Rozpad lądolodu Antarktydy Zachodniej nieunikniony

Wkład topnienia lądolodu Antarktydy we wzrost światowego poziomu morza jest na razie niewielki, rzędu 1/3 milimetra rocznie. Jednak wyraźnie przyspiesza, a co gorsza, coraz więcej badań pokazuje, że kolejne części lądolodu przekraczają punkt krytyczny, za którym czeka je nieuchronny rozpad. Przyczyną jest podmywanie lądolodu przez coraz cieplejsze wody oceanu oraz ukształtowanie dna oceanicznego, na którym spoczywa lód. Według większości oszacowań wzrost poziomu morza o kilka metrów zajmie 200-1000 lat, jednak w najgorszym możliwym scenariuszu nie możemy wykluczyć, że proces ten zajdzie znacznie szybciej.

Lądolód Antarktydy – majestatyczny i wrażliwy

Lądolód powstaje, gdy kolejne warstwy padającego na lądzie śniegu ulegają ściśnięciu i zamianie w lód, stopniowo formując system powiązanych ze sobą lodowców, a ostatecznie gigantyczną lodową kopułę. Nie zachowuje się ona jak kostka lodu: masa lądolodu jest na tyle duża, że wskutek wysokiego ciśnienia lód w dolnej części nabiera plastyczności i zaczyna pod wpływem grawitacji spływać w dół jak płynny miód. W efekcie kopuła lądolodu jest w ciągłym ruchu i drenowana jest przez liczne lodowe "rzeki" – strumienie lodowe – które, wciskając się w obniżenia, formują na obrzeżach szerokie jęzory.

Uproszczony schemat lądolodu

Rysunek 1: Uproszczony schemat lądolodu: w centrum trwa akumulacja śniegu, lód „rozpływa się” w stronę obrzeży. W strefie lodowców szelfowych zachodzi topnienie lodu odrywanie się gór lodowych.

Na Antarktydzie jest tak zimno, że jęzory lodowców spływają aż do oceanu i dopiero tam, w kontakcie z wodą, topnieją lub „cielą się” - odrywają się od nich góry lodowe. Nierzadko dzieje się to setki kilometrów od wybrzeża. Te jęzory lodu – wybiegające w ocean, unoszące się na nim, lecz wciąż związane z lądem - nazywamy lodowcami szelfowymi.

Aby lodowiec miał stały rozmiar, masa zasilających go opadów śniegu musi być równa masie traconej w wyniku topnienia i cielenia się. Ponieważ straty masy zachodzą przede wszystkim na brzegach lodowca, tempo utraty lodu silnie zależy od prędkości spływu lodowca.

Lodowce szelfowe działają jak korki spowalniające spływanie lodowców do oceanu. Jeśli lodowiec szelfowy maleje, podtrzymywany przez niego lodowiec w głębi lądu może szybciej zsuwać się do oceanu a tym samym tracić masę szybciej, niż ją zyskuje. Sytuację taką określa się jako „ujemny bilans masy” i prowadzi ona bezpośrednio do wzrostu poziomu morza.

Zdjęcie przedstawia białą ścianę lodowca podcinaną przez morze

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

Ocenia się, że lodowce szelfowe są najważniejszym czynnikiem wpływającym na stabilność lądolodu Antarktydy (Mengel i Leverman, 2014, Favier i in., 2014). Są też jego najbardziej wrażliwym elementem ponieważ znajdują się w oceanie. To nie coraz cieplejsze powietrze przyczynia się w największym stopniu do utraty masy lądolodu, lecz wody coraz cieplejszego oceanu.

Aby roztopić lądolód Antarktydy od góry, wzrost temperatury powietrza musiałby być dramatyczny. Bardzo zimne powietrze nie pomieści w sobie dużo wilgoci – jej ilość (i opady) rosną wraz ze wzrostem temperatury. To dlatego opady śniegu są największe przy temperaturach lekko poniżej 0°C a nie podczas największych mrozów. Jednak w okolicach Bieguna Południowego temperatura rzadko podnosi się powyżej -20°C, nawet w lecie. Cieplejsze powietrze przyniesie większe opady śniegu nad Antarktydą, co samo w sobie wpłynęłoby na wzrost masy lądolodu. Jednak wraz ze wzmaganiem się efektu cieplarnianego rośnie nie tylko temperatura powietrza, lecz także temperatura oceanów. A nawet odrobinę cieplejsza woda znacznie skuteczniej roztapia lądolód od spodu.

Antarktyka

Rysunek 3. Antarktyka: wysokość terenu nad poziomem morza. Wszystkie zaznaczone na niebiesko obszary znajdują się poniżej poziomu morza. (Fretwell i in., 2013)

Oznacza to, że wody oceanu mogą roztapiać od spodu znaczną część lądolodu. W rezultacie cofa się tak zwana linia gruntowania, czyli granica pomiędzy częścią lodowca spoczywającą na dnie morza i jego pływającą częścią. W trwających od tysiącleci stabilnych warunkach klimatycznych linia gruntowania lodowców szelfowych miała tendencję do stabilizowania się na grzbietach podmorskich. Przykładem takiej sytuacji są lodowce na Morzu Amundsena, takie jak Pine Island lub Thwaites, dwa z pięciu największych na Antarktydzie. Krawędź lodowców znajduje się na płytkich wodach, dalej są one oparte na głębokim nawet na 2000 metrów dnie oceanicznym.

Głębokość Morza Amundsena

Rysunek 4. Głębokość Morza Amundsena. Krawędź lodowca (brązowa linia, ocean jest w lewej dolnej części mapy) przebiega po wyspach i płytkich obszarach morza. Źródło

Opadające w stronę kontynentu stoki występujące wokół Antarktydy są skutkiem nacisku izostatycznego lądolodu, który swoją masą wcisnął skorupę ziemską głębiej w płaszcz Ziemi oraz erozji lodowcowej, która przez miliony lat powodowała zdzieranie wierzchnich warstw skalnych. Tu warto wspomnieć, że masa lodu tak silnie wcisnęła kontynent Antarktydy w głąb skorupy ziemskiej, że ponad 40% powierzchni lądolodu spoczywa poniżej poziomu morza – Antarktydę można więc postrzegać raczej nie jako kontynent, lecz archipelag wysp.

Takie ukształtowanie dna sprzyja destabilizacji lodowca. Kiedy w wyniku topienia podstawy lodowca przez wody cieplejszego oceanu linia gruntowania cofnie się z grzbietów podmorskich na głębszą wodę, lodowiec jest już skazany na cofnięcie się do najgłębszego punktu i dalej, nawet jeśli wody oceanu nie nagrzałyby się już ani trochę bardziej. Przyczyną jest zarówno niższa temperatura topnienia lodu pod większym ciśnieniem na większej głębokości, jak i rosnąca powierzchnia topnienia (a w rezultacie szybsza utrata masy lodowca).

Postępujące przyspieszanie spływu lodu i wycofywanie linii gruntowania nawzajem wzmacniają swoje efekty (patrz rysunki 5 i 6). Kiedy lodowiec płynie szybciej, rozciąga się i robi coraz cieńszy, a przez to - lżejszy, co odrywa go bardziej od dna. Kiedy wycofuje się linia gruntowania i coraz większy fragment lodowca unosi się na wodzie, maleje sumaryczne tarcie o dno, przez co ruch lodu przyspiesza.

Rysunek 5. Ilustracja stabilności lodowców Zachodniej Antarktydy na przykładzie lodowca Thwaites. Jego spód spoczywa na głębokim dnie oceanicznym, obniżającym się w stronę kontynentu i głównej masy lodowca. Na górnym rysunku pokazana jest sytuacja sprzed wzrostu temperatury. Przyrost masy z opadów (q) jest zbilansowany utratą masy na krawędzi. Na dolnym rysunku pokazana jest sytuacja po wzroście temperatury i stopieniu stykającej się z oceanem części lodowca – w związku ze zmniejszeniem się powierzchni lodowca zmniejsza się przyrost masy, a z powodu znalezienia się na głębszej wodzie zwiększa się utrata masy. Lodowiec staje się niestabilny. Źródło

 Stadia destabilizacji lodowca

Rysunek 6. Kolejne stadia destabilizacji lodowca Pine Island.
1. Początek lat 1970. Lodowiec jest zakotwiczony na podmorskim grzbiecie
2. Ciepłe okołobiegunowe wody głębinowe topią podstawę lodowca
3. Sytuacja obecna – lodowiec staje się coraz cieńszy i cofa się.
Źródło

Skazane na zagładę

Rozpad samych lodowców Pine Island i Thwaites z Morza Amundsena, spoczywających na opadającym w stronę kontynentu dnie oceanu podniósłby poziom oceanów o ok. 1,2 m. Analizy utraty masy przez lodowce Morza Amundsena (np. Sutterley i in. 2014) pokazują, że w ostatnich 10 latach tempo utraty masy wzrosło trzykrotnie.

Rysunek 7. Utrata masy przez lodowce Morza Amundsena w miliardach ton rocznie, analizowane różnymi metodami. Kolor czarny – oszacowanie Metodą Budżetu Masy (MBM - Mass Budget Method), kolor czerwony – pomiary grawimetryczne satelitów Grace, kolor zielony – satelitarna altimetria radarowa wykonana przez satelity Envisat, kolor pomarańczowy – altimetria laserowa wykonana przez ICESat/IceBridge. Źródło Sutterley i in. 2014.

Czy coraz szybsza utrata masy przez lodowiec to naturalna fluktuacja związana na przykład z okresowymi zmianami prądów oceanicznych? Czy też dzieje się coś nietypowego, powodowanego ociepleniem klimatu? A jeśli tak, to czy zachodzące zmiany są odwracalne?

Symulacje numeryczne (np. Favier i in. 2014) pokazywały, że lodowiec Pine Island wszedł już w fazę niestabilnego i nieodwracalnego rozpadu. Brakowało jednak bezpośrednich pomiarów, pozwalających na precyzyjne określenie stanu i stabilności lodowców. Kwestia ich wykonania była dla badaczy trudnym orzechem do zgryzienia, gdyż linie gruntowania lodowców ukryte są pod kilometrową warstwą lodu.

Trudnym, lecz nie niemożliwym, co pokazały badania naukowców z NASA i University of California – Irvine (Rignot et al. 2014). Badacze przeanalizowali radarowe obrazy lodowców, wykonane w latach 1992-2011 przez należące do Europejskiej Agencji Kosmicznej satelity ERS-1 i ERS-2. Przyrządy na ich pokładzie wykorzystują technikę zwaną interferometrią radarową, która umożliwia bardzo precyzyjny pomiar ruchów powierzchni Ziemi. Słabo nachylone lądolody płyną z grubsza poziomo, natomiast ich pływające fragmenty unoszą się raz w górę, raz w dół, zgodnie z pływami morskimi. Aby zlokalizować linię gruntowania, grupa Rignota prześledziła, jak daleko w górę lodowców sięgają te ruchy pionowe.

Lodowiec Pine Island

Rysunek 8. Na górze: lodowiec Pine Island w 1992 roku. Na dole ten sam lodowiec w 2011 roku. Na przekrój lodowca nałożona jest mapa naprężeń. NASA

Okazało się, że linie gruntowania wszystkich analizowanych lodowców cofają się w szybkim tempie kilku kilometrów rocznie. Co gorsze, nawet gdyby oceany przestały się ocieplać, lodowce te są już skazane na zagładę, bo zsunęły się z podmorskich grzbietów, na których były oparte. Jak stwierdza Rignot: „nie stwierdziliśmy obecności na dnie oceanicznym żadnych przeszkód, które mogłyby zapobiec dalszemu cofaniu się lodowców i ich zniknięciu z całego obszaru”.

Analizując lodowiec po lodowcu, stwierdzili:

  •  Pine Island: „To region, w którym dno oceaniczne stale obniża się w kierunku kontynentu, bez żadnych wzgórz, które mogłyby zapobiec dalszemu cofaniu się lodowca.”
  • Smith/Kohler: „Ukształtowanie dna sprzyja nasilonemu topnieniu lodowca szelfowego, nawet jeśli temperatura oceanu nie będzie się zmieniać.”
  • Thwaites: „Wszędzie wzdłuż linii gruntowania cofanie się przebiega wzdłuż dróg gładko nachylonego zbocza.”

Jedynie mały lodowiec Haynesa nie jest jeszcze skazany na zagładę, gdyż na drodze topnienia leżą podwodne góry.

Dane satelitarne pokazują, że już teraz zanik lodowców szelfowych powoduje przyspieszanie zsuwania się lądolodu w kierunku wybrzeża, a zmiany przepływu lodu widoczne są już setki kilometrów w stronę kontynentu.

Badacze oszacowali, że pełna dezintegracja lodu w sektorze Morza Amundsena zajmie stulecia. Jednak jest już nieunikniona i nałoży się na wzrost poziomu morza powodowany topnieniem innych lodowców i termiczną ekspansją wody.

Lądolód Antarktydy Wschodniej wciąż nie przekroczył progu krytycznego. Na razie.

Podobna topografia dna oceanicznego, nachylonego w stronę kontynentu, istnieje również na znacznych obszarach Antarktydy Wschodniej, na których spoczywa lądolód, którego stopienie mogłoby podnieść światowy poziom morza o 19 metrów (Fretwell i in., 2013). Największa ilość lodu znajduje się w Niecce Wilkesa, która – jak wiemy z badań paleoklimatycznych – w Plejstocenie, przy zbliżonych do obecnych stężeniach CO2, (Cook i in. 2013), była znacząco zredukowana, co oznacza dużą wrażliwość tamtejszego lądolodu na zmiany temperatury.

Przeprowadzona ostatnio analiza (Mengel i Levermann, 2014) pokazała, że lodowiec ten nie przekroczył jeszcze punktu krytycznego. Jednak topografia dna jest bardzo niesprzyjająca stabilności lodowca - linia gruntowania lodowca leży na płytkich wodach, a dalej w stronę kontynentu dno obniża się. Jeśli w wyniku podmywania podstawy lodowca przez ocieplającą się wodę zakotwiczona na płytszych wodach linia gruntowania przesunie się na większą głębokość, cały spoczywający w Niecce Wilkesa lodowiec zniknie, podnosząc globalny poziom morza o 3-4 m. Symulacje sugerują, że proces roztapiania lodu przy obecnej linii gruntowania potrwa dość długo – 200 lat lub więcej, zależnie od skali ocieplenia klimatu i zmian cyrkulacji. Kiedy jednak roztopienie lodu na obecnej linii gruntowania już nastąpi, to nawet zatrzymanie wzrostu temperatury nie zapobiegnie całkowitej dezintegracji tego lądolodu.

Skala czasowa rozpadu – tysiąclecia, stulecia czy dekady?

Wciąż dopiero poznajemy mechanizmy rządzące zachowaniem lądolodu, starając się zrozumieć zachodzące w historii zmiany, ich skalę i tempo oraz przewidzieć, co przyniesie obecna zmiana klimatu.

Dane geologiczne wskazują, że średni globalny poziom morza w ostatnich 25 milionach lat wahał się w skali rzędu tysiąca do miliona lat, sięgając czasem 20 metrów lub nawet więcej powyżej obecnego. To zmiany zbyt duże, aby można je było wytłumaczyć samym topnieniem lądolodów Grenlandii i Antarktydy Zachodniej (WAIS – West Antarctic Ice Sheet), których całkowite stopnienie spowodowałoby podniesienie się średniego światowego poziomu morza odpowiednio o 7 i 5 metrów. W grę musi więc wchodzić topnienie lądolodu Antarktydy Wschodniej (EAIS – East Antarctic Ice Sheet). Dotychczas większość modeli klimatu i lądolodu miały problem z odtworzeniem kurczenia się EAIS w okresie tak niskich stężeń CO2 (do 500 ppm) jak te, które miały miejsce w ostatnich 25 milionach lat.

Jednak stopniowy postęp w zrozumieniu zjawisk zachodzących na styku lądolodu, oceanu i atmosfery pomaga zrozumieć ich interakcje i sprzężenia zwrotne, mogące prowadzić do zaskakująco dynamicznej odpowiedzi lądolodu na zmiany temperatury, skutkującej m.in. gwałtownymi zmianami poziomu morza, podobnymi do tych sprzed 14 000 lat, kiedy to światowy poziom morza podnosił się w tempie 5 metrów na stulecie.

Znaczący udział w rozpadzie lądolodu mogą mieć procesy przeanalizowane przez Davida Pollarda, Richarda Alleya i Roberta DeConto (Pollard i in. 2015): szczelinowanie hydrauliczne i rozpad klifów lodowych.

Szczelinowanie hydrauliczne ma miejsce, gdy pochodząca z deszczu lub topnienia powierzchniowego woda wypełnia szczeliny w lodzie. Jeśli są one wystarczająco głębokie, ciśnienie wody rozszczepia lód jeszcze bardziej. Drugi proces jest następstwem ograniczonej wytrzymałości lodu i załamywania się jego zbyt wysokich ścian pod swoją własną wagą.

Góra lodowa B-31

Rysunek 9: Góra lodowa B-31 odrywa się od lodowca Pine Island (zdjęcia z 3 i 10 listopada 2013 r.). Zdjęcia satelitarne zamieszczone dzięki uprzejmości NASA’s Earth Observatory.

Dziś jest to proces zachodzący bardzo rzadko, występujący tam, gdzie z pływających lodowców cielą się góry lodowe. Schodzący z lądu do morza lodowiec zmniejsza swoją grubość, aż staje się na tyle cienki, że zaczyna unosić się na wodzie (to wspomniana wcześniej linia gruntowania). Jeśli jęzor lodu jest wystarczająco długi i cienki, by mógł pękać, wtedy odrywają się od niego góry lodowe.

Oba te procesy mogą przyspieszać dezintegrację lodowców szelfowych i „odkorkowywać” blokowane wcześniej leżące za nimi lodowce. W przypadku lodowca wycofującego się ze stabilnej linii gruntującej na głębszą wodę, może to oznaczać poważne cofnięcie się: aż do nowego stabilnego punktu. Co więcej, dezintegracja może nastąpić szybko, znacznie szybciej, niż dotychczas sądzono.

Rysunek 10. Schematyczny przekrój lodowca wchodzącego w stan krytycznego rozpadu klifów. Lód płynie od lewej do prawej, od lodu na lądzie do lodowca szelfowego w oceanie. M – woda powierzchniowa wpada w szczeliny i kruszy hydraulicznie lód. C – cielenie się lodowca. O – ocean roztapia podstawę lodowca. F – przepływ deformacyjny lodu przez linię gruntowania. Pollard i in. 2015
a) Rozbudowany lodowiec szelfowy, niewielkie nachylenie zboczy w strefie gruntowania
b) Po silnym ociepleniu (duże M, C, O) szelf prawie znika, lecz nachylenie zboczy wciąż pozostaje niewielkie
c) Szelfu już nie ma, pojawia się pionowy klif o wysokości >~100 m ponad powierzchnię morza, który rozpada się pod własnym ciężarem, co prowadzi do szybkiego cofania się linii gruntowania. Uwaga: do rozpadu „klifu” może też dojść w przypadku linii gruntowania z szelfem, jeśli nie jest on wystarczająco solidnie podparty. Może do tego dojść na mniejszych głębokościach, jeśli linia gruntowania jest osłabiona przez procesy kruszenia hydraulicznego.

Uwzględniwszy te procesy w modelu klimatu, badacze ustawili temperaturę na odpowiadającą jej wzrostowi, do jakiego dojdzie w odpowiedzi na obecną koncentrację gazów cieplarnianych i patrzyli, jaka będzie reakcja lodowców Antarktydy.

Rezultaty były wstrząsające. W przeciągu 200 lat światowy poziom morza wzrósł o 5 metrów, a potem stopniowo, w czasie rzędu 2-3 tysięcy lat do 17 metrów – w zgodzie z tym, co miało miejsce w podobnym klimacie kilka milionów lat temu.

Rysunek 11. Globalny średni wzrost poziomu morza w symulacji ciepłego klimatu. Jasnoniebieski: brak uwzględnienia kruszenia hydraulicznego i rozpadu klifów. Ciemnoniebieski: uwzględnienie rozpadu klifów, ale bez kruszenia hydraulicznego. Zielony: uwzględnienie kruszenia hydraulicznego, ale bez rozpadu wysokich klifów. Czerwony: oba mechanizmy aktywne. Pollard i in. 2015

Dezintegracja najbardziej wrażliwych fragmentów WAIS zachodzi w ciągu dekad, a nie stuleci czy tysiącleci. Szybkości procesu sprzyja schodzenie linii gruntowania na coraz głębszą wodę. Topnienie WAIS podnosi światowy poziom morza o 3 m. Następnie rozpad zaczyna dotykać lądolodu Antarktydy Wschodniej (EAIS), którego topnienie podnosi poziom morza o kolejne 14 metrów.

Rozmieszczenie lodu

Rysunek 12. Rozmieszczenie lodu w czasie w trakcie symulacji ze światem, w którym stężenie CO2 wynosi 400 ppm (tyle, co obecnie), w wyniku czego temperatura jest wyższa o ok. 2°C – co politycy uznają za „bezpieczny”. Pollard i in. 2015

Trzeba będzie jeszcze sporo pracy, aby upewnić się, że te procesy są dobrze symulowane, jednak wstępne rezultaty sugerują, że zagadka wysokiego poziomu morza w klimacie o stężeniach CO2 zbliżonych do obecnego jest coraz bliższa wyjaśnienia.

Z punktu widzenia obecnej zmiany klimatu nie powinniśmy oczekiwać, że lądolód Antarktydy Zachodniej rozpadnie się w najbliższych dekadach – w symulacji przyjęto warunki, w których planeta jest od razu cieplejsza o 2°C – od atmosfery po ocean. Jak zauważa Richard Alley:

Jest zbyt wcześnie, by mówić, że tak wyglądać będzie najgorszy scenariusz [wzrostu poziomu morza]. Skokowe ustawienie wzrostu temperatury jest oczywiście zbyt ekstremalne… jednak możliwość dezintegracji lądolodu w takiej skali czasowej leży w granicach możliwości, a prawdziwy rozpad lądolodu może nawet przebiec szybciej niż w naszej symulacji.

Na razie uważamy próg wzrostu średniej temperatury powierzchni Ziemi o 2°C za względnie bezpieczny. Istnieje możliwość, że ten próg przekroczymy, gdy w imię krótkoterminowych korzyści będziemy pielęgnować naszą zależność od węgla i reszty paliw kopalnych. Wtedy, w temperaturze wyższej o 4°C czy 6°C doświadczalnie przekonamy się, jak szybko przebiegnie dezintegracja lądolodów. Glacjologom pozostanie już tylko powiedzieć za Grekiem Zorbą: „Jak piękna katastrofa”...

Marcin Popkiewicz, prof. Szymon Malinowski, konsultacja merytoryczna: dr Jakub Małecki, autor bloga Glacjoblogia

Opublikowano: 2015-03-15 13:50
Tagi

Antarktyka pomiary i obserwacje poziom morza

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