Ciepły ocean i wrażliwe lodowce

Naukowcy są właściwie pewni, że rozpad lądolodu Antarktydy Zachodniej jest nieunikniony. Jednak prowadzenie badań lodowców szelfowych nadal jest niezwykle ważne. Dokładne poznanie zachodzących procesów pozwala lepiej prognozować, o ile i jak szybko wzrośnie poziom oceanów, a tym samym określić, jak szybko będziemy musieli adaptować się do zmieniających się warunków. Niestety, nowe badania lodowców szelfowych Antarktydy nie przynoszą uspakajających wieści.

Rysunek 1. Lodowce i góry sfotografowane w Zachodniej Antarktydzie podczas operacji „Ice Bridge” w październiku 2014. Fot. NASA/Michael Studinger

Kilkadziesiąt lat temu niektórzy naukowcy sugerowali, że większe opady śniegu będące następstwem ocieplania atmosfery spowodują przyrost pokrywy lodowej Antarktydy (Jacobs i in., 2012). Okazało się jednak, że nie jest to takie oczywiste. Na Obszarze Zatokowym Morza Amundsena (Amundsen Sea Embayment – ASE), w zachodniej części Antarktydy, znajdują się jedne z najszybciej znikających lodowców szelfowych na Ziemi (w tym będące w światowej czołówce Thwaites i Pine Island). Mimo, że Pine Island i Thwaites przyciągają uwagę badaczy oraz mediów ze względu na duży (bieżący i potencjalny) udział we wzroście poziomu oceanów, to największe zmiany w regionie są obserwowane na lodowcach szelfowych Dotson i Crosson oraz spływających do nich lodowcach Smith, Pope i Kohler (Khazendar i in., 2016). Mimo zbliżonych warunków atmosferycznych tracą one masę w różnym tempie. Glacjolodzy i klimatolodzy postanowili więc przyjrzeć się procesom zachodzącym na morskim dnie. To właśnie pod grubą warstwą śniegu oraz lodu ukryty jest bowiem klucz do rozwiązania zagadki zróżnicowanej prędkości zaniku lodowców.

Lodowce kończące swój bieg w Obszarze Zatokowym Morza Amundsena odprowadzają lód z 1/3 powierzchni Zachodniej Antarktydy, tj. z 393 tysięcy km2. Stan tej części lądolodu antarktycznego zależy więc w dużym stopniu od ich stabilności, a także od kondycji lokalnych lodowców szelfowych, takich jak Crosson i Dotson. Obserwacje lodowców ASE od dłuższego czasu niezmiennie wskazują na ich intensywne topnienie. Potwierdza to także analiza czterech niezależnych oszacowań bilansu ich masy wykonanych przy użyciu różnych technik, m.in. altimetrii radarowej i grawimetrii (Sutterley i in., 2014).

W latach 1992–2013 lodowce traciły ok. 83 Gt/rok, ze średnim przyspieszeniem ok. 6,1 Gt/rok2, które między 2003 a 2009 wzrosło prawie trzykrotnie. Było to najwyższe tempo topnienia lodu w ASE w czasie ostatnich 3 dekad (Khazendar i in., 2016). Od 2003 do 2011 lodowce traciły aż 102 ± 10 Gt/rok (Sutterley i in., 2014). Ten szybki wzrost tempa ubytku lodu (w sytuacji dość stabilnych warunków na powierzchni Antarktydy) był silną przesłanką, że ubytek miał miejsce na spodzie lodowców.

Rysunek 2. Szelf Dotsona 14.03.2010. Zdjęcie zamieszczamy dzięki uprzejmości NASA’s Earth Observatory.

Wyjątkowy wgląd w procesy topnienia zachodzące na spodzie lodowców szelfowych uzyskali naukowcy z NASA i University of California, Irvine (UCI). W badaniu pod kierownictwem Bernda Scheuchla z UCI, opublikowanym w 2014 roku w Geophysical Research Letters, aby określić zmiany położenia linii gruntowania (miejsca styku z dnem morskim) trzech lodowców z regionu ACE kończących się lodowcami szelfowymi Dotson i Crosson, użyto danych z satelitów Sentinel-1, ERS-1 i ERS-2. Zespół Scheuchla odkrył, że linia gruntowania lodowców Pope i Kohler cofa się od roku 1996 w tempie około 0,5 km rocznie, a lodowca Smith aż o 2 km rocznie. Duże różnice w tempie wycofywania się lodowców znajdujących się w podobnych warunkach glacjologicznych i oceanicznych zmobilizowały współautora tej pracy, Alę Khazendara z NASA Jet Propulsion Laboratory, do zbadania ich dna. Posłużyły do tego dane zebrane podczas wypraw lotniczych w ramach kampanii pomiarowej NASA „Ice Bridge” i wcześniejszych. W trakcie tych lotów wykonywano w regionie ASE szereg pomiarów grubości oraz wysokości lodu przy pomocy altymetrii radarowej i laserowej. Do altymetrii radarowej wykorzystano urządzenie Multichannel Coherent Radar Depth Sounder (MCoRDS), służące NASA do mapowania terenów pod lodem i określania grubości pokrywy lodowej i jej wewnętrznej struktury. Fale radaru MCoRDS docierają aż do podstawy lodowców, co pozwoliło bezpośrednio zmierzyć zmiany, jakie zaszły w latach 2002-2014 w pobliżu linii gruntowania. Wskazanie jej lokalizacji jest możliwe dzięki różnicy w sygnałach odbieranych z miejsca styku lodu z wodą oraz lodu ze skałami dna morskiego. MCoRDS pozwala zbadać ewolucję przekroju lodowca, czego nie da się zrobić np. badając bilans masy na podstawie danych powierzchniowych. Jest to o tyle istotne, że – jak wynika z analiz – dynamiczne zmniejszanie grubości (wynikające ze wzrostu prędkości lodowca i towarzyszącego temu rozciągania) oraz procesy powierzchniowe są odpowiedzialne jedynie za około 10-15% obserwowanej utraty miąższości lodowców szelfowych, reszta wynika zaś z nieskompensowanych strat lodu na ich spodzie.

Rysunek 3. Określanie położenia linii gruntowania. a) Na obszarze o niemal stałej grubości lodu (różowe linie przerywane), b) względny spadek mocy odbitego sygnału o około 20 dB oznacza przejście z wody morskiej do podłoża skalnego, wskazując, że lodowiec jest uziemiony w części profilu ograniczonego różowym prostokątem. c) Profil georadarowy (radiogram) strefy gruntowania lodowca Kohler z MCoRDS z roku 2009. Źródło Khazendar i in., 2016.

Poprzednie badania, wykonane innymi technikami, szacowały utratę grubości lodowców szelfowych Dotson i Crosson na 12 metrów rocznie. Według obliczeń zespołu Khazendara w przypadku lodowca Smith tempo to jest o wiele większe, sięga aż 70 m rocznie (Khazendar i in., 2016).

Khazendar tak komentuje wyniki pomiarów:

Gdybym używał danych tylko z jednego przyrządu, nie uwierzyłbym w to, na co patrzyłem – tak duży był spadek grubości.

Rysunek 4. Obszar badania Ali Khazendara: lodowce szelfowe Dotson i Crosson z dopływającymi do nich lodowcami. Zaznaczone są linie gruntowania oraz trajektoria przelotu samolotów podczas operacji „Ice Bridge” w 2002 i 2009 roku (biała linia – OIB). Kolorowe kształty pokazują o ile zmniejszyła się grubość lodowców od strony dna morskiego mierzona w trakcie operacji „Ice Bridge” między 2009 i 2014 rokiem. Czerwony kolor – największa utrata lodu od spodu, granatowy – przyrost lodu. Źródło Khazendar i in., 2016.

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

Rysunek 5. Wpływ uUkształtowaniae dna morskiego na tempo spływu lodowców. Lewy panel: Prędkość spływu lodu lodowców w ASE, dane z zimy 1996 roku; linia gruntowania pokazana jest dla 1992, 1994, 1996, 2000 i 2011 roku. Prawy panel: powiększenie czarnego prostokąta z lewego panelu – topografia dna lodowców Smith i Kohler z zaznaczonymi liniami gruntowania z lat: 1992, 1994, 1996, 2000 i 2011 rok. Źródło Scheuchl i in., 2014

B. Scheuchl wraz z J. Mouginotem i E. Rignotem obliczyli, że średnie wymuszenie termiczne oceanu pod lodowcami szelfowymi wzrosło w latach 1981-2013 o około 0,55°C (Mouginot i in., 2014). Jego powodem nie było jednak bezpośrednie podniesienie temperatury oceanu, ale napływ cieplejszych wód głębinowych (Jacobs i in., 2012). Ta ciepła masa wody nie tworzy się na powierzchni Oceanu Południowego, ale powstaje z wymieszania wód głębinowych oraz wód średnich głębokości w Pacyfiku i Oceanie Indyjskim. Przepływają one po zachodniej stronie Antarktydy, a następnie wznoszą się na szelf kontynentalny, roztapiając lodowce od spodu (Jacobs i in., 2012). Wpływa to na różnice w tempie wycofywania się lodowców na Półwyspie Antarktycznym – wolniejsze na północy, gdzie spływały do zimniejszych wód i szybsze na południu, gdzie miały kontakt z ciepłą wodą głębinową (Cook i in., 2016).

Rysunek 6. Oddziaływanie między lodowcem szelfowym a oceanem. a) Cieplejsze okołobiegunowe wody głębinowe (CDW) podtapiają lód przy linii gruntowania. Skutkiem jest zmniejszanie grubości lodowca szelfowego oraz cofanie się linii gruntowania, lodowiec zaczyna tracić masę. b) Lodowiec szelfowy traci stabilność, gdy linia gruntowania cofa się na dno morskie opadające w kierunku wnętrza lądu (niestabilne). Następuje uruchomienie dodatniego sprzężenia zwrotnego aż do momentu osiągnięcia przez lodowiec wyniesienia (grzbietu) dna morskiego (stabilne). Źródło Hanna i in., 2013.

Ciepłe okołobiegunowe wody głębinowe zalegają na ogół na głębokościach co najmniej 1500 m. W Morzu Amundsena przemieszczają się blisko stoku szelfu kontynentalnego, który dla większości wód głębinowych jest barierą nie do przebycia. Jednak w Morzu Amundsena (a także Bellingshausena) tylko górne kilkaset metrów wody ma temperaturę bliską temperaturze zamarzania, poniżej zaś znajdują się wody cieplejsze. To odróżnia te dwa morskie obszary od innych mórz antarktycznych, w których cała kolumna wody na szelfie ma zbliżoną temperaturę. Oznacza to, że lodowce szelfowe mórz Amundsena i Bellingshausena stykają się z oceanem około 3 stopnie cieplejszym niż inne lodowce antarktyczne (Jenkins i in., 2004). Najwyższe temperatury notowane są okolicach ASE. W -w roku 2007 roku padł tam rekord: w odległości 1625 m od jęzora lodowca Thwaites, na głębokości rzędu 1,2-1,4 km, woda miała temperaturę nawet 4,34°C powyżej punktu zamarzania (Jacobs i in., 2012) . Jak podsumowuje prof. Mike Meredith z British Antarctic Survey:

Tam, gdzie wody średnich głębokości wlewają się na szelf [kontynentalny] z głębin oceanicznych i rozlewają w kierunku wybrzeża, przynoszą ciepło, które powoduje rozpad i topnienie lodowców. Te wody stały się cieplejsze i w ostatnich dekadach rozprzestrzeniły się na mniejsze głębokości, powodując przyspieszone [topnienie i] wycofywanie się lodowców.

W morzach Bellingshausena i Amundsena ciepłe wody okołobiegunowe znajdują się z roku na rok coraz bliżej powierzchni – lokalnie wypłycanie ich położenia może osiągać nawet 50±18m na dekadę (Schmidtko i in., 2014). Według Douglasa Martinsona, polarnika z Lamont-Doherty Earth Observatory, dzieje się tak m.in. z powodu spychania na południe ciepła gromadzonego w głębokich wodach daleko od Antarktydy. To czy ciepłe wody głębinowe mogą wlać się na szelf kontynentalny, zależy jednak nie tylko od głębokości, na jakiej się one znajdują, ale i wysokości stoku szelfu kontynentalnego. Wtargnięciom tej cieplejszej wody sprzyjają wszelkie zagłębienia w szelfie, takie jak rynny polodowcowe.

Okazało się, że obniżenia dna morskiego pozwalają tym masom wody wpływać w miejsca, gdzie mało kto ich się spodziewał. Wyprawa zespołu Steve'a Rintoula z Climate Science Center w CSIRO w styczniu 2015 roku w okolice lodowca Totten, znajdującego się w uznawanej za bardziej stabilną Antarktydzie Wschodniej, pokazała, że także w tym regionie zachodzi topnienie w wyniku podmywania. Pomiary batymetryczne wykonane na froncie lodowca szelfowego Totten ujawniły istnienie dwóch głębokich kanałów w podłożu skalnym, przez które cieplejsze wody wlewają się pod lód. Mimo że ich temperatura jest niższa niż w ASE to i tak wystarcza, by linia gruntowania lodowca Totten cofnęła się w latach 1996-2013 lokalnie nawet o 3 km (Rintoul i in., 2016).

Jest jeszcze jeden czynnik, wciąż słabo zbadany, który prawdopodobnie ułatwia ciepłej wodzie głębinowej dostanie się na szelf: są to zmiany w lokalnych wiatrach. Nad krawędzią szelfu kontynentalnego wokół niemal całej Antarktydy przeważają silne wiatry wschodnie, pogłębiające izotermy w oceanie (rysunek 7). W przypadku Morza Amundsena inna lokalizacja ośrodka niskiego ciśnienia osłabia te wiatry, a nawet zmienia ich kierunek. Silniejsze wiatry zachodnie wypychają zaś lód morski i wody powierzchniowe na północ. To umożliwia wlanie się wód głębinowych na szelf. Wzrost siły zachodnich wiatrów na obszarze ASE był zresztą obserwowany już od lat 90. XX wieku, co wiązane jest z ociepleniem wód centralnej części tropikalnego Pacyfiku. Ponieważ ze względu na rosnące stężenia gazów cieplarnianych obszar ten będzie się dalej ocieplał, obecny schemat wiatrów w ASE prawdopodobnie będzie się utrzymywać. Na takie długookresowe trendy mogą się także nakładać fluktuacje typowych kierunków wiatrów lokalnych (Steig i in., 2012).

Rysunek 7. Masy wody w pobliżu szelfu kontynentalnego: a) Morza: Rossa i Weddella, b) Morza: Amundsena i Bellingshausena. Skrót CDW oznacza okołobiegunową ciepłą wodę głębinową. Źródło Schmidtko i in., 2014.

Bezpośredni dowód na to, że cieplejsze wody głębinowe faktycznie dostają się pod lodowce szelfowe, dostarczyły pomiary wykonane przez autonomiczny pojazd podwodny pod lodowcem Pine Island w 2009 roku (Jenkins i in., 2012). Pojazd zbadał topografię pod lodem, a także temperaturę wody, jej zasolenie i zawartość tlenu. Te obserwacje pokazały, że ciepła woda głębinowa wlała się do jamy pod Pine Island, ponad 30 km powyżej obszaru, na którym jeszcze w latach 70. XX wieku znajdowała się co najmniej częściowo linia gruntowania tego lodowca (Steig i in., 2012). Z tym epizodem wiązane jest także przyspieszenie tempa topnienia spodu lodowców szelfowych Dotson i Crosson w latach 2002-2009. Mniej więcej w tym samym czasie główne lodowce ASE traciły swoją masę (Khazendar i in., 2016).

Niszczycielska moc okołobiegunowej ciepłej wody głębinowej wynika w dużej mierze z temperatury: ma ona co najmniej 3,5°C więcej od punktu zamarzania (temperatury, w której woda o danym zasoleniu i pod danym ciśnieniem zamienia się w lód). Niesie więc dostatecznie dużo ciepła, by topić lód od spodu w tempie 50 m rocznie, co zgadza się z wynikami otrzymanymi podczas badań ASE (Steig i in., 2012). Na siłę oddziaływania tej cieplejszej wody na lodowce szelfowe wpływ ma także ukształtowanie dna morskiego pod nimi. Lodowiec Smith, mimo że jego linia gruntowania w 1996 roku znajdowała się na głębokości 500-800 m, wycofał się aż do dwukilometrowego zagłębienia, przypominającego podłużną miskę (rysunek 5). Kształt dna, a także jego głębokość ułatwiają gęstej, zasolonej wodzie dostęp do strefy gruntowania lodowca. Według danych temperatura tej wody na głębokości 1 km będzie o około 1 stopień wyższa niż na głębokości 500 m (Khazendar i in., 2016), a do tego na jej działanie będzie wystawiona coraz większa powierzchnia lodu. Dlatego im głębiej znajduje się linia gruntowania, tym topnienie będzie szybsze. W ten sposób włącza się dodanie sprzężenie zwrotne i lodowiec zatrzymuje się dopiero wtedy, gdy osiągnie nową stabilną pozycję, np.: oprze się o podmorski grzbiet, a odpływ lodu z linii gruntowania będzie miał szansę zostać wyrównany poprzez akumulację. Dodatkowo, gdy linia gruntowania znajduje się w głębokim zbiorniku, rośnie prędkość ruchu lodu. Powoduje to jego rozciąganie, lód staje się cieńszy, jest szybciej odprowadzany z głębi lądolodu do oceanu, szybsze jest cielenie (patrz rys. 6). Wszystko to może zagrozić stabilności lądolodu. Położenie linii gruntowania aż 2 km pod powierzchnią morza tłumaczy, dlaczego lodowiec Smith, w przeciwieństwie do Pope i Kohler, tak szybko topnieje (Khazendar i in., 2016).

Film „Pędzące lodowce Antarktydy Zachodniej”. Glacjolog Eric Rignot z NASA Jet Propulsion Laboratory i University of California pokazuje coraz szybszy spływ lodowców do Morza Amundsena. Antarktyda to tak naprawdę archipelag wysp, między którymi znajdują się głębokie doliny polodowcowe. Nachylone dna tych dolin, pozbawione wzgórz, ułatwiają cofanie się zanurzonych w oceanie lodowców.

Na przykładzie Antarktydy widać jak lód, oceany i atmosfera są ze sobą silnie powiązane, a zmiany cyrkulacji atmosferycznej, także te wynikające z globalnego ocieplenia, wpływają na cyrkulację oceaniczną. Masa cieplejszej wody morskiej okazuje się głównym czynnikiem prowadzącym do utraty lodu w regionie ASE. Jednak aby prognozować, jak szybko będzie go ubywać, potrzebne są także informacje na temat ukształtowania dna morskiego, topografii spodu lodowców, dokładniejsze dane dotyczące cyrkulacji oceanicznej i temperatury wody. Lodowce ASE: Pine Island, Thwaites, Haynes, Smith, Pope i Kohler odpowiadają obecnie za większość wkładu lądolodu Antarktydy w podnoszenie się światowego poziomu mórz. W latach 2005-2010 było to około 0,28±0,05 mm/rocznie, czyli 10% globalnego wzrostu (3 mm/rocznie). Całkowite stopienie tych lodowców spowodowałoby podniesienie się średniego światowego poziomu morza aż o 1,2 m (Mouginot i in., 2014). Aby przewidzieć, kiedy to nastąpi i jak będzie przebiegać rozpad regionu ASE potrzebne są kolejne szczegółowe badania. Od tego bowiem, jak będą się zachowywać inne lodowce na Antarktydzie – czy jak Smith, czy jak Pope i Kohler zależy o ile i jak szybko będzie rósł poziom oceanów na świecie.

Czytaj też Rozpad lądolodu Antarktydy Zachodniej nieunikniony.

Anna Sierpińska, konsultacja merytoryczna: dr Jakub Małecki (Glacjoblogia).

Opublikowano: 2017-03-14 21:27
Tagi

Antarktyka lodowce ocean pomiary i obserwacje

Fundacja UW
Korzystanie z witryny bez zmiany ustawień przeglądarki oznacza akceptację polityki cookies.