andrzej banachowicz - Akademia Morska w Gdyni
advertisement
ANDRZEJ A. MARSZ ANNA STYSZYŃSKA Akademia Morska w Gdyni Katedra Meteorologii i Oceanografii Nautycznej WSPÓŁCZESNE ZMIANY POKRYWY LODÓW MORSKICH W STREFACH POLARNYCH I ICH KONSEKWENCJE 1 DLA ŻEGLUGI NA AKWENACH ARKTYCZNYCH W pracy omówione są zmiany powierzchni lodów morskich zachodzące współcześnie w Antarktyce i Arktyce oraz problemy żeglugi na akwenach Arktyki. Zwraca się uwagę, że powierzchnia lodów morskich w Antarktyce powoli wzrasta, a powierzchnia lodów w Arktyce bardzo gwałtownie maleje. Autorzy są zdania, że w ciągu najbliższych lat nastąpi stopniowe ochłodzenie Arktyki i wzrost powierzchni lodów, związane z przejściem AMO do fazy zstępującej. Żegluga w Arktyce dla statków bez klasy lodowej lub z niską klasą lodową nie będzie bezpieczna nawet latem, a trasą z Europy do Cieśniny Beringa przez biegun – niemożliwa. Wydłużenie sezonu żeglugowego na wodach arktycznych możliwe jest, w perspektywie najbliższych kilkunastu lat, jedynie poprzez budowę statków o odpowiednio wysokich parametrach technicznych, specjalnie przystosowanych do żeglugi w lodach. WPROWADZENIE Jednym z przejawów zachodzących współcześnie zmian klimatycznych w wysokich szerokościach geograficznych są obserwowane zmiany w kriosferze 2 . Najdobitniej manifestują się one w zmianach pokrywy lodów morskich, choć i inne, lądowe elementy kriosfery wykazują zauważalną reakcję na zmiany klimatu. Problem zmian powierzchni lodów morskich w Arktyce i Antarktyce jest skomplikowany. Zagadnienie to, niezależnie od wcale nie prostego mechanizmu fizycznego tych zmian, obciążone jest „szumem informacyjnym”. Środki masowego przekazu rozpowszechniają na ten temat ogromną ilość informacji, najczęściej fałszywych, co sprawia, że przeciętny odbiorca tych informacji ma obraz zmian daleko odbiegający od rzeczywistości. 1 Praca stanowi fragment raportu Skutki zmian klimatycznych w obszarach morskich, w tym polarnych, opracowanego na polecenie Departamentu Transportu Morskiego i Żeglugi Śródlądowej Ministerstwa Infrastruktury. Z tego powodu pod niektórymi względami (cytowania, dyskusja problemów) praca odbiega swoim charakterem od typowego artykułu naukowego. 2 Kriosfera – „sfera” Ziemi zbudowana z lodu i te jej części, w których lód w takiej czy innej postaci odgrywa stale lub okresowo rolę decydującą w wykształceniu cech środowiska. Do kriosfery zalicza się kontynentalną pokrywę lodową (lądolody i lodowce naziemne, również lody szelfowe, mimo tego, że występują na morzu), stałą i okresową pokrywę lodów morskich, lody rzeczne i jeziorne oraz ciągłą i wyspową zmarzlinę (permafrost; grunty stale przemarznięte, w Polsce często określane mianem „wiecznej zmarzliny”). 66 PRACE WYDZIAŁU NAWIGACYJNEGO AKADEMII MORSKIEJ W GDYNI, nr 24, 2010 Trudność w ocenie zachodzących obecnie zmian powierzchni lodów morskich stanowią krótkie szeregi obserwacyjne. Dawniej 3 zasięg lodów morskich wyznaczany był jedynie w okresie sezonu nawigacyjnego (okresu późnego lata i początku jesieni), a i to – tylko na obszarach, na których odbywała się żegluga. Stąd dłuższe, choć z przerwami w czasie, ciągi obserwacyjne w wysokich szerokościach, rozpoczynające się dawniej niż 100 lat temu, są ograniczone do niektórych akwenów (rejony wybrzeży Islandii, Grenlandii, Morza Białego, Zatoki Św. Wawrzyńca – ogólnie Atlantyckiego Sektora Arktyki i azjatyckich wybrzeży rosyjskich). Dla innych obszarów starszych informacji na temat zmian pokrywy lodów morskich całkowicie brak albo też dysponuje się pojedynczymi informacjami, które nie pozwalają na wiarygodną rekonstrukcję przebiegu zmian pokrywy lodowej w przeszłości. Również dane proxy nie dają, ze względu na ich na ogół niewielką rozdzielczość czasową i przestrzenną, bardziej szczegółowego obrazu ewolucji pokrywy lodów morskich w skali ostatnich kilkuset – kilku tysięcy lat. W rezultacie, obserwowanych obecnie zmian pokrywy lodów morskich nie można odnieść do zmian zachodzących w dłuższym horyzoncie czasowym. Dla obszaru Antarktyki pierwsze obserwacje, które pozwalają na określenie „średniego” zimowego i letniego zasięgu lodów wokół całego kontynentu, pochodzą z lat 1947–1957, dla Arktyki – z lat 1947–1949. Pełne i ciągłe w czasie, niezależne od pory roku i doby, informacje o zmianach pokrywy lodów morskich na obu obszarach polarnych rozpoczynają się od listopada 1978 roku, gdy wprowadzone zostały na orbity satelity z odpowiednimi czujnikami (AVHRR). Dopiero od tego momentu, z przerwą na grudzień 1987 i styczeń 1988 roku, dysponuje się materiałem pozwalającym na szczegółowe i w pełni wiarygodne analizy zmian powierzchni i zasięgu lodów morskich w skalach hemisferycznych. Zgodnie z teorią AGW (Anthropogenic Global Warming), następujący nieprzerwanie wzrost temperatury powietrza, będący skutkiem wzrastającej koncentracji antropogenicznego CO2 w atmosferze, powinien doprowadzać do równie nieprzerwanego topnienia lodów morskich – ich powierzchnia powinna zmniejszać się z roku na rok. W wyniku zachodzenia sprzężeń zwrotnych między dopływem radiacji, wzrostem temperatury, zmniejszaniem się powierzchni lodów morskich i tym samym powiększaniem się powierzchni wolnej od lodów, wzrostem ilości ciepła zakumulowanego w wodach i wzrostem temperatury powietrza, powierzchnia lodów powinna zmniejszać się coraz szybciej, a temperatura powietrza powinna w Arktyce i Antarktyce rosnąć szybciej niż na innych obszarach Ziemi. Proces taki nosi nazwę „wzmocnienia arktycznego” (Arctic Amplification); przegląd literatury i szeroka dyskusja na ten temat – patrz [13]. Mimo istnienia spójnej i przekonywującej teorii, zachowanie się powierzchni lodów morskich i temperatury powietrza jest różne na obu półkulach. W Arktyce (półkula północna) lody i temperatura powietrza zachowują się zgrubnie zgodnie 3 Czyli w okresie obserwacji „przedsatelitarnych”. A.A. Marsz, A. Styszyńska, Współczesne zmiany pokrywy lodów morskich w strefach polarnych... 67 z teorią „wzmocnienia arktycznego”, w Antarktyce (półkula południowa) – całkowicie niezgodnie. Oznacza to: – że teoria „wzmocnienia arktycznego” nie ma charakteru uniwersalnego (co jest mało prawdopodobne z tego względu, że teoria ta ma mocne podstawy fizyczne, a prawa fizyki działają jednako na obu półkulach), albo – że zmiany powierzchni lodów morskich zachodzą pod wpływem innych procesów niż wzrost temperatury powietrza i wzrost dopływu promieniowania długofalowego do ich powierzchni, a teoria „wzmocnienia arktycznego” jest słuszna dla każdego przypadku, gdy lody zmniejszają swoją powierzchnię, niezależnie od przyczyn, które powodują zmniejszanie się powierzchni lodów. 1. ZMIANY POWIERZCHNI LODÓW MORSKICH W ANTARKTYCE W Antarktyce, wbrew obiegowym opiniom, powierzchnia lodów morskich nie zmniejsza się, lecz powoli wzrasta. Porównanie średnich miesięcznych powierzchni lodów wokółantarktycznych z lat 1947–1957 z ich średnią powierzchnią z lat 1979–2005 nie wykazało statystycznie istotnych różnic między nimi [11]. Oznacza to, że w okresie czterdziestolecia 1952–1992 nie nastąpiło ani istotne zmniejszenie, ani istotne zwiększenie średniej powierzchni antarktycznej pokrywy lodów morskich. Analiza danych opierających się na pomiarach satelitarnych (NASA i NSIDC), charakteryzujących średnie roczne powierzchnie lodów wokółantarktycznych, wykazuje występowanie w ich przebiegu (okres 1979–2009; rys. 1) statystycznie istotnego (p < 0,003) trendu dodatniego (+0,014 (±0,004) mln km2 · rok–1). W badanym okresie trend dodatni występuje we wszystkich miesiącach roku, z tym, że w marcu, maju, lipcu i październiku jest on statystycznie istotny. Najsilniejsze trendy miesięczne, spośród statystycznie istotnych, zaznaczają się w marcu (+0,020 mln km2 · rok–1) i maju (+0,026 mln km2 · rok–1), co oznacza, że dochodzi do przyspieszenia tworzenia i wcześniejszego rozrastania się pokrywy lodowej na wodach wokółantarktycznych. W ujęciu regionalnym wzrost powierzchni zlodzonej obserwuje się w sektorach Morza Weddella, Indyjskim, Pacyfiku Zachodniego i Morza Rossa, spadek – jedynie w sektorze mórz Amundsena i Bellingshausena (Pacyfik Wschodni). W latach 1979–2004 statystycznie istotny trend dodatni występuje w sektorze Morza Rossa, ujemny, statystycznie istotny, w sektorze Pacyfiku Wschodniego, na pozostałych akwenach trendy są statystycznie nieistotne. W świetle niepełnych (niezweryfikowanych) danych obecnie (2009 rok) trend ujemny powierzchni zlodzonej (extent) w sektorze Pacyfiku Wschodniego przestał być statystycznie istotny, w pozostałych sektorach pozostał bez zmian w stosunku do lat 1979–2004. 68 PRACE WYDZIAŁU NAWIGACYJNEGO AKADEMII MORSKIEJ W GDYNI, nr 24, 2010 4 Rys. 1. Przebieg średniej rocznej powierzchni zlodzonej (extent ) na wodach antarktycznych (1979–2009) Źródło danych: NSIDC (National Snow and Ice Data Center), zbiór SII (Sea Ice Index; NOAA/G02135). Przyczyny wzrostu powierzchni lodów morskich na wodach wokółantarktycznych nie do końca są zrozumiałe. Nie reprodukują prawidłowo tego wzrostu modele AOGCM (Atmospheric and Oceanic General Circulation Model), podobnie jak i zmian temperatury powietrza na Antarktydzie i obszarach wokółantarktycznych. Według koncepcji jednego z autorów [11], wzrost powierzchni zlodzonej następuje w rezultacie współdziałania spadku temperatury wody powierzchniowej (dalej SST – sea surface temperature) na wodach Oceanu Południowego i wzrostu natężenia strefowej cyrkulacji atmosferycznej nad tym obszarem, wymuszającej wzrost składowej północnej w dryfie lodów. Następujący w latach 1957–2004 na stacjach Antarktydy Wschodniej spadek temperatury w okresie jesieni [4, 16] jest konsekwencją procesu wzrostu natężenia cyrkulacji strefowej i rozrostu powierzchni lodów, nie zaś przyczyną wzrostu powierzchni zlodzonej. Ze względu na skrajnie trudne warunki hydrometeorologiczne, jakie panują na wodach wokółantarktycznych, trasy żeglugowe omijają te akweny. Dla uniknięcia nieuzasadnionego ryzyka, szlaki żeglugowe między Afryką Południową a Australią i między Australią a Cieśniną Drake'a wykorzystują loksodromy zamiast ortodrom. Z tej przyczyny zachodzące obecnie zmiany pokrywy lodów morskich na wodach wokółantarktycznych nie mają żadnego istotnego znaczenia dla żeglugi. 4 Powierzchnia zlodzona (extent) – powierzchnia morza pokryta lodem o koncentracji 15% i większej (15–100%). A.A. Marsz, A. Styszyńska, Współczesne zmiany pokrywy lodów morskich w strefach polarnych... 69 2. ZMIANY POWIERZCHNI LODÓW MORSKICH W ARKTYCE W Arktyce powierzchnia wypadkowa lodów morskich zmniejsza się od początku XX wieku, choć nieregularnie i z różną prędkością. Najpełniejsze i najbardziej wiarygodne dane o zmianach powierzchni lodów w Arktyce stanowi tak zwany „zbiór Zakharova”, obejmujący lata 1900–1996. Dane te nie charakteryzują całej Arktyki, lecz ~77% jej powierzchni, od Morza Grenlandzkiego przez Morze Barentsa, Karskie, inne morza szelfu syberyjskiego po środkową część Morza Czukockiego (Cieśninę Beringa) i do bieguna. Zbiór Zakharowa podaje powierzchnię lodów morskich na drugą połowę sierpnia każdego roku, czyli powierzchnię zbliżoną do rocznego minimum powierzchni zlodzonej w Arktyce (patrz rys. 2). Rys. 2. Zmiany powierzchni lodów morskich na 77% powierzchni Arktyki w drugiej połowie sierpnia Źródło danych: Zakharov, 1997 (http://nwpi.krc.karelia.ru/climas/Ice/Ice_no_sat /XX_Arctic.htm). W okresie 1900–1996 zaznacza się ujemny trend powierzchni minimalnej lodów w Arktyce o niezbyt dużej wartości -5550 km2 · rok–1, ale bardzo wysokiej istotności (p < 0,000001). Po maksimum powierzchni lodów, które zostało odnotowane w latach 1912–1913 i 1917–1918, nastąpił gwałtowny spadek powierzchni lodów, który, z przerwami na chwilowe wzrosty (jednak mniejsze od spadków), trwał do 1955 roku. W roku 1955 powierzchnia lodów w drugiej połowie sierpnia osiągnęła minimum (7959 tys. km2). Po krótkim okresie wahań na niskim poziomie w latach 1955–1961, powierzchnia lodów zaczęła gwałtownie wzrastać i ponownie osiągnęła maksimum w roku 1969. Po tym roku, w kilku kolejnych fazach, nastąpił ponowny spadek powierzchni lodów morskich w Arktyce, trwający do chwili obecnej. 70 PRACE WYDZIAŁU NAWIGACYJNEGO AKADEMII MORSKIEJ W GDYNI, nr 24, 2010 Spadkowi powierzchni lodów w Arktyce, jaki zaznaczył się po roku 1917, odpowiada wzrost temperatury powietrza w Arktyce (ocieplenie lat 30–40. XX wieku), wzrostowi powierzchni lodów – spadek temperatury w okresie „ochłodzenia lat 60–70. XX wieku” (patrz rys. 3). Jeżeli zwróci się uwagę na związki między powierzchnią lodów w Arktyce w rozpatrywanym okresie a temperaturą powietrza i przyjmie, że temperatura powietrza steruje powierzchnią lodów (topnienie), to dalszy spadek powierzchni lodów po osiągnięciu przez temperaturę powietrza w Arktyce maksimum w latach 1938–1939 przestaje być zrozumiały. Jeśli jednak weźmie się pod uwagę, tak jak to jest w rzeczywistości, że zmianami powierzchni zlodzonej i zmianami temperatury powietrza w Arktyce steruje napływ wód atlantyckich, a na rozejście się ciepłych wód po Arktyce i redukcję pod wpływem ciepła tych wód pokrywy lodowej potrzeba sporo czasu, to wystąpienie opóźnionego minimum powierzchni lodów w drugiej połowie lat 50. XX wieku staje się zrozumiałe. Rys. 3. Zmiany powierzchni lodów morskich na 77% powierzchni Arktyki w drugiej połowie sierpnia (zbiór Zakharova, 1997) na tle przebiegu rocznych anomalii temperatury powietrza w Arktyce (TPRK64-90°N) według danych GISS-Temp [5, 6] Od roku 1979 (dokładniej – od listopada 1978) istnieją dane satelitarne o zlodzeniu całej Arktyki. Wskazują one, że w latach 1979–2009 nastąpiło gwałtowne przyspieszenie zaniku lodów morskich w Arktyce (a dokładniej – na półkuli północnej) 5 . W przypadku średniej rocznej powierzchni zlodzenia trend w okresie 5 Korzysta się tu z danych Sea Ice Index (SII) dla półkuli północnej. Indeks ten charakteryzuje zlodzenie nie tylko akwenów Arktyki, ale również zamarzających mórz Ochockiego, Japońskiego, Beringa, południowej części Morza Labrador i Zatoki Św. Wawrzyńca oraz Bałtyku. Wymienione akweny nie wchodzą w skład Arktyki. SII dobrze charakteryzuje akweny arktyczne w drugiej części lata (VII, VIII) i na początku jesieni (IX, X), kiedy lód morski występuje tylko w Arktyce. W związku z tym, że na wymienionych akwenach niearktycznych od początku lat 90. XX wieku zanik pokrywy lodowej nastąpił szczególnie szybko, obliczone i podawane dalej ujemne trendy roczne są dla Arktyki znacznie przewyższone. A.A. Marsz, A. Styszyńska, Współczesne zmiany pokrywy lodów morskich w strefach polarnych... 71 1979–2009 jest równy -0,050 (±0,004) mln km2 · rok–1. Oznacza to około 10-krotne przyspieszenie w stosunku do okresu „przedsatelitarnego” (patrz rys. 4). Rys. 4. Przebieg średniej rocznej powierzchni zlodzonej (extent) na półkuli północnej w okresie 1979–2009. Widoczny bardzo silny, wysoce istotny statystycznie trend ujemny Źródło danych: Sea Ice Index, NSIDC, zbiór NOAA/G02135. We wszystkich miesiącach roku trendy zmian powierzchni zlodzonej w Arktyce są ujemne i statystycznie istotne. Najsilniejszy trend notuje się we wrześniu (-0,079 (±0,011) mln km2 · rok–1), w którym to miesiącu powierzchnia zlodzona Arktyki osiąga minimum w cyklu rocznym (patrz rys. 5). Silniejsze trendy zaznaczają się w lipcu i sierpniu (odpowiednio -0,057 i -0,064 mln km2 · rok–1), słabsze w miesiącach zimowych i na początku wiosny (-0,044 mln km2 · rok–1 w lutym i -0,043 mln km2 · rok–1 w marcu). Najsłabsze trendy występują w maju i czerwcu (odpowiednio -0,038 i -0,040 mln km2 · rok–1). Na tle silnego trendu ujemnego we wrześniu zaznaczają się lata 2007 i 2008, w których powierzchnia zlodzona w Arktyce nagle spadła do wcześniej nienotowanych, minimalnych wartości (4,28 i 4,67 mln km2). Wystąpienie nagłego spadku powierzchni lodów w sezonie ciepłym 2007 roku spowodowało lawinę spekulacji na temat momentu całkowitego zaniku lodów morskich w Arktyce w okresie lata. Istniejące do tej pory wyniki poszczególnych obliczeń modelowych przewidywały zanik pokrywy lodowej w Arktyce między rokiem 2009 a 2045 (±15 lat), jednak cały czas, od końca lat 90. XX wieku, tempo zmniejszania się pokrywy lodowej było większe od wartości przewidywanych przez modele AOGCM [7, 15]. Po wystąpieniu minimalnej powierzchni lodów we wrześniu 2007 pojawiły się stwierdzenia, że pokrywa lodowa w Arktyce przekroczyła już tak zwany „punkt bez powrotu” i jej resztki ostatecznie znikną latem 2013 roku. Podawane były i daty nieco późniejsze (lata 2015–2018). Pojawiły się również głosy, że między rokiem 2013 a 2030 morza Arktyki będą całkowicie 72 PRACE WYDZIAŁU NAWIGACYJNEGO AKADEMII MORSKIEJ W GDYNI, nr 24, 2010 wolne od lodów morskich w okresie zimowym. Liczna grupa badaczy zachowuje w tej kwestii dużą wstrzemięźliwość, stwierdzając, że takie tezy pozbawione są racjonalnych podstaw. Dużą niespodzianką dla głoszących tezy o rychłym całkowitym zaniku lodu morskiego w Arktyce okazały się wyniki pomiarów satelitarnych z września 2008 roku, w którym minimalna powierzchnia lodu nieznacznie wzrosła (o 390 tys. km2) zamiast maleć, jeszcze większą – we wrześniu 2009 roku, w którym minimalna powierzchnia lodów wzrosła o 820 tys. km2 w stosunku do minimum z roku 2007. Ryc. 5. Zmiany powierzchni zlodzonej w Arktyce we wrześniu Źródło danych: Sea Ice Index, NSIDC, zbiór NOAA/G02135. Objaśnienie przyczyn zachowania się pokrywy lodów morskich i temperatury powietrza w Arktyce jest proste, jeśli zamiast zmian temperatury powietrza i dopływu długofalowego promieniowania IR (podczerwonego) jako czynników sprawczych przyjmie się realnie działający czynnik sprawczy, jakim są zmienne ilości ciepła wnoszone do Arktyki wraz z wodami atlantyckimi. Zmiany ilości i temperatury wód atlantyckich kierowanych do Arktyki sterowane są przez AMO (Atlantic Multidecadal Oscillation). Zmienność AMO dobrze opisują zmiany temperatury powierzchni morza w strefie tropikalnej i subtropikalnej Atlantyku Północnego. Dla określenia sygnału informującego o zasobach ciepła w wodach tropikalnych Atlantyku Północnego autorzy raportu opracowali wskaźnik nazwany DG3L. Wskaźnik ten jest bardzo silnie skorelowany z zasobami ciepła w wodach Atlantyku Północnego (r = +0.79 przy n = 54). Konstrukcja tego wskaźnika nie będzie w tym miejscu omawiana, jest ona objaśniona w literaturze [12]. Wody ze strefy tropikalnej Atlantyku Północnego (delty Golfsztromu) przenoszone są przez system cyrkulacji oceanicznej do Arktyki. Zmiany powierzchni lodów morskich są silnie powiązane ze zmianami wskaźnika DG3L informującego o zasobach ciepła wnoszonych przez cyrkulację oceaniczną do Arktyki (patrz rys. 6). 73 A.A. Marsz, A. Styszyńska, Współczesne zmiany pokrywy lodów morskich w strefach polarnych... A B Rys. 6. Związek między standaryzowaną wartością wskaźnika DG3L sprzed roku i: A – średnią roczną powierzchnią lodów morskich w Arktyce (extent; 1979–2009), B – powierzchnią lodów w drugiej połowie sierpnia na 77% powierzchni Arktyki (zbiór Zakharova; 1900–1996). Słabsze związki w dłuższym okresie (część B) wynikają ze słabej jakości danych w latach 1900–1935 i faktu, że zbiór Zakharova nie obejmuje całej Arktyki Wraz ze zwiększaniem się zasobów ciepła wnoszonych do Arktyki razem z wodami atlantyckimi powierzchnia zlodzona, zarówno średnia roczna, jak i w okresie minimum rozwoju pokrywy lodowej, maleje. Wnoszone ciepło ogranicza możliwość tworzenia się lodów morskich i poprzez cały szereg procesów, które w tym miejscu nie będą omawiane, doprowadza do zmniejszenia grubości i koncentracji lodów. Zmniejszenie powierzchni pokrytej przez lód umożliwia funkcjonowanie strumieni ciepła z oceanu do atmosfery na większym obszarze, większe zasoby ciepła w wodach powodują, że więcej ciepła może zostać przekazane do atmosfery, ograniczając spadki temperatury powietrza w warunkach niedoboru dopływającej radiacji. Wcześniejsze uwolnienie powierzchni morza od pokrywy lodowej mającej mniejszą grubość i mniejszy stopień zwarcia umożliwia wcześniej rozpoczynającą się akumulację ciepła w powierzchniowych warstwach 74 PRACE WYDZIAŁU NAWIGACYJNEGO AKADEMII MORSKIEJ W GDYNI, nr 24, 2010 wód. Od tego dopiero momentu rozpoczyna działać wcześniej wspomniany proces „wzmocnienia arktycznego”. Również, czego nie można ignorować, zmniejszenie się grubości i koncentracji lodów morskich ułatwia i przyspiesza dryf lodów, dzięki czemu pokrywa lodowa Arktyki staje się coraz bardziej podatna na zmiany cyrkulacji atmosferycznej. W przypadku wystąpienia cyrkulacji atmosferycznej sprzyjającej nasilonemu wynoszeniu lodów z Arktyki przez Cieśninę Frama na południe, zachwiany zostaje bilans między produkcją lodów a ich topnieniem w basenie Morza Arktycznego i na przylegających do niego jego morzach szelfowych, co prowadzi do jeszcze bardziej przyspieszonego spadku powierzchni zlodzonej. Na topnienie lodów wynoszonych na południe przez Cieśninę Frama zostają zużywane zasoby ciepła wód spoza basenu Morza Arktycznego i jego mórz pobocznych i bilans cieplny (straty ciepła na topnienie lodów) pozostaje niedomknięty, przyczyniając się do dalszego wzrostu temperatury wód i temperatury powietrza w Arktyce. Przedstawione związki wskazują na sterowanie przez zmiany zasobów ciepła w wodach Arktyki jednocześnie zmianami pokrywy lodów morskich i zmianami temperatury powietrza. To nie lody Arktyki „topnieją” od wzrostu temperatury powietrza, ale zmniejszenie się powierzchni lodów umożliwia wzrost temperatury powietrza w Arktyce. Z tej przyczyny temperatura powietrza w Arktyce (patrz rys. 7) wykazuje ścisły związek ze zmianami SST na powierzchni tropikalnego Atlantyku Północnego, w tym i ze wskaźnikiem DG3L charakteryzującym zasoby ciepła wnoszone przez cyrkulację oceaniczną do Arktyki (r = +0,75 przy n = 130). To nie „globalne ocieplenie” powoduje wzrost temperatury powietrza w Arktyce i topnienie lodów w Arktyce, ale redukcja powierzchni lodów i wzrost temperatury powietrza w Arktyce wnosi swój, odpowiednio duży, wkład w średnią globalną wartość temperatury, przyczyniając się do jej wzrostu. Rys. 7. Przebieg rocznych anomalii temperatury powietrza w Arktyce w strefie 64–90°N (ANORK64–90°N) i wartości standaryzowanego wskaźnika DG3L w latach 1880–2009 A.A. Marsz, A. Styszyńska, Współczesne zmiany pokrywy lodów morskich w strefach polarnych... 75 Oddziaływanie ciepła wnoszonego do Arktyki wraz z wodami atlantyckimi, w cyklach regulowanych przez AMO, nie jest natychmiastowe. W odróżnieniu od ruchów powietrza, ruch wód oceanicznych jest znacznie powolniejszy. Na wymianę ciepła między poszczególnymi warstwami oceanu i wymianę ciepła między oceanem i atmosferą potrzebny jest czas. Z tego względu między „ujawnianiem” się wnoszonego przez cyrkulację oceaniczną ciepła na tych obszarach Arktyki, na których pojawia się najwcześniej (Arktyka Atlantycka), a jego ujawnieniem się w obszarach najbardziej odległych od wejścia do Arktyki upływa pewien czas, rzędu 2–4 lat. Wzrost temperatury wody atlantyckiej wprowadzanej do Arktyki zapisał się najwcześniej w Arktyce Atlantyckiej – już w pierwszej połowie lat 90. XX wieku. Doszło tam do ograniczenia spadków średniej rocznej temperatury na Bjornoi i Spitsbergenie oraz spadku pokrywy lodowej na morzach Grenlandzkim i Barentsa, nieco później na Morzu Karskim. Na obszarze Arktyki przy wybrzeżach Alaski i Czukotki oraz szelfie Morza Łaptiewów nastąpiło to ze znacznym opóźnieniem. Dopiero w końcowych latach XX wieku i w pierwszych latach XXI wieku obszar największych zmian powierzchni lodów morskich przesunął się z sektora atlantyckiego do sektora pacyficznego i wschodniosyberyjskiego. Przyczyną tego opóźnienia był czas potrzebny na rozprzestrzenienie się ogrzanych wód w obrębie basenu Morza Arktycznego i dojście ich do powierzchni. Po zmniejszeniu się koncentracji lodów prędkość ich dryfu 6 rośnie, co zwiększa wpływ cyrkulacji atmosferycznej na zmienność pokrywy lodów morskich. Zmniejszanie się koncentracji lodów w basenie Morza Arktycznego umożliwiło ich szybszy dryf, w tym bardziej intensywne wyprowadzanie starych lodów (dwuletnich i starszych) przez Cieśninę Frama. Od roku 2000 cyrkulacja atmosferyczna przyczyniała się do coraz bardziej intensywnego „wyprzątania” lodów morskich z basenu Morza Arktycznego. W rezultacie działania bardzo silnej i długotrwałej postaci cyrkulacji atmosferycznej, jaka wystąpiła od marca do września 2007 roku, prowadzącej szybko lody z sektora przypacyficznego przez biegun w kierunku Cieśniny Frama, wrześniowa powierzchnia lodów w Arktyce skokowo spadła do wartości 4,28 mln km2. Największe powierzchnie „czystej” wody ujawniły się na morzach Wschodniosyberyjskim, Czukockim i Beauforta. Od roku 2006 ilość ciepłych wód atlantyckich wnoszonych do Arktyki zaczęła się zmniejszać. AMO osiągnęło (najprawdopodobniej) szczyt swojej intensywności w latach 2003–2005. W rezultacie, już w roku 2008, a następnie w roku 2009, minimalna powierzchnia lodów morskich w Arktyce zaczęła wzrastać (patrz rys. 5). Prognoza wartości SII (Sea Ice Index) na wrzesień roku 2010 daje wartość 5,55 (±0,62) mln km2, co jest wartością większą od wartości SII dla roku 2009. Oznacza to, że letnia pokrywa lodowa Arktyki z całą pewnością nie zaniknie w najbliższych kilku – kilkunastu latach, jak przewidują to niektórzy badacze. W najbliższych latach, zdaniem autorów tego opracowania, należy spodziewać się powolnego rozwoju pokrywy lodów morskich i stopniowego spadku temperatury powietrza w Arktyce. Przesłanką takiego stwierdzenia jest fakt, że AMO przeszło już kulminację swojej dodatniej fazy. Ilość ciepła wprowadzanego do Arktyki 6 Dryf – ruch (tu lodu morskiego) zachodzący pod wypadkowym działaniem parcia wiatru i prądu. 76 PRACE WYDZIAŁU NAWIGACYJNEGO AKADEMII MORSKIEJ W GDYNI, nr 24, 2010 przez cyrkulację oceaniczną stopniowo będzie maleć. Do jakiego poziomu nastąpi rozrost pokrywy lodowej i w jakim stopniu zmieni się struktura wiekowa lodów w Arktyce, trudno obecnie przewidywać. 3. WSPÓŁCZESNE ZMIANY POKRYWY LODOWEJ W ARKTYCE A PROBLEMY ŻEGLUGI ARKTYCZNEJ Z zanikiem lodów morskich w Arktyce w okresie letnim, a nawet całkowitym ich zanikiem, wiązane są duże nadzieje o wymiarze ekonomicznym. Transport morski z Europy, niegdyś zdominowany przez kierunek transatlantycki, uległ w latach 80–90 XX wieku reorientacji. Dominują obecnie potoki ładunków w relacji Europa – Daleki Wschód. Najkrótsza droga morska z Europy na Daleki Wschód prowadzi przez Arktykę. Odległości, liczone po ortodromach, od redy Rotterdamu do przedpola wielkich portów japońskich w aglomeracji Tokio przez redę Stavanger, rejon wód na NW od Spitsbergenu, biegun północny i Cieśninę Beringa, to około 6500 Mm. Przy założonej średniej prędkości statku równej 15 w, czas podróży na takiej trasie to ~18 dób (431 godzin). Ta sama droga z Rotterdamu do Tokio przez Gibraltar, Kanał Sueski i Cieśninę Malakka to 11 166 Mm, co daje czas podróży przy takiej samej założonej średniej prędkości 32 dni i 7 godzin. Porównanie obu odległości i czasu trwania podróży czyni oczywistym, że możliwość wykorzystania szlaków morskich na wodach Arktyki dałaby krajom Dalekiego Wschodu i Europie wielkie korzyści ekonomiczne. Podróż z Europy na Daleki Wschód, najkorzystniejsza z nawigacyjnego i ekonomicznego punktu widzenia, powinna prowadzić przez biegun. Realizacja takiej podróży wymagałaby mórz arktycznych wolnych od lodu w ciągu całego roku lub co najmniej w okresie sezonu ciepłego. Niektóre, najbardziej „hurra-optymistyczne” modele klimatyczne przewidują całkowity zanik pokrywy lodowej w Arktyce już w latach 2013–2030. W podobnym przedziale czasowym inne modele klimatyczne przewidują całkowity zanik pokrywy lodowej w okresie letnim. Większość modeli klimatycznych przewiduje zanik letniej pokrywy lodowej w Arktyce po roku 2045 lub jeszcze później. We współczesnych warunkach lodowych statki wyruszające w podróż z Europy na Daleki Wschód, niezależnie od tego, czy jest to sezon ciepły, czy zima, napotkają zwarty lód morski od szerokości około 80°N na zachód od Spitsbergenu. Obecnie (2010 rok), w początku kwietnia, kiedy grubość lodu jest największa, na trasie od 80°N na W od Spitsbergenu, przez biegun do 75°N na 170°W, czyli na trasie długości 1500 Mm (2778 km), średnia grubość lodu mieści się w przedziale 325–350 cm, dalej od 75°N, 170°W do wejścia do Cieśniny Beringa – od 325 do 225 cm (źródło danych: http://www7320.nrlssc.navy. mil/pips2/ithi.html). Na Morzu Beringa grubość lodu maleje gwałtownie od 125 do 50 cm. Uwzględniając letnie topnienie lodu, pozwala to szacować, że w drugiej połowie sierpnia na trasie od 80°N przy Spitsbergenie do granicy lodów na 170°W na Morzu Czukockim średnia grubość lodów będzie wynosić około 170 cm, przy czym grubość lodu płaskiego szacować trzeba jako minimum 130 cm, zaś grubość lodu zwałowanego średnio na A.A. Marsz, A. Styszyńska, Współczesne zmiany pokrywy lodów morskich w strefach polarnych... 77 300–350 cm. Jest to w przybliżeniu zgodne z szacunkami Kwoka i Rothrocka [10], którzy, na podstawie pomiarów sonarowych z okrętów podwodnych w roku 2008, średnią grubość lodu szacują na 189 cm. Są to rzeczywiście znacznie łagodniejsze warunki lodowe od tych, które występowały w latach 90. czy 80. XX wieku. Nie oznacza to jednak, że są to warunki umożliwiające żeglugę. W świetle istniejących w ostatnich latach (2002–2009) łagodnych warunków lodowych można sobie wyobrazić, że w okresie przełomu lata i jesieni (wrzesień) podróż przez biegun mógłby zrealizować konwój składający się z najcięższego lodołamacza typu Yamał (lodołamacz atomowy, kadłub z tytanu), pomocniczego lodołamacza o dużej mocy napędu i 5–8 statków handlowych posiadających najwyższą klasę lodową (ICE-1A* według Det Norske Veritas i jej odpowiedniki – UL (Rosja 7 ) czy IAA (USA). Ekonomiczny sens takiego przedsięwzięcia byłby jednak żaden, choć działanie takie mogłoby być racjonalne w sytuacji nadzwyczajnej, w której koszty nie grają roli. Przeciętne statki handlowe nie dysponują klasą lodową umożliwiającą bezpieczną żeglugę z prędkością eksploatacyjną za lodołamaczem w warunkach lodów arktycznych o dużym zwarciu i grubości przekraczającej 120 cm, nie mówiąc już o samodzielnej żegludze w lodach arktycznych o zwarciu większym od 4 8 . Większość z nich ma klasę ICE-C lub ICE-1C według Det Norske Veritas (L4, L3 – Rosja), niektóre – klasę ICE-1B (L2 według Russian Maritime Register of Shipping), co czyni możliwość ich wykorzystania w żegludze na wodach arktycznych możliwą dopiero od momentu, w którym najcięższe warunki lodowe w Arktyce nie byłyby cięższe od przeciętnych warunków lodowych panujących w czasie umiarkowanie surowej zimy na Bałtyku (ale łagodniejsze od warunków na Zatoce Fińskiej i Botnickiej w czasie surowej zimy). Mniej korzystną trasą żeglugową z Europy na Daleki Wschód jest Północna Droga Morska (Przejście Północno-Wschodnie), prowadząca wzdłuż wybrzeży europejskich i azjatyckiej części Rosji, dalej przez Cieśninę Beringa na Pacyfik. Trasa ta, w stosunku do trasy przez biegun, jest dłuższa, w zależności od wariantu, o około 750–1250 Mm. Jest to (niezależnie od warunków lodowych) trasa miejscami trudna pod względem nawigacyjnym. Do końca lat 20. – początku lat 30. XX wieku trasa ta jako całość była nie do przebycia w jednym sezonie nawigacyjnym. Dla żeglugi wykorzystywano jej poszczególne odcinki (np. od ujścia Obi i Jeniseju do Archangielska i Murmańska, od ujścia Leny do Cieśniny Beringa), przy czym sezon żeglugowy był krótki, często ograniczony do miesiąca, a w niektórych latach żegluga na danym odcinku w ogóle nie była możliwa. Zdecydowane, niemal skokowe polepszenie się warunków lodowych na tej trasie nastąpiło w latach 1929–1934. W okresie „ocieplenia Arktyki lat 30–40.” 7 Russian Maritime Register of Shipping (Rules 1995). Teoretycznie, granicą zwarcia uniemożliwiającą żeglugę dla klasy lodowej ICE-1A (L1) jest 7 (70% pokrycia wody przez lód). Jednak, ze względu na konieczność manewrowania statku w lodzie przy zwarciu w granicach 4–7, prędkość podróżna spadłaby do kilku węzłów (3–5), a zużycie paliwa gwałtownie by wzrosło. W takiej sytuacji, przy 15% długości trasy przebiegającej przez lody (~1500 Mm), czas podróży przez wody arktyczne zrównałby się z czasem podróży wokół Azji opływanej od południa albo stałby się dłuższy. 8 78 PRACE WYDZIAŁU NAWIGACYJNEGO AKADEMII MORSKIEJ W GDYNI, nr 24, 2010 Północna Droga Morska była wykorzystywana do żeglugi w sezonie letnio-jesiennym (sierpień–październik). W roku 1933, z różnej skali trudnościami, korzystały z tej trasy pojedyncze statki radzieckie, z tym, że przejście s/s „Czeluskin” zakończyło się słynną katastrofą. W latach 1935, 1936, 1939, 1940, 1941, 1943 i 1945 korzystały z niej, z asystą lodołamaczy, bez większych przeszkód, radzieckie statki handlowe, z których część nie miała wysokiej klasy lodowej (odpowiednik klasy L2 i L3) 9 . W roku 1940, oprócz statków radzieckich, z trasy tej skorzystał niemiecki krążownik pomocniczy m/s „Komet”, który przebył trasę z Morza Barentsa na Pacyfik w czasie od 13 sierpnia do 5 września, dwukrotnie jednak korzystając, po ugrzęźnięciu w lodach, z pomocy lodołamaczy radzieckich. Od roku 1946 warunki lodowe na Północnej Drodze Morskiej stały się z roku na rok coraz bardziej zmienne. W drugiej połowie lat 40. XX wieku warunki lodowe zaczęły szybko pogarszać się na morzach Karskim i Łaptiewów, w latach 50. na Morzu Barentsa, przy jednoczesnym złagodnieniu warunków lodowych na morzach Czukockim i Wschodniosyberyjskim. Z początkiem lat 60. warunki lodowe zdecydowanie się pogorszyły, i to do tego stopnia, że nawet z pomocą lodołamaczy z napędem konwencjonalnym pełne jej pokonanie (czyli przejście z Morza Barentsa na Pacyfik lub odwrotnie w jednym sezonie) stało się zbyt ryzykowne. Dla zapewnienia żeglugi na tej trasie w sezonie letnim Związek Radziecki wybudował w latach 60. kilka lodołamaczy o napędzie atomowym. W latach 70. i 80. XX wieku warunki lodowe na Północnej Drodze Morskiej niezmiernie wolno się polepszały, jednak blokowanie poszczególnych jej odcinków przez ciężkie lody znoszone z północy powodowało, że dla zapewnienia żeglugi konieczna była na tych odcinkach asysta lodołamaczy [9]. Wyraźniejsze polepszanie się warunków lodowych na Północnej Drodze Morskiej rozpoczęło się z początkiem lat 90. XX wieku. Szybkie, niemal skokowe złagodzenie warunków lodowych i warunków żeglugi na tym szlaku morskim nastąpiło w drugiej połowie lat 90. XX wieku i trwa do dzisiaj. Sezon żeglugowy zaczął się wydłużać, długość odcinków trasy blokowanych przez lód zdryfowany z północy zmniejszała się, podobnie jak i grubość lodu tworzącego blokady. Wiąże się to z ogólnym zmniejszeniem się grubości lodu w basenie Morza Arktycznego i zmniejszeniem w jego strukturze udziału lodów wieloletnich. Ciągnący się wzdłuż wybrzeży azjatyckich pas wód wolnych od lodu lub pokrytych rozrzedzonymi lodami (zwartość równa, mniejsza od 4; „open water”) poszerza się do tego stopnia, że w kilku sezonach końca lat 90. i w latach 2000–2009 możliwa była swobodna żegluga po bezpieczniejszej od Cieśniny Wilkickiego trasie przebiegającej na północ od Ziemi Północnej. W drugiej połowie lat 90. XX wieku i pierwszych latach XXI wieku warunki lodowe na tyle się polepszyły, że ponownie na tej trasie pływają również rosyjskie statki o relatywnie niskiej klasie lodowej (L2). Obecnie, według średnich z lat 2003–2008, początek sezonu nawigacyjnego na Północnej Drodze Morskiej może być szacowany na trzecią dekadę lipca, koniec – na trzecią dekadę października. Jednak, ze względu na szybkie zmiany sytuacji lodowej, polegające na okresowym blokowaniu odcinków szlaku przez dryfujące 9 Informacje uzyskane z wiarygodnych źródeł. A.A. Marsz, A. Styszyńska, Współczesne zmiany pokrywy lodów morskich w strefach polarnych... 79 z północy „masywy lodowe”, niezbędne są na tych odcinkach asysty lodołamaczy i wykorzystanie zwiadu lotniczego. W ubiegłym roku (2009) po raz pierwszy dwa nierosyjskie statki handlowe przeszły Północną Drogą Morską, realizując rejs komercyjny 10 . Mimo, że statki te posiadały wysoką klasę lodową (ICE-1A), jednak na trasie od Wyspy Wrangla do ujścia Obi miały asystę lodołamaczy o dużej mocy. Obecnie (rok 2010 i lata następne) wykorzystanie Północnej Drogi Morskiej jako trasy z Europy na Daleki Wschód mogłoby być rozważane jedynie dla letniego sezonu nawigacyjnego. Pokonanie tej trasy, niezależnie od problemów natury politycznej 11 , obarczone jest jednak dużym ryzykiem. Składa się na nie nieregularność początku i końca sezonu nawigacyjnego w kolejnych latach, możliwość wydłużenia czasu rejsu powodowana przez szybkie zmiany sytuacji lodowej, ponoszenie dodatkowych kosztów usług lodołamaczy, zwiadu lodowego i pilotażu. Z tego względu jej wykorzystanie w żegludze statków innych niż rosyjskie 12 lub kompanii żeglugowych ściśle powiązanych z Rosją wydaje się w najbliższym czasie iluzoryczne. Możliwość wykorzystania tego szlaku w przyszłości zależeć będzie od tego, jak zachowywać się będą zmiany pokrywy lodów morskich w Arktyce. W przypadku realizacji scenariusza postępującego „globalnego ocieplenia” najpierw Północna Droga Morska w sezonach ciepłych, następnie szlak przez biegun, powinny być dostępne w bliżej nieokreślonej przyszłości. Na podstawie wiedzy autorów tego opracowania można sądzić, że jest to mniej niż mało prawdopodobne ze względu na mechanizmy zmian klimatycznych i zmian pokrywy lodów morskich w Arktyce, o czym pisano już wcześniej. W najbliższych latach powinno dojść do stopniowego pogarszania się warunków lodowych. Nie jest to pogląd wyłącznie autorów tego opracowania. Badacze rosyjscy zajmujący się problematyką zmian klimatu w Arktyce w większości są zdania, że już zaczęło się lub w najbliższych latach się zacznie powolne pogarszanie warunków lodowych w Arktyce. Opinie te są brane pod uwagę w praktyce gospodarczej Rosji. Ze względu na żywotne znaczenie Północnej Drogi Morskiej dla Rosji, obecnie, korzystając z dobrych warunków lodowych, odbudowuje się zniszczoną w pierwszych latach po upadku ZSRR infrastrukturę nawigacyjną i transportową na tym szlaku i buduje nową oraz prowadzi intensywne prace badawcze. Odbudowuje się sieć obsługowych i automatycznych stacji meteorologicznych, wykonuje precyzyjne sondaże i na ich podstawie wyznacza 10 Były to statki kompanii Bieluga Shiping GmbH – „ciężarowce” m/v „Beluga Fraternity” i m/v „Beluga Foresight” (12 774 DWT), przewożące z Korei Południowej (port Ulsan), przez Władywostok, 3500 ton elementów konstrukcyjnych i generatory dla budowanej w Surgucie elektrowni. Portem wyładunku był Novyj Port (67°41'N, 072°53'E, zachodni brzeg Zatoki Obskiej). Podróż od Cieśniny Beringa do portu przeznaczenia trwała 11 dni (trasa przez Cieśninę Sannikova i Cieśninę Wilkickiego, ~3000 Mm; średnia prędkość ~11,4 w). Bieluga Shiping GmbH zamierza korzystać z Północnej Drogi Morskiej również w sezonie nawigacyjnym 2010 roku. 11 Rosja uznaje szereg odcinków Północnej Drogi Morskiej (np. Matoczkin Szar, Cieśninę Wilkickiego, Cieśninę Sannikova, Cieśninę Dimitriya Łaptiewa) za wody wewnętrzne. 12 Rosja, ze względu na niedorozwój lądowych szlaków transportowych w jej części azjatyckiej, jest zmuszona do wykorzystywania Północnej Drogi Morskiej. Wykorzystanie tego szlaku jest determinowane przez różne, nie tylko ekonomiczne czynniki. 80 PRACE WYDZIAŁU NAWIGACYJNEGO AKADEMII MORSKIEJ W GDYNI, nr 24, 2010 nowe, pewne i bezpieczne odcinki szlaków żeglugowych, odbudowuje się i buduje nowe oznakowanie nawigacyjne itd. Zostały już zbudowane i znajdują się w budowie nowe lodołamacze, w tym o wielkich mocach napędu i szczególnie silnej konstrukcji kadłuba, przeznaczone do obsługi Północnej Drogi Morskiej. W budowie znajdują się liczne statki handlowe, w tym specjalistyczne, o najwyższej (ICE-1A*; UL) i bardzo wysokiej (ICE-1A; L1) klasie lodowej. Wobec odkrycia podmorskich złóż węglowodorów na szelfie Morza Barentsa i Morza Karskiego i częściowym rozpoczęciu eksploatacji tych złóż, zamówiono serię 13 specjalnych zbiornikowców – lodołamaczy o nośności 30000 ton, zdolnych do samodzielnej żeglugi w lodach arktycznych o grubości 120 cm i żeglugi w lodzie o większej grubości w asyście lodołamacza. Zbiornikowce te mają dostarczać ropę naftową wydobywaną na szelfie rejonu Timano-Peczorskiego Zespołu Złóż do Białokamienki w pobliżu Murmańska. Na potrzeby obsługi złoża Prirazlomnoye i terminalu w Varandey, położonych w SE części Morza Peczorskiego, wybudowano w 2008 i 2009 roku 5 specjalnych dowozowców przystosowanych do żeglugi w lodach o grubości do 150 cm (ice breaking shuttle tankers). Mają one nośność 70 000 ton 14 i rosyjską klasę lodową LU6 [2]. Podobne parametry ma seria 5 arktycznych kontenerowców (rosyjska klasa lodowa LU7 – grubość lodu przekraczająca 150 cm) przystosowanych również do przewozu produktów metalurgicznych 15 , zapoczątkowana wybudowanym w 2006 roku w Helsinkach (Finlandia) m/v „Norilskiy Nickel”, pływających na linii Murmańsk – Dudinka. Nie buduje się lodołamaczy i bardzo kosztownych statków o takich parametrach wytrzymałościowych, będąc przekonanym, że lody morskie w Arktyce w latach 2013–2030 całkowicie zanikną. Przejście Północno-Zachodnie (Northwest Passage) łączące Morze (Zatokę) Baffina z Morzem Arktycznym i Cieśniną Beringa przez sieć cieśnin Archipelagu Kanadyjskiego i Morze Beauforta 16 jako szlak transportu morskiego ma mniejsze znaczenie dla Europy, potencjalnie duże dla Stanów Zjednoczonych i Kanady 17 . Ogólnie, warunki lodowe na wodach Przejścia Północno-Zachodniego, zwłaszcza na jego północnych, głębokowodnych wariantach tras prowadzących przez cieśniny Barrowa i Viscount Melville’a, i dalej przez cieśniny Księcia Walii 13 Trzy statki z tej serii, wybudowane w stoczni w Vigo (Hiszpania), zostały już oddane do eksploatacji. Pierwszy (m/v „Arkhangielsk”) został oddany do eksploatacji w październiku 2008, dwa następne m/v „Murmansk” i m/v „Privodino” w 2009 roku. W jakich stoczniach budowane są następne statki z tej serii i ile z nich jest już w eksploatacji, autorzy nie wiedzą. Seria ma liczyć 9 statków, ich armatorem jest ROSNEFT'. 14 Złoże Prirazlomnoye obsługują zbudowane w Sankt Petersburgu m/v „Mikhail Ulyanov” (rok budowy 2008) i m/v „Kirill Lavrov” (2009), a terminal Varandey – zbudowane w Korei Południowej m/v „Vasily Dinkov” (2008), m/v „Kapitan Gotsky” (2008) oraz m/v „Timofey Guzhenko” (2009). 15 14 500 DWT (650 TEU, 12 700 ton cargo) – m/v „Monchegorsk” (rok budowy 2008), m/v „Zapolyarny” (2008), m/v „Talnakh” (2008), m/v „Naderda” (2009) – zbudowane w Niemczech. 16 Na potrzeby żeglugi wyznaczono 2 głębokowodne i 5 płytkowodnych wariantów tras przejścia rekomendowanych statkom w zależności od ich zanurzenia i aktualnych warunków lodowych [1, 3]. 17 Kanada rozciąga swoją suwerenność praktycznie nad całością Przejścia Północno-Zachodniego i traktuje te akweny jako wody wewnętrzne. A.A. Marsz, A. Styszyńska, Współczesne zmiany pokrywy lodów morskich w strefach polarnych... 81 lub McClure’a, są trudniejsze niż na Północnej Drodze Morskiej [1, 3]. Informacje o warunkach lodowych panujących na tych akwenach w okresie „przedsatelitarnym” są więcej niż skąpe. Cieśniny Archipelagu Kanadyjskiego nie były wykorzystywane jako szlak żeglugowy, wobec oddalenia od potencjalnego zagrożenia nie prowadzono na tych wodach również systematycznych patroli. Kanada rzadką sieć stacji meteorologicznych założyła na obszarze Archipelagu Kanadyjskiego stosunkowo późno, bo dopiero w okresie od końca lat 40. do końca lat 50. XX wieku. Był to okres, w którym warunki lodowe i klimatyczne w tej części Arktyki już się pogarszały. Z fragmentarycznych informacji można sądzić, że w czasie „ocieplenia Arktyki lat 30–40.” warunki lodowe na tym akwenie również były znacznie łagodniejsze niż wcześniej. Drewniany kuter patrolowy Kanadyjskiej Królewskiej Policji Konnej „St. Roch” w roku 1940 rozpoczął podróż z zachodu na wschód przez południowy wariant Przejścia (przez Bellot Strait i Prince Regent Inlet). Wcześniejsze rozpoczęcie sezonu lodowego zmusiło jego załogę do zimowania na Półwyspie Bothia, podróż w kierunku Zatoki Baffina była kontynuowana w następnym sezonie. W dwu sezonach (1940–1941) dokonano przejścia tego szlaku. W roku 1944 ten sam „St. Roch”, wybierając inną trasę (przez inne cieśniny) przeszedł Przejście Północno-Zachodnie ze wschodu na zachód w jednym sezonie, nie napotykając przy tym specjalnych trudności. Następujące później ochłodzenie lat 60–70. XX wieku zapisało się na wodach Przejścia Północno-Zachodniego, tak jak na całym obszarze Arktyki, bardzo silnym pogorszeniem się warunków lodowych. W roku 1969 zbiornikowiec amerykański s/s „Manhattan” (100 000 DWT), który został specjalnie przebudowany i dostosowany do żeglugi w warunkach arktycznych, w asyście kanadyjskiego lodołamacza „Sir John A. Macdonald” dokonał eksperymentalnego rejsu, przewożąc ładunek surowej ropy naftowej z Point Barrow na wschodnie wybrzeże USA. Ciężkie warunki lodowe, jakie panowały w sezonie nawigacyjnym, spowodowały, że czas rejsu wydłużył się ponad wszelkie racjonalne granice, a sam „Manhattan” doznał licznych uszkodzeń, niektóre z nich groziły utratą części ładunku. Jednym z wniosków wyciągniętych z analizy rejsu tego statku było podjęcie decyzji o budowie rurociągu transalaskańskiego (Point Barrow – Valdez). Faktem jest, że moment eksperymentalnego rejsu s/s „Manhattan” zbiegł się w czasie z najbardziej surowymi warunkami lodowymi w całej Arktyce (patrz rys. 2). Podobnym rezultatem zakończył się powstały pod koniec lat 70. ubiegłego wieku projekt Arctic Pilot Project Tankers, który zakładał transport gazu ziemnego z Wyspy Melville’a do wschodniej Kanady. Dwa gazowce o klasie lodowej pozwalającej na poruszanie się z prędkością 3 węzłów w lodzie o grubości do 250 cm (Polar Class 7) miały być ładowane w Bridport Inlet średnio raz na dwanaście dni. Trasa została wytyczona na wschód przez cieśniny Melville’a, Barrowa i Lancastera. Jednakże, ze względu na niemożność utrzymania całorocznej żeglugi na tej trasie nawet przez statki o tak dużej wytrzymałości, projekt ma być obecnie kontynuowany za pomocą rurociągów [1]. 82 PRACE WYDZIAŁU NAWIGACYJNEGO AKADEMII MORSKIEJ W GDYNI, nr 24, 2010 Od drugiej połowy lat 90. XX wieku warunki lodowe na tym akwenie, tak jak i w całej Arktyce, zaczęły się szybko poprawiać [1, 3]. W roku 1998 Przejście Północno-Zachodnie, na przełomie sierpnia i września, było przez 15 dni „czyste” na całej swojej długości, łącznie z głębokowodną Cieśniną McClure’a, a lody na Morzu Beauforta odsunęły się tak daleko na północ, że po wyjściu z cieśniny można było położyć się na kurs prowadzący bezpośrednio do Cieśniny Beringa. Analiza obrazów satelitarnych wykazała, że w latach 2000–2009 kilkakrotnie (5 razy) udałoby się przepłynąć przez Przejście Północno-Zachodnie w jednym sezonie bez pomocy lodołamacza, ale na takie przejście trzeba by przeznaczyć od 1,5 do 2 miesięcy. W roku 2008, przez tydzień, było jednocześnie otwarte Przejście Północno-Zachodnie i Północna Droga Morska na całych ich długościach. Złagodzenie na początku XXI wieku warunków lodowych przyczyniło się do wzrostu zainteresowania Przejściem Północno-Zachodnim armatorów statków wycieczkowych [14]. Obecnie szlak 18 ten w sezonie letnim pokonuje corocznie kilka tego typu statków (m.in. m/s „Hanseatic” i m/s „Bremen” – statki z klasą lodową IA Super). Ponieważ analizy wskazują, że ogólnie pokrywa lodowa na obszarze Przejścia Północno-Zachodniego zachowuje się podobnie jak w całej Arktyce, wykazując pewne opóźnienie i mniejszą amplitudę zmian w stosunku do Północnej Drogi Morskiej (a zwłaszcza jej zachodnich części), ogólne wnioski na temat zmian pokrywy lodowej są takie same, jak w odniesieniu do Północnej Drogi Morskiej. Zdaniem autorów opracowania, w ciągu najbliższych lat należy się i na tym obszarze spodziewać pogorszenia warunków lodowych, choć lata 2010, 2011 i przypuszczalnie rok 2013 mogą charakteryzować się jeszcze łagodnymi warunkami lodowymi w okresie sierpnia-września. Wykorzystanie tych akwenów do żeglugi, poza dwu-, trzymiesięcznym sezonem nawigacyjnym, nie wchodzi w rachubę nawet z użyciem najcięższych lodołamaczy o napędzie konwencjonalnym. LITERATURA 1. AMSA, 2009. Arctic Marine Shipping Assessment Report, Arctic Council, 194 s. 2. Bambulyak A., Frantzen B., Oil transport from the Russian part of the Barents Region. Status per January 2009. The Norwegian Barents Secretariat and Akvaplan-niva, Norway, 97 s. 3. CASA, 2007. Canadian Arctic Shipping Assessment, Main Report, June 2007. The Mariport Group Ltd., Transport Canada, 210 s. 4. Chapman W.L., Walsh J.E., A Synthesis of Antarctic Temperatures. Journal of Climate 2007, vol. 20, s. 4096–4117. 5. Hansen J., Ruedy R., Glascoe J., Mki Sato, GISS analysis of surface temperature change. Journal of Geophysical Research 1999, vol. 104, s. 30997–31022, DOI: 10.1029 /1999JD900835. 18 Przez Barrow Strait, Peel Sound, Victoria Strait i Coronation Gulf. A.A. Marsz, A. Styszyńska, Współczesne zmiany pokrywy lodów morskich w strefach polarnych... 83 6. Hansen J., Ruedy R., Mki Sato, Reynolds R., Global surface air temperature in 1995: Return to pre-Pinatubo level. Geophysical Research Letters 1996, vol. 23, s. 1665–1668, DOI: 10.1029/ 96GL01040. 7. Holland M.M., Bitz C.M., Tremblay B., Future abrupt reductions in the summer Arctic sea ice. Geophysical Research Letters 2006, vol. 33, L23503, DOI: 10.1029/06GL028024. 8. IPCC, 2007. Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon S., Qin D., Manning M., Chen Z., Marquis M., Averyt K.B., Tignor M. Miller H.L. (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, 163 s. 9. Johannessen O.M., Alexandrov V.Yu., Frolov I.Ye., Sandven S., Miles M., Bobylev L.P., Pettersson L.H., Smirnov V.G., Mironov E.U., Babich N.G., Remote sensing of sea ice in the Northern Sea Route: studies and applications. Springer Praxis Books 2006, 544 s. 10. Kwok, R., Rothrock D.A., Decline in Arctic sea ice thickness from submarine and ICESat records: 1958–2008. Geophysical Research Letters 2009, vol. 36, L15501, DOI: 10.1029/2009GL039035. 11. Marsz A.A., Zmiany pokrywy lodów morskich i lodów szelfowych w Antarktyce. [W:] Zmiany klimatyczne w Arktyce i Antarktyce w ostatnim pięćdziesięcioleciu XX wieku i ich implikacje środowiskowe, red. A. Styszyńska i A. Marsz, Gdynia: Wyd. Akademii Morskiej 2007, s. 43–75. 12. Marsz A.A., Styszyńska A., Oceanic control of the warming processes in the Arctic – a different point of view for the reasons of changes in the Arctic climate. Problemy Klimatologii Polarnej 2009, nr 19, s. 7–31. 13. Serreze M.C., Francis J.A., The Arctic Amplification Debate. Climatic Change 2006, vol. 76, nr 3–4, s. 241–264. 14. Steward E.J., Howell S.E.L., Draper D., Yackel J.J., Tivy A., Sea ice in Canada’s Arctic: implications for cruise tourism. Arctic 2007, vol. 60, nr 4, s. 370–380. 15. Stroeve J., Holland M., Meier W., Scambos T., Serreze M., Arctic sea ice decline: Faster than forecast, Geophysical Research Letters 2007, vol. 34, L09501, DOI: 10.1029/2007GL029703, 2007. 16. Turner J., Colwell S.R., Marshall G.J., Lachlan-Cope T.A., Carleton A.M., Jones P.D., Lagun V., Reid, P.A., Iagovkina S., Antarctic climate change during the last 50 years, International Journal of Climatology 2005, vol. 25, s. 279–294. 17. Zakharov V.F., Sea Ice in the Climate System. Arctic Climate System Study, World Climate Research Programme, WMO/TD-No.782. Geneva: World Meteorological Organization 1997, 80 s. CONTEMPORARY CHANGES IN SEA ICE COVER IN POLAR ZONES AND THEIR INFLUENCE ON THE NAVIGATION IN THE ARCTIC WATERS Summary This work deals with changes in the sea ice cover of the Antarctica and Arctic observed nowadays and with the problems connected with navigation in the Arctic. It has been pointed out that sea ice cover in the Antarctic is increasing slowly whereas sea ice cover in tine Arctic is decreasing rapidly. 84 PRACE WYDZIAŁU NAWIGACYJNEGO AKADEMII MORSKIEJ W GDYNI, nr 24, 2010 The main reason for such decrease is attributed to greater inflow of warm Atlantic waters connected with positive phase of AMO (Atlantic Multidecadal Oscillation). Nowadays very optimistic opinions are being spread regarding the possibilities of the development of navigation in the Arctic. These opinions are connected with anticipated disappearance of summer sea ice cover in the years 2013-2015 and disappearance of sea ice cover even in winter a few or a dozen years later. The authors think that within the next few years a gradual cooling of the Arctic will be observed. It will be accompanied by the increase in the sea ice cover connected with the change of AMO into descending phase. Navigation in the Arctic for vessels without ice class or with low ice class will not be safe even in summer and the route from Europe to the Bering Strait via the pole will not be possible at all. The prolonged navigation season in the Arctic waters is possible in the nearest dozen of years only for vessels of adequately high technical parameters, specially built for navigation in ice.
