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
—-