AntarcticGlaciers.org

Co to jest szelf lodowy? | Co to jest szelf lodowy?

Szelf lodowy Larsena w 2004 roku

Szelfy lodowe to pływające jęzory lodu, które rozciągają się od lodowców na lądzie. Śnieg spada na lodowce, które płyną w dół pod wpływem grawitacji. Szelfy lodowe występują powszechnie wokół Antarktydy, a największe z nich to szelfy Ronne-Filchnera, Rossa i McMurdo.

Szelfy lodowe otaczają 75% linii brzegowej Antarktydy i zajmują obszar ponad 1,561 mln km2 (podobnej wielkości co lądolód Grenlandii). Szelfy lodowe zyskują masę od lodu płynącego do nich z lodowców na lądzie, od akumulacji śniegu i od zamarzania lodu morskiego (wody morskiej) na ich spodniej stronie. Tracą masę przez cielące się góry lodowe i topnienie bazowe na ich zewnętrznych krawędziach, wraz z sublimacją i dryfem wiatru na ich powierzchniach. Szelfy lodowe są ważne, ponieważ odgrywają rolę w stabilności pokrywy lodowej Antarktydy i bilansu masy pokrywy lodowej, a także są istotne dla stratyfikacji oceanu i tworzenia się wody na dnie; pomaga to napędzać światową cyrkulację termohalinową. Topnienie od spodu półek lodowych jest jednym z kluczowych sposobów, w jaki Antarctic Ice Sheet traci mass.

Na zdjęciu satelitarnym Prince Gustav Ice Shelf poniżej, można zobaczyć, że półki lodowe mają bardzo płaski wygląd. W rzeczywistości, można zwykle powiedzieć, gdzie lód zaczyna pływać przez ostrą przerwę w zboczu na linii uziemienia. Szelfy lodowe składają się więc z lodu pochodzącego z opadów śniegu na lądzie, ale także z lodu morskiego, który akreuje od dołu. Półki lodowe różnią się więc od lodu morskiego, który powstaje wyłącznie z zamarzającej wody morskiej. Poniżej można zobaczyć przykład z północnego Półwyspu Antarktycznego. Szelf lodowy Prince Gustav znajdował się pomiędzy Półwyspem Trinity a Wyspą Jamesa Rossa. Zapadł się on w 1995 roku. Na szelfie widać struktury glacjologiczne, wskazujące, że wypływa on z lodowców dopływowych. Widać także liczne stawy topniejące na szelfie lodowym.

Schematyczny rysunek lodowca wpływającego na szelf lodowy, pokazujący linię uziemienia i cielenie się na klifie lodowym na krawędzi szelfu lodowego. Struktury glacjologiczne na szelfie lodowym Księcia Gustawa. Obraz Landsat 4 TM z 1988 roku. Supraglacjalne jeziora roztopowe na McMurdo Ice Shelf. Kredyt: Neil Glasser. Topniejące jeziora na McMurdo Ice Shelf

Szelfy lodowe wokół Antarktydy mają do 50 000 km2 powierzchni i mogą mieć do 2000 m grubości. Ich przednie zakończenie ma często wysokość do 100 m. Szelfy lodowe okresowo cielą się dużymi górami lodowymi, co jest normalną częścią ich ablacji. Wokół Antarktydy szelfy lodowe tworzą się tam, gdzie średnie roczne temperatury są niższe niż -9°C, przy czym wraz ze wzrostem temperatury następuje sukcesywny rozpad szelfów lodowych. Geometria linii brzegowej jest często istotna dla określenia, gdzie rozwiną się szelfy lodowe. Na przykład szelf lodowy Larsen powstał w embaimencie.

Załamanie szelfu lodowego

Kilka szelfów lodowych wokół Antarktydy uległo ostatnio dramatycznemu załamaniu, zamiast wycofywać się w powolny i stały sposób. Larsen A zapadł się w 1995 roku, a szelf lodowy Larsen B słynnie zapadł się w 2002 roku. Zmniejszyła się ona z 12 000 km2 w 1963 roku do 2400 km2 w 2010 roku. W lutym 2002 roku, 3250 km2 zostało utraconych w wyniku cielenia się gór lodowych i fragmentacji. Na rysunku poniżej widać niebieski, cętkowany wygląd szelfu lodowego na obrazie z 2002 roku, spowodowany odsłonięciem głębszego niebieskiego lodu lodowcowego.

Obrazy z satelity Landsat pokazujące zapadanie się szelfu lodowego Larsena. Zwróć uwagę na niebieski cętkowany wygląd w 2002 roku, wynikający z odsłonięcia głębiej niebieskiego lodu.

Wokół Półwyspu Antarktycznego zapadło się obecnie kilka szelfów lodowych (Tabela 1). Ich zapadnięcie się umożliwiło rdzeniowanie osadów podszelfowych w celu zbadania, czy te zapadnięcia są częścią normalnego zachowania szelfu lodowego. Okazuje się, że bardziej wysunięte na północ szelfy lodowe, takie jak Szelf Księcia Gustawa, rzeczywiście uległy wcześniej załamaniu, w wyniku czego 5000 lat temu w Kanale Księcia Gustawa przez krótki okres żyły otwarte organizmy morskie. Jednak wydaje się, że bardziej wysunięty na południe szelf lodowy Larsen B pozostał na stałe w całym holocenie. Sugeruje to, że pewne progi zostały przekroczone, a zmiany środowiskowe na całym Półwyspie Antarktycznym przewyższają obecnie wszelkie zmiany, jakie miały miejsce wcześniej.

Na poniższym filmie można zobaczyć animację zapadania się szelfu lodowego Larsena z obrazów Modis:

Tabela 1. Daty zapadania się szelfu lodowego

Mechanizmy zapadania się szelfów lodowych

Istnieje kilka powodów, dla których szelfy lodowe rozpadają się gwałtownie, a nie powoli i systematycznie się kurczą. Półki lodowe zapadają się w odpowiedzi na długotrwałe zmiany środowiskowe, które powodują ciągłe przerzedzanie się i kurczenie. Po przekroczeniu pewnych progów następuje katastrofalna dezintegracja szelfu lodowego poprzez cielenie się gór lodowych. Przed zapadnięciem się szelfy lodowe przechodzą najpierw okres długotrwałego przerzedzania się i topnienia podstawy, co czyni je wrażliwymi. Woda roztopowa gromadząca się na powierzchni, pływy i zginanie płyt przyczyniają się do gwałtownego cielenia i rozpadu szelfu lodowego.

Długotrwałe przerzedzanie i topnienie bazalne

Zmiany grubości antarktycznych szelfów lodowych. Zwróć uwagę na szybkie przerzedzanie się szelfu lodowego lodowca Pine Island Glacier w Antarktyce Zachodniej. Z Pritchard et al., 2012, Nature. Przedrukowano za zgodą Macmillan Publishers Ltd.: Nature
(Pritchard et al. 2012), copyright (2012).

Długotrwałe przerzedzanie od topnienia powierzchniowego i bazowego predysponuje szelf lodowy do załamania. Ujemne bilanse masowe na lodowcach dopływowych mogą prowadzić do przerzedzania się lodowców i szelfów lodowych. Największe tempo trzebienia występuje tam, gdzie stosunkowo ciepłe prądy oceaniczne mogą dotrzeć do podstawy szelfu lodowego poprzez głębokie rynny. Struktura szelfu lodowego wydaje się być istotna, ze szwami pomiędzy dopływowymi lodowcami skutkującymi słabszymi obszarami cieńszego lodu, które są podatne na rozszczepianie.

Ostatnia analiza szelfów lodowych na całej Antarktydzie wykazała, że bazowe tempo topnienia wynosi około 1325 ± 235 gigaton rocznie, z dodatkowym strumieniem cielenia 1089 ± 139 gigaton rocznie. Topnienie szelfów lodowych jest więc jednym z największych procesów ablacyjnych na Antarktydzie. Jednakże to masywne topnienie nie jest równomiernie rozłożone na wszystkich szelfach lodowych; masywne szelfy Ronne, Filchnera i Rossa zajmują dwie trzecie całkowitej powierzchni szelfów lodowych, ale odpowiadają jedynie za 15% topnienia netto. Największe tempo topnienia występuje natomiast wokół Półwyspu Antarktycznego i Antarktydy Zachodniej, od północnego krańca Szelfu Lodowego Jerzego VI do zachodniego krańca Szelfu Lodowego Getza. Te szelfy lodowe również gwałtownie się przerzedzają. Na wolno poruszających się szelfach lodowych (np. George VI, Abbot, Wilkins), prawie cały pierwotny lód lądowy stopił się w odległości kilku kilometrów od linii uziemienia. Tak więc połowa produkowanej wody pochodzi z zaledwie dziesięciu małych, ciepłych szelfów lodowych wokół pacyficznego brzegu Antarktydy, a te dziesięć szelfów zajmuje zaledwie 8% całkowitej powierzchni szelfów lodowych. Cała ta zimna woda uwalniana do oceanu ma znaczący wpływ na tworzenie się lodu morskiego, co skutkuje wyższymi wskaźnikami koncentracji lodu morskiego wokół Antarktydy.

Topienie się szelfów lodowych wokół lodowca Pine Island w Zachodniej Antarktyce jest niepokojące, ponieważ lądolód Zachodniej Antarktydy jest osadzony poniżej poziomu morza. Załamanie się tej półki lodowej może doprowadzić do niestabilności morskiej pokrywy lodowej i gwałtownego wzrostu globalnego poziomu morza.

Landsat Image Mosaic of Antarctica (LIMA) pokazujący lokalizację kluczowych półek lodowych.

Topienie powierzchniowe i tworzenie się sadzawek

Wzrost temperatur atmosferycznych prowadzi do topnienia powierzchni i tworzenia się sadzawek na powierzchni lodu. Katastrofalne załamania szelfu lodowego mają tendencję do występowania po stosunkowo ciepłym sezonie letnim, ze zwiększonym topnieniem powierzchni. Na podstawie sezonowości pękania szelfów lodowych i geograficznego rozkładu zapadania się szelfów lodowych w pobliżu postępującej w kierunku południowym izotermy -9°C, wydaje się, że do zapadania się szelfów lodowych konieczne jest tworzenie się stawów powierzchniowych. Ta woda topi się w dół szelfu lodowego, powodując pęknięcia i prowadząc do szybkiego cielenia się gór lodowych. Zwiększona ilość wody topniejącej na powierzchni prowadzi również do nasycenia śniegu, wypełniając szczeliny wodą i zwiększając ciśnienie hydrostatyczne. Infiltracja solanki może również powodować pogłębianie się pęknięć.

Zginanie płyt i zginanie pływowe

Jednakże samo gromadzenie się wody roztopowej nie wyjaśnia szybkiej fragmentacji szelfu lodowego. Musimy powołać się na trzeci proces. Uginanie się przedniej krawędzi szelfu lodowego w wyniku zginania pływowego może powodować powstawanie małych pęknięć równoległych do czoła lodu. Przy spełnieniu powyższych warunków (rozrzedzenie przy obfitości wód powierzchniowych) może zostać przekroczony próg, powodujący gwałtowny rozpad szelfu lodowego.

Gdy góry lodowe powstają w wyniku powyższych mechanizmów, długie, cienkie góry lodowe tworzą się na froncie lodowym. Te góry lodowe wywracają się, ponieważ są cieńsze niż są głębokie. Wywrócenie się góry lodowej uwalnia grawitacyjną energię potencjalną i zwiększa naprężenia rozciągające na szelfie lodowym. Może to prowadzić do kaskady fragmentacji, wywrócenia się i rozpadu góry lodowej.

Podparcie szelfu lodowego

Interakcje lodowiec-szelf lodowy: W stabilnym układzie lodowiec-szelfa lodowa ruch lodowca w dół jest równoważony przez siłę wyporu wody na czole szelfu. Cieplejsze temperatury destabilizują ten system, smarując podstawę lodowca i tworząc stawy topniejące, które w końcu przebijają się przez szelf. Kiedy szelf lodowy cofa się do linii uziemienia, siła wyporu, która wcześniej równoważyła przepływ lodowca, staje się nieistotna, a lodowiec nabiera prędkości w drodze do morza. Oryginalny obraz autorstwa Teda Scambosa i Michona Scotta, National Snow and Ice Data Center.

Powstające szelfy lodowe nie przyczyniają się bezpośrednio do globalnego wzrostu poziomu morza. Dzieje się tak dlatego, że są one pływające, a więc ich topnienie nie powoduje wzrostu poziomu morza. Aby to sprawdzić, włóż kilka kostek lodu do szklanki i sprawdź poziom wody. Czy woda podnosi się, gdy „góry lodowe” topnieją?

Półki lodowe odgrywają jednak bardzo ważną rolę w „podpieraniu” swoich dopływowych lodowców. Lodowce, które wpływają na półki lodowe są powstrzymywane przez półkę lodową znajdującą się przed nimi. Nawet małe szelfy lodowe odgrywają ważną rolę w regulowaniu przepływu strumieni lodowych, które do nich wpływają. Zaobserwowano to w kilku przypadkach, przede wszystkim po zawaleniu się szelfu Larsena i szelfu Księcia Gustawa. Na powyższym zdjęciu Landsat szelfu lodowego Księcia Gustawa widać gwałtowną recesję lodowca w latach 1988-2009.

Gdy lodowce przerzedzają się, przyspieszają i cofają w odpowiedzi na załamanie się szelfu lodowego, więcej lodu jest bezpośrednio transportowane do oceanów, co bezpośrednio przyczynia się do wzrostu poziomu morza. Wzrost poziomu morza spowodowany zapadaniem się szelfów lodowych jest jak dotąd ograniczony, ale duże szelfy lodowe otaczające niektóre z głównych lodowców antarktycznych mogą być zagrożone, a ich zapadnięcie się spowodowałoby znaczny wzrost poziomu morza. Zobacz Niestabilność morskiej pokrywy lodowej, aby uzyskać więcej informacji.

Dalsza lektura

• Niestabilność morskiej powłoki lodowej
• Szelf lodowy George’a VI
• Szelfy lodowe: the hidden villan
• Sea level rise
• Glacier recession in Patagonia
• Glacier recession on the Antarctic Peninsula
• Glaciers and climate change
• Antarctica’s contribution to global sea level rise
• The growing rift on Larsen C Ice Shelf

Go to top or jump to Marine Ice Sheet Instability.

Go to top or jump to Marine Ice Sheet Instability.

Go to top or jump to Marine Ice Sheet Instability.