Encyklopedia

Encyklopedia zawiera listę objaśnień dotyczących lodu morskiego, Arktyki i zmian zmian zachodzących na Dalekiej Północy.

Dipol arktyczny: jest wzorem barycznym tworzącym w Arktyce dwa odmienne układy ciśnień obejmujące dużą część regionu arktycznego. Z tego powodu ten wzór pogodowy charakteryzuje się wiatrami wiejącymi nad znacznym obszarem Oceanu Arktycznego w jednym kierunku. Dipol arktyczny dzieli się na dwa typy: dodatni i ujemny lub też pozytywny i negatywny. Przykładowa mapa pogodowa z 25 sierpnia 2016 roku przedstawia dodatni dipol arktyczny. Dipol dodatni to wzór baryczny składający się z układu lub układów niskiego ciśnienia nad rosyjską częścią Arktyki (co można zauważyć na mapie) i układu lub układów wysokiego ciśnienia nad amerykańską częścią Arktyki. Ujemny dipol jest przeciwieństwem dodatniego, czyli układy baryczne są ustawione w Arktyce odwrotnie - niskie ciśnienie po stronie amerykańskiej, wysokie po rosyjskiej. Dodatni dipol ze względu na układ wiatrów jest czynnikiem wzmacniającym topnienie pokrywy lodowej. Często generuje on dryf lodu tak iż ten przemieszcza się przez cieśninę Fram i ostatecznie roztapia się w wodach północnego Atlantyku. Ujemny zaś spowalnia straty w lodzie. Często też sprowadza nad Oceanem Arktyczny lodowate powietrze znad Grenlandii, co mocno hamuje letnie topnienie.

 

Koncentracja lodu morskiego: stężenie lodu morskiego na danym obszarze wody (morza, oceanu). Koncentracja wyrażana w procentach jest stosunkiem powierzchni lodu do jego zasięgu. Im mniejsza koncentracja tym bardziej pofragmentowany jest lód - więcej szczelin i przerw między krami lodowymi, więcej kry lodowej. Ze względu na niedoskonałość pomiaru satelitarnego, stawy topnienia znajdujące się na lodzie morskim znacznie obniżają koncentrację lodu. Podobnie jest w przypadku dużego zachmurzenia, które wpływ na odczyt koncentracji lodu a tym samym jego zasięgu i powierzchni. 

Ilustracja 1 Zdjęcie satelitarne i mapa koncentracji lodu morskiego dla wskazanego obszaru. 

Powyższe zdjęcie przedstawia lód morski o koncentracji 85% i większej. Na zdjęciu widać pęknięcia i szczeliny. W lewym górnym rogu przedstawiona jest mapa koncentracji lodu z bazy danych Uniwersytetu w Bremie. Żółty kolor na mapce przedstawia obszar lodu o koncentracji 75%. Na zdjęciu widać ten obszar, na którym znajduje się wyraźnie widoczna kra lodowa.

Narodowe Centrum Danych Lodu i Śniegu (NSIDC): amerykańska instytucja naukowa działająca przy Uniwersytecie Kolorado. NSIDC zajmuje się badaniem zmian zachodzących w arktycznym lodzie morskim. Instytucja ma do dyspozycji m.in satelity dzięki którym mierzy zmiany zasięgu czapy polarnej Oceanu Arktycznego. Poza lodem morskim Arktyki, NSIDC bada także zmiany w grenlandzkim lądolodzie, oraz lodzie morskim wokół Antarktydy. Jaka sama nazwa wskazuje obiektem badań jest także stan pokrywy śnieżnej.

Objętość lodu morskiego: ilość lodu morskiego znajdująca się w wodach Arktyki wyrażana na ogół w kilometrach sześciennych (km³). Objętość (z ang. sea ice volume)  jest niezwykle istotną zmienną, która pokazuje nam, jak dużo znajduje się lodu w Arktyce, jak duża jest czapa polarna. Podstawą to obliczania objętości jest powierzchnia i grubość. W modelach takich jak PIOMAS bierze się pod uwagę także inne czynniki, jak dryf lodu, wartość eksportu przez cieśninę Fram, czy temperaturę. 

Przykładowy wykres pokazujący miesięczne zmiany (w tym przypadku dla października) objętości lodu morskiego.

Objętość lodu morskiego bardzo dobrze, lepiej niż sama powierzchnia (area), a tym bardziej zasięg (extent) ilustruje stan czapy polarnej w Arktyce. Na jej podstawie można w przybliżeniu określić, kiedy Ocean Arktyczny będzie wolny od lodu. Raporty dotyczące objętości lodu przedstawiane są co miesiąc przez Polar Science Center.

Powierzchnia lodu morskiego: obszar wody (morza, oceanu) który pokrywa wyłącznie lód morski. To rzeczywista powierzchnia lodu (z ang. area), gdzie w pomiarze satelitarnym nie są uwzględniane luki lodzie. Powierzchnia jest więc zawsze mniejsza od zasięgu (extent). Według wielu ekspertów powierzchnia lodu jest bardziej miarodajnym stanem czapy polarnej niż zasięg, choć ten wciąż pozostaje główną zmienną przedstawianą w raportach NSIDC czy NOAA. 

Prąd strumieniowy (jet stream):  intensywny i dość wąski strumień przenoszący z zachodu na wschód olbrzymie masy powietrza w atmosferze ziemskiej.  Prąd strumieniowy występuje w górnej części troposfery oraz dolnej części stratosfery, co odpowiada poziomowi około 200 hPa (około 12 km nad poziomem morza) na obu półkulach, gdzie przemieszcza się wokół polarnych stref klimatycznych, zmieniając swoje położenie w zależności od pory roku i okresowych warunków termicznych dolnej warstwy atmosfery. Formuje się na granicy między sąsiadującymi masami powietrza o znacznej różnicy temperatur. Poza znajdującymi się wokół polarnych stref, dwa kolejne prądy strumieniowe występują po obu stronach równika.

Mapy temperatury przy powierzchni Ziemi w kelwinach (lewy panel) oraz prędkości wiatru na wysokości ok. 12 km (prawy panel, kolorami oznaczono prędkości w m/s a strzałkami - kierunek). Mapy pokazują warunki panujące 6 stycznia 2014 - widoczny jest jęzor chłodu sięgający nad Amerykę Północną.

Na zachowanie prądu strumieniowego wpływają temperatury, ich różnice między strefą okołobiegunową a równikową. Kiedy temperatury w Arktyce rosną, maleje różnica (gradient) temperatury pomiędzy północą a południem. W rezultacie prąd strumieniowy, który napędza ruch niżów nad Europą, Ameryką Północną i Azją, zaczyna zwalniać i meandrować. Sięga coraz dalej na południe i północ, a jego spowolnienie powoduje, że języki ciepłego powietrza z południa lub chłodnego z północy dłużej utrzymują się nad danym obszarem. W miarę ocieplania się Arktyki ekstremalna pogoda utrzymuje się więc znacznie dłużej.

 

Przykładowa mapa pogodowa pokazująca układy baryczne w Arktyce. Na mapie widać rozlokowane nad Oceanem Arktycznym niże baryczne i wyż znajdujący się nad Morzem Barentsa.

 

Układ baryczny: występująca w atmosferze strefa obniżonego lub podwyższonego ciśnienia o charakterystycznym kierunku cyrkulacji mas powietrza. Układy baryczne są elementami ogólnej cyrkulacji atmosferycznej zachodzącej w skali globalnej (głównie pod wpływem ruchu obrotowego planety i energii promieniowania słonecznego). Układy baryczne tworzą określone wzory baryczne - obszary kształtujące określone warunki pogodowe nad danym regionem. Do wzorów barycznych należy np. dipol arktyczny składający się z dwóch przeciwnych sobie układów barycznych wysokiego i niskiego ciśnienia.

 

Wir polarny: jest układem niskiego ciśnienia o charakterze cyklonu, który występuje w obszarze bieguna północnego i południowego, jego granicę stanowi prąd strumieniowy. Arktyczny wir polarny utrzymuje się sezonowo, zanika latem a najsilniejszy jest w zimie. Wir polarny dzieli się na dwa rodzaje: stratosferyczny, jak sama nazwa wskazuje znajduje się w stratosferze powyżej 10 km na powierzchnią Ziemi i troposferyczny, znajdujący w dolnej warstwie atmosfery. Wir troposferyczny ma bezpośredni wpływ na warunki pogodowe w dużej części półkuli północnej.

 Troposferyczny wir polarny nad Arktyką: po lewej stabilny wir ze słabymi meandrami prądu strumieniowego, po prawej wir rozczłonowany z silnymi meandrami prądu strumieniowego.

Na rozmiary i charakter wiru polarnego wpływ mają temperatury w Arktyce i ich zmiany. Dotyczy to zarówno wiru troposferycznego, jak i stratosferycznego. Podział wiru i jego rozpad są naturalnym zjawiskiem, ale z powodu rosnących temperatur w Arktyce zjawisko to staje się coraz częstsze.  Meandry prądu strumieniowego zwane falami Rossby’ego erodują brzeg wiru polarnego, odłączając od niego mniejsze obszary zimnego powietrza; silne fale potrafią rozbić go na mniejsze układy wirów i doprowadzić do jego wcześniejszego zaniku. Bywa też, że części arktycznego wiru polarnego, zepchnięte na południe, osiągają nawet 30°N. Za stan wiru polarnego i także prąd strumieniowy i fale Rossby’ego jak już wyżej wspominano wpływ mają temperatury i ich zmiany w określonym cyklu, ale przede wszystkim fundamentalnym tu czynnikiem jest różnica temperatur między strefą polarną a tropikalną.

Ponieważ wir stratosferyczny ma łagodne przejście ze stanu stabilności do rozpadu, bardziej obrazowy jest wir troposferyczny, który bardzo dokładnie na mapach oddaje charakter warunków pogodowych w Arktyce i obszarach leżących wokół niej, tak jak to pokazuje mapa obok, ilustrująca fragment rozczłonowanego wiru polarnego. Wir polarny dzieli się wtedy na dwie lub więcej części, jedna z nich jak pokazuje mapa znajduje się na Wyspami Brytyjskimi przynosząc tam niskie temperatury i opady śniegu.

 Wykres z NSIDC przedstawiający zmiany zasięgu lodu morskiego w Arktyce.

Zasięg lodu morskiego: obszar wody (morza, oceanu), który pokrywa lód morski wraz z uwzględnieniem szczelin w lodzie, przerw między krami lodowymi i innych luk występujących w pokrywie lodowej. Zasięg lodu (z ang. extent) zawsze jest większy od powierzchni (area) lodu morskiego. Jeśli zasięg jest taki sam jak powierzchnia, to mamy do czynienia z litym pakiem lodowym o koncentracji 100%. Przyjmuje się, że obszar zlodzony to taki, na którym lód pokrywa przynajmniej 15% powierzchni. Obszary o mniejszej niż 15% koncentracji lodu uznaje się za wolne od niego.