zmiany klimatu w arktyce – polski wkład w międzynarodowe

Transkrypt

ZMIANY KLIMATU W ARKTYCE – POLSKI WKŁAD
W MIĘDZYNARODOWE BADANIA
OCEANOGRAFICZNE DALEKIEJ PÓŁNOCY
Jacek Piskozub, Waldemar Walczowski, Jan Marcin Węsławski,
Maria Włodarska-Kowalczuk
Instytut Oceanologii PAN w Sopocie, ul. Powstańców Warszawy 55, 81-712, Sopot,
Poland
Najnowszy,
czwarty
raport
Międzyrządowego
Panelu
ds.
Zmian
Klimatycznych (IPCC Fourth Assessment Report) z roku 2007 ocenia jako
niezwykle prawdopodobne1 (extremely likely) iż wpływ działalności człowieka
powoduje globalne ocieplenie. Działalność ta to przede wszystkim emisja ditlenku
węgla, powodowana spalaniem paliw kopalnych oraz wycinką lasów tropikalnych.
Wśród mniej znaczących antropogenicznych gazów cieplarnianych należy
wymienić metan, tlenki azotu, ozon oraz freony (chlorofluorocarbons). Efekt
antropogenicznej emisji gazów cieplarnianych wzmacniany jest dodatnimi
sprzężeniami zwrotnymi a osłabiany ujemnymi. Dla przykładu obserwowane
zwiększenie koncentracji pary wodnej w atmosferze (także gazu cieplarnianego)
przy powiększonej temperaturze atmosfery stanowi dodatnie sprzężenie zwrotne.
Związane z tym zwiększenia pokrycia chmur (efekt postulowany, jednak
dotychczas nie udowodniony) ale stanowiłoby sprzężenie zwrotne ujemne.
W przypadku rejonów polarnych takich jak Arktyka silnym dodatnim sprzężeniem
zwrotnym są zmiany pokrycia lądu śniegiem oraz oceanu lodem morskim. Nawet
niewielkie ocieplenie spowoduje w pewnych rejonach skrócenie sezonu zimowego. A
ponieważ ziemia i woda absorbują znacznie więcej energii promienistej niż biały śnieg
czy lód spowoduje to dodatkowy efekt ogrzewający, mogący spowodować w następnym
roku jeszcze większe ubytki śniegu i lodu morskiego. Efekt taki przepowiedziany został
już w (Sawyer 1972) latach siedemdziesiątych w pierwszych pracach na temat
antropogenicznego efektu cieplarnianego. Jest on również obserwowany: Arktyka i
1
Określenie takie w terminologii stosowanej przez IPCC oznacza pewność większą niż
95%.
66
J. Piskozub, W. Walczowski, J. M. Węsławski, M. Włodarska-Kowalczuk
Półwysep Antarktyczny należały w ostatnich dekadach do rejonów świata o najszybciej
zwiększającej się temperaturze. Także modele klimatyczne przepowiadają największy
wzrost temperatury w XXI wieku w rejonach polarnych, regionalnie nawet o ponad 10
stopni Celsjusza (rys. 1).
Rys. 1. Przewidywane zmiany temperatury powierzchniowej Arktyki w XXX wieku.
Skala w stopniach Celsjusza (Walsh 2006)
W ostatnich latach najbardziej spektakularnym symptomem ogrzewania
obszarów polarnych było zmniejszanie się pokrycia Oceanu Arktycznego lodem
morskim. Ocean ten pokryty jest w większości swojego obszaru wieloletnim
lodem. Jego powierzchnia zmienia się sezonowo, mając coroczne maksimum w
marcu a minimum we wrześniu. Od 1979 r. pokrycie lodem Arktyki badane jest
metodami satelitarnymi. W tym czasie zanotowano znaczące jego zmniejszenie się,
szczególnie w ostatniej dekadzie (wszystkie dane za nsidc.org). Średnia
powierzchnia arktycznego lodu morskiego we wrześniu wynosiła w latach 19792000 siedem milionów kilometrów kwadratowych. W ciągu ostatniej dekady
Zmiany klimatu w Arktyce …
67
zanotowano trzy kolejne rekordy: 6,0 mln km2, w 2002 r., 5,6 mln km2, w 2005 r.
oraz 4,3 mln km2, w 2007 r. W dwóch kolejnych latach zanotowano pewien
ponowny przyrost ilości lodu latem ale mimo to były to lata o drugiej i trzeciej
najmniejszej ilości lodu we wrześniu (odpowiednio 4,67 mln km2, w 2008 r. i 5,36
mln km2, w 2009 r.). Tempo ubywania lodu letniego to -11,2 % na dekadę (rys. 2).
Nawet prosta interpolacja prowadzi do wniosku, że kontynuacja tego trendu
doprowadzi do zaniku lodu morskiego latem w Arktyce jeszcze w XXI wieku. Jeśli
jednak uwzględnić fakt, że powiększenie obszaru wolnego od lodu przyspiesza
ogrzewanie wody morskiej można się spodziewać iż nastąpi to jeszcze prędzej
(Stroeve et al 2007), być może nawet w ciągu najbliższych 30 lat (Wang, Overland
2009). Oczywiście nie należy w ciągu najbliższego stulecia oczekiwać zaniku lodu
morskiego w czasie trwającej zimą nocy polarnej. Wartości maksymalnego
corocznego pokrycia Arktyki lodem morskim w marcu także maleją ale znacznie
wolniej. Tempo ubywania lodu marcowego wynosi -2,7%.
Rys. 2. Pokrycie lodem Oceanu Arktycznego w czasie minimum rocznego we wrześniu
(National Snow and Ice Data Center, nsidc.org)
68
Dokładne przyczyny tak wielkich ubytków lodu w Arktyce latem w ostatnich
latach i perspektywy na następne lata i dekady są jednak nadal przedmiotem
intensywnej debaty naukowej. Badacze zgadzają się co do ogólnej przyczyny,
antropogenicznego efektu cieplarnianego, różnią się jednak w kwestii dokładnego
mechanizmu w jaki wpływa ono na wielkość pokrycia Arktyki lodem. W różnych
pracach eksponowane są m.in. Zmiany cyrkulacji atmosferycznej [Ogi et al 2008] i
związany z tym eksport lodu morskiego z Arktyki przez Cieśninę Framma [Kwok
2008], zmniejszone pokrycie Oceanu Arktycznego chmurami latem [Zhang et al
2008], dopływ ciepła do Arktyki prądami morskimi od strony Atlantyku
[Smedsrud et al 2008] i Pacyfiku [Woodgate et al 2010]. Dokładne przyczyny
ubywania lodu arktycznego są nadal badane przez wiele ośrodków, w tym
polskich. Szczególny nacisk w polskich badaniach kładzie się na badanie wpływu
cyrkulacji oceanicznej oraz aerozolu morskiego na dopływ ciepła do Arktyki
Klimatyczna rola oceanu
Świadomość, że ocean jest jednym z głównych architektów klimatu
ziemskiego nie jest powszechna. Klimat to uśredniona w dłuższym czasie pogoda,
kojarzy się więc ze stanem atmosfery - temperaturą i wilgotnością powietrza,
wiatrami, opadami. Tak więc nawet twórcy słynnego już czwartego raportu (AR4)
IPCC, podkreślając z jednej strony znaczenie klimatyczne oceanu, nie ustrzegli się
stwierdzeń typu: „Mimo, że obecnie naukowcy bardziej doceniają siłę i zmienność
globalnej cyrkulacji oceanicznej, jej rola klimatyczna jest ciągle gorąco
dyskutowana. Czy jest ona pasywnym odbiorcą wymuszania atmosferycznego i co
za tym idzie poddaje się zmianom klimatu, czy jest aktywnym udziałowcem
zmiany”.
Trzy podstawowe procesy kształtujące klimat to obieg ciepła, obieg wody i
krążenie powietrza. I we wszystkich tych procesach ocean odgrywa niezwykle
ważną rolę, jest dynamicznym elementem kształtującym klimat. Ocean jest tak
istotny dla klimatu głównie ze względu na olbrzymią pojemność cieplną wody.
Dość powiedzieć, że 10-metrowa warstwa wszechoceanu kumuluje w sobie tyle
ciepła co cała ziemska atmosfera. Ciepło to jest gromadzone i transportowane – ze
stref ciepłych do chłodnych, od równika w stronę biegunów powierzchniowymi
69
prądami oceanicznymi. Na szerokości geograficznej 30N transport oceaniczny
ciepła równy jest transportowi atmosferycznemu, na wyższych szerokościach
geograficznych transport atmosferyczny przewyższa oceaniczny (rys. 3), między
innymi dzięki temu, że ocean oddaje znaczną część zgromadzonego ciepła do
atmosfery.
Rys. 3. Transport energii na północ (PW =1015W) w funkcji szerokości geograficznej
 Transport całkowity (linia pogrubiona)
 Transport przez suchą atmosferę (linia czerwona )
 Transport przez ocean (linia niebieska)
 Ciepło utajone (linia przerywana)
W Arktyce i Antarktyce, gdzie strumienie ciepła z oceanu do atmosfery są
najwyższe, wychłodzone wody pochodzenia zwrotnikowego, dzięki wysokiemu
zasoleniu stają się gęstsze od otaczających wód lokalnych, opadają tworząc wody
głębinowe, które płyną w stronę równika, zamykając pętlę Cyrkulacji
Termohalinowej.
Ze
względu
na
kształt
akwenu,
batymetrię,
proces
powierzchniowego transportu w stronę bieguna, ochładzania i formowania wód
głębinowych oraz ich powrotu na południe w formie prądów głębinowych jest
70
szczególnie intensywny w północnym Ocenie Atlantyckim i Morzach Nordyckich.
Zjawisko to nosi nazwę Atlantic Meridional Overtourning Circulation (AMOC) i
jest kombinacją przepływów termohalinowych i wiatrowych. Proces ten ma
szczególne znaczenie dla klimatu zarówno w skali lokalnej jak i globalnej.
Badania IOPAN Wody Atlantyckiej w Morzach Nordyckich
Instytut Oceanologii Polskiej Akademii Nauk (IOPAN) w Sopocie od ponad
20 lat bada Morza Nordyckie – Morze Norweskie, Barentsa, Grenlandzkie. Badany
akwen to głównie tzw. ‘Domena Atlantycka’ Mórz Nordyckich – rejon
intensywnej
adwekcji
powierzchniowej
(górne
kilkaset
metrów)
Wody
Atlantyckiej (AW). Obejmuje on zakres aktywności obu gałęzi Prądu NorweskoAtlantyckiego i Prądu Zachodniospitsbergeńskiego (WSC) (rys. 4).
Rys. 4. Główne drogi adwekcji Wody Atlantyckiej w Morzach Nordyckich:
IC:
Prąd Irmingera (ang. Irminger Current)
NIIC:
Prąd Północnoislandzki (ang. North Icelandic Irminger Current)
NAC
Prąd Północnoatlantycki (ang. North Atlantic Current)
NwAC Prąd Norwesko-Atlantycki (ang. Norwegian-Atlantic Current)
NwASC Prąd Norweski (ang. Norwegian Atlantic Slope Current)
(Za Walczowski, 2009)
W czasie naukowej aktywności IOPAN w tym rejonie zmieniało się podejście
do klimatycznej roli oceanu, nastąpiło lepsze zrozumienie zachodzących w nim
71
procesów, łańcucha sprzężeń zwrotnych systemu ocean-kriosfera-atmosfera.
Ewoluowały więc programy badawcze – zarówno te międzynarodowe, jak i
prowadzone przez IOPAN. Aktywność IOPAN na polu badań arktycznych
podzielić można na 4 etapy:
1. Etap I 1987-1993
W latach 1987-1993 prace w Arktyce prowadzone były w ramach programu
badawczego Greenland Sea Project (GSP). Projekt był rozwinięty i koordynowany
przez Arctic Ocean Science Board (AOSB) oraz International Council for the
Exploration of the Sea (ICES). GSP był skierowany na obserwację i modelowanie
procesów zachodzących w atmosferze, hydrosferze, kriosferze i biosferze,
potrzebnych do zrozumienia roli Mórz Nordyckich w kształtowaniu klimatu. IO
uczestniczył w projekcie dzięki inicjatywie ówczesnego dyrektora Instytutu, prof.
Czesława Drueta. IO prowadził badania wpływu Wody Atlantyckiej przez Rów
Szetlandzki (Schlichtholz, Jankowski, 1993) oraz na poligonie pomiędzy
Przylądkiem Północnym a Spitsbergenem (Druet, Jankowski, 1991, 1992).
2. Etap II 1994-1996
Po zakończeniu programu GSP kontynuowano badania pomiędzy Norwegią a
Spitsbergenem i rozszerzono poligon dalej na północ. Oprócz wielkoskalowych
badań quasi-synoptycznych, z inicjatywy kierownika Zakładu Dynamiki Morza
prof. Jana Piechury, rozpoczęto też program pomiarów zorientowanych na procesy.
W roku 1993 rozwinięto program badań Frontu Arktycznego – rejonu rozdziału
wód pochodzenia Atlantyckiego i wód Arktycznych. Procesy frontalne rozpoczęto
badać w roku 1987, kiedy R/V ‘Oceania’ pierwszy raz przekroczyła Front
Arktyczny, dokładniejsze badania prowadzono w latach 1993-1996 (Piechura,
Walczowski, 1995, Walczowski 1997).
3. Etap III 1997-1999
W roku 1997 Instytut przystąpił do międzynarodowego programu badawczego
VEINS fundowanego w ramach programu Unii Europejskiej MAST-III.
72
Bezpośrednim
celem
programu
VEINS
było
prowadzenie
pomiarów
i
modelowanie zmienności przepływów pomiędzy Oceanem Arktycznym a
Oceanem Atlantyckim. Celem długofalowym – określenie i wprowadzenie systemu
pomiarów pozwalających na zrozumienie roli Oceanu Arktycznego i Mórz
Nordyckich w dekadalnych zmianach klimatu. Program VEINS zakończono w
roku 2000.
4. Etap IV 2000
Od roku 2000 IOPAN rozpoczął badania hydrologiczne na całej Domenie
Atlantyckiej Morza Grenlandzkiego. W roku 2002 rozpoczął się program ASOF.
Instytut Oceanologii uczestniczył w projekcie na prawach równorzędnego partnera,
mimo że Polska nie była jeszcze członkiem Unii Europejskiej. Uwzględniając
nasze wcześniejsze doświadczenia oraz specyfikę statku jakim dysponujemy (R/V
‘Oceania’ nie jest przystosowana do żeglugi w lodzie) podjęliśmy pracę w części
ASOF-N zajmującej się głównie napływem i rozprzestrzenianiem ciepłej Wody
Atlantyckiej w Morzach Nordyckich i jej transportem do Oceanu Arktycznego
przez Cieśninę Frama.
Program ASOF zakończył się w roku 2005. Dzięki wspólnemu wysiłkowi
uczestników tego programu, udało się stworzyć projekt i zdobyć fundusze na
kontynuację badań. W roku 2006 rozpoczął się program DAMOCLES. Instytut
Oceanologii był jednym z wykonawców tego zakończonego w 2010 roku
programu.
Od roku 2000 wypełniając zobowiązania programów międzynarodowych,
prowadzimy rejsy w ramach oryginalnego programu badawczego Instytutu
Oceanologii, ‘AREX’. Po latach doświadczeń, stworzony został – zdaje się
optymalny schemat badań. W czasie oceanicznej części ekspedycji mierzone są
warunki meteorologiczne, fizyczne i chemiczne właściwości wody morskiej,
wymiana masy i energii między oceanem i atmosferą, gromadzone są próbki
hydrologiczne, biochemiczne i biologiczne. Przez lata przekonaliśmy się, jak cenne
są dane zbierane systematycznie, na tych samych stacjach i przekrojach. W
badaniach wypracowaliśmy koncepcję pokrywania siatką stacji możliwie
największego obszaru Domeny Atlantyckiej północnej części Morza Norweskiego
73
i Morza Grenlandzkiego i zagęszczania siatki pomiarowej w miarę przesuwania się
na północ (rysunek 5). Dało to możliwość badania napływu Wody Atlantyckiej do
Morza Grenlandzkiego, Morza Barentsa, modyfikacji właściwości AW i zmiany
transportu AW wraz z rosnącą szerokością geograficzną, wreszcie skomplikowanej
struktury Prądu Zachodniospitsbergeńskiego.
Rys. 5. Rozmieszczenie oceanograficznych stacji pomiarowych na przykładzie pomiarów
w rejsie AREX 2004. Podano nazwy najczęściej eksploatowanych sekcji.
Zaznaczono topografię dna
74
Statek badawczy ‘Oceania’
Na przestrzeni lat zmieniły się metody pomiarowe, instrumenty. Nie zmieniło
się tylko to, że każdego roku na początku czerwca statek badawczy Instytutu
Oceanologii PAN, R/V ‘Oceania’ (rysunek 6) wyrusza w kolejną ekspedycję
arktyczną. Mimo niezwykłego wyglądu i konstrukcji, jest to statek wyjątkowo
wydajny i efektywny, jednostka która na stałe wpisała się w historię światowych
badań arktycznych.
R/V ‘Oceania’ to 3-masztowy szkuner z eksperymentalnym, obsługiwanym
hydraulicznie ożaglowaniem. Jest ona statkiem małym, ma 50 m długości,
wyporność 370 T. Mimo tego jest pełnosprawną, wyposażoną w nowoczesne
urządzenia
jednostką
badawczą,
jedynym
polskim
statkiem
naukowym
prowadzącym systematyczne badania na otwartym oceanie. Posiadamy stację
meteorologiczną, nowoczesne windy hydrologiczne zdolne opuścić urządzenia
badawcze do głębokości 4000 m i przekazywać online sygnały z tych urządzeń,
szereg żurawików i dźwig, wbudowany w kadłub dopplerowski prądomierz
akustyczny ADCP, nowoczesne systemy nawigacyjne. Stosujemy najnowsze
urządzenia do badań właściwości fizycznych wody (temperatura, zasolenie,
fluorescencja, zawartość tlenu, prądy morskie), sondy optyczne, przyrządy do
badania właściwości atmosfery oraz interakcji pomiędzy oceanem i atmosferą. R/V
‘Oceania’ spędza rocznie w morzu ponad 300 dni, co jest swoistym rekordem dla
statku badawczego. W roku 2010 dokonany zostanie remont generalny tego
zasłużonego statki i obok innych prac, usunięta zostanie największa jego bolączka
– przestarzały i słaby (310 Km) silnik zastąpiony zostanie nowoczesną, silniejszą
jednostką napędową.
75
Rys. 6. R/V ‘Oceania’
Modelowanie numeryczne
Obok badań in situ IOPAN prowadzi również prace modelowe. Modelowanie
numeryczne przy pomocy modelu ocean-atmosfera-lód odbywa się we współpracy
z prof. Wiesławem Masłowskim z Naval Postgraduate School, Monterey, USA.
W wyniku współpracy po raz pierwszy w świecie uruchomiony został
zintegrowany (ocean, lód) model numeryczny sub-Arktyki i Arktyki o poziomej
rozdzielczości 2 km i 48 warstwach pionowych. Ten olbrzymi model (siatka o
wymiarach 5520 x 2880 x 48) pozwala na rozwiązywanie wirów mezoskalowych o
wielkościach charakterystycznych dla Mórz Nordyckich (promień deformacji
Rosby’ego dla tego akwenu wynosi 8-11 km). Model jest na etapie optymalizacji
kodu i rozbiegu (spin-up). Prace odbywają się we współpracy IOPAN z Naval
Postgraduate School w Monterey, Kalifornia. Początkowo model został
uruchomiony na najnowszym komputerze dostępnym w Polsce, jednak obliczenie
jednego roku rzeczywistego procesu zajmowało 40 dni czasu komputerowego,
więc prowadzenie użytecznych obliczeń nie było realne. Po optymalizacji kodu i
przeniesieniu obliczeń do centrum komputerowego US Navy na Alasce, uzyskano
znaczny postęp. Obecnie, przy wykorzystaniu 1024 procesorów na komputerze
76
CRAY XT5, 1 rok realnego procesu zabiera 15 dni czasu komputerowego.
Zakończono
trzy
lata
spin-upu
modelu,
przystąpiono
do
obliczeń
z
wykorzystaniem plików restartowych z modelu 9-kilometrowego. Już teraz
uzyskane wyniki pokazują, że nowy model będzie niezwykle użytecznym
narzędziem do analizy wirów mezoskalowych.
Wyniki istotne dla zrozumienia zachodzących zmian klimatycznych
Od początku badań Mórz Nordyckich, prace IOPAN koncentrowały się wokół
problematyki klimatycznej. Wcześniej zrozumieliśmy, że rację miał Nansen, który
już w roku 1902 powiedział: „[...] jest oczywiste, że warunki oceanograficzne
Połnocnego Basenu Polarnego mają wielki wpływ na klimat i jest rownież
oczywiste, że zmiany warunków cyrkulacji znacząco mogą klimat zmienić [...]”
Istotnym wkładem IOPAN w badania było rozpoznanie struktury Prądu
Zachodniospitsbergeńskiego.
Tradycyjnie,
w
wielu
pracach
Prąd
Zachodniospitsbergeński był i nadal jest opisywany jako prosty barotropowy
przepływ nad załamaniem szelfu Morza Barentsa i zachodniego Spitsbergenu.
Istnienie drugiej, zachodniej gałęzi WSC postulowane było kilkakrotnie. Stare
mapy sporządzone przez oceanografów radzieckich pokazywały bardziej
skomplikowaną
strukturę
WSC,
w
1973
Wegner
przedstawił
schemat
dwuczęściowego przepływu. Również oceanografowie z IOPAN w czasie badań na
Morzu Grenlandzkim i przekraczania Frontu Arktycznego stwierdzili istnienie
prądów baroklinowych nad podwodnymi grzbietami – Mohna i Knipowicha.
Bardzo owocny w wyniki i poszerzenie wiedzy o przepływach w tym rejonie był
program badania struktur mezoskalowych na Froncie Arktycznym zalegającym nad
tymi grzbietami. W pracy doktorskiej (Walczowski, 1997) będącej wynikiem tego,
zorientowanego na badanie procesów projektu, autor umieścił mapkę z dwiema
gałęziami Wody Atlantyckiej zbiegającymi się na szerokości geograficznej 78º N
(rysunek 7). Wcześniej pisali o tym Piechura i Walczowski (1995).
77
Ciepłe prądy powierzchniowe
Spits
Gr
en
la n
dz k
ie g
o
ay
e
M
yen
iet
zb
Gr
n
oh
Basen Lofocki
50
0
Prąd Irmingera
Morze
Islandzkie
a
3000
nd
zk
i
Pó
łn
oc
10
00
no
la
Pr
ąd
W. Owcze and
020°
010°
ów
R
l
0
ia
we g
Nor
rąd
70°
60°
1000
2000
et
Sz
es
ki
p
3000
Is
50
0
00
i
psk
dka
No
rw
og
030°
10
p rz
yb
rze
żn
y
Prą
d
-A
tla
nt
yc
ki
500
i
Pr
2000
Nor
65°
Morze Norweskie
Islandia
00
1 0 1 00 0
ko
- Atlantycki
a
Ma
d
Prą
No
rw
es
W0s
c
or
z
20
nla
ho
dn
iog
re
en
berg
nd
zk
i
ia
nd
nla
Gre
Pryą
d
be
ns
e
zb d
iet Ja
Ja n
n
M
ol
n
rz
bie
tK
M
Jan Mayenn
G
50
0
ir
a
20
00
W. Niedzwiedzia
ts
ren
Ba
W
75°
rze
Mo
ka
0
10
ńs
00
sk
Norwe
Basen
Du
00
Basen Grenlandzki
2G0P
r00rą
00
10
ina
30
Morze Grenlandzkie
30
sn
Cie
5 00
i00
s2k0
eń
erg
sb
pit
0
300 wic za
ios
dn
Knipo
ho Grzbiet
ac
00Z
2ą0d
Pr
ma
a Fra
2000
Prądy głębinowe
100
80°
nin
Cies
Chłodne prądy powierzchniowe
i
zk
50
200
0
030°
Szetlandy
000°
020°
010°
Rys. 7. Cyrkulacja Mórz Nordyckich. (Walczowski, 1997, praca doktorska).
Idea dwóch gałęzi WSC propagowana była przez oceanografów IOPAN z
dużą wytrwałością w publikacjach (Piechura, Walczowski,1995, VEINS raport,
Walczowski i inni 2005, Walczowski, Piechura 2006, Walczowski, Piechura 2007),
na licznych konferencjach międzynarodowych, zwłaszcza corocznych spotkaniach
Europejskiej Unii Geofizycznej, w raportach programu badawczego ASOF,
DAMOCLES. Między innymi dzięki tym działaniom, oraz wiedzy zdobywanej w
kolejnych programach badawczych (zwłaszcza VEINS) i innym publikacjom,
akceptowana zostaje przez większość oceanografów.
Transport transfrontalny
Badania procesów zachodzących na Froncie Arktycznym zaowocowały
istotnymi wynikami dotyczącymi transportu transfrontalnego Wody Atlantyckiej
78
do Domeny Arktycznej. Badano kreację wirów mezoskalowych na granicy dwu
domen, policzono transport Wody Atlantyckiej do Wiru Morza Grenlandzkiego.
Dla zrozumienia procesów kształtujących klimat istotne były obliczenia
potencjalnej produkcji wody głębinowej, jaka mogła wyniknąć
wskutek tego
transportu. Woda Atlantycka, jako bardziej słona, po ochłodzeniu i wymieszaniu z
wodami
Arktycznymi
stanowi
podstawowy
składnik
wód
głębinowych
formujących się w Morzu Grenlandzkim i Labradorskim. Wielkość tej produkcji
współdecyduje o intensywności Cyrkulacji Termohalinowej a więc o ziemskim
klimacie.
Zmienność właściwości AW w czasie
Systematyczne powtarzanie tych samych stacji i przekrojów od 2000.
(niektórych przekrojów od 1996) zaowocowało uzyskaniem przez IOPAN
unikalnych serii czasowych danych hydrologicznych z badanego akwenu. Są one
dodatkowo cenne, bowiem pokrywają dużą powierzchnię, da się z nich
zrekonstruować strukturę WSC w danym roku, policzyć średnie i anomalie. Każdy
kolejny rok pomiarów dodaje cenne dane do tej serii.
Najdłuższa seria pochodzi z przekroju ‘N’ wzdłuż równoleżnika 7630’N
(rysunek 8).
Wyraźnie pokazuje ona zmiany średnich właściwości Wody Atlantyckiej na
przestrzeni lat. Następuje cykliczny wzrost i spadek średniej temperatury AW w
rejonie Spitsbergenu, okres zmian wynosi 6-7 lat. Wyraźny jest również trend
rosnący, zarówno dla zasolenia jak i temperatury. Dla temperatury średni wzrost
wynosi to około 0,4C/10 lat.
Dla uzyskania bardziej uśrednionych (a więc bardziej wiarygodnych)
wyników, podobne wykresy sporządzono z większej ilości danych z całego
poligonu badawczego (rysunek 9). Jak w wypadku powyższego wykresu, Wodę
Atlantycką parametryzowano dla temperatury równej lub wyższej od 0C i
zasoleniu równemu bądź wyższemu niż 34,92.
79
Rys. 8. Temperatura i zasolenie Wody Atlantyckiej (T≥0, S≥32.92) na przekroju ‘N’
wzdłuż równoleżnika 7630’N latem 1996-2009
Rys. 9. Temperatura Wody Atlantyckiej na poligonie AREX:
linia czarna – średnia temperatura dla całego poligonu;
linia czerwona – temperatura dla części południowej, poniżej równoleżnika 74N;
linia niebieska – temperatura dla części północnej, powyżej równoleżnika 74N;
80
Rysunek 9 uzmysławia jednocześnie jak dramatyczną transformację
przechodzi Woda Atlantycka w czasie adwekcji na północ. Średnia różnica
temperatur pomiędzy częścią północną a południową badanego regionu wynosi
ponad 1C, wynika ona z wymiany ciepła pomiędzy oceanem a atmosferą,
skutkującej łagodzeniem klimatu rejonu Mórz Nordyckich.
Obserwacja ocieplenia w latach 2005-2006
Przedstawione wyżej wykresy pokazują niezwykłe ocieplenie, jakie nastąpiło
w okresie 2004 do 2006 i późniejsze ochłodzenie. Również rozkłady poziome
temperatury bądź zasolenia na badanym poligonie wyraźnie ilustrują zachodzące
zmiany (rysunek 10). Południkowy zasięg izotermy 5C na poziomie 100 m
wynosi latem 74N. W latach 2005 i 2006 izoterma ta przesunęła się znacząco na
północ, język niezwykle ciepłej wody sięgnął północnych krańców Spitsbergenu i
dotarł do Cieśniny Fram. W Prądzie Zachodniospitsbergeńskim zaobserwowano
rekordowe, nigdy dotąd notowane temperatury (Walczowski, Piechura, 2007).
Ciepła Woda Atlantycka wpłynęła na szelf i wlała się do fiordów zachodniego
Spitsbergenu. Obserwowany proces zakwalifikować można do zjawisk typu
‘zmiana klimatu oceanu’. Mimo wycofania się języka ciepłej wody na południe,
nadal obserwowane są fizyczne i ekologiczne skutki tego zdarzenia. Namacalnym
dowodem zachodzących zmian było zaobserwowanie (złowienie) z pokładu R/V
‘Oceania’ dorodnych dorszy w rejonie na północ od Spitsbergenu. Dotychczas
obserwowana przez nas północna granica występowania tych ryb to szerokość
geograficzna Wyspy Niedźwiedziej (7430’ N).
81
Rys. 10. Temperatura na poziomie 100 m w latach 2004-2007. Izotermę 5C pogrubiono.
82
Mechanizm ocieplenia
Istotne było ustalenie przyczyn zaobserwowanej zmiany klimatu oceanu.
Możliwe przyczyny to napływ do Mórz Nordyckich cieplejszej wody z północnego
Atlantyku, inne warunki transformacji Wody Atlantyckiej w Morzach Nordyckich,
bądź kombinacja różnych efektów.
Badania IOPAN pokazują, że zarejestrowane ocieplenie AW było efektem
nałożenia się różnych procesów. Jednym z nich była większa prędkość adwekcji
AW we wschodniej gałęzi WSC. Skutkowało to krótszym czasem ekspozycji i
mniejszą ilością ciepła oddanego do atmosfery w czasie drogi AW do Cieśniny
Fram. Druga przyczyna to obecność wielkich wirów antycyklonalnych w
zachodniej gałęzi WSC (rysunek 11).
Rys. 11. Temperatura, zasolenie i gęstość potencjalna na przekroju ‘H’ (7330’ N) w roku
2005. Wir widoczny jako zagłębienie warstwy AW na stacjach H14, H14 (120. km
przekroju).
83
Wiry te (widoczne również na rozkładzie temperatury z 2005 jako
wybrzuszenia w zachodniej części domeny atlantyckiej) przesuwając się powoli na
północ, niosły niezwykłą nadwyżkę (anomalię) ciepła (rysunek 12).
Rys. 12. Anomalie zawartości ciepła warstwy AW i anomalie prądów baroklinowych na
poziomie 100 dbar w latach 2005 i 2006.
Na podstawie badań IOPAN oraz innych wyników (zwłaszcza prądomierzy
umieszczonych w północnej części Spitsbergenu) wywnioskowano, że wir
obserwowany w 2005 między równoleżnikami 72 - 74N i wir obserwowany w
2006 w okolicach Cieśniny Fram to ta sama struktura. Pozwoliło to policzyć
średnią prędkość adwekcji w zachodniej gałęzi WSC na 1.9 - 2 cm/s (Walczowski,
Piechura, 2007). Jest to niezwykle istotna wielkość pozwalająca na tworzenie
bilansu ciepła całej warstwy AW.
84
Znaczenie anomalii w transporcie ciepła na północ
Obserwowane wiry w znacznym stopniu przyczyniły się do podniesienia
średniej temperatury AW i zawartości ciepła na całym poligonie. W roku 2005
anomalia zawartości ciepła wiru południowego miała powierzchnię ponad 16000
km2. Warstwa AW na tej powierzchni zgromadziła 1.94 *1020 J ciepła. Nadwyżka
ciepła w stosunku do średniej 2000-2009 dla tego obszaru (anomalia ciepła) to
5.2*1019 J (5200 PJ). Wir taki jest więc niezwykle efektywną strukturą przenoszącą
ciepło. Dzięki ruchowi obrotowemu wir jest dużo bardziej stabilny i odporny na
rozmycie niż baroklinowy przepływ wzdłuż-frontalny. Dlatego czas życia wiru jest
długi i ma on szansę przenieść większość zgromadzonego ciepła do Oceanu
Arktycznego.
W roku 2006 anomalia obserwowana na zachód od Spitsbergenu była
rozległa, jej rozciągłość równoleżnikowa wynosiła ponad 300 km, jednak jądro tej
anomalii stanowił elipsoidalny wir o średnicy 130-160 km (rysunek 13). Niósł on
na północ 2.5 * 1019 J nadwyżki ciepła. Całkowite ciepło zgromadzone w tym
wirze (liczone w referencji do temperatury -0.1ºC) wynosiło 8 * 1019 J.
Rys. 13. Lato 2006. Anomalia ciepła AW (GJ/m2 ) w okolicach Spitsbergenu. Pogrubiono
izobaty 500 m i 2500 m. Prawa strona – przekrój Z (temperatura i zasolenie)
wzdłuż równoleżnika 78º10’
85
Wszystko wskazuje na to, że wir ten dotarł do Oceanu Arktycznego a
następnie cyrkulował na wschód wzdłuż załamania szelfu (Polyakov i inni, 2010).
Opisywany mechanizm jest niezwykle istotny w podnoszeniu temperatury Oceanu
Arktycznego. W ciągu ostatnich dwóch dekad obserwowane były dwa tego typu
wielkoskalowe napływy Wody Atlantyckiej: w roku 1990 i na początku XXI
wieku. Opisywany wir z lat 2005-2006 to prawdopodobnie trzeci tego typu wlew
Wody Atlantyckiej do Oceanu Arktycznego. Wiry tego typu co opisane powyżej,
mogą mieć istotne znaczenie w transporcie ciepła do AO. Zakładając, że
obserwowany w 2005 roku wir południowy zachował i przeniósł do Oceanu
Arktycznego anomalię ciepła w nim zgromadzoną, byłby w stanie stopić
dodatkowo 1.8*1011 m3 lodu czyli 1.8*105 km2 lodu o grubości 1 m. Jest to
powierzchnia lodu większa od połowy powierzchni Polski (3.12*105 km2 ).
Nie jest znane pochodzenie tego typu, olbrzymich wirów, są one znacznie większe
od obserwowanych i opisanych wcześniej wirów powstających we Froncie Arktycznym.
Tak wielkie struktury powstają prawdopodobnie ‘upstream’, w rejonie zasilania
zachodniej gałęzi WSC lub w basenie Lofockim. Planowana jest współpraca IOPAN z
oceanografami norweskimi i amerykańskimi w celu badania tego zjawiska.
Fazy transportu AW do Morza Barentsa i do Cieśniny Fram;
Badania dynamiki akwenu pokazały również inne ciekawe i ważne zjawisko: fazy
wzmożonego transportu Wody Atlantyckiej do Morza Barentsa (na wschód) i okresy
podwyższonego transportu AW na północ (w stronę Cieśniny Fram). Lata 2005 i 2006
(rysunek 14) to okres wzmożonej adwekcji na północ. Zjawisko ‘przełączania’
transportu z jednego reżimu do drugi może mieć istotne znaczenie dla bilansu ciepła i
zlodzenia Oceanu Arktycznego; woda Atlantycka wpływająca do Oceanu Arktycznego
przez Morze Barentsa pokonuje znacznie dłuższą trasę i wychładza się bardziej niż
wlewy przez Cieśninę Fram. IOPAN planuje badanie tego zjawiska z wykorzystaniem
modelu numerycznego, pomiarów z pokładu R/V ‘Oceania’ oraz pomiarów
autonomicznymi
bojami
ARGO.
Pierwszy
polsko-niemiecki
eksperyment
z
wykorzystaniem dryfterów ARGO przeprowadzony został z pokładu R/V ‘Oceania’ w
2009 roku, po przystąpieniu IOPAN (jako przedstawiciela Polski) do infrastrukturalnego
programu Unii Europejskiej EURO-ARGO.
86
Rys. 14. Temperatura i prądy baroklinowe na poziomie 100 m.
87
Znaczenie zmian właściwości Wody Atlantyckiej dla regionu
Transport ciepła przez prądy oceaniczne jest znaczący dla klimatu zarówno w
skali globalnej jak i lokalnej. Zmiana ilości niesionego przez ocean ciepła, poprzez
kaskadę procesów powoduje zmiany w atmosferze, kriosferze, biosferze.
Przedstawione tu zostaną dwie zależności, jakie ustalono dla serii czasowej
temperatury Wody Atlantyckiej mierzonej przez IOPAN na przekroju ‘N’ z
innymi, lokalnymi wielkościami klimatycznymi.
Pozyskane od Instytutu Geofizyki PAN dane meteorologiczne z Polskiej
Stacji w Hornsundzie (południowy Spitsbergen) pozwoliły na zbadanie zależności
pomiędzy temperaturą powietrza a temperaturą oceanu (rysunek 15).
Rys. 15. Temperatura Wody Atlantyckiej na przekroju ‘N’ (linia niebieska) i średnia roczna
temperatura powietrza w Hornsundzie (linia czerwona).
Wyraźnie widoczna jest zbieżność pomiędzy przebiegiem obu linii –
temperaturą Wody Atlantyckiej w pobliżu Hornsundu (mierzoną latem) a średnią
roczną temperaturą powietrza w Hornsundzie. Nie jest to zbieżność przypadkowa,
hydrosfera i atmosfera oddziałują na siebie w szeregu sprzężeń zwrotnych. Dla
zbadania, który ośrodek oddziałuje silniej (który daje pierwszy impuls) policzono
szereg korelacji z przesunięciem czasowym. Wniosek był jeden – to ocean
88
podgrzewa atmosferę, oddziaływanie jest szczególnie istotne zimą, gdy strumienie
ciepła z oceanu osiągają najwyższe wartości.
Podobną analizę wykonano dla pokrywy lodowej na północ od Svalbardu.
Wykorzystano również dane z przekroju ‘N’ i dane satelitarne pokrywy lodowej
SSMI (z IFREMER, Francja). Wykazano, stopień wytapiania lodu na północ i
północny-wschód od Svalbardu zależy od temperatury Wody Atlantyckiej. Efekt
ten jest, podobnie jak w przypadku atmosfery najbardziej zauważalny zimą. Wynik
ten – z pozoru trywialny, ma dużą wartość dla rozpoznania procesów zaniku
pokrywy lodowej w Arktyce. Dotychczas uważano,
że Woda Atlantycka nie
przyczynia się do topienia lodu morskiego, bowiem przekraczając Ciesninę Fram
podlega subdukcji (zagłębia się pokryta z wierzchu wodami arktycznymi) i nie ma
bezpośredniego kontaktu z lodem. Prace IOPAN (prowadzone również we
współpracy międzynarodowej) pokazują, że tak nie jest, Woda Atlantycka
przyczynia się do redukcji pokrywy lodowej zarówno w rejonie Cieśniny Fram, jak
i w miejscach znacznie odleglejszych – poprzez adwekcję wirów mezoskalowych,
które mogą mieć kontakt z lodem po długim czasie od wpłynięcia do Oceanu
Arktycznego.
Ocieplenie się prądów oceanicznych opływających Grenlandię przyczyniło się
do obserwowanego w ostatnich latach przyśpieszenie topienia lądolodu Grenlandii.
Satelitarne pomiary grawimetryczne (misji GRACE) wskazują iż pomiędzy
okresem 2002-2003 a 2007-2009 coroczny ubytek lodu grenlandzkiego zwiększył
się z 137 Gt/rok do 286 Gt/rok (Velicogna et al 2009). Modelowanie komputerowe
przyśpieszonego w ostatnich latach spływu strumieni lodu do otaczających
Grenlandię mórz wskazuje jako przyczynę tego zjawiska głównie ocieplenie wód
oblewających czoła lodowców (Nick et al 2009). Jest to jeszcze jedna przyczyna
dlaczego badania transportu ciepła prądami oceanicznymi w głąb Arktyki jest tak
istotne. IOPAN rozpoczął, w kooperacji z partnerami polskimi i norweskimi
projekt AWAKE, mający między innymi na celu zbadać te problemy.
89
Wpływ aerozolu na klimat Arktyki
Antropogeniczne emisje aerozolu stanowią istotny i nadal słabo zbadany
element wpływu człowieka na klimat. Cząstki aerozolu mogą zarówno chłodzić jak
i ogrzewać atmosferę w zależności od swoich właściwości optycznych
(odpowiednio współczynników rozpraszania i absorpcji światła: na przykład silnie
rozpraszające związki siarki mają efekt chłodzący a silnie absorbującą sadzę ogrzewający). Aerozol wpływa także na klimat pośrednio, poprzez długość
istnienia i albedo chmur, stanowiąc jądra kondensacji na których kondensują się
kropelki w chmurach (Climate change 2007). Bez zmian emisji aerozolu,
szczególnie na półkuli północnej nie sposób odtworzyć w modelach numerycznych
historii średnich globalnych temperatur (Meehl et al. 2004). Częściowe
oczyszczenie atmosfery nad Europą od lat 1980-ch spowodowane regulacją emisji
pyłów i upadkiem ciężkiego przemysłu w Europie Wschodniej i Środkowej
przyczynił się do dwukrotnie szybszego ocieplania się Europy w ostatnich latach w
stosunku do trendu globalnego (Vautard et al 2009; Philipona et al 2009).
W obszarach polarnych przez większość roku, z wyjątkiem lata, efekt
klimatyczny chmur jest odwrotny niż w pozostałej części świata. Utrudniają one
wypromieniowanie energii cieplnej w kosmos a zatem działają one grzewczo w
rejonach polarnych przez 9 miesięcy w roku (Lubin & Vogelmann 2006).
Aerozolowy radiacyjny efekt pośredni, zwiększając grubość optyczną i czas
trwania chmur zatem również przyczynia się do ogrzewania Arktyki przez
większość roku. W Arktyce, podobnie jak w większości półkuli północnej
zanotowano zmniejszenie aerozolowej grubości optycznej w ostatnich dekadach
(średnio od -1,6% do -2.0% rocznie zależnie od rejonu Arktyki) (Tomasi et al
2007). Jednak tendencja ta nie obejmuje nasilającego się w ostatnich dekadach
silnego zamglenia w okresie wiosennym („Arctic haze”) (Law & Stohl 2007)
wiązanego z emisjami przemysłowymi i pożarami na terenie północnej Eurazji i
Ameryki, głównie jednak w Rosji i Kazachstanie (Eleftheriadis Vratolis Nyeki
2009, Warneke et al 2009, Saha et al 2010). Aerozol ten, zawierający dużo sadzy
[black carbon] ma istotne znaczenie dla temperatury Arktyki wiosną gdy zaczyna
90
topić się lód morski. Istnieją nawet oceny (chociaż kontrowersyjne), iż zmiany
koncentracji aerozolu, w tym zmniejszenie koncentracji aerozoli zawierających
związki siarki a zwiększenie zawierających sadzę, mogą tłumaczyć 2/3 wzrostu
temperatury Arktyki w latach 1976-2007 (Shindell & Faluvegi 2009).
Rys. 16. Pomiary grubości optycznej w Ny Alesundzie na Spitsbergenie: interkalibracja
ręcznych mierników Microtops (na zdjęciu Tymon Zieliński i Tomasz Petelski z
IOPAN)
Polscy naukowcy od lat zajmują się badaniem aerozolu w rejonie Arktyki.
Grubość optyczna atmosfery mierzona była od lat przez Pracownię wzajemnego
oddziaływania morza i atmosfery Instytutu Oceanologii PAN (rys. 16) zarówno na
Spitsbergenie (w Polskiej stacji w Hornsundzie oraz w Ny Alesundzie) jak i z pokładu
R/V Oceanii. Robiono to w ramach szeregu programów międzynarodowych, między
innymi projektu europejskiego Damocles oraz programu Marine Aerosol Network
koordynowanego przez NASA [Smirnov et al 2009]. Wysiłki te zaowocowały
udziałem dwóch naukowców z IOPAN (Tomasza Petelskiego i Tymona Zielińskiego)
91
w artykule przeglądowym na temat aerozolu rejonów polarnych, Tomasi et al. 2007,
podsumowującym historie badań i stan wiedzy na ten temat.
Innym ważnym kierunkiem badań aerozolu w rejonie Arktyki są badania
funkcji produkcji aerozolu morskiego (Petelski 2003, Stramska & Petelski 2003,
Petelski & Piskozub 2006). Badania te prowadzone są w czasie corocznych letnich
rejsów arktycznych R/V Oceania (rys. 17). Funkcja ta mówiąca o tym ile kropel
aerozolu wodnego produkowane jest przy danej prędkości wiatru ma znaczenie dla
klimatu ponieważ cząsteczki te stanowią jądra kondensacji chmur. Polskie badania
aerozolu w Arktyce przyczyniły się także do stworzenia hipotezy o czyszczącej roli
kropelek aerozolu morskiego, który pochłania (scavenges) inne rodzaje cząstek
aerozolu na swej drodze nad Arktyką bezpośrednio wpływając na zmniejszenie
grubości optycznej aerozolu (Rozwadowska et al. 2010).
Rys. 17. Pomiary strumienia aerozolu morskiego metodą gradientową na R/V Oceanii
Metan a klimat Arktyki
Koncentracja atmosferyczna drugiego najistotniejszego gazu cieplarnianego o
pochodzeniu antropogenicznym, metanu, zdawała się ustabilizować około 10 lat
temu. Jednakże od roku 2007 notuje się jego ponowny wzrost, przy czym źródło
92
dodatkowych emisji wydaje się leżeć na półkuli północnej (Rigby et al 2008).
Zwróciło to uwagę badaczy na zasoby węgla w wiecznej zmarzlinie Eurazji i
Ameryki Północnej oraz na złoża klatratu metanu zalegające na szelfach Oceanu
Arktycznego. Zasoby tego ostatniego są słabo rozpoznane. Ich globalne szacunki
mieszczą się miedzy 500 a 10,000 Gt węgla (Brook et al 2008). Wydostanie się do
atmosfery nawet niewielkiej części tych ilości może istotnie zwiększy koncentracje
metanu w atmosferze. Dlatego niepokoi niedawna obserwacja około 250
pióropuszu pęcherzyków metanu podnoszących się z dna morskiego na zachód od
Spitsbergenu (Westbrook et al 2009). Badacze, którzy opisali to zjawisko wiążą je
z badanym także przez polskich oceanografów ociepleniem się Prądu
Zachodniospitsbergeńskiego. W ostatnich miesiącach opublikowano wyniki badań
świadczące o jeszcze intensywniejszej emisji metanu z dna morza na Szelfie
Wschodniosyberyjskim (Shakhova i inni 2010). Koordynacji badań emisji metanu
z wiecznej zmarzliny i dna morskiego Arktyki służyć ma rozpoczęta w roku 2009
akcja COST ES0902 „Pergamon”. Polska jest w tym programie reprezentowana
przez naukowców z Instytutu Geofizyki PAN i Instytutu Oceanografii PAN.
Prace z zakresu oceanografii fizycznej, fizyki morza łączą się z badaniami
meteorologicznymi, glacjologicznymi, klimatycznymi. Szczególnie w Arktyce
widać, jak problematyka ta przenika się, uzupełnia. Nie ma nowoczesnej
klimatologii bez badań oceanu, ocean nie jest osamotnionym medium; jego stan
zależy od cyrkulacji atmosferycznej, stanu kriosfery - lodu morskiego i lądowego.
IOPAN, poprzez aktywność w programach własnych i międzynarodowych,
prowadzi kompleksowe badania łączące procesy zachodzące w tych sferach.
Jednocześnie staramy się poszerzać metody badawcze, sięgać po coraz
nowocześniejszy sprzęt pomiarowy, metody pozyskiwania i obróbki danych.
Zmiana środowiska fizycznego przekłada się na skomplikowane zmiany w
biosferze. Problematyka ekologiczna, to jeden z podstawowych i najstarszy
kierunek arktycznej działalności IOPAN.
93
Wpływ zmian klimatycznych na życie w Arktyce
Na zlecenie Arktycznego Międzynarodowego Komitetu Naukowego (IASC)
zostało przygotowane i opublikowane w roku 2004 opracowanie „Arctic Climate
Impact Assessment” (ACIA). Z opracowania ACIA wynika, że skutki zmian klimatu
są i będą obserwowane na wszystkich poziomach organizacji troficznej biocenoz mórz
arktycznych: począwszy od fitoplanktonu po ssaki i ptaki morskie. Zmianom podlegać
będą zarówno rozmieszczenie i różnorodność organizmów arktycznych jak i
funkcjonowanie
ekosystemów
poszczególnych
akwenów.
Czynnikami
odpowiedzialnymi za zmiany w biocenozach będzie zarówno zmiana temperatury
wody morskiej jak pośrednie skutki globalnego ocieplenia, czyli zmiana zasięgu
czasowego i przestrzennego oraz grubości lodu morskiego, wzrost aktywności
lodowców, czy zmiany w rozmieszczeniu i cyrkulacji mas wodnych. Jednym z
pierwszych i obecnie obserwowanych skutków zmian zasięgu wód atlantyckich w
rejonie północnego Atlantyku jest przesuwanie zasięgów występowania gatunków
reprezentujących różne grupy zoogeograficzne. Gatunki borealne, które dzięki larwom
planktonowym posiadają możliwość szybkiego rozprzestrzeniania się zaczynają
kolonizować niedostępne dla nich dotąd rejony wysokich szerokości geograficznych.
Typowe gatunki arktyczne często nie wytrzymują konkurencji z przybyszami z
południa i konfrontowane dodatkowo z podwyższoną temperaturą otoczenia
przesuwają zasięgi swojego występowania dalej na północ. Szybkie migracje są jednak
dla nich trudniejsze ze względu na dominujący wśród fauny arktycznej typ
rozprzestrzeniania za pomocą rozrodu bezpośredniego, bądź krótko żyjącej larwy
lecitotroficznej. Trzeba podkreślić ze nawet nieznaczne zmiany na niższych poziomach
troficznych mogą skutkować dramatycznymi zmianami na wyższych poziomach
łańcucha
pokarmowego.
Przykładem może tu być całkowita przebudowa
funkcjonowania ekosystemu Morza Beringa spowodowana przez przesuniecie
czasowe momentu topnienia lodu morskiego.
Zakwit fitoplanktonu w strefie
marginalnej lodu, który towarzyszył łamaniu lodu morskiego późną wiosną, był
przesunięty w czasie w stosunku do maksimum rozwoju zooplanktonu, dzięki czemu
duża ilość produkowanego węgla organicznego sedymentowała do dna i zapewniała
94
rozwój bogatych zespołów bentosowych. W cieplejszych warunkach pogodowych lód
topnieje wczesną wiosną i zakwit fitoplanktonu jest opóźniony do momentu
wystąpienia termicznej stratyfikacji sezonowej. Późny zakwit fitoplanktonu jest
skorelowany w czasie z maksimum rozwoju zooplanktonu i strumień węgla
skierowany jest do pelagicznego łańcucha troficznego. W ten sposób przesunięcie
czasowe momentu topnienia lodu morskiego powoduje przebudowę systemu
funkcjonowania ekosystemu całego akwenu – z systemu opartego o procesy pelagobenthic coupling i silną produkcję bentosową do sytemu pelagicznego o silnie
rozwiniętej produkcji zooplanktonu i ryb pelagicznych.
Badania
zespołu
Zakładu
Ekologii
Instytutu
Oceanologii
PAN
skoncentrowane są w wodach przybrzeżnych zachodniego Spitsbergenu, a
poniższe przykłady ilustrują nasze badania w ostatnich latach.
Wpływ intensywności topnienia lodowców na faunę denną wód
przybrzeżnych
Jednym z prognozowanych skutków zmian klimatycznych w rejonach
przybrzeżnych
będzie
nasilenie
spływów
terygenicznych.
W
niższych
szerokościach geograficznych zjawisko to związane będzie ze zwiększeniem
intensywności opadów atmosferycznych, w rejonach arktycznych prognozowane
jest zwiększenie aktywności lodowców i przez to intensyfikacja spływów
glacjalnych i fluwioglacjalnych. Lodowcowe wody wytopiskowe zawierają
niewielkie ilości materii organicznej, natomiast transportują ogromne ilości
materiału mineralnego pochodzącego z podłoża skalnego erodowanego przez
przesuwającą się podstawę lodowca. Badania Zakładu Ekologii PAN prowadzone
w Kongsfjorden wykazały, że silny dopływ wód słodkich i materiału mineralnego
do wód morskich powoduje zaburzenia w funkcjonowaniu ekosystemów
przybrzeżnych. Duże koncentracje zawiesin mineralnych w wodzie powodują
redukcję strefy eufotycznej i zahamowanie produkcji pierwotnej. Obniżenie
zasolenia w warstwie powierzchniowej wód fiordowych powoduje masową
śmiertelność zooplanktonu. Silna sedymentacja materiału mineralnego powoduje
zaburzenia struktury zespołów makrozoobentosu dna miękkiego. Wzdłuż gradientu
sedymentacji materiału lodowcowego w fiordzie Kongsfjorden obserwowano
95
zmiany w składzie gatunkowym, spadek bogactwa gatunkowego i różnorodności
gatunkowej, spadek biomasy i spadek przeciętnej wielkości ciała organizmów
makrozoobentosowych (rys. 18). Wypłycanie zasięgu pionowego występowania
fauny w osadzie oraz uproszczenie struktur
funkcjonalnej zespołu w pobliżu
lodowca przypomina prawidłowości obserwowane dla
silnych zanieczyszczeń
organicznych opisanych w modelu Rosenberga-Pearsona.
Jednym ze sposobów prognozowania skutków przewidywanych przyszłych zmian
klimatycznych jest porównywanie wybranych parametrów biologicznych w akwenach
‘modelowych’ – reprezentujących dwa podstawowe reżimy hydrologiczne: ‘ciepły’
atlantycki i ‘zimny’ arktyczny. W Zakładzie Ekologii PAN porównano bioróżnorodność
zoobentosu w dwu zatokach przylodowcowych: 1) ‘zimnej’ zatoce położonej na Ziemi
Franciszka Józefa (Tikhaia Bukta, Ziemia) oraz 2) ‘ciepłej’ zatoce położonej w wodach
przybrzeznych zachodniego Spitsbergenu (Skoddebukta). Bioróżnorodność zoobentosu
była niższa w ‘ciepłej’ zatoce, co związane było z silniejszym dopływem materiału
lodowcowego, a więc silniejszą sedymentacją materiału mineralnego i silniejszym
zaburzeniami zespołów bentosowych. Autorzy opracowania prognozują, że wzrost
aktywności lodowców i związana z nim intensyfikacja dopływów terygenicznych
spowodują spadek bioróżnorodności zespołów dennych w wodach przybrzeżnych
rejonów przylodowcowych.
Rys. 18 . Model zmian podstawowych charakterystyk zespołu makrozoobentosu w
gradiencie zaburzeń związanych ze spływem lodowcowym (tempem
sedymentacji materiału mineralnego). Gatunki dominujące w zespołach
wyróżnionych w fiordzie Kongsfjorden przedstawione schematycznie. Według
Włodarska-Kowalczuk et al. 2005
96
Badania monitoringowe - plankton
Długie serie pomiarów wykonywanych tą samą metodą w tych samych
miejscach pozwalają na ocenę naturalnej zmienności zjawisk przyrodniczych.
Utrzymanie takich przyrodniczych obserwacji na morzu należy do rzadkości,
ponieważ badania monitoringowe przynoszą naukowy efekt dopiero po wielu
latach, a krótkoterminowe systemy finansowania badań nie pozwalają na
wieloletnie badania. Znaczenie monitoringu zostało docenione dopiero w ostatnich
latach, kiedy zagadnienie odróżnienia naturalnej zmienności systemu od zmian
powodowanych działalnością człowieka stało się kluczowym zadaniem nauki o
środowisku. W Arktyce znane są dwie długie serie monitoringów przyrodniczych
(obejmujących obserwacje gatunków zwierząt i roślin). Jedna to norweskie i
rosyjskie badania planktonu wzdłuż południka półwyspu Kola (30 stopień długości
wschodniej) prowadzone od lat 30-tych XX w., druga to norweskie badania
organizmów poroślowych na skałach podwodnych Svalbardu, prowadzone przez
ponad 30 lat. Trzecią co do długości serią są kompleksowe hydrograficznobiologiczne badania polskie prowadzone z pokładu r/v OCEANIA każdego lata od
1988 r. na obszarze pomiędzy Wyspą Niedzwiedzią (73oN) i fiordami
Spitsbergenu (do 79oN). Wyniki monitoringu planktonu prowadzonego przez
IOPAN w Arktyce potwierdzają długoterminowe obserwacje brytyjskie z Morza
Północnego (Continuous Plankton Recorder Data) – od połowy lat 80-tych
nastąpiło przesunięcie na Północ zbiorowisk planktonu, wraz z wzrastającym
napływem wód Atlantyckich do Arktyki. Wody Atlantyckie nie tylko są cieplejsze
od lokalnych wód polarnych, niosą inne gatunki i ich plankton ma inną
charakterystykę – jest reprezentowany przez większą liczbę gatunków, mniejsze
osobniki, mniejszy jest udział skorupiaków a większy organizmów żelatynowych
takich jak meduzy, strzałki i ogonice. Bogatsza od lokalnej, arktycznej jest też
mikroflora planktonu wód atlantyckich – co oznacza większą efektywność tzw.
pętli mikrobiologicznej
97
Rys. 19. Główny obiekt monitoringu planktonu - Atlantyckie i arktyczne gatunki
widłonogów występujące w rejonie Spitsbergenu. W wodach Atlantyckich ilość
energii zawarta w dużych widłonogach wynosi średni 2,2 KJ/m3, a w wodach
arktycznych aż 6,9 KJ/m3 (Karnovsky i inni 2001)
Zdjęcie: http:\\WWW. iopan.gda.pl/Project/biodaff
Badania monitoringowe fauny dennej w fiordach
Badania monitoringowe zoobentosu prowadzone były w Kongsfjorden w
latach 1997-2006. Materiał zbierany był z pokładu r/v "Oceania” każdego lata na
stacjach (INNER, OUTER) położonych w rejonach fiordu różnych pod względem
odległości od wnętrza fiordu (i aktywnych lodowców) oraz sedymentacji materiału
mineralnego. Stacja wewnętrzna (INNER) położona jest w basenie wewnętrznym,
w którym wymiana wód z wodami szelfowymi jest dodatkowo osłabiona przez
istnienie progu (wypłycenia) na granicy basenu. W okresie badanych 10 lat
zanotowano występowanie fluktuacji pogodowych i hydrologicznych. W
uproszczeniu lata o wysokich temperaturach powietrza, silnym spływie
wytopiskowych wód lodowcowych i silnej adwekcji wód atlantyckich określano
jako ‘ciepłe’, natomiast lata ze słabym spływem lodowcowym i adwekcją mas
atlantyckich i dominacją fiordowych wód lokalnych określano jako ‘zimne’.
Zaobserwowano istotne międzyletnie zmiany w bioróżnorodności i składzie
gatunkowym fauny dna miękkiego w Kongsfjordzie we wszystkich badanych
częściach fiordu, jednak reakcja fauny na występowanie lat ‘zimnych’ i ‘ciepłych’
była różna w zależności od badanego miejsca. Na stacji INNER położonej w
basenie wewnętrznym lata „zimne” sprzyjały wzrostowi stabilności warunków w
zatoce lodowcowej i rekrutacji niektórych gatunków (obserwowanych jako
98
osobniki dorosłe w próbach z dwuletnim przesunięciem, rys. 20). Z kolei lata
„ciepłe” sprzyjały wzrostowi liczebności gatunków oportunistycznych, dobrze
radzących sobie w trudnych warunkach i przy zwiększonym poziomie zaburzeń.
Zmiany obserwowane w bogactwie gatunkowym i bioróżnorodności w zatoce
wewnętrznej skorelowane były z indeksem NAO oraz wzrostem temperatury
powietrza. Próby zebrane na stacji OUTER wykazywały mniejszą zmienność,
aczkolwiek również zaobserwowano istotne zmiany. Zwiększony napływem wód
atlantyckich
z
bioróżnorodności
Prądem
Zachodniospitsbergeńskim
i bogactwa
skutkował
wzrostem
gatunkowego co najprawdopodobniej było
spowodowane zwiększonym napływem larw gatunków borealnych.
Rys. 20. Międzyletnia zmienność zagęszczeń wybranych gatunków dominujących w
zespołach bentosowych na stacjach INNER (basen wewnętrzny) oraz OUTER
(basen zewnętrzny). wg Monika Kędra PhD thesis
99
Zmiany w zasiedleniu brzegów – strefa pływowa
Strefa pomiędzy linią wysokiej i niskiej wody jest najbardziej narażona na
wszelkiego rodzaju czynniki stresowe – organizmy tu występujące muszą znosić
okresowe wysychanie, wysłodzenie z topnienia lodu, promieniowanie UV,
zamarzanie, tarcie kamieni, lodu i uderzenia fal. Strefa brzegowa jest też narażona
na zanieczyszczenia zarówno spływające z lądu jak i niesione przez morze. W
literaturze naukowej długo panowało przekonanie, że w Arktyce strefa pływowa
jest pozbawiona życia, niszczonego co roku przez powstającą i topniejącą pokrywę
lodową. Wobec planów ekspansji przemysłu naftowego do mórz Arktyki
rozpoczęły się badania jak możliwe katastrofy – rozlewy olejowe mogą wpłynąć na
życie w strefie brzegowej. Polskie badania prowadzone przez IOPAN wspólnie z
Norweskim Instytutem Polarnym w latach 80-tych wykazały, że zachodnie
wybrzeża Spitsbergenu zasiedlone są przez zróżnicowany (ponad 80 gatunków
makroorganizmów) i bogaty (o biomasie do 1 kg na 1m2) zespół organizmów.
Poznanie prawidłowości życia w strefie brzegowej Arktyki służy nie tylko ocenie
możliwych skutków rozlewów, ale jest też dobrym wskaźnikiem zmian
zachodzących pod wpływem ocieplenia (głównie coraz cieńszej i krócej
zalegającej pokrywy lodowej). Powtórzone w 20 lat po pierwszych obserwacjach
pomiary wykazały, że ocieplenie wybrzeży Spitsbergenu spowodowało wzrost
liczebności i biomasy organizmów zamieszkujących strefę brzegową, podniesienie
się do płytszych wód roślin i zasiedlenie obszarów we wnętrzu fiordów, które
wcześniej były pozbawione jakiejkolwiek wegetacji. Charakterystyczne jest też
przesunięcie się zasięgów występowania wskaźnikowych gatunków kiełży –
ekspansja ciepłolubnego Gammarus oceanicus i wycofanie arktycznego G. setosus
(rys. 21).
100
1988
2008
Rys. 21. Występowanie wskaźnikowych gatunków skorupiaków w 1988 i w 2008 r. na
wybrzeżach Spitsbergenu. Jasne pola – gatunek atlantycki (G. oceanicus),
ciemne gatunek arktyczny (G. setosus). Za Węsławski i inni Marine Biodiversity
(2010)
Hydrologia i funkcjonowanie ekosystemu morskiego Arktyki
Charakterystyczną cechą obu polarnych obszarów Ziemi jest obecność
wielkich stad dużych zwierząt morskich – wielorybów, fok i ptaków. Niewiele
gatunków, za to występujące w koloniach i stadach liczących po kilkadziesiąt
tysięcy osobników. Takie koncentracje morskich drapieżników mogą żerować
tylko w zimnych morzach. Powodem tej zależności jest charakter związków
pokarmowych w morzu, zupełnie odmienny niż na lądzie. W ekosystemach
lądowych podstawą piramidy pokarmowej są duże rośliny (trawy, krzaki, drzewa),
którymi mogą odżywiać się duże zwierzęta roślinożerne (antylopy, jeleniowate
itp.). W morzu, podstawą związków pokarmowych są mikroskopijne rośliny
(fitoplankton), które są tak małe (zwykle mniej niż 0,01mm długości) że zjadać je
mogą tylko małe zwierzęta ( o rozmiarach kilku mm). Ci miniaturowi roślinożercy
są też zbyt mali, by mogły się na nich pożywić duże zwierzęta (np. ryby).
Potrzebne są kolejne, coraz to większe ogniwa pośrednie, by wreszcie rekin,
tuńczyk czy pelikan mogły zdobyć odpowiedniej wielkości pokarm. W ten sposób,
101
morska sieć pokarmowa jest bardzo rozbudowana, i sprzyja wysokiej
różnorodności. Energia ulega jednak rozproszeniu na każdym szczeblu tej piramidy
zjadania. Wyjątkiem są wody polarne – w zimnej wodzie zmiennocieplne
zwierzęta planktonowe rozwijają się powoli i osiągają znaczne rozmiary. W ten
sposób w zimnym morzu pojawiają się rekordowej wielkości roślinożercy (kryl,
duże ślimaki skrzydłonogie). Drapieżcy mogą tak jak na lądzie żerować
bezpośrednio na względnie dużych (kilkucentymetrowych) roślinożercach, nie
tracąc energii przez ogniwa pośrednie. Badania IOPAN prowadzone wspólnie z
norweskimi i amerykańskimi zespołami wykazują jak wraz z postępującym
ociepleniem zmienia się sieć troficzna w Europejskiej Arktyce – i jak coraz lepsze
warunki znajdują dla siebie ryby i coraz trudniej przetrwać planktonożercom.
Rys. 22. Efektywny przepływ energii w zimnym, arktycznym systemie morskim i
rozproszony przepływ przez ocieploną subarktyczną biocenozę. Za Węsławski i
inni Polarforschung 2009. Drapieżnik – tu ptak morski ma dostęp do znacznie
większej ilości energii w Arktycznym systemie niż w atlantyckimsubarktycznym.
102
Badania paleooceanograficzne – otwornice jako gatunki wskaźnikowe
fluktuacji klimatycznych/hydrologicznych w ciągu ostatnich 1000 lat
Dla prognozowania przyszłych zmian w ekosystemach arktycznych niezbędny
jest zarówno monitoring obecnej zmienności jak i badania paleooceanograficzne,
które pokazują w jaki sposób biocenozy arktyczne reagowały na fluktuacje
klimatyczne w przeszłości. Badania zmian w rozmieszczeniu mas wodnych oraz w
składzie zespołów otwornic bentosowych prowadzone były na przedpolu fiordu
Hornsund, w rejonie występowania frontu hydrologicznego między atlantyckimi
masami wodnymi transportowanymi przez Prąd Zachodniospitsbergeński a
polarnymi wodami niesionymi przez Prąd Wschodniospitsbergeński z Morza
Barentsa. Położenie frontu zależne jest od intensywności przepływu Prądu
Zachodniospitsbergeńskiego, która z kolei jest pochodną siły cyrkulacji
termohalinowej w Północnym Atlantyku. W badanej lokalizacji pobrano rdzeń
osadów o długości 220 cm reprezentujący osady akumulowane w ciągu ostatnich
około 1000 lat. Skład fauny otwornicowej oraz stosunki izotopów stałych tlenu w
węglanowych skorupkach pozwoliły na określenie dominujących mas wodnych
(arktycznych lub atlantyckich), co pozwoliło na odtworzenie historii zmian układu
i intensywności prądów morskich na styku Mórz Barentsa i Norweskiego. Wyniki
badań wskazują, że położenie frontu polarnego a więc i intensywność napływu
wód atlantyckich w rejon szelfu Zachodniego Spitsbergenu ulegała znacznym
zmianom. W osadach pochodzących z okresów ochłodzenia półkuli północnej
(ochłodzenie w XVII oraz XIX wieku – tzw. Mała Epoka Lodowa) obserwowano
obniżenie stosunku izotopów δ18 O/ δ16 O co wskazuje na obniżenie zasolenia
wody, a więc napływ słabiej zasolonych wód z Morza Barentsa, który musiał
wiązać się z osłabieniem dopływu wód atlantyckich. Obserwacje izotopowe
potwierdzone zostały wynikami analizy składu gatunkowego otwornic – w
okresach ochłodzenia wzrastała liczebność gatunków wskaźnikowych dla
polarnych mas wodnych (rys. 23).
103
Rys. 23. Zmienność wartości stosunku izotopów O18/O16 (wskaźnika temperatury i
zasolenia wody) oraz liczebności gatunków wskaźnikowych dla warunków
polarnych wśród otwornic bentosowych w osadach z rdzenia reprezentującego
ostatnie 600 lat. Zmienność temperatury powietrza półkuli północnej w tym
czasie przedstawiona wg (Crowley 2000)
Podsumowanie
Zmiany klimatu w Arktyce są coraz wyraźniejsze i szybsze. Ich efektem są
postępujące zmiany kriosfery ale tak, że biosfery w wysokich szerokościach.
Skutki dla ekosystemu Arktyki są trudne do przewidzenia ale potencjalnie
katastrofalne. Kwestia ta wymaga intensywnej obserwacji i badań ze strony
światowej społeczności naukowej. Polska ma długie tradycje badań w tym rejonie:
tak procesów istotnych dla klimatu jak i unikalnego ekosystemu Arktyki. W
104
następnych dekadach, mamy nadzieję, polskich badaczy w Arktyce również nie
zabraknie.
Literatura
Brook, E. et al., 2008, Potential for abrupt changes in atmospheric methane. In
Abrupt Climate Change. A report by the U.S. Climate Change Science Program
and the Subcommittee on Global Change Research. 360-452 (U.S. Geological
Survey).
Climate Change 2007 - The Physical Science Basis, Contribution of Working
Group I to the Fourth Assessment Report of the IPCC, edited by S. Solomon et
al. ISBN 978 0521 88009-1, Cambridge University Press.
Druet C., (ed), 1993,Polar Marine Research (2), The results of Polis oceanographic
investigations focused on interannual variability of the Greenland Sea
energoactive zones, Stud. i Mater. Oceanol., 65, 222.
Druet C., A. Jankowski, 1991, Flow across south and east boundaries of the
Norwegian Sea. Oceanologia, No. 30, 37-46.
Druet C., A. Jankowski, 1992, Some results of three - year investigations on the
interannual variability of the Norwegian - Barents confluence zone. Polish
Polar Research, vol. 13, No. 1, 3-17.
Eleftheriadis, K., S. Vratolis, and S. Nyeki 2009, Aerosol black carbon in the
European Arctic: Measurements at Zeppelin station, Ny-Alesund, Svalbard
from
1998–2007,
Geophys.
Res.
Lett.,
36,
L02809,
doi:10.1029/2008GL035741.
Law K.S., A. Stohl, 2007, Arctic air pollution: origins and impacts, Science, 315,
1537-1540.
Lubin D., A.M. Vogelmann, 2006, A climatologically signiﬁcant aerosol longwave
indirect effect in the Arctic, Nature, 439, 453-456.
Meehl et al. 2004, Combinations of Natural and Anthropogenic Forcings in
Twentieth-Century Climate, Journal of Climate, 17, 3721 – 3727.
Nick F.M., Vieli A., Howat I.M., Joughin I., 2009, Large-scale changes in
Greenland outlet glacier dynamics triggered at the terminus, Nature Geoscience,
2, 2, 11-114.
105
Petelski T., 2003, Marine aerosol fluxes over open sea calculated from vertical
concentration gradients, J. Aerosol Sci., 34, 359-371.
Petelski T., 2005, Coarse aerosol concentration over the north polar waters of the
Atlantic, Aerosol Sci. Tech., 39, 695-700.
Petelski T, Piskozub J, 2006, Vertical coarse aerosol fluxes in the atmospheric
surface layer over the North Polar Waters of the Atlantic, J. Geophys. Res.
Oceans, 111, C06039.
Philipona, R. ,K. Behrens, and C. Ruckstuhl 2009), How declining aerosols and
rising greenhouse gases forced rapid warming in Europe since the 1980s,
Geophys. Res. Lett., 36, L02806, doi:10.1029/2008GL036350.
Piechura J., 1993, Hydrological aspects of the Norwegian-Barents confluence zone,
Studia i Materialy Oceanologiczne, Polar Marine Research 2, No 65, pp.197222.
Piechura J., 1996, Dense bottom waters in Storfjord and Storfjordrenna,
Oceanologia, No.38 2, 285-292.
Piechura, J., A. Beszczynska-Moeller, R. Osinski, 2001, Volume, heat and salt
transport by the West Spitsbergen Current. Polar Research 20 2, 233–240.
Piechura J., R. Osiński, W. Walczowski, 2000, Some results of exchanges through
the Norway-Svalbard opening, News Letters European Geophysical Society,
No.74 March 2000 p.1645.
Piechura J., R. Osiński, T. Petelski, S. B. Woźniak 2002. Heat and salt fluxes in the
Westspitsbergen Current in summer time. Oceanologia, 443, 307-321.
Piechura J., W. Walczowski, 1995, The Arctic Front: structure and dynamics.
Oceanologia, 371, 47-73.
Piechura J., W. Walczowski, 1996, Interannual variability in the hydrophysical
fields of the Norwegian-Barents Seas confluence zone, Oceanologia, No. 381.
Polyakov i inni, Retreat of warm pulse from the eastern Arctic Ocean, 2010,
submitted.
Rigby, M. ,et al., 2008, Renewed growth of atmospheric methane, Geophys.
Res.Lett., 35, L22805, doi:10.1029/2008GL036037.
106
Rozwadowska A, Zieliński T, Petelski T, Sobolewski P., 2010, Cluster analysis of
the impact of air back-trajectories on aerosol optical properties at Hornsund,
Spitsbergen, Atmospheric Chemistry and Physics, 10, 877-893.
Saha, A. ,et al. 2010 ,Pan‐Arctic sun photometry during the ARCTAS‐A campaign
of April 2008, ,L05803, doi:10.1029/2009GL041375.
Sawyer J.S. 1972, Man-made carbon-dioxide and greenhouse effect, Nature, 239,
5366, 23-26.
Schlichtholz P.,I. Goszczko 2006, Interannual variability of the Atlantic water layer
in theWest Spitsbergen Current at 76,5 º N in summer 1991–2003, Deep-Sea
Research I ,53, doi:10.1016/j.
Schlichtholz P. , A. Jankowski, 1993, Hydrological regime and water volume
transport in the Faeroe-Shetland Channel in summer of 1988 and
1989, Oceanologica Acta, vol. 16, No. 1, 11-22.
Schlichtholz P., Houssais, M.N., 1999, An inverse modeling study in Fram Strait.
Part I, Part II: dynamics and circulation, Deep-Sea Research II 46, 1083–1168.
Shakhova N. et al., 2010, Sediments of the East Siberian Arctic Shelf, Science,
327, 1246 – 1250
Shindell D. and G. Fauvegi, 2009, Climate response to regional radiative forcing
during the twentieth century, Nature Geoscience, 2, 294-300.
Smirnov A, Holben BN, Slutsker I, Giles DM, McClain CR, Eck TF, Sakerin SM,
Macke A, Croot P, Zibordi G, Quinn PK, Sciare J, Kinne S, Harvey M, Smyth
TJ, Piketh S, Zielinski T, Proshutinsky A, Goes JI, Nelson NB, Larouche P,
Radionov VF, Goloub P, Moorthy KK, Matarrese R, Robertson EJ, Jourdin F,
2009, Maritime Aerosol Network as a component of Aerosol Robotic Network,
J. Geophys. Res. Atmospheres 114, D06204.
Stramska M, Petelski T, 2003, Observations of oceanic whitecaps in the north polar
waters of the Atlantic, J. Geophys. Res. Oceans, 108, 3086.
Stroeve, J., M. M. Holland, W. Meier, T. Scambos, and M.Serreze, 2007, Arctic
sea ice decline: Faster than forecast, Geophys. Res. Lett., 34, L09501,
doi:10.1029/2007GL029703.
Tomasi C, Vitale V, Lupi A, Di Carmine C, Campanelli M, Herber A, Treffeisen
R, Stone RS, Andrews E, Sharma S, Radionov V, von Hoyningen-Huene W,
Stebel K, Hansen GH, Myhre CL, Wehrli C, Aaltonen V, Lihavainen H,
107
Virkkula A, Hillamo R, Strom J, Toledano C, Cachorro VE, Ortiz P, de Frutos
AM, Blindheim S, Frioud M, Gausa M, Zielinski T, Petelski T, Yamanouchi T,
2007, Aerosols in polar regions: A historical overview based on optical depth
and in situ observations, J. Geophys. Res. Atmospheres, 112 (D16), D16205.
Vautard,R. And P. Yiou, 2009, Control of recent European surface climate change
by
atmospheric
flow,
Geophys.
Res.
Lett.,
36,
L22702,
doi:10.1029/2009GL040480.
Velicogna I, 2009, Increasing rates of ice mass loss from the Greenland and
Antarctic ice sheets revealed by GRACE, Geophys. Res. Lett., 36, L19503,
doi:10.1029/2009GL040222.
Walczowski W., 1997, Transfrontalna wymiana masy i ciepła w rejonie Frontu
Arktycznego, Praca Doktorska IOPAN, 123.
Walczowski W., J. Piechura, 2006, New evidence of warming propagating toward
the Arctic Ocean, Geophys. Res. Lett., Vol. 33, L12601,
doi:10.1029/2006GL025872.
Walczowski W., J. Piechura, 2007, Pathways of the Greenland Sea warming,
Geophys. Res. Lett., Vol. 34, L10608, doi:10.1029/2007GL029974.
Walczowski W., J. Piechura, R. Osinski, P. Wieczorek 2005, The West Spitsbergen
Current volume and heat transport from synoptic observations in summer,
Deep-Sea Research I 52 1374-1931.
Walczowski W., 2009, Woda Atlantycka w Morzach Nordyckich – właściwości,
zmienność, znaczenie klimatyczne, Polska Akademia Nauk, Instytut
Oceanologii, Rozprawy i Monografie, 22/2009.
Walsh J, 2006, IARC Overview.
Wang, M., and J.E. Overland, 2009, A sea ice free summer Arctic within 30 years?,
Geophys. Res. Lett., 36,L07502,doi:10.1029/2009GL037820.
Warneke, C., et al. 2009, Biomass burning in Siberia and Kazakhstan as an
important source for haze over the Alaskan Arctic in April 2008, Geophys. Res.
Lett., 36,L02813, doi:10.1029/2008GL036194.
Westbrook, G.K., et al. 2009, Escapeo f methane gas from the sea bed along
theWestSpitsbergen continental margin, Geophys. Res.Lett. , 36, L15608,
doi:10.1029/2009GL039191.
108

zmiany klimatu w arktyce – polski wkład w międzynarodowe

Transkrypt

Podobne dokumenty