Antarktyda dziś i jutro – stan lądolodu na początku XXI wieku i w przyszłości

Antarktyda to masa lodu, której stopienie spowoduje olbrzymi wzrost poziomu morza. Nie dziwi więc, iż jest ważnym obiektem zainteresowania naukowców próbujących przewidzieć konsekwencje zmiany klimatu – glacjologów, geologów czy klimatologów. Dzięki dynamicznemu rozwojowi metod badawczych, w ostatnich dekadach poznaliśmy ją dużo lepiej. Co wiemy o zmianach na Antarktydzie na początku XXI wieku i w odległej przeszłości i co możemy na tej podstawie powiedzieć o jej przyszłości?

Ilustracja 1: Wybrzeże Antarktydy, Paradise Bay na Półwyspie Antarktycznym. Zdjęcie: J. Małecki.

Antarktyczny lądolód pojawił się wraz z ochłodzeniem globalnego klimatu na przełomie eocenu i oligocenu, i na obszarze wschodniej części kontynentu istniał nieprzerwanie (choć ze zmieniającą się wielkością) przez ostatnie 34 miliony lat. Topnienie lodowców Antarktydy i związany z nim wzrost poziomu wszechoceanu były od dawna wskazywane jako jedna z najważniejszych konsekwencji globalnego ocieplenia: objętość lądolodu jest szacowana na 26,5 milionów kilometrów sześciennych, i gdyby w całości zamienić go w wodę, spowodowałoby to globalny wzrost poziomu morza aż o 58 metrów (Pritchard i in., 2025). choćby niewielka zmiana wielkości lądolodu mogłaby mieć więc poważne konsekwencje dla obszarów leżących nisko nad poziomem morza, w tym wielu najludniejszych miast świata. Z tego powodu Antarktyda, pomimo swoich niegościnnych warunków i niedostępności, jest celem wielu projektów i zespołów naukowych, a ich wyniki badań zajmują prominentne miejsce w raportach takich instytucji jak Międzyrządowy Zespół ds. Zmiany Klimatu (IPCC).

Co decyduje o masie lądolodu?

Najprościej rzecz ujmując, lądolód to bardzo duży lodowiec, więc jego losy zależą, jak w przypadku każdego lodowca, od sumy procesów dodających i usuwających z niego lód. Najważniejszym z tych pierwszych są, oczywiście, opady śniegu na powierzchnię lodowca. Śnieg ten może następnie zmienić się najpierw w firn, a potem w lód, powodując przyrost lodowca. Może też stopnieć, a następnie odparować, spłynąć lodowcową rzeką do oceanu, albo ulec sublimacji. Zazwyczaj, w skali roku, opady śniegu przeważają nad topnieniem i sublimacją, co oznacza iż powierzchniowy bilans masy (SMB, Surface Mass Balance) jest trwale dodatni (o powierzchniowym bilansie masy lądolodu przeczytasz też w naszym artykule o Grenlandii).

Gdyby to był koniec całej historii, lądolód antarktyczny musiałby cały czas przyrastać. Ponieważ tak się nie dzieje, i ponieważ wiemy iż istnieje od milionów lat, muszą istnieć dodatkowe procesy prowadzące do utraty lodu i utrzymujące wielkość lodowca w stanie bliskim równowagi.

Tym brakującym elementem układanki jest ruch lodowca, zwany plastycznym płynięciem. Pod wpływem własnego, ogromnego ciężaru – a w najgrubszym miejscu lądolód antarktyczny mierzy 4,7 kilometra grubości – lód zaczyna się zachowywać jak bardzo gęsty płyn¹. Niczym góra ulana z melasy lodowiec zaczyna spływać na boki, aż dociera do brzegu kontynentu, gdzie albo odrywa się (“cieli”) bezpośrednio do oceanu, albo unosi się na wodzie jako lodowiec szelfowy (który w przyszłości też ulega dalszemu cieleniu). Ilustracja 2 pokazuje prędkość przepływu lodu: jak widać, jest ona niewielka (rzędu 1 metra na rok) w centralnej części lądolodu, ale przyspiesza tam, gdzie jęzory lodowcowe zasilają lodowce szelfowe, osiągając prędkości kilku kilometrów na rok.

Ilustracja 2: Prędkość przepływu lodu w okresie 1992-2016 zmierzona radarowo (SAR). Źródło: Mouginot i in. (2017).

Zmiana klimatu Antarktydy, a także otaczającego ją Oceanu Południowego, wpływa na procesy po obu stronach równania bilansu masy lądolodu. Zanim jednak przejdziemy do omówienia tych zmian, musimy trochę dokładniej przyjrzeć się geografii kontynentu.

Geografia Antarktydy

Dominującym elementem topografii Antarktydy jest pasmo Gór Transantarktycznych, rozciągających się od Morza Weddela po jednej stronie, do Morza Rossa po drugiej stronie kontynentu. Góry te dzielą Antarktydę na większą część wschodnią i mniejszą zachodnią, ale z punktu widzenia glacjologii najbardziej dramatyczną różnicą jest to, iż Lądolód Wschodniej Antarktydy (EAIS) spoczywa na lądzie, nad powierzchnią morza, zaś Lądolód Zachodniej Antarktydy (WAIS) jest w większości zakotwiczony na dnie oceanu i graniczy z dwoma dużymi lodowcami szelfowymi: Ronny i Rossa (il. 3).

W efekcie, choć stopienie podwodnej części Zachodniej Antarktydy nie będzie miało wpływu na globalny poziom morza, to za to z powodu zjawiska zwanego niestabilnością morskich lądolodów (rozpoznanego niemal pięćdziesiąt lat temu przez słynnego brytyjskiego glacjologa, Johna Mercera) jest ona bardziej czuła na zmiany temperatury (Mercer 1978). Trzecim istotnym glacjologicznie regionem jest górzysty Półwysep Antarktyczny, który jest jednym z najszybciej ocieplających się rejonów na półkuli południowej.

Ilustracja 3: Topografia podłoża skalnego Antarktydy i ukształtowanie dna morskiego. Antarktyda Wschodnia jest po prawej, Antarktyda Zachodnia po lewej stronie. Kolory pokazują wysokość nad poziomem morza albo głębokość dna morskiego. Źródło: Pritchard i in. (2025).

Z powodu surowego klimatu i niedostępności kontynentu, monitoring warunków środowiskowych na obszarze Antarktydy jest utrudniony. Dopiero w połowie lat pięćdziesiątych, dzięki aktywnościom związanym z Międzynarodowym Rokiem Geofizycznym, założono sieć całorocznych i sezonowych stacji badawczych, w których prowadzone są pomiary parametrów meterologicznych. Większość z nich położona jest, z przyczyn praktycznych, blisko obrzeża kontynentu, a duże obszary Płaskowyżu Polarnego pozostają nieobjęte obserwacjami in situ: dla przykładu, stacja Scotta-Amundsena na biegunie południowym jest jedyną placówką w promieniu 1000 kilometrów. Szeregi czasowe kluczowych parametrów związanych z klimatem mają więc tylko 70 lat i luki w pokryciu przestrzennym. Na szczęście, dzięki pomiarom prowadzonym przez liczne satelity meteorologiczne i klimatyczne, w ostatnich dekadach nasza wiedza na temat stanu klimatu Antarktydy znacznie się poprawiła.

Najnowsza historia Antarktydy

Jeszcze w latach 90. ubiegłego wieku dominował obraz statycznego, relatywnie stabilnego lądolodu Antarktydy, którego ubytki związane z ociepleniem się klimatu kompensowane są przez wzrastające opady śniegu. Istniejące dane nie pozwalały na określenie, czy ulega on topnieniu, czy wręcz przeciwnie – przybiera na masie. Zmieniło się to na przełomie wieków, wraz z udoskonaleniem metod teledetekcji i analizy danych satelitarnych, a także rozpoczęciu całkowicie nowych rodzajów pomiarów, takich jak precyzyjne odczyty lokalnego pola grawitacyjnego Ziemi, umożliwiające śledzenie zmian masy lądolodu.

Nowe techniki pomiarowe pojawiły się w dobrym momencie, bo mniej więcej w tym samym czasie bilans masy lądolodu z bliskiego zeru przeszedł w ujemny. Towarzyszył temu spektakularny rozpad niektórych lodowców szelfowych, takich jak Larsen B (il. 4). Co istotne, w wyniku regresji tych lodowców szelfowych, “odkorkowaniu” uległy zasilające je strumienie lodowe.

W kolejnych latach zaobserwowano przyspieszenie spływu sąsiadujących lodowców na Półwyspie Antarktycznym (Rignot i in., 2004). Potwierdziło to hipotezę, iż choć stopnienie pływających lodowców szelfowych samo w sobie nie ma wpływu na wzrost poziomu oceanu, ich zniknięcie destabilizuje tą część lądolodu, która się o nie opierała. Śpiący gigant, do którego często porównywano lądolód antarktyczny, zaczął się wybudzać ze spokojnej drzemki.

Ilustracja 4: Rozpad lodowca szelfowego Larsen B na początku 2002 roku (kolejno 31 stycznia, 17 lutego, 23 lutego, 7 marca, 17 marca i 13 kwietnia). Źródło: NASA/NSIDC.

Dane z ostatnich dekad, pochodzące z różnego typu pomiarów satelitarnych, lotniczych pomiarów radarowych i lidarowych, zmian wysokości i prędkości lodu; czy szacunków na podstawie sum opadów i ubytków lodu zostały zebrane przez międzynarodową grupę naukowców IMBIE (Ice sheet Mass Balance Inter-comparison Exercise).

Ilustracja 5 pokazuje przygotowaną przez nich syntezę, , z której wynika, iż lądolód Antarktydy pozostawał blisko równowagi do początku XXI wieku, po czym zaczął w przyspieszającym tempie tracić masę (Otosaka i in., 2023). Z obserwacji wynika też, iż za proces ten odpowiada głównie Lądolód Zachodniej Antarktydy, a część wschodnia kontynentu nabiera masy wskutek zwiększonych opadów śniegu. Wkład lodowców Półwyspu Antarktycznego we wzrost globalnego poziomu oceanu jest na razie niewielki, choć też przyspiesza (i może być też niedoszacowany – co jednocześnie oznacza niedoszacowanie przyrostu Lądolodu Wschodniej Antarktydy, Noël i in., 2023).

Ilustracja 5: Skumulowane zmiany bilansu masy lądolodów Antarktydy i Grenlandii w okresie 1992-2020, z podziałem na WAIS, EAIS i Półwysep Antarktyczny. Linia przerywana (IMBIE-2) oznacza wyniki wcześniejszej analizy tej samej grupy opublikowane w 2016 roku. Źródło: Osotsaka i in. (2023).

W krótkich skalach czasowych zmienność bilansu masy jest zdominowana przez czynniki atmosferyczne decydujące o opadach śniegu. W 2022 i 2023 roku doprowadziły one choćby do krótkotrwałego przyrostu lądolodu (patrz Wang i in., 2023 oraz Mit: Na Antarktydzie przybywa lodu).

Co przyniesie przyszłość?

Gdyby taki stan rzeczy się w kolejnych stuleciach utrzymał – to znaczy, gdyby wzrost opadów nad Antarktydą Wschodnią częściowo kompensował stosunkowo niewielką utratę lodu Antarktydy Zachodniej – można byłoby uznać, iż klimatyczne konsekwencje związane z antarktycznym lądolodem są niewielkie, i można sobie z nimi poradzić samymi działaniami adaptacyjnymi.

Niestety, taka ocena ryzyka związanego z ocieplaniem się Antarktydy jest prawdopodobnie niepełna, o czym mówią nam dane z… odległej przeszłości. Badania paleoklimatyczne pozwalają “podejrzeć”, w jakim zakresie lądolód zmieniał się w czasie swojej długiej historii i w jaki sposób reagował na zmiany klimatu powodowane naturalnymi czynnikami. W połączeniu z symulacjami komputerowymi, informacje z przeszłości geologicznej Antarktydy umożliwiają nam więc przewidzenie, co stanie się z lądolodem w świecie globalnie cieplejszym o 2, 3 czy 4 stopnie Celsjusza.

Przykładowo, w czasie pliocenu (od 5,3 do 2,6 milionów lat temu), gdy koncentracja dwutlenku węgla w atmosferze wynosiła pomiędzy 350 a 450 ppm, a średnia temperatura globalna była o 2 do 3 stopni wyższa od wartości przedindustrialnej (tj. średniej z okresu 1850-1900), poziom morza był globalnie o 10-30 metrów wyższy od obecnego (np. Dumitru i in., 2019, Westerhold i in., 2020, Halberstadt i in., 2024). Część tej dodatkowej wody musiała pochodzić z lądolodu grenlandzkiego, oraz z Antarktydy – głównie WAIS, ale też obrzeży wschodniej części lądolodu (np. Cook i in., 2013, Stokes i in., 2022).

Oznacza to, iż już obecne globalne ocieplenie, albo to które spowodujemy w ciągu następnych kilku dekad, jeżeli zostanie podtrzymane odpowiednio długo, doprowadzi do znaczącej deglacjacji obu lądolodów i wielometrowego wzrostu poziomu morza (Stokes i in., 2025, Naughten i in., 2023, DeConto i in., 2021.

1 – Zjawisko to dotyczy też oczywiście znacznie mniejszych, górskich lodowców. Aby taki lodowiec zaczął “płynąć”, wystarczy osiągnięcie około 50 metrów grubości (wróć do tekstu).