Lodowce i klimat - część I

BADANIA Lodowce i klimat - część I Grzegorz Rachlewicz*, Witold Szczuciński** Powszechną uwagę zajmują obecnie zjawiska o charakterze ogólnoświatowym nazywane zmianami globalnymi. Spośród nich, najdobitniej przemawia do nas określenie zmiany klimatu, rejestrowane jako wzrost średniej temperatury powietrza, objawiające się w miarę stałym pozytywnym trendem od drugiej połowy XIX wieku. Ale patrząc szerzej są to zmiany w środowisku naturalnym Ziemi, które obserwujemy pod postacią bardzo wielu efektów. Spośród kilkudziesięciu wymieńmy tylko niektóre, takie jak: łagodnienie i skracanie się zimnej pory roku, zmniejszanie się grubości, długości trwania i zasięgu przestrzennego pokryw lodu morskiego, wzrost poziomu oceanu światowego, przesuwanie się granic stref roślinnych, zmiany w obiegu węgla w przyrodzie, przejawiające się wzrostem zawartości biogenicznego dwutlenku węgla i metanu, należących do tzw. gazów cieplarnianych, zmiany w wielkości i strukturze opadów, w tym także o ponadprzeciętnej intensywności, prowadzące do zaburzenia lądowego ogniwa cyklu hydrologicznego, którego elementem są lodowce, ważne także jako źródło wody słodkiej. Poznanie tych zjawisk oraz zachodzących między nimi inte- Fot. 1. Lodowiec Hörbye na Spitsbergenie wycofuje się obecnie w tempie około 10-15 m na rok. Ponadto ulega też zmniejszeniu jego grubość. Przerywaną linią jest zaznaczony jego zasięg około 100 lat temu. Lodowiec wycofał się o ponad 1,5 km a jego powierzchnia obniżyła się w tym czasie nawet o 60 m (dane za Rachlewicz i inni 2007) rakcji jest również niezbędne do modelowania i prognozowania tendencji rozwoju środowiska przyrodniczego. Jeden z efektów zmian globalnych tutaj nie wymienionych ma charakter wyjątkowo spektakularny. Jest to powszechne topnienie lodowców na kuli ziemskiej (fot. 1). Brytyjski uczony, profesor Roger Braithwaite, należący do najwybitniejszych badaczy zajmujących się obecnie lodowcami w aspekcie globalnym, proponuje nazywać topnienie lodowców ikoną ogólnoziemskich zmian klimatycznych (Braithwaite 2002). I rzeczywiście reakcje lodowców na zmiany klimatu są zarówno powszechne w skali naszej planety i odzwierciedlają różne skale czasowe, w których te reakcje są rejestrowane. W polskich badaniach polarnych, które w sposób stacjonarny są prowadzone w Arktyce i w Antarktyce od ponad 50 lat (fot. 2), również obserwowano wyraźnie jak zmienia się środowisko naturalne tych bardzo czułych obszarów. Celem przedstawionych artykułów (część druga ukaże się w kolejnym numerze) jest przybliżenie przykładowych wyników badań dotyczących lodowców i kriosfery Ziemi oraz ich zmian w relacji do klimatu. Są one prowadzone przede wszystkim w obszarach polarnych, ale również, co być może zaskakujące, na terenie Polski, choć w świetle definicji lodowca, jako masy lodu poruszającej się na skutek nacisku odkładających się wraz z opadem warstw śniegu, tego typu formy obecnie u nas nie występują. Na początku zapoznajmy się z fizyczno-geograficzną stroną funkcjonowania lodowców i ich współzależności z klimatem. Gromadzący się w wyniku opadu śnieg, jeżeli nie ulegnie stopnieniu to pod własnym ciężarem oraz na skutek naprzemiennego topnienia i zamarzania, któremu towarzyszy przenikanie wody do głębszych warstw, zwiększa swoją gęstość oraz wielkość i ułożenie kryształów, przechodząc po kilkudziesięciu latach poprzez postać sypkiego cukrowatego firnu do masywnego, jednorodnego lodu. Im mniej w nim pęcherzyków powietrza, tym ma bardziej błękitną barwę, odzwierciedlając wycinek widma optycznego promieniowania widzialnego, jak na bezchmurnym niebie, czy w toni wodnej. Pod wpływem grawitacji, wykorzystując nachylenie terenu, ale także z powodu nacisku nagromadzonych mas śniegu i lodu, lód lodowcowy przemieszcza się ruchem postępowym, nieraz na ogrom- 20

BADANIA Fot. 2. Skottehytta jedna z baz polskich wypraw polarnych znajdująca się w centralnej części Spitsbergenu (Arktyka). Skottehytta była używana głównie przez badaczy z Uniwersytetu im. Adama Mickiewicza podczas wypraw w latach 1977, 1984-1989 i 2000-2008 ne odległości od obszarów gdzie doszło do jego powstania. Zjawisko to nazywamy awansem lodowca, a w przypadku ogromnych lądolodów kontynentalnych mówimy o transgresji bądź zlodowaceniu, zwanym też glacjałem. Awans lodowca jest bardzo ściśle powiązany ze zjawiskami klimatycznymi takimi jak obniżenie się średniej temperatury powietrza oraz zwiększenie ilości opadów atmosferycznych w postaci śniegu. Ale ochłodzenie klimatu nie jest jedyną możliwą przyczyną uaktywnienia ruchu lodowców. Paradoksalnie może nią być również nadmiar wody krążącej w obrębie mas lodowych, która smaruje płaszczyznę kontaktu lodu z podłożem. Wywołane tym procesem zjawisko przyspieszonego, gwałtownego jak na tę skalę procesów ruchu nazywamy z angielskiego surge, co zostało bardzo trafnie spolszczone przez profesora Jacka Janię z Uniwersytetu Śląskie- go jako szarża lodowcowa (Jania 1997), prezentując obrazowo tą osobliwość. Jedna z ostatnio zarejestrowanych i najlepiej udokumentowanych szarż lodowcowych dotyczyła lodowca Paula na Spitsbergenie w 2005 roku. Wtedy to jego czoło posuwało się naprzód z prędkością nawet kilku metrów na dobę. Szarżujące lodowce potrafią przesunąć swój zasięg o kilka do nawet kilkunastu kilometrów w ciągu roku, podczas gdy normalne poruszają się z prędkością liczoną w metrach, najwyżej w ich setkach. Należałoby jeszcze dodać, że lodowce szarżujące przechodzą przeważnie fazy aktywności okresowo, ze zróżnicowaną częstotliwością, nawet, jak stwierdzono, ponad stuletnią. Gdy ilość lodu dostarczanego z obszaru zaopatrywania lodowca odpowiada topnieniu w strefie brzeżnej, mówimy o stanie równowagi bilansowej. Wtedy to przenoszony jak taśmociągiem materiał skalny, uwalniany na krawędzi lodu tworzy najbardziej znane formy polodowcowe jakimi są moreny, identyfikowane zarówno z obszarów polarnych, górskich jak i w postaci wzniesień na obszarach niżowych Europy czy Ameryki Północnej. Te ostatnie to na przykład powstała około 18,5 tysiąca lat temu położona w okolicach Poznania Góra Moraska, lub Wierzyca na Kaszubach utworzona około 15,4 tysiąca lat temu, obie w czasie tak zwanego zlodowacenia bałtyckiego. Zmiany klimatu mogą jednak łatwo zaburzyć stan równowagi bilansowej. Przy ubożeniu zasilania lodowca nowym śniegiem i ociepleniu powodującym topnienie jego powierzchni, dochodzi do zmniejszania powierzchni zajmowanej przez lód, nazywanego potocznie cofaniem, choć z ruchem to nie ma już wiele wspólnego. Bardziej prawidłowo używamy terminu recesja jak na giełdzie finansowej, zaznaczając się bilansem ujemnym akcjonariusza, w tym przypadku lodowatego. Należałoby nadmienić, że głównym produktem tego procesu jest odpływ wody sprzed czół lodowców i lądolodów, odzwierciedlony wydatnymi formami terenu jak na przykład pradoliny lub sandry (fot. 3). Ubytek lodowców może odbywać się również bezpośrednio do mórz i oceanów, nie tylko poprzez odpływ rzeczny ale i w postaci gór lodowych. Obydwie te formy dostawy wody mogą wpływać na wzrost poziomu morza. Jak widać zatem lodowce żyją i jakość tego życia głównie za- Fot. 3. Intensywny odpływ wód roztopowych lodowców bądź lądolodów może prowadzić do utworzenia rozległych sandrów. Są to zazwyczaj piaszczyste równiny usypane przez rzeki lodowcowe. Na zdjęciu A) znajduje się przykład współczesnego sandru usypywanego jeszcze na lodzie, w rejonie Engelsbukty na Spitsbergenie, na zdjęciu B) z kolei jest obecny wygląd sandru junikowskiego usypanego w rejonie Poznania kilkanaście tysięcy lat temu 21

BADANIA leży od panujących warunków klimatycznych. Te zaś w skali czasu geologicznego zmieniają się na tyle, że objętość lądowych mas lodowych może być większa ponad dwukrotnie, a nawet trzykrotnie niż ma to miejsce współcześnie. Były nawet okresy w historii Ziemi (np. około 850 do 630 milionów lat temu), kiedy to nasza planeta prawdopodobnie przypominała śnieżną kulę, z ciągłą pokrywą lodowców na lądach i oceanami pokrytymi w całości lodami morskimi. Dzisiaj w rodzinie lodowców największe powierzchnie zajmują lądolody antarktyczny i grenlandzki. Poza nimi istnieje szeroka gama obiektów od subantarktyki, przez wszystkie kontynenty, po najdalej na północy położone wyspy w Arktyce. Są to głównie różnorodne formy lodowców górskich (fot. 4): dolinne, pół- -pokrywowe, ale także czasze lodowe, jak na wulkanicznej Islandii, czy kopuły, choćby na bliskiej Polakom ze względu na istniejącą tam stację polarną Wyspie Króla Jerzego w Antarktyce. Aktualny stan lodowców charakteryzujemy poprzez śledzenie zmian ich zasięgów zaznaczających się na wykonywanych w różnych odstępach czasowych mapach, na podstawie interpretacji zdjęć naziemnych oraz lotniczych, czy coraz szerzej korzystając z obrazów satelitarnych wykonywanych w rozległym zakresie spektralnym. Badania te prowadzone są głównie aby znaleźć relacje pomiędzy obecnymi warunkami meteorologicznymi a dynamicznym stanem lodowców i na Fot. 4. Złożone lodowce dolinne na zachodnim Spitsbergenie Fot. 5. Tyczki ablacyjne służące do pomiaru zmian bilansu masy lodowca. Na zdjęciach są dwa przykłady z tego samego lodowca - Hörbye na Spitsbergenie, w różnych porach roku. A) przedstawia sytuację na początku lata, czyli początku sezonu ablacyjnego, kiedy lodowiec jest jeszcze przykryty warstwą śniegu z ostatniej zimy. B) To sytuacja z późnego lata, gdy nie tylko stopniał śnieg ale również ponad metr lodu lodowcowego podstawie tego oraz śladów dawnych zlodowaceń wnioskować o warunkach klimatycznych w przeszłości oraz o możliwych zmianach w przyszłości. Podstawowym narzędziem glacjologa są bezpośrednie badania terenowe służące określeniu bilansu masy lodowca, z uwzględnieniem po stronie przychodów opadu śniegu i jego gromadzenia się na powierzchni, a więc tzw. akumulacji, a po stronie rozchodów ubytku masy poprzez topnienie oraz parowanie czyli ablacji. W przypadku lodowców uchodzących do morza, dodatkowo dochodzi do odłączania się od ich czoła gór lodowych, który to proces nazywany jest cieleniem się lodowców. Najprostszym sposobem na prowadzenie badań bilansowych jest osadzenie na pewną głębokość w powierzchni lodu odpowiedniej ilości tyczek (fot. 5), wobec których będą wykonywane powtarzalne przynajmniej dwa razy do roku pomiary: na wiosnę, żeby określić maksymalną wielkość akumulacji pokrywy śnieżnej w danym roku, z dodatkowymi danymi dotyczącymi gęstości oraz charakteru przekształceń zachodzących w masie śniegu, oraz pod koniec okresu ciepłego, lub z chwilą przyjścia pierwszych mrozów, żeby uzyskać maksymalną wartość ablacji odpowiadającą ubytkowi śniegu w wyższych partiach lodowców i obniżaniu się powierzchni lodowej w strefie brzeżnej. Po przeliczeniu wyniki obliczeń podawane są w metrach ekwiwalentu wodnego, obrazując grubość warstwy wody, która przybywa lub jest odprowadzana z powierzchni lodowca. W ciągu jednego roku możemy zatem mieć sytuację, w której bilans będzie ujemny, dodatni lub zerowy. To jednak jeszcze nie przesądza o zachowaniu lodowca, gdyż jego reakcja na odbywające się zmiany w środowisku przyrodniczym może być obarczona inercyjnym opóźnieniem, a wynikać musi ze stałego trendu bilansowego, zaznaczającego się w przedziale kilkunasto lub nawet kilkudziesięcioletnim. Dwa przykłady sezonowych obserwacji odzwierciedlające przede wszystkim procesy ablacyjne na lodowcach są 22

BADANIA pokazane na rys. 1. Pierwszy dotyczy lodowca Ekologii, tworzącego brzeżne partie kopuły lodowej na wyspie Króla Jerzego w Antarktyce (Rachlewicz 1995) a drugi lodowca Ebba na Spitsbergenie w Arktyce (Rachlewicz 2003). W obydwu przypadkach wyraźnie widać zróżnicowanie tempa topnienia powierzchni lodu na różnych wysokościach nad poziomem morza. Jest to jednak czynnik pośredni wpływający na tempo ablacji, gdyż największe znaczenie mają zmienne warunki pogodowe, na przykład: temperatura i wilgotność powietrza, prędkość wiatru czy opad atmosferyczny. Dysponując danymi meteorologicznymi można pokusić się o próbę modelowego ujęcia zagadnienia bilansu masy, choć obliczenia bywają obarczone poważnym błędem, na przykład ze względu na nie zawsze możliwe pozyskanie informacji meteorologicznych z samej powierzchni lodowca. Ponadto wyniki modelowania zawsze muszą być weryfikowane pomiarami bezpośrednimi. W warunkach polanych, przy niskich temperaturach i dużych prędkościach wiatru istotną rolę może odgrywać ubytek masy lodu nie tylko przez topnienie lodu ale również przez bezpośrednie przechodzenie z fazy stałej w gazową czyli sublimację. Pokazane krzywe ablacyjne (rys. 1) przedstawiają również jak drastycznie zachodzą proces topnienia, powodujące w strefach krawędziowych lodowców ubytek sięgający dwóch i pół metra w sezonie. Chcąc poznać jednak system lodowcowy i jego reakcje na Rys. 1. Przykład ablacji powierzchniowej wyrażonej ubytkiem lodu w metrach ekwiwalentu wodnego [m e.w.] dla dwóch lodowców Ekologii (Antarktyka) i Ebby (Arktyka). Wartości przy krzywych odnoszą się do wysokości położenia odpowiednich tyczek ablacyjnych w m n.p.m. A) - Lodowiec Ekologii na Wyspie Króla Jerzego w archipelagu Szetlandów Południowych; B) - Lodowiec Ebba na Spitsbergenie klimat, czyli zdobyć wiedzę niezbędną do przewidywania przyszłych zmian lodowców i klimatu, musimy sięgnąć również w przeszłość i odszyfrować zachodzące w niej zmiany. Wiele zjawisk przebiega bowiem w długich cyklach, których nie jesteśmy w stanie uchwycić w krótkich, często zaledwie kilkuletnich, seriach obserwacyjnych. Dla porównania cykle glacjalne w ciągu ostatniej epoki lodowcowej (wg wielu nadal w niej jesteśmy) trwają setki tysięcy lat. Procesy zachodzące nawet w krótszych przedziałach czasowych są w niewielkim stopniu zarysowane w źródłach historycznych, a zapis instrumentalny ich zmian sięga ledwie 150 lat wstecz. Większość danych jest w związku z tym pozyskiwana na drodze obserwacji pośrednich i dowodów, których dostarczają nam geologia i geomorfologia. Szereg informacji o zmianach klimatu w przeszłości uzyskujemy również rekonstruując ślady dawnych siedlisk roślinnych. Na podstawie szczątków roślin oraz zachowanych w osadach pyłków, których zestaw odzwierciedla skład gatunkowy w danym okresie możemy prześledzić przesuwanie się stref geobotanicznych i próbować dociekać o przyczynach takich migracji. Bardzo szczegółowo zrobiono to np. dla ostatnich 11,5 tysięcy lat, okresu zwanego holocenem, czyli od schyłku ostatniego zlodowacenia kontynentalnego, które wcześniej między innymi obejmowało obszar północnej Polski. Zmiany te zapisują się również w osadach den mórz i jezior, naciekach jaskiniowych, czy w samych lodowcach w postaci warstw lodu. Na podstawie wspomnianych źródeł pośrednich udało się dosyć precyzyjnie odtworzyć przebieg zmian klimatu Ziemi w ostatnich kilku tysiącach lat. Wykazano między innymi stałe fluktuacje klimatu w cyklu 1000-1500 letnim. Za najcieplejszy okres w namłodzszej historii Ziemi uznano tak zwane atlantyckie optimum klimatyczne, które miało miejsce między 7700 a 5000 lat temu, kiedy to średnia globalna temperatura była nawet o dwa stopnie wyższa niż obecnie. W ciągu ostatniego tysiąca lat, po ociepleniu w średniowieczu, w XVI-XIX wieku, zaznaczyło się wyraźne ochłodzenie, zwane Małą Epoką Lodową, o których to zdarzeniach wiemy już o wiele więcej, również ze źródeł pisanych. Na przedstawione zmiany klimatu bardzo wyraźnie reagują lodowce i jest to, wraz z oddziaływaniem współcześnie notowanego, a trwające- 23

BADANIA go już ponad 100 lat wzrostu temperatury, jeden z głównych przedmiotów zainteresowań glacjologów, klimatologów i innych naukowców, a coraz częściej również decydentów na różnych szczeblach administracji państwowej oraz polityków. W odniesieniu do śledzenia zachowania się lodowców i klimatu w różnych skalach czasowych stosowane są zróżnicowane metody. Choćby wspomniane już bardzo precyzyjne, ale jednocześnie bardzo kosztowne analizowanie zapisu klimatycznego w rdzeniach lodowych. Wiercenie z pozyskaniem niezanieczyszczonego materiału do dalszych analiz, prowadzone często w trudnych warunkach atmosferycznych, wymaga dużego zaplecza sprzętowego oraz wysiłku ekip technicznych i naukowców. Uzyskiwane potem w laboratoriach wyniki pozwalają jednak na precyzyjny opis zjawisk klimatycznych i glacjalnych, jak np. na podstawie ponad 3,5 kilometrowej długości rdzeni pozyskanych na kontynencie antarktycznym, w sąsiedztwie stacji Vostok, gdzie zrekonstruowano dla ostatnich 420 tysięcy lat między innymi zawartość w atmosferze dwutlenku węgla, proporcji izotopów tlenu, obrazujących zmiany temperatury powietrza, czy ilości pyłów osadzanych na powierzchni lodu. Wyniki tych badań publikowane były w najbardziej renomowanych czasopismach naukowych, jak choćby w znanym brytyjskim Nature (na przykład Petit i in. 1999). 24 sem lodowców miedzy innymi w Alpach oraz w Arktyce. O zmianach lodowców między innym w związku z bliską nam czasowo Małą Epoką Lodową więcej informacji znajdą Państwo w drugiej części naszego artykułu w następnym numerze. Fot. 6. Glina lodowcowa złożona zaledwie kilkadziesiąt lat temu przez lodowiec Ragnar na Spitsbergenie. Tego typu osady są wskaźnikiem obecności lodowca nie tylko w niedalekiej przeszłości ale również w odległych epokach geologicznych Lądolody i lodowce transportują ogromne ilości materiału zabierane z niszczonych powierzchni skalnych, po których się przesuwają. Topniejąc pozostawiają ślad swojego zasięgu w postaci osadów i form powierzchni ziemi, które także w relacji z zapisem procesów w innych środowiskach, sąsiadujących z glacjalnym, mogą być doskonałym indykatorem zmian klimatycznych. Linie maksymalnego rozprzestrzenienia pokryw lodowych wyznaczają zatem ciągi moren czołowych, których budulcem jest osad bezpośrednio złożony przez lód, zwany gliną lo- dowcową. Ciągłość pokładów gliny (fot. 6), ich układ chronologiczny, ilość poziomów identyfikowana w profilach wierceń geologicznych, wraz z analizą rzeźby powierzchni generowanej przez procesy lodowcowe jest bardzo pomocna w rekonstrukcjach paleogeograficznych. Dzieje się to zarówno dla tak odległych w czasie zdarzeń jak początki ostatniej epoki lodowcowej, czyli plejstocenu, gdy pierwsze pokrywy lądolodowe pojawiły się na terenie Polski około 800 tysięcy lat temu, czy wspomnianej już Małej Epoki Lodowej, zaznaczonej awan- Literatura Braithwaite R. J., 2002: Glacier mass balance: the first 50 years of international monitoring. Progr. Phys. Geogr., 26(1), 76 95. Jania J., 1997: Glacjologia. PWN, Warszawa: 360 s. Petit J. R., Jouzel J., Raynaud D. i inni., 1999: Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica. Nature 399, 429-436. Rachlewicz G., 1995: Ablacja Lodowca Ekologii, Wyspa Króla Jerzego (Szetlandy Południowe) w roku 1991. Mat. XXII Symp. Pol., Wrocław Książ, 62-68. Rachlewicz G., 2003: Charakterystyka i procesy glacjalne lodowca Ebba. Mat. Warsztatów Spitsbergeńskich SGP, 43-46. Rachlewicz G., Szczuciński W., Ewertowski M., 2007: Post Little Ice Age retreat rates of glaciers around Billefjorden in central Spitsbergen, Svalbard. Polish Polar Res. 28(3), 159-186. * Instytut Paleogeografii i Geoekologii, Uniwersytet im. A. Mickiewicza w Poznaniu ** Instytut Geologii, Uniwersytet im. A. Mickiewicza w Poznaniu

Odkryj nowy system konfokalny LSM 710 Zarejestruj nawet najs³abszy sygna³: najnowsze systemy konfokalne opracowane z myœl¹ o zwiêkszeniu czu³oœci w badaniach molekularnych i komórkowych. Ws³uchaj siê w DŸwiêki Nauki. www.zeiss.pl/mikroskopy