wtorek, 18 stycznia 2022

Arktyka zamienia się w krainę deszczu znacznie wcześniej, niż prognozowano

W miarę jak Arktyka ociepla się szybciej niż reszta świata, przybywa dowodów na to, że region ten doświadcza bezprecedensowych zmian środowiskowych. Jedną z nich są zmiany w opadach. Przewiduje się, że w XXI wieku będą zachodzić zmiany w cyklu hydrologicznym regionu, przy zwiększonym parowaniu z coraz bardziej wolnych od lodu obszarów arktycznych mórz i większej ilości opadów. Najnowsze prognozy modelu z szóstej fazy Coupled Model Intercomparison Project (CMIP6) wskazują na szybsze ocieplenie Arktyki i utratę lodu morskiego do końca tego wieku niż w poprzednich prognozach, a w konsekwencji na większe i szybsze zmiany w cyklu hydrologicznym. Arktyczne opady (deszcz) wzrastają szybciej w modelu CMIP6 niż w CMIP5 z powodu większej skali ocieplenia klimatu, a tym samym transportu wilgoci w kierunku biegunów, większego przy tym arktycznego wzmocnienia i i utraty lodu morskiego. Przewiduje się, że przejście od Arktyki zdominowanej przez śnieg do Arktyki zdominowanej przez deszcz latem i jesienią nastąpi kilkadziesiąt lat wcześniej i przy niższym poziomie globalnego ocieplenia, potencjalnie w świecie cieplejszym poniżej wartości 1,5°C, co będzie miało głębokie konsekwencje klimatyczne, środowiskowe i społeczno-gospodarcze.

Ogóle założenie naukowe
Panuje powszechna zgoda co do tego, że opady w Arktyce wzrosną w XXI wieku, przy czym szacunki wahają się od 30% do 60% do roku 2100 (Bintanja i inni, 2017). Wilgotniejsza Arktyka wynika ze zwiększonego parowania, będącego skutkiem większej ilości otwartej wody wskutek utraty lodu morskiego; wyższych temperatur powietrza, zwiększających zdolność atmosfery do przenoszenia wilgoci; oraz zwiększonego transportu wilgoci w kierunku biegunowym.

Oczekuje się również, że w takiej sytuacji będzie to widoczne w sektorze atlantyckim. Zjawisko to w region Morza Barentsa i Grenlandzkiego już teraz jest  obserwowane (Bintanja i inni, 2017). Nie ma jednak pewności co do regionalnego zasięgu i sezonowości tych zmian. Z wcześniejszych badań wynika, że opady deszczu zwiększą się wiosną, jesienią i zimą, teraz z kolei przewiduje się, że opady deszczu i śniegu zwiększą się w niektórych regionach jesienią i zimą. Te zwiększone opady, zdominowane przez deszcz, mogą mieć wyraźny wpływ na bilans masy lądolodu grenlandzkiego (Fettweis i inni, 2013) i globalny poziom morza, odprowadzanie wód rzecznych do oceanu, zasięg i grubość arktycznego lodu morskiego, zmarzlinę, a także florę, faunę i wpływ na systemy społeczno-ekologiczne (Stammler i inni, 2020).

Wyniki nowych badań w ramach szóstej fazy projektu Coupled Model Intercomparison Project (CMIP6) umożliwiają ocenę najnowszych prognoz zmian klimatu w ramach różnych scenariuszy wymuszania emisji. W porównaniu z CMIP5, CMIP6 poprawił symulacje średniego stanu lodu morskiego i trendów w okresie obserwacji satelitarnych, jak również poprawił symulacje historycznej pokrywy śnieżnej i globalnych intensywności opadów. W takiej sytuacji wychodzimy z założenia że inne aspekty cyklu hydrologicznego, takie jak opady w Arktyce również uległy poprawie (Scoccimarroi inni, 2020).

Przedstawione wyniki badań obejmują prognozy zmian opadów w Arktyce do 2100 roku. Kluczowym wnioskiem jest to, że CMIP6 przewiduje większy i szybszy wzrost opadów oraz wcześniejsze przejście do Arktyki zdominowanej przez opady latem i jesienią.

Przewidywane zmiany do końca XXI wieku
Średnia z zestawu wielu modeli opadów w Arktyce wzrasta we wszystkich porach roku w XXI wieku, zwłaszcza jesienią, dla scenariuszy emisji CO2 Reprezentatywnej Ścieżki Stężenia 8.5 (RCP8.5) i Wspólnej Ścieżki Społeczno-Ekonomicznej 5-8.5 (SSP5-8.5)  w scenariuszach CMIP5 i CMIP6. Ten całkowity wzrost opadów jest w dużej mierze zdominowany przez wzrost opadów we wszystkich porach roku w obu modelach CMIP. W lecie i jesienią wzrostowi opadów towarzyszy spadek opadów śniegu. Zimą jednak opady śniegu nadal rosną i pod koniec stulecia pozostaną dominującym typem opadów na większości obszaru Arktyki. Wiosną opady śniegu ulegają niewielkim zmianom na przestrzeni stulecia.

Zmiany w całkowitych opadach (TP) (czerwona krzywa wraz z odchyleniami standardowymi), opadach śniegu (snow - niebieska krzywa) i opadach deszczu (rain - zielona krzywa) w modelu CMIP5 i CMIP6 w stosunku do średniej 1981-2009 dla a grudnia-lutego (DJF), b marca-maja (MAM), c czerwca-sierpnia (JJA) i d września-listopada (SON). Jasnoniebieska pionowa przerywana linia oznacza koniec okresu historycznego dla CMIP5, a jasnofioletowa pionowa przerywana linia oznacza koniec okresu historycznego dla CMIP6. 
W prawej części jest przedstawione zastosowanie scenariuszy emisyjnych RCP8.5 i SSP5-8.5 dla CMIP5 i CMIP6. Cienie wokół każdej linii podkreślają rozrzut oparty na dolnych 5ciu i 95ciu. percentylach wśród członków modelu. Wykresy skrzypiec przedstawiają rozpiętość modeli od 2090 do 2100 roku dla każdego opadu całkowitego (TP), opadu śniegu (snow) i opadu deszczu (rain), przy czym czarne przerywane linie reprezentują 25ty. i 75ty. percentyl, a czarna pionowa linia reprezentuje średnią wszystkich modeli. Nature Communications

Ogólnie rzecz biorąc, model CMIP6 przewiduje większy wzrost opadów niż CMIP5, zdominowany przez zwiększone opady deszczu. Pod koniec tego wieku w stosunku do roku 2000 następuje 422% wzrost opadów w CMIP6 w porównaniu do 260% w CMIP5 w zimie; odpowiednie wartości wynoszą 261% i 141% wiosną, 71% i 51% latem oraz 268% i 192% jesienią. Rezultatem są różnice: około 0,3 mm dziennie lub 27,3 mm na sezon w opadach do 2100 roku między dwoma CMIP jesienią i różnicą około 0,2 mm dziennie (18,2 mm na sezon) wiosną i zimą. Tendencje są również większe w CMIP6 jesienią, opady wzrastają o 0,9 mm dziennie (81,9 mm na sezon) od 2020 do 2100 roku w porównaniu z 0,7 mm dziennie-1 (63,7 mm na sezon) w CMIP5, co daje 24% większy wzrost opadów.  Większe wzrosty opadów symulowane są również w innych porach roku - zima ma o 39% większy wzrost w CMIP6, podczas gdy wiosna i lato mają odpowiednio 36% i 14% większe wzrosty. W CMIP6 obserwuje się większe zmniejszenie opadów śniegu latem (16%) i jesienią (38%) pod koniec wieku, co jest zgodne z krótszym sezonem występowania pokrywy śnieżnej niż zakładały to wcześniejsze prognozy. Podobne wzorce pojawiają się dla scenariusza RCP4.5, choć zmiana opadów w poszczególnych sezonach jest skromniejsza niż dla RCP8.5, co wiąże się z mniejszą ilością CO2, a tym samym mniejszymi skutkami ocieplenia klimatu. 

Nie tylko średnie zmiany w zestawie modeli są większe w CMIP6 niż w CMIP5, ale istnieje również większy rozrzut między modelami w CMIP6, co wskazuje na większą niepewność w prognozowanych zmianach opadów. Większy rozrzut w całkowitych opadach, opadach deszczu i śniegu w CMIP6 jest prawdopodobnie związany z większym rozrzutem w temperaturze powietrza przy powierzchni Ziemi, otwartej wodzie i wartości strumieniu wilgoci w kolumnie atmosfery pod koniec wieku (2091-2100).

Lewa kolumna pokazuje zmiany w a, e opadach śniegu i c, g opadach deszczu pod koniec tego wieku w a, c grudniu-lutym (DJF) i e, g wrześniu-listopadzie (SON) w modelu CMIP6. Zakreskowane obszary to regiony, w których różnice nie są istotne statystycznie na 95% poziomie ufności. 
Prawa kolumna pokazuje różnicę w opadach śniegu b, f i opadach deszczu d, h na koniec tego wieku (2091-2100) w stosunku do początku tego wieku (2005-2014) pomiędzy CMIP5 i CMIP6 (CMIP6-CMIP5) dla b, d grudzień-luty i f, h wrzesień-listopad. zakreskowane obszary wskazują na istotność statystyczną na 95% poziomie ufności. Nature Communications

W CMIP6 przewiduje się również bardziej rozległe zmiany przestrzenne w opadach śniegu i deszczu w Arktyce, zwłaszcza jesienią i zimą w przypadku scenariusza RCP8.5, a w mniejszym stopniu w przypadku RCP4.5. Do 2100 roku w obu zestawach CMIP przewidywane są duże wzrosty jesiennych opadów w Arktyce, ale są one wyraźniejsze w CMIP6, ze statystycznie istotnym wzrostem do 0,6 mm dziennie wokół Grenlandii i Morza Barentsa. Towarzyszy temu większy statystycznie istotny spadek jesiennych opadów śniegu o około 0,4 mm dziennie w porównaniu z CMIP5, z wyjątkiem wschodniej Grenlandii. Chociaż różnice między CMIP6 a CMIP5 są przestrzennie bardziej ograniczone w zimie niż jesienią, większe wzrosty opadów są widoczne w CMIP6 na całym Oceanie Arktycznym i morzach peryferyjnych, zwłaszcza na Morzu Grenlandzkim i Morzu Barentsa. Przewiduje się znaczny wzrost opadów śniegu zimą do 2100 roku, co jest zgodne z ustaleniami Krastinga, który ocenił symulacje CMIP5. Jednak te wzrosty opadów śniegu są ponownie większe w CMIP6, zwłaszcza na Syberii i kanadyjskim Archipelagu Arktycznym. Chociaż różnice między CMIP6 a CMIP5 wiosną i latem są mniej wyraźne, CMIP6 zakłada większy wzrost opadów zbiegający się z większym spadkiem opadów śniegu w porównaniu z CMIP5, w całej Arktyce i w obu porach roku.

Przejście do opadów zdominowanych przez deszcz
Przejście z reżimu opadów zdominowanych przez śnieg do reżimu opadów zdominowanych przez deszcz następuje wcześniej w modelu CMIP6, szczególnie jesienią. W tym przypadku, jak pokazuje zestaw map poniżej (mapa l) większość Oceanu Arktycznego, Syberii i Archipelagu Kanadyjskiego zostaje zdominowana przez opady deszczu jedną lub dwie dekady wcześniej. Choć zmiany do końca stulecia rysują się jako radykalne, to większość Arktyki pozostanie w dużej mierze zdominowana przez opadu śniegu zimą i wiosną do końca tego wieku.

Liczone w dekadach stany przejścia z reżimu opadów zdominowanego przez śnieg do reżimu zdominowanego przez deszcz dla CMIP6 (pierwsza kolumna) i CMIP5 (druga kolumna), przyjmowanych jako moment, w którym roczny opad śniegu w stosunku do rocznego opadu spada poniżej 50% i ich różnic (trzecia kolumna) dla a-c grudzień-luty (DJF), d-f marzec-maj (MAM), g-i czerwiec-sierpień (JJA) i j-l wrzesień-listopad (SON). Obszary, które nie przejdą do 2100 roku są zacieniowane na niebiesko. Obszary zacieniowane na biało w pierwszych dwóch kolumnach to obszary zdominowane przez opady deszczu przed rokiem 2000. Nature Communications

Występują też regionalne różnice. Przejście do reżimu opadowego zarówno zimą, jak i wiosną następuje około 10 lat wcześniej na Morzu Barentsa w CMIP6 (mapa c i f), ale wiosną przechodzi później niż w CMIP5 w części Ameryki Północnej i Europy. To późniejsze przejście na wiosnę jest prawdopodobnie spowodowane wyższym współczynnikiem opadów śniegu w CMIP6 na początku tego wieku. Miejsce, gdzie opady śniegu będą ustępować opadom deszczu jest nawet Grenlandia, wraz z wznoszącą się na wysokości ponad 3000 m.n.p.m. centralną częścią lądolodu. Tam na przełomie XXI i XXII wieku w okresie letnim będą dominować już opady deszczu, a nie śniegu. Ewentualnie stanie się to w pierwszych dekadach XXII wieku. Warto przypomnieć, że w sierpniu 2021 roku na Summit Station zanotowano pierwszy raz w historii opady deszczu.

Przewidywane zmiany opadów atmosferycznych w ramach scenariuszy globalnego ocieplenia
Biorąc pod uwagę konieczność utrzymania się w granicach od 1,5°C do 2°C globalnego ocieplenia, aby złagodzić skutki poważnej zmiany klimatu, warto zbadać, jak te granice temperatury wiążą się z przejściem do systemu opadów zdominowanego przez deszcz w całej Arktyce. Oceniając poszczególne regiony w skali całego roku, morza Beauforta, Czukockie, Beringa, Łaptiewów i Wschodniosyberyjskie pozostaną zdominowane przez opady śniegu zarówno w przypadku ocieplenia o 1,5 °C, jak i 2 °C, natomiast przejście na system opadów zdominowany przez deszcz prawdopodobnie nastąpi na Morzu Grenlandzkim i Norweskim, niezależnie od limitu 1,5°C lub 2°C, zwłaszcza w CMIP6. W zachodniej Rosji i Europie przejście na opady deszczu wymaga raczej globalnego ocieplenia o 2°C, przy czym model CMIP6 bardziej wykazuje taką zmianę niż CMIP5. Oczekuje się, że region Grenlandii przejdzie na opady zdominowane przez deszcz przy ociepleniu o 1,5°C tylko w modelu CMIP6, ale w obu modelach, gdy zrealizowane zostanie ocieplenie o 2°C. Przeanalizowany został również stosunek opadów śniegu dla ocieplenia klimatu o 3°C, ponieważ uważa się, że prawdopodobieństwo utrzymania się ocieplenia o 2°C wynosi tylko około 5% przy obecnie realizowanej polityce. Przy ociepleniu o 3°C większość regionów, z wyjątkiem tych w pacyficznym sektorze Arktyki, przejdzie na system zdominowany przez deszcz. Jednakże w ujęciu sezonowym, do końca wieku zima nadal będzie zdominowana przez opady śniegu, a przy globalnym ociepleniu o 3°C większość regionów Arktyki będzie zdominowana przez opady śniegu zimą i wiosną.

 

Podsumowując powyższe wyniki badań pokazują, że Arktyka będzie w ciągu najbliższych dziesięcioleci przechodzi z typowego polarnego klimatu, gdzie dominuje śnieg, w klimat bardziej północnoatlantycki, gdzie dominuje deszcz. Trzeba też wziąć pod uwagę fakt, że nawet zimą będą lata, gdzie w drugiej połowie tego stulecia niektóre regiony doświadczą częściej deszczu niż śniegu. W ciągu ostatnich pięciu lat kilkakrotnie zanotowano temperatury powyżej zera na w okresie grudzień-styczeń w pobliżu bieguna północnego. Wyższe temperatury, a tym samym częstsze odwilże będą skutkować częstszymi opadami deszczu. Opady te będą dodatnim sprzężeniem zwrotnym, prowadzącym do redukcji lodu morskiego.


Na podstawie New climate models reveal faster and larger increases in Arctic precipitation than previously projected, Nature Communications

niedziela, 16 stycznia 2022

Raport za I połowę stycznia - naturalne zmiany w drugiej połowie nocy polarnej

Arktyczna pokrywa lodowa w styczniu tego roku cechuje się dość sporymi rozmiarami, które są efektem zmian pogodowych, jakie kształtowały się w pierwszej połowie nocy polarnej. Na początku stycznia 2022 roku tempo zamarzania arktycznych wód wyhamowało, ale można tu mówić spokojnie o czymś normalnym, czymś uzasadnionym. Powodem są rozmiary (zasięg/powierzchnia lodu morskiego. Wir polarny w troposferze osłabł pod koniec grudnia, i trend utrzymał się jeszcze przez kilka styczniowych dni. Potem doszło do ponownego umacniania się typowo polarnych warunków w Arktyce. 
 
Zobacz mapę koncentracji arktycznego lodu morskiego w tak zwanych fałszywych barwach.    
 
Zasięg i koncentracja arktycznego lodu morskiego. AMSR2, University of Bremen
 
Czapa polarna osiągnęła całkiem imponujące jak na ostatnie lata rozmiary, co z pewnością zainteresuje negacjonistów klimatycznych. Obecne rozmiary nie świadczą jednak o tym, że proces ocieplania się klimatu uległ zatrzymaniu, czy też zaczął się cofać. Podobnie gabaryty lód morski miał w styczniu 2012 roku. Ostatni raport PIOMAS z Polar Science Center pokazuje, że powierzchnia to nie wszystko, słabo bowiem wygląda grubość lodu.  Animacja obok (kliknij, aby powiększyć) pokazuje zmiany zasięgu i koncentracji arktycznego lodu morskiego w pierwszej połowie stycznia 2022 roku.
 
Zmiany tempa zwiększania/zmniejszania się zasięgu lodu morskiego w 2021/22 roku w zestawieniu ze zmianami z 2012/13 i 2020/21 roku oraz średniej z ostatnich 10 lat. 
 
Tempo przyrostu zasięgu lodu spowolniło na początku stycznia, co jest czymś normalnym w związku z rozmiarami - przebiegiem granicy lodu. Kra lodowa i pak lodowy dotarły do miejsc, gdzie warunki dla zamarzania są słabe. Wspomniana wyżej zmiana wzorca pogodowego także miała swój wpływ. W pewnym momencie, co ilustruje wykres, zasięg lodu kurczył się.

Zasięg arktycznego lodu morskiego w 2021/22 roku i wyszczególnienie względem wybranych lat oraz średniej 1981-2010. Wykres pokazuje zapis dziennych odczytów w 5-dniowej średniej. NSIDC

Zasięg lodu morskiego w połowie stycznia 2022 znalazł się poza pierwszą dziesiątką - 13,79 mln
km2, znajdując się w obrębie odchylenia standardowego mediany 1981-2010, co ilustruje wykres. W ostatnich latach taka sytuacja nie miała miejsca. Tym samym zasięg lodu 15 stycznia był 0,58 mln km2 mniejszy od średniej wieloletniej, to 4,06% różnicy, a więc mało jak na ostatnie lata. Rok temu różnica wynosiła 7,2%. Mapa NSIDC obok ilustruje aktualne różnice w zlodzeniu arktycznych wód względem średniej 1981-2010. Są one niewielkie, w wielu miejsca granica lodu przebiega dalej na południe niż zwykle. 


Zasięg arktycznego lodu morskiego w 2022 roku w stosunku do wybranych lat i średnich dekadowych. Mapa przedstawia zasięg w zestawieniu ze średnią lat 90. XX wieku. JAXA

Według danych JAXA czapa polarna w połowie stycznia tego roku była czternastą najmniejszą w historii pomiarów. Niemal tyle samo co w 2012 i 2013 roku.
 
Powierzchnia lodu morskiego w 2021 roku na tle wybranych lat, średnich dekadowych oraz jej odchylenia w stosunku średniej 2000-2019. Dane NSIDC, wykres Nico Sun
 
Podobnie jest w przypadku powierzchni lodu (area), co świadczy o wpływie niskich temperatur związanych z cyrkulacją atmosferyczną Arktyki. Jesień 2021 okazała się bardzo łaskawa dla Arktyki, a wcześniej lato, kiedy wrześniowe minimum osiągnęło dwunastą najmniejszą w historii pomiarów wartość.

 Zmiany powierzchni lodu morskiego na Morzu Ochockim, Beringa, Grenlandzki i Barentsa w 2022 roku. NSIDC
 
Największy przyrost lodu został odnotowany na Morzu Beringa, głównie w amerykańskiej jego części - efekt spływu zimnych mas powietrza znad Alaski i Morze Beauforta oraz silnego wiatru. To zmiana wynosząca 0,2 mln km2 w dwa tygodnie - dużo. Inaczej za to było na innych zewnętrznych akwenach. Np. na Morzu Barentsa początkowo woda szybko zamarzała, potem doszło do redukcji, w efekcie przyrost jest niewielki. Podobna sytuacja miała miejsce na Morzu Ochockim, a redukcja lodu nastąpiła na Morzu Grenlandzkim. Dlatego też tempo przyrostu lodu w pierwszej połowie stycznia było typowe dla średniej wieloletniej. 
 
Odchylenia temperatur od średniej 1981-2010 na półkuli północnej w latach 2001-2010 i 2011-2020 dla stycznia NASA/GISS
Odchylenia temperatur od średniej 1981-2010 w Arktyce w 2021 i 2022 roku dla 1-14 stycznia. NOAA/ESRL

Śmiało można stwierdzić, że w Arktyce zachodzą zmiany takie, jakie powinny o tej porze zachodzić. Tempo zamarzania stopniowo zwalnia, są obszary, gdzie lód wycofuje się, a są też miejsca, gdzie przyrasta szybko. To wszystko odbywa siew sytuacji dużych jak na ostanie lata rozmiarów pokrywy lodowej. Styczeń podobnie jak grudzień kontynuował podobny wzór pogodowy w Arktyce. Duża część Oceanu Arktycznego cechowała się odchyleniami sięgającymi, a nawet przekraczającymi 5
oC. Rubieże były chłodne: Morze Karskie, Barentsa, a także alaskańska część Morze Beringa, gdzie odchylenie sięgało -3oC. Animacja obok ilustruje przemieszczanie się mas powietrza i zmiany ich temperatur w dniach 1-14 stycznia 2022.

Zmiany średnich temperatur wokół bieguna północnego (80-90oN) w 2022 roku względem średnich z poszczególnych dekad. DMI, grafika Nico Sun

Temperatury nad wschodnią częścią Morza Beringa w okolicy 10 stycznia spadły do -17
oC. Średnia temperatura wokół bieguna północnego w pierwszej połowie stycznia wyniosła -26oC. Była więc typowa dla początku tego wieku i zdecydowanie wyższa od średniej z XX wieku, co ilustruje powyższy wykres. W rezultacie tempo przyrostu grubości lodu nie jest tak szybkie, a przynajmniej niewystarczająco szybko, by cofnąć Arktykę do stanu choćby z początku tego stulecia. Przedstawia to obok wykres zmiany stopniodni chłodu (FDD) w Arktyce w sezonie 2021/22 względem ostatnich lat i średnich dekadowych. Szare przerywane linie na wykres wyznaczają poszczególne wartości grubości lodu. 

Odchylenia temperatur od średniej 1958-2002 powierzchni arktycznych wód dla 15 stycznia w latach 2014-2021. DMI

Warunki atmosferyczne wystudziły dodatnie odchylenia temperaturowe arktycznych wód. Mimo to wciąż są w dużej mierze dodatnie, a między Svalbardem a Islandią znajduje się sporej wielkości obszar nadzwyczaj ciepłej wody. To najprawdopodobniej efekt transferu ciepła z Golfsztromu, ale nie bez przyczyny jest także fakt, że region od wielu tygodni jest ciepły, latem z kolei lód na Morzu Grenlandzkim szybko się topił - we wrześniu było go rekordowo mało.

Grubość lodu morskiego w latach 2015-2022 dla 14 stycznia. Naval Research Laboratory, Global HYCOM

W ciągu ostatnich dwóch lat proces spadku grubości lodu zatrzymał się, ale na tle lat 2015-2019 widać, że z dawnej czapy polarnej niewiele zostało. To znaczy - nie ma już grubego na kilka metrów lodu. Seria ciepłych zim z lat 2016-2018 praktycznie zniszczyła gruby na 3-4 metry pas lodu. W tym roku następuje próba jego próba odtworzenia. Choć w dużym stopniu jest to raczej spychanie paku lodowego w stronę wysp Archipelagu Arktycznego, bo wzdłuż rosyjskiego wybrzeża nic się nie odkłada.

Morze Czukockie po lewej i Beauforta po prawej 15 stycznia 2022 roku. Zdjęcie wykonane jest w obrazie uzyskanym przy pomocy pomiaru tzw. temperatury jasnościowej. NASA Worldview
 
Wschodni Syberyjski Szelf Kontynentalny 15 stycznia 2022 roku. Zdjęcie wykonane jest w obrazie uzyskanym przy pomocy pomiaru tzw. temperatury jasnościowej. NASA Worldview
 
Słabą grubość lodu potwierdzają zdjęcia satelitarne. Jak widać, powierzchnia czapy polarnej nie ma większego znaczenia. Te duże rozmiary lodu mogą za wiosną i latem tego roku szybko się skurczyć.

Zobacz także:

środa, 12 stycznia 2022

Niepewna przyszłość topniejącego lądolodu na Antarktydzie

Jednym z najbardziej widocznych skutków antropogenicznego globalnego ocieplenia jest podnoszenie się poziomu mórz na całym świecie. Od 1880 roku średni globalny poziom morza wzrósł o 20 centymetrów, a w tym stuleciu już o 7 cm. Nie ma łatwego sposobu na zatrzymanie lub odwrócenie tego trendu. Oceany i pokrywy lodowe na Ziemi powoli reagują na zmiany ilości energii cieplnej, którą otrzymują z atmosfery, i zatrzymują owo ciepło. Ta energia będzie utrzymywać się przez dziesięciolecia, a nawet stulecia, którą potem oceany będą oddawać do atmosfery. W rezultacie poziom mórz na całym świecie będzie się podnosił jeszcze długo po XXI wieku, nawet jeśli ocieplenie planety ustabilizuje się poniżej celu ustalonego w paryskim porozumieniu klimatycznym w 2015 roku, wynoszącego 2°C powyżej średniej z okresu przedindustrialnego.

Szósty raport IPCC oraz World Population Prospects (przegląd perspektyw ludnościowych) na 2019 rok stwierdzają, że jest bardzo prawdopodobne, iż spowodowane ocieplającym się klimatem podnoszenie się poziomu mórz dotknie znaczną część wybrzeży na Ziemi  w nadchodzących dziesięcioleciach. Szacuje się, że do końca XXI wieku 800 milionów ludzi prawdopodobnie doświadczy skutków powodzi spowodowanych rosnącym poziomem oceanów i mórz wzmacnianymi wysokimi przypływami czy działaniem huraganów - nawet jeśli osiągnięty zostanie cel wyznaczony w porozumieniu klimatycznym z Paryża.

W wielu obszarach przybrzeżnych nawet niewielki wzrost bazowego poziomu morza może znacznie zwiększyć częstotliwość i skalę powodzi podczas przypływów, sztormów i ekstremalnych zjawisk pogodowych. Organizacja Narodów Zjednoczonych szacuje, że potencjalne koszty szkód w samych tylko portach i przystaniach, spowodowanych tymi powodziami, mogą wynieść aż 111,6 mld dolarów do roku 2050 i 367,2 mld dolarów do końca wieku.

Co więcej, jeśli polityka mająca na celu ograniczenie emisji gazów cieplarnianych i ocieplenia atmosfery w tym stuleciu nie powiedzie się, wzrost poziomu mórz przyspieszy, dramatycznie zmieniając linię brzegową na setki, a być może tysiące lat. Rosnący poziom mórz będzie skutkować cofaniem się linii brzegowych i powodziami na wybrzeżach, które odcisną swoje piętno na społeczności, infrastrukturze, zasobach naturalnych i różnorodności biologicznej na wszystkich wybrzeżach świata. Już teraz nieuniknione jest, że wiele społeczności zostanie wysiedlonych, a w niektórych przypadkach zostaną zmuszeni do migracji jako uchodźcy klimatyczni. Od kilku lat widzimy, że migracje klimatyczne narastają.

Określenie tempa podnoszenia się poziomu mórz, jak również wielkości długoterminowego wzrostu (o kilka stuleci), o którym powinniśmy mieć wiedzę, jest niezbędne do skutecznego planowania adaptacji oraz oceny ścieżek i polityk łagodzących skutki. Ustalenie tych wielkości wymaga skoncentrowanych wysiłków ze strony społeczności naukowej w celu zidentyfikowania i zrozumienia kluczowych procesów, które wpływają na topnienie pokrywy lodowej Antarktyki - największego i najbardziej niepewnego potencjalnego czynnika przyczyniającego się do przyszłego podnoszenia się poziomu morza.


Zmiany masy antarktycznego lądolodu w latach 2002-2021. Dane pomiarowe z GRACE 2002-2017 i GRACE-FO 2018-2021

Z topnieniem lądolodu oraz wzrostem poziomu mórz wiąże się wiele niepewności. W lutym 2021 roku rozpoczęto realizację INSTANT (Instabilities and Thresholds in Antarctica), międzynarodowego, interdyscyplinarnego i międzyorganizacyjnego programu Komitetu Naukowego ds. Badań Antarktycznych (SCAR), którego celem jest zmniejszenie tych niepewności i wypełnienie luk w naszej wiedzy o topnieniu na Antarktydzie i wzroście poziomu oceanów. 

Topniejące lodowce szelfowe
Około jedna trzecia antarktycznej pokrywy lodowej ma charakter morski, spoczywa na skałach macierzystych poniżej poziomu morza, a większość krawędzi lądolodu kończy się w oceanie, co czyni ją podatną na łatwe przekroczenie punktu krytycznego ocieplającego się klimatu. To z kolei może spowodować szybką utratę lodu (Pattyn i Morlighem, 2020). W wielu miejscach wokół krawędzi lądolodu, płynący w kierunku Oceanu Południowego lód tworzy pływające szelfy lodowe. Półki lodowe stykające się z batymetrycznymi wzniesieniami dna morskiego lub zamknięte w zatokach zapewniają podparcie, które utrudnia odpływ lodu pochodzącego z lądolodu. Dezintegracja szelfów lodowych będzie zatem odgrywać kluczową rolę w tempie utraty masy lodowej w przyszłości. Obserwacje satelitarne pokazują, że większość antarktycznych szelfów lodowych jest obecnie przerzedzana, głównie z powodu kontaktu z ciepłą podpowierzchniową wodą oceaniczną (Adusumilli i inni, 2020).

Lodowiec Szelfowy Ronne nad Morzem Weddella i oderwana od niego góra lodowa 13 maja 2021. Dezintegracja szelfów lodowych, które stanowią podporę utrudniającą spływ lodu, będzie odgrywać kluczową rolę w tempie utraty lądolodu w przyszłości. ESA

W przyszłości lodowce szelfowe mogą również stać się podatne na ocieplenie atmosferyczne i akumulację powierzchniowych wód roztopowych, które mogą pogłębiać szczeliny i prowadzić do nagłego rozpadu w wyniku hydroszczelinowania. Jeśli linia uziemienia inaczej też zwana linią gruntowania (granica między lodem uziemionym a pływającym) znajduje się na skale macierzystej nachylonej w kierunku wnętrza pokrywy lodowej, początkowe cofanie się spowodowane przerzedzaniem się szelfów lodowych może doprowadzić do samopodtrzymującego się i potencjalnie niemożliwego do zatrzymania procesu cofania się, znanego jako niestabilność morskiej pokrywy lodowej (MISI). 

Dodatkowo, zanikające lodowce szelfowe mogą prowadzić do powstawania wysokich, niestabilnych klifów lodowych na linii przydennej. Degradacja tych klifów lodowych z powodu podmywania lodu pod wodą i wycielania się lodowych gór może następnie spowodować szybkie wycofanie się lądolodu w procesie zwanym niestabilnością morskich klifów lodowych (MICI). Możliwe jest, że oba typy niestabilności mogą spowodować częściowe załamanie się morskich sektorów antarktycznego lądolodu w ciągu kilku stuleci (DeConto i inni, 2021).

Niepewne wyniki złożonych procesów
Oprócz skutków niestabilności morskiej pokrywy lodowej i klifów lodowych, na tempo utraty masy antarktycznego lodu i wzrostu poziomu mórz będą miały wpływ złożone interakcje między procesami zachodzącymi w lodzie, oceanie, atmosferze i na całej planecie. Interakcje te obejmują zarówno dodatnie, jak i ujemne sprzężenia zwrotne, które odpowiednio zwiększają i zmniejszają tempo podnoszenia się poziomu mórz. Na przykład, słodka woda uwalniana w miarę rozrzedzania i wycofywania się lądolodów ogranicza tworzenie się słonej, gęstej wody dennej u wybrzeży Antarktydy. Zmniejszenie ilości antarktycznej wody dennej osłabia globalną cyrkulację termohalinową, która jest napędzana przez różnice w temperaturze i zasoleniu wody, co prowadzi do lokalnego i międzypółkulowego ochłodzenia atmosfery (Golledge i inni, 2019). Te redukcje mogłyby ostatecznie zmniejszyć tempo globalnego ocieplenia, a tym samym spowolnić podnoszenie się poziomu morza (Golledge i inni, 2019; DeConto i inni, 2021).

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

Jednak słodka woda uwalniana z pokrywy lodowej stratyfikuje powierzchniową warstwę oceanu, a następnie zwiększa produkcję lodu morskiego, co zakłóca otwieranie się obszarów wolnych od lodu morskiego zwanych połyniami (np. Golledge i inni, 2019), ograniczając w ten sposób wymianę ciepła między atmosferą a oceanem. Ta sekwencja sprzężeń zwrotnych może skupiać ciepłą wodę morską w zagłębieniach w pobliżu stref uziemienia pod lodowcami szelfowymi, zwiększając tempo utraty lodu (Silvano i inni, 2018).

Krytyczne kroki w celu zmniejszenia niepewności co do roli tych procesów i prognoz utraty lodu Antarktydy obejmują wyjaśnienie roli dynamiki oceanu poprzez rekonstrukcję warunków z dalekiej i nieodległej przeszłości, obserwację warunków obecnych oraz sprzężenie numerycznych modeli cyrkulacji oceanicznej z modelami pokrywy lodowej. Kroki te były jednymi z najpilniejszych priorytetów badawczych, które wyłoniły się z piątego raportu IPCC (AR5), opublikowanego w 2013 roku. Raport przewidywał, że "prawdopodobny" zakres przewidywanych wówczas przyszłych scenariuszy emisji dwutlenku węgla spowoduje wzrost poziomu mórz od 28 di 98 cm do 2100 roku.

Ogólnie rzecz biorąc, najnowsza generacja numerycznych modeli pokrywy lodowej pokazuje, że przyspieszenie utraty masy obserwowane przez satelity w ciągu ostatnich 10 lat będzie się utrzymywać [zespół IMBIE, 2018], chociaż różne modele wykazują szeroki zakres prognoz dla przyszłego wkładu Antarktydy do wzrostu poziomu mórz, ponieważ traktują fizykę potencjalnie ważnych procesów w znacząco różny sposób (np. Edwards i inni 2021) - pokazuje to poniższy wykres.

 
Zmiany stężenia dwutlenku węgla (CO2) (w częściach na milion, ppm) mierzone w Obserwatorium Mauna Loa na Hawajach od 1960  do 2020 roku (gładka czarna krzywa) są pokazane (u góry) wraz z prognozowanymi stężeniami CO2 (faliste szare krzywe) dla różnych wspólnych ścieżek społeczno-ekonomicznych - scenariuszy emisji (SSP) do 2100 r. Lata, w których odbywały się kluczowe konferencje stron Ramowej Konwencji Narodów Zjednoczonych w sprawie Zmian Klimatu (COP), są pokazane wraz z latami publikacji raportu IPCC. 
Obserwowana (brązowa) globalna średnia zmiana poziomu morza od 1950 do 2020 roku [Frederikse i inni, 2020] jest pokazana (na dole) w odniesieniu do okresu odniesienia 1994-2015, wraz z prognozowanymi zmianami dla SSP 1-2,6 (niebieska) i SSP 5-8,5 (pomarańczowa) oraz 83im percentylem dla SSP 5-8,5 o niskim poziomie ufności (przerywana czerwona linia) z IPCC AR6. Podane niepewności odpowiadają 17emu i 83emu percentylowi dla każdego SSP. Pokazano również tempo zmian poziomu morza (w milimetrach/rok) dla SSP 8.5 do roku 2100. 
Prognozowane zakresy (percentyle od 17tego do 83ego) zmiany poziomu mórz i wkładu Antarktydy do 2300 roku (scenariusze rozszerzone) z IPCC AR6 są wykreślone (po prawej) dla ścieżek SSP 1-2.6 (niebieska) i SSP 5-8.5 (pomarańczowa) oraz dla 83ego percentyla scenariusza o niskim poziomie ufności SSP 5-8.5 (przerywane czerwone strzałki, uwzględniające procesy niestabilności w prognozach pokrywy lodowej Antarktydy).

Jeśli globalne emisje dwutlenku węgla będą przebiegać zgodnie z wysokoemisyjną Wspólną Ścieżką Społeczno-Ekonomiczną (SSP) 5-8.5, co oznacza, że poziom atmosferycznego dwutlenku węgla wzrośnie powyżej 1000 części na milion do 2100 roku (powyższy wykres), topniejący lód antarktyczny przyczyni się do wzrostu poziomu mórz o 14-32 centymetry (13-87 percentyl) do ogólnego wzrostu poziomu mórz o 62-101 centymetrów (w stosunku do linii bazowej 1995-2014) w tym samym okresie, zgodnie ze statystyczną oceną prognoz modeli numerycznych [np. Edwards i inni, 2021).

Inny pojedynczy model, uwzględniający zarówno MICI, jak i MISI, dał wyższe oszacowanie 20-53 centymetrów (13-87 percentyl) prawdopodobnego zakresu wkładu Antarktydy w podnoszenie się poziomu mórz do 2100 roku dla scenariusza SSP 5-8,5 (DeConto i inni, 2021). Ponadto, zgodnie z tym modelowym scenariuszem, morskie sektory antarktycznej pokrywy lodowej przekraczają punkt krytyczny ucieczki lodu przed 2100 rokiem, narażając planetę na wzrost poziomu morza nawet o 2 metry do 2100 i 15 metrów do 2300 roku (Golledge i inni, 2015; DeConto i inni, 2021).

Jeśli jednak trajektoria globalnych emisji będzie przebiegać według scenariusza o niższej emisji SSP 1-2.6 (powyższy wykres), który jest zgodny z celem emisyjnym wyznaczonym przez paryskie porozumienie klimatyczne, to wkład Antarktydy będzie prawdopodobnie znacznie niższy: 12-31 centymetrów do 2100 roku [(Edwards i inni 2021) i około 100 centymetrów do 2300 roku (DeConto i inni, 2021). W tym scenariuszu modele wskazują, że większość antarktycznych szelfów lodowych zostałaby ocalona, znacznie ograniczając utratę lodu do oceanu (Golledge i inni, 2015; DeConto i inni, 2021).

Wzrost poziomu mórz o około 25 cm do 2060 roku może być nieunikniony. Jednak bez względu na wyniki naszych najbardziej zaawansowanych modeli do tej pory, nasze słabe zrozumienie kluczowych procesów decydujących o tempie topnienia i nasza niepewna trajektoria emisji powodują głęboką niepewność w probabilistycznych prognozach poziomu morza na okres po 2050 roku (np. Edwards i inni 2021; DeConto i inni, 2021), utrudniając wysiłki zmierzające do oceny nadchodzących zmian wzdłuż linii brzegowych. Niepewność ta sugeruje na przykład, że istnieje pięcioprocentowa szansa, że wkład Antarktydy w podnoszenie się poziomu mórz może wynieść aż 145 cm do 2100 roku (Bamber i inni, 2019).

Reasumując, czeka nas globalny kryzys nie tylko klimatyczny, ale i społeczny. 145 cm do 2100 roku - Bangladesz, Miami, region nadbrzeżny Zatoki Perskiej, Żuławy, delta Nilu. Co jeszcze? Kryzys na granicy polsko-biołoruskiej, czy wcześniejszy kryzys z 2015 to wstęp do tego co będzie się działo w przyszłości, jeśli zacznie rozpadać się antarktyczny lądolód, a przed nim lodowce szelfowe.


Zobacz także:


sobota, 8 stycznia 2022

PIOMAS (grudzień 2021) - poprawa sytuacji w obrębie lodu sezonowego

Grudniowe wartości przedstawione przez Polar Science Center wydają się być pozytywne, gdyż ilość lodu jest duża jak na ostatnie lata. Ale jak na ostatnie lata i trzeba tu dodać duże "ale". 

Objętość lodu w Arktyce w 2021 roku względem wartości z ostatnich lat i średniej 1979-2020. PIOMAS

Według modelu PIOMAS objętość lodu morskiego 31 grudnia 2021 roku wyniosła 15 320 km3, to dziewiąta najmniejsza w historii pomiarów wartość.  To 2% więcej niż w 2011 i 2018 roku, a rekordzistą jest rok 2016. Wykres obok (kliknij, aby powiększyć) pokazuje tempo dziennych zmian przyrostu/spadku ilości lodu morskiego w zestawieniu ze średnią ostatnich 10 lat. Tempo przyrostu lodu z wyjątkiem początku grudnia było nieco szybszej od średniej ostatniego 10-lecia. Są to dobre informacje, jest jednak pewne ale..

Grubość lodu morskiego w grudniu 2021 roku i jej odchylenia w stosunku do średniej 1981-2010. PIOMAS/Zachary Labe

Dynamiczny wzrost ilości lodu zarówno w grudniu, jak i wcześniej w listopadzie, to efekt szybkiego zamarzania wód przybrzeżnych szelfów. Płytkie obszary morskie jak Morze Łaptiewów, sąsiadujące z wyziębionymi lądami łatwo poddały się jesiennym wzorcom pogodowym. Temperatury były niskie lub w normie wieloletniej nad akwenami takimi jak Morze Łaptiewów czy Czukockie. To dało możliwości do szybkiego wzrostu grubości lodu, ale też nie wszędzie. Tymczasem w dużej części obszar Basenu Arktycznego charakteryzował się brakiem lub negatywnymi zmianami względem średniej wieloletniej, co ilustrują mapy. Mapa obok przestawia różnicę w stosunku do okresu 2011-2020. 
 
Grubość arktycznego lodu morskiego w 2021 roku w stosunku do okresu 2006-2020 i średnich wartości z lat 80. i 90. XX wieku. PIOMAS

Powolny przyrost miąższości lodu w Basenie Arktycznym to efekt działania głównie wyższych niż zwykle temperatur, które także utrudniają wyziębianie się wody pod spodem. W grę wchodzi też efekt tego, co działo się z wodami Oceanu Arktycznego w ciągu ostatnich kilkunastu lat, a więc gromadzenia ciepła morskiego i wykorzystywania go do hamowania przyrostu lodu. Wykres pokazuje, że tyko w listopadzie i to nie przez cały miesiąc tempo wzrostu grubości lodu było szybsze niż w ostatnich latach. W grudniu zaś było takie jak w poprzednich latach.
 
Zmiany średniej miesięcznej ilości lodu morskiego w Arktyce dla grudnia w latach 1979-2021 i ekstrapolacja trendu. Dane PIOMAS

Średnia grudniowa objętość lodu morskiego w 2021 roku wyniosła 13,3 tys.
km3, to 2,1 tys. km3 więcej niż w rekordowym wtedy 2016 roku. Trend uległ wyhamowaniu, jednak ilość lodu morskiego w Arktyce jest 51% mniejsza niż w 1979 roku i 37% mniejsza niż w okresie 1979-2020. 
 
W ciągu najbliższych kilku lat sytuacja może się zacząć zmieniać z uwagi na postępujący wzrost temperatur na Ziemi. Widać, że Arktyka swoją w miarę dobrą kondycję zawdzięcza zmianom wzorców pogodowych, które zahamowały widoczne w XXI wieku skutki globalnego ocieplenia. Zmiany warunków pogodowych nie będą jednak wiecznie hamować letniego topnienia czy poprawiać zimowego zamarzania.   
 
Zobacz także: