Kategoria: Klimat

Gleby na świecie zawierają od dwóch do trzech razy więcej węgla niż atmosfera, a wyższe temperatury przyspieszają w niej rozkład materii organicznej. Proces ten prowadzi w niektórych regionach nie tylko do zmniejszenia pochłaniania netto dwutlenku węgla przez gleby, ale i nawet niektóre z nich powoli stają się źródłem netto.

—

Fot.1. Pustynia Sarigua, na zachód od miasta Panama w Panamie, widziana po nadmiernym wypasie zwierząt gospodarskich i utracie wierzchniej warstwy gleby w wyniku erozji. Zdjęcie: Tomas Munita/AP

—

Zespół międzynarodowy, którym kierowała Rebecca M. Varney z Uniwersytetu w Exeter, przedstawił, za pomocą zestawu modeli CMIP5 i CMIP6, w swoich badaniach wyniki obliczeń, że globalne ocieplenie Ziemi o 2°C doprowadziłoby do uwolnienia około 230 miliardów ton węgla ze wszystkich gleb na świecie ¹.

Współautorka niniejszego badania dr Sarah Chadburn z Uniwersytetu w Exeter w serwisie Science Daily powiedziała ²:

Nasze badanie wyklucza najbardziej ekstremalne prognozy – niemniej jednak sugeruje znaczne straty węgla w glebie spowodowane zmianami klimatu przy ociepleniu zaledwie o 2°C, a nie obejmuje to nawet strat węgla z głębszej wiecznej zmarzliny.

Klimatolodzy zauważają, że reakcja węgla w glebie na zmianę klimatu jest największym obszarem niepewności w zrozumieniu cyklu węgla w prognozach dotyczących zmiany klimatu.

—

Rys.1. Przestrzenna zmienność czasu obiegu węgla w glebie wywnioskowana z obserwacji. Mapy: a) obserwowana ilość węgla glebowego (Cs – Carbon soil) w kilogramach do głębokości 1 m na obszarze 1 metra kwadratowego (kg C/m²) b) obserwowane oddychanie heterotroficzne gleby (wartość Rh,0 – średnią z dekady 1995–2005) w kilogramach do głębokości 1 m na obszarze 1 metra kwadratowego w ciągu roku (kg C/m²/yr) c) wywnioskowany zlogarytmizowany czas obrotu węgla w glebie (log τs = C_s/R_h) (Rebecca Varney i inni, 2020).

—

Aby temu zadaniu sprostać, naukowcy wykorzystali nową kombinację danych obserwacyjnych do modeli systemu Ziemi, które symulują klimat oraz obieg węgla, a następnie prognozują zmiany klimatu.

Główna autorka badania Rebecca Varney z University of Exeter, stwierdziła w serwisie Science Daily:

Zbadaliśmy, w jaki sposób węgiel w glebie jest powiązany z temperaturą w różnych miejscach na Ziemi, aby określić jego wrażliwość na globalne ocieplenie.

—

Najnowocześniejsze modele dotąd sugerowały niepewność, która wynosiła około 120 miliardów ton utraty węgla (+/-) przy średnim globalnym ociepleniu o 2°C powyżej okresu bazowego 1850-1900.

Badanie powyższego artykułu zmniejszyli tę niepewność do około 50 miliardów ton węgla.

Współautor badania, profesor Peter Cox z Instytutu Globalnych Systemów (GSI – Global Systems Institute) w Exeter, powiedział w Science Daily:

Zmniejszyliśmy niepewność związaną z reakcją na zmianę klimatu, która jest niezbędna do obliczenia dokładnego globalnego budżetu węglowego i pomyślnego osiągnięcia celów porozumienia paryskiego.

—-

Andrew T. Notthingham z Instytutu Tropikalnych Badań Smithsonian (STRI –  Smithsonian Tropical Research Institute) na Uniwersytecie w Edynburgu, wraz ze swoim zespołem badawczym, odkrył, że nagrzewające się coraz cieplejsze gleby tropikalne uwalniają coraz więcej węgla, a to ma wpływ na zmienianie się gatunków drobnoustrojów glebowych, które jeszcze silnie zwiększają swoją aktywność mikrobiologiczną. Dalsze nagrzewanie się gleb, tylko przyspieszy proces ten ³.

Andrew Nottingham, główny autor pracy, powiedział na łamach Science Daily:

Jeśli przyjąć obecne prognozy wzrostu globalnych temperatur o 4-8 stopni Celsjusza w następnym stuleciu, gleby tropikalne mogą spowodować około 9% wzrost atmosferycznego dwutlenku węgla w tym stuleciu.

Natomiast Patrick Meir, z Narodowego Uniwersytetu Australijskiego i Uniwersytetu Edynburgu w Szkocji, jeden z głównych badaczy projektu dodał:

Los węgla w glebie w odpowiedzi na globalne ocieplenie pozostaje jednym z największych źródeł niepewności w naszych prognozach dotyczących przyszłego klimatu. Gleby tropikalne mają szczególnie duży wpływ na globalny obieg węgla i są siedliskiem wyjątkowej różnorodności biologicznej, ale ich reakcja na ocieplenie pozostaje słabo poznana.

Ogólnie w badaniach zmiany klimatu w tropikach, wpływ roślinności  na potencjał uwalniania węgla do atmosfery jest lepiej zbadany niż dynamiki gleb oraz działalności drobnoustrojów glebowych.

Nottingham wraz ze swoimi naukowcami przeprowadzili interesujący eksperyment w peruwiańskich Andach. Mianowicie, badacze zostawili obszar kontrolny na pośrednich wysokościach górskich, ale też pobrali w czterech miejscach rdzenie gleb z tego obszaru, i dalej, zamieścili je po dwa: 3000 metrów wyżej, gdzie jest chłodniej o 4-15°C i o 3000 metrów niżej, gdzie jest cieplej o 4-15°C .

Badacze zauważyli, że poziom węgla w glebie spadał w ciągu monitorowanych 5 lat o 4% w odpowiedzi na każdy wzrost temperatury o 1°C. Całkowita utrata węgla miała związek z jego pierwotną ilością oraz niestabilnością, a także była wzmocniona zmianami w fizjologii drobnoustrojów glebowych, w tym również ze zwiększoną wydajnością wykorzystania węgla przez te mikroorganizmy, a także z przesunięciami taksonów danych gatunków drobnoustrojów w kierunku adaptacji ewolucyjnej w siedliskach glebowych na niżej i wyżej położonych terenach górskich lasów tropikalnych, na których nastąpił także wzrost temperatury lokalnej wraz ze zwiększoną aktywnością enzymów hydrolitycznych w organizmach tychże mikroorganizmów.

Czyli reasumując, modele klimatyczne przewidują, że utrata węgla z ocieplających się gleb będzie w dużym zakresie zależna od dynamiki fizjologii drobnoustrojów.

Po przeprowadzonym badaniu Nottingham zauważył:

Nasze badanie jasno pokazuje, że globalne ocieplenie prawdopodobnie stworzy potężną pętlę dodatniego sprzężenia zwrotnego, ponieważ mikroby i enzymy, które są syntetyzowane przez nie, rozwijają się w cieplejszych warunkach i wówczas uwalniają jeszcze więcej węgla z gleby do atmosfery.

Musimy skorzystać z eksperymentów terenowych, aby dokładniej to zbadać, zwłaszcza w nizinnych lasach tropikalnych.

Z kolei Ben Turner, współautor i pracownik naukowy STRI podsumował wypowiedź dla Science Daily ⁴:

Ilościowe określenie prawdopodobnej emisji dwutlenku węgla z ocieplających się gleb to duży krok naprzód, możliwy dzięki długoterminowej współpracy międzynarodowej.

Badanie to wskazuje, że gleby tropikalne mogą być znaczącym źródłem węgla do atmosfery, sprzyjając dalszemu wzrostowi temperatury.

—

Referencje:

1. Varney R. M. et al., 2020 ; A spatial emergent constraint on the sensitivity of soil carbon turnover to global Warming ; Nature Communications ; https://www.nature.com/articles/s41467-020-19208-8
2. University of Exeter, 2020 ; Warming of 2°C would release billions of tons of soil carbon ; Science Daily ; https://www.sciencedaily.com/releases/2020/11/201102072915.htm
3. Nottingham A. T. et al., 2019 ; Microbial responses to warming enhance soil carbon loss following translocation across a tropical forest elevation gradient ; Ecology Letters ; https://onlinelibrary.wiley.com/doi/abs/10.1111/ele.13379
4. Smithsonian Tropical Research Institute, 2019 ; Microbial responses to warming enhance soil carbon loss following translocation across a tropical forest elevation gradient ; Science Daily ; https://www.sciencedaily.com/releases/2019/09/190930161925.htm

Chmury dają wysoką niepewność. Symulacje komputerowe modeli wskazują, że przy obecnych albo wyższych emisjach gazów cieplarnianych może dojść do nieprzewidzianych zmian klimatu przyśpieszających wzrost globalnej temperatury.

—

Fot.1. Rola chmur w klimacie (w uproszczeniu):

– chmury wysokie (lewa część rysunku) przepuszczają większość padającego na nie promieniowania słonecznego (żółte strzałki), ale zatrzymują wypromieniowywane przez Ziemię promieniowanie podczerwone (czerwone strzałki), powodując wzrost średnich temperatur,

– chmury niskie (prawa część rysunku) silnie rozpraszają promieniowanie słoneczne, powodując spadek średnich temperatur powierzchni Ziemi. Zdjęcia chmur dzięki uprzejmości NASA (Aleksandra Kardaś, 2014) ¹.

—

Coraz wyższy wzrost temperatury w atmosferze sprawia, że niska graniczna atmosfera „wysycha”, na co zwrócił uwagę już w 2014 roku Steven Sherwood z Centrum Badań nad Zmianą Klimatu i Centrum Doskonałości ARC dla Nauk o Systemie Klimatu na Uniwersytecie Nowej Południowej Walii w Sydney wraz ze swoimi współpracownikami: Sandrine Bony i Jeanem-Louisem Dufresne z Laboratorium Dynamicznej Meteorologii i z Instytutu im. Pierre’a Laplace’a na Uniwersytecie Pierre’a i Marii Curie (LMD/IPSL) w Paryżu ².

Przyczyną jest zanikanie tworzenia stratocumulusów, głównie nad oceanami, z powodu mieszania się powietrza z różnych warstw atmosfery i zapobiegania tworzenia się głębokiej konwekcji, co z kolei skutkuje tym, że para wodna wędruje na wyższe wysokości, gdzie się ona skrapla i tworzy więcej chmur średnich i wysokich dających mniej deszczu i słabsze albedo niż chmury niskie. Oznacza to, że sprzężenie zwrotne jest dodatnie, dające większy efekt ocieplenia klimatu.

—

Rys.1. Struktura średniego miesięcznego wzrostu troposferycznego ujawnia mieszanie się niższych warstw troposferycznych na dużą skalę w obserwacjach i modelach (Steven Sherwood i inni, 2014).

—

Na powyższym rysunku, na mapach, pokazana jest prędkość wzrostu ciśnienia ω w ciągu jednego miesiąca (wrzesień), na podstawie wartości podanych z: a) reanalizy MERRA , b) modelu IPSL-CM5A i c) modelu IPSL-CM5B , przy ciśnieniu 850 hPa (kolor czerwony) oraz przy ciśnieniu 500 hPa (kolor niebiesko-zielony).

Kolor jasnoczerwony oznacza wznoszenie, które które jest obciążone w kierunku niższej troposfery z dywergencją (rozbieżnością) środkowej troposfery. Z kolei jaśniejsze kolory oznaczają głębokie wznoszenie, a ciemniejsze opadanie. Na panelu czarne linie zarysowują region, w którym obliczany jest indeks mieszania D w niższej troposferze na dużą skalę. Region międzytropikalnej strefy konwergencji Pacyfiku i Atlantyku są konsekwentnie czerwone w reanalizach i modelach, podczas gdy pojedyncze czerwone plamy w innych mają tendencję do zmiany w czasie.

Jeszcze w trakcie ukazania się V Raportu Oceny IPCC (2013-14) dla decydentów, autorzy powyższej pracy na jej wstępie tak napisali:

Równowagowa czułość klimatu odnosi się do ostatecznej zmiany średniej globalnej temperatury w odpowiedzi na zmianę wymuszeń zewnętrznych. Pomimo dziesięcioleci badań próbujących zawęzić niepewność, szacunki równowagowej czułości klimatu, na podstawie modeli klimatycznych, nadal obejmują około 1,5 do 5 stopni Celsjusza, co oznacza podwojenie stężenia dwutlenku węgla w atmosferze, uniemożliwiając dokładne prognozy przyszłego klimatu. Rozprzestrzenianie się wynika w dużej mierze z różnic w sprzężeniu zwrotnym z niskich chmur, z powodów, które nie zostały jeszcze poznane.

Tutaj pokazujemy, że różnice w symulowanej sile mieszania konwekcyjnego między dolną i środkową troposferą zwrotnikową wyjaśniają około połowy wariancji czułości klimatu oszacowanej przez 43 modele klimatyczne. Pozornym mechanizmem jest to, że takie mieszanie powoduje odwodnienie warstwy granicznej niskich chmur, w tempie, które wzrasta wraz z ociepleniem klimatu, a ta szybkość wzrostu zależy od początkowej siły mieszania, łącząc mieszanie ze sprzężeniem zwrotnym z chmurami.

Mieszanie wywnioskowane z obserwacji wydaje się być wystarczająco silne, aby sugerować czułość klimatyczną większą niż 3 stopnie na podwojenie dwutlenku węgla. Jest to znacznie wyższa wartość niż obecnie akceptowana dolna granica 1,5 stopnia, co ogranicza prognozy modelowe w kierunku stosunkowo poważnego przyszłego ocieplenia.

—

Joel Norris z Instytutu Oceanografii im. Scrippsa (Scripps Institution of Oceanography) na Uniwersytecie Kalifornijskim w San Diego, w Ja Jolla, wraz ze swoim zespołem badawczym, dzięki badaniom satelitarnym, stwierdził, że wraz z dalszym wzrostem globalnej temperatury chmury wędrują też wzdłuż szerokości geograficznych ³.

—

Fot.2. Zmiany wzorców chmur w ciągu ostatnich trzech dekad, które prawdopodobnie miały wpływ na ocieplenie planety, są zsynchronizowane z symulacjami modeli klimatycznych. Zdjęcie dzięki uprzejmości NASA Goddard Space Flight Center.

—

Naukowcy zaobserwowali trzy zmiany istotne względem przesuwania się chmur. Mianowicie; z obszarów suchych subtropikalnych, jak pustynie: Sahara na północnej półkuli i Kalahari na południowej półkuli, chmury przesuwają się w kierunku biegunów. Również z obszarów średnich szerokości geograficznych, tez na obu półkulach, tory burzowe także przesuwają się w kierunku biegunów, co obserwują satelity. Wniosek z tego wypływa taki, że mniejsze zachmurzenie nad oceanami sprawi, że więcej energii słonecznej pochłoną oceany, jeszcze bardziej przyczyniając się do globalnego ocieplenia.

Ponadto badacze stwierdzili, że coraz cieplejsza atmosfera sprawia, że w niej tworzy się coraz więcej chmur na większych wysokościach. A to oznacza, że noce w pochmurne dni będą jeszcze bardziej gorące, gdyż mniej promieniowania w zakresie fal w podczerwieni będzie uchodzić w przestrzeń kosmiczną.

Joel Norris dla Carbon Brief wyjaśnił ⁴:

Chmury ograniczają również emisję termicznego promieniowania podczerwonego w przestrzeń kosmiczną – dlatego pochmurne noce są cieplejsze niż pogodne noce. Wzrost wierzchołka chmur skutecznie zagęści „koc chmur” i zmniejszy emisję termicznego promieniowania podczerwonego w przestrzeń kosmiczną, co również doprowadzi do większego globalnego ocieplenia.

Autorzy powyższej pracy na jej wstępie piszą:

Tutaj pokazujemy, że kilka niezależnych, empirycznie skorygowanych zapisów satelitarnych wykazuje wielkoskalowe wzorce zmian chmur między latami 80 a 2000 latami., które są podobne do tych wytwarzanych przez modelowe symulacje klimatu z niedawnym historycznym zewnętrznym wymuszeniem radiacyjnym.

Obserwowane i symulowane wzorce zmian chmur są zgodne z wycofywaniem się w kierunku biegunów torów burzowych na średnich szerokościach geograficznych, rozszerzaniem się subtropikalnych stref suchych i rosnącą wysokością najwyższych wierzchołków chmur na wszystkich szerokościach geograficznych.

Wydaje się, że głównymi czynnikami tych zmian w chmurach są rosnące stężenia gazów cieplarnianych i wpływ wulkanicznego chłodzenia radiacyjnego. Wyniki te wskazują, że zmiany chmur najbardziej konsekwentnie przewidywane przez globalne modele klimatyczne zachodzą obecnie w przyrodzie.

—

Z pracy naukowej, której autorami są Jenny Bjordal ,Trude Storelvmo i Tim Carlsen z Wydziału Nauk o Ziemi na Uniwersytecie w Oslo oraz Kari Alterskjær z Centrum Międzynarodowych Badań Klimatu i Środowiska (CICERO) również w Oslo, dowiadujemy się, że chociaż niskie chmury uwodnione dają większy efekt albedo ochładzając klimat aniżeli te same wysokie chmury lodowe, to i tak gdy ocieplenie klimatu sprawia, że tych drugich ubywa, to tych pierwszych jednak nie przybywa na tyle dużo by było znacząco duże zachmurzenie i opady deszczu ⁵.

—

Rys.2. Przestrzenny rozkład optycznego sprzężenia zwrotnego głębokości netto (w watach na metr kwadratowy na stopień Kelvina) dla a) pierwszych 15 lat i b) ostatnich 15 lat dla 150-letniej symulacji (2020-2170) po czterokrotnym zwiększeniu CO₂ za pomocą modelu CESM2. Cieniowanie wskazuje na dodatnie (czerwone) i ujemne (niebieskie) sprzężenie zwrotne (Jenny Bjordal i in., 2020).

—

Naukowcy tych cennych informacji na temat zmienności chmur dowiedzieli się dzięki symulacjom środowiskowego modelu systemu Ziemi w fazie 2 (CESM2 – Community Earth System Model phase 2), w okresie przyszłych 150 lat, który oszacował średnio równowagową czułość klimatu (ECS – Equilibrium Climate Sensitivity) na 5,3 stopnia Celsjusza.

Na podstawie powyższego rysunku, dr Tim Carlsen, współautor badania, w serwisie Carbon Brief zwrócił szczególną uwagę na dynamikę sprzężenia zwrotnego chmur ⁶:

Nasze symulacje rzeczywiście pokazują, że za wysokiemu ECS odpowiada ogólnie całkowite dodatnie sprzężenie zwrotne chmur. Ale w szczególności pokazują te symulacje, że dodatnie sprzężenie zwrotne w chmurze wzmacnia się z czasem.

Aby to zrozumieć, musimy przyjrzeć się różnym wkładom w sprzężenie zwrotne chmur. W naszych symulacjach zmiany wysokości chmur (21%) i ilości chmur (16%) mogą wyjaśnić tylko niewielką część zmiany sprzężenia zwrotnego. Głównym czynnikiem przyczyniającym się do tego jest zmiana ilości światła słonecznego odbijanego przez chmurę, która jest również znana jako „głębokość optyczna” chmur (63%).

Głębokość optyczna chmur zależy głównie od całkowitej ilości wody w chmurze i jej fazy. Byliśmy w stanie zidentyfikować Ocean Południowy jako region, w którym nastąpi większość zmian głębokości optycznej.

W pierwszej dekadzie symulacji głębokości optycznej sprzężenia zwrotnego nad Oceanem Południowym było silnie ujemne. Widać to po ciemnoniebieskim cieniowaniu regionu na górnej mapie poniżej. Nie jest to zaskoczeniem, ponieważ wiadomo, że Ocean Południowy obfituje w chmury o mieszanych fazach. Jeśli przypomnimy sobie nasz wcześniejszy eksperyment myślowy, w chmurach jest dużo lodu, który po ociepleniu staje się płynny, zwiększając w ten sposób głębokość optyczną chmur i ochładzając powierzchnię.

Analizując złożoną i chaotyczną dynamikę chmur w systemie klimatycznym Ziemi od 2020 do do 2170 roku, badacze oszacowali, że w ciągu pierwszego okresu 15 lat jeszcze jest umiarkowana przewaga dodatnich sprzężeń zwrotnych nad ujemnymi, ale gdy badacze wzięli pod obserwację w symulacjach ostatni okres 15 lat (już w 2 połowie XXII w.), to dodatnie sprzężenia zwrotne bardzo wyraźnie przeważają nad ujemnymi.

Symulacje CESM2 pokazały, że po 150 latach ujemne sprzężenie zwrotne prawie zniknęło na Oceanie Południowym (które dziś jeszcze przeważa w tamtym regionie Ziemi), za to już pojawiło się.

Ogólnie mówiąc, w drugiej połowie XXII wieku może wystąpić wyższa równowagowa czułości klimatu z powodu spadku niskiego zachmurzenia. I w takim razie można wyciągnąć taki wniosek, że rośnie ona wraz z dalszym zmniejszaniem się ilości niskich chmur uwodnionych.

Aczkolwiek paradoksalnie, gdy w chłodniejszym klimacie mieliśmy więcej wysokich chmur lodowych słabiej odbijających promienie słoneczne, a silniej absorbujących promieniowanie podczerwone, wówczas ilość takich chmur dramatycznie spadła, zwłaszcza nad oceanami. A na ich miejsce pojawiła się większa ilość niskich chmur uwodnionych powodujących silniejsze ochłodzenie klimatu.

Jednak obecnie, gdy klimat ociepla się, naukowcy zaobserwowali, że gdy ubywa chmur lodowych, toteż zaczęło jeszcze szybciej ubywać chmur uwodnionych. Dlatego też czułość klimatu według zestawu modeli CMIP6 jest obliczana na 5-6 stopni Celsjusza powyżej okresu 1850-1900, z powodu narastania dodatniego sprzężenia zwrotnego, właśnie z przyczyny zanikania wspomnianych chmur uwodnionych.

—

Jedna z najnowszych prac na temat interakcji: chmura – aerozol, wskazuje na podstawie symulacji modelowania chmur, że równowagowa czułość klimatu (ECS), którą pokazuje większość modeli z zestawu CMIP6, jest nie tylko wyższa niż w poprzednim zestawie CMIP5, ale również to, że pokazuje podobne efekty równoważenia się emisji dwutlenku węgla i innych gazów cieplarnianych w kontrze do chłodzących emisji aerozoli, ale tylko przez większą część XX wieku.

Chenggong Wang i Gabriel Vecchi z Programu Nauk Atmosferycznych i  Oceanicznych na Uniwersytecie w Princeton, Brian Soden ze Szkoły Nauk Morskich i Atmosferycznych im. Rosenstiela na Uniwersytecie w Miami oraz Wenchang Yang z Wydziału Nauk o Ziemi na Uniwersytecie w Princeton dokonali w swojej pracy badawczej analizy w okresie 1850-2014 na podstawie przeprowadzonych symulacji dziewięciu modeli B9 i dziewięciu modeli T9 ⁷.

Naukowcy wykonali niezależny dwupróbkowy test studenta t, aby rozróżnić statystycznie istotne cechy w tychże modelach. I zaobserwowali, że kompensacja w interakcji: gazy cieplarniane – aerozole, nie występuje w przyszłych scenariuszach emisji gazów cieplarnianych (GHG – Greenhouse Gases), w których przewiduje się, że emisje aerozoli ulegną zmniejszeniu w miarę dalszego wzrostu CO₂ i innych gazów cieplarnianych. A więc, oznaczać to będzie zmaksymalizowanie dodatniego sprzężenia zwrotnego w przyszłości przy kontynuacji obecnych emisji według scenariusza „biznes jak zwykle”.

—

Rys.3. Na panelach a) i b) jest zaprezentowana modelowana (T9 i B9) i obserwowana (GISTEMP) zmiana temperatury powierzchni (Chenggong Wang i inni, 2021).

—

Na powyższym rysunku, modele o mniejszej czułości na klimat są bardziej zgodne z obserwowanymi różnicami temperatur, szczególnie między półkulą północną i południową.

Oba wykresy przedstawiają:

a) zmiany rocznej średniej temperatury powierzchni

b) zmiany różnicy temperatur między półkulą północną i południową w latach 1850-2000

Czerwona linia reprezentuje modele T9 o wysokiej czułości na klimat, a niebieska linia reprezentuje modele B9 o niskiej czułości na klimat.

Czarna linia pokazuje obserwowane fluktuacje temperatury zebrane przez NASA Goddard Institute for Space Studies projekt analizy temperatury powierzchni, które są bardziej zbliżone do niebieskiej linii, jeśli chodzi o temperaturę między półkulami.

Szare tła wskazują lata, w których różnice między modelami o wysokiej i niskiej czułości na klimat są znaczące.

Na lewym panelu rysunku, ukazany jest parametr ΔTs , czyli przyrost temperatury powierzchni w stopniach K (Kelwina). Natomiast prawy panel przedstawia dodatkowo skróty  NH-SH (północna półkula-południowa półkula).

Do obliczenia siły sprzężenia zwrotnego chmur, naukowcy zastosowali tzw. jądra radiacyjne wzięte z modelu GFDL (Brian Soden i inni, 2008), w celu uzyskania odpowiedzi radiacyjnej na szczycie atmosfery (TOA – Top of Atmosphere) wymuszonej zmianami temperatury, pary wodnej, albedo powierzchni i chmur.

Modele klimatyczne dotychczas pokazywały, że większa ilość aerozoli jest na półkuli północnej, aniżeli na południowej, co jest sprzeczne z obserwacjami, wykonanymi na podstawie globalnej analizy obserwacji temperatury powierzchni, wziętej z danych GISS Surface Temperature Analysis version 4 (GISTEMP v4).

Ze względu na większy efekt chłodzenia w interakcji: aerozol – chmura (ACI – Aerosol, Cloud – Interaction), modele T9 (czerwona linia) symulują nieco chłodniejsze anomalie temperatury powierzchni od połowy do końca XX wieku w porównaniu z modelami B9 (niebieska linia), pomimo, że modele T9 mają bardziej dodatnie sprzężenie zwrotne chmur i wyższą równowagową czułość klimatu (ECS).

Chociaż, jak piszą autorzy w pracy, ta różnica między anomalią temperatury powierzchni w modelach B9 i T9 jest niewielka, to jest ona uśredniona globalnie. Asymetria obu półkul Ziemi pod względem historycznego wymuszania aerozolu powoduje z kolei znaczne różnice asymetryczne w ociepleniu międzypółkulowym.

Na podstawie symulacji komputerowych zespół naukowy Chenggonga Wanga podał informację w swojej publikacji, że dalszy wzrost temperatur pod koniec XX wieku ukazał, że asymetria międzypółkulowa w ewolucji temperatur pod koniec XX wieku odróżnia modele T9 i B9. Te pierwsze pokazały symulacje bardziej nagrzanej półkuli południowej (SH – Southern Hemisphere) niż północnej (NH – Northern Hemisphere) w ostatnim stuleciu, na podstawie nie tylko silniejszego sprzężenia zwrotnego chmur, ale i pośredniego efektu aerozolowego w interakcji z nimi, co jest sprzeczne z wynikami pomiarowymi na podstawie obserwacji. Z kolei, te drugie, pokazały symulacje, w których wprawdzie jest słabsze sprzężenie zwrotne chmur, ale i też pośredni efekt aerozolowy jest mniejszy, co jest bardziej zgodne z obserwacjami.

Symulacje pokazały, że różnice w asymetrii ocieplenia, między obu półkulami, pomiędzy modelami T9 i B9 są szczególnie wyraźne w latach 1950-2000.

Podsumowując temat, naukowcy odkryli, że modele o niższej czułości klimatycznej są bardziej zgodne z obserwowanymi różnicami temperatury między półkulą północną i południową, a zatem stanowią dokładniejszy obraz przewidywanej zmiany klimatu niż nowsze modele z wyższą czułością klimatu.

Badanie zostało wsparte przez inicjatywę łagodzenia emisji dwutlenku węgla (CMI) z siedzibą w Instytucie Środowiskowym High Meadows (HMEI – High Meadows Environmental Institute) w Princeton.

Współautor powyższej pracy Gabriel Vecchi, profesor nauk o Ziemi w Princeton i High Meadows Environmental Institute oraz główny badacz w CMI w serwisie Eurekalert, tak powiedział ⁸:

Większa czułość klimatu wymagałaby oczywiście znacznie bardziej agresywnego ograniczania emisji dwutlenku węgla.

Społeczeństwo musiałoby znacznie szybciej zmniejszyć emisje dwutlenku węgla, aby osiągnąć cele porozumienia paryskiego i utrzymać globalne ocieplenie poniżej 2 stopni Celsjusza. Zmniejszenie niepewności czułości klimatu pomaga nam opracować bardziej niezawodną i dokładną strategię radzenia sobie ze zmianami klimatu.

 —

Referencje:

1. Kardaś A., 2014 ; Chmury, klimat i przyśpieszony wzrost temperatur ; Nauka o klimacie ; https://naukaoklimacie.pl/aktualnosci/chmury-klimat-i-przyspieszony-wzrost-temperatur-32/
2. Sherwood S. C. et al., 2014 ; Spread in model climate sensitivity traced to atmospheric convective mixing ; Nature ; https://www.nature.com/articles/nature12829
3. Norris J. R. et al., 2016 ; Evidence for climate change in the satellite cloud record ; Nature ; https://www.nature.com/articles/nature18273
4. McSweeney R., 2016 ; Shifting global cloud patterns could amplify warming, study says ; Carbon Brief ; https://www.carbonbrief.org/shifting-global-cloud-patterns-could-amplify-warming-study-says
5. Bjordal J. et al., 2020 ; Equilibrium climate sensitivity above 5°C plausible due to state-dependent cloud feedback ; Nature Geoscience ; https://www.researchgate.net/publication/344890474_Equilibrium_climate_sensitivity_above_5_C_plausible_due_to_state-dependent_cloud_feedback
6. Carlsen T. et al., 2020 ; Guest post: How declining ice in clouds makes high ‘climate sensitivity’ plausible ; Carbon Brief ; https://www.carbonbrief.org/guest-post-how-declining-ice-in-clouds-makes-high-climate-sensitivity-plausible
7. Wang C. et al., 2021 ; Compensation Between Cloud Feedback and Aerosol-Cloud Interaction in CMIP6 Models ; Geophysical Research Letters ; https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1029/2020GL091024
8. Princeton University, 2021 ; High end of climate sensitivity in new climate models seen as less plausible ; EurekAlert ; https://www.eurekalert.org/news-releases/820279

Metan

Metan (CH₄) to cząsteczka składająca się z atomu węgla (C) i czterech atomów wodoru (H₄).

Według danych z Narodowej Administracji Oceaniczno-Atmosferycznej (NOAA – National Oceanic and Atmospheric Administration), atmosferyczna koncentracja tego gazu, od początku rewolucji przemysłowej do dziś, wzrosła od około 772,2 ppb (parts per bilion – cząsteczki metanu na miliard cząsteczek powietrza atmosferycznego) do 1892,3 ppb, czyli o około 160%.

Według unijnej Europejskiej Komisji (EU – European Commision), chociaż globalny potencjał cieplarniany (GWP – Global Warming Potential) cząsteczki metanu jest 28 razy silniejszy w stuletnim horyzoncie czasowym niż cząsteczki dwutlenku węgla, to trzeba pamiętać, że żywot takiej molekuły CH₄ w atmosferze wynosi średnio najwyżej 12 lat. Potem w wielu reakcjach chemicznych, głównie z rodnikami hydroksylowymi OH, jest ona przekształcana w molekułę dwutlenku węgla, która z kolei ma bardzo ważne znaczenie w cyklu węglowym.

—

Rys.1. Wzór strukturalny i model cząsteczki metanu (Wikipedia)

—-

Dzięki pracy zespołowej Marielle Saunois, z Laboratorium Nauk o Klimacie i Środowisku w Instytucie Pierre’a Simona Laplace’a w Paryżu, dowiadujemy się, że najprawdopodobniej głównym motorem niedawnego gwałtownego wzrostu globalnych stężeń metanu jest wzrost emisji głównie z rolnictwa i gospodarki odpadami ¹.

Podział źródeł emisji antropogenicznych metanu jest następujący:

a) 30% z fermentacji jelitowej i gospodarowania obornikiem

b) 22% z wydobycia i wykorzystania ropy i gazu

c) 18% z utylizacji odpadów stałych i płynnych

d) 11% z wydobycia węgla

e) 8% z uprawy ryżu

f) 8% ze spalania biomasy i biopaliw.

g) 3% z transportu (np. transportu drogowego) i przemysłu

—

Rys.2. Stężenie metanu w obserwatorium NOAA Mauna Loa do lipca 2021 r.: Rekordowy poziom 1912 ppb został osiągnięty w grudniu 2020 r. (Wikipedia)

—

Na półkuli północnej 64% globalnych emisji metanu pochodzi z tropików, 32% ze średnich szerokości geograficznych i tylko 4% z wysokich szerokości geograficznych ².

—

Wyniki pracy zespołowej przedstawione przez Roba Jacksona, z wydziału Nauk o Energii i Środowisku na Uniwersytecie Ziemi w Stanford, mówią wyraźnie, że w skali globalnej emisje metanu osiągnęły już rekordowe poziomy. Wzrosty te pochodzą głównie z wydobycia węgla, produkcji ropy naftowej i gazu ziemnego, hodowli bydła i owiec oraz składowisk odpadów ³.

Naukowcy napisali, że roczne emisje metanu wzrosły aż o 9 procent, czyli o 50 milionów ton rocznie od początku XXI wieku. I jeśli weźmie się pod uwagę potencjał ocieplenia, to dodanie do atmosfery tak dużej ilości metanu od 2000 roku jest równoznaczne z wprowadzeniem 350 milionów samochodów na drogi świata lub z podwojeniem całkowitej emisji w Niemczech czy Francji.

Ponadto, w serwisie Science Daily Rob Jackson podkreślił zasadniczy fakt ⁴:

Emisje metanu pochodzące od bydła i innych przeżuwaczy są prawie tak duże, jak te z przemysłu paliw kopalnych.

Do końca XX wieku aż ²/₃ emisji metanu pochodziły z sektora rolniczego, w szczególności z fermentacji jelitowej przeżuwaczy, i tylko ¹/₃ tych emisji wchodziły w zakres spalania paliw kopalnych, głównie z energetyki i transportu. Jednak przez obecnie minione dwie dekady te drugie emisje w dużym zakresie zwiększyły się.

W serwisie Science Daily czytamy, że w 2017 roku emisje metanu z rolnictwa wzrosły do 227 milionów ton, czyli o 11% więcej niż wynosi średnia 2000-2006. Natomiast emisje CH₄ ze spalania paliw kopalnych wzrosły do 108 milionów ton, czyli o 15% więcej niż wynosi ta sama średnia.

Największe emisje metanu występują w Afryce, na Bliskim Wschodzie, w Chinach, Azji Południowej, w Australii. Nieco mniejsze w Stanach Zjednoczonych. Najmniejsze są w Europie.

Duży udział emisji metanu pochodzi z szybów naftowych i gazowych oraz z nieszczelnych rurociągów. W szczególności ten problem występuje w Ameryce Północnej.

Podtlenek azotu

Kolejnym gazem cieplarnianym, który może wzbudzać niepokój, jest podtlenek azotu (N₂O). Molekuła ta składa się z dwóch atomów azotu (N₂) i jednego atomu tlenu (O).

Według amerykańskiej Agencji Ochrony Środowiska (EPA – Environmental Protection Agency), w horyzoncie czasowym do 100 lat, cząsteczka N₂O ma 273 razy silniejszy potencjał cieplarniany (GWP) niż dwutlenku węgla. Z kolei na podstawie Światowej Organizacji Meteorologicznej (WMO – World Meteorological Organization), w 1750 roku jej koncentracja wynosiła 270 ppb, a w 2018 roku zmierzono 331 ppb. Największy przyrost emisji tego gazu odnotowano w ciągu ostatnich minionych pięciu dekad.

Na podstawie danych z raportu z grudnia 2018 roku, Gerard Velthof i Rene Rietra, z Uniwersytetu w Wageningen, podali dane, że rolnictwo odpowiada za około 75% całkowitej emisji N₂O. Dominującymi światowymi źródłami emisji tego gazu są obornik na użytkach zielonych (22%) i nawozy syntetyczne (18%) ⁵.

—

Rys.3. Wzór strukturalny i model cząsteczki podtlenku azotu (Wikipedia)

—-

Hanquin Tian, dyrektor Międzynarodowego Centrum Badań nad Klimatem i Zmianą Globalną w Szkole Nauk Leśnych i Przyrody na Uniwersytecie Auburn, wraz ze swoim dużym międzynarodowym zespołem naukowym, zauważył, że mocno nasiliły się emisje podtlenku azotu z nawozów sztucznych w Chinach, Indiach i USA oraz z naturalnych, jak obornik zwierzęcy, głównie w Afryce i Ameryce Południowej. Jednak emisje tego gazu znacząco zmniejszyły się w Europie ⁶.

—

Rys.4. Koncentracja podtlenku azotu (NOAA)

—

Brytyjska współautorka badania, dr Parvadha Suntharalingam, z Wydziału Nauk o Środowisku z Uniwersytetu Wschodniej Anglii (UEA – University of East England), w serwisie Science Daily powiedziała następująco ⁷:

Badanie to przedstawia najbardziej kompleksowy i szczegółowy obraz emisji N₂O i ich wpływu na klimat. Ta nowa analiza identyfikuje czynniki napędzające stale rosnący poziom N₂O w atmosferze i podkreśla pilną potrzebę opracowania skutecznych strategii łagodzenia, jeśli mamy ograniczyć globalne ocieplenie i osiągnąć cele klimatyczne.

Z kolei, współautor badania dr Joseph Canadell, z Organizacji Badań Naukowych i Przemysłowych Wspólnoty Narodów (CSIRO) w Australii, będący też dyrektorem wykonawczym Global Carbon Project, powiedział następująco:

Ta nowa analiza wymaga ponownego przemyślenia na pełną skalę sposobów, w jakich używamy i nadużywamy nawozów azotowych na całym świecie, i wzywa nas do przyjęcia bardziej zrównoważonych praktyk w sposobie produkcji żywności, w tym ograniczenia marnotrawienia żywności. Te odkrycia podkreślają pilność i możliwości ograniczenia emisji podtlenku azotu na całym świecie, aby uniknąć najgorszego wpływu na klimat.

—

Referencje:

1. Saunois M. et al., 2020 ; The Global Methane Budget 2000–2017 ; Earth System Science Data ; https://essd.copernicus.org/articles/12/1561/2020/
2. Euro-Mediterranean Center on Climate Change ; Methane: Emissions increase and it’s not good news ; Phys.Org ; https://phys.org/news/2020-08-methane-emissions-good-news.html
3. Jackson R. B. et al., 2020 ; Increasing anthropogenic methane emissions arise equally from agricultural and fossil fuel sources ; Environmental Research Letters ; https://iopscience.iop.org/article/10.1088/1748-9326/ab9ed2
4. Stanford’s School of Earth, Energy & Environmental Sciences, 2020 ; Global methane emissions soar to record high ; Science Daily ; https://www.sciencedaily.com/releases/2020/07/200714182228.htm
5. Velthof G. et al. 2018 ; Nitrous oxide emissions from agricultural soils ; Wageningen Environmental Research Report 2921 ; https://edepot.wur.nl/466362
6. Tian H. et al., 2020 ; A comprehensive quantification of global nitrous oxide sources and sinks ; Nature ; https://www.nature.com/articles/s41586-020-2780-0
7. University of Anglia, 2020 ; Nitrous oxide emissions pose an increasing climate threat, study finds ; Science Daily ; https://www.sciencedaily.com/releases/2020/10/201007123131.htm

W systemie klimatycznym Ziemi węgiel krąży, od kilku do kilkuset lat, pomiędzy atmosferą, oceanami, biosferą w szybkim cyklu węglowym i od kilku tysięcy do kilku milionów lat między oceanami i atmosferą a litosferą w wolnym cyklu węglowym.

W atmosferze atom węgla (C) łącząc się z dwoma atomami tlenu, czyli cząsteczką tlenu (O₂), tworzy dwutlenek węgla (CO₂), który z kolei jest absorbowany przez rośliny i glony na całej Ziemi.

Od ponad 200 lat w atmosferze jest nadwyżka dwutlenku węgla, która pochodzi z naszych emisji. Dlatego też gaz ten w bardzo dużym zakresie przyczynił się do ocieplania atmosfery ziemskiej poprzez większe zatrzymywanie energii cieplnej w zakresie fal w podczerwieni.

Po wybuchu rewolucji przemysłowej opartej na spalaniu paliw kopalnych oraz zwiększonym wylesieniu planety, została zaburzona równowaga energetyczna, podczas której tyle energii cieplnej ile wchodziło do systemu klimatycznego naszej planety, tyle z niej uchodziło w kosmos.

—

Rys.1. Wzór strukturalny i model cząsteczki dwutlenku węgla

—-

Według pracy przedstawionej przez duży międzynarodowy zespół badaczy pod kierownictwem Pierre’a Friedlingsteina ze Szkoły Inżynierii, Matematyki i Nauk Fizycznych na Uniwersytecie w Exeter (Wielka Brytania) i z Laboratorium Meteorologii Dynamicznej w Instytucie Pierre’a Simona Laplace’a w Paryżu, globalna w czasach przedprzemysłowych średnia roczna koncentracja dwutlenku węgla wynosiła 277 ppm (parts per milion), a w 2019 roku 409,85 ± 0,1 ppm. Ale z danych informacyjnych NOAA dowiadujemy się, że pod koniec 2020 roku wynosiła już 412,5 ppm, czyli o o około 50% więcej niż w okresie przedprzemysłowym ¹.

—

Rys.2. Stężenie atmosferycznego dwutlenku węgla (w ppm) oraz roczne emisje tego gazu w latach 1750-2019 (NOAA).

Rys.3. Średnie powierzchniowe stężenie CO₂ w atmosferze (ppm). Miesięczne dane z lat 1980-2019 pochodzą z NOAA / ESRL (Dlugokencky I Tans, 2020) i opierają na średniej z bezpośrednich pomiarów CO₂ w atmosferze z Wielu Stacji w morskiej warstwie granicznej (Masarie I Tans, 1995). Dane miesięczne z lat 1958-1979 pochodzą z Scripps Institution of Oceanography, oparte na średniej z bezpośrednich pomiarów CO₂ w atmosferze ze stacji Mauna Loa i Bieguna Południowego (Keeling i in., 1976) (Pierre Friedlingstein, 2020).

—

Jak już wiemy, koncentracja dwutlenku węgla rośnie dzięki naszym antropogenicznym emisjom, a ściślej, obecnie dzięki głównie spalaniu paliw kopalnych (84% emisji GHG) oraz wylesianiu (14% emisji GHG). Ten drugi trend był jeszcze większy w latach 1750-1950, jednak od połowy XX wieku do dnia dzisiejszego błyskawicznie rosną emisje dwutlenku węgla, jak i innych gazów cieplarnianych, głównie metanu i podtlenku azotu, właśnie ze źródeł spalania paliw kopalnych.

Zdaniem naukowców, istotne jest zrozumienie zaburzeń w budżecie węglowym, analizując dokładniej trendy dynamiki węgla w jego naturalnym cyklu węglowym. To znaczy, należy zrozumieć reakcje naturalnych pochłaniaczy i źródeł węgla w interakcji z emisjami z antropogenicznych źródeł.

Badacze zauważyli, że globalne emisje CO₂ „rosły z każdą dekadą” od lat 60 XX wieku. I chociaż tempo wzrostu emisji spadło z 4,3% rocznie w latach 60 do 0,9% rocznie w latach 90, w XXI w. ponownie wzrosło – do 3,0% rocznie w latach 2000-2010 i ponownie spadło do 1,2% rocznie w latach 2010-2020.

Zgodnie z wytycznymi z Porozumienia Paryskiego z grudnia 2015 roku, by osiągnąć cel nieprzekroczenia progu 2 stopni Celsjusza względem okresu przedprzemysłowego, prof. Pierre Friedlingstein , kierownik matematycznego modelowania systemów klimatycznych na Uniwersytecie w Exeter , powiedział podczas briefingu prasowego:

Potrzebujemy trwałej redukcji emisji o 1-2 GtCO₂  rocznie w ciągu najbliższych 20-30 lat, aby ograniczyć ocieplenie znacznie poniżej 2 stopni Celsjusza.

Jak czytamy w Global Carbon Atlas , Globalny Budżet Węglowy 2011-2020 (Global Carbon Budget 2011-2020) pokazuje zdecydowanie największe emisje antropogeniczne, które pochodzą z sektora paliw kopalnych, bo aż prawie 90%. Mały procent jest udziałem produkcji cementu, a pozostała liczba procentowa dotyczy zmian użytkowania terenu, głównie wylesiania ².

Z kolei według serwisu Our World in Data, roczne emisje CO₂ według sektorów gospodarczych z 2018 roku są następujące ³:

1. Elektryczność i ciepło – 15,59 mld ton
2. Transport – 8,26 mld ton
3. Produkcja i budownictwo – 6,16 mld ton
4. Budynki – 2,88 mld ton
5. Przemysł – 1,50 mld ton
6. Zmiany użytkowania terenu i leśnictwo – 1,19 mld ton
7. Inne spalanie paliw – 623,71 mln ton
8. Niezorganizowane emisje – 233,49 mln ton

W sumie:

Według Global Carbon Project emisje z paliw kopalnych w 2018 roku wyniosły 36.6 GtCO₂, w 2019 roku 36.8 GtCO₂ i w 2020 roku emisje CO₂ prawdopodobnie zostaną oszacowane na około 34 GtCO_2..

Według Our World in Data emisje w 2018 roku wyniosły 36,65 GtCO₂, w 2019 roku 36,71 GtCO₂ i w 2020 roku 34,81 GtCO₂.

Jak podaje z Uniwersytetu w Stanfordzie portal Stanford Earth Matters, 2020 rok był rokiem znacznego spadku emisji światowych z powodu pandemii koronawirusa, która sparaliżowała wszystkie gospodarki na świecie. Emisje dwutlenku węgla do atmosfery były o 7% niższe w porównaniu z 2019 rokiem ⁴.

—

Referencje:

1. Friedlingstein P. et al., 2020 ; Global Carbon Budget 2020 ; Earth System Science Data ; https://essd.copernicus.org/articles/12/3269/2020/
2. Global Carbon Atlas, 2020 ; Global Carbon Budget 2011-2020 ; Global Carbon Project ; http://www.globalcarbonatlas.org/en/content/global-carbon-budget
3. Ritchie H. and Roser M., 2020 ; Emissions by sector ; Our World in Data ; https://ourworldindata.org/emissions-by-sector
4. Stanford University, 2020 ; COVID lockdown causes record drop in carbon emissions for 2020 ; Stanford Earth Matters ; https://earth.stanford.edu/news/covid-lockdown-causes-record-drop-carbon-emissions-2020#gs.tax85x

Nagrzewanie się powierzchni Ziemi zależy w dużym stopniu od wielkości albedo. Ten parametr ma szerokie zastosowanie w fizyce, w tym w astronomii. W naszym przypadku ten współczynnik załamania światła słonecznego (krótkofalowego) na naszej planecie odgrywa istotną rolę w jej systemie klimatycznym.

Im jaśniejsza jest powierzchnia Ziemi, jak w przypadku pokryw lodowych, tym większy jest stosunek odbicia promieni słonecznych względem jego padania na powierzchnię planety. To znaczy, że pochłania ona mniej energii słonecznej. A więc, wówczas ma to wpływ chłodzący naszą Ziemię.

Z kolei im ciemniejsza jest powierzchnia, jak w przypadku oceanów i mórz, tym mniejszy jest stosunek odbicia tychże promieni słonecznych względem jego padania na powierzchnię planety. A więc, tu oznacza to, że pochłania ona więcej energii słonecznej. I ma to znowuż wpływ ogrzewający naszą Ziemię.

Albedo również dotyczy powierzchni chmur, a także aerozoli, zarówno naturalnego, jak i antropogenicznego pochodzenia.

Tabela 1. Albedo dla różnych powierzchni naturalnych i sztucznych (Wikipedia).

—

Na kontynentach (poza pokrywami lodowymi) albedo jest większe na obszarach nieleśnych, jak naturalne pustynie czy stepy i antropogeniczne pola uprawne, a także na obszarach wylesionych, a najmniejsze jest na obszarach leśnych. W szczególności lasy iglaste są z reguły ciemniejsze od lasów liściastych i w skali planetarnej dają efekt mniejszego albedo. Ale również jeszcze mniejsze albedo śródlądowe występuje na zbiornikach i ciekach wodnych, podobnie jak na oceanach i morzach.

—

Graeme Leslie Stephens, z Laboratorium napędów odrzutowych w Kalifornijskim Instytucie Technologii w Pasadenie, wraz ze swoim zespołem naukowców, udowodnił, że promienie słoneczne gdy padają w kierunku powierzchni Ziemi, na półkuli północnej (NH – Northern Hemisphere) i gdy docierają do powierzchni chmur na półkuli południowej (SH – Southern Hemisphere), mniej więcej równoważą różnice w dopływie ciepła słonecznego pomiędzy półkulą północną  a południową. Jak wiemy, na pierwszej jest więcej lądów, z wyższym albedo, niż oceanów, z niższym albedo. A na drugiej jest na odwrót ¹.

Autorzy niniejszej pracy napisali:

Wspólne analizy danych dotyczących powierzchniowego strumienia słonecznego, które stanowią skomplikowaną mieszankę pomiarów i obliczeń modelowych z pomiarami strumienia z wierzchołka atmosfery (TOA – Top of Atmosphere) z obecnych satelitów na orbicie, dają szereg zaskakujących wyników, włącznie na półkuli północnej i południowej (NH – Northern Hemisphere, SH – Southern Hemisphere), które odbijają tę samą ilość światła słonecznego w granicach około 0,2 W/m². Symetrię tę uzyskuje się dzięki zwiększonemu odbiciu od chmur na półkuli południowej (SH), dokładnie równoważąc większe odbicie od lądów na półkuli północnej (NH).

Zgodnie z danymi satelitarnymi NASA oraz systemu promieniującej energii Ziemi i chmur – budżetu energii dostosowanych strumieni (CERES EBAF – Clouds and Earth’s Radiant Energy System – Energy Budget Adjusted Fluxes), globalny, roczny średni strumień odbity z całkowitego nieba (od bezchmurnego do zachmurzonego) wynosi 99,7 W/m² (jest to równowartość globalnego albedo (α), która wynosi 0,293 W/m²), a strumień odbity tylko z bezchmurnego nieba wynosi 52,4 W/m² (albedo (α) – 0,149). Różnica między tymi strumieniami wynosi 47,3 W/m² (albedo (α) –  0,144) i jest zwykle przyjmowana jako miara wpływu chmur na strumień promieniowania.

—

Rys.1. Globalne rozkłady (a) średniego rocznego strumienia odbitego obejmującego całe niebo, (b) udziału rozpraszania atmosferycznego oraz (c) udziału odbicia od powierzchni, gdzie (a) = (b) + (c). (d) Różnica między wkładem powierzchni czystego nieba a wkładem powierzchni całego nieba. Ta różnica reprezentuje ilość chmur maskujących rzeczywiste odbicie powierzchni, zmniejszając w ten sposób ilość światła słonecznego odbijanego od powierzchni o tę wartość (Graemme Stephens i inni, 2015).

—

Różnicę składową atmosfery można wyjaśnić głównie różnicami hemisferycznymi (półkulowymi) gęstości optycznej aerozolu (AOD – Aerosol Optical Density). Średnia dziesięcioletnia AOD stosowana do wytworzenia danych strumienia powierzchniowego, za pomocą satelity CERES, wynosi odpowiednio 0,14 dla półkuli północnej (NH) i 0,07 dla półkuli południowej (SH).

Jeśli założymy globalną wydajność radiacyjną aerozolu oceanicznego na poziomie 30–40 W/m² (wymuszanie radiacyjne na jednostkę AOD) (Norman G. Loeb i Natividad Manalo-Smith, 2005), to udział w strumieniu bezchmurnego nieba na półkuli północnej (NH) przez aerozol wynosi około 4–6 W/m², a na południowej (SH)  2–3 W/m². Czyli wymuszenie radiacyjne aerozolu jest większe na północnej niż na południowej półkuli.

Rozpraszanie atmosferyczne, które ma tak duży wpływ na obserwowane odbite strumienie na niższych szerokościach geograficznych, odzwierciedla ich wysokie zachmurzenie. Ma to związek z wysoką zawartością pary wodnej (głęboka konwekcja równikowa).

Maskowanie chmur występuje głównie na obszarach lądowych NH, a także na obszarach polarnych obu półkul. Efekt maskowania może być lokalnie duży na najjaśniejszych powierzchniach, zwłaszcza na wyższych szerokościach geograficznych, gdzie chmury skutecznie zmniejszają udział powierzchni o około 50%.

—-

P. R. Goode, ze Słonecznego Obserwatorium Big Bear w Institucie Technologii w New Jersey, w Kalifornii, wraz ze swoim zespołem naukowym, odkrył, że w ciągu 20 lat albedo na powierzchni Ziemi zmniejszyło się, i przez to pochłania ona o 0,5 W/m² więcej energii słonecznej ².

W latach 1998-2017 naukowcy przeprowadzili pomiary blasku Ziemi w solarnym obserwatorium Big Bear (BBSO – Big Bear Solar Observatory), z użyciem nowoczesnych technik fotometrycznych, w celu precyzyjnego określenia dziennych, miesięcznych, sezonowych, rocznych i dziesięcioletnich zmian albedo ziemskiego od blasku Ziemi.

W swoich wynikach badań nie znaleźli korelacji pomiędzy pomiarami aktywności słonecznej a zmianami albedo w badanym okresie czasu. Blask planety do końca nie jest zgodny z pomiarami z satelity CERES, rozpoczętymi od 2001 roku. Obserwacje albedo przez satelity CERES wykazały większe wymuszenie radiacyjne (0,6 W/m²), a pomiary Earthshine (Blask Ziemi) mniejsze (0,5 W/m²).

Ogólnie mówiąc, ta metoda badawcza – blask Ziemi, prowadzona za pomocą teleskopu refraktancyjnego, polega na tym, że światło słoneczne odbija się od powierzchni naszej planety w dzień, i następnie trafia w tarczę ciemnej powierzchni naszego satelity Księżyca, od którego kolejne odbicie poświaty słonecznej trafia do oczu obserwatora. Pomiary blasku Ziemi były wykonywane w nocy. Przy okazji obserwowano też jasną część księżyca oświetloną przez Słońce.

Historycznie Blask Ziemi został po raz pierwszy wyjaśniony przez Leonardo Da Vinci około 1510 roku. Sam projekt  BBSO rozpoczął działalność w połowie lat 90-tych aby zmierzyć albedo Ziemi za pomocą obserwacji Księżyca, którego pionierem w 1928 roku był francuski astronom André-Louis Danjon (1890-1967). Czyli prawie sto lat temu.

—

Rys.2. Anomalie, średniego rocznego albedo w pomiarach Blasku Ziemi (Earthshine), w latach 1998–2017, wyrażone jako odbity strumień w W/m². Słupki błędów są pokazane jako zacieniony szary obszar, a przerywana czarna linia pokazuje liniowe dopasowanie do rocznych anomalii strumienia energii odbitej w Earthshine. Roczne anomalie albedo badane za pomocą satelitów CERES w latach 2001-2019, również wyrażone w W/m², są pokazane na niebiesko. Liniowe dopasowanie do danych CERES (2001–2019) pokazano niebieską linią przerywaną. Średnie słupki błędów dla pomiarów CERES są rzędu 0,2 W/m² (P. R. Goode i inni, 2021).

—

Podczas tego eksperymentu naukowcy zauważyli, że niedawny spadek albedo Ziemi ma możliwy związek ze zmianą fazy ujemnej na dodatnią w pacyficznej oscylacji dekadowej (PDO – Pacific Decadal Oscillation). To zjawisko fizyczne ma miejsce, gdy na półkuli północnej Pacyfik we wschodniej części, czyli u zachodnich wybrzeży Ameryki Północnej zaczyna się nagrzewać. Uczeni nie wykluczają też w tym przypadku związku z globalnym ociepleniem.

Wcześniej globalnie zintegrowane albedo Ziemi w zakresie widzialnym zostało zmierzone za pomocą Earthshine (Blasku Ziemi) przez zespół naukowy Goode’go w 2001 roku (P. R. Goode i inni,  2001).

Referencje:

1. Stephens G. L. et al., 2015 ; The Albedo of Earth ; Reviews of Geophysics ; https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1002/2014RG000449

2. Goode P. R. et al., 2021 ; Earth’s Albedo 1998–2017 as Measured From Earthshine ; Geophysical Research Letters ; https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2021GL094888

Połynie. Otwarte wody bez lodu. Obecnie odkąd ocieplany jest klimat z powodu spalania paliw kopalnych i znaczącego wylesienia kontynentów, połynie, zarówno w Arktyce, jak i w Antarktyce są coraz częstszym zjawiskiem. Jest to niepokojące zjawisko, gdyż występowanie coraz większej liczby obszarów bez lodu stanowi zagrożenie dla zwierząt, których habitaty są z nim związane.

W szczególności jest to przerażające, gdy połynie zaczęły występować w miejscach, w których dotąd lód był stabilny. I był to lód wieloletni.

George William Kent Moore z Wydziału Fizyki na Uniwersytecie w Toronto i z Wydziału Nauk Chemicznych i Fizycznych, Instytutu w Mississauga na Uniwersytecie w Toronto oraz Axel Schweiger, Jinlun Zhang i Mike Steele z Centrum Polarnych Nauk w Laboratorium Fizyki Stosowanej na Uniwersytecie Waszyngtońskim w Seattle, omówili ciekawy przypadek powstania pod koniec lutego 2018 r we wschodnim sektorze Ostatniego Obszaru Lodowego (LIA – Last Ice Area), u wybrzeży północnej Grenlandii na Morzu Wandela, rozległego obszaru wodnego wolnego od lodu zwanego połynią ¹.

Obszar ten, objęty zdjęciami satelitarnymi dotychczas nie był znany z rozwoju połyń. Odkrycie to wzbudziło zainteresowanie obserwatorów Arktyki i społeczności naukowej, stawiając pytania o naturę i przyczynę tego niezwykłego wydarzenia.

Rys.1. Spojrzenie na koncentrację lodu morskiego w dniu 25 lutego, na którym widać połynię na północ od Grenlandii (William G. K. Moore i inni, 2018).

Połynia ta w lutym 2018 roku miała nawet średnicę dochodzącą do 100 kilometrów, dzięki powstałej adwekcji bardzo silnych wiatrów, które na duże odległości wręcz wywiały stary gruby, wieloletni lód, tworząc początkowo na ogromnym obszarze otwarte wody, które póżniej zostały już zastąpione tylko cienkim rocznym lodem, który utrzymywał się do pory letniej, do sierpnia, gdy ponownie nastąpiły wiatry, ale znacznie słabsze niż zimą, które z łatwością ponownie zmiotły, ale już cienki lód, tworząc znowu szeroką przestrzeń wodną wolną od lodu, dzięki czemu słońce intensywnie nagrzewało Morze Wandela, co też z kolei sprzyjało szybszemu podpowierzchniowemu topnieniu sąsiednich kier lodowych.

Do celów badawczych dynamiki i ewolucji połyni naukowcy wykorzystali dane o stężeniu lodu morskiego z zapisu danych klimatycznych NOAA/NSIDC w oparciu o instrumenty pomiarowe satelitarne SMMR, SSM/I i SSMIS w rozdzielczości 25 km od 1979 r. (Walter N. Meier i inni, 2014), a także pozyskali dane zestawu ASI z Uniwersytetu z Bremy, oparte na przyrządach AMSRE i Advanced Microwave Scanning Radiometer 2 przy rozdzielczości 6,25 km od 2002 r. (Gunnar Spreen i inni, 2008).

Z kolei dane ciśnienia powierzchniowego, temperatury powietrza, prędkości i kierunku wiatru zespół naukowy Kenta Moore’a mógł pobierać co 3 godziny podczas prowadzenia powyższych badań naukowych, dzięki udostępnieniu ich przez Duński Instytut Meteorologiczny (DMI – Danish Meteorological Institute) obsługujący dwie stacje meteorologiczne w północnej Grenlandii (John Cappelen, 2019):

1. na Station Nord (SN: 81,6°N; 16,65°W, od 1961 do chwili obecnej)
2. na Kap Morris Jessup (83,65°N; 33,37°W, 1985 do chwili obecnej).

Ponadto, do głębszej analizy dynamiki połyni uczeni wykorzystali dane z Systemu modelowania i asymilacji panarktycznego oceanu lodowego (PIOMAS – Pan-Arctic Ice Ocean Modeling and Assimilation System) (Jinlun Zhang i D. A. Rothrock, 2003).

Standardowy przebieg PIOMAS (SPINUP) asymiluje satelitarną koncentrację lodu morskiego i w badaniach został wykorzystany do zapewnienia warunków początkowych dla przebiegów modelowych opisanych w tejże pracy (Axel J. Schweiger i inni, 2011).

Przebiegi PIOMAS, które są stymulowane przez wymuszenia antropogeniczne, zostały wybrane w celu określenia:

1. w jaki sposób połynia w 2018 roku ewoluowała, kiedy lód morski był jeszcz grubszy, a adwekcja ciepłego powietrza słabsza
2. kiedy w przyszłości przewiduje się, że lód morski będzie cieńszy

Naukowcy w symulacjach modeli zainicjowali przebieg dynamiki lodu morskiego do 1 stycznia 2035 r. Następnie przetestowali wpływ wymuszania wiatru redukując przy tym wiatry przyziemne o 25% i 50% w porównaniu z wartościami z 2018 r. w okresie od 15 lutego do 1 marca.

Na koniec przetestowali wpływ wysokich temperatur podczas otwierania się polyni, wykonując również przebieg z zimniejszym wymuszeniem termicznym z 1979 roku.

Naukowcy w swojej pracy napisali:

Należy zauważyć, że PIOMAS nie jest sprzężony z modelem atmosferycznym, a zatem nie będzie w pełni uchwycał interakcji powietrze-morze związane z ewolucją połyni.

Zdarzenie to związane z otwieraniem połyni, odpowiedzialne za silne wiatry i ciepłe temperatury, miało miejce podczas fazy dodatniej NAO. A z zamknięciem jej podczas nadejścia fazy ujemnej NAO, charakterystycznej z występowaniem słabszych wiatrów i chłodniejszych temperatur.

—-

Naukowcy po tak ekstremalnym zdarzeniu związanym z połynią w 2018 roku, sądzili, że jest ono wyjątkowo rzadkim i nie tak prędko się zdarzy ponownie. Sugerowali się tym, że zimą 2020 roku morski arktyczny lód był względnie stabilny w LIA i badacze byli pewni dzięki temu, że nie będzie on tak szybko topnieć w porze letniej. Jednak pomylili się.

Ponownie, Axel Schweiger, Michael Steele, Jinlun Zhang, George William Kent Moore i dodatkowo Kristin Laudre – także z Centrum Polarnych Nauk w Laboratorium Fizyki Stosowanej na Uniwersytecie Waszyngtońskim w Seattle, zaobserwowali, że gruby, wieloletni lód w sierpniu 2020 roku został ponownie „zaatakowany” przez bardzo silne i gwałtowne ciepłe wiatry wiejące z południa, które tak samo na odległość 100 kilometrów dokonały gigantycznej „przerębli” rozpychając, zarówno, wieloletni, jak i jednoroczny lód. I w ten sposób po dwóch latach znowu w okresie letnim wytworzyła się ogromna połynia powodująca intensywne nagrzewanie się otwartych wód na Morzu Wandela i szybsze roztapianie grubych kier w sąsiedztwie tego obszaru. Wschodni sektor „Ostatniego Obszaru Lodowego” został ponownie zdestabilizowany ².

Naukowcy stwierdzili, że trasa niemieckiego lodołamacza Polarstern, podczas wyprawy badawczej w latach 2019-2020, została wytyczona przez zdjęcia satelitarne pokazujące rozległe obszary ukazujące koncentrację lodu na wodach otwartych i na morzu Wandela. Ogólnie pokrycie lodu morskiego (SIC) w tym rejonie było bardzo niskie i wynosiło 70% na szerokości 87°N.

Badania powyższe wykonane zostały na obszarze Morza Wandella (WS – Wandell Sea) na szerokościach geograficznych 81,5°N–85°N oraz na długościach geograficznych 10°W–50°W, czyli dokładnie na tym samym obszarze, na którym zostało zaobserwowane to samo zdarzenie w lutym 2018 r .

Fot.1. W maju 2020 roku na północ od Wyspy Ellesmere po raz pierwszy zaobserwowano połynię o powierzchni 3000 kilometrów kwadratowych. Szczelina uformowana w strefie ostatniego lodu, która ma być ostatnim bastionem lodu morskiego w ocieplającej się Arktyce. Źródło: NASA EOSDIS Worldview

25 lipca 2020 roku dzienna pokrywa lodu morskiego na Morzu Wandella (2020 WS SIC) spadła poniżej 80%.

Przy wykorzystaniu nowych badań na temat grubości lodu, z danych PiOMAS i satelity CryoSat-2/SMOS oraz na temat anomalii adwekcji i ruchu lodu za pomocą modelu lodu morskiego, naukowcy zidentyfikowali przyczynę rekordowych spadków lodu morskiego latem 2020 roku.

Zespół Schweigera stwierdził, że około 80% tych spadków wynikało z czynników związanych z pogodą, takich jak wiatr załamujący się i poruszający się lód. Pozostałe 20%, czyli jedna piąta, było spowodowane długotrwałym przerzedzaniem się lodu morskiego w wyniku globalnego ocieplenia.

14 sierpnia 2020 r. wystąpiło rekordowo niskie minimum pokrywy lodu morskiegi (SIC), które wyniosło 52%.

Kilka wcześniejszych wysokich minimów SIC w regionie Morza Wandela było w następujących latach: 1985: 57 %, 1990: 67 % i 1991: 62 %.

Utrata lodu morskiego w okresie letnim na dowolnym obszarze następuje w odpowiedzi na adwekcję lodu (tj. dynamikę) i topnienie lodu (tj. termodynamikę).

Aby zrozumieć przyczyny utraty lodu morskiego na Morzu Wandela latem 2020 roku, do badań naukowcy ponownie wykorzystali dane z systemu modelowania i asymilacji panarktycznego oceanu lodowego (PIOMAS).

Ponadto naukowcy wykorzystali do przebiegu swoich badań dzienne średnie dane z reanalizy NCEP/NCAR wykorzystywane jako wymuszanie atmosferyczne, tj.:

1. do wysokości 10 metrów wiatry przyziemne
2. Na wysokości 2 metrów temperatura powietrza przy powierzchni,
3. wilgotność właściwa
4. opady
5. parowanie
6. promieniowanie długofalowe w dół
7. ciśnienie na poziomie morza
8. frakcja chmur służąca do obliczania downwellingu promieniowania krótkofalowego

Komponenty masy lodu morskiego i budżetów cieplnych górnych warstw oceanu były obliczane bezpośrednio z danych wyjściowych modelu PIOMAS.

Anomalie adwekcji lodu dominują w miesięcznej zmienności od 1979 do 2020 roku, ale bez długoterminowego trendu. Anomalna adwekcja lodu w czerwcu, lipcu i sierpniu (JJA – June, July, August) 2020 jest zasadniczo ujemna (tj. Strata grubości lodu morskiego (SIT – Sea Ice Thickness), chociaż kilka wcześniejszych lat również ma anomalie o podobnej wielkości. Anomalie ruchu lodu w lipcu i sierpniu pokazują, że lód jest odsuwany na północny zachód od Morza Wandela (WS).

Rys.2. Ostatni obszar lodowy o raz obszar badań na Morzu Wandela (Axel Schweiger i inni, 2021).

Naukowcy podkreślili, że produkcja lodu w miesiącach letnich JJA w 2020 r. miała rekordowo niską wartość ubytku grubości lodu morskiego (SIT), wynoszącego  -0,3 m/miesiąc. W rzeczywistości wszystkie lata od 2016 roku wykazały ujemne anomalie produkcji lodu JJA.

W artykule naukowcy napisali na temat zmienności atmosfery:

Aby umieścić adwekcję lodu morskiego na Morzu Wandela w 2020 r. (WS), w kontekście większej skali, rozważamy tutaj podstawowe mody (tryby) zmienności atmosfery Arktyki, tj. oscylację arktyczną (AO – Arctic Oscillation), arktyczną anomalię dipolową (ADA – Arctic Dipole Mode) i oscylację Barentsa (BO – Barents Oscillation). Każdy z nich odpowiada głównym (PC – Principal Components) empirycznych funkcji ortogonalnych obliczonych z miesięcznych pól ciśnienia średniego poziomu morza na północ od 30°N.

W okresie od stycznia do marca 2020 r., kiedy lód morski wpłynął do Morza Wandela, ciśnienie na poziomie morza (SLP) nad Arktyką było niskie, z wzorcem ciśnienia na poziomie morza podobnym do tego, który stwierdzono w 2017 r., kiedy Wir Beauforta odwrócił się. Powstały ruch lodu na lądzie przyczynił się do powstania anomalnie grubego lodu na północ od Grenlandii.

W tym samym czasie zarówno AO, jak i ADA były bardzo wysokie (AO była w rzeczywistości rekordowa). Była to sytuacja niespotykana w żadnym innym roku w ciągu 41-letniego szeregu czasowego.

Co ciekawe, warunki latem 2020 roku pokazały coś przeciwnego, mianowicie ruch lodu na zachód od Morza Wandela (WS), a AO i ADA były wówczas bliskimi rekordowo ujemnych wartości. Wydaje się jasne, że anomalne wymuszanie wiatru na Morzu Wandela (WS) w 2020 roku było związane z anomalnymi wzorcami wiatrów powierzchniowych na dużą skalę.

—-

Jakub Małecki, glacjolog z Uniwersytetu Adama Mickiewicza w Poznaniu, na łamach serwisu Nauka o klimacie napisał ³:

Początkowo odchylenie od wieloletniej normy wynosiło kilkanaście procent, ale w połowie sierpnia zlodzenie było niższe od średniej niemal o połowę, bijąc dotychczasowe rekordy. Obszar otwartej wody był ogromny, a otaczała go potężna powierzchnia wodno-lodowej mieszanki, z koncentracją lodu niestanowiącą problemu dla przepływającego nieopodal lodołamacza Polarstern. Jego dowództwo zdecydowało się wykorzystać te warunki i w sierpniu 2020 roku (pod koniec trwania ekspedycji MOSAiC) popłynąć ku biegunowi północnemu.

Axel J. Schweiger ze swoim zespołem naukowym w swojej pracy napisali z niepokojem na temat zagrożenia fauny arktycznej:

Ostatni Obszar Lodowy (LIA – Last Ice Area) jest uważany za ostatnie schronienie dla związanych z lodem arktycznych ssaków morskich, takich jak niedźwiedzie polarne ( Ursus maritimus ), foki obrączkowane ( Pusa hispida) i foki brodate ( Erignathus barbatus) oraz morsy ( Odobendus rosmarus ). LIA jest również ważny dla mew modrodziobych (Pagophila eburnea), które rozmnażają się w północnej Grenlandii.

Fot.2. Polarstern w drodze do bieguna północnego w ramach ekspedycji MOSAiC. Fot. Alfred Wegener Institut/Stefen Graupner/CC BY-4.0

Konkluzja na temat lodu morskiego w Arktyce jest taka, że pomimo jeszcze „ratującego” go tworzenia się adwekcji układów niżowych przynoszących wysoki stopień zachmurzenia w drugiej połowie lata, dzięki czemu dochodzi mniej promieni słonecznych do powierzchni morskiej i lodowej, to i tak, jak się dowiadujemy z wyników badań naukowych, powstają obszary destabilizujące, takie jak rejon Morza Wandela, gdzie ekstremalne wiatry południowe stają się przyczyną powstawania rozległych połyni, czyli otwartych ciemnych wód bardzo silnie nagrzewających się w okresie letnim i przyspieszającym podpowierzchniowe topnienie sąsiednich obszarów lodowych, zarówno paków, jak i kier.

Referencje:

1. Moore G. W. K. et al., 2018 ; What Caused the Remarkable February 2018 North Greenland Polynya? ; Geophysical Research Letters ; https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1029/2018GL080902

2. Schweiger A. J. et al., 2021 ; Accelerated sea ice loss in the Wandel Sea points to a change in the Arctic’s Last Ice Area ; Communications Earth & Environment ; https://www.nature.com/articles/s43247-021-00197-5

3. Małecki J., 2021 ; Ostatni obszar lodu ; Nauka o klimacie ; https://naukaoklimacie.pl/aktualnosci/ostatni-obszar-lodu/

Wzmocnienie arktyczne (amplifikacja), po raz pierwszy zbadane w październiku 1969 roku przez rosyjskiego klimatologa Michaiła I. Budyko z Głównego Obserwatorium Geofizycznego (w dawnym Leningradzie w czasach ZSRR), polega na zmniejszeniu się różnicy temperatur pomiędzy równikiem a biegunem północnym. Przyczyną jest zmniejszanie się albedo lodu, gdy jego zasięg zmniejsza się kosztem powstawania otwartych ciemnych toni wodnych Oceanu Arktycznego absorbujących promieniowanie słoneczne ¹.

Ten proces nagrzewania się powietrza oraz wód w Arktyce powoduje, że coraz częściej występują w niej wyjątkowo ciepłe lata a polarny prąd strumieniowy wówczas płynie niejednokrotnie bardzo wolno, meandrując i przynosząc z sobą na średnich szerokościach wiosną, latem i jesienią wydłużone okresy nawalnych opadów deszczu lub fal upałów, suszy i pożarów, a zimą gwałtownych śnieżyc. Te ostatnie jednak zaznaczają się bardziej krótkotrwałymi okresami. 30-40 lat temu, gdy polarny prąd strumieniowy płynął częściej wartko i dość szybko, nie miało to dużego wpływu na częstość ekstremalnych zjawisk pogodowych.

Naukowcy szacują w swych modelach klimatycznych, że w przyszłych dziesięcioleciach polarny prąd strumieniowy będzie częściej wolno płynąć niż szybko co będzie wpływało na zmniejszenie częstotliwości frontu polarnego, podczas którego, polarne masy powietrza zderzają się ze zwrotnikowymi.

—-

Jak już wspomnieliśmy, zwolnienie polarnego prądu strumieniowego ma również związek ze wspomnianą już amplifikacją Arktyki. Spostrzeżenie to zostało po raz pierwszy zaobserwowane w 2012 roku i powtórzone w badaniach w 2015 roku przez Jennifer A. Francis z Instytutu Nauk Morskich i Wybrzeży na Uniwersytecie Rutgers w Brunszwiku i Stephena J. Vavrusa z Centrum Badań Klimatycznych na Uniwersytecie Wisconsin-Madison (badanie z 2012 r.) ² , (badanie z 2015 r.) ³.

Pokrywa lodu morskiego w Arktyce szybko kurczy się z dekady na dekadę i obecnie jest już znacznie mniej grubego lodu wieloletniego, a znacznie więcej cienkiego lodu rocznego. Zaburzenia pogodowe w Arktyce powodują coraz częstszą adwekcję bardzo ciepłych mas powietrza z niższych szerokości geograficznych, a polarne masy powietrza często spływają z niej właśnie na niższe szerokości geograficzne. Więcej na ten temat będzie w rozdziale „Największe ocieplenie w Arktyce”.

Rys.1. Szeregi czasowe indeksu amplifikacji Arktyki dla każdego sezonu. Dodatni wskaźnik wskazuje, że Arktyka ociepla się szybciej niż na średnich szerokościach geograficznych. Źródło: (Francis i Vavrus, 2015).

Autorzy w swojej pracy piszą, że polarny prąd strumieniowy na półkuli północnej, dzięki zmniejszaniu się gradientu temperatur między biegunem północnym a równikiem, staje się bardziej falisty. To znaczy prowadzi do takiego stanu pogodowego, w którym latem na jednym obszarze mogą zalegać długotrwałe okresy suszy, a na innym długotrwałe okresy nawalnych opadów deszczu. Natomiast zimą na jednym obszarze mogą zalegać długotrwałe okresy ciepłych i słonecznych dni, a na innym długotrwałe okresy mroźnych i śnieżnych dni.

Jennifer Francis na łamach serwisu Carbon Brief powiedziała ⁴:

Wraz z ocieplaniem się Arktyki obserwujemy coraz więcej uporczywych, ekstremalnych warunków pogodowych.

Występowanie tych wydarzeń wzrosło w ostatnich dziesięcioleciach, kiedy wzmocnienie Arktyki stało się silnym sygnałem.

Wzmocnienie w Arktyce jest największe jesienią i zimą, dlatego powoduje głównie uporczywe zimna pogoda.

Praca zespołowa rosyjskiego naukowca Vladimira Petoukhova z Poczdamskiego Instytutu Badań nad Wpływem Klimatu (PIK – Potsdam Institute for Climate Impact Research), wyjaśnia nam, że wolno meandrujący wiatr stratosferyczny, czyli dobrze nam znany polarny prąd strumieniowy, na wysokich szerokościach geograficznych, na półkuli północnej może wtedy, wytworzyć specyficzny sinusoidalny falowód, tak zwaną falę Rossby’ego charakteryzującą się tym, że często zdarza się tak, że w porze letniej tenże falowód tworzy specyficzne wypustki (6-8), gdzie w strefie polarnej powstają układy niżowe, a w strefie zwrotnikowej wyżowe ⁵.

Rys.2. Zablokowana fala Rossby’ego „uwięziona” w atmosferycznym falowodzie (Nauka o Klimacie, 2019).

Takie zdarzenie miało miejsce w latach 2014-19. Mieliśmy wówczas często do czynienia z zachmurzeniem Arktyki. W przyszłości, gdyby świat dalej się ocieplał według scenariusza wysokich emisji „biznes jak zwykle”, amplifikacja Arktyki może być jeszcze większa. Możliwe, że będziemy mieli wtedy do czynienia nawet z potrojeniem quasi-rezonansowego wzmocnienia (QRA – quasi—resonant amplification) fali Rossby’ego.

Jeśli w przyszłości polarny prąd strumieniowy będzie meandrować w okresie zimowym na półkuli północnej, tak jak w poprzednich latach, to może dojść do tragicznych zdarzeń, jak na przełomie lutego i marca 2018 roku na subtropikalnej Florydzie, gdy anomalia mroźnego powietrza z Arktyki wpłynęła znacząco na wymieranie lokalnych populacji manatów w Zatoce Meksykańskiej na Morzu Karaibskim.

Jak już wcześniej wspomnieliśmy, mroźne śnieżyce wcale nie zaprzeczają istnieniu globalnego ocieplenia. Wprost przeciwnie. Mogą one występować w 2100 roku nawet w temperaturze 3 stopni Celsjusza powyżej okresu przedprzemysłowego 1850-1900. Ale oczywiście te okresy będą znacznie krótsze niż teraz w nadchodzącej dekadzie lat 20 XXI wieku.

Trudno powiedzieć jak w przyszłości zachowa się polarny prąd strumieniowy na półkuli północnej. Według obliczeń QRA, za pomocą zestawu modeli CMIP5, zespół naukowy Michaela E. Manna ze Stanowego Uniwersytetu Pensylwanii (Penn State University) oszacował, że troposferyczny wiatr przyspieszy na dużych wysokościach, gdy na średnich szerokościach (głównie w Chinach i w Indiach) ustaną emisje aerozoli ze spalania paliw kopalnych, rozpraszających promieniowanie słoneczne, co spowoduje takie samo tempo ocieplania tychże szerokości jak w Arktyce albo nawet szybsze, dzięki większemu dopływowi do nich strumienia słonecznego. A to z kolei wpłynie na przyspieszenie biegu polarnego prądu strumieniowego ⁶.

W artykule powyższym czytamy, że w tym stuleciu prawdopodobieństwo wystąpienia QRA może być o 50% większe w przypadku scenariusza wysokiej emisji (RCP8.5 według V Raportu Oceny IPCC).

Wydarzenia QRA powodują ekstremalną letnią pogodę, kiedy prąd strumieniowy wykazuje szerokie meandry północ-południe i zatrzymuje się, a szczyty i doliny są zablokowane w miejscu.

Rys.3. Fale Rossby’ego w prądzie strumieniowym. Cienkie, kolorowe kreski pokazują kierunek i prędkość przepływu powietrza w wyższych partiach atmosfery. Kolory żółty, pomarańczowy, czerwony oznaczają kolejno coraz większe prędkości. Duże niebieskie i czerwone strzałki pokazują kierunki napływu ciepłych (czerwone) i chłodnych (niebieskie) mas powietrza. Duże litery W oznaczają obszary wyżów a litery N – niżów atmosferycznych. (Tło stanowi wizualizacja NASA Visualization Studio). [w:] (Nauka o klimacie , 2019).

Profesor Michael Mann w serwisie Science Daily powiedział ⁷:

Większość stacjonarnych zaburzeń prądu strumieniowego zniknie z czasem. Jednak w pewnych okolicznościach zakłócenie fal jest skutecznie ograniczane przez falowód atmosferyczny, coś podobnego do sposobu, w jaki kabel koncentryczny prowadzi sygnał telewizyjny. Zakłócenia wtedy nie mogą być łatwo rozproszone i mogą pozostać bardzo duże wahania amplitudy w strumieniu na północ i południe na swoim miejscu, gdy okrąża kulę ziemską.

Z kolei współautor badania Stefan Rahmstorf z Poczdamskiego Instytutu Badań nad Wpływem Klimatu (PIK) powiedział również w tym serwisie:

Jeśli ta sama pogoda będzie się utrzymywać przez wiele tygodni w jednym regionie, wtedy słoneczne dni mogą przekształcić się w poważną falę upałów i suszę, a długotrwałe deszcze mogą doprowadzić do powodzi.

Ponadto naukowcy wyjaśnili w swojej pracy związek ekstremalnych zdarzeń pogodowych mających związek z zakłóceniem polarnego prądu strumieniowego na półkuli północnej:

Seria uporczywych, ekstremalnych i kosztownych letnich zdarzeń pogodowych w ciągu ostatniej półtorej dekady, w tym fala upałów w Europie w 2003 r., powódź w Pakistanie w 2010 r., fala upałów w Rosji, susza w Teksasie                w 2011 r., powodzie w Europie w 2013 r., pożary w Kalifornii w 2015 r. i pożary lasów w stanie Alberta w Kanadzie w 2016 r., doprowadziła do ciągłej dyskusji w literaturze naukowej dotyczącej związku między antropogenicznymi zmianami klimatu a ekstremalnymi temperaturami w okresie ciepłym.

Pewne wzrosty ekstremalnych temperatur letnich można wytłumaczyć stosunkowo prostymi procesami termodynamicznymi, np. przesunięciami w górę rozkładu temperatury prowadzącymi do wzrostu częstotliwości fal upałów lub wpływem ocieplenia atmosfery na intensywne opady atmosferyczne. Rosnąca liczba badań sugeruje jednak, że mechanizmy obejmujące dynamikę atmosfery są niezbędne do wyjaśnienia w szczególności nadzwyczaj trwałych i wzmożonych zakłóceń w polarnym prądzie strumieniowym – które są związane z utrzymującymi się ekstremalnymi letnimi zdarzeniami pogodowymi.

Granica polarnego prądu strumieniowego (front polarny – strefa opadów deszczu i burz), czyli zderzenie mas zwrotnikowego powietrza z masami polarnego – ta strefa jest znacznie słabsza, gdy polarny prąd strumieniowy płynie wolno sinusoidalnie. Wtedy też na dłużej powstają wzorce pogodowe takie jak długotrwałe okresy nadmiernych susz, w tym dość częstych fal upałów i pożarów czy też z drugiej strony okresy nadmiernych opadów deszczu, w tym także dość częstych powodzi.

Z taką sytuacją mieliśmy do czynienia właśnie w 2018 roku podczas bardzo upalnej wiosny i lata na średnich szerokościach półkuli północnej. Powstanie układu sinusoidalnego falowodu przyniosło z sobą wiele spektakularnych ekstremalnych zjawisk pogodowych. Miało ono miejsce, zarówno późną zimą (w lutym i marcu, gdy po rozbiciu wiru polarnego było bardzo zimno i śnieżnie na wielu średnich szerokościach półkuli północnej), jak i wiosną i latem (od kwietnia do września, gdy panowały na tych samych szerokościach ekstremalne susze i pożary w Kalifornii, Skandynawii, Portugalii, Grecji, czy też ekstremalne fale upałów w Japonii i południowo-wschodniej Kanadzie, które dominowały nad odmiennymi zjawiskami pogodowymi jak nawalne opady deszczu czy powodzie w Indiach i Bangladeszu.

Amplifikacja arktyczna ma nadal miejsce. Obszary polarne nagrzewają się szybciej niż obszary tropikalne, zwłaszcza równik, na którym bardzo silna głęboka konwekcja powoduje intensywne parowanie na coraz wyższe szerokości, gdzie następuje wspomniana adwekcja, czyli transport mas nagrzanego powietrza na wyższe szerokości geograficzne, w tym w coraz większym zakresie na obszar bieguna północnego.

Aiguo Dai, wraz ze swoimi współpracownikami, zauważył, że najsilniej wzmocnienie arktyczna (amplifikacja arktyczna) oddziałuje pod osłoną nocy polarnej, od października do kwietnia, wtedy też mamy do czynienia ze znacznie bardziej zwiększonym występowaniem promieniowania podczerwonego aniżeli w okresie od kwietnia do października, gdy ma miejsce dzień polarny. Właśnie wtedy też występuje większy ubytek lodu morskiego pod wpływem większego stężenia CO₂ ¹³.

W pracy naukowcy wzięli pod uwagę dwa okresy: historyczny (1976-2016) oraz przyszły (2019-2300). Zastosowano następujące metody badawcze pod kątem zmian lodu w Arktyce:

Za pomocą danych reanalizy tymczasowej ERA oraz symulacji modelu CMIP5 przedstawiono następujące zmiany:

1. zmiany arktycznej pokrywy lodu morskiego (SIC – Sea Ice Cover)
2. zmiany temperatury powietrza na powierzchni (TAS – Temperature Air Surface)
3. zmiany przepływu energii

Za pomocą sprzężonego modelu klimatycznego CESM1:

1. zmiany klimatu z 1 % rocznym wzrostem atmosferycznego CO₂ bez stałego SIC przez okres 235 lat
2. zmiany strumienia wody powierzchniowej
3. zmiany przepływu energii

Dai ze swoimi współpracownikami napisali, że podczas ciepłego letniego sezonu nadmiernie pochłonięte promieniowanie słoneczne przez powierzchnię regionu  Arktyki występuje i jest magazynowane w nowo otwartych od lodu wodach przy minimalnym wzroście temperatury powierzchni, co ma wpływ na niewielkie zmiany w długofalowym promieniowaniu powierzchniowym (LW –longwave), skierowanym do góry ciepłem jawnym (SH – sensible heat) i utajonym (LH – latent heat) – czyli strumieniami ciepła podczas letniego sezonu.

Naukowcy w swojej pracy napisali następująco:

Od października do kwietnia strumienie LW w górę i SH + LH znacznie wzrosły, co wskazuje na ciepłą powierzchnię oceanu i dodatkowe ogrzewanie powietrza. Prowadzi to do zwiększonego ocieplenia atmosfery w pobliżu powierzchnii w dolnej troposferze. Różnica między listopadem a lipcem w strumieniach w górę LH (około 4 W/m ² /dekadę) i SH + LH (około 1,7 W/m ² /dekadę) można przypisać zwiększonemu ociepleniu powierzchni oceanów (z powodu połączenia dodatkowej absorpcji promieniowania słonecznego w ciepłych porach roku i otwarcia nowych powierzchni wody w zimnych porach roku).

Naukowcy podkreślili, że wymuszanie długofalowego promieniowania (LW) w górę jest ponad dwukrotnie większe od zmian ciepła jawnego i utajonego (SH + LW). Ich zdaniem ma to związek z tym, że w Arktyce występuje duża różnica temperatur między powierzchnią wody a lodu w sezonie zimowym, która wynosi 10–30°C.

Rys.4. Stuletnie zmiany w modelach CMIP5. a od 1970–1999 do 2070–2099 oraz b od 2070–2099 do 2170–2199. Pokazano zmiany grudniowego stężenia lodu morskiego (SIC, %, cieniowanie), temperatury powietrza (Tas, °C, czerwone kontury, odstęp = 2) oraz utajone i jawne strumienie ciepła (LH + SH, W m- 2 , żółte kontury, interwał = 10). Kontury przerywane są dla wartości ujemnych. Na podstawie zbiorowej średniej dziewięciu symulacji z dziewięciu modeli CMIP5 w scenariuszach historycznych i RCP85 (Aiguo Dai i inni, 2019).

Ponadto badacze oszacowali na podstawie symulacji opisanych wyżej dziewięciu modeli CMIP5, że pod koniec XXI wieku lód arktyczny w dużym stopniu zaniknie. W swoim artykule napisali:

Symulowany model CMIP5 ocieplenie Arktyki i utrata lodu morskiego różnią się znacznie w zależności od miesiąca w XXI i XXII wieku, ale nie w XXIII wieku, kiedy większość lodu morskiego ma ulec stopieniu. W XXI wieku duże ubytki lodu morskiego (>20% powierzchni Arktyki) wystąpić mają od czerwca do stycznia, a duża arktyczna amplifikacja (AA) wystąpić ma tylko od października do kwietnia, osiągając szczyt w okresie od listopada do grudnia. Zmniejszona pokrywa lodu morskiego (SIC) umożliwić ma Oceanowi Arktycznemu pochłanianie większej ilości światła słonecznego od kwietnia do sierpnia, ale ta dodatkowa energia jest magazynowana w górnej części Oceanu Arktycznego bez znacznego zwiększania temperatury powierzchni ze względu na dużą pojemność cieplną warstwy mieszanej oceanu.

Warto też wiedzieć, że nawet niskie chmury wraz z wysokimi chmurami w długie noce polarne od połowy września do połowy marca mają większy efekt ogrzewający niż ochładzający, dlatego też właśnie wtedy jesienią i zimą do wczesnej wiosny najwięcej gromadzi się ciepła podczerwonego. Słoneczne promieniowanie wtedy nie dochodzi.

Referencje:

1. Budyko M. I., 1969 ; The effect of solar radiation variations on the climate of the Earth ; Tellus ; https://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1111/j.2153-3490.1969.tb00466.x
2. Francis J. et al., 2012 ; Evidence linking Arctic amplification to extreme weather in mid-latitudes ; Geophysical Research Letters ; https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1029/2012GL051000
3. Francis J. et al., 2015 ; Evidence for a wavier jet stream in response to rapid Arctic Warming ; Environmental Research Letters ; https://iopscience.iop.org/article/10.1088/1748-9326/10/1/014005
4. McSweeney R., 2015 ; Scientists discuss how strongly a warming Arctic is implicated in extreme weather ; Carbon Brief ; https://www.carbonbrief.org/scientists-discuss-how-strongly-a-warming-arctic-is-implicated-in-extreme-weather
5. Vladimir Petoukhov et al., 2016 ; Role of quasiresonant planetary wave dynamics in recent boreal spring-to-autumn extreme events ; Proceedings of the National Academy of Sciences ; https://www.pnas.org/content/113/25/6862
6. Mann M. E. et al., 2018 ; Projected changes in persistent extreme summer weather events: The role of quasi-resonant amplification ; Science Advances ; https://www.science.org/doi/10.1126/sciadv.aat3272
7. Penn State, 2018 ; Controlling future summer weather extremes still within our grasp ; Science Daily ; https://www.sciencedaily.com/releases/2018/10/181031141603.htm
8. Dai A. et al., 2019 ; Arctic amplification is caused by sea-ice loss under increasing CO2 ; Nature Communications ; https://www.nature.com/articles/s41467-018-07954-9

Lód morski, zarówno w Arktyce, jak i w Antarktyce, topnieje nie tylko w stosunku do powierzchni – czyli jego zasięgu geograficznego, ale i również w stosunku do jego objętości i grubości.

Ron Kwok – naukowiec NASA z Jet Propulsion Laboratory w Pasadenie w Kalifornii – dokonał oceny badań w ostatnich 60 latach (1958–2018) wielkoskalowych zmian grubości, objętości lodu morskiego oraz stopień pokrycia wieloletniego lodu (MYI – Multi-Year Ice) ¹².

Na podstawie dostępnych pomiarów z sonarów podwodnych, wysokościomierzy satelitarnych (ICESat i CryoSat-2) oraz skaterometrów satelitarnych, naukowiec stwierdził, że od 1958 r. pokrywa lodowa Oceanu Arktycznego systematycznie przekształca się z wieloletniego, grubszego, starszego lodu na roczny, cieńszy, młodszy. Ale obecnie przy tak niewielkiej ilości wieloletniego lodu tempo zmniejszania się jego grubości wyraźnie uległo spowolnieniu. A świeży, młodszy lód rośnie szybciej, chociaż jest bardziej narażony na oddziaływanie silnie wiejących wiatrów. Więc, zdaniem badacza, jego grubość jest teraz bardziej zmienna niż zdominowana przez efekt globalnego ocieplenia.

W ujęciu regionalnym już w 1999 roku D. A. Rothrock, wraz ze swoimi współpracownikami, z University of Washington w Seattle, zidentyfikował 29 miejsc, w których wcześniejsze tory okrętów podwodnych albo krzyżują się, albo są blisko równoległe do torów rejsowych z lat 90 XX wieku. Na tych skrzyżowaniach oszacowali błędy pomiarowe na 0,3 m.

29 tych lokalizacji jest następnie przypisanych do jednego z sześciu regionów: Przylądek Czukocki, Morze Beauforta, Basen Kanady, Biegun Północny, Basen Nansena i Arktyka Wschodnia.

Aby porównać satelitarne dane dotyczące grubości lodu z satelitów: ICESat i CryoSat-2 z danymi dotyczącymi łodzi podwodnych, w 29 lokalizacjach średnie grubości są pobierane z miesięcznych pól satelitarnych i korygowane sezonowo do 15 września przy użyciu modelowanego cyklu rocznego.

Zmiany grubości lodu przedstawiają średnie regionalne grubości lodu morskiego w Arktyce z czterech okresów:

1. analiza regresji okrętów podwodnych (1958-1976)
2. analiza regresji okrętów podwodnych (1993-1997)
3. badania lidarowe satelity ICESat (2003-2007)
4. badania lidarowe satelity CryoSat-2 (2011-2018)

Rys.1. Międzyroczne zmiany średniej grubości lodu zimowego (kolor niebieski) i jesiennego (kolor czerwony), w obszarze udostępnienia danych, na podstawie analizy regresji zapisu okrętu podwodnego (D. A. Rothrock i in., 2008) oraz ICESat (Ron Kwok i D. A. Rothrock, 2009) i CryoSat-2 (Ron Kwok i G. F. Cunningham 2015).

Pobieranie próbek z okresu zimowego i letniego koncentruje się na datach kampanii ICESat. Zacienienia niebieskie i czerwone pokazują oczekiwane reszty w analizie regresji. Ramka w lewym dolnym rogu pokazuje obszar, na którym publikowane są dane (nieregularny wielokąt) danych łodzi podwodnych z rejsów marynarki wojennej Stanów Zjednoczonych, który obejmuje około 38% Oceanu Arktycznego.

(Ron Kwok i inni, 2018)

W zapisach okrętów podwodnych (pierwsze dwa okresy), oddzielonych o około 28 lat, średnia grubość lodu zmniejszyła się o 1,4 m (lub 46%), z 3,0 do 1,6 m w większości głębokowodnej części Oceanu Arktycznego. Spadki są większe w środkowej Arktyce (basen Kanady, biegun północny i basen Nansena) i wschodniej Arktyce niż w morzach Beauforta i Czukockiego.

Dane ICESat i CryoSat-2 pokazują dalsze spadki grubości, choć raczej mniejsze. W ciągu mniej więcej 10 lat między okresem okrętów podwodnych po 1990 r. a okresem ICESat: średnia grubość zmniejszyła się o kolejne 0,2 m lub 12% grubości. Między okresami ICESat i CryoSat-2 trwającymi około 8 lat średnia grubość zmniejszyła się o kolejne 0,4 m (do 1,0 m). W stosunku do okresu okrętów podwodnych sprzed 1990 r. Pod koniec sezonu topnienia, średnia grubość w tych rejonach zmniejszyła się o 2,0 m lub około 66% w ciągu sześciu dekad.

Całkowite przerzedzenie od maksymalnej grubości 3,64 m w 1980 roku w wynikach analizy regresji łodzi podwodnej nie zmieniło się istotnie w okresie zimowym (luty–marzec). Średnia grubość lodu jest teraz bliska 2 m. Z kolei w okresie jesiennym (październik-listopad) prawdopodobnie średnia grubość lodu wzrosła z mniej niż 1 m po zakończeniu lata 2007 roku. Jednak największy kontrast w zapisie miał miejsce między grubością lodu w latach 80 XX wieku a połową drugiej dekady XXI wieku.

We wcześniejszych latach przerzedzenie lodu było niezwykłe, ponieważ miało miejsce, gdy większa część Oceanu Arktycznego była pokryta wieloletnim lodem morskim (MYI – Multi-Year Ice). W porównaniu z późniejszymi zapisami satelitów ICESat i CryoSat-2 wszystko na to wskazuje, że zmiany w przerzedzeniu będą mniejsze wraz ze zwiększaniem się pokrycia cieńszego lodu sezonowego. Tak wskazują wyniki badań Kwoka w obszarach objętych badaniami (29 lokalizacji w 6 regionach Arktyki).

Rys.2. Objętość lodu morskiego w Arktyce obliczona z pól grubości ICESat (2003–2008) i CryoSat-2 (2011–2018). Objętość jest obliczana w basenie arktycznym ograniczonym czterema bramami do Pacyfiku: Cieśniną Beringa, Archipelagiem Kanadyjskiej Arktyki (CAA – Canadian Arctic Archipelago), Cieśniną Fram w Grenlandii oraz Morzem Barentsa. Obejmuje to cały basen arktyczny.

(Ron Kwok i inni, 2018)

Badania dwóch satelitów: ICESat (2003-2008) i CryoSat-2 (2011-2018) pokazane na rysunku 182 pokazują następujące spadki średniej objętości lodu morskiego w okresach pór roku:

1. okres jesienny (październik-listopad) – o 287 km³/rok
2. okres zimowy (luty-marzec) – o 513 km³/rok

Referencje:

1. Kwok R., 2018 ; Arctic sea ice thickness, volume, and multiyear ice coverage: losses and coupled variability (1958–2018) ; Environmental Research Letters ; https://iopscience.iop.org/article/10.1088/1748-9326/aae3ec

2. Rothrock D. A. et al., 1999 ; Thinning of the Arctic sea-ice cover ; Geophysical Research Letters ; https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/abs/10.1029/1999gl010863