O szalonych szarżujących lodowcach

Górna część lodowca Dobrowolskibreen, fragment systemu Nathorstbreen, Svalbard, w trakcie szarży w 2011 roku. Uwagę zwracają gęsta sieć szczelin pokrywająca niemal cały lodowiec, efekt silnych naprężeń w lodzie, oraz podłużne lodowe grzbiety, skutek ścierania się strumieni lodu o różnych prędkościach. Fot. J. Małecki

Z reguły lodowce poruszają się w ślimaczym tempie przez setki i tysiące lat. Zdarzają się jednak prawdziwie rozchwiani lodowi szaleńcy, którzy co jakiś czas rozpoczynają dziki galop. W jego trakcie ich prędkość może wzrosnąć aż 1000-krotnie.

Lodowce w ruchu

Lodowce są w ciągłym ruchu, a im są one cieplejsze, grubsze i bardziej strome, tym przepływ lodu z góry na dół jest szybszy. Typowe prędkości ruchu lodowców mieszczą się w szerokim przedziale od 1 m na rok do 1 m na dzień, ale bywają także znacznie wyższe. Ruch lodu odbywa się poprzez powolną jego deformację pod wpływem własnego ciężaru lub, gdy temperatura lodowca pozwala na obecność wody przy jego dnie, także poprzez poślizg po podłożu. Zmiany ilości wody i charakteru jej przepływu pod lodem odpowiadają za okresowe zmiany prędkości ruchu. W tych regionach, w których woda z topniejącej powierzchni może przez szczeliny dotrzeć na dno, lodowce płyną najszybciej w ciągu lata, podczas gdy lodowce zimne, tj. przymarznięte do podłoża, nie wykazują takich wahań prędkości.

Lodowce muszą się poruszać, aby zachować swój oryginalny kształt (profil podłużny). Stabilne lodowce, które przez stulecia osiągnęły równowagę pomiędzy dostawą śniegu i topnieniem, wypracowały swoje własne optymalne tempo ruchu, które dostarcza do czoła dokładnie tyle lodu, ile potrzebne jest, aby zrekompensować straty związane z letnimi roztopami. Jest to tzw. prędkość bilansowa (ang. balance velocity). Gdyby przepływ lodu z góry na dół nagle spadł poniżej tej prędkości, akumulacja śniegu w górnej strefie lodowca doprowadziłaby do wzrostu grubości lodu, podczas gdy w częściach dolnych lód stałby się cieńszy poprzez wytopienie pewnej jego warstwy w ciągu lata. Większość lodowców oscyluje jednak wokół swojej prędkości bilansowej, ewentualnie z jakimiś drobnymi sezonowymi odchyleniami. Nazwijmy to „normalnym” zachowaniem.

Lodowce nienormalne

Około 1% lodowców świata wykazuje jednak zadziwiające zachowanie i cyklicznie, co kilkanaście-kilkadziesiąt lat, gwałtownie, wielokrotnie przyspiesza. Są to tzw. lodowce szarżujące (ang. surge-type glaciers), dawniej nazywane też z rosyjskiego lodowcami pulsującymi. Klasyczny pogląd opisuje szarże lodowcowe jako wewnętrznie regulowane niestabilności przepływu. Według Meiera i Posta (1969) szarża to zachowanie cechujące się wieloletnią, quazi-okresową oscylacją pomiędzy okresami normalnego i szybkiego ruchu. Istotną cechę szarż upatrywano w ich niezależności od zewnętrznych czynników (np. klimatu), lecz od zmian zachodzących pod lodowcami. Obecnie trudno się z zgodzić z tak uproszczonym podejściem, ponieważ wiemy, że procesy zachodzące we wszystkich strefach lodowca, nawet w jego najgłębszych czeluściach, są powiązane z klimatem. Badania prowadzone w ostatniej dekadzie wyraźnie podkreślają, że anomalie pogodowe (w tym np. coraz cieplejsze lata) również mogą przyczyniać się do wyzwalania szarż (np. Dunse et al., 2015; Kääb et al., 2018).

Analizy statystyczne wskazują, że istnieje korelacja między występowaniem lodowców szarżujących na danym terenie, a klimatem (nie za ciepło, nie za zimno, nie za sucho, nie za śnieżnie), geologią (najlepiej skały osadowe i miękkie osady wyścielające podłoże) i geometrią samego lodowca (najczęściej lodowce długie i rozgałęzione)(Sevestre i Benn, 2015). Ponieważ sąsiadujące ze sobą obszary (np. pasma górskie czy wyspy) są często pod ww. względami zbliżone, to lodowce szarżujące koncentrują się w kilkunastu ograniczonych przestrzennie gromadach na świecie (ang. surge-cluster). W Europie są to Islandia, Svalbard  i Nowa Ziemia. W Azji Karakorum, Pamir i Tien-Szan. W Amerykach arktyczna Kanada, Alaska/Yukon, środkowo-wschodnia i środkowo-zachodnia Grenlandia oraz kilka miejsc w południowo-amerykańskich Andach. W Alpach i Skandynawii lodowców szarżujących obecnie nie ma. W Górach Kaskadowych i na Ziemi Franciszka Józefa też nie. Nie ma ich w monsunowych Himalajach, nie ma ich na Nowej Zelandii, ani na Antarktydzie. Dlaczego? O tym przeczytasz w dalszej części artykułu.

Lodowce na fazie

Pełny cykl szarży obejmuje dwie zasadnicze fazy: fazę uspokojenia i fazę aktywną. Faza uspokojenia (ang. quiescent phase) jest trochę jak uśpiony wulkan – to długi okres minimalnej aktywności, niemrawego spływu lodu w tempie niższym niż prędkość bilansowa. Grubość lodowca rośnie wówczas w górnych partiach i maleje w dolnych, w efekcie czego cały lodowiec staje się coraz bardziej stromy powodując powolny wzrost naprężeń. Długość fazy uspokojenia lodowców jest różna w zależności od regionu świata, ale generalnie jest najmniejsza (typowo 10-20 lat) w klimatach oceanicznych (wysokie opady śniegu zimą, silne topnienie latem, np. Alaska), a największa w klimatach suchych i polarnych (50-100 lat i więcej, np. arktyczna Kanada i Svalbard).

Gdy grubość lodu w górnej strefie lodowca osiągnie pewną krytyczną wartość, wyzwalana jest szarża, czasem gwałtowna jak erupcja wulkanu. Zaczyna się faza aktywna cyklu, w czasie której prędkość ruchu lodu rośnie aż 10-1000 krotnie, dochodząc momentami nawet do 50 m dziennie. 50 m dziennie (2 m na godzinę) wciąż nie brzmi specjalnie imponująco, ale w kategorii lodowców to jak Concorde. Ponieważ w fazie aktywnej prędkość ruchu wielokrotnie przekracza prędkość bilansową, gromadzona przez lata w górnej części lodowca masa lodu (tzw. strefa rezerwuarowa, ang. reservoir zone) przemieszcza się gwałtownie w dół do tzw. strefy przyjmującej (ang. receiving zone) jako fala kinematyczna, co powoduje dramatyczne zmiany geometrii całego lodowca. W związku z szybkim drenowaniem lodu, strefa rezerwuarowa obniża się bowiem o 50-100 m, a dostawa masy do niższych obszarów powoduje przyrost ich grubości, a bardzo często także awans czoła (aż do 20 km!). Potężne naprężenia sprawiają, że powierzchnia lodowca deformuje się i pęka, pokrywając się gęstą siecią szczelin. Faza aktywna szarży trwa z reguły 1-10 lat i jest krótsza dla lodowców oceanicznych i dłuższa dla klimatów suchych i polarnych.

IDL TIFF file

System lodowca Sustina (Sustina Glacier) na Alasce w 2009 roku. Zdeformowane pasma gruzu są efektem szarż poszczególnych składników systemu. Fot. NASA/GSFC/METI/ERSDAC/JAROS, U.S./Japan ASTER Science Team.

Mechanizmy wyzwalające szarże nie są do końca jasne głównie dlatego, że nie możemy zajrzeć bezpośrednio do wewnątrz i pod lodowce, oraz dlatego, że każda szarża przebiega nieco inaczej. Dodatkowo, cykle pewnych lodowców są regularne i przewidywalne, a pozostałych nie. Niektóre szarże zaczynają się w górnych strefach lodowców (głównie lodowce kończące się na lądzie), a inne w dolnych (lodowce kończące się w morzu). Duże różnice obserwuje się też pomiędzy szarżującymi lodowcami ciepłymi (takimi, których temperatura jest w całości w okolicach 0˚C) oraz politermalnymi (które mają ciepły spód, ale zimną skorupę wierzchnią). Do opisu szarż tych dwóch grup lodowców korzysta się z odrębnych modeli.

Lodowce ciepłe i mieszane

Szarże lodowców ciepłych (ang. temperate glaciers lub ‚warm’ glaciers) tłumaczy model przełączania hydrologicznego (ang. hydrologic switch) Kamb’a (1987), opracowany przede wszystkim na podstawie analizy danych z szarży Variegated Glacier na Alasce w latach 1982-83 (patrz: film poniżej). Zgodnie z tym modelem, inicjacja i zakończenie fazy aktywnej szarży zależy od zmian charakteru przepływu wody pod lodowcem, tj. z wydajnego na niewydajny (dając początek fazie aktywnej) i odwrotnie (koniec szarży). Wydajny system drenażu wody to w tym przypadku jej przepływ siecią szerokich kanałów, charakterystyczny dla fazy uspokojenia, który szybko ewakuuje wodę spod lodowca, nie pozwalając na jej retencję. Niewydajny system z kolei to chaotyczna sieć drobnych podlodowych kanalików i połączonych ze sobą płytkich pustek, którymi woda nie jest w stanie przemieszczać się wystarczająco szybko, co prowadzi do jej retencji, wzrostu ciśnienia i, w konsekwencji, spadku tarcia o podłoże i przyspieszenia ruchu całego lodowca, inicjując fazę aktywną. Teoria ta ma jednak pewne braki, m.in. nie wyjaśnia dość dobrze w jaki sposób małe kanaliki na powrót stają się dużymi kanałami kończąc aktywną fazę szarży.

Znacznie zimniejsze lodowce politermalne wydają się szarżować nieco inaczej, co opisuje model przełączania termicznego (ang. thermal switch). Mechanizm ten został opisany w pracach Murray i in. (2000) i Fowler’a i in. (2001) bazując na obserwacjach ze Svalbardu i Yukonu. Według tego modelu, lodowce politermalne poruszają się w fazie uspokojenia poniżej prędkości bilansowej, ponieważ są w przewadze przymarznięte do podłoża. Związane z tym efekty wzrostu stromości powierzchni lodowca oraz wzrostu grubości lodu w górnej jego strefie powodują, że po długim czasie spód staje się wystarczająco ciepły, aby zainicjować topnienie i powstawanie wody roztopowej. Woda ta nie może jednak wydostać się poza lodowiec, bo jest otoczona barierą zimnego lodu przymarzniętego do podłoża. Gdy wzrost ciśnienia wody subglacjalnej przekracza punkt krytyczny, cielsko lodowca ostatecznie „odkleja” się od podłoża, a woda „wstrzykiwana” jest pod zimny lód, co nawilża podłoże i rozpoczyna aktywną fazę szarży, najczęściej wieńczoną awansem czoła. Cykl kończy się wtedy, gdy cała woda zostanie ewakuowana. Wydłużony, mniej stromy, ale generalnie cieńszy lodowiec hamuje i ponownie przymarza do podłoża na wiele lat. Zasadniczą kwestią, której model ten jednak nie wyjaśnia jest to, dlaczego szarżują lodowce, które nawet w fazie uspokojenia zachowują ciepły spód. Świetną ilustrację opisywanych procesów znajdziesz na stronach Science.

Entalpia

Unifikacja teorii szarż jest jednym z ważniejszych kierunków badań współczesnej glacjologii. Krokiem naprzód w tym zakresie jest nowe podejście wypracowane przez Sevestre i Benn’a (2015) na bazie wcześniejszych rozważań innych autorów, którzy rozpatrują zagadnienie szarż lodowcowych nie jako zmiany ilości wody i ciepła z osobna, a raczej zmiany entalpii systemu lodowcowego. Poprzez entalpię rozumie się tutaj niejako bilans termiczny lodowca, tj. sumę jego wewnętrznej energii, obejmującej zarówno faktyczne ciepło (temperaturę lodu), jak i ilość wody w systemie. W kontekście glacjologicznym, entalpia rośnie podczas ruchu lodu z góry na dół, gdy potencjalna energia grawitacyjna konwertowana jest na energię cieplną poprzez tarcie, a więc im szybszy jest ruch, tym większa jest produkcja entalpii. Dodatkowo, dostawa ciepła geotermalnego oraz zamarzanie wody pod lodowcem (a więc uwalnianie jej ciepła utajonego) także prowadzą do wzrostu entalpii. Procesami usuwającymi entalpię są z kolei wychładzanie lodowca przez kontakt jego powierzchni z zimnym powietrzem, odpływ wody poza system oraz cielenie (odłamywanie brył lodu do morza). Ta gra zysków i strat entalpii powinna się bilansować, aby lodowiec pozostał stabilny.

Takie podejście tłumaczy na przykład dlaczego w ekstremalnych klimatach lodowcowych tak mało jest lodowców szarżujących. W przypadku klimatów zimnych szarże obserwuje się w zdecydowanej większości wśród lodowców dużych. Małe lodowce mają niewielkie prędkości bilansowe, a więc produkcja entalpii jest niska, co daje im szansę na jej zrównoważenie przez powolne wychładzanie stosunkowo cienkiego lodu przez zimną atmosferę. Duże lodowce natomiast poruszają się szybciej i tworzą więcej entalpii, a ich większa grubość nie pozwala już na efektywne wychładzanie spodu lodowca, w związku z czym znacznie trudniej znaleźć im termiczną równowagę. Z drugiej strony, w klimatach ciepłych i wilgotnych lodowce otrzymują mnóstwo śniegu, ale też silnie topnieją latem, stąd ich prędkości bilansowe są wysokie, a reżim termiczny – ciepły. W tych warunkach produkcja entalpii jest wysoka, która jest jednak systematycznie usuwana przez wydajny odpływ wody poza system poprzez podlodowe kanały, charakterystyczne właśnie dla lodowców ciepłych. Pomiędzy tymi ekstremami istnieją klimaty pośrednie, a wśród nich także takie, które wspomagają kumulację entalpii w sytemach lodowcowych. Wzrost ten powoduje systematyczne ogrzewanie lodowca i powstawanie wody roztopowej. W sytuacji, gdy woda ta z jakichś powodów nie może uciec poza system, jej ciśnienie wzrasta, co po osiągnięciu krytycznej wartości wyzwala aktywną fazę szarży.

Wypad z klubu!

Ponieważ klimat jest kluczowym czynnikiem wpływającym na zachowanie lodowców, jego długofalowe zmiany mogą w pewnych regionach otwierać lodowcom drzwi do szarżującego klubu, ale innym je zamykać. Ten pierwszy scenariusz wydaje się zachodzić w Karakorum, gdzie obserwujemy coraz więcej szarż (Hewitt, 2005), choć nie jest jeszcze jasne dlaczego. Drugiego wariantu doświadczyły prawdopodobnie Alpy po zakończeniu Małej Epoki Lodowej – wiemy o przynajmniej jednym alpejskim lodowcu, który kilkukrotnie szarżował w przeszłości (Hoinkes, 1969), ale ostatni jego awans miał miejsce w XIX wieku. Są także regiony, w których reakcja poszczególnych lodowców szarżujących na zmiany klimatyczne wydaje się być zróżnicowana, a wręcz przeciwstawna. Na Svalbardzie ocieplenie nie pozwala już małym lodowcom na gromadzenie lodu w strefach rezerwuarowych (np. Sevestre i in., 2015; Małecki i in., 2013), więc wypadły z klubu, podczas gdy duże lodowce szarżują w najlepsze (obecnie jest ich aż kilkanaście naraz!). Czas pokaże czy to zbieg okoliczności, czy kolejna zagadka do rozwiązania przez glacjologów.

Literatura

  • Dunse, T. i in. 2015. Glacier-surge mechanisms promoted by a hydro-thermodynamic feedback to summer melt. The Cryosphere, 9: 197-215. <<<wpis o wynikach pracy tutaj
  • Fowler, A.C. i in. 2001. Thermally controlled glacier surging. Journal of Glaciology, 47(159): 527-538.
  • Hewitt, K. 2005. The Karakoram anomaly? Glacier expansion and the ‚elevation effect’, Karakoram Himalaya. Mountain Research & Development: 332-340.
  • Hoinkes, H.C. 1969. Surges of the Vernagtferner in the Otztal Alps since 1599. Canadian Journal of Earth Sciences, 6(4): 853-861.
  • Kamb, B. 1987. Glacier surge mechanism based on linked cavity configuration of the basal water conduit system. Journal of Geophysical Research, 92: 9083-9100.
  • Kääb, A. i in. 2018. Massive collapse of two glaciers in western Tibet in 2016 after surge-like instability. Nature Geoscience, 2018/01/22. DOI:10.1038/s41561-017-0039-7.
  • Meier, M.F., A. Post 1969. What are glacier surges? Canadian Journal of Earth Sciences, 6(4): 807- 817.
  • Małecki, J. i in. 2013. Post−surge geometry and thermal structure of Hørbyebreen, central Spitsbergen. Polish Polar Research, 34(3): 305-321.
  • Murray, T. i in. 2000. Glacier surge propagation by thermal evolution at the bed. Journal of Geophysical Research, 105(B6): 13491-13507.
  • Sevestre, H., Benn, D.I. 2015. Climatic and geometric controls on the global distribution of surge-type glaciers: implications for a unifying model of surging. Journal of Glaciology, 61(228): 646-662.
  • Sevestre, H. i in. 2015. Thermal structure of Svalbard glaciers and implications for thermal switch models of glacier surging. Journal of Geophysical Research – Earth Surface, 120(10): 2220-2236.

 

Warto zobaczyć

Why slow glaciers can sometimes surge as fast as a speeding train—wiping out people in their path – sciencemag.org

Surging glaciers – antarcticglaciers.org

Szarża lodowca – polarpedia.edu

 

 

 

Reklamy

5 responses to “O szalonych szarżujących lodowcach

  1. Chyba jeden z ciekawszych wpisów na blogu i w dodatku wyjaśniający skomplikowane procesy fizyczne bez wzorów które dla polskiego czytelnika jedynie można poza blogiem zapoznać się w czasem trudnej do zrozumienia literaturze – Gratulacje 🙂
    ps. Czy istnieją podobne mechanizmy związane z barierami lodowymi ?np. Wzrost opadów śniegu na lądzie lub wycofanie się lodu morskiego lub roztopy na powierzchni lodu na lądzie które mogły by przyspieszyć odbudowę bariery lub jej rozpad podobnie jak w szarżujących lodowcach ?

  2. Dziękuję za pochwały 🙂
    Bariery lodowe obecnie częściej są nazywane lodowcami szelfowymi. Jako takie nie szarżują, ponieważ A) jest za zimno i B) pływają na wodzie, więc nie zachodzą tam opisywane w tekście procesy subglacjalne. Obserwujemy jednak rozpad poszczególnych lodowców szelfowych, na razie tych mniejszych. Najbardziej spektakularny był kolaps lodowca Larsen B w 2002 roku, który dosłownie rozpadł się na tysiące drobnych kawałeczków. Przyczynę tego wydarzenia upatruje się w ociepleniu klimatu poprzez: 1) wytopienie śniegu z jego powierzchni, który oryginalnie magazynował ewentualną wodę roztopową 2) intensyfikację topnienia 3) penetrację wody wgłąb pęknięć, która przy braku śniegu osłabiła jego strukturę. Więcej znajdzie Pan tutaj: https://glacjoblogia.wordpress.com/2015/05/20/rozpad-lodowcow-szelfowych-polwyspu-antarktycznego/

    • Najbardziej mnie zdziwiły zdjęcia barier lodowych Antarktydy zachodniej która jest bardzo zimna wiec chyba aż tak procesy na powierzchni lodowca nie odgrywają roli
      https://postimg.org/image/h9fg9rket/ – Cook east ice shelf
      https://postimg.org/image/5bw9ejzth/ – Prince Herlald ice shelf
      Jeśli nie pomyliłem nazw
      Jak na moje oko te lodowce szelfowe rozpadają się tak jak bariera larsen B tylko czy w tych przypadkach powody takiej intensyfikacji topienia są takie same lodowców szelfowych półwyspu Antarktycznego? a nie odgrywają jakiejś roli inne pomniejsze procesy np.
      -zwiększenie prędkości lodowców zasilających – ścinanie lodowca szelfowego
      -wycofanie się lodu morskiego – który mógł stanowić jakąś podporę
      -mikro trzęsienia ziemi wraz z przyspieszeniem prędkości lodowców zasilających – które mogły by prowadzić do „produkcji” pęknięć

      • Powyższe przykłady mogą z pozoru wyglądać na gwałtowny, niekontrolowany rozpad, ale na moje oko (bez przeglądu literatury i wcześniejszych zdjęć!) to może być odłamywanie gór lodowych od szybkich i cienkich lodowców szelfowych. Jako takie, mogłyby być podatne na działalność pływów i powstawanie ryftów. Szybki dopływ lodu z góry byłby jednak w stanie rekompensować straty związane nawet z intensywnym cieleniem tak, że krawędź lodowca pozostawałaby względnie stabilna przez lata.
        To więc, to raczej nie to samo co Larsen B, który rozpadł się gwałtownie. I to na tysiące maleńkich kawałeczków, a nie na wielkie icebergi.
        Wymienione wyżej hipotezy są interesujące. Nie znam jednak badań, które mogłyby je zweryfikować (co nie oznacza, że ich nie ma). Przyspieszenie lodowców zasilających obserwuje się raczej po rozpadzie lodowców szelfowych. Lód morski natomiast może stanowić jakąś ochronę dla lodowców szelfowych, ale weryfikacja tego wymagałaby dokładniejszych analiz, chociażby po to, aby sprawdzić długofalowe trendy – czy lodu przyrasta, czy ubywa.

  3. Pingback: Pieśń lodu i ognia. O kamczackich lodowcach, których nie widać. | 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 na Google+

Komentujesz korzystając z konta Google+. Wyloguj /  Zmień )

Zdjęcie z Twittera

Komentujesz korzystając z konta Twitter. Wyloguj /  Zmień )

Zdjęcie na Facebooku

Komentujesz korzystając z konta Facebook. Wyloguj /  Zmień )

w

Connecting to %s