przyczyną zwrócenia uwagi na niego było odkrycie przez badaczy z Australii, Wielkiej Brytanii i USA dwóch wyłomów w dnie oceanicznym gdzie ciepłe wokółpolarne wody głębinowe mają dostęp do podstaw lodowca. Swoje spostrzeżenia opublikowali w piśmie „Nature Geoscience”.
Stwierdzili w nim tak: gdyby lodowiec Totten całkiem stopniał, to poziom oceanów podniósłby się aż o 3,5 m. A więc, wielokrotnie więcej niż podali to IPCC w swoim ostatnim raporcie (Alan Aitken i in., 2016).

Fot.4.. Lodowiec Totten, największe ujście lodu na Antarktydzie Wschodniej, jest niestabilny i według badań z 2016 roku znacznie przyczynił się do podniesienie poziomu mórz i oceanów w przeszłości.

——–

c) destabilizacja lodowców szelfowych w Zatoce Vicennes

Catherine Walker, glacjolog z NASA Goddard Space Flight Center w Greenbelt, Maryland zauważyła, że na zachód od Tottenu, w Zatoce Vincennes destabilizują się jeszcze cztery lodowce, które od 2008 roku obniżyły swą powierzchnię o 9 stóp (3 metry), a na wschód od Tottenu od 2009 roku, inne mniejsze lodowce o 0,8 stóp (0,24 metra).

“Zmiana nie wydaje się przypadkowa; wygląda systematycznie” – powiedział Alex Gardner, glacjolog z NASA Jet Propulsion Laboratory w Pasadenie w Kalifornii, kierownik ITS_LIVE i uczestnik konferencji prasowej. „I ta systematyczna natura wskazuje na leżące u podstaw wpływy oceanów, które były niezwykle silne na Zachodniej Antarktydzie. Teraz możemy znajdować wyraźne powiązania oceanu, które zaczynają wpływać na Antarktydę Wschodnią”.

d) zmiany cyrkulacyjno-atmosferyczne w Basenie Wilkesa i w Zatoce Vicennes

Walker porównała temperaturę z symulacji modelu Antarktydy Wschodniej z temperaturą, której pomiar był zastosowany na czujnikach morsów. Wynik był ten sam co wcześniej na Antarktydzie Zachodniej. Zmieniały się wiatry zachodnie, które bardziej teraz wiały w stronę wybrzeży kontynentu napędzając więcej ciepłych wód do Basenu Wilkesa i Zatoki Vincennes, które pod morskim lodem tak samo wgłębiają się pod spód lodowców szelfowych na Antarktydzie Wschodniej. Następuje powoli, wprawdzie wolniejszy niż w zachodniej części, proces destabilizacji wschodniej masywnej części kontynentalnej Antarktydy.

e) kolejny duży lodowiec szelfowy Antarktydy Wschodniej – Denman

Kolejnym lodowcem poważnie wzbudzającym niepokój wśród naukowców, jest od 2019 roku Denman. Stracił on już około 268 gigaton (miliard ton) lodu w okresie czasu 1979-2017. Czyli w ciągu roku 7,0 gigaton. Gdyby stopił się on całkowicie, to poziom morza podniósłby się o około 1,5 metra (5 stóp) na całym świecie.

Fot.5. Korzystając z kombinacji czujników satelitarnych, naukowcy odkryli niedawno, że lodowiec Denman wycofuje się zarówno powyżej, jak i poniżej linii wodnej. Ten jeden lodowiec na Antarktydzie Wschodniej zawiera tyle samo lodu co połowa Antarktydy Zachodniej, więc naukowcy są zaniepokojeni jego stabilnością.

——–

3. Główne przyczyny destabilizacji lodowców szelfowych

Dlaczego tak się dzieje, że lodowce szelfowe na Antarktydzie zaczynają pękać? Otóż. Bardzo częste porywiste Wiatry Zachodnie (zwane też cyklonicznymi) na wybrzeżach antarktycznych (David Thompson i Susan Solomon, 2002) przyczyniają się do rozpychania lodu morskiego i powstawania przerw w tym lodzie, zwanych płoniami wiatrowymi. Dzięki temu mamy do czynienia z powierzchniowym przyrostem bardzo cienkiego morskiego lodu (John Turner i in., 2009). Wody w oceanie dzięki chłodnemu powietrzu uwarstwiają się tak, że powierzchniowe, lżejsze, słodsze i chłodniejsze nie dopuszczają do mieszania się z głębinowymi słonymi, cięższymi, cieplejszymi wodami (Jinlun Zhang, 2007). A to skutkuje tym, że wokółpolarne wody głębinowe mocno nagrzewają się, gdyż ich ciepło ma bardzo słabe ujście do atmosfery. Dlatego też coraz cieplejsze w głębinach mórz Amundsena, Bellingshausena, Weddella i Rossa coraz skuteczniej podmywają spodnią część lodowców szelfowych na Antarktydzie Zachodniej oraz w głębinach Oceanu Południowego na Antarktydzie Wschodniej.

4. Ogólny bilans utraty masy lodowej na Antarktydzie

A oto jaki mamy bilans masowy pokrywy lodowej Antarktydy w latach 1992–2017:

Cytat z wypowiedzi międzynarodowego zespołu glacjologów, w IMBIE:

“Pokrywa lodowa Antarktydy jest ważnym wskaźnikiem zmian klimatu i motorem wzrostu poziomu morza. Tutaj łączymy satelitarne obserwacje jego zmieniającej się objętości, przepływu i przyciągania grawitacyjnego z modelowaniem bilansu masy powierzchniowej, aby wykazać, że straciła ona 2720 ± 1 390 miliardów ton lodu w latach 1992–2017, co odpowiada wzrostowi średniego poziomu morza o 7,6 ± 3,9 milimetra (błędy to jedno odchylenie standardowe). W tym okresie topnienie powodowane przez ocean spowodowało wzrost szybkości utraty lodu z zachodniej Antarktydy z 53 ± 29 miliardów do 159 ± 26 miliardów ton rocznie; zawalenie się szelfu lodowego zwiększyło tempo utraty lodu z Półwyspu Antarktycznego z 7 ± 13 miliardów do 33 ± 16 miliardów ton rocznie. Znajdujemy duże różnice w szacunkach modelowych bilansu masy powierzchniowej i dostosowania izostatycznego lodowca dla Antarktydy Wschodniej.”

Animacja: Ta animacja pokazuje zmianę masy pokrywy lodowej Antarktydy między styczniem 2004 r. A czerwcem 2014 r. Mierzoną przez parę satelitów GRACE. Dane rozwiązania mascon 1A arc-deg NASA GSFC zostały ponownie próbkowane do tablicy danych 5130 x 5130 przy użyciu interpolacji Kriging. Zastosowano skalę kolorów, w której wartości niebieskie wskazują wzrost masy pokrywy lodowej, podczas gdy czerwone odcienie wskazują spadek. Ponadto nakładka wykresu pokazuje sumę bieżącą skumulowanej zmiany masy w gigatonach.

——-

5. Podsumowanie

Podsumowując temat, Antarktyda ma bardzo duże znaczenie we wkładzie we wzrost poziomu morza. Wprawdzie w ciągu roku cała Antarktyda traci średnio 147 gigaton lodu rocznie, gdy tymczasem Grenlandia aż 280 gigaton w ciągu roku, ale to się może zmienić szybko, gdy coraz więcej lodowców szelfowych zacznie się rozpadać z powodu napływu coraz cieplejszych wód głębinowych skutecznie roztapiających spód tychże lodowców, które dosłownie tracą równowagę zawalając się i roztapiając w coraz cieplejszych wodach mórz i oceanu opływających kontynent Antarktydy.

Stopienie całego lodu na Ziemi spowoduje podniesienie poziomu Wszechoceanu o ponad 72 metry. Samo stopienie Antarktydy Wschodniej przez długie setki i tysiące lat podniesie poziom oceanów o 60 m. Stopienie Zachodniej o 5 m. A Grenlandii o 7 m.

https://naukaoklimacie.pl/aktualnosci/rozpad-ladolodu-antarktydy-zachodniej-nieunikniony-77

https://naukaoklimacie.pl/aktualnosci/cieply-ocean-i-wrazliwe-lodowce-222

https://naukaoklimacie.pl/aktualnosci/najnowsze-dane-z-antarktydy-niepokoja-topnienie-znacznie-przyspieszylo-294

https://science.sciencemag.org/content/296/5569/895.abstract#_blank

https://www.cambridge.org/core/journals/polar-record/article/antarctic-climate-change-and-the-environment-an-update/2C76FE020455086926A2CD2495389C69

http://psc.apl.washington.edu/zhang/Pubs/Zhang_Antarctic_20-11-2515.pdf#_blank

https://www.nature.com/articles/ngeo186#_blank

https://www.nasa.gov/pdf/121653main_ScambosetalGRLPeninsulaAccel.pdf#_blank

https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1002/2014gl060140

https://academic.oup.com/gji/article/170/1/145/2019346

https://www.the-cryosphere.net/7/375/2013/

https://www.pnas.org/content/112/46/14191