Bilans masy lodowców – podstawy teoretyczne

Zgodnie z definicją

Lodowiec to wieloletnia masa lodu (lub lodu, śniegu i firnu), która powstała na lądzie z rekrystalizacji śniegu lub innych form opadu stałego, i która wykazuje dowody obecnego lub dawnego ruchu (płynięcia) (Cogley i in. 2011).

Oznacza to, że lodowce powstają tam, gdzie zimą gromadzi się wystarczająco dużo śniegu, aby jakaś jego część przetrwała lato. Warunki takie panują albo w wysokich górach, albo w obszarach podbiegunowych. Z czasem stary śnieg podlega powolnej metamorfozie w lód.

Metamorfoza śniegu

Z doświadczenia wiemy, że świeży śnieg jest bardzo lekki, choć poprawnie powinniśmy powiedzieć, że ma niską gęstość (rzędu 50-200 kg/m3). Wynika to z faktu, że cząstki śniegu (np. śnieżynki) mają specyficzny kształt, który nie pozwala zbyt szczelnie ich upakować przy spokojnym spadku z nieba. Pomiędzy śnieżynkami występują więc duże pustki wypełnione jedynie powietrzem. Z czasem warstwa śniegu może być ubijana przez wiejący wiatr, przygniatana przez nowe pokłady śniegu lub samoistnie zmieniać kształt swoich cząstek w taki sposób, że w pustki między nimi wpadają coraz bardziej zaokrąglone grudki. Gęstość śniegu ma zatem tendencję do wzrostu w ciągu sezonu zimowego, aby pod jego koniec osiągnąć wartość 350-450 kg/m3.

Pokrywa śnieżna na lodowcach pod koniec zimy nosi wyraźne ślady działalności wiatru. Fot. J. Małecki

Pokrywa śnieżna na lodowcach pod koniec zimy nosi wyraźne ślady działalności wiatru. Fot. J. Małecki

Wiosną, gdy przychodzą odwilże, pokrywa śnieżna jest z wierzchu nadtapiana. Powstała w ten sposób woda przenika między cząstkami śniegu, aby później ponownie zamarznąć na pewnej głębokości i utworzyć warstewkę lodu. Wielokrotne naprzemienne topnienie i zamarzanie dalej podnosi gęstość pokrywy śnieżnej. Latem, gdy śnieg jest już mokry od nadmiaru wody roztopowej jego gęstość osiąga typowo 500-600 kg/m3. Grudkowaty śnieg, który przetrwa letnie roztopy, nazywamy firnem.

Stary śnieg, który doświadczył topnienia zmienia strukturę kryształów ze na zaokrąglone grudki. Fot. J. Małecki

Stary śnieg, który doświadczył topnienia, zmienia strukturę kryształów na zaokrąglone grudki. Fot. J. Małecki

Jeżeli warstwa nowego firnu będzie przez wiele następnych lat przykrywana przez jeszcze świeższe warstwy, jego grudki będą się ze sobą łączyć, a puste przestrzenie między nimi będą się zamykać, co skutkować będzie dalszym powolnym wzrostem gęstości. W firnie, który osiągnął gęstość 830 kg/m3, podłużne kanaliki będące pozostałościami po pustkach, ostatecznie się zamykają. Tak powstaje lód lodowcowy. W pewnych przypadkach zamiast akumulacji firnu (lub równolegle do niej) odkładane są warstwy tzw. lodu nałożonego, z którego również po latach powstaje lód lodowcowy.

W wilgotnych klimatach oceanicznych, gdzie wody roztopowej jest pod dostatkiem (np. Alaska, Islandia, Alpy), proces przemiany śniegu w lód lodowcowy trwa kilka-kilkanaście lat (tzw. metamorfoza wilgotna). W obszarach bardzo zimnych i suchych (np. wnętrze Antarktydy), gdzie topnienie nie zachodzi wcale, a roczna akumulacja firnu jest minimalna, tzw. metamorfoza sucha trwać może nawet 2-3 tysiąclecia!

Bilans masy

Bilans masy to zmiana masy (całego lodowca, jego części lub punktu na nim) w ciągu analizowanego okresu. Okresem tym jest najczęściej rok (mierzony od końca lata do końca kolejnego lata) lub sezon (zimowy lub letni). Bilans roczny to różnica między całkowitą akumulacją masy (śniegu i lodu) w ciągu danego roku, a całkowitą ablacją, czyli ubytkiem masy. Bilans można również wyrazić jako różnicę między bilansem zimowym, a letnim.  Bilans zimowy (letni) to różnica między masą lodowca na początku i na końcu sezonu zimowego (letniego).

Schemat przebiegu bilansu masy strefy ablacji i jego pomiaru metodą glacjologiczną.

Schemat przebiegu bilansu masy strefy ablacji i jego pomiaru metodą glacjologiczną (więcej o metodach pomiaru bilansu masy >>>tutaj.

Bilans masy może być:

  • dodatni – gdy więcej masy zostało dostarczonej niż jej ubyło
  • zerowy – gdy akumulacja jest równa ablacji
  • ujemny – gdy nad przyrostem dominuje utrata masy

Bilans na lodowcu jest różny w każdym jego punkcie, najczęściej jest coraz bardziej ujemny schodząc z góry na dół. Na jednej i tej samej wysokości występują jednak odchylenia od ogólnego trendu związane z m.in. zacienieniem, występowaniem w pewnych miejscach grubszych zasp śniegu w ciągu zimy itp.

Przyrost masy może zachodzić tylko w tych obszarach lodowca, w których bilans jest dodatni i są to z reguły obszary najwyżej położone. Obszary z dodatnim bilansem to strefa akumulacji. Przeciwnie, niżej położone partie lodowca, gdzie opady śniegu są niższe, a ablacja jest wysoka, to strefa ablacji. Pomiędzy nimi znajduje się wąska linia/strefa, gdzie bilans masy jest zerowy – to tzw. linia równowagi.

Monitoring lodowców Nowej Zelandii z powietrza - doskonale widoczna linia śniegu pod koniec roku glacjologicznego. Fot. T. Chinn

Mały lodowiec w Nowej Zelandii pod koniec lata. Wyraźnie widoczny niebieskawy nagi lód lodowcowy strefy ablacji (dolna część), szary pas firnu (pośrodku) oraz jasny śnieg strefy akumulacji (górna część). W tym przypadku linia firnu wskazuje na położenie średniej wieloletniej linii równowagi, podczas gdy linia śniegu oznacza linię równowagi w konkretnym roku wykonania fotografii. Fot. T. Chinn, CC-BY.

Położenie linii równowagi zmienia się z roku na rok i jest dobrym wskaźnikiem pogody w danym roku. Po suchej zimie i ciepłym lecie będzie ona ulokowana ponadprzeciętnie wysoko, a po śnieżnej zimie i chłodnym lecie – nisko. Położenie średniej wieloletniej linii równowagi odzwierciedla lokalny klimat i jest położona nisko w obszarach polarnych (0-1 tys. m n.p.m.) i bardzo wysoko (5-6 tys. m n.p.m.) na zwrotnikach i równiku.

Lodowiec Sven (Svalbard) pod koniec lata 2008 (dodatni bilans masy) i 2014 (ujemny bilans masy). Czarna linia - linia równowagi.  W 2008 roku linia równowagi znajduje się na wysokości ok. 300 m n.p.m., w 2014 - 600 m n.p.m. Fot. T. Wawrzyniak (2008), J. Małecki (2014).

Lodowiec Sven (Svalbard) pod koniec lata w latach 2008 (dodatni bilans masy) i 2014 (ujemny bilans masy). Czarna linia – linia równowagi. W 2008 roku linia równowagi znajduje się na wysokości ok. 300 m n.p.m., w 2014 – 600 m n.p.m. Fot. T. Wawrzyniak (2008), J. Małecki (2014).

Jednostki bilansu masy

Kostka lodu jest cięższa od świeżego śnieżnego puchu o tej samej objętości, ponieważ zawiera więcej wody niż śnieg (kwestie różnic gęstości omawiano wcześniej). Aby móc porównywać zmiany ilości śniegu i lodu glacjolodzy sprowadzają je do wspólnego mianownika i posługują się ekwiwalentem wody (ekw. w., ang. water equivalent, w.e.).

Bilans masy najczęściej wyraża się jako wysokość słupa ekw. w. (w mm, cm lub m). Jednostka ta informuje jak wysoka warstwa wody powstanie po stopieniu danej substancji o określonej grubości. Przykładowo, stopienie 10 cm śniegu o gęstości 100 kg/m3 to tylko 1 cm ekw. w., podczas gdy 10 cm lodu o gęstości 900 kg/m3 da w efekcie 9 cm ekw. w. Takie wartości bilansu podawać można zarówno dla poszczególnych punktów i stref lodowca, jak i uśrednione dla całej jego powierzchni. Jednostkę tę stosuje się porównując bilans masy poszczególnych lodowców, ponieważ jest niezależna od ich wielkości.

Zmiany objętości lodu można także podawać w wartościach bezwzględnych, np. w gigatonach (Gt). 1 Gt to miliard ton (1 km3) ekw. w., a więc dość duża jednostka stosowana przy porównaniach bilansu pomiędzy całymi regionami zlodowaconymi. Inną jednostką jest ekwiwalent wzrostu poziomu morza (ang. sea-level equivalent, SLE), który informuje o ile podniesie się poziom morza po dostarczeniu do niego danej objętości wody z topniejących lodowców. 1 mm SLE to 360 Gt.

Główne procesy wymiany masy

Najważniejszym procesem akumulacji (dostarczania masy do lodowców) jest opad śniegu. W oceanicznych regionach Ziemi w ciągu zimy może spadać go naprawdę dużo, nawet kilka-kilkanaście metrów ekw. w.! W suchych, kontynentalnych lub polarnych obszarach opady te są znacznie niższe i typowo mieszczą się w przedziale od 5 cm do 1 m ekw. w. Roczna suma opadów generalnie wzrasta wraz z wysokością n.p.m. i temperaturą powietrza. Śnieg, który nie spadł bezpośrednio na lodowiec może i tak na niego trafić poprzez przemieszczanie razem z lawinami lub z wiatrem. Mniej istotnymi procesami są zamarzanie wody na, w i pod lodowcem oraz kondensacja wody zawartej w powietrzu na powierzchni lodu.

Opady śniegu są głównym źródłem dostawy masy do lodowców. Fot. J. Małecki

Opady śniegu są głównym źródłem dostawy masy do lodowców. Fot. J. Małecki

Lawiny schodzące ze stromych stoków okalających lodowce są ważnym procesem akumulacji. Fot. J. Małecki

Lawiny schodzące na lodowiec ze stromych stoków okalających cyrk. Fot. J. Małecki

Przewiewanie śniegu na powierzchni lodowca Horbye, Svalbard. Fot. J. Małecki

Przewiewanie śniegu na powierzchni lodowca Horbye, Svalbard. Fot. J. Małecki

Ablacja, czyli usuwanie masy z lodowców, zachodzi głównie na skutek letniego topnienia. W klimatach oceanicznych energii w najniższych strefach lodowców wystarcza na stopienie nawet do 15 m ekw. w. rocznie, podczas gdy w klimatach kontynentalnych lub polarnych od 0 do 2 m ekw. w. Poza powierzchnią niewielkie topnienie może zachodzić także wewnątrz oraz pod lodowcami. Jeżeli lodowiec uchodzi do morza (pod względem zajmowanej powierzchni dominują one w Arktyce i Antarktyce) równie ważnym składnikiem ablacji jest cielenie, czyli odrywanie od pionowego klifu brył lodu. Ocenia się, że w Arktyce poprzez cielenie lodowce tracą aż 30-40% swojej masy, podczas gdy w Antarktyce odsetek ten może w skrajnych przypadkach dochodzić do 90% lub więcej. Intensywność cielenia jest bardzo złożonym procesem, który wciąż słabo rozumiemy, ale z całą pewnością wzrasta wraz z głębokością i temperaturą wody. Mniej istotnym procesem ablacji jest sublimacja, czyli „parowanie” lodu, choć w bardzo suchych klimatach może być procesem dominującym.

Kanały supraglacjalne cechują się niezwykłą krętością. Są tym głębsze, im więcej wody płynie kanałem i im bardziej stroma powierzchnia lodowca. To dlatego kanały są najgłębsze w częściach czołowych lodowców. Na zdjęciu: meandrujący potok supraglacjalny na lodowcu Horbye. //Supraglacial channel on Horbye glacier (Horbyebreen). Fot. Jakub Małecki, 2007//

Kanał supraglacjalny zbierający wodę roztopową na lodowcu Horbye, Svalbard. Fot. Jakub Małecki

Cielenie lodowca Margerie, Glacier Bay National Park, Alaska. Fot. M. Byzewski, Flickr, CC-BY

Cielenie lodowca Margerie, Glacier Bay National Park, Alaska. Fot. M. Byzewski, Flickr, CC-BY

Metody badań bilansu masy

…opisywałem już >>>tutaj.

Bilans masy lodowców na świecie

Lodowiec rośnie doputy dopóki jego bilans jest dodatni. Jego jęzor dotrze w końcu do na tyle niskiej wysokości n.p.m., że ablacja zrównoważy akumulację, a rozmiar lodowca ustabilizuje się. Podniesienie linii równowagi, związane z ociepleniem klimatu, skutkuje zmianą bilansu masy na ujemny i kurczeniem lodowca i recesją jego jęzora w górę doliny. Odwrót lodu do wyższych, chłodnych i zacienionych partii doliny powoduje stopniową stabilizację bilansu masy. W końcu lodowiec znajduje nowy stan równowagi. Jeżeli jednak lodowiec nie ma szczęścia i nowa linia równowagi znajduje się powyżej jego najwyższych krańców, wtedy czeka go nieuchronny zanik.

Obecny trend bilansu masy lodowców świata jest ujemny. Obserwowane ocieplenie klimatu w XX i XXI wieku sprawia, że coraz więcej energii pochodzącej z atmosfery może być przeznaczonej na topnienie. Dodatkowo coraz cieplejsze wody oceaniczne powodują intensyfikację cielenia. Ablacja zatem rośnie i nie jest rekompensowana przez wzrost akumulacji spowodowany wzmożonym parowaniem i sumą opadów. Negatywny bilans masy wykazują zarówno małe lodowce i czapy lodowe, jak i lądolody Grenlandii i Antarktydy.

Skumulowany bilans masy lodowców świata wg IPCC 2007.

Skumulowany bilans masy lodowców świata wg IPCC (2007).

Ujemne zmiany bilansu masy mają wielkie znaczenie nie tylko w regionach zlodowaconych. Jeżeli lodowce tracą więcej masy niż zyskują z opadów, tracą na objętości. Powoduje to m. in.:

  • dostarczanie rocznie setek km3 wody do oceanów i wzrost jego poziomu;
  • wzrost przepływów w rzekach przez kilka kolejnych dekad i spadek przepływów, gdy lodowce zbytnio się skurczą – problemy z dostawą wody dla miliardów ludzi na świecie, dla przemysłu i rolnictwa;
  • spadek łącznej powierzchni lodu na świecie, spadek albedo i wzrost ilości energii absorbowanej przez Ziemię dodatkowo wzmacniający ocieplenie klimatu.

Podsumowując, bilans masy jest fundamentalnym parametrem, który opisuje stan zdrowia danego lodowca, a badania nad jego zmiennością czasową i przestrzenną są niezwykle cenne nie tylko dla klimatologii i hydrologii, ale i ekonomii.

Reklamy

6 responses to “Bilans masy lodowców – podstawy teoretyczne

  1. Pingback: Skąd wiemy, że lodu ubywa? Podstawowe metody badań bilansu masy lodowców | Glacjoblogia·

  2. Pingback: Komentarz do doniesień o rozroście lądolodu Antarktydy | Glacjoblogia·

  3. Pingback: Glacjologiczna fotografia miesiąca – 2015/11 | Glacjoblogia·

  4. Pingback: Śnieżna anomalia na lodowcu Sven | Glacjoblogia·

  5. Pingback: Glacjologiczna fotografia miesiąca – 2016/01 | Glacjoblogia·

  6. Pingback: Serce arktycznego Spitsbergenu traci lód w rekordowym tempie | Glacjoblogia·

Skomentuj

Wprowadź swoje dane lub kliknij jedną z tych ikon, aby się zalogować:

Logo WordPress.com

Komentujesz korzystając z konta WordPress.com. Wyloguj / Zmień )

Zdjęcie z Twittera

Komentujesz korzystając z konta Twitter. Wyloguj / Zmień )

Facebook photo

Komentujesz korzystając z konta Facebook. Wyloguj / Zmień )

Google+ photo

Komentujesz korzystając z konta Google+. Wyloguj / Zmień )

Connecting to %s