Atlantyfikacja wód subpolarnych

Nie wszystkie wody pochodzące z Golfsztromu podlegają systemowi zatapiania się. Część z nich płynie dalej wzdłuż Prądu Północnoatlantyckiego w kierunku cieśnin: Frama i Daviesa oraz Morza Norweskiego, do wód arktycznych. I wraz z postępującym ociepleniem klimatu, wędrówce wód atlantyckich do wód polarnych towarzyszą też coraz częstsze migracje ryb, ptaków, waleni i innych gatunków atlantyckich w rejony subarktyczne. Jest to tak zwany proces atlantyfikacji mórz subarktycznych, a nawet samego Oceanu Arktycznego polegający na wypieraniu gatunków arktycznych przez atlantyckie.
—-
Rys.1. Polarne Morze Barentsa poddane wpływowi atlantyckich wód (Fot. Z serwisu Carbon Brief).
—-
Atlantyfikacja, termin po raz pierwszy użyty w 2017 roku przez rosyjskiego klimatologa i oceanografa Igora Polyakova pracującego w Międzynarodowym Centrum Badań Arktycznych i na Uniwersytecie Alaski w Fairbanks na wydziale Naturalnych Nauk i Matematyki*.
Zdaniem naukowców, Wschodni Basen Eurazjatycki Oceanu Arktycznego znajduje się na południe od strony Bieguna Północnego i na północ od Atlantyku. Jednak w miarę ocieplania się klimatu staje się on bardziej podobny do swojego większego sąsiada z północy. Badacze zaobserwowali w swoich wynikach pracy, że region ten wyraźnie ewoluuje w kierunku stanu osłabienia naturalnej stratyfikacji w rejonie polarnym, a zwiększa się mieszanie pionowe, powodujące uwalnianie ciepła oceanicznego przyczyniającego się do redukcji ilości lodu morskiego. Zmiany te mogą mieć znaczny wpływ na inne geofizyczne i biogeochemiczne aspekty systemu Oceanu Arktycznego i zapowiadać całkowicie nowy stan klimatu Arktyki.
Igor Polyakov ze swoimi współpracownikami piszą:
Atlantyfikacja jest to proces, w którym topnienie lodu latem wprawdzie wysładza powierzchniowe wody. Ale ocieplenie klimatu sprawia, że jest go coraz mniej. Kurczy się jego zasięg i traci na grubości. Tak się dzieje w eurazjatyckiej Subarktyce na Morzu Barentsa. Haloklina, warstwa przejściowa wód pod względem gęstości i zasolenia, staje się tam coraz mniej stabilna i nie zapobiega już tak mieszaniu, co sprzyja temu, że przy mniejszej zawartości lodu łatwiej wody atlantyckie mieszają się z arktycznymi. Na dodatek często bardzo silne wiatry spychają skutecznie z Atlantyku te masy ciepłych nagrzanych wód do Arktyki.
—-
Kolejna podobna interesująca na ten temat praca naukowa została przedstawiona przez badaczy norweskich: Sigrid Lind i Randi B. Ingvaldsen z Instytutu Badań Morskich w Tromsø oraz Tore’go Furevika z Instytutu Geofizycznego, na Uniwersytecie w Bergen w Centrum Badań Klimatu Bjerknes*.
W pracy norweskich naukowców zostało potwierdzone co Polyakov rok wcześniej odkrył. Na podstawie kompilacji obserwacji hydrograficznych w Morzu Barentsa, w badanym okresie 1970-2016, naukowcy zaobserwowali nie tylko nasilający się napływ ciepłych i zasolonych wód atlantyckich do chłodnych i mniej zasolonych polarnych włącznie z ich coraz bardziej ułatwionym mieszaniem się pionowym, ale i również też osłabiony transport lodu z Oceanu Arktycznego. I ma to właśnie ujemne skutki dla dalszej egzystencji gatunków polarnych związanych zarówno z mniej słonymi wodami polarnymi, jak i z obecnością słodkiego lodu morskiego jako habitatu dla ssaków i ptaków morskich żyjących na co dzień w klimacie polarnym.
—
Rys.2. Ilustracja obszaru granicznego między strefami klimatycznymi oceanu atlantyckiego (po lewej) i Arktyki (po prawej). Domena atlantycka ma ciepłą i słoną wodę atlantycką (czerwony kolor) zajmującą cały słup wody i ma duże straty ciepła do atmosfery (zimą). Domena arktyczna jest zimna, uwarstwiona i pokryta lodem morskim, z pośrednią warstwą arktycznej zimnej i świeżej wody arktycznej (niebieski kolor) nad głęboką warstwą Atlantyku. W domenie arktycznej przepływy ciepła i soli w górę z głębokiej warstwy Atlantyku są największe w regionie przygranicznym, gdzie rozwarstwienie jest słabsze. Źródło: (Sigrid Lind i inni, 2018 ; w Carbon Brief)
—-
Polyakov I. V. et al., 2017 ; Greater role for Atlantic inflows on sea-ice loss in the Eurasian
Basin of the Arctic Ocean ; Science ; https://www.science.org/doi/10.1126/science.aai8204
https://www.civilsdaily.com/news/what-is-atlantification/
Lind S. et al., 2018 ; Arctic warming hotspot in the northern Barents Sea linked to declining sea-ice import ; Nature Climate Change ; https://www.nature.com/articles/s41558-018-0205-y

Hamowanie Prądu Zatokowego na Północnym Atlantyku i powstanie zimnej plamy

W pierwszych latach XXI wieku, naukowcy zaobserwowali, że na północnym Atlantyku został zaburzony mechanizm zatapiania słonych wód – NADW (North Atlantic Deep Water – Północnoatlantyckie Wody Głębinowe). Badania obserwacyjne oraz symulacje modeli klimatycznych pokazują, że Prąd Zatokowy coraz bardziej zwalnia.
Badania brytyjskich naukowców Harry’ego L. Brydena, Hannah R. Longworth i Stewarta A. Cunninghama z Narodowego Centrum Oceanografii w Southampton w Wielkiej Brytanii* pokazały w 2005 roku, że przepływ Prądu Zatokowego, w badanym okresie czasu         1957-2017, zmniejszył się już o 30 %.
Naukowcy poddali badaniu odcinek transatlantycki wzdłuż szerokości geograficznej 25° N w celu podstawowego oszacowania cyrkulacji wymiennej i związanego z nią transportu ciepła. Następnie porównali go z czterema poprzednimi odcinkami wykonanymi w ciągu ostatnich pięćdziesięciu lat.
Pionowy rozkład południkowego przepływu geostroficznego śródoceanicznego w przekroju 25° N. Transport na jednostkę głębokości (w m2·s-1) reprezentuje strefowo uśrednioną prędkość geostroficzną w kierunku północnym pomnożoną przez strefową odległość w przekroju na każdej głębokości. a, Profil od góry do dołu pokazujący ogólne podobieństwo w strukturze pionowej przepływu dla każdego odcinka z przepływem na południe w wodach górnych, przepływem wód pośrednich na północ, przepływem wód głębokich na głębokość 1200–5000 m na południe oraz przepływ w kierunku północnym w wodach przydennych. b, Rozszerzony profil przepływu termokliny pokazujący silniejszy przepływ na południe w sekcjach 1998 i 2004. c, rozszerzony profil poniżej głębokości 1000 m, pokazujący dwa rdzenie płynącego na południe górnego NADW ze środkiem na głębokości około 2000 m i dolnego NADW ze środkiem na głębokości 4000 m.
Rys.1. Pionowy rozkład południkowego przepływu geostroficznego środkowego oceanu w przekroju 25° N. Transport na jednostkę głębokości (w m2 s-1) reprezentuje uśrednioną strefowo prędkość geostroficzną w kierunku północnym pomnożoną przez odległość strefową w przekroju na każdej głębokości.
a) profil od góry do dołu ukazujący ogólne podobieństwo w strukturze pionowej przepływu dla każdego odcinka z przepływem na południe w wodach górnych, przepływem wód pośrednich na północ, przepływem wód głębokich na południe na głębokości 1200–5000 m, oraz przepływ na północ w wodach przydennych.
b) rozszerzony profil przepływu termokliny pokazujący silniejszy przepływ w kierunku południowym na odcinkach w latach 1998 i 2004.
c) rozszerzony profil poniżej 1000 m głębokości pokazujący dwa rdzenie płynącego na południe górnego NADW wyśrodkowanego na około 2000 m głębokości i dolnego NADW wyśrodkowanego na 4000 m głębokości
(Harry Bryde et al., 2005)
Autorzy na wstępie swojej pracy napisali:
Atlantycka Południkowa Cyrkulacja Wymienna (AMOC – Atlantic Meridional Overturning Circulation) przenosi ciepłe wody górne na dalekie północne szerokości geograficzne i zawraca zimne, głębokie wody na południe przez równik. Jej transport ciepła w znacznym stopniu przyczynia się do umiarkowanego klimatu morskiej i kontynentalnej Europy, a jakiekolwiek spowolnienie cyrkulacji zwrotnej miałoby poważne konsekwencje dla zmian klimatycznych.
Stefan Rahmstorf z Poczdamskiego Instytutu Badań nad Wpływem Klimatu, min. z Michaelem Mannem z Wydziału Meteorologii na Uniwersytecie Stanowym w Pensylwanii (Penn State University) i Jasonem Boxem ze Służby Geologicznej Danii i Grenlandii (GEUS – Geologic Survey of Denmark and Greenland) w Kopenhadze*, zauważyli, że gdy jest mowa o słabnięciu AMOC, to zwalnia Prąd Zatokowy, czyli Golfsztrom, który jest w pętli tej cyrkulacji oceanicznej.
Naukowcy zaobserwowali na podstawie badań proxy koralowców oraz izotopów wody, że w chłodniejszych czasach przedindustrialnych, Golfsztrom płynął szybciej z Karaibów wzdłuż wschodnich wybrzeży Ameryki Północnej, skręcając na wschód w kierunku południowej Grenlandii. Część jego wód była systematycznie zatapiana, a część płynęła w kierunku Europy już w Prądzie Północnoatlantyckim, silnie ogrzewając ten kontynent, a część tych wód płynęła dalej na północ w kierunku Arktyki.
Jednak jak podkreślają to badacze powyższej pracy, z powodu emisji gazów cieplarnianych i dalszego ocieplania planety od drugiej połowy XX wieku, Prąd Zatokowy zaczął coraz bardziej spowalniać, zwłaszcza od lat 90 XX wieku, z powodu zwiększonego topnienia pokrywy lodowej Grenlandii powodującego spływ do północnego Atlantyku wód słodkich.
I wszystko jest możliwe, że pod koniec naszego wieku AMOC już bardzo silnie spowolni, a nawet zatrzyma się przez to Prąd Zatokowy. Modele klimatyczne, którymi posłużyli się naukowcy, wskazały, że w przyszłych dekadach może często dochodzić w sezonie zimowym do ochłodzenia regionów Europy Zachodniej, choć w porze letniej będą częste, dłuższe i intensywniejsze fale upałów oraz susze.
| Liniowe trendy temperatury powierzchni od roku 1901. Na podstawie danych temperaturowych NASA GISS (ref. 48). a, Globalna mapa równoobszarowa (projekcja Hammera) na lata 1901–2013; biały oznacza niewystarczającą ilość danych. b, Ta sama analiza dla sektora północnoatlantyckiego w latach 1901–2000. Oprócz obserwowanych trendów temperatury b pokazuje również punkty siatki (czarne kółka) obszaru wiru subpolarnego, dla których szeregi czasowe pokazano na rysunkach 3 i 5, a także średni modelowy kontur chłodzenia 2 @BULLET C (biały ) z porównania 1 modeli klimatycznych, w którym modele uległy silnej redukcji AMOC wywołanej dodaniem anomalii słodkowodnej do północnego Atlantyku. Zasięg geograficzny przewidywanej przez model reakcji temperatury na redukcję AMOC dobrze pokrywa się z obszarem obserwowanego ochłodzenia w XX wieku. Modele są wymuszone silniej, a chłodzenie rozciąga się dalej na zachód w wyniku wyłączenia konwekcji w Morzu Labradorskim, co jak dotąd miało miejsce w prawdziwym świecie tylko na krótko. (Należy pamiętać, że druga strefa ochłodzenia w Afryce Środkowej występuje w regionie o słabym zasięgu danych i może być artefaktem niejednorodności danych).  
Rys.2. Liniowy trend wzrostu temperatury w okresie 1900-2013. Na tle ogarniającego całą kulę ziemską ocieplenia, ochłodzenie subpolarnego Północnego Atlantyku jest szczególne wyraźne i dobrze udokumentowane licznymi pomiarami – w odróżnieniu od niewielkiego obszaru w Afryce Północnej, który uważa się za artefakt niekompletnych i niejednorodnych danych pomiarowych ze stacji meteorologicznych (Rahmstorf S. et al., 2015).
Również w swej pracy Rahmstorf ze swoimi współpracownikami zauważyli drugie niepokojące zjawisko fizyczne, że na południe od Grenlandii wytworzyła się anomalia zimna zwana zimną plamą (Cold Blob), która właśnie powstała z powodu spływu lodu z topniejącej pokrywy lodowej Grenlandii i wysładzania oraz ochładzania północnego Atlantyku. Ma to wpływ na coraz większe zacinanie się mechanizmu Północnoatlantyckie Wody Głębinowe (NADW – North Atlantic Deep Water), inaczej zwanego downwellingiem, będącego także częścią AMOC.
Ponadto naukowcy zaobserwowali, że z powodu zwalniania Prądu Zatokowego, poziom wód północnego Atlantyku wokół wybrzeży północno-wschodnich USA bardzo silnie ogrzewa się grubo powyżej średniej światowej oraz mocno podnosi się, co jest ewenementem na półkuli północnej. Dlatego też ten rejon Ziemi może być narażony na jeszcze gwałtowniejsze huragany. Tak więc, częstość huraganów o intensywności jak Sandy w 2012 r. będzie z biegiem lat również coraz bardziej rosła kierując się dalej na wyższe szerokości geograficzne opuszczając strefę wód subtropikalnych.
Cold blob, czyli zimna plama na południe od Grenlandii jest najzimniejszym regionem morskim na Ziemi. Główną przyczyną jej powstania jest wspomniane topnienie pokrywy lodowej tego lądolodu co prowadzi nie tylko do spowalniania Prądu Zatokowego i AMOC, czyli do spowalniania napływu ciepłych mas wody z tropikalnych Karaibów, ale i do innych procesów zaburzających dynamikę i stabilność tego obszaru na Ziemi.
Według pracy badawczej Paula Keila z Instytutu Meterologii im. Maxa Plancka w Hamburgu oraz jego współpracowników*, do powstawania zimnej plamy przyczyniło się też powstawanie większego zachmurzenia nad tym rejonem gdzie jest mniejszy dopływ promieni słonecznych do powierzchni oceanu, gdyż są one odbijane od jasnych powierzchni niskich chmur oraz przyczyną było powstanie wiru subpolarnego wypychającego ciepłe masy wody z rejonu zimnej plamy.
Schematyczna ilustracja sterowników WH AMOC jest zaznaczona czerwonymi strzałkami, cyrkulacja wirów niebieskimi strzałkami, a sprzężenie zwrotne chmur w postaci odbitego promieniowania krótkofalowego żółtymi strzałkami. Zacienienie przedstawia trend temperatury powierzchni dla zespołu wzrostu o 1% CO2 rocznie.
Rys.3. Schematyczna ilustracja czynników przerwy ocieplenia (WH – Warming Hole) AMOC jest oznaczony czerwonymi strzałkami, cyrkulacja wiru niebieskimi strzałkami, a sprzężenie zwrotne chmur w postaci odbitego promieniowania krótkofalowego żółtymi strzałkami. Zacieniowanie przedstawia trend temperatury powierzchni przy wzroście CO2 o 1 procent w ciągu roku w zestawie (Keil P. et al., 2020).
Naukowcy piszą:
Zaobserwowano, że pomimo globalnego ocieplenia, region na Oceanie Północnoatlantyckim ochładza się, co jest zjawiskiem znanym jako przerwa ocieplenia. Jego pojawienie się wiąże się ze spowolnieniem atlantyckiej południkowej cyrkulacji wymiennej (AMOC), co prowadzi do zmniejszenia transportu ciepła oceanicznego do regionu przerwy ocieplenia.
Tutaj pokazujemy, że oprócz zmniejszonego importu ciepła w niskich szerokościach geograficznych, zwiększony transport ciepła oceanicznego z regionu do wyższych szerokości geograficznych i krótkofalowe sprzężenie zwrotne chmur dominuje nad formowaniem i czasową ewolucją dziury ocieplającej się pod wpływem gazów cieplarnianych.
W symulacjach modeli klimatycznych z okresu historycznego zanik atlantyckiej południkowej cyrkulacji wymiennej na niskich szerokościach geograficznych nie wynikał z naturalnej zmienności, podczas gdy przyspieszenie transportu ciepła do wyższych szerokości geograficznych jest wyraźnie związane z wymuszeniami antropogenicznymi. Zarówno wymiana, jak i cyrkulacja wirowa przyczyniają się do zwiększonego transportu ciepła oceanicznego na dużych szerokościach geograficznych, a zatem mają kluczowe znaczenie dla zrozumienia przeszłych i przyszłych ewolucji przerwy ocieplenia.
Jest jeszcze jedna alternatywna zespołowa praca naukowa na temat spowalniania AMOC. Jest to praca pod kierownictwem uznanego klimatologa Jamesa Hansena, byłego pracownika Uniwersytetu Columbia w Instytucie Ziemi*, w której naukowiec wysunął śmiałą i dość kontrowersyjną tezę, której nie należy lekceważyć.
Zdaniem badaczy, którzy wykorzystali dane z modeli klimatycznych, badań proxy i z obserwacji, skoro Golfsztrom zwolni znacząco albo ustanie, to i tak energia cieplna gwałtownie trafi do atmosfery. I bardzo silnie nagrzane masy powietrza spowodują powstanie superhuraganów zwanych hiperkanami, które będą w coraz cieplejszym świecie nawiedzać wybrzeża Atlantyku w Europie i w Ameryce Północnej, a temperatura powietrza bardziej ekstremalnie wzrośnie przynosząc z sobą wiele innych pozostałych ekstremalnych zjawisk pogodowych włącznie z powodziami i suszami, pożarami oraz wielokrotnie szybszym wzrostem poziomu morza.
Analogii opisanych wydarzeń jakie mogą zdarzyć się w coraz cieplejszym świecie z coraz silniejszymi tropikalnymi cyklonami, Hansen i jego współpracownicy doszukali się na podstawie danych paleoklimatycznych, w dokładnej lokalizacji i analizie rdzeni oceanicznych i lodowych, gdy 120 tysięcy lat temu gigantyczne sztormy wyrzuciły ogromne głazy przez fale na wybrzeża Bahamów na dość dużą wysokość nad poziomem morza. I takie ślady geologicznej przeszłości z eemianu (poprzedniego interglacjału) sprzed 118 tysięcy lat temu, właśnie znaleźli uczeni tam na tych wyspach.
Również po dokładnej analizie rekonstrukcji klimatu w poprzednim interglacjale eemskim, Hansen i jego współpracownicy zaobserwowali, że w ciągu nawet 50-150 lat wzrost poziomu morza może nawet wynieść kilka metrów z powodu kontynuacji dalszego spalania paliw kopalnych. A więc, jak wynika z przeprowadzonych badań, takie krytyczne obszary nisko położone, jak Bangladesz nad Oceanem Indyjskim czy Holandia nad Morzem Północnym, będą znacznie szybciej zalane. Jednak podkreślają, że czarny scenariusz nie musi się ziścić, jeśli tylko jako ludzkość podejmiemy stanowcze kroki do redukcji emisji gazów cieplarnianych.
Naukowcy narysowali również scenariusz spowolnienia lub zatrzymania Golfsztromu bez ochłodzenia regionalnego Europy, co okazało się nowością nigdy wcześniej nie opisywaną.
Pracy Hansena i jego zespołu naukowego nie zlekceważyło wielu znakomitych klimatologów. Należą do nich: glacjolog Ruth Mottram specjalizująca się w badaniach lądolodu Grenlandii, geolog Richard Alley specjalizujący się w obiegu dwutlenku węgla, paleontolog Michael Mann, będący też twórcą słynnego „kija hokejowego”, paleoklimatolożka Kim Cobb, specjalistka od korali i stalagmitów jaskiniowych czy też współautor pracy i glacjolog Eric Rignot będący specjalistą od czap lodowych Grenlandii i Antarktydy.
Symulacje komputerowe zostały wykonane za pomocą modeli: ER GISS symulującego dynamikę oceanu oraz E GISS symulującego dynamikę atmosfery.
–
Referencje:
1. Bryde H. L. et al., 2005 ; Slowing of the Atlantic Meridional Overturning Circulation at 25°N ; Nature ; https://www.nature.com/articles/nature04385
2. Rahmstorf S. et al., 2015 ; Exceptional twentieth-century slowdown in Atlantic Ocean overturning circulation ; Nature Climate Change ; https://www.nature.com/articles/nclimate2554
3. Keil Paul et al., 2020 ; Multiple drivers of the North Atlantic warming hole ; Nature Climate Change ; https://www.nature.com/articles/s41558-020-0819-8

Polarny prąd strumieniowy a arktyczna amplifikacja

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, czyli zmniejszanie się odbijania promieni słonecznych od białej powierzchni lodowej kosztem zwiększania się ich pochłaniania przez poszerzające się, z dekady na dekadę, otwarte ciemne tonie wodne Oceanu Arktycznego.

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.

—-
—-
Rys.1. Anomalie temperatury (°C), czyli odchylenia temperatur w latach 2000-2009 od średniej z okresu 1951-1980. Rysunek wykorzystuje dane z naziemnych obserwacji temperatury powierzchni Ziemi (obejmujących pomiary prowadzone przez statki i boje ) zgromadzone w bazie danych NASA GISS, dzięki uprzejmości Roberta Simmona z NASA.
—-
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. To ostatnie spostrzeżenie zostało po raz pierwszy zaobserwowane w 2012 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.*
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.
Autorzy piszą:
Zróżnicowane ocieplenie Arktyki względem średnich szerokości geograficznych jest kluczem łączącym amplifikację arktyczną (AA – Arctic Amplification) z wzorcami sprzyjającymi trwałym warunkom pogodowym na średnich szerokościach geograficznych. Przewiduje się dwa oddzielne wpływy na charakterystykę górnego poziomu: słabsze gradienty grubości biegunów powodują wolniejsze wiatry strefowe, a zwiększone ocieplenie na dużych szerokościach geograficznych powoduje wzrost wysokości 500 hPa bardziej niż na średnich szerokościach geograficznych, co wydłuża szczyty grzbietów na północ i zwiększa amplitudę fal. Oba te efekty powinny spowolnić progresję fali na wschód. Cechy fal w polach 500 hPa są analizowane od 1979 do 2010 roku. Badanie koncentruje się na średnich szerokościach geograficznych Ameryki Północnej i Północnego Atlantyku (140°W do 0°, ryc.2 [rys.2. poniżej]), na północ od których utrata lodu była znaczna, a ogrzewanie atmosferyczne było istotne statystycznie (Ryc.1 [w oryginalnym artykule]). Do tej analizy wybrano pola o wysokości 500 hPa, ponieważ są one ograniczone obserwacjami z licznych radiosond i danych satelitarnych, są stosunkowo wolne od efektów powierzchniowych i wychwytują wzorce fal wyższego poziomu.
—-
—-
Rys.2. Obszar badań: 140°W do 0°. (a) Gwiazdki [kolor czerwony] ilustrują przykład wybranego zakresu wysokości 500 hPa zastosowanego w analizie. (b) Schemat wydłużenia grzbietu (przerywany vs. pełny) na wyższych poziomach spowodowanych zwiększonym ociepleniem w Arktyce w stosunku do średnich szerokości geograficznych. Fale o wyższej amplitudzie posuwają się na wschód wolniej, co wskazują strzałki (Francis J. A. et al., 2012).
—-
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.
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.
—-
—-
Rys.3. Zablokowana fala Rossby’ego „uwięziona” w atmosferycznym falowodzie (Nauka o Klimacie, 2019).
—-
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.
—-
—-
Rys.4. Szeregi czasowe obserwowanych amplitud (w metrach na sekundę) strefowych liczb falowych m = 6 (czarny kolor), m = 7 (czerwony kolor) i m = 8 (niebieski kolor) dla biegu średniej południkowej prędkości wiatru (15-dniowego) przy ciśnieniu 300 hPa na szerokościach 37,5°N – 57,5°N w okresie od maja do września w latach 2012 i 2013, w oparciu o codzienne dane z ponownej analizy.
Wypełnione kółka oznaczają zaobserwowane zdarzenia o wysokiej amplitudzie szczytowej (HPA – high-peak-amplitude) przekraczające standardowe odchylenie (SD – Standard Deviation) o 1,5 (przerywane linie poziome) powyżej okresu z lat 1980–2013 (linie poziome ciągłe), gdy mechanizm QRA działał z przesunięciem czasowym do 1,5–2 tygodni względem odpowiedniego zdarzenia HPA. Amplitudy tych zdarzeń QRA są oznaczone kolorowymi wypełnionymi kwadratami.
Otwarte kółko (z czarną obwódką) oznacza obserwowane zdarzenie HPA, gdy mechanizm QRA nie działał. Otwarty kwadrat (z czerwoną obwódką) oznacza wysoką amplitudę zdarzenia QRA dla m = 7, kiedy odpowiadające mu zdarzenie HPA przewidywane przez QRA nie miało miejsca (Petoukhov V. et al., 2016).
—-
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 ocieplanie 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.
—-
—-
Rys.5. 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 artykule powyższym czytamy, że w tym stuleciu prawdopodobieństwo wystąpienia QRA może być o 50% większe w przypadku scenariusza wysokiej emisji (RCP 8.5 według V Raportu Oceny IPCC).
W artykule naukowcy piszą:
Jesteśmy teraz w stanie zrozumieć zachowanie obserwowane w serii odcisków palców QRA (ryc.5 [poniżej rys.6]). Dla pełnej średniej wielomodelowej, widzimy spowolnienie trendu wzrostowego w pierwszej połowie XXI wieku, a następnie przyspieszenie pod koniec XXI wieku. W przypadku podzbioru AIE [przypis: skutków pośrednich aerozoli – AIE – Aerosol Indirect Effects] obserwujemy płaską (właściwie bardzo nieznacznie ujemną) tendencję w pierwszej połowie XXI wieku, po której następuje bardzo szybki wzrost w drugiej połowie XXI wieku. Niewielka większość (59%) symulacji wielomodelowych wykazuje wzrost odcisku palca QRA w pierwszej połowie XXI wieku, podczas gdy w symulacjach AIE występuje równy podział (50%) między rosnącym i malejącym QRA.
—-
—-
Rys.6. Seria odcisków palców quasi-rezonansowej amplifikacji (QRA) dla przyszłych projekcji RCP8.5.
Zarówno ( A ) pełny zespół multimodelowy, jak i ( B ) podzbiór składający się tylko z pośrednich skutków aerozoli (AIE). Konwencje są jak na rys. 3D [w oryginalnym artykule]. Historyczna seria QRA obliczona na podstawie obserwacji temperatury powierzchni [Goddard Institute for Space Studies Surface Temperature Analysis (GISTEMP)] od 1894 do 1916 (kolor cyjanowy) oraz rzeczywista seria rocznych zliczeń QRA (kolor zielony) od 1979 do 2015 (zdiagnozowana przez ERA dane z ponownej analizy; patrz Materiały i metody w celu uzyskania dalszych szczegółów) przedstawiono dla porównania (Mann M. E. et al., 2018).
—-
Ponadto naukowcy pod kierownictwem Michaela Manna wyjaśniają 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 ostatnich 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 upały, susze i pożary w Kalifornii, Skandynawii, Portugalii, Grecji, Japonii, które dominowały nad odmiennymi zjawiskami pogodowymi jak nawalne opady deszczu czy powodzie w Indiach i Bangladeszu).
—-
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/…/2012GL051000
3. 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
4. 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
—-
https://naukaoklimacie.pl/aktualnosci/arktyczne-wzmocnienie-13/
https://naukaoklimacie.pl/aktualnosci/fale-na-froncie-363/

Pożary w Kalifornii

Pożary z powodu postępującego ocieplania się troposfery ziemskiej są już na całym świecie prawie na wszystkich kontynentach. Jednak najbardziej spektakularne od minionej dekady są właśnie w Kalifornii.
Praca zespołowa „Observed Impacts of Anthropogenic Climate Change on Wildfire in California” [„Obserwowane wpływy antropogenicznych zmian klimatu na pożar w Kalifornii”] opublikowana 15 lipca 2019 roku w czasopiśmie Earth’s Future, której autorem jest A. Park Williams, bioklimatolog z Obserwatorium Ziemi Lamont-Doherty na Uniwersytecie Columbia, przedstawia dokładną analizę wpływu antropogenicznego pochodzenia na pożary w Kalifornii.
Pożary w Kalifornii najczęściej występują w ciepłych okresach letnich i jesiennych i w dużej mierzą zależą od typu roślinności i jej stopnia wilgotności, topografii, zależnej od układu ciśnień atmosferycznych oraz wzorców osadnictwa ludzkiego, w tym rozbudowywanego na obrzeżach lasów.
W serwisie Science Daily w artykule, z 15 lipca 2019 roku, „Study bolsters case that climate change is driving many California wildfires” [„Badanie potwierdza, że zmiany klimatyczne powodują wiele pożarów w Kalifornii”], czytamy:
Na tle długotrwałych wzrostów temperatury w ostatnich dziesięcioleciach Kalifornia odnotowuje coraz większe skoki sezonowych pożarów, a w ciągu ostatnich dwóch lat ciąg katastrofalnych, rekordowych pożarów. To skłoniło naukowców, polityków i media do zastanowienia się: jaką rolę może tu odegrać ocieplenie klimatu? Nowe badanie ukazuje wiele czynników, które mogą sprzyjać pożarom i stwierdza, że w wielu, choć nie we wszystkich przypadkach, ocieplenie klimatu jest decydującym czynnikiem. Badanie wykazało w szczególności, że ogromne letnie pożary lasów, które nawiedziły Północne Wybrzeże i regiony Sierra Nevada, mają ostatnio silny związek z suchymi warunkami gruntowymi wywołanymi przez rosnące ciepło. Sugeruje to, że pożary lasów mogą wzrosnąć wykładniczo w ciągu najbliższych 40 lat, w miarę dalszego wzrostu temperatury.
Badanie dokonuje analizy coraz większego wpływu ocieplenia klimatu na inicjację pożarów w zachodniej części Ameryki Północnej, szczególnie w stanie Kalifornia. Jednak występują one sezonowo, głównie latem oraz jesienią.
W latach 1972-2018 Kalifornia doświadczyła pięciokrotnego wzrostu rocznej spalonej powierzchni, głównie ze względu na ponad ośmiokrotny wzrost zasięgu letnich pożarów lasów. Wpłynęło na to wszystko wiele czynników.
—-
—-
Rys.1. Sezonowe i roczne spalone obszary w Kalifornii w latach 1972–2018. (a) Całkowity obszar spalony w czterech regionach zainteresowania: (b) Wybrzeże Północne, (c) Sierra Nevada, (d) Wybrzeże Środkowe, oraz (e) Wybrzeże Południowe. Roczny spalony obszar rozkłada się na ten, który wystąpił w okresie styczeń-kwiecień (zielony kolor), maj-wrzesień (czerwony kolor) i październik-grudzień (pomarańczowy kolor). Znaczące prawdopodobieństwo (p < 0,05) trendów przedstawiono jako pogrubione czarne krzywe.
(A. Park Williams i inni, 2019)
—-
Naukowcy tutaj zwracają szczególną uwagę na suchość atmosfery nad Kalifornią, zwłaszcza południową jej częścią, która jest często także powodowana napływem gorącego pustynnego powietrza, niejednokrotnie przynoszą je specyficzne bardzo suche i gorące wiatry fenowe tzw. Santa Ana. Wzmocniony efekt ekstremów pogodowych – fal upałów i suszy inicjuje zapłony niekontrolowanych pożarów.
Już od wczesnych lat siedemdziesiątych XX wieku, średnio bardzo gorące i suche dni w całej Kalifornii ociepliły się do dziś o około
1,4 °C w stosunku do okresu 1900-2000.
Ponadto, w atmosferze nad wybrzeżami i z dala od nich w części górzystej Kalifornii nastąpił znaczny spadek opadów deszczu, zwłaszcza w okresie od wiosny do jesieni, z powodu blokady wyżowej na Pacyfiku, przez to znacznie zwiększył się deficyt ciśnienia atmosferycznego (VPD – Vapour Pressure Deficit) – charakterystyczny podczas występowania susz. Najprościej mówiąc, jest to pobór wilgoci przez gorące powietrze atmosferyczne.
Naukowcy na wstępie swojej pracy piszą:
Trendy te są zgodne z trendami antropogenicznymi symulowanymi przez modele klimatyczne. Reakcja obszarów letnich pożarów lasów na VPD jest wykładnicza, co oznacza, że ocieplenie ma coraz większy wpływ. Solidne międzyroczne relacje między VPD a obszarem letniego pożaru lasu silnie sugerują, że prawie cały wzrost obszaru letniego pożaru lasu w latach 1972–2018 był spowodowany wzrostem VPD. Wpływ zmiany klimatu na letnie pożary lasów był mniej widoczny na terenach nieleśnych. Jesienią dominującymi stymulatorami pożarów są wiatry i opóźniony początek opadów zimowych. Chociaż te zmienne nie zmieniły się znacząco w ciągu ostatniego stulecia, ocieplenie gruntów i wynikające z tego wysychanie w nich paliwa w coraz większym stopniu zwiększa prawdopodobieństwo dużych jesiennych pożarów. Wśród wielu procesów ważnych dla różnych reżimów pożarowych w Kalifornii, suszenie paliwa wywołane ociepleniem jest jak dotąd najwyraźniejszym powiązaniem między antropogeniczną zmianą klimatu a zwiększoną aktywnością pożarów w Kalifornii.
—-
—-
Rys.2. Korelacja między spalonym obszarem a klimatem latem (maj–wrzesień): 1972–2018.
Mapy: Regionalne korelacje między logarytmem powierzchni spalonej latem a średnim sezonowym klimatem (zarys wokół regionu: p < 0,05).
Wykresy punktowe reprezentują pełną dziedzinę badania. Zmienne klimatyczne w (a–f): deficyt ciśnienia pary wodnej (VPD), maksymalna dobowa temperatura (Tmax), standaryzowany wskaźnik opadów (SPI), częstotliwość dni mokrych (częstotliwość dni z sumą opadów ≥ 2,54 mm), 1000-godzinna wilgotność paliwa martwego (FM1000 – Fuel Moisture 1000) i SPI od marca do października 2017 r. – 2 lata przed pożarem (Antecedent SPI). Kolory na wykresach punktowych odpowiadają legendzie w (a)
(A. Park Williams i inni, 2019)
—-
Na dodatek, na południu Kalifornii naukowcy obserwują z roku na rok coraz bardziej zmniejszająca się grubość pokrywy śniegowej. Bywają lata, że prawie śniegu nie ma. Coraz mniej wilgoci w glebie z kolei wpływa na to, że roślinność, zwłaszcza drzewostany iglaste, ma coraz bardziej obniżony poziom wód gruntowych. Dłuższy niedostatek deszczu oraz coraz gorętsza atmosfera w upalne letnie, a także coraz częściej, ciepłe jesienne dni (tu z powodu wspomnianych wiatrów fenowych Santa Ana), roślinność ta cierpi na stres wodny i zarazem cieplny. A to z kolei skutkuje jej masowym wysychaniem. Dlatego też, niejednokrotnie w takich zapalnych regionach świata jak Kalifornia, staje się ona paliwem zapalnym do powstawania wielkoskalowych pożarów.
Kierownik badania autor, Park Williams, bioklimatolog z Obserwatorium Ziemi Lamont-Doherty na Uniwersytecie Columbia:
Nie jest zaskoczeniem, że klimat ma taki wpływ na lasy, ale Kalifornia jest tak duża i tak zmienna, że nie ma jednego uniwersalnego wyjaśnienia, w jaki sposób klimat może wpływać na pożary na całym świecie.
Staraliśmy się zapewnić kompleksowe wyniki badań, aby pokazać ludziom, jak klimat wpłynął lub, w niektórych przypadkach, nie wpłynął na aktywność pożarową.
Podwyższone temperatury i wynikająca z tego suchość na ziemi podwoiły obszar wypalony w pożarach lasów na większych obszarach zachodnich Stanów Zjednoczonych w ostatnich dziesięcioleciach.
W Kalifornii infrastruktura ludzka rozrasta się w lasach, co stwarza potencjalne zagrożenie nie tylko dla lasów, ale i też dla ludzi mieszkających w pobliżu nich.
Chociaż, jak zauważają słusznie naukowcy, fragmentacja krajobrazów leśnych w wyniku ingerencji człowieka może w niektórych przypadkach ograniczać rozprzestrzenianie się pożarów. Jednak z powodu skurczenia się szaty roślinnej, opady deszczu i śniegu z roku na rok stają się coraz rzadsze i czasami te obszary lokalne mogą być narażone na zwiększenie ryzyka powstania pożaru, a czasami na jego zmniejszenie także. Wszystko zależy od wielu złożonych czynników naturalnych wpływających na kształt i dynamikę pogody i klimatu Kalifornii. Ale obszary zbiorowisk roślinnych zdominowane przez krzewy lub trawy z niewielkimi zadrzewieniami w danym regionie, wcale nie muszą podobnie reagować.
Naukowcy łącząc wiele danych naukowych z wielu źródeł,, doszli do wniosku, że rosnący deficyt ciśnienia pary wodnej (VPD) wywołany temperaturą odpowiadał za prawie cały wzrost pożarów lasów w latach 1972-2018.
W grudniu 2017 r. ustanowiono nowoczesny rekord państwowy w zakresie największego indywidualnego pożaru (ponad 285 000 akrów) i najbardziej niszczycielskiego (spalone 5636 budowli, 22 osoby zabite).
W lipcu 2018 r. ustanowiono nowy rekord pod względem całkowitej rocznej spalonej powierzchni (prawie 1,7 miliona akrów), a rekordy z grudnia 2017 r. zostały pobite w odniesieniu do największego indywidualnego pożaru (pożar kompleksu Mendocino, który zniszczył 464 500 akrów) i najbardziej destrukcyjnego: pożaru, który spalił 18 804 budowle i zabił 85 osób. Ogień zrównał z ziemią prawie całą leśną bioróżnorodność Paradise.
Naukowcy w swojej pracy piszą:
Zdolność suchych paliw do wywoływania dużych pożarów jest nieliniowa, co pozwoliło na zwiększenie wpływu ocieplenia.
Ocieplenie spowodowane przez człowieka już znacznie zwiększyło aktywność pożarów w Kalifornii, szczególnie w lasach Sierra Nevada i na północnym wybrzeżu, i prawdopodobnie będzie tak dalej w nadchodzących dziesięcioleciach.
—-
https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/…/2019EF001210
https://www.sciencedaily.com/rel…/2019/07/190715103311.htm

Dotkliwe susze w Europie w ciągu minionych dwóch dekad XXI wieku

Susza w obecnych czasach jest poważnym problemem cywilizacyjnym, uderzającym bezpośrednio w naszą działalność gospodarczą, głównie w sektorach: energetycznym, rolniczym i przemysłowym. Również jej wpływ ujemny coraz bardziej zaznacza się w ekosystemach lądowych.
Suszy najczęściej towarzyszą fale upałów, a także, gdy ich okres się wydłuża, dają o sobie znać wielkoskalowe pożary.
—-
W pracy „Increased future occurrences of the exceptional 2018–2019 Central European drought under global Warming” [„Zwiększona liczba przyszłych wystąpień wyjątkowej suszy w Europie Środkowej w latach 2018–2019 w warunkach globalnego ocieplenia”], która miała swoją premierę 6 sierpnia 2020 roku w czasopiśmie Scientific Reports, naukowcy z Niemiec i Czech pod kierownictwem Vittala Hari z Centrum Badań Środowiskowych UFZ-Helmholtz w Lipsku, wykorzystali dane sięgające roku 1766, aby stwierdzić, że dwuletnia susza 2018-2019 była największą i najcięższą zarejestrowaną w historii suszą, od co najmniej 250 lat.
Naukowcy oszacowali, że w drugiej połowie XXI wieku liczba ekstremalnych dwuletnich susz wzrośnie aż siedmiokrotnie, gdy będzie kontynuowany scenariusz najgorszych emisji „biznes jak zwykle”. Miałoby to drastycznie ujemny wpływ na 40 milionów hektarów upraw rolnych, czyli w porównaniu z dniem dzisiejszym, byłby to ubytek aż 60 % wszystkich ziem rolnych na świecie.
Symulacje komputerowe pod względem umiarkowanych emisji miałyby wpływ na straty rolne o połowę mniej.
Naukowcy napisali w swojej pracy, że dwuletni okres suszy stanowi znacznie poważniejsze zagrożenie dla roślinności aniżeli jednoletnie z poprzednich lat, ponieważ ziemia nie może się tak szybko zregenerować się po jednym roku suszy.
—-
Rys.1. Anomalie wskaźnika zdrowia klimatu i roślinności (VHI – Vegetation Health Index) w latach 2003, 2018 i 2019. ( a , b , c ) Anomalie średniej temperatury (°C ≤ 30) w okresie letnim (czerwiec–sierpień) dla roku 2003, 2018 i 2019 na podstawie klimatologii z lat 1980–2010 oraz ( d , e , f ) odpowiadające im anomalie opadów (%). ( g , h , i ) Stan roślinności pod względem VHI odpowiednio w latach 2003, 2018 i 2019.
( j ) Roczny rozwój okresu letniego, procent powierzchni o słabej kondycji roślinności (tj. VHI °C ≤ 30), oszacowany w regionie środkowoeuropejskim (oznaczonym czarnym prostokątem na panelu g) w latach 2000–2019. Gruba czarna kreskowana linia przedstawia roczną średnią tygodniową VHI w miesiącach letnich, a różowe oznaczenia reprezentują odpowiednio 95 % poziom ufności w oparciu o rozkład próby średniej. W latach 2003, 2015, 2018 i 2019 nastąpiło zaburzenie kondycji roślinności, które objęło ponad 20% regionu środkowoeuropejskiego. Obszar zacieniony na szaro podkreśla lata 2018 i 2019, podczas których słaba kondycja roślinności utrzymuje się na ponad 20 % obszaru środkowoeuropejskiego, kolejno przez 2 lata.
k) Roczne anomalie opadów i temperatury w okresie letnim oszacowane w regionie Europy Środkowej w ciągu 254 lat. Czerwone kropki oznaczają trzy wyjątkowe lata 2003, 2018 i 2019, w których anomalie średniej temperatury latem nad Europą Środkową osiągnęły rekordowo ekstremalne warunki przekraczające 2 °C ; a anomalie opadów wykazują deficyt przekraczający 20 %. Mapy na rysunku są generowane przy użyciu Pythona w wersji 3.7.3 (https://www.python.org/search/?q=Python+3.7.3 ) (Vittal Hari i inni, 2020).
—-
Ponadto, naukowcy stwierdzili, że około jedna piąta regionu Europy Środkowej odnotowała słaby stan roślinności w ciągu ostatnich dwóch lat 2018-2019.
W badaniu tym zdefiniowano Europę Środkową jako obejmującą część Niemiec, Francji, Polski, Szwajcarii, Włoch, Austrii, a także Czechy, Belgię, Słowenię, Węgry, Słowację. Stwierdzono, że w tym regionie Europy ponad 34 procent całkowitej powierzchni gruntów jest intensywnie wykorzystywane do celów rolniczych.
Naukowcy dalej opisują, że gdy w lecie 2003 roku wzrost temperatury był bardziej skoncentrowany w Europie środkowej i południowej, lato 2018 roku charakteryzowało się nieprawidłowym wzrostem w Europie środkowej i północno-wschodniej. Mimo wszystko w obu danych okresach, wzrost temperatury i zmniejszenie opadów deszczu było najsilniejsze w regionie środkowoeuropejskim (rys. 1 d–f), co w końcu doprowadziło do przedłużających się ekstremalnych warunków suszy gdzie ucierpiało mocno rolnictwo.
——-
Podobne badanie przeprowadzone przez zespół naukowy dr Any Bastos z Wydziału Geografii, Uniwersytetu Ludwika Maksymiliana w Monachium – ówczesną kierowniczkę grupy w Instytucie Biogeochemii im. Maxa Plancka w Jenie, w Niemczech, polegało na porównaniu ekstremalnych fal upałów 2018 roku z minionymi podobnymi zdarzeniami w 2010 i 2003 roku.
W artykule „Direct and seasonal legacy effects of the 2018 heat wave and drought on European ecosystem productivity” [„Bezpośredni i sezonowy wpływ spuścizny fali upałów i suszy z 2018 r. na produktywność europejskich ekosystemów”], zaprezentowanym 10 czerwca 2020 roku na łamach czasopisma Science Advances, naukowcy odkryli, że złożone zjawisko ekstremalnych fal upałów i susz w 2018 roku różniło się wyraźnie od tych z 2010 i 2003 roku, tym, że zarówno fala ciepła, jak i susza w Europie Środkowej miały już miejsce w okresie wiosennym.
Dr Ana Bastos mówi w serwisie Carbon Brief, przedstawionym 10 czerwca 2020 roku w artykule Daisy Dunne „Warm spring worsened Europe’s extreme 2018 summer drought, study says” [„Wynika z badań, że ciepła wiosna pogorszyła ekstremalną letnią suszę w Europie w 2018 r.”]:
Warunki wiosenne doprowadziły do wzmocnienia fotosyntezy na początku sezonu wegetacyjnego, ale kosztem silnego wyczerpania gleby i wody. Na zdominowanych przez uprawy obszarach w Europie Środkowej zwiększony wzrost wiosną sprawił, że ekosystemy były bardziej podatne na suszę latem i spowodował on załamanie fotosyntezy.
Warto zaznaczyć, że dodatnie anomalie temperatury były znacznie większe w latach 2003 i 2010 niż w 2018 roku, gdyż ogólnie średnia temperatura powierzchni Ziemi czy w mniejszej skali kontynentu Europy, w pierwszej dekadzie XXI wieku była niższa niż pod koniec drugiej dekady.
Z tego co się jeszcze dowiadujemy z powyższej pracy, to jest to, że rekordowo wysokie temperatury i promieniowanie oraz rekordowo niskie opady w sezonie letnim ograniczały się głównie do Europy Środkowej, jak widać na poniższym rysunku. Jednak w porównaniu z innymi latami w 40-letnim zapisie, rok 2018 zarejestrował najsilniejsze przejście między mokrą zimą/wiosną a suchym latem/jesienią w skali kontynentalnej.
Mapy powyżej pokazują, jak była ciepła i słoneczna wiosna 2018 roku na dużej części kontynentu w porównaniu z innymi latami, w których występowały przede wszystkim fale upałów w okresie letnim. Z kolei w 2018 roku, w niektórych częściach Europy w porze wiosennej wystąpiły również niezwykle ogromne deficyty opadów, jednak nie były one jednolite na całym kontynencie.
—-
Rys.2. Średnia temperatura (na górze), opady (w środku) i promieniowanie słoneczne (na dole) w Europie w miesiącach wiosennych: 2003 (po lewej), 2010 (pośrodku) i 2018 (po prawej). Kolor czerwony oznacza ponadprzeciętne temperatury lub deficyty opadów, natomiast żółty oznacza ponadprzeciętne promieniowanie słoneczne. (Ana Bastos i inni, 2020)
—-
Za pomocą 11 modeli naukowcy przeprowadzili symulacje wegetacji roślin i porównali trzy okresy wiosenno-letnie 2003, 2010 i 2018. Zaobserwowali wówczas duży przyrost roślinności w porze wiosennej ze względu na większe pochłanianie dwutlenku węgla przez rośliny. Jednak utrzymujący się dłuższy wzrost obniżonych opadów deszczu oraz wysokiej temperatury spowodował powstanie ekstremalnego zdarzenia gorąco-suchego w 2018 roku, o którym już była mowa wcześniej w książce. Z kolei zdarzenia wiosenne 2003 i 2010 nie były pod wpływem fal upałów, ale letnie już tak i to z dużą intensywnością.
Dr Ana Bastos w tym samym artykule wyjaśnia dla Carbon Brief:
Na zdominowanych przez uprawy obszarach w Europie Środkowej zwiększony wzrost wiosną sprawił, że ekosystemy były bardziej podatne na suszę latem i spowodował załamanie fotosyntezy latem.
A więc, wniosek z tego wypływa następujący, że wraz z rozpoczęciem lata w 2018 roku i cały czas trwającym od wiosny okresem suszy, wysychające gleby oraz rośliny uwalniały duże ilości dwutlenku węgla do atmosfery doprowadzając do jeszcze większego wzrostu temperatury w regionie środkowej Europy oraz potencjalnie bardziej zwiększonej suszy.
Naukowcy też zauważają, że regiony Europy takie jak Skandynawia, są silnie zalesione i znacznie mniej odczuły wtedy wpływ wzrostu temperatury globalnej i suszy niż bardziej wylesione i o charakterze rolniczym regiony środkowej Europy.
—-
https://www.nature.com/articles/s41598-020-68872-9
https://www.science.org/doi/10.1126/sciadv.aba2724

Lód morski sezonowy, stawy roztopowe i kurczący się zasięg lodu w Arktyce

Haruhiko Kashiwase z Tomakomai National College of Technology Department of Engineering of Innovation w Hokkaido wraz ze swoim zespołem naukowym zaobserwowali i opisali w swojej pracy z 15 sierpnia 2017 roku „Evidence for ice-ocean albedo feedback in the Arctic Ocean shifting to a seasonal ice zone” [„Dowody na sprzężenie zwrotne albedo lodowo-oceanicznego na Oceanie Arktycznym przechodzącego w sezonową strefę lodową”], zamieszczonej w czasopiśmie Scientific Reports, że dodatnie sprzężenie zwrotne albedo lodu i śniegu ma duży związek ze zwiększeniem się nagrzewania odkrytych ciemniejszych powierzchni oceanicznych. Stwierdzili, że z dekady na dekadę jest coraz mniejszy zasięg, przerzedzenie lodu oraz pojawianie się coraz większej ilości lodu sezonowego kosztem stałego. A wszystkie te zmiany zostały uwidocznione po 2000 roku, które tylko zwiększyły wzmocnienie arktyczne.
W Oceanie Arktycznym niedawne obserwacje satelitarne wykazały:
a) znaczne zmniejszenie zasięgu lodu letniego
b) przerzedzenie lodu morskiego
c) przejście od lodu wieloletniego do sezonowego
Naukowcy coraz bardziej upewniają się, że z roku na rok ubywa lodu wieloletniego, a przybywa rocznego. Zaobserwowali to w porze letniej oraz w pierwszej połowie września. Zwiększanie się ciemnych otwartych wód oceanicznych napędza coraz mocniej dodatnie sprzężenie zwrotne, w którym lód zanika coraz szybciej gdy świat się coraz bardziej ociepla, zarówno w atmosferze, jak i w oceanach oraz na lądach.
—-
Rys.1. Mapa Oceanu Arktycznego ze średnim stężeniem lodu morskiego we wrześniu w latach 1979–2014. Przeprowadzono analizę budżetu cieplnego i obliczenie dywergencji lodu dla obszaru wachlarzowego. Dla obszaru prostokątnego zastosowano model uproszczony. Mapa została narysowana przez GrADS 2.0.2 (dostępne z http://cola.gmu.edu/grads/grads.php ).
—-
Zespół Haruhiko Kashiwase wybrał do swych celów badawczy Arktyki, sektor pacyficzny, który doświadczył w okresie 2000-2014 największego zmniejszenia się zasięgu i objętości w całym Oceanie Arktycznym
Międzyroczna zmienność cofania się lodu w tym rejonie wyjaśnia około 86% wariancji na całym Oceanie Arktycznym.
Szacunki z analizy budżetu ciepła i obserwacji satelitarnych pokazują, że frakcja wody otwartej dobrze odpowiada ilościowo objętości topnienia lodu morskiego, zarówno dla zmienności sezonowej, jak i międzyrocznej.
Ponadto uczeni dokonali pomiaru albedo w sezonie letnim na podstawie uproszczonego modelu sprzężonego z lodem i górną częścią oceanu. Również zaobserwowali, że pojawiająca się coraz większa liczba stawów stopionych zamiast lodu, zmniejsza albedo lodu, ale za to zwiększa powierzchnię pochłaniania energii słonecznej przez ciemniejszą wodę.
W metodach badań satelitarnych do pomiarów lodu morskiego zostały wykorzystane produkty satelity Nimbus 7, dokonujące pomiarów Arktyki od 1979 do 2014 roku:
a) wielokanałowy mikrofalowy radiometr (SMRR – Scanning Multichannel Microwave Radiometer)
b) obronny meteorologiczny program satelitarny (DMSP – Defence Meteorological Satellite Program)
c) specjalistyczny obrazowy czujnik mikrofalowy (SSM/I i SSMIS – Special Sensor Microwave Imager)
Do pomiaru prędkości dryfu lodu morskiego wykorzystano zestaw czujników dostarczonych przez NSIDC:
AMSR-E , SSM/I , AVHRR , boje IABP
Temperatura powietrza i temperatura punktu rosy na wysokości 2 metrów, prędkość wiatrow 10 m/s i całkowite zachmurzenie, zostały pozyskane z globalnej ponownej analizy ERA-Interim, opracowanej przez Europejskie Centrum Średnioterminowych Prognoz Pogody (ECMWF – European Centre for MediumRange Weatheer Forecasts).
—-
Według, zamieszczonej w Nature Climate Change, pracy Dusty’ego Schröedera i jego współpracowników z 20 kwietnia 2014 roku, zatytułowanej „September Arctic sea-ice minimum predicted by spring melt-pond fraction” [„Wrześniowe arktyczne minimum lodu morskiego przewidywane przez frakcję roztopionych stawów”], powierzchnia lodu morskiego w Arktyce we wrześniu zmniejszyła się z około 7 mln km 2 w latach 90. do mniej niż 5 mln km 2 w ciągu pięciu z ostatnich siedmiu lat, z rekordowym minimum 3,4 mln km 2 w 2012 r.
—-
Fot.1. Staw roztopowy w Arktyce. Credit: dpa picture alliance / Alamy Stock Photo.
—-
Naukowcy wywnioskowali, że istnieje silna korelacja między frakcją stawu roztopowego a wrześniowym minimum zasięgu lodu morskiego, głównie z cienkim lodem poniżej 1,4 metra. Wyjaśnia to mechanizm dodatniego sprzężenia zwrotnego: więcej stawów zmniejsza albedo; niższe albedo powoduje większe topnienie; więcej topnienia zwiększa frakcję stawów. Badanie to daje wkład do tego by jeszcze bardziej ulepszyć modele klimatyczne przewidywania dynamiki lodu morskiego w Arktyce w najbliższych latach.
—-
Rys.2. Zmienność czasowa obszaru arktycznego stawu roztopowego.
a. Roczny cykl arktycznej średniej części obszaru lodu morskiego pokrytego przez odsłonięte stawy roztopowe w naszej symulacji CICE. Obszar zacieniony na szaro przedstawia zakres frakcji stawowej symulowanej w okresie 35 lat.
b. Szeregi czasowe znormalizowanej frakcji stawowej (średnia z okresu od 25 czerwca do 25 lipca).
(Dusty Schröeder i inni, 2014)
—-
Naukowcy piszą w swojej pracy:
Wiadomo, że zasięg lodu we wrześniu zależy zarówno od stanu lodu na wiosnę (na przykład ilość cienkiego lodu), jak i od warunków atmosferycznych w Arktyce latem (na przykład kierunek wiatru). Aby umieścić nasze wyniki dla stawów roztopowych w kontekście, obliczyliśmy korelację między ułamkiem cienkiego lodu (najniższe kategorie dwulodowe w modelu; tj. lód cieńszy niż 1,4 m) z zasięgiem lodu we wrześniu przy użyciu tych samych okresów integracji . Korelacja jest silnie istotna, ale współczynniki są niższe dla frakcji cienkiego lodu niż dla frakcji powierzchniowej stawu przy okresach integracji do końca czerwca (rys. 3a [w książce rys.186a]). Należy zauważyć, że nie ma istotnej korelacji między obszarem zlodzenia maja i czerwca a zasięgiem zlodzenia września (rysunek uzupełniający 1).
Ogólnie, w Arktyce, zasięg lodu morskiego we wrześniu, w dużej mierze zależy od stanu lodu na wiosnę (cieńszy lub grubszy lód / z większą lub mniejszą pokrywą śnieżną) oraz od warunków atmosferycznych latem (pogoda pochmurna i/lub spokojna cz też pogoda słoneczna i/lub burzowa i wietrzna; jak np. w 2012 roku).
Naukowcy pomiarów grubości i objętości lodu dokonali przy pomocy modelu lodu morskiego Los Alamos CICE – dynamiczno-termodynamicznego modelu lodu morskiego przeznaczonego do włączenia do globalnego modelu klimatu. Ponadto w modelu CICE, naukowcy wdrożyli dwa dodatkowe podrzędne modele:
a) model prognostyczny dla stawów roztopowych
b) rozdzielny (klastyczny) model anizotropowo-plastyczny (EAP), który wyraźnie uwzględnia obserwowaną anizotropię (zależność właściwości fizycznych ciała od kierunku) subkontinuum pokrywy lodu morskiego.
W sumie, wszyscy naukowcy są zgodni. W Arktyce gromadzi się coraz więcej promieniowania cieplnego. Zmniejszająca się jej pokrywa lodowa na oceanie powoduje zmniejszanie się albedo lodu dlatego, że coraz więcej jego topnieje odkrywając ciemniejsze powierzchnie wody oceanicznej, które intensywnie pochłaniają promieniowanie słoneczne nagrzewając jeszcze silniej ocean i wzmacniając dalsze topnienie lodu dzięki zwiększonemu parowaniu, czyli zwiększonej obecności pary wodnej. Arktyka staje się przez to bardziej wilgotna niż np. kilka dekad temu. I coraz częściej mamy tam do czynienia z opadami deszczu.
—-
Zespół naukowy pod kierownictwem Alexandry Jahn, adiunkt na Wydziale Nauk Atmosferycznych i Oceanicznych oraz członkini w Instytucie Badań Arktycznych i Alpejskich (IAAR – Institute of Arctic and Alpine Research) na Uniwersytecie w Colorado, używając Środowiskowych Modeli Systemu Ziemi (CESM – Community Earth System Model), w pracy „How predictable is the timing of a summer ice‐free Arctic?” [„Jak przewidywany jest czas Arktyki wolnej od lodu w porze letniej?”], zamieszczonej 16 sierpnia 2016 roku w czasopiśmie Geophysical Research Letters, stwierdził, że cały system klimatyczny jest w pewnym sensie chaotyczny i zarówno naturalna zmienność klimatyczna dynamiki arktycznego lodu morskiego, jak i wpływ antropogenicznego wymuszenia radiacyjnego pomiędzy scenariuszami emisji gazów cieplarnianych RCP 4.5 a RCP 8.5, dają duży zakres niepewności w prognozach klimatycznych.
Za pomocą symulacji modeli CESM (LE), CESM (ME) i CESM 1-CAM5, naukowcy w niniejszym artykule poszukali odpowiedzi na temat wpływu wewnętrznej zmienności i niepewności scenariusza na prognozy klimatyczne, badając wrześniowe topnienie lodu.
jeśli ludzkość nie podejmie stanowczych działań znaczniejszych redukcji emisji gazów cieplarnianych, to Arktyka po raz pierwszy późnym latem może być wolna od lodu już w 2032 roku.
W badaniu tym też obliczono, że naturalna zmienność w systemie arktycznym wyniosła około dwóch dekad niepewności. Oznacza to, że każda prognoza letnia bez lodu może wymagać 20-letniego okna, aby uwzględnić wpływ zjawisk i procesów naturalnych.
—-
Rys.3. (a) Wrześniowy zasięg lodu morskiego na podstawie symulacji modeli CMIP5, które mają wielkość zespołu 5 lub większą dla scenariusza wysokich emisji RCP8.5 i symulacji historycznych oraz zasięg lodu morskiego, według danych NSIDC (gruba brązowa linia), a także (b) histogram roczny, w którym po raz pierwszy przekroczono próg 1 miliona km2 bez lodu dla średniej wrześniowej w modelach CMIP5, w porównaniu z symulacją modelu CESM LE.
—-
Naukowcy twierdzą, że wyniki modelu CESM LE i CESM ME pokazują, że z powodu samych wewnętrznych naturalnych zmienności nie można jeszcze przewidzieć czasu letniej Arktyki bez lodu, z niepewnością mniejszą niż 21 lat.
—-
https://www.nature.com/articles/s41598-017-08467-z
https://www.nature.com/articles/nclimate2203
https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/…/2016GL070067

Zawartość pary wodnej w powietrzu atmosferycznym

Obok dwutlenku węgla, metanu i podtlenku azotu, jest jeszcze jeden gaz cieplarniany bardzo ważny w systemie klimatycznym Ziemi. Jest nim para wodna. Gaz jednak inny od wspomnianych wyżej, gdyż jest zmienny pod wpływem temperatury.
Woda występuje najczęściej w postaci cieczy, jednak może być ona również ciałem stałym (lód lub śnieg), a także gazem (para wodna). Prawie wszystkie substancje mogą przechodzić z jednego stanu skupienia w inny.
Rozróżnia się następujące przejścia fazowe wody :
– ze stanu stałego w ciekły – topnienie
– ze stanu ciekłego w stały – krzepnięcie
– ze stanu ciekłego w gazowy – parowanie
– ze stanu gazowego w ciekły – skraplanie
– ze stanu stałego w gazowy – sublimacja
– ze stanu gazowego w stały – resublimacja
Wszystkie trzy stany skupienia ciał: stały, ciekły i gazowy, odgrywają zasadniczą rolę w systemie klimatycznym Ziemi. Zaburzenie każdego z nich jest obecnie widoczne, gdy bilans energetyczny Ziemi został również zaburzony, na tyle poważnie, że oddziałuje to coraz bardziej ujemnie na ekosystemy i naszą cywilizację.
Para wodna powoduje najsilniejsze dodatnie sprzężenie zwrotne w systemie klimatycznym Ziemi. Jednak nie powoduje wymuszenia, czyli zmiany klimatu powodującej zmianę średniej temperatury powierzchni naszej planety, tak jak to powodują długożyjące gazy cieplarniane jak dwutlenek węgla, metan czy podtlenek azotu, a także przemysłowe freony.
—-
Praca zespołowa Kate M. Willett, zatytułowana: „Development of the HadISDH.marine humidity climate monitoring dataset” [„Opracowanie zestawu danych monitoringu klimatu wilgotności HadISDH.marine”], która ukazała się 17 listopada 2020 roku w czasopiśmie Earth, System, Science, Data, omawia szeroko zagadnienie znaczenia pary wodnej w systemie klimatycznym Ziemi.
—-
Rys.1. Globalne szeregi czasowe średniej rocznej wilgotności właściwej dla lądu (linia zielona), oceanu (kolor niebieski) i średniej globalnej (kolor ciemnoniebieski), w odniesieniu do lat 1981-2010. Przedstawiono dwa zakresy odchylenia standardowego dla niepewności łączące niepewność obserwacji, próbkowania i pokrycia. Fot. Met Office Climate Dashboard (Kate M. Willett i inni, 2020).
—-
Rys.2. Globalne szeregi czasowe średniej rocznej wilgotności względnej dla lądu (linia zielona), oceanu (kolor niebieski) i średniej globalnej (kolor ciemnoniebieski), w odniesieniu do lat 1981-2010. Przedstawiono dwa zakresy odchylenia standardowego dla niepewności łączące niepewność obserwacji, próbkowania i pokrycia. Fot. Met Office Climate Dashboard (Kate M. Willett i inni, 2020).
—-
Na rysunku 1 została zaznaczona w gramach na kilogramy (g / kg) różnica wilgotności właściwej w latach 1981-2010. Natomiast na rysunku 2 została zaznaczona w procentach różnica wilgotności względnej w tym samym badanym okresie czasu.
Do swoich badań na statkach naukowcy wykorzystali między innymi wielozmienny produkt wilgotności morskiej HadISDH (globalny, siatkowy, miesięczny zestaw danych), a także wiele innych wilgotnościowych produktów.
Badacze piszą o tym produkcie wilgotnościowym następująco:
Tutaj przedstawiamy opracowanie wielozmiennej analizy wilgotności morskiej HadISDH.marine.1.0.0.2018f (Willett i in., 2020). HadISDH.marine to zintegrowany zestaw danych powierzchniowych o wilgotności, prowadzony przez Met Office Hadley Centre, stanowiący produkt towarzyszący produktowi monitorującemu HadISDH.land i umożliwiający produkcję mieszanego globalnego produktu lądowego i oceanicznego. Tam, gdzie to możliwe, używamy istniejących metod z systemów używanych do budowania długotrwałego zbioru danych HadSST.
[temperatura powierzchni morza Had (SST – Sea Surface Temperature Had)]
Zgodnie z równaniem Clausiusa-Clapeyrona, każde ocieplenie klimatu w skali globalnej o jeden stopień Celsjusza, powoduje wzrost ilości pary wodnej o 7 %. I generalnie naukowcy obserwują taki wzrost, jeśli mamy na myśli jej zawartość, czyli wilgotność właściwą. Natomiast gdy mamy do czynienia już z nasyceniem pary wodnej w powietrzu atmosferycznym, czyli wilgotnością względną, to zauważają oni już jej powolny spadek, zarówno nad lądami, jak i nad oceanami. Implikacje spadku nasycenia pary wodnej nazywa się deficytem pary wodnej (VPD – Vapour Pressure Deficit). Gdy jest zbyt duży, rośliny by uniknąć straty wilgoci, zamykają swoje aparaty szparkowe (Charlotte Grossiord i inni, 2020).
Brak pary wodnej w coraz bardziej gorącym i suchym świecie, coraz częściej prowadzi do wielkoskalowych pożarów. Natomiast obfitość jej wzmacnia fale upałów, powodując stres cieplny u wielu roślin, zwierząt, w tym ludzi. Najbardziej niebezpiecznym zjawiskiem jest coraz częstsze pojawianie się wilgotnych fal upałów. Na szczęście jeszcze nie dotykających w znaczący sposób społeczności ludzkich, choć niektóre gatunki zwierząt i roślin już zapewne mocno ucierpiały takie epizody letnich fal upałów w ciągu minionych dwóch dekad XXI wieku.
—-
Bardzo interesująca pod tym względem jest praca hinduskich naukowców, którzy w swojej ojczyźnie, w Indiach, zauważyli, że intensywne rolnictwo pod względem nawadniania sprzyja powstawaniu warunków meteorologicznych, które są bardzo złe dla wielu mieszkańców nie tylko Indii, ale i sąsiedniego Pakistanu, a także wschodniej części Afganistanu. Jest to region, w którym mamy do czynienia z coraz częstszymi wilgotnymi falami upałów.
Vimal Mishra z Wydziału Inżynierii Lądowej i Nauk o Ziemi na Indyjskim Instytucie Technologii w Gandhinagar wraz ze swoimi współpracownikami, opisał swoje spostrzeżenia, 26 października 2020 roku, w czasopiśmie Nature, w pracy „Moist heat stress extremes in India enhanced by irrigation” [„Ekstremalny stres cieplny w Indiach wzmocniony przez nawadnianie”].
Intensywne nagrzewanie gruntów powoduje odparowanie. W ten sposób zmniejszony strumień ciepła jawnego z powodu nawadniania przyczynia się do obniżania się ku powierzchni Ziemi planetarnej warstwy granicznej w troposferze, co z kolei zwiększa wzrost wilgoci na niskim poziomie. I nie tylko dzięki intensywnemu nawadnianiu zwiększa się wilgotność właściwa, czyli ilość pary wodnej w atmosferze tuż nad powierzchnią Ziemi, ale i też zwiększa się wilgotność względna, czyli nasycenie, nawet do 100 % pary wodnej w powietrzu, co skutkuje tym, że wzrasta stres cieplny, grożący dziś 37-46 milionom mieszkańców Azji Południowej, przy dalszym wzroście temperatury globalnej, i to nawet przy ochłodzeniu powierzchni lądu. Naukowcy apelują by tak intensywnie nie nawadniać pól uprawnych.
—-
Na temat kwantyfikacji, czyli ilościowego określenia pary wodnej, ciekawa jest też praca „A 10 per cent increase in global land evapotranspiration from 2003 to 2019” [„10-procentowy wzrost globalnej ewapotranspiracji ziemi w latach 2003-2019”], która została wydana niedawno, w czasopiśmie Nature, 26 maja 2021 roku, przez zespół naukowy Madeleine Pascolini-Campbell z NASA, z Laboratorium Napędów Odrzutowych w Instytucie Technologii w Pasadenie.
—-
Rys.3. Szeregi czasowe dla ewapotranspiracji (u góry), opadów (drugi od góry), spływu rzecznego (drugi od dołu) i zmian w magazynowaniu wód gruntowych (na dole) w latach 2003-2019. Czarna linia pokazuje średni trend, a cieniowanie pokazuje zakres ufności, gdzie czerwone obszary oznaczają wysoki poziom ufności. Źródło: Pascolini-Campbell i in. ( 2021).
—-
Na podstawie globalnych produktów ewapotranspiracji pochodzących z różnych źródeł, w tym modeli, teledetekcji oraz obserwacji in situ, naukowcy przedstawili w tej pracy obraz globalnej ewapotranspiracji. Zaobserwowali, że w badanym okresie czasu 2003-2019 wzrosła ona o 10 ± 2 procent, czyli o 2,3 mm rocznie.
Dla porównania opady atmosferyczne wzrosły o 3 %, a spływ rzeczny spadł o 6 % w tym samym okresie badanym.
Pascolini-Campbell wyjaśnia, że ten spadek spływu może mieć wpływ na dostępność wody:
Wzrost ewapotranspiracji wpływa na ilość wody powierzchniowej dostępnej dla rolnictwa i zaopatrzenia w wodę. W przyszłości rosnąca ewapotranspiracja może również oznaczać zwiększoną utratę wody z lądu w niektórych regionach – prowadząc do suszy – podczas gdy inne obszary mogą doświadczyć bardziej intensywnych opadów, ponieważ ma to wpływ na cyrkulację atmosferyczną.
Ponadto, główna autorka pracy wyjaśnia, że to badanie wprowadza nową linię dowodów na to, że cykl wodny staje się coraz bardziej intensywny wraz z ocieplaniem się temperatur.
W sumie szeregi czasowe bilansu wodnego globalnej ewapotranspiracji lądu naukowcy przeanalizowali na podstawie badań grawimetrycznych satelitów GRACE i GRACE-Follow On. Zaobserwowali również, że zmienność globalnej ewapotranspiracji gruntów jest dodatnio skorelowana z oscylacją południowopacyficzną El Niño (ENSO – El Niño Southern Oscillation) (wpływ 17 % naturalnych zmienności klimatycznych). Jednak głównym motorem tego trendu jest rosnąca temperatura gruntu. Autorzy wysnuli hipotezę taką, że globalna ewapotranspiracja lądowa powinna wzrosnąć w ocieplającym się klimacie.
—-
https://essd.copernicus.org/articles/12/2853/2020/
https://www.nature.com/articles/s41561-020-00650-8
https://www.nature.com/articles/s41586-021-03503-5

Albedo planety

Nagrzewanie się powierzchni Ziemi dużo zależy także od albedo. Ten parametr ma szerokie zastosowanie w fizyce, w tym w astronomii. W naszym przypadku interesuje nas ten współczynnik załamania światła słonecznego (krótkofalowego) na naszej planecie.
Im jaśniejsza jest powierzchnia, 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, 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.
Również albedo dotyczy powierzchni chmur, a także aerozoli, naturalnego i antropogenicznego pochodzenia, w analogiczny sposób.
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.
W pracy zespołowej „The Albedo of Earth” [Albedo Ziemi’] przedstawionej 26 stycznia 2015 roku, w czasopiśmie Reviews of Geophysics, przez zespół badawczy Graeme Stephensa z Laboratorium Napędów Odrzutowych w Kalifornijskim Instytucie Technologii w Pasadenie, dowiadujemy się, że promienie słoneczne gdy padają w kierunku Ziemi są mniej więcej zrównoważone gdy docierają do powierzchni chmur, dzięki czemu zanika wyraźna różnica albedo na powierzchni planety pomiędzy półkulą północną (NH – Northern Hemisphere) a południową (SH – Southern Hemisphere). Jak wiemy, na pierwszej jest więcej lądów z wyższym albedo niż oceanów, a na drugiej, na odwrót.
—-
Rys.1. Schemat układu odbijającego składającego się z pojedynczej rozpraszającej i absorbującej warstwy atmosfery na powierzchni odbijającej albedo α i oświetlonej strumieniem S . Właściwości wewnętrznego rozpraszania atmosfery zależą od współczynników: odbicia r i przepuszczalności t . Współczynnik całkowitego odbicia systemu (albedo systemu – R) jest podany przez równanie r = R – t αT i obejmuje energię odbitą od warstwy rS plus wielokrotne rozpraszanie między powierzchnią a atmosferą (Graeme Stephens i inni, 2015).
—-
—-
Rys.2. Globalne rozkłady (a) średniego rocznego strumienia odbitego z całkowitego nieba, (b) wkładu rozpraszania atmosferycznego oraz (c) wkładu odbicia od powierzchni, gdzie (a) = (b) + (c). (d) Różnica między wkładem powierzchni bezchmurnego nieba a wkładem powierzchni całkowitego nieba. Ta różnica reprezentuje ilość chmur maskujących rzeczywiste odbicie od powierzchni, zmniejszając w ten sposób ilość światła słonecznego odbitego od powierzchni o tę ilość (Graeme Stephens i inni, 2015).
—-
Autorzy niniejszej pracy piszą jeszcze:
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 (i) na półkuli północnej i południowej (NH – Northern Hemisphere, SH – Southern Hemisphere), które odbijają tę samą ilość światła słonecznego w granicach ~ 0,2 W m-2. 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 m -2 (jest to równowartość globalnego albedo – α 0,293 W m -2), a strumień odbity tylko z bezchmurnego nieba wynosi 52,4 W m -2 (albedo – α 0,149). Różnica między tymi strumieniami wynosi 47,3 W m -2 (albedo – α 0,144) i jest zwykle przyjmowana jako miara wpływu chmury na strumień promieniowania.
Wkład atmosferyczny energii słonecznej S do jej strumienia odbitego z całkowitego nieba rS (na rys.1) wynosi 86,9 W m -2 i jak widać to też na rys.2b ; [np. Stubenrauch i inni, 2013], jest on zdominowany przez chmury. Udział całej atmosfery w odbitym strumieniu bezchmurnego nieba wynosi 32,2 W m -2.
Różnica między wkładem atmosferycznym S (na rys.2) całkowitego nieba i wkładem bezchmurnego nieba wynosi 54,7 W m -2 i jest miarą rzeczywistego wkładu rozpraszania przez chmury do strumienia odbitego.
Średnio rocznie każda półkula odbija taką samą ilość energii słonecznej. Jak widać na rysunku 3, pomimo oczywistych różnic w albedo powierzchni między półkulami, różnica wynosi mniej niż 0,2 W m -2 (Voight i inni, 2013),. Analiza poniższych składników pokazuje, że ta symetria między półkulami wynika z zaskakującego stopnia zniesienia różnic między obu półkulami, zarówno w całkowitym wkładzie atmosferycznym, jak i tylko powierzchniowym wkładzie całkowitego nieba. Zgodnie z oczekiwaniami udział powierzchniowy jest większy na półkuli północnej (NH), podczas gdy udział atmosferyczny już jest odpowiednio większy na bardziej zachmurzonej półkuli południowej (SH). Prawdopodobnie ma to związek z tym, że nad oceanami, których powierzchnia jest znacznie większa niż lądów na półkuli południowej, jest więcej opadów atmosferycznych, a więc jest też dlatego większy stopień zachmurzenia, zwłaszcza pokrycia chmurami stratocumulus.
—-
—-
Rys.3. (u góry) Globalna średnia roczna odbitych strumieni całkowitego nieba i bezchmurnego nieba podzielona na dwie główne składowe. (na dole) Różnica między półkulowymi średnimi rocznymi odbitych strumieni całkowitego nieba i bezchmurnego nieba a poszczególnymi składnikami, które składają się na te strumienie. Te różnice w półkuli są zdefiniowane jako NH minus SH, a różnica całkowitego nieba wynosi 0,05 W m -2 . Dla porównania przedstawiono również półkulową różnicę w ilości zachmurzenia (wyrażoną w jednostkach bezwzględnych) uzyskaną z danych radaru satelitarnego i danych laserowych (Graeme Stpehens i inni, 2015).
—-
Różnicę składową atmosfery można wyjaśnić głównie różnicami hemisferycznymi gęstości optycznej aerozolu (AOD – Aerosol Optical Density). Średnia dziesięcioletnia AOD stosowana do wytworzenia danych strumienia powierzchniowego, za pomocą satelity CERES, wynosi odpowiednio 0,14 i 0,07 dla NH i SH. Jeśli założymy globalną wydajność radiacyjną aerozolu oceanicznego na poziomie 30–40 W m -2 (wymuszanie radiacyjne na jednostkę AOD) [ Loeb i Manalo-Smith, 2005 ], to udział w strumieniu bezchmurnego nieba na półkuli północnej (NH) przez aerozol wynosi ~4–6 W m -2 w porównaniu z 2–3 W m -2 dla półkuli południowej (SH).
Z kolei, mapy średnich rocznych strumienia odbitego oraz wkłady atmosferyczne i powierzchniowe do tego strumienia przedstawiono odpowiednio na rysunkach 2 a-c. Rozpraszanie atmosferyczne, które ma tak duży wpływ na obserwowane odbite strumienie w niższych szerokościach geograficznych, odzwierciedla wysokie zachmurzenie tych szerokości geograficznych. Ma to związek z wysoką zawartością pary wodnej.
Rysunek 2d jest różnicą strumienia między składnikiem powierzchni bezchmurnego nieba a składnikiem powierzchni całkowitego nieba, a zatem przedstawia mapę efektu maskowania chmur na odbicie powierzchni opisane powyżej. To maskowanie 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, odkryli, że w ciągu 20 lat albedo na powierzchni Ziemi zmniejszyło się, i przez to pochłania o 0,5 W m -2 mniej energii słonecznej.
Swoje wyniki badań opublikowali 29 sierpnia 2021 roku, na łamach Geophysical Research Letters, w pracy „Earth’s Albedo 1998–2017 as Measured From Earthshine” [„Albedo Ziemi 1998–2017 mierzone od Blasku Ziemi”].
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 jest też zgodny z pomiarami z satelity CERES, rozpoczętymi od 2001 roku. Obserwacje albedo przez satelity CERES i Earthshine (Blask Ziemi) są porównywalne.
Ogólnie mówiąc, ta metoda badawcza – blask Ziemi, prowadzona za pomocą teleskopu refraktancyjnego, polega na tym, że światło odbite od powierzchni naszej planety w dzień trafia w tarczę ciemnej powierzchni naszego satelity Księżyca, którego odbicie trafia do oczu obserwatora.
Historycznie, blask Ziemi został po raz pierwszy wyjaśniony przez Leonardo Da Vinci (ok. 1510). Sam projekt BBSO rozpoczął działalność w połowie lat 90-tych, aby zmierzyć albedo Ziemi za pomocą obserwacji Księżyca, którego pionierem był Danjon (1928) prawie sto lat temu.
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 (Południowej) 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 (Goode i inni, 2001 ).
—-
Rys.4. Anomalie średniego rocznego albedo Earthshine 1998–2017 wyrażone jako odbity strumień w W / m -2. Słupki błędów są pokazane jako zacieniony szary obszar, a przerywana czarna linia pokazuje liniowe dopasowanie do anomalii rocznego strumienia energii odbitej w Earthshine. Roczne anomalie albedo badane za pomocą satelitów CERES w latach 2001-2019, również wyrażone w W / m –2, 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 / m -2 (P.R. Goode i inni, 2021).
—-
https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/…/2014RG000449
https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/…/2021GL094888

Ocieplenie w Arktyce

Lód morski w Arktyce topnieje w ciągu dekad coraz bardziej. Zmniejsza się jego zasięg, kurczy objętość. Ubywa lodu wieloletniego, a przybywa rocznego. Istnieje prawdopodobieństwo, że już w obecnej dekadzie może być późne lato bez zwartej pokrywy lodowej. Niemiecki statek badawczy, lodołamacz Polarstern bez większego trudu pojawił się pod koniec lata kalendarzowego we wrześniu 2020 roku na biegunie północnym nie musząc przebijać się przez pokrywą lodu morskiego. Ten był tak bardzo cienki, że łatwo kruszył się zostawiając wiele odkrytych obszarów toni wodnej.
—-
—-
Fot.1. RV Polarstern (czyli gwiazda polarna ) to niemiecki badawczy lodołamacz z Instytutu Alfreda Wegenera Badań Polarnych i Morskich (AWI) w Bremerhaven
—-
Międzynarodowy zespół naukowy złożony z ponad 300 osób z 20 krajów, od 20 września 2019 roku do 12 października 2020 roku w ramach projektu Multidyscyplinarnego Dryfującego Obserwatorium Badań Arktyki Klimatu (MOSAIC – Multidisciplinary drifting Observatory for the Study of Arctic Climate), badał, podczas dryfowania lodołamaczem Polarsternem, Arktykę i jej lód morski, atmosferę, ocean, ekosystemy i ich biogeochemię. Naukowcy twierdzą, że to nam pomoże zrozumieć procesy dynamicznie rozwijające się w najbardziej zapalnym punkcie klimatycznym Ziemi.
Autorzy World Meteorological Organization w swoim serwisie 12 października 2020 roku napisali:
—-
Lodołamacz badawczy Polarstern powrócił do swojego macierzystego portu w Bremerhaven w Niemczech 12 października z niezrównaną skarbnicą danych, na analizie których skupi się całe pokolenie klimatologów. Instytut Alfreda Wegenera i Centrum Badań Polarnych i Morskich im. Helmholtza (AWI), koordynowały tą wyprawą badawczą.
—-
Po zakończeniu ekspedycji badawczej MOSAIC w Arktyce, w drugiej połowie października 2020 roku, lód morski bardzo wolno zamarzał do tego stopnia, że padł nowy rekord zasięgu lodu z tego miesiąca.
—-
Rys.1. Miesięczny zasięg lodu we wrześniu w latach 1979-2020 pokazuje spadek o 13,1 procent na dekadę.
Źródło: Narodowe Centrum Danych Śniegu i Lodu (NSIDC – National Snow and Ice Data Center). Zdjęcie o wysokiej rozdzielczości.
—-
Ogólnie, ocieplenie klimatu wpływa na to, że lód w porze jesienno-zimowej, od około połowy września do około połowy marca, wolniej zamarza i to, że w tym sezonie jest szybszy wzrost temperatury globalnej niż podczas trwania wiosny i lata, wtedy gdy, lód morski zaczyna od około połowy marca do około połowy września szybciej topnieć. W tym samym czasie, w sezonie jesienno-zimowym na półkuli południowej lód morski w Antarktyce topnieje, od października do kwietnia, aczkolwiek wolniej niż wiosną i latem lód morski w Arktyce, a w porach wiosenno-letnich szybciej zamarza, od kwietnia do października niż lód morski arktyczny w sezonie, od września do marca. Modele klimatyczne wskazują, że ten trend się utrzyma przy dalszym ociepleniu klimatu.
W sumie, Arktyka to częściowo lodowaty ocean otoczony trzema kontynentami: Europą, Azją i Ameryką Północną oraz wrażliwy na wzorce pogodowe. Z kolei Antarktyda to lodowaty kontynent otoczony dookoła Oceanem Południowym, ale wolny od wpływu wzorców pogodowych z niższych szerokości ze względu na wpływ prądów atmosferycznych i oceanicznych skutecznie odcinających ich dopływ.
—-
Klimat Ziemi ma pewnego rodzaju swoją czułość. W skali regionalnej jest najbardziej wrażliwy w regionie polarnym na półkuli północnej, gdyż tam są najszybciej ocieplające się obszary na naszej planecie.
Od czasu rozpoczęcia zapisu satelitarnego w 1979 roku, we wrześniu pokrywa lodowa Arktyki na morzu spada średnio o około 13% na dekadę. Bieżący rekord zanotowano 16 września 2012 r., kiedy lód morski zmniejszył się do 3,41 milionów kilometrów kwadratowych.
Według wyliczeń brytyjskich naukowców z Centrum Obserwacji i Modelowania Polarnego, Szkoły Ziemi i Środowiska na Uniwersytecie w Leeds: Rachel Tilling, Andy’ego Ridouta i Andrew Shepherda na łamach czasopisma Advances in Space Research, zamieszczonych w pracy 16 września 2018 roku, której tytuł brzmi „Estimating Arctic sea ice thickness and volume using CryoSat-2 radar altimeter data” [„Szacowanie grubości i objętości lodu morskiego w Arktyce przy użyciu danych z wysokościomierza radarowego CryoSat-2”], od 1979 roku w Arktyce ubyło 40 % lodu morskiego.
Naukowcy, pracujący na co dzień w Centrum Obserwacji i Modelowania Polarnego (CPOM – Centre for Polar Observation and Modelling), na podstawie danych z wysokościomierza radarowego (altymetru) satelity CryoSat-2 oszacowali grubość i objętość lodu morskiego w Arktyce. Zaobserwowali korelację w odczytach pomiędzy powierzchniowymi pomiarami in situ, a satelitarnymi. Zwrócili uwagę, że dużymi niepewnościami w dokładnych pomiarach grubości o objętości lodu morskiego jest zalegająca na nim pokrywa śnieżna pochodząca z opadów atmosferycznych. Dlatego też uczeni postulują o doskonalenie szacowania obciążenia lodu morskiego warstwami śniegu.
Naukowcy zaproponowali aby dane z wysokościomierzy radarowych satelity CryoSat-2 posłużyły też badaniom pokryw lodu morskiego i na nim śniegu, także w Antarktyce.
Autorzy pracy piszą:
—-
Arktyczny lód morski jest głównym elementem systemu klimatycznego Ziemi. Działa w celu regulacji regionalnych budżetów ciepła i wody słodkiej oraz późniejszej cyrkulacji atmosferycznej i oceanicznej w Arktyce i na niższych szerokościach geograficznych. Od 1979 r., satelity zaobserwowały spadek zasięgu lodu morskiego w Arktyce we wszystkich miesiącach. Jednak aby w pełni zrozumieć, w jaki sposób zmiany pokrywy lodowej Arktyki wpływają na naszą globalną pogodę i klimat, wymagane są również długoterminowe i dokładne obserwacje rozkładu jego grubości. Takie obserwacje były możliwe dzięki wystrzeleniu satelity CryoSat-2 z Europejskiej Agencji Kosmicznej (ESA – European Space Agency) w kwietniu 2010 r., który zapewnia niezrównane pokrycie pomiarów Oceanu Arktycznego do szerokości północnej 88 ° N.
—-
—-
—-
Rys.2. Przykłady międzyrocznej zmienności typu lodu morskiego na półkuli północnej. Mapy pokazują typ lodu morskiego na dzień 31 stycznia (a) 2011, (b) 2012, (c) 2013 i (d) 2014. Żółte cieniowanie oznacza lód z pierwszego roku (FYI – first year ice), czerwone oznacza lód wieloletni (MYI – multi year ice), niebieskie oznacza obszary, na których nie występuje lód morski, tylko ocean (Rachel Tilling i inni, 2018).
—-
Na podstawie ostatniego raportu NOAA „Arctic Report Card: Update for 2020” na temat stanu kriosfery na półkuli północnej, Thomas Ballinger z University of Alaska Fairbanks wraz ze swoim zespołem badawczym, w pracy „Surface Air Temperature” [„Temperatura powietrza powierzchni”], definitywnie podsumował, że obecnie Arktyka ociepla się ponad dwa razy szybciej niż wynosi średnia światowa. Autorzy piszą:
—-
Arktyczna średnia roczna anomalia temperatury powietrza przy powierzchni (SAT – Surface Air Temperature) w okresie od października 2019 r. do września 2020 r. była o 1,9 °C cieplejsza niż wynosi średnia z lat 1981-2010 dla obszarów lądowych między 60 a 90 ° N.
—-
—-
Rys.3. Średnie roczne anomalie temperatury przy powierzchni (SAT) (w °C) dla naziemnych stacji meteorologicznych zlokalizowanych w Arktyce (60-90 ° N; czerwona linia) i globalnie (niebieska linia) w okresie 1900-2020, w stosunku do okresu 1981-2010. Źródło: Dane CRUTEM4 SAT (Jones i in. 2012) pochodzą z Climate Research Unit (University of East Anglia) i Met Office.
—-
W pewnych regionach Arktyki może być jednak jeszcze bardziej cieplej. Np. na Svalbardzie. Na podstawie raportu “Climate in Svalbard 2100” [„Klimat w Svalbardzie 2100”], sporządzonego przez Norweskie Centrum Usług Klimatycznych (NCCS – The Norwegian Centre for Climate Services) w 2019 roku, lokalnie może być tam nawet teraz cieplej o 4 stopnie Celsjusza niż wynosi średnia światowa. Ma to głównie związek z tym, że na tym najdalej wysuniętym na północ obszarze europejskim, pokrywa lodowa bardzo gwałtownie topnieje. Pory letnie są dość często bardzo ciepłe, nawet lokalnie powyżej 20 stopni Celsjusza. Duże znaczenie pod względem tak znacznego ocieplenia ma też napływ ciepłych wód północnego Atlantyku do Oceanu Arktycznego ze zmniejszającą się ilością lodu w Morzu Barentsa. A wyspy Svalbardu obecnie nie są już otoczone lodem. Zasięg jego tam zmniejszał się co dekadę aż o 12 %. Mamy również do czynienia z postępującym procesem atlantyfikacji wód subpolarnych.
We wspomnianym raporcie na temat Svalbardu, czytamy:
—-
Obserwowane już ocieplenie jest uderzające zwłaszcza w okresie zimowym. W latach 1971-2017 wyniki wskazują na roczny wzrost temperatury o 4,0 °C (0,87 °C na dekadę), a zimą o 7,3 °C (1,58 °C na dekadę) (tabela 4.1.3 w raporcie). W tym samym okresie, światowy wzrost temperatury 0,87 °C łącznie.
—-
Lars Henrik Smedsrud, profesor oceanografii polarnej na Uniwersytecie w Bergen, w Instytucie Geofizyki, z kolei mówi:
—-
Zima ociepla się cztery do pięciu razy szybciej niż lato. Straciliśmy mniej więcej dwa miesiące zimy na Svalbardzie od lat 70-tych XX wieku. Jeśli będziemy kontynuować działalność jak zwykle, stracimy jeszcze dwa miesiące przed 2100 rokiem.
—-
Głównym czynnikiem powodującym tak duże wzmocnienie arktyczne w Svalbardzie i w większości pozostałych regionów Arktyki jest napływ bardzo dużych mas gorącego powietrza znad równika podczas coraz silniejszej głębokiej konwekcji występującej tam pod wpływem ciągłego wzrostu globalnej temperatury.
Ogólnie mówiąc, dynamicznie zmieniająca się powierzchnia lodu morskiego w Arktyce jest silnie skorelowana ze skumulowanymi emisjami gazów cieplarnianych, choć tutaj główną rolę też odgrywa zmienność klimatyczna w postaci cyrkulacji atmosferycznych oraz oceanicznych, które mają coraz większy wpływ na zanikanie lodu morskiego w sposób fluktuacyjny.
—-
Z kolei, Dirk Notz z Instytutu Meteorologii im. Maxa Plancka w Hamburgu oraz Julienne Stroeve z Narodowego Centrum Danych Lodu i Śniegu (NSIDC – National Snow And Ice Data Center) na Uniwersytecie w Boulder w Kolorado, w pracy opublikowanej 2016 roku w czasopiśmie Science Advances, zatytułowanej „Observed Arctic sea-ice loss directly follows anthropogenic CO2 emission” [„Obserwowana utrata arktycznego lodu mająca związek z antropogenicznymi emisjami CO2”], opublikowanej na łamach Science, za pomocą przez siebie symulowanych modeli klimatycznych stwierdzili następująco:
—-
Obserwowana zależność liniowa oznacza trwałą utratę 3 ± 0,3 metrów kwadratowych powierzchni lodu morskiego we wrześniu na tonę metryczną emisji CO2.
—-
Działalność człowieka pod względem emisji gazów cieplarnianych i ocieplania regionu Arktyki wiąże się zarówno z utratą habitatów gatunków polarnych, jak i miejsca bytowania ludzi związanych z lodem, np. Inuitów. Ponadto wzmocnienie ocieplenia Arktyki skorelowane z obniżonym gradientem temperatury pomiędzy nią a równikiem, już doprowadza do wielu zmiennych wzorców pogodowych na średnich szerokościach geograficznych, co bardzo niekorzystnie wpływa na gatunki zamieszkujące je.
Naukowcy oszacowali wrażliwość arktycznego lodu morskiego na wpływ zmian antropogenicznych wymuszeń zewnętrznych. Sprawdzili zgodność symulacji modeli CMIP5 z zapisem obserwacyjnym.
I wywnioskowali, że czas, obliczony na podstawie 30-letniej kroczącej, w którym we wrześniu zaniknie sezonowo lód morski w Arktyce jest zgodnie liniowo skorelowany ze skumulowanymi (od 1850 r. do dziś) antropogenicznymi emisjami CO2 (Rys.4).
—-
—-
Rys.4. Zależność między wrześniowym obszarem lodu morskiego Arktyki a skumulowanymi antropogenicznymi emisjami CO2 .
( A ) Wartości rzeczywiste. Gruba niebieska linia przedstawia 30-letnią średnią kroczącą obserwowanego we wrześniu obszaru lodu morskiego, a cieńsza czerwona 30-letnią średnią kroczącą pochodzącą z symulacji modelu CMIP5. Dla porównania pokazane są również roczne wartości obserwowanego wrześniowego obszaru lodu morskiego.
Wartości podane na podstawie zbioru danych obserwacji Met Office Hadley Center HadISST, w latach 1953-1978 (jasnoniebieskie kółka) oraz w latach 1979-2015 na wskaźniku lodu morskiego NSIDC (jasnoniebieskie diamenty).
( B ) Symulacje znormalizowane. W przypadku tego wykresu symulowany obszar lodu morskiego CMIP5 jest normalizowany przez podzielenie przez symulowany obszar lodu morskiego na początku okresu przejściowego, jak określono w tekście. Dla każdej symulacji skumulowane emisje są ustawiane w punkcie 0 na początku okresu przejściowego, a następnie skalowane liniowo, aby osiągnąć 1 do końca okresu przejściowego (Dirk Notz i inni, 2016).
—-
W pracy także czytamy, że większość modeli klimatycznych nie doszacowuje utraty lodu morskiego Arktyki, ponieważ nie oszacowuje dokładnie wzrostu napływającego, w promieniowaniu zwrotnym atmosfery, strumienia promieniowania długofalowego przy obecnym wzroście antropogenicznych emisji CO2.
I dalej w artykule czytamy:
—-
Jeśli chodzi o przyszłą ewolucję lodu morskiego, nasza analiza sugeruje, że nie ma powodów, aby sądzić, że obserwowana czułość utraty lodu morskiego w Arktyce ulegnie znacznej zmianie w przewidywalnej przyszłości. W związku z tym możemy bezpośrednio oszacować, że pozostała część letniego lodu morskiego w Arktyce zostanie utracona gdy do atmosfery trafi dodatkowe około 1000 gigaton (Gt) emisji CO2 na podstawie obserwowanej czułości lodu morskiego, gdzie we wrześniu występuje 3,0 ± 0,3 m2 straty lodu morskiego na tonę emisji antropogenicznego CO2.
—-
https://public.wmo.int/…/arctic-research-expedition-ends
https://www.researchgate.net/figure/Examples-of-interannual-variation-in-Northern-Hemisphere-sea-ice-type-The-maps-show-sea_fig3_320929563
https://arctic.noaa.gov/…/878/Surface-Air-Temperature
https://www.miljodirektoratet.no/…/publ…/m1242/m1242.pdf
https://www.science.org/doi/10.1126/science.aag2345
—-
Fot. / Grafika
https://en.wikipedia.org/wiki/RV_Polarstern
http://nsidc.org/arctics…/2020/10/lingering-seashore-days/
https://www.researchgate.net/figure/Examples-of-interannual-variation-in-Northern-Hemisphere-sea-ice-type-The-maps-show-sea_fig3_320929563
https://arctic.noaa.gov/…/878/Surface-Air-Temperature
https://www.science.org/doi/10.1126/science.aag2345

Topnienie Grenlandii

Tak jak w Arktyce lód morski coraz bardziej topnieje z dekady na dekadę, tak również lądolód zwany Grenlandią kurczy się coraz wyraźniej. Takie lodowce wylotowe jak Jakobshavn, Helheim, Petermann, Zachariae Isstrom, Kangerlussuaq czy ostatnio Niohhalvfjerdsfjorden i Spalte, systematycznie wycofują się w głąb wyspy. Na tej ogromnej wyspie otoczonej dwoma oceanami: Atlantyckim i Arktycznym, przebiegają również coraz coraz częściej i mocniej zintensyfikowane w sezonie letnim procesy powierzchniowego topnienia.
—-
Rys.1. Mapy pokazujące albedo, w stosunku do średniej z lat 2000-09, około połowy sierpnia 2020 r. (po lewej) i 2019 r. (po prawej). Cieniowanie wskazuje na wyższe (niebieskie) i niższe (czerwone) albedo od średniej. Źródło: Polar Portal DMI.
—-
Dr Ruth Mottram i dr Martin Stendel z Duńskiego Instytutu Meteorologicznego (DMI – Danish Meteorological Institute), prof. Jason Box i dr Kenneth D. Mankoff ze Służby Geologicznej Danii i Grenlandii (GEUS – Geological Survey of Denmark and Greenland) w Kopenhadze oraz dr Louise Sandberg Sørensen z Narodowego Instytutu Kosmicznego na Technicznym Uniwersytecie Danii i prof. Peter Langen z Wydziału Nauk o Środowisku – Modelowania Atmosfery na Uniwersytecie w Aarhus, w swoich obliczeniach zauważają w serwisie Carbon Brief na początku września 2020 roku, że pokrywa lodowa Grenlandii pod koniec sezonu topnienia straciła 152 miliardy ton. To jest i tak mniej niż w 2019, gdy wzrost temperatury na Grenlandii, podobnie jak w 2012 roku, był na tyle silny, że przy temperaturze plus 4 stopnie Celsjusza pojawiły się gwałtowne powierzchniowe roztopy tworzące rozległe stawy.
Jak czytamy w tymże serwisie na temat pokrywy lodowej Grenlandii, poczynając od 2015 do 2020 roku, badania wskazują, że w dłuższym terminie czasu, w stosunku do średniej 1981-2010, kurczy się ona coraz szybciej.
Kluczową sprawą w zrozumieniu tego co się dzieje z Grenlandią jest zrozumienie tak zwanego bilansu masy powierzchni (SMB – Surface Mass Balance) polegającego na obliczeniu, ile jej pokrywy lodowej topnieje na powierzchni, pod wodą oceanu od frontu lodowców wylotowych i szelfowych oraz podlega, też od frontu lodowców, procesom cielenia (odłamywania brył, czyli gór lodowych), a o ile jest ona uzupełniana opadami śniegu i przyrastaniu jego warstwami oraz pod nim warstwami lodu.
W Carbon Brief dowiadujemy się, że w skali roku, od 1 września do 31 sierpnia, na procentową ilość topnienia (ablacji) pokrywy lodowej Grenlandii oraz na procentową ilość opadów śniegu (akumulacji) jej, ma wpływ wiele czynników. Czytamy w serwisie Carbon Brief, że w dużej mierze podczas okresu 2016-17 wpływ na ochłodzenie obszaru Grenlandii w sezonie letnim miała wpływ anomalna rotacja tropikalnego huraganu Nicole, który zawędrował w październiku 2016 roku aż ku wybrzeżom południowej Grenlandii, tuż po zakończeniu bardzo intensywnie ciepłej Oscylacji Południowopacyficznej El Nino. Albo dwa lata później w artykule tegoż serwisu, że na wysokie topnienie Grenlandii w okresie letnim 2019 roku miała nie tylko sucha jesień i też sucha prawie bezśnieżna zima w 2018 roku i na początku 2019 roku, ale i też wczesne anomalne topnienie pod koniec kwietnia i potem trwające od czerwca do końca lata ciepłego i prawie bez opadów śniegu. Było to spowodowane z kolei wystąpieniem dodatniej fazy Oscylacji Północnoatlantyckiej, której obecność stymuluje napływ bardzo ciepłego powietrza ze średnich szerokości geograficznych.
—-
—-
Rys.2. Skumulowany budżet masy powierzchniowej pokrywy lodowej Grenlandii na lata 2019-20 (niebieska linia), rekordowo niski rok SMB 2011-12 (czerwona linia) i średnia 1981-2010 (szara linia). Źródło: Polar Portal DMI.
—-
We wstępie pracy z 1 stycznia 2021 roku, zaprezentowanej w czasopiśmie Science Advances, której tytuł brzmi „Ocean forcing drives glacier retreat in Greenland” [„Wymuszanie oceaniczne powoduje cofanie się lodowca na Grenlandii”] Michael Wood ze swoimi współpracownikami stwierdzają, że wycofywanie się i przyspieszenie lodowców Grenlandii od połowy lat 90. XX wieku jest przypisane zwiększonemu wtargnięciu ciepłych wód północnego Atlantyku (AW – Atlantic Waters) do fiordów Grenlandii, ale nie zostało to jeszcze w pełni potwierdzone w modelach klimatycznych, pod względem ilościowym na obszarze całej Grenlandii.
Naukowcy przebadali 226 lodowców wylotowych za pomocą pomiarów instrumentalnych in situ, satelitarnej teledetekcji oraz modeli klimatycznych, w tym oceanu.
Zespół Wooda wyróżnił w dłuższym badanym okresie 1992-2017, trzy mniejsze okresy, podczas których wymuszenie termiczne (FT – Thermal Forcing) pochodzenia antropogenicznego miało i ma dalej swój wpływ na wycofywanie się lodowców:
a) okres stabilny 1992-1997
W okresie stabilnym 1992-1997 lód gruntowy cofnął się o 180 km2 , czyli 30 km2 /rok
b) okres ocieplenia 1998-2007
W okresie ocieplenia 1998–2007 ubytek lodu gruntowego potroił się do 108 km2 /rok.
c) okres ochłodzenia 1999-2017
W okresie chłodzenia 2008-2017 lód gruntowy nadal spadał o 119 km2 /rok
Rola oceanu w przeliczeniu bilansu strumieni lodu w gruncie jest następująca:
W celu określenia ilościowego wpływu oceanu na lodowce, oblicza się bilans strumieni na frontach lodu gruntowego, który obejmuje następujące parametry:
a) usunięcie lodu gruntowego przez ocean ( q m )
b) cofanie się frontu lodu spowodowane przerzedzeniem lodowca ( q s )
c) adwekcja lodu ( q f )
d) cielenie się pozostałości uziemionych bloków lodu ( q c ) wymagane do dopasowania
e) obserwowane cofanie się frontu lodu ( q r )
—-
—-
Rys.3. Schematyczne diagramy dla czterech głównych kategorii lodowców kończących mórz, z zimną, słodką wodą polarną (PW) na szczycie ciepłej, słonej wody AW.
( A ) Lodowce w głębokich fiordach z ciepłymi wodami arktycznymi AW (DW), które podcinają czoło lodowca, aby wpłynąć na opór podstawowy.
( B ) Lodowce z tymczasowymi pływającymi przedłużeniami na płytkim grzbiecie (SC), dla których podcięcie nie wpływa na podstawowy opór.
( C ) Lodowce stojące w płytkich, zimnych wodach (SC).
( D ) Lodowce rozwijają długie (>10 km) poszerzenia pływającego lodu (FE). Prosimy zwrócić uwagę, że rzędne lodowca i dna, wyrażone w metrach nad poziomem morza (masl – meters above sea level), są przybliżone dla ilustracji.
(Michael Wood i inni, 2021)
—-
Autorzy piszą:
Modele oceaniczne pokazują, że maksymalna szybkość topnienia występuje tuż nad (<50 m) dnem morskim, tworząc podciętą wnękę, która zmniejsza podstawowy opór na przepływ lodowca……. — lód nad stopionym nacięciem nie jest podtrzymywany od dołu, podczas gdy lód pod nacięcie jest zbyt cienkie, aby powstrzymać przepływ lodu z góry ( rys. 3). Z tego punktu widzenia to maksymalna szybkość topnienia na głębokości (zwana dalej szybkością podcinania) ma największy wpływ na równowagę sił lodowca ( 26 ), a nie średnia szybkość topnienia zanurzonej powierzchni lodu, która zazwyczaj jest od dwóch do trzech razy niższa zgodnie z modelem oceanicznym i nie wpływa na tarcie podstawowe.
W efekcie wzmocnione podcinanie wymusza cofanie się linii uziemiającej. Oceniamy q m za pomocą pomiarów głębokości wody, przepływu wód subglacjalnych i rekonstrukcji TF. Ponieważ rozdzielczość oszacowań stanu ECCO nie jest wystarczająca do rozwiązania transportu ciepła z szelfu do fiordów, używamy danych CTD na szelfie i wewnątrz fiordów do ilościowego określenia modulacji TF między obszarami kalibracji modelu oceanu ( rys. 3) oraz fronty lodowca (Materiały i metody).
Wykonane zostały następujące badania:
a) wycofywanie się frontu lodowców wylotowych za pomocą teledetekcyjnych badań satelitów Lansat 4 i Landsat 5 na podstawie digitalizacji pozycji frontów lodowych
b) adwekcja lodu (q F) za pomocą radaru satelitarnego i danych optycznych
c) podcięcie frontu lodowców ( q m) za pomocą symulacji modelu oceanu MITgcm o wysokiej rozdzielczości, ze zmienną głębokością wody, produkcją spływu wody subglacjalnej i wymuszenia termicznego (TF) oceanu
d) głębokość wody (b) za pomocą modelu BedMachine Greenland v3 na podstawie wielowiązkowej batymetrii echosondowej w fiordach uzupełnionej batymetrią inferowaną dotyczącą grawitacji w powietrzu. Głębokość wody ma niepewność mniejszą niż 10 m.
e) subglacjalny zrzut (q sg) połączony ze spływem z niecki za pomocą kombinacji modeli: Regionalnego Modelu Klimatu Atmosferycznego na Uniwersytecie w Utrechcie – RACMO2.3p2 w rozdzielczości przestrzennej 5,5 km, statycznie sparametryzowanej do 1 km, w korelacji z obliczoną podstawową produkcją wód roztopowych pod gruntem lodowym za pomocą modelu systemu pokrywy lodowej ISSM). Niepewność w q sg wynosi 20%.
f) wymuszanie termiczne (TF) – uśredniona na głębokości różnica między temperaturą in situ a temperaturą zamarzania wody morskiej zależną od soli i ciśnienia. Parametry oceanu są obliczane za pomocą dwóch oszacowań ECCO:
– modelu wyprzedzającego o wysokiej rozdzielczości (4 km) w domenie arktycznej ze stanu początkowego dla okresu 1992–2011
– danych ograniczających globalne szacunki z rozdzielczością poziomą 13,5 km wokół Grenlandii w latach 2001–2017 (LLC270)
g) cofanie się lodowca wywołane rozrzedzaniem, qs, jest obliczane przy użyciu prostej, geometrycznie wyprowadzonej zależności dla szybkości migracji linii gruntowania w funkcji zmiany wysokości powierzchni
—-
https://www.carbonbrief.org/guest-post-how-the-greenland-ice-sheet-fared-in-2020
http://polarportal.dk/fileadmin/user_upload/PolarPortal/season_report/polarportal_saesonrapport_2020_EN.pdf
https://www.science.org/doi/10.1126/sciadv.aba7282