NOAA Arctic Report Card 2018 cz. 6

Pokrywa śnieżna 

Najważniejsze dane:

• Zgromadzona w sezonie zimowym 2017/18 ilość śniegu była znacznie większa niż wynosi średnia wieloletnia w euroazjatyckiej części Arktyki. Przyczyną jest dość wczesny początek sezonu opadów. Niewiele różniła się też sytuacja w Ameryce Północnej.
• Zasięg występowania pokrywy śnieżnej w Eurazji był wyższy w kwietniu niż zwykle, podobnie ja i w maju. Mniejszy za to w czerwcu (w stosunku do średniej 1981-2010). Taka sytuacja była związana z tym, że ilość śniegu była duża (związana z działaniem prądu strumieniowego, oraz większą ilością wilgoci w atmosferze), a także to, że późną wiosną miało miejsce bardzo szybkie topnienie.
• Mimo faktu, że w ciągu dwóch ostatnich lat ilość śniegu na Dalekiej Północy jest ponadprzeciętna, także zasięg występowania, to wieloletni trend w dalszym ciągu jest negatywny. Zgodny z postępującym ociepleniem klimatu.

Arktyczne obszary lądowe (na północ od 60°N) przez cały rok pokrywa śnieg. Okres letni trwa bardzo krótko. Tak było. W ostatnich latach z powodu ocieplającego się klimatu, lato w Arktyce staje się coraz wyraźniej widoczną porą roku, która nie jest już krótkim okresem przejściowym miedzy wiosną a jesienią. Moment, kiedy topnieje śnieg w Arktyce jest ważny. Im wcześniej topnieje śnieg, tym szybciej odsłaniana jest ciemna, absorbująca promieniowanie słoneczne powierzchnia ziemi. Ciepłe masy powietrza mogą więc szybciej dotrzeć nad Ocean Arktyczny i spowodować przedwczesne topnienie lodu. Mimo dużej jego ilości śnieg ostatecznie szybko się roztopił, co zapoczątkowało przedwczesne topnienie lodu w Arktyce.

Zbierane co roku dane pokazują, że w ostatnich 15 latach śnieg zaczynał się topić coraz wcześniej. Oczywiście w każdym roku sytuacja jest zawsze inna, ze względu na zmiany w pogodzie.

Poniższe dane ilustrują zmiany powierzchni śniegu oddzielnie: dla Ameryki Północnej i Eurazji, dla kwietnia, maja i czerwca.

 Odchylenia powierzchni pokrywy śnieżnej dla kwietnia, maja i czerwca w latach 1967-2018 względem średniej 1981-2010. Wykres przedstawia dane dla Ameryki Północnej – czarny kolor oraz Eurazji – kolor czerwony. Krzywe pokazują 5-letnią średnią, zaś kółka średnie wartości miesięczne. NOAA, Climate Data Record (CDR)

Zmiany dotyczące pokrywy śnieżnej, szczególnie jej zasięgu występowania widoczne są na razie tylko późną wiosną i latem (śnieg latem nie znika całkowicie na półkuli północnej). Pokazuje to powyższe zestawienie wykresów Przyczyną braku zimowych zmian jest fakt wzrostu wilgotności zimą, co wiąże się ze zwiększonymi opadami, oraz anomaliami prądu strumieniowego - śnieg może spaść w nowych lokalizacjach, bardziej na południu. Do opadów śniegu wystarczy lekki mróz, a nawet zerowa temperatura. Ocieplenie klimatu powoduje, że wiosną śnieg znika szybciej niż kiedyś, ale nie każdy okres wiosenno-letni jest ciepły, szczególnie jeśli rozbijemy to na poszczególne regiony.

Mimo faktu istnienia wieloletniego trendu spadkowego, to w skali globalnej (półkula północna), śnieg zajmował spory obszar w czerwcu (wtedy ma miejsce zaawansowane topnienie w strefie polarnej) jak na ostatnie lata. To 7,84 mln km² co daje jedenaste miejsce w historii pomiarów. Warto zwrócić uwagę na to, że rok temu w czerwcu zasięg ten był większy - wyniósł 9,27 mln km². Rekordowo mały obszar występowania pokrywy śnieżnej miał miejsce w 2012 roku - 4,92 mln km². To jedna z przyczyn rekordowego wtedy topnienia lodu - związek między ekspansją ciepła nad Ocean Arktyczny a szybkim zanikiem śniegu wzdłuż wybrzeży Oceanu Arktycznego.

 Czas występowania pokrywy śnieżnej w dniach, w odniesieniu do okresu 1998-2010 (kliknij, aby powiększyć). Pe lewej –  sierpień-styczeń 2017/18, po prawej – luty-lipiec 2018.

O ile jesienią, a potem zimą w związku ze wzrostem ilości wilgoci w atmosferze (pary wodnej) śnieg może obejmować większe obszary i leżeć dłużej, to wiosną, szczególnie pod jej koniec wygląda to inaczej. Żółte odcienie na mapie pokazują, że śnieg leżał krócej niż zwykle. Istnieje pewny związek z momentem pojawienia się śniegu jesienią, a tym jak długo będzie on występować wiosną. Ale nie zawsze czy nie w każdym przypadku tak musi być.  

W 2017 roku, jesienią śnieg pojawił nieco wcześniej niż zwykle w większości regionów Arktyki. Wiosenne topnienie rozpoczęło się nieco później niż zwykle w wielu regionach Eurazji i na Alasce, ale też wcześniej w kanadyjskiej Arktyce. Po raz kolejny też możemy zauważyć, że śnieg w Europie w tym Polsce pojawia się zdecydowanie później niż zwykle. Mamy do czynienia z coraz cieplejszym początkiem zimy we wschodniej części Europy. Mapa obok (kliknij, aby powiększyć) pokazuje odchylenia temperatur w grudniu 2017 roku dla Europy. Na wschodzie było znacznie cieplej niż zwykle, przez co śnieg spadł tam później niż zwykle. 

Odchylenie głębokości pokrywy śnieżnej w procentach względem średniej 1999-2018, dla a) marca, b) kwietnia, c) maja, d) czerwca 2018 roku. 

 
Dane z Kanadyjskiego Centrum Meteorologicznego (CMC), pokazują procentowe anomalie grubości pokrywy śnieżnej od marca do czerwca 2018. Przedwczesne opady śniegu jesienią sprawiły, że akumulacja pokrywy znacznie wzrosła. Do tego oczywiście trzeba zwrócić uwagę na zwiększone opady wynikające z rosnącej od lat ilości pary wodnej w atmosferze. W rezultacie ilość śniegu w Eurazji w kwietniu 2018 roku była średnia 60% wyższa niż zwykle. Zwiększona ilość śniegu utrzymywała się aż do czerwca. W Ameryce Północnej w marcu i kwietniu występowały miejsca z małą jak i dużą ilością śniegu. Ostatecznie w maju i czerwcu dominowały obszary ze zwiększoną ilością śniegu. Przede wszystkim na Archipelagu Arktycznym, co wpłynęło też na wolniejsze topnienie lodu morskiego.

Średnie odchylenia (1981-2010) ilości ekwiwalentu wody zawartej w pokrywie śnieżnej dla kwietnia w latach 1980-2018. Czarnym kolorem oznaczona jest Ameryka Północna, czerwonym Eurazja. Wyróżnione punkty oznaczają rok 2018.

Ilość zawartej wody w pokrywie śnieżnej przekłada się jej grubość i powierzchnię. Podobnie jak w przypadku lodu morskiego Arktyki. Widzimy więc na wykresie długofalowy spadek. Od 2000 roku obserwuje się występujące w większości przypadków ujemne anomalie ilości wody w śniegu. To oznacza, że z dekady na dekadę wiosną śniegu wokół Arktyki jest coraz mniej. Ale nie w każdym roku tak musi być. 

Podsumowując, opady śniegu w sezonie 2017/18 były znacznie większe w części euroazjatyckiej i jest to zgodnie z wczesnym rozpoczęciem sezonu opadowego. Obserwuje się trend spadkowy powierzchni pokrywy śnieżnej. Najwolniejszy jest w przypadku kwietnia, to 0,1% na dekadę, najszybszy w czerwcu, to 14,9% na dekadę.

Na podstawie: Arctic Report Card 2018: Terrestrial Snow Cover

NOAA Arctic Report Card 2018 cz.5

Grenlandzki lądolód

• Przez większość okresu letniego (czerwiec-sierpień) obszar objęty topnieniem był większy niż zwykle.
• Ablacja netto, czyli skala topnienia oznaczająca bezpowrotną w skali okresu pomiarowego utratę lodu była w sezonie 2017/18 poniżej lub blisko średniej długoterminowej (okres odniesienia 1961-1990). Innymi słowy topnienie na Grenlandii było stosunkowo słabe.
• Letnie albedo w 2018 roku (miara powierzchniowego współczynnika odbicia) średnio rzecz biorąc było wysokie, bardzo zbliżone do tego, co miało miejsce w 2000 roku.  
• Ustanowione zostały nowe rekordy temperatur na wyspie. Zimą była 14,4^oC cieplej niż zwykle, latem temperatura spadła do rekordowo niskiej wartości -46,3^oC w Summit w centralnej części wyspy.

Grenlandzki lądolód pełni w sumie taką samą funkcję co lód morski Oceanu Arktycznego, odbijając promienie słoneczne wpływa na bilans energetyczny Ziemi, kontroluje cyrkulację atmosferyczną. Topnienie lodu na Grenlandii ma wpływ na rosnący poziom oceanów i mórz.

Topnienie powierzchni lądolodu 

Podobnie jak w przypadku arktycznego lodu, tak samo w przypadku lądolodu Grenlandii wpływ ma temperatura, oraz ilość docierającej do powierzchni energii, co przekłada się na bilans strat/zysków lądolodu. Od skali topnienia zależy ile wyspa straci lodu, który ostatecznie trafi do oceanu, podnosząc jego poziom. Sam zakres topnienia ponownie był większy niż wynosi średnia przez większość lata, tj. czerwiec-sierpień. Pozwalały na to warunki temperaturowe. 

Zasięg powierzchniowego topnienia lądolodu w procentach w 2018 roku względem średniej 1981-2010. Szare odcienie oznaczają odchylenia standardowe. Mapa pokazuje odchylenia (1981-2010) ilości dni, kiedy miało miejsce topnienie.

Przestrzenne topnienie pokrywy lodowej na Grenlandii było nietypowe w większości okresu letniego w 2018, a więc zasięg roztopów był większy niż wynosi norma wieloletnia. Przyczyną były wyższe niż zwykle temperatury na początku czerwca, a potem na przełomie lipca i sierpnia. Od połowy czerwca do połowy lipca zakres topnienia był typowy dla średniej 1981-2010 mieszcząc się w granicach odchyleń standardowych.  Mapa obok przedstawia odchylenia temperatur od średniej 1981-2010 dla drugiej połowy czerwca 2018 roku.

Zasięg topnienia lądolodu w okresie czerwiec-sierpień powyżej średniej występował jedynie przez 26% dni. W 2017 roku było to 16% dni. Maksymalny zasięg topienia powierzchni lądolodu miał miejsce 31 lipca i wyniósł 44% (w skali średniej maksimum wynosi 39,8%).

Ablacja lodowców
Ablacja netto lodu była w uśrednionej skali najniższa od 2008 roku - jedno z najsłabszych topnień lądolodu w ciągu 18-letniego okresu pomiarowego PROMICE. Najniższa ablacja miała miejsce na północy, co pokazuje poniższa mapa. Spójrz jeszcze raz na mapę odchyleń temperaturowych NOAA. 

Zmiany powierzchniowego bilansu lądolodu. a) anomalie ablacji lądolodu względem okresu 1961-1990 na podstawie danych z różnych stacji w ramach programu PROMICE. Czerwone punkty to ablacja powyżej średniej, niebieskie to poniżej średniej. b) Powierzchniowy bilans masy jako funkcja wysokości wzdłuż linii przecięcia 'K' dla okresu 2017/2018 względem średniej 1990-2018, miejsce pomiaru oznaczone jest na mapie zieloną linią. Powierzchniowy bilans masy w okresie letnim (niebieska krzywa) i zmiany albedo (czerwona krzywa) dla stacji pomiarowej S9 67°03 'N, 48°13' W, ~ 1500 m.n.p.m.) wzdłuż linii przecięcia "K".

Bilans zmian masy lodowca w latach 2017/18 wzdłuż linii przecięcia "K" - wyznaczonej w zachodniej części wyspy - charakteryzował się umiarkowaną skalą utraty lodu. Wszystkie miejsca pomiarowe wykazują równowagę masy powierzchniowej w ramach jednego odchylenia standardowego od średniej z lat 1990-2018, z tendencją ablacji poniżej średniej. Średni powierzchniowy bilans masy wzdłuż transektu "K" w sezonie 2017/18 jest niemal identyczny jak średnia w sezonie 2016/17. Mapa obok przedstawia odchylenia temperatur od średniej 1981-2010 w lipcu 2018 roku.

Ogólnie rzecz biorąc, powierzchniowy bilans masy lodu w sezonie 2017/18 był poniżej lub blisko średniej długoterminowej (w stosunku do okresu 1961-1990), zgodnie ze zmianami w pokrywie śnieżnej na wyspie, która długo utrzymywała się w sezonie roztopów, oraz słabym zakresem topnienia, szczególnie w okresie druga połowa czerwca - pierwsza połowa lipca (patrz wykres na samym początku, oraz mapy odchyleń temperaturowych NOAA).

Utrata masy lodu 
Prowadzone od 2002 roku przez satelity GRACE pomiary wykazują ubytek masy lądolodu na Grenlandii.

 

Zmiany masy grenlandzkiego lądolodu w gigatonach od kwietnia 2002 do kwietnia 2017 roku. 

Do oszacowania strat w grenlandzkim lądolodzie wykorzystuje się technologię grawimetrii. W tym celu w 2002 roku umieszczone zostały przez NASA satelity GRACE. Działanie satelitów dobiegło końca, więc tym razem NOAA nie publikuje danych utraty masy lodu na Grenlandii. Powyższy wykres kończy się na kwietniu 2017 roku. Nowa misja GRACE została uruchomiona 22 maja 2018 roku. Dane uzyskane dzięki kolejnej misji GRACE są obecnie poddawana weryfikacji.  


Albedo powierzchni lodu
Od albedo powierzchni, a więc to ile promieniowania zostało pochłoniętego, a ile odbitego, zależy tempo topnienia lodowców i pokrywy śnieżnej. Im niższe albedo, tym więcej promieni zostaje pochłoniętych, a mniej odbitych.

 Zmiany albedo powierzchni w latach 2000-2018 w okresie letnim (czerwiec-sierpień). Mapa anomalii albedo względem okresu odniesienia 2000-2009.

Uśrednione dla okresu letniego (czerwiec-sierpień) albedo grenlandzkiego lądolodu wyniosło 81,7%. Było najwyższe od 2000 roku. W czerwcu i lipcu odnotowano rekordowo wysokie albedo. Taka sytuacja była powiązania ze słabym topnieniem lądolodu. Rok temu także zanotowano wysokie albedo - 80,9%. Najniższe albedo miało miejsce w 2012 roku - 76,8%.

Temperatury
Grenlandia staje się coraz cieplejsza. Jest znacznie mniejsza od Antarktydy, więc ciepłe masy powietrza mogą swobodnie penetrować wyspę. Oczywiście każdego roku, w tym o konkretnej porze roku występują zmienności. Nie każde lato musi być ciepłe. Pomiary z 20 stacji pogodowych należących do Duńskiego Instytutu Meteorologicznego (DMI) wskazują, że w czasie jesieni 2017 i zimie 2017/18 temperatury były w większości wyższe od średniej 1981-2010. 

   

 Odchylenia temperatur w poszczególnych miejscach Grenlandii.

Tabela przedstawia 15 miejsc na Grenlandii, gdzie zlokalizowane są stacje pomiarowe PROMICE. Przedstawione są w niej odchylenia temperatur dla poszczególnych pór roku od jesieni (SON), do lata (JJA). Jak możemy dowiedzieć się z tabeli w Station Nord położonej na przylądku Kap Morris Jesup (najdalej na północ wysunięte miejsce Grenlandii) temperatura w zimie była o 6,3^oC wyższa od średniej. W przypadku lutego, to 14,4^oC powyżej średniej. Rekord padł 25 lutego, to 6,2^oC powyżej zera. W Polsce panowały wtedy niższe temperatury. Wiosną temperatury na Grenlandii były zbliżone do średniej. Z koeli lato było chłodniejsze niż zwykle, aczkolwiek ponownie na Kap Morris Jesup padł rekord ciepła, dokładnie 3 sierpnia temperatura wzrosła do 17^oC. Rekord zimna miał miejsce w Summit w centralnej części wyspy. 9 maja temperatura spadła do -46,3^oC.


Topnienie lodowców na wybrzeżu 
Powierzchnia lądolodu się kurczy, widoczne jest to oczywiście na wybrzeżu, gdzie spływające do oceanu lodowce się wycofują. W skali całej historii pomiarów satelitarnych to tylko kilkanaście kilometrów kwadratowych. W ostatnich latach, licząc od roku 1999 tempo to jest znacznie szybsze.

 Skumulowana zmiana powierzchni netto (km²) grenlandzkich lodowców. Mapa przedstawia lokalizacji 47 badanych lodowców.

Tym razem jednak Grenlandia odzyskała lód jeśli chodzi o powierzchnię. Na podstawie badania 47 lodowców w sezonie 2017-2018 w stosunku do poprzedniego nastąpił wzrost o 4,1 km². To mało, ale został złamany, przynajmniej na chwilę trend. To pierwszy raz od początku prowadzonych pomiarów, które rozpoczęto w 1999 roku. W poprzednim sezonie miała miejsce strata wynosząca 13,5 km². Biorąc pod uwagę wieloletni trend, to roczna zmiana powierzchni lądolodu w sezonie 2017/18 jest o 113,8 kkm² mniejsza niż średnia roczna z okresu 1999-2018, która wynosi -109,7 km². Wśród badanych lodowców, 21 wycofało się minionym sezonie, a 12 zwiększyło swoje rozmiary. Zmiany powierzchni pozostały 14 lodowców mieściły się w granicach ±0.2 km². Największy spadek powierzchni miał miejsce na lodowcu Humboldta to 13,3 km², drugim w kolejności jest lodowiec Kangerlussuaq, strata wyniosła 8,1 km². Z kolei lodowiec Petermana zwiększył się o 19,1 km², w poprzednim sezonie także został zanotowany wzrost wynoszący 11,5 km². 

Zaistniała sytuacja jest dość niecodzienna, ale jest to element fluktuacji, wywołanej przez zmiany wzorców pogodowych nad Grenlandią i całym regionie Arktyki. Okresy letnie w Arktyce w ciągu ostatnich lat nie charakteryzują się takimi wzorcami pogodowymi jak np. w 2007, 2010 czy w końcu w 2012 roku.


Na podstawie: Arctic Report Card 2018: Greenland Ice Sheet

NOAA Arctic Report Card 2018 cz.4

Arktyczny lód 

Najważniejsze dane:

• Zmiany w zlodzeniu Oceanu Arktycznego zarówno w przypadku maksimum jak i minimum wykazują spadek. Zasięg lodu w trakcie wrześniowego minimum był szóstym najmniejszym w historii pomiarów. W czasie marcowego maksimum, drugim.  
• Udział wieloletniego lodu spadł niemal do zera, tym samym czapa polarna stała się podatna na szybkie topnienie przy neutralnych warunkach pogodowych.
• W czasie zimy 2017-2018 zaobserwowano poważny niedobór lodu morskiego na Morzu Beringa.

Zasięg lodu morskiego 

Mierzony przy pomocy satelitów obszar lodu w Arktyce jest znacząco mniejszy niż miało to miejsce jeszcze kilkanaście lat temu. Widoczne jest to szczególnie latem, kiedy trwa wzmożone topnienie. Ale zmiany od kilku lat stają się też wyraźne w okresie zimowym. W swoim raporcie naukowcy zwracają uwagę na rolę jaką odgrywa czapa polarna Arktyki - to klimatyzator planety, warunkujący taki, a nie inny klimat na Ziemi. Zmiany zachodzące w Arktyce są wskaźnikiem zmian klimatycznych. Poniżej przedstawione są mapy zasięgu lodu: marcowe maksimum i wrześniowe minimum.

 Lewa mapa – średni zasięg lodu morskiego w marcu 2018. Prawa mapa – średni zasięg we wrześniu 2018. Fioletowa linia oznacza średni zasięg lodu w okresie 1981-2010. Dane NSIDC

Na podstawie danych NSIDC, pokrywa lodowa osiągnęła maksymalny zasięg 17 marca, który wyniósł 14,48 mln km². Tym samym zasięg lodu był o 7,3% mniejszy od średniej 1981-2010 i drugim najmniejszym w historii pomiarów jeśli chodzi o wartość marcowego maksimum. Ostatnie lata (2015-2018) charakteryzowały się najmniejszymi marcowymi maksimami w historii pomiarów. 

Wrześniowe minimum osiągnęło wartość 4,59 mln km² w dniu 19 września. Zasięg lodu był tym samym szóstym najmniejszym w historii pomiarów satelitarnych. To 1,63 mln km² mniej niż wynosi średnia wieloletnia. 12 najmniejszych wartości zlodzenia wypadło w ciągu ostatnich 12 sezonów topnienia - czyli przed okresem 2007-2018 wrześniowe minimum było większe. Jednocześnie naukowcy zaobserwowali dwa wrześniowe minima: 19 i 23 września, a więc 9 dni później niż wynosi średnia. 

Wieloletnie obserwacje satelitarne pokazują trend spadkowy w całej Arktyce. Średnie tempo spadku zlodzenia dla września 2018 wyniosło 12,8% na dekadę. W przypadku marca trend ten jest mniejszy i wynosi 2,7% na dekadę. W 2018 roku w trakcie sezonu topnienia czapa polarna zmniejszyła się o 9,89 mln km².

Trend spadkowy zasięgu występowania lodu morskiego w Arktyce w latach 1979-2018 dla marcowego maksimum i wrześniowego minimum. Czarna linia oznacza marzec, czerwona wrzesień, wartości zasięgu wyznaczające wieloletni trend są oznaczone czarnymi i czerwonymi punktami.

Ciekawą cechą letniego topnienia 2018 było duże rozproszenie części pokrywy lodowej. Widoczne to było na Morzu Beauforta i częściowo na Morzu Czukockim. W czasie topnienia do połowy sierpnia zachował się spory płat lodu u wybrzeży Alaski, który ostatecznie roztopił się w połowie września. Jednocześnie dość silne topnienie miało miejsce w zachodniej części Morza Czukockiego.  Ponadto w trakcie letniego topnienia zachowała się wąska wstęga lodu odchodząca od czapy lodowej w kierunku Morza Wschodniosyberyjskiego. Te zjawiska wiążą się z tym, że w ciągu ostatnich lat zachował się dosyć dobrze lód. W przypadku Morza Beauforta nie doszło kolejny raz do otwarcia Przejścia Północno-Zachodniego.

Wiek lodu 
To ile ma lat dany fragment czapy polarnej i jak ma się to do ogółu powierzchni lodu jest jednym z wyznaczników zmian, jakie zachodzą w Arktyce. Powierzchnia wieloletniego, grubego lodu kurczy się, choć proces ten, jak w przypadku zasięgu nie przebiega systematycznie rok po roku. Są lata chłodniejsze wśród cieplejszych, kiedy to lód w Arktyce przyrasta.  Warto tu zwrócić uwagę na to, że pokrywa lodowa nie jest w sensie wieku stała, czy bardziej mówiąc jednolita. Część lodu zawsze była i jest sezonowa, reszta ma 2 i więcej lat. Ponadto lód także dryfuje i jest eksportowany przez Cieśninę Frama gdzie ulega stopieniu w wodach Oceanu Atlantyckiego. 

 Zmiany obszaru, jaki zajmuje lód wieloletni i jednoroczny od 1985 roku do dziś. Powyżej mapy przedstawiające rozmieszczenie lodu wieloletniego i jednorocznego w marcu 1985 i 2018 roku. 

Stary, gruby lód jest odporny na topnienie, ale temperatury rosną, więc lód ten znika. I tak jak pokazuje wykres, oraz mapy dziś lodu mającego 4 i więcej lat praktycznie już nie ma. W 1985 roku lód ten stanowił 16% udziału w marcowej czapie polarnej. Teraz jest to jedynie 0,9%. Tym samym skurczyła się powierzchnia tego lodu z 2,54 mln km² w marcu 1985 roku do 0,13 mln km² w marcu 2018. Inaczej mówiąc, wieloletni lód ma dziś powierzchnię równą 1/3 powierzchni Polski. To 95% redukcji.

Zmiany objęły także lód jednoroczny, który w 1985 roku zajmował 55% udziału, a dziś około 77%. Biorąc pod uwagę fakt, że wieloletni lód jest jednocześnie gruby i odporny na topnienie, to z obecnej sytuacji czapa polarna jest podatna na topnienie przy stosunkowo niewielkim wkładzie energetycznym. W XXI wieku zaobserwowano drastyczne zmiany w spadku zlodzenia Oceanu Arktycznego. 


Grubość lodu morskiego 
Grubość lodu to kolejna zmienna pokazująca stan czapy polarnej. Grubość mierzy się za pomocą satelitów oraz modelowania, w którym bierze się pod uwagę takie zmienne, jak temperatura, dryf, czy koncentracja lodu. Ważne są także pomiary bezpośrednie, zarówno dokonywane na miejscu przez badaczy, jak i przy pomocy zautomatyzowanych boi. Ich wyniki służą też do modelowania całego obszaru grubości lodu. Jego grubość od wielu lat spada, choć nacechowana jest fluktuacjami, tak samo jak zasięg lodu w czasie wrześniowego minimum. Lód może się odtwarzać w warunkach globalnego ocieplenia, jeśli pozwalają na to sezonowe warunki pogodowe. Przykładem są lata 2013-2014.

 Średnia odchylenie grubości lodu morskiego w sezonie zimowym 2017-2018 na podstawie danych CryoSat-2. Okresem odniesienia jest cały okres pomiarowy 2010-2018.. Wykres zmiany średniej miesięcznej grubości lodu w poszczególnych sezonach zamarzania. AWI CryoSat

Od lat obserwuje się spadek grubości lodu, tym samym jego całościowej objętości. Aczkolwiek nie każdy rok jest spadkowy. Za pomocą działającego od 8 lat satelity CryoSat-2 możemy się dowiedzieć, że zimą 2017/18 średnia grubość lodu wyniosła 2,14 metra. Wartość ta jest niższa od średniej z lat 2010-2018, która wynosi 2,19 metra. Według danych CryoSat-2 rekord miał miejsce w sezonie 2012-2013, to 2,03 metra. Najwyższa wartość to 2,29 metra.  

Mapa pokazuje, że w zimie 2017/18 grubszy niż w ostatnich latach był lód na Morzu Wschodniosyberyjskim. Większe straty zaobserwowano koło Svalbardu, co wiązało się w napływem ciepłych mas powietrza, oraz w Cieśninie Frama, co było w dużej mierze związane z niewielkim eksportem lodu. Wzrost grubości lodu w sezonie 2017-2018 był mniejszy niż w ostatnich latach. Nastąpił wzrost o 7,31 tys. km³ w porównaniu do średniej z lat 2010-2018, która wynosi 7,73 tys. km³.

Śnieg na pokrywie lodowej

Śnieg jest wodą w stanie stałym, który padając na lód zachowuje się tak, jak na lądzie. Zimą śnieg izoluje lód od zimna, co nie jest korzystne dla czapy polarnej, ogranicza on przyrost lodu. Jednak wiosną śnieg odgrywa ważną rolę, szczególnie wczesnym latem, bo odbija około 80% promieni słonecznych. Izoluje też lód od ciepła. Aby stopił się lód od góry, pierw musi stopić się śnieg. Śnieg może także topić się na lodzie tworząc sprzyjające roztopom stawy topnienia. Ale woda z roztopionego śniegu może też zamarznąć ponownie, zwiększając dzięki temu grubość lodu.

 Wyniki pomiarów pokrywy śnieżnej zalegającej pod koniec sezonu zamarzania. Linie na mapie oznaczają miejsca dokonywania regularnych pomiarów.

Rozkłady grubości śniegu mierzone były w marcu i kwietniu 2018 roku w ramach przeprowadzonej przez NASA operacji IceBridge. Obserwacje przeprowadzone na Morzu Beauforta wykazały, że na jednorocznym lodzie leżało 12 cm śniegu, na wieloletnim 39 cm. Od lat obserwuje się spadek grubości pokrywy śnieżnej na powierzchni lodu.

Lód na Morzu Beringa
W ostatnich latach obserwuje się zanik lodu morskiego na Morzu Beringa. Duże zmiany zaobserwowano w półroczu zimowym 2017-2018, kiedy powierzchnia lodu na tym akwenie była niewielka. Nastąpił niedobór paku lodowego, co nie pozostało bez wpływu na tamtejszą przyrodę. Wiele gatunków zwierząt jest zależnych od istnienia lodu i dryfującej kry lodowej. Zwykle lód pojawia się tam już w październiku, tworząc się u wybrzeży Alaski czy Półwyspu Czukockiego. W ostatnich latach sytuacja wygląda już inaczej.
 

Zmiany zasięgu lodu morskiego na Morzu Beringa w okresie 1 października - 30 czerwca dla sezonu 2017/18 (niebieska krzywa) i średniej z lat 1979-2016. Zacienione krzywe przedstawiają maksymalne i minimalne wartości dla okresu 1979-2016. Dane NSIDC

W całym sezonie zamarzania 2017-2018, zresztą jak w okresie październik-czerwiec zlodzenie Morza Beringa było rekordowo małe. Duże topnienie lodu miało miejsce w dniach 7-23 lutego 2018 roku - obszar lodu skurczył się wtedy o 215 tys. km². Potem nastąpił wzrost, ale wiosną lód wciąż miał rekordowo niski zasięg. Takiej sytuacji sprzyjały wysokie temperatury powierzchni morza i przede wszystkim południowe wiatry. Wiatr nie tylko niósł ciepło, ale fizycznie wpływał na pak lodowy. Stało się to przyczyną wczesnych roztopów na Morzu Czukockim i wysokich temperatur wód tego akwenu.


Na podstawie: Arctic Report Card 2018: Sea Ice