UNIWERSYTET JAGIELLOŃSKI WYDZIAŁ GEOGRAFII I GEOLOGII INSTYTUT GEOGRAFII I GOSPODARKI PRZESTRZENNEJ ZAKŁAD GEOGRAFII FIZYCZNEJ JUSTYNA DUDEK Współczesne przemiany krajobrazu półwyspu Sørkapp Land (Spitsbergen) pod wpływem recesji lodowców na podstawie danych teledetekcyjnych Praca doktorska wykonana pod kierunkiem Prof. dr hab. Wiesława Ziaji KRAKÓW 2018 SPIS TREŚCI 1. Dotychczasowy stan wiedzy w zakresie tematu pracy ................................. 7 1.1. Badania zmian geometrii lodowców półwyspu Sørkapp Land na tle badań lodowców kuli ziemskiej i pozostałych obszarów Spitsbergenu ............................... 7 1.2. Badania przemian krajobrazu półwyspu Sørkapp Land na tle badań krajobrazu pozostałych obszarów Spitsbergenu ..................................................... 19 2. Cel pracy ........................................................................................................ 25 3. Charakterystyka geograficzno-przyrodnicza obszaru badań .................. 27 3.1. Położenie obszaru badań ............................................................................................. 27 3.2. Budowa geologiczna ..................................................................................................... 28 3.3. Klimat ........................................................................................................................... 32 3.4. Zlodowacenie ................................................................................................................ 36 3.5. Rzeźba ........................................................................................................................... 42 3.6. Stosunki wodne ............................................................................................................ 45 3.7. Świat roślinny ............................................................................................................... 47 3.8. Świat zwierząt .............................................................................................................. 49 4. Materiały źródłowe, narzędzia i metody pracy .......................................... 51 4.1. Zdjęcia lotnicze, mapy i cyfrowe modele wysokościowe (DEM) dla lat 1961 i 1970 .............................................................................................................................. 51 4.1.1. Zdjęcia lotnicze – rok 1961 .................................................................................... 51 4.1.2. Mapy – rok 1961 ..................................................................................................... 55 4.1.3. Cyfrowe modele wysokościowe – 1961 i 1970 ...................................................... 61 4.2. Materiały źródłowe dla roku 1990 ............................................................................. 77 4.2.1. Zdjęcia lotnicze i obrazy satelitarne – rok 1990 ..................................................... 77 4.2.2. Mapy – rok 1990 .................................................................................................... 79 4.2.3. Cyfrowy model wysokościowy – rok 1990 ............................................................ 81 4.3. Zdjęcia lotnicze i cyfrowe modele wysokościowe dla roku 2010 ............................. 83 4.3.2. Dane źródłowe i schemat pracy – rok 2010 ............................................................ 83 4.3.3. Cyfrowe modele wysokościowe – rok 2010 ........................................................... 84 4.3.4. Ortoobrazy – rok 2010 ............................................................................................ 92 4.3.5. Warstwy wektorowe – rok 2010 ........................................................................... 100 4.3.5.1. Warstwa Lodowce i wyznaczanie basenów glacjalnych ............................... 100 4.3.5.2. Pozostałe warstwy informacyjne ................................................................... 103 5. Przemiany krajobrazu półwyspu Sørkappland (Spitsbergen) pod wpływem recesji lodowców............................................................................. 106 5.1. Fluktuacje klimatu od zakończenia Małej Epoki Lodowej ................................... 106 5.2. Recesja lodowców półwyspu w latach 1961-1990-2010 .......................................... 114 5.2.1. Lodowce kończące się na lądzie .......................................................................... 116 5.2.1.1. Region zachodniego Sørkapp Landu ............................................................. 116 5.2.1.2. Region południowego Sørkapp Landu .......................................................... 132 5.2.1.3 Region wschodniego Sørkapp Landu ........................................................... 149 5.2.1.4. Region północnego Sørkapp Landu .............................................................. 157 5.2.2. Lodowce cielące się ............................................................................................. 164 5.2.2.1. Uchodzące do Morza Grenlandzkiego – Olsokbreen .................................... 164 5.2.2.2. Uchodzące do Morza Barentsa ...................................................................... 168 5.2.2.3. Uchodzące do fiordu Hornsund ..................................................................... 178 5.3. Przemiany form terenu i stosunków wodnych wskutek recesji lodowców kończących się na lądzie .......................................................................................... 187 5.3.1. Region zachodniego Sørkapp Landu .................................................................... 189 5.3.1.1. Okolice lodowca Gåsbreen ........................................................................... 189 5.3.1.2. Bungebreen ................................................................................................... 196 5.3.1.3. Vitkovskijbreen ............................................................................................ 202 5.3.2. Region południowego Sørkapp Landu ................................................................. 205 5.3.2.1. Belopol’skijbreen ......................................................................................... 205 5.3.2.2. Mathiasbreen ................................................................................................ 209 5.3.2.3. Keilhaubreen ................................................................................................ 213 5.3.2.4. Svartkuvbreen i Dumskoltbreen ................................................................... 217 5.3.2.5. Randbreen ..................................................................................................... 220 5.3.3. Region wschodniego Sørkapp Landu ................................................................... 223 5.3.3.1. Tromsøbreen .................................................................................................. 223 5.3.3.2. Lodowce północno-wschodniego wybrzeża ................................................. 226 5.3.4. Region północnego Sørkapp Landu ..................................................................... 228 5.4. Zmiany linii brzegowej ............................................................................................. 229 6. Dyskusja i synteza wyników ....................................................................... 242 7. Wnioski ......................................................................................................... 256 Literatura ......................................................................................................... 258 Spis rycin i tabele ............................................................................................. 282 Składam podziękowania prof. dr hab. Wiesławowi Ziaji za powierzenie mi tematu badań i zaproszenie do udziału w wyprawie na Sørkapp Land. Dziękuję za okazane wsparcie i cierpliwość na etapie powstawania niniejszej pracy. Jestem wdzięczna prof. Jonowi Ove Hagenowi za umożliwienie pobytu badawczego na Uniwersytecie w Oslo, a dr Anne Hormes za zaproszenie do Centrum Uniwersyteckiego – UNIS na Svalbardzie. Fundacji Rozwoju Systemu Edukacji dziękuję za przyznanie finansowania na obydwa wyjazdy badawcze w ramach grantów Mechanizmu Finansowego Europejskiego Obszaru Gospodarczego oraz Norweskiego Mechanizmu Finansowego (EEA and Norway Grants). Prof. Chrisowi Clarkowi z Uniwersytetu w Sheffield jestem gorąco wdzięczna za ogromoną życzliwość i udostepnienie laboratorium teledetekcyjnego, w którym wykonałam większość cyfrowych modeli wysokości wykorzystanych w niniejszej pracy. Dziękuję za sfinansowanie mojego stażu badawczego w Sheffield w ramach projektu Uniwersytetu Jagiellońskiego Interdyscyplinarnych Studiów Doktoranckich « Społeczeństwo - Technologie – Środowisko ». Dr Timothy Jamesowi z Uniwersytetu w Swansea dziękuję za cenne rady i wskazówki z zakresu cyfrowej obróbki fotogrametrycznej zdjęć lotniczych. Jestem wdzięczna dr Mateuszowi Strzeleckiemu z Uniwersytetu Wrocławskiego za zakup i przekazanie na potrzeby niniejszej pracy zdjęć lotniczych ze wschodniego wybrzeża, a Haraldowi Faste Aas z Norweskiego Instytutu Polarnego za sprawne realizowanie moich zamówień oraz ponadplanowe zdjęcia lotnicze dokładane do każdego z nich. Peterowi Braggowi z Uniwersytetu w Sheffield oraz Bartoszowi Załuskiemu z Zakładu SIGKiT IGiGP UJ dziękuję za nieocenioną pomoc techniczną w trakcie obróbki danych. Serdeczne podziękowania składam mojej ś.p. Cioci Helenie Dudek za wsparcie finansowe i głęboką wiarę w moje możliwości. Dzięki temu mogłam na jakiś czas odłożyć pracę zawodową i skupić się na realizacji badań do pracy doktorskiej. Jestem wdzięczna mojemu Tacie za spokój i niezmąconą ciszę w trakcie pisania ostatnich rozdziałów pracy. Dziękuję za osobiste wsparcie moim przyjaciołom, a w szczególności dr Krystynie Kozioł, dr Michałowi Pętlickiemu, dr Mai Lisowskiej i dr Sébastienowi Monnier. 1. Dotychczasowy stan wiedzy w zakresie tematu pracy 1.1. Badania zmian geometrii lodowców półwyspu Sørkapp Land na tle badań lodowców kuli ziemskiej i pozostałych obszarów Spitsbergenu Fluktuacje klimatyczne oraz związane z nimi zmiany geometrii lodowców nie należą do nowych kwestii podejmowanych we współczesnych badaniach w Polsce i na świecie (m.in. Ahlmann 1953, Nye 1960, Oerlemans i Van der Veen 1984, Haeberli i in. 1989, Dowdeswell 1997, Barry 2002, Jania 2008). Zagadnienia te są przedmiotem badań licznych specjalistów w dziedzinach klimatologii, glacjologii czy geomorfologii. Aktualnie, największa światowa baza danych o lodowcach, utworzona przez World Glacier Monitoring Service, zawiera informacje o zmianach zasięgu czoła, wysokości powierzchni i masy ponad 2000 lodowców (WGMS 2017). Wyniki licznych prac badawczych potwierdzają, iż od początku XX wieku (czyli od zakończenia w Arktyce okresu klimatycznego ochłodzenia zwanego Małą Epoką Lodową) lodowce kuli ziemskiej ulegają postępującej recesji (Hoelzle i in. 2003, Grove 2004, Barry 2006, Zemp i in. 2007, Zemp i in. 2008, Zwoliński i Dobiński 2008, Haeberli i in. 2013, Leckercq i in. 2014). Zapoczątkowane w ubiegłym stuleciu zmiany ich zasięgu i grubości stanowią wyraźny sygnał ocieplenia klimatu (Haeberli 1990, ACIA 2005, IPCC 2014). Reakcja lodowców na zmiany klimatyczne jest zagadnieniem powszechnie uważanym w glacjologii za jedno z najbardziej skomplikowanych. Stanowi ona bowiem wypadkową wielu zjawisk, w których obok warunków klimatycznych, ważną rolę odgrywają również cechy otoczenia lodowców, ich rozmiary, a także dynamiczne procesy zachodzące w ich wnętrzu (Jania 1988, Hagen i in. 2005). Lodowiec można zdefiniować jako dynamiczny system otwarty, w którym zachodzi obieg masy i wymiana energii, podlegające wpływowi czynników zewnętrznych i jednocześnie aktywnie oddziałujące na środowisko (Jania 1997). Bilans masy lodowca jest określony przez akumulację i ablację mierzone w określonym przedziale czasu. Stanowi on w uproszczeniu różnicę pomiędzy zyskami masy lodowca a jej stratami. Jeżeli system lodowcowy znajduje się w równowadze ze środowiskiem, przychód masy lodowca powinien bilansować się z jej ubytkiem, a geometria jego powierzchni powinna pozostawać niezmienna (Jania 1997). Awans lodowca następuje najczęściej, gdy mamy do czynienia z dodatnim bilansem masy, podczas gdy jego recesja zachodzi w rezultacie ujemnego bilansu masy (Benn i Evans 2010). Zmiany geometrii lodowców to widoczny i łatwy do zmierzenia parametr, który poza tym, iż stanowi miarodajny wskaźnik ich kondycji, informuje pośrednio o zmianach zachodzących w środowisku przyrodniczym (Knight 2006). Ma on ponadto szerokie zastosowanie praktyczne w zarządzaniu zasobami wody, przy ocenie zagrożeń naturalnych, a także w planowaniu przestrzeni turystycznej i rekreacyjnej (Evans i Clague 1994, Clague i Evans 2000, Ballantyne 2002, Boillat i in. 2003, Fischer i in. 2006, Fischer 2009, Huggel 2009, Huggel i in. 2010). Fluktuacje lodowców są istotne również ze względu na ich oddziaływanie na zjawiska o zasięgu globalnym (Slaymaker i Kelly 2007). Ma to znaczenie zarówno z punktu widzenia funkcjonowania środowiska przyrodniczego, jak i implikacji socjo-ekonomicznych. Lodowce jako rezerwuary wody w stanie skupienia stałym mają zasadniczy wpływ na prędkość jej obiegu w cyklu hydrologicznym (Dyurgerov 2001, Haldorsen i in. 2011, Thorsteinsson i in. 2013). Ich stopnienie spowodowałoby wzrost poziomu mórz i oceanów, co stanowiłoby realne zagrożenie dla nisko położonych i gęsto zaludnionych obszarów kuli ziemskiej (Meier 1984, Church i in. 2007, Oerlemans i in. 2007). Problem ten jest niezwykle aktualny, dlatego w ostatnich latach znalazł się on w centrum zainteresowania nauk przyrodniczych. Pomimo ogromnego wpływu, jaki lodowce mogą wywierać na życie i gospodarkę człowieka, jest wiele miejsc na Ziemi, gdzie zmiany ich zasięgu są monitorowane tylko w niewielkim stopniu. Najwięcej informacji można znaleźć dla lodowców alpejskich i skandynawskich, dla których dostępny jest długi i niezakłócony rejestr danych. Niektóre lodowce, jak Storglaciären w Szwecji, Storbreen i Nigardsbreen w Norwegii, czy Rhonegletscher w Szwajcarii, zostały bardzo szczegółowo zbadane, jednak liczba podobnie długotrwałych i systematycznych obserwacji w innych częściach świata jest raczej niewielka (Mercanton 1916, Jansson i Pettersson 2007, Zemp i in. 2009, Andreassen i in. 2016). Rozmieszczenie lodowców na Ziemi jest nierównomierne i wskazuje na ogromne znaczenie stref polarnych. Są tam nie tylko lądolody Antarktydy i Grenlandii, ale także wiele małych i średniej wielkości lodowców, uważanych za jeden z najwrażliwszych wskaźników stanu środowiska przyrodniczego. Obecnością tych ostatnich odznaczają się przede wszystkim wyspy arktyczne, na których położonych jest aż 35% lodowców górskich i czap lodowych kuli ziemskiej (Meier i in. 2007). Jednym z istotnych obszarów zlodowaconych Arktyki jest Spitsbergen, największa wyspa archipelagu Svalbard (Hagen i in. 1993). Obecnie ponad połowa jego powierzchni jest objęta przez lodowce, dlatego też konsekwencje aktualnych zmian klimatycznych są tam bardzo wyraźne. Lodowcom Spitsbergenu poświęcono w dotychczasowych badaniach mniej uwagi niż tym w Europie kontynentalnej. Jest to spowodowane ich trudną dostępnością, surowymi warunkami klimatycznymi, a także długim okresem nocy polarnej, które ograniczają możliwości prowadzenia bezpośrednich pomiarów. W procesie selekcji obszarów do badań ogromną rolę odgrywają aspekty logistyczne i ekonomiczne, dlatego pozyskiwanie danych w zakresie dokumentowania zmian lodowców, obejmujące pomiary terenowe, skupia się głównie na łatwiej dostępnych zachodnich wybrzeżach wyspy (Ryc. 1.1, Hagen i Liestøl 1990, Lefauconnier i in. 1999, Kolondra 2007). Bezpośrednie pomiary bilansu masy lodowców obejmują w sumie jedynie poniżej 0,5% wszystkich zlodowaconych obszarów archipelagu Svabard (Hagen i in. 2003a, 2003b, 2005). Obszary najtrudniej dostępne, w tym wybrzeża wschodnie i południowy półwysep Spitsbergenu, Sørkapp Land, który jest obszarem badań opisanych w niniejszej rozprawie, należą do najsłabiej zbadanych części archipelagu Svalbard. Ryc. 1.1. Miejsca naziemnych pomiarów bilansu masy lodowców na archipelagu Svalbard. Zastosowanie tradycyjnych metod terenowych jest kosztowne i czasochłonne, nawet jeśli program badań zredukowany jest do minimum, dlatego podstawę wnioskowania o zmianach geometrii lodowców stanowią często dane satelitarne i zdjęcia lotnicze (Bamber i Rivera 2007, Martín-Moreno i in. 2017). Wykorzystanie obrazowych danych teledetekcyjnych do badań lodowców ma szereg zalet, z których najważniejsze to pozyskanie danych niewymagające zaangażowania dużego zespołu w terenie oraz szybkość i precyzja generowanych na ich podstawie wyników. Z pewnością przyczyniło się to do tego, iż metody teledetekcyjne były wdrażane dla celów glacjologicznych niemal od początku rozwoju tej dziedziny (Jania 1988). W początkowym okresie badań glacjologicznych prowadzonych w oparciu o metody teledetekcyjne wykorzystywano głównie techniki fotogrametrii naziemnej (Finsterwalder 1897). Na Spitsbergenie metody terrofotogrametryczne po raz pierwszy zastosowano w 1898 roku w ramach prac topograficznych prowadzonych przez uczestników wyprawy szwedzkiej pod kierunkiem A.G. Nathorsta (Nathorst 1909, Bernadzikiewicz 1936, Jania 1988). Później techniki te z powodzeniem wykorzystywano w trakcie szeregu wypraw badawczych organizowanych m.in. przez księcia Monako w latach 1906 i 1907, a także licznych wypraw norweskich w latach 1909–1925 (Jania 1988, Szupryczyński 2015). Celem i plonem naukowym pierwszych prac fotogrametrycznych na Spitsbergenie były przede wszystkim mapy topograficzne obszarów bardzo słabo poznanych, które przy okazji stanowiły wartościowy materiał dla badań zasięgu lodowców. Z polskich osiągnięć w tej dziedzinie wymienić należy serię zdjęć fotogrametrycznych i pomiary triangulacyjne wykonane w 1934 roku w ramach pierwszej polskiej wyprawy badawczej na, wówczas jeszcze niezbadaną, Ziemię Torella (południowy Spitsbergen) (Zagrajski i Zawadzki 1935, 1936, Köhler 2015). Jej rezultatem była precyzyjnie sporządzona pierwsza dokładna mapa tego obszaru w skali 1:50000. Szerszemu zastosowaniu technik fotogrametrii naziemnej przez polskich badaczy obszarów polarnych sprzyjało powstanie Polskiej Stacji Polarnej nad zatoką Isbjørnhamna w 1957 roku. W pierwszych latach funkcjonowania stacji, polski zespół badawczy pod kierunkiem C. Liperta prowadził pomiary terrofotogrametryczne w jej okolicach, w ramach programu glacjologicznego A. Kosiby. Badania te zaowocowały powstaniem szczegółowych map lodowca Werenskioldbreen oraz czół lodowców Hansbreen, Hornbreen i Torellbreen, a także kilku innych lodowcow w pobliżu fiordu Hornsund (Kosiba 1960, Lipert 1961, Lipert 1962, Kolondra 2000). Z tego okresu pochodzą również szkice topograficzne lodowców Antoniabreen i Penckbreen wykonane podczas wyprawy w okolice fiordu Van Keulen (Marcinkiewicz 1961). Pomiary fotogrametryczne niektórych lodowców otoczenia stacji nad Hornsundem powtórzono na początku lat 70. XX w., gdy prowadziły tam swoją działalność wyprawy letnie Uniwersytetu Wrocławskiego (Żyszkowski 1982). Poza południem Spitsbergenu, począwszy od lat 70. XX w. prowadzono badania lodowców w jego północno-zachodniej części. W roku 1975, w trakcie wyprawy Uniwersytetu Mikołaja Kopernika w Toruniu dokonano pomiarów fotogrametrycznych lodowca Elizabreen na Ziemi Oscara II, na północy Zachodniego Spitsbergenu (Zapolski 1977, Kolondra 2000). Badania te kontunuowano w późniejszych latach (Lankauf 2002, Sobota 2013a). Wraz z reaktywacją i rozbudową Polskiej Stacji Polarnej w 1978 roku rozpoczęto całoroczną działalność badawczą w jej okolicach. Dokumentowanie zmian zasięgu lodowców otoczenia stacji odbywało się podczas licznych wypraw organizowanych głównie przez Uniwersytet Śląski i Instytut Geofizyki Polskiej Akademii Nauk (IGF PAN) (Kolondra 2000, 2005). Metody fotogrametrii naziemnej stosowane są do dziś w badaniach glacjologicznych tego obszaru. Najdłuższą serią pomiarową objęto lodowce Verenskioldbreen, Torellbreen, a także Hansbreen, ustanowiony jednym z lodowców wzorcowych w trakcie IV Miedzynarodowego Roku Polarnego w latach 2007-2009 (Kolondra 2002a, 2007). W porównaniu z pozostałymi obszarami Spitsbergenu, badania glacjologiczne metodami fotogrametrycznymi na półwyspie Sørkapp Land i związana z nimi liczba opublikowanych prac prezentują się bardzo skromnie. Lodowcem najczęściej obieranym za cel pomiarów fotogrametrycznych był Gåsbreen, względnie łatwo dostępny od strony fiordu Hornsund. Mapę tego lodowca jako pierwszy wykonał G. De Geer (1923) w jako gość rosyjskiej wyprawy zimującej w latach 1899/1900. Skala mapy z cięciem poziomicowym co 100 m wynosiła 1:50000. Blisko cztery dekady później kolejną szczegółową mapę lodowca w skali 1:25000 wykonał i opublikował W. Pillewizer (1939). Do jej sporządzenia wykorzystał zdjęcia fototeodolitowe wykonane z grzbietu pasma Wurmbrandegga podczas niemieckiej ekspedycji w roku 1938 (Ryc. 1.2). Poza mapą topograficzną lodowca, celem wyprawy były również badania jego ruchu powierzchniowego, który mierzono w kilku profilach poprzecznych metodą powtarzalnych zdjęć terrofotogrametrycznych (paralaksa czasowa) (Pillewizer 1939, Jania 1988). W trakcie tej samej ekspedycji podobną metodę zastosowano do pomiaru szybkości lodowca Hansbreen oraz, położonego również na półwyspie Sørkapp Land, lodowca Körberbreen (Jania 1987). Ryc. 1.2. Panorama lodowca Gåsbreen wykonana w 1938 roku (Pillewizer 1939). Po II wojnie światowej, w roku 1949, badania glacjologiczne na południowym Spitsbergenie prowadził A. Heintz z Norweskiego Instytutu Polarnego (Norsk Polarinstitutt, Norwegian Polar Institute – NPI). Objętych nimi zostało m.in. 8 lodowców uchodzących do fiordu Hornsund, w tym również te położone na półwyspie Sørkapp Land, tj. Bautabreen, Chomjakovbreen, Samarinbreen, Petersbreen i Körberbreen (Heintz 1953). Od drugiej połowy lat 50. XX w. większą rolę w naukowym poznawaniu środowiska, w tym i lodowców półwyspu, zaczęli odgrywać polscy geografowie i topografowie. Budowa Polskiej Stacji Polarnej, usytuowanej blisko Sørkapp Landu, umożliwiła polskim naukowcom eksplorację oraz pomiary fotogrametryczne i glacjologiczne na tym terenie. Pod koniec lat 70. XX w. Uniwersytet Śląski zorganizował kilka ekspedycji w północne rejony półwyspu. Część z nich miała na celu badania glacjologiczne w obrębie lodowca Nordfallbreen; inne rejestr zasięgów lodowców uchodzących do fiordu Hornsund (Jania 1979a, Jania 1982a). Najwięcej polskich prac fotogrametrycznych na półwyspie powstało w latach 80. XX w. W trakcie VI wyprawy Polskiej Akademii Nauk zorganizowanej w roku 1984 dokonano pomiaru polowej osnowy fotogrametrycznej dla map topograficznych (ze zdjęć lotniczych) w skali 1:25 000 otoczenia fiordu Hornsund. Cztery arkusze z tej serii, wydane drukiem w 1987 roku przez Instytut Geofizyki PAN, Służbę Topograficzną WP oraz Instytut Geodezji i Kartografii, objęły część północno-zachodnią półwyspu (Barna i Warchoł 1987). W roku 1984 wyprawa Uniwersytetu Śląskiego zarejestrowala położenie klifu lodowca Körberbreen oraz kilku innych lodowców nad fiordem Horsund, w północnej części Sørkapp Landu, a trzy lata później, w trakcie X Wyprawy PAN, zarejestrowano zmiany zasięgu lodowca Gåsbreen (Kolondra 2000). Oprócz wspomnianych badań fotogrametrów polskich i niemieckich, w sezonie letnim 1991 roku na przedpolu lodowca Gåsbreen pomiary fotogrametryczne prowadzili również naukowcy austriaccy. Celem badawczym dwuosobowego zespołu było powtórzenie serii zdjęć wykonanych przez W. Pillewizera oraz wygenerowanie na tej podstawie numerycznych modeli terenu (ang. digital terrain model DTM) umożliwiających analizę zmian geometrii lodowca (Schöner i Schöner 1996). Oceniając dotychczasowe badania zmian geometrii lodowców można stwierdzić, iż metody fotogrametrii naziemnej dostarczają wyników wiarygodnych, dokładnych i powtarzalnych. Mogą być one jednak stosowane tylko dla wielkoskalowych opracowań niewielkich obszarów obejmujących zazwyczaj jeden lodowiec lub jego przedpole (Kolondra 2005). Dla badań glacjologicznych o dużym zasięgu przestrzennym, znacznie bardziej konkurencyjne są dane pozyskane z pułapu lotniczego. Doniesienia pierwszych badaczy obszarów polarnych o zmianach zasięgu zlodowacenia zrodziły potrzebę szerszej analizy tego zjawiska, co z kolei przyczyniło się do tego, iż równolegle do technik pomiarów naziemnych następował rozwój aerofotogrametrii w tej części świata. Na Spitsbergenie pierwszy profesjonalny nalot fotogrametryczny przeprowadzono w 1936 roku. Serię ukośnych zdjęć lotniczych wykonał Norweski Instytut Polarny z wysokości około 2700 m n.p.m (Luncke 1936, Kolondra 2007). Opracowana na tej podstawie arkuszowa mapa topograficzna w skali 1:100000 objęła cały obszar archipelagu Svalbard. Dokładność i precyzja mapy były ograniczone, głównie na skutek niedoskonałości technologii jej wykonania dostępnej w tamtym okresie, wynikającej m.in. z niewielkiej liczby naziemnych punktów kontrolnych. Dokładność poziomic na mapie malała wraz ze wzrostem wysokości n.p.m., na co wpływ z pewnością miała zmienna skala użytych do jej sporządzenia zdjęć (od 1:20000 na przednim horyzoncie do 1:133000 na horyzoncie tylnym) wykonanych przeważnie nad obszarami wybrzeży kamerą zwróconą w kierunku wnętrza wyspy (Ryc. 1.3, Nuth 2006, Kolondra 2007). Dodatkowym czynnikiem wpływającym na jakość mapy wynikowej były umiejętności fotogrametrów pracujących kameralnie przy wykorzystaniu metod analogowych, gdzie ryzyko popełnienia tzw. błędu ludzkiego było znacznie wyższe niż w przypadku metod automatycznych (Nuth 2006). Mimo stwierdzonych niedokładności, przez długi okres czasu pierwsza mapa Norweskiego Instytutu Polarnego stanowiła najlepsze opracowanie topograficzne Spitsbergenu i ma do dziś znaczenie dla badań lodowców tego obszaru (Jania 1988, Ziaja 2001, Lakauf 2002, Pälli i in. 2003, Ziaja 2005a, Ziaja i Pipała 2007, Rachlewicz i in. 2007, Nuth i in. 2013). Ryc. 1.3. Miejsca wykonania zdjęć nad półwyspem Sørkapp Land w trakcie nalotu fotogrametrycznego w 1936 roku. Strzałki wskazują kierunek wykonania ukośnych zdjeć. Źródło: toposvalbard.npolar.no. Od końca lat 50. do wczesnych lat 70. XX w. Norweski Instytut Polarny przeprowadził na Spitsbergenie jeszcze kilka nalotów, których wynikiem były serie pionowych zdjęć panchromatycznych w skali 1:50000. Były to pierwsze dane lotnicze dla Spitsbergenu o tak wysokiej jakości. Dla badań glacjologicznych na półwyspie Sørkapp Land największe znaczenie ma seria zdjęć wykonanych w roku 1961, ponieważ po raz pierwszy w historii tego obszaru, pokryła ona jednolicie wszystkie znajdujące się na nim lodowce. Kolejny zestaw danych o takim zasięgu przestrzennym powstał dopiero 49 lat później. Dane lotnicze z 1961 roku stanowiły podstawę przeprowadzenia pierwszej pogłębionej analizy morfologii i dynamiki lodowców Sørkapp Land. Z zadaniem tym zmierzył się J. Jania z Uniwersytetu Śląskiego posługując się metodami fotointerpretacji jakościowej i pomiarowej panchromatycznych zdjęć lotniczych (Jania 1987, 1988). Starając się udzielić odpowiedzi na pytanie o intensywność, uwarunkowania i mechanizmy dynamicznych procesów glacjalnych zachodzących w obrębie lodowców półwyspu Sørkapp Land zbadał m.in. zmiany ich geometrii i zasięgu czół, ich prędkość i kierunki ruchu, a także cielenie. W jego dwóch obszernych publikacjach z tego zakresu zawiera się najbardziej wszechstronne i kompleksowe opracowanie glacjologiczne, jakie powstało dotychczas dla tego obszaru. Rok 1990 przyniósł postęp w dziedzinie fotogrametrii lotniczej Spitsbergenu. Pionowe zdjęcia w skali 1:50000, pokrywające prawie cały archipelag Svalbard, Norweski Instytut Polarny wykonał tym razem na barwnym materiale pozytywowym (Kolondra 2007). Posłużyły one licznym opracowaniom analogowym i numerycznym, z których największym zasięgiem odznacza się cyfrowy model wysokościowy (ang. digital elevation model – DEM) w rozdzielczości 20 m opublikowany przez Norweski Instytut Polarny (NPI) w 2014 roku (Norwegian Polar Institute 2014). Poza wspomnianym modelem NPI oraz cyfrowymi modelami wysokościowymi (DEM) różnych autorów o znacznie większej rozdzielczości, lecz zdecydowanie mniejszym zasięgu (np. Zagórski 2002, Małecki 2013), na bazie tej serii zdjęć wykonano także cyfrowe ortofotomapy, w tym dla kilku lodowców otoczenia fiordu Hornsund, jednak żadna z nich nie objęła swym zasięgiem terenu Sørkapp Landu (Jania i in. 2002, Kolondra 2002a, 2002b, 2003). Jeśli chodzi o dane dla samego półwyspu, to seria zdjęć z 1990 roku pokryła niemal cały jego obszar z wyjątkiem fragmentu północno-wschodniego, co szerzej omówiono w następnych rozdziałach niniejszej pracy. Począwszy od 2009 roku Norweski Instytut Polarny rozpoczął kolejną, jak do tej pory ostatnią, serię nalotów fotogrametrycznych Spitsbergenu. Wyspę podzielono na części opracowywane w różnych sezonach letnich aż do roku 2012. Zdjęcia o bardzo dużej rozdzielczości (około 0,5 m) wykonano multispektralną kamerą cyfrową. Nalot fotogrametryczny półwyspu Sørkapp Land przypadł na sierpień 2010 roku pokrywając swym zasięgiem jego całkowitą powierzchnię. Dotychczas dane te nie były wykorzytywane do analiz przestrzennych przemian zlodowacenia i środowiskowych na półwyspie Sørkapp Land, dlatego też w niniejszej pracy zostanie podjęta próba wypełnienia tej luki. Od początku XXI w. do badań glacjologicznych coraz częściej wykorzystywane są zobrazowania satelitarne pozyskiwane sensorami zarówno pasywnymi, jak i aktywnymi (Rees 2006, Bamber i Rivera 2007, Kolondra 2007, Pellikka i Rees 2009). Dla badań zmian geometrii lodowców Spitsbergenu, największe zastosowanie miały do tej pory średniorozdzielcze zobrazowania wykonane czujnikiem ASTER (Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer) z pokładu satelity TERRA (m.in. Błaszczyk i Drzewiecki 2006, Błaszczyk 2007, Błaszczyk i in. 2009, Kääb i in. 2006, Sund i in. 2009). Stosowane były także wysokorozdzielcze zobrazowania z 2008 roku wykonane przez satelitę SPOT (Satellite Pour l'Observation de la Terre) w ramach projektu SPIRIT (SPOT 5 stereoscopic survey of Polar Ice: Reference Images and Topographies) zrealizowanego w latach 2007-2009 dla potrzeb IV Międzynarodowego Roku Polarnego (Korona i in. 2009, Błaszczyk i in. 2013, Kønig i in. 2014). Do pomiaru bilansu masy lodowców całego archipelagu Svalbard wykorzystano dotychczas również niskorozdzielcze dane zarejestrowane przez skaner laserowy GLAS (Geoscience Laser Altimeter System) – jedyny instrument na pokładzie satelity ICESat (Nuth i in. 2010, Moholdt i in. 2010). W świetle rezultatów tych badań półwysep Sørkapp Land można zaliczyć do obszarów o największej zaobserwowanej recesji zlodowacenia na archipelagu (Ryc. 1.4a, Nuth i in. 2010). Wyniki te są istotne, ponieważ zastosowano w nich kompleksowe podejście do zagadnienia zmian geometrii lodowców, uwzględniając również zmiany ich miąższości. Warto jednak mieć na uwadze, że ich podstawę stanowiła szeroka ekstrapolacja danych wysokościowych z profili o bardzo małym zagęszczeniu przestrzennym (Ryc. 1.4b), dlatego nie mogą być one traktowane jako źródło informacji o zróżnicowaniu rozmiarów i tempa procesów, jakie zaszły w obrębie systemów lodowcowych w ujęciu lokalnym. a) b) Ryc. 1.4. a) Bilans masy lodowców Spitsbergenu w latach 1990-2005 oszacowany na podstawie porównania numerycznego modelu wysokościowego (DEM) ze zdjęć lotniczych wykonanych w 1990 roku i profili lidara satelitarnego GLAS na pokładzie satelity ICESat; b) średnie roczne różnice wysokości lodowców południowego Spitsbergenu, otrzymane z porównania profili satelity ICESat z lat 2003-2005 do starszego numerycznego modelu wysokościowego (DEM) z 1990 roku (Nuth.i in. 2010). Pomimo ogromnego postępu wiedzy o reakcji lodowców Spitsbergenu na zmiany klimatyczne, jaki nastąpił w ciągu ostatnich lat, Sørkapp Land nie doczekał się dotychczas całościowego opracowania przemian, jakie zaszły w systemach lodowcowych od zakończenia Małej Epoki Lodowej, pozostając tym samym jednym z najsłabiej zbadanych obszarów archipelagu Svalbard. Biorąc pod uwagę dostępne informacje na temat dotychczasowej działalności badawczej, pomiary i obserwacje lodowców w obrębie półwyspu Sørkapp Land można scharakteryzować następująco: o zagęszczenie, dokładność i powtarzalność pomiarów terenowych są zbyt niewystarczające, aby można było na ich podstawie przeprowadzić szerszą analizę zjawisk obejmującą zarówno aspekt przestrzenny, jak i czasowy o istnieje istotna asymetria przestrzenna w zakresie prowadzonych badań lodowców; najwięcej informacji dostępnych jest dla zachodniej części półwyspu (Ziaja i Dudek 2011), podczas gdy wnętrze i jego wschodnia część pozostają bardzo słabo zbadane (Bamber i in. 2005) o dotychczasowe analizy zmian geometrii lodowców bazują na danych satelitarnych o bardzo niskiej rozdzielczości lub zbyt pobieżnych obserwacjach, a zatem często stosuje się ekstrapolację wyników (Nuth.i in. 2010, Moholdt i in. 2010) o większość opracowań koncentruje się jedynie na zmianach zasięgu zlodowacenia (Ziaja 1997, 2001, Martín-Moreno i in. 2017), pomijając zmiany ich miąższości, istotne dla kompleksowej, trójwymiarowej analizy przestrzennej o badania obejmują często zbyt krótki przedział czasu, aby można było wnioskować o ogólnej długoterminowej tendencji zachodzących zmian i tym samym opracować wiarygodną prognozę na przyszłość (Jania 1988, Ziaja i Dudek 2011). W efekcie, stan aktualny i ewolucja lodowców Sørkapp Landu są bardzo słabo poznane, mimo że wiedza ta ma istotne znaczenie przy określaniu całkowitego odpływu wody z ablacji lodowców archipelagu Svalbard, a tym samym jego udziału w przewidywanym wzroście poziomu oceanów. Na postęp wiedzy w tym zakresie pozwoliłoby z pewnością wykorzystanie zdjęć lotniczych wykonanych przez Norweski Instytut Polarny w trakcie nalotów fotogrametrycznych przeprowadzonych nad półwyspem w latach 1936, 1961, 1990 i 2010. Dane te jednak nie były dotychczas w pełni wykorzystane do podobnej analizy. 1.2. Badania przemian krajobrazu półwyspu Sørkapp Land na tle badań krajobrazu pozostałych obszarów Spitsbergenu W ostatnich latach coraz częściej ukazują się prace monograficzne wszechstronnie rozpatrujące reakcje kriosfery na ocieplenie klimatu i wynikające z tego implikacje środowiskowe (m.in. Styszyńska i Marsz 2007, Slymaker i in. 2009, French i Slymaker 2011). Problematyka ta dotyczy szczególnie obszarów arktycznych i antarktycznych, gdzie zmiany zachodzące w kriosferze mają nadrzędne znaczenie dla rozwoju środowiska przyrodniczego oraz związanego z tym zróżnicowania krajobrazu. Zakres poruszanych w tej dziedzinie tematów jest bardzo szeroki i dotyczy m.in. degradacji wieloletniej zmarzliny, zmian pokrywy lodu morskiego oraz ich wpływu na morfologię i funkcjonowanie środowiska wybrzeży, czy też kwantyfikacji zmieniających się procesów geomorfologicznych i hydrologiczych, żeby wymienić tylko kilka z aktualnych nurtów badawczych. Do ważnych zagadnień poruszanych w tym kontekście należy wpływ recesji lodowców na strukturę i funkcjonowanie geosystemów arktycznych (Knight 2006, Slymaker i Kelly 2007, Zwoliński i in. 2008). Lodowce arktyczne, poprzez swoją działalność erozyjną i akumulacyjną, przekształcają rzeźbę terenu, a także wpływają na wody, roślinność i gleby, czego widocznym przejawem są zmiany struktury krajobrazowej środowiska (Ziaja 2002a, 2002b). Na obszarach świeżo odsłoniętych spod pokrywy lodowcowej rozwija się szereg procesów morfogenetycznych modelujących młodą powierzchnię przedpól lodowców i umożliwiających wzmożoną dostawę materiału dla transportu i depozycji. Obszar Spitsbergenu stanowi szczególnie interesujące pole badawcze dla śledzenia tych procesów i uwarunkowanych przez nie przemian środowiska, ponieważ ponad połowa jego powierzchni jest pokryta przez lodowce, pełniące w wielu miejscach wyspy rolę dominującą w kształtowaniu i przeobrażaniu krajobrazu (Ziaja 2002b, Rachlewicz i Zwoliński 2007). W badaniach stanu i ewolucji środowiska Spitsbergenu, szeroko reprezentowana jest problematyka geomorfologiczna zmierzająca do rozpoznania procesów i form sedymentacji osadów różnego pochodzenia (glacjalnych i fluwioglacjalnych) na przedpolach lodowców (m.in. Lukas i in. 2005, Irvine-Fynn i in. 2010, Barr i Lovell 2014). Oprócz obserwacji wykształcenia morfolitologicznego stref marginalnych lodowców, prowadzone są także badania natężenia procesów denudacji zlewni zlodowaconych (m.in. Kostrzewski i in. 1989, Bogen i Bønsnes 2003, Hodgkins i in. 2003, Szpikowski i in. 2014, Rachlewicz i in. 2015). Zagadnienia te są ściśle związane z problematyką glacjologiczną i hydrologiczną, dlatego często rozpatruje się je w powiązaniu z analizą bilansu masy (lub zmian geometrii) lodowców (Etzelmüller i in. 2000, Sobota 2013b) lub/i w kontekście dynamiki ich funkcjonowania (Evans i in. 2012, Lovell i in. 2015). Omawiając temat przemian środowiska przyrodniczego Spitsbergenu nie można pominąć działalności badawczej polskich naukowców, która miała szansę szerzej się rozwinąć dzięki budowie Polskiej Stacji Polarnej nad zatoką Isbjørnhamna w trakcie III Międzynarodowego Roku Geofizycznego. Aktualnie polscy badacze mają do dyspozycji kilka stacji i baz uniwersyteckich rozmieszczonych wzdłuż zachodniego wybrzeża i w centralnej części Spitsbergenu, które pozwalają na prowadzenie badań w oparciu o zorganizowany, standaryzowany monitoring. Obszerny dorobek polskich badań stacjonarnych na Spitsbergenie syntetycznie ujmują trzy monografie wydane przez Stowarzyszenie Geomorfologów Polskich, dlatego w niniejszym opracowaniu nie będą przytaczane wszystkie dostępne na ten temat pozycje (Kostrzewski i Zwoliński red. 2003, Kostrzewski, Pulina i Zwoliński red. 2004, Zwoliński, Kostrzewski i Pulina red 2013). Do ważnych tematów podjętych przez polskich polarników (obok zagadnień z zakresu glacjologii i meteorologii) należą obserwacje procesów geomorfologicznych (m.in. Czeppe 1966, Kłysz 1983, Karczewski 1990, Repelewska-Pękalowa 1996), badania wykształcenia morfolitologicznego i funkcjonowania stref marginalnych lodowców (m.in. Klimaszewski 1960, Reder 1996, Zagórski 2002), a także wykształcenia i ewolucji wybrzeży (m.in. Jahn 1959, 1968, Harasimiuk 1987, Zagórski i in. 2006, Strzelecki 2011, Grabiec i in. 2017). W ostatnich latach coraz większy nacisk kładzie się również na badania przemian krajobrazowych środowiska Spitsbergenu (Ziaja 1994, Ziaja 2004a, Ziaja 2005b, Maciejowski 2007, Ziaja 2007, Zwoliński i in. 2008, Tomczyk i Ewertowski 2010, Ziaja i in. 2011, Zwolinski i in. 2013, Ziaja i Ostafin 2015). Zwieńczeniem obserwacji terenowych są często opracowania kartograficzne. Stanowią one szczególnie interesującą formę prezentacji wyników badań, m.in. dlatego, że pozwalają odbiorcy łatwiej przyswoić informacje zawarte w odnoszących się do nich opisach i artykułach naukowych. Spośród map geomorfologicznych największym zasięgiem odznacza się mapa otoczenia Hornsundu w skali 1:75000 (Karczewski i in. 1984). Jej pierworys w podziałce 1:50000 oparty został na wielu opracowaniach szczegółowych stref marginalnych głównych lodowców kończących się na lądzie, podniesionych teras morskich oraz stoków i den dolin niezlodowaconych. Mapa ta jest bez wątpnienia jednym z większych osiągnięć polskich polarników w zakresie geomorfologicznych badań Spitsbergenu i ich kartograficznej prezentacji. Dla poznania struktury i funkcjonowania środowiska trudno dostępnego obszaru Sørkapp Land początkowo największe znaczenie miały badania terenowe prowadzone w oparciu o Polską Stację Polarną w Hornsundzie. Jej budowa bowiem dała niezbędne zaplecze do ich rozpoczęcia w okresie powojennym. Dotychczasowe badania środowiska przyrodniczego półwyspu obejmowały m.in. problematykę dotyczącą budowy geologicznej, rzeźby, stratygrafii i paleogeografii czwartorzędu, zjawisk meteorologicznych i klimatycznych, stosunków wodnych, dynamiki procesów morfogenetycznych w warunkach peryglacjalnych, zespołów roślinno-glebowych, działalności człowieka w czasach historycznych i współcześnie. Pokłosie tych badań stanowi kilkaset prac opublikowanych w wydawnictwach krajowych i zagranicznych. Dla zagadnień poruszanych w niniejszej pracy niezwykle cenne są zwłaszcza te publikacje, w których w sposób syntetyczny ujęto problem dynamiki lodowców w powiązaniu z procesami geomorfologicznymi, jak również ich wpływu na krajobraz obszaru Sørkapp Land. Stanowią one punkt odniesienia dla zrozumienia aktualnie zachodzących przemian środowiska półwyspu, a także ułatwiają interpretację archiwalnych zdjęć lotniczych. Dlatego też głównie na tych pracach koncentrować się będzie ciąg dalszy niniejszego opisu. Pierwsze naukowe obserwacje lodowców oraz ich otoczenia na półwyspie Sørkapp Land prowadziła wspomniana już wyprawa rosyjska. Jej bazę w latach 1899-1900 stanowiła specjalnie zbudowana stacja (na ruinach której powstała potem chatka Konstantinovka) położona u stóp masywu Čebyševfjellet, w sąsiedztwie lodowca Gåsbreen. W trakcie badań stwierdzono istnienie i opisano jezioro Goësvatnet oraz moreny czołowe Gåsbreen, które kartograficznie przedstawiono na mapie w skali 1:50000 aktualnej dla roku 1899 i wydanej przez szwedzkiego geologa De Geera (1923). W tym samym rejonie, w roku 1938 działała wyprawa niemiecka pod kierownictwem H. Riechego. Niemcy wykonali plan batymetryczny jeziora Goësvatnet, ustalając jego głębokość przy klifie lodowca na 59 m. Stwierdzili ponadto, iż jest to jezioro zaporowe, z którego wody wypływają na sandrowe przedpole lodowca (Rieche 1970). Polska działalność badawcza zmierzająca do poznania procesów zachodzących na przedpolach lodowców Sørkapp Landu, rozpoczęła się w 1959 roku, gdy dwóch członków Polskiej Wyprawy na Spitsbergen prowadziło badania w zachodniej i północnej części tego obszaru. J. Szupryczyński szczegółowo opracował rzeźbę strefy marginalnej lodowca Gåsbreen koncentrując swoje obserwacje na formach związanych z bezpośrednią akumulacją lodowca oraz spływających z niego wód roztopowych (Szupryczyński 1960). Dokonał również rekonesansu na północnym skraju lodowca Olsokbreen oraz przedpolach lodowców Keilhaubreen i Hambergbreen (Szupryczyński 1963). W tym samym sezonie badawczym S. Jewtuchowicz przeprowadził badania strukturalne form akumulacji fluwioglacjalnej – sandrów, kemów i ozów – na przedpolu lodowca Gåsbreen oraz na powierzchni lodowca Bungebreen (Jewtuchowicz 1962, 1965, Szupryczyński 1965). Prowadził on ponadto obserwacje przebiegu akumulacji na przedpolu lodowca Keilhaubreen i na morenie bocznej lodowca Olsokbreen (Jewtuchowicz 1966). Badania te umożliwiły pierwszy wgląd w procesy fluwioglacjalne na południowym Spitsbergenie, a także sformuowanie prawidłowości powstawania form będących ich rezultatem. Po tym pierwszym, owocnym dla polskich polarników, sezonie nastąpiła kilkunastoletnia przerwa w badaniach na półwyspie. Wznowieniu wypraw naukowych na Sørkapp Land sprzyjała renowacja Polskiej Stacji Polarnej w 1978 roku. Stanowiąc główną bazę naukową na południu Spitsbergenu udzielała ona logistycznego i organizacyjnego wsparcia wyprawom badawczym stacjonującym na pobliskich terenach, w tym na półwyspie Sørkapp Land, gdzie na przełomie lat 70. i 80. XX w. obserwacje glacjologiczne i pomiary fotogrametryczne prowadziły wyprawy Uniwersytetu Śląskiego. Pokłosie tych badań stanowi szereg publikacji dotyczących m.in. form i procesów stokowych obszaru Gåsdalen (Jania 1979b, 1982b, Jania i in. 1981), a także mapy otaczających go masywów górskich (Kolondra 1979, 1980). Prace te wpisywały się także w szerszy program badań terenowych zmierzających do wykonania syntetycznego opracowania kartograficznego jakim była mapa geomorfologiczna otoczenia fjordu Hornsund (Jania i Szczypek 1987). Lata 80. XX w. były okresem wzmożonej aktywności badawczej w części południowo-zachodniej Spitsbergenu. Jak już wspomniano, w tym właśnie okresie realizowano projekt kartowania geomorfologicznego szerokiego obszaru badań polskich wypraw rozciągającego się od lodowca Torellbreen na północo-zachodzie po Olsokbreen na południu i zatokę Brepolen na wschodzie (Karczewski i in. 1984). Do ciekawszych opracowań szczegółowych, wykonanych w ramach tego projektu, należą niewątpliwie mapy i opisy geomorfologiczne skartowanych w 1980 roku stref marginalnych dwóch lodowców zachodniego Sørkapp Landu: Bungebreen (Kłysz i Lindner 1982) i Vitkovskijbreen (Andrzejewski i Stankowski 1985). W tym samym czasie, z inicjatywy Z. Czeppego, na półwyspie Sørkapp Land zainicjowano program interdyscyplinarnych badań realizowanych przez letnie wyprawy Uniwersytetu Jagiellońskiego. Ich celem było rozpoznanie elementów środowiska zarówno abiotycznych, w czym główną rolę odegrały badania geograficzno-krajobrazowe, jak i biotycznych, realizowane przede wszystkim w oparciu o obserwacje botaniczne, a w mniejszym stopniu zoologiczne. Badaniami objęto łatwiej dostępne drogą morską rejony półwyspu: jego część zachodnią, gdzie obserwacje prowadzono w latach 1981-1986, i południową, w której odbyły się dwie ekspedycje na początku lat 90. XX w. W trakcie wypraw wszechstronnie zbadano strukturę i funcjonowanie środowiska przyrodniczego Sørkapp Landu oraz jego ewolucję od schyłku plejstocenu, co zaowocowało serią oryginalnych prac w postaci artykułów oraz dość szczegółowych map w skali 1:25000–1:50000 (m.in. Dubiel i Olech 1985, Kuczek i Ziaja 1989, Ziaja 1989a, Ziaja 1989b, Wójcik i Ziaja 1993, Dubiel i Ziaja 1993, Ziaja i Salvigsen 1995). Serię częstych (prawie corocznych) wypraw Uniwersytetu Jagiellońskiego na Sørkapp Land zamknięto w roku 1991. Kompleksowe studia środowiskowe obszaru podjęto powtórnie dopiero w roku 2000 w trakcie ekspedycji działającej na zachodzie półwyspu. Projekt ten miał na celu analizę zmian, jakie zaszły w środowisku przyrodniczym obszaru na skutek ocieplenia klimatu, a także ustalenie wpływu tych zmian na chronione w parku narodowym lodowce, formy terenu, wody, gleby, roślinność, świat zwierzęcy oraz pozostałości dawnego osadnictwa (Skiba i Ziaja 2002, Ziaja 2002b). Był to pierwszy projekt uwzględniający szeroko zakrojone badania gleboznawcze (Skiba i in. 2002). Za przełomowy dla badań struktury i funkcjonowania środowiska Sørkapp Landu można uznać rok 2005. Po raz pierwszy bowiem Uniwersytet Jagielloński zorganizował ekspedycję w bardzo trudno dostępną i przez to słabo poznaną część północno-wschodnią półwyspu. Dzięki tej wyprawie określono m.in. strukturę krajobrazu oraz dynamikę jego elementów w tej części wschodniego wybrzeża Spitsbergenu, a także zbadano zmiany, jakie zaszły na przedpolach lodowców po Małej Epoce Lodowej, włącznie ze zmianami linii brzegowej (Ziaja 2007). W projekcie tym istotną rolę odegrały prowadzone po raz pierwszy na wschodnim wybrzeżu obserwacje meteorologiczne i botaniczne (Maciejowski 2007, Maciejowski i Michniewski 2007). W pierwszej dekadzie XXI w. zorganizowano jeszcze jedną dużą ekspedycję badawczą Uniwersytetu Jagiellońskiego na zachodni Sørkapp Land. U jej podstaw leżała idea powtórzenia badań z lat 80. XX w. celem poznania transformacji środowiska przyrodniczego, jaka zaszła na tym obszarze w ciągu ćwierćwiecza. Latem 2008 roku na Sørkapp Land ruszyła sześcioosobowa wyprawa składająca się z geografów fizycznych i botaników. Do zadań geografów należały m.in. obserwacje terenowe na przedpolach większych lodowców: Gåsbreen, Wiederbreen, Bungebreen i na północnym skraju lodowca Olsokbreen, a także badania zmian w przebiegu linii brzegowej (Ziaja i Dudek 2011, Ziaja i in. 2011). Botanicy natomiast skoncentrowali swoją aktywość na identyfikacji zbiorowisk roślinnych, znacznie przekształconych przez odrodzoną w tym ćwierćwieczu populację reniferów (Węgrzyn i in. 2011). Przeprowadzili ponadto badania sukcesji roślinnej na przedpolu lodowca Gåsbreen (Lisowska 2011). Ostatnia wyprawa Uniwersytetu Jagiellońskiego na Sørkapp Land odbyła się w 2016. Była to już druga ekspedycja do jego północno-wschodniej części, a jej celem były badania porównawcze struktury krajobrazu tego obszaru w latach 2005 i 2016 oparte o kartowanie terenowe w skali 1:25000. Podobnie jak w roku 2005, oprócz badań krajobrazowych przeprowadzono również obserwacje meteorologiczne oraz botaniczne. Rezultaty projektu aktualnie opracowywane kameralnie dostarczą z pewnością ciekawych wyników na temat przemian środowiska przyrodniczego tej części półwyspu. 2. Cel pracy Dotychczasowe obserwacje terenowe krajobrazu półwyspu Sørkapp Land były prowadzone w niemal każdej jego niezlodowaconej powierzchniowo części. Ze względu jednak na ogromny wkład zarówno organizacyjno-logistyczny, jak i finansowy, jakiego wymagają projekty wypraw, obserwacji takich nie prowadzi się równocześnie dla całego półwyspu, a tylko dla wybranych, dostępnych jego fragmentów. Aktualnie najlepiej zbadany terenowo jest obszar północno-wschodni półwyspu, co przy jego trudnej dostępności, wydaje się być zaskakujące. Mając jednak na uwadze, iż jest to teren, gdzie zmiany środowiska mają aktualnie najbardziej dynamiczny (a przez to również interesujący) przebieg, nie dziwi fakt, że właśnie tam skupiała się aktywność badawcza ostatniej ekspedycji naukowej. Stosunkowo dobrze poznana jest również transformacja środowiska Sørkapp Landu zachodniego, gdzie wyprawy badawcze w przeszłości odbywały się najczęściej, zaś najsłabiej pod tym względem wypadają badania jego części południowej, do czego z pewnością przyczynił się fakt, iż ostatnia wyprawa Uniwersytetu Jagiellońskiego pracowała tamże w lecie 1991. Pamiętając o dużych osiągnięciach w zakresie badań terenowych przeprowadzonych na półwyspie należy jednocześnie mieć świadomość, że nawet przy najlepiej zorganizowanym terenowym monitoringu środowiska, zbadanie i przedstawienie w sposób syntetyczny przebiegu transformacji krajobrazu w ostatnim pięćdziesięcioleciu dla obszaru tak rozległego i, co ważniejsze, trudno dostępnego, jak Sørkapp Land, byłoby nie lada wyzwaniem. Słusznym kierunkiem jest więc poszukiwanie takich źródeł informacji i metod badawczych, które to zadanie ułatwią lub umożliwią. Wykorzystanie danych obrazowych pozyskanych w trakcie nalotów fotogrametrycznych w latach 1961, 1990 i 2010, które pokryły cały (lub prawie cały) obszar półwyspu wydaje się mieć duży potencjał w zakresie planowanych badań krajobrazowych. Główną zaletą takiego podejścia jest możliwość przeprowadzenia analiz przestrzennych w sposób jednolity dla całego analizowanego obszaru. Co więcej, dane lotnicze, często stosowane jako materiał uzupełniający dla obserwacji terenowych na pozostałych obszarach Spitsbergenu, dotychczas nie były wykorzystywane w pełni do badań transformacji krajobrazu półwyspu Sørkapp Land. Dlatego jednym z nadrzędnych celów niniejszej pracy będzie wypełnienie tej luki badawczej. Zasadniczy cel niniejszej pracy sprowadza się do dania możliwie wyczerpującej odpowiedzi na pytanie o przebieg oraz przestrzenne zróżnicowanie transformacji krajobrazu półwyspu Sørkapp Land na skutek recesji lodowców w latach 1961-1990-2010 w oparciu o dane teledetekcyjne. W świetle tak postawionego celu ogólnego pracy pojawiają się zadania badawcze (cele szczegółowe) dotyczące zagadnień: 1. Kartograficzno-teledetekcyjnych: - przetworzenia i integracji archiwalnych map - przetworzenia i integracji danych teledetekcyjnych (głównie kilkudziesięciu zdjęć lotniczych) - weryfikacji dokładności otrzymanych danych wynikowych - wizualnej prezentacji wyników - zgromadzenia, uporządkowania oraz obróbki różnego typu danych obserwacyjnych. 2. Glacjologicznych: - wykonania aktualnego inwentarza lodowców półwyspu Sørkapp Land wraz z określeniem ich cech morfometrycznych dla roku 2010 - ilościowych badań i pomiarów zmian geometrii lodowców w pięćdziesięcioleciu 1961-2010: zmian zasięgu czół, powierzchni i miąższości lodowców. 3. Krajobrazowych: - ustalenia wpływu recesji lodowców półwyspu na rzeźbę terenu (z pokrywami osadowymi) na przedpolach lodowców kończących się na lądzie - ustalenie wpływu recesji na przekształcanie linii brzegowej na przedpolach lodowców uchodzących do morza i w obrębie ich maksymalnych zasięgów - ustalenia wpływu recesji na wody powierzchniowe. Niniejsza praca składa się z siedmiu rozdziałów. W rozdziałach pierwszym i drugim nakreślono kontekst oraz zdefiniowano cel przeprowadzonych badań. W rozdziale trzecim ujęto charakterystykę gegraficzno-przyrodniczą obszaru badań. Rozdziały czwarty i piąty przedstawiają wykorzystane materiały, narzędzia i metody badawcze, a także wyniki badań kartograficznych, glacjologicznych oraz krajobrazowych. W rozdziale szóstym zawarto dyskusję wyników i ich podsumowanie, a w siódmym wnioski. 3. Charakterystyka geograficzno-przyrodnicza obszaru badań 3.1. Położenie obszaru badań Svalbard stanowi grupę wysp położonych między 74° a 81° N oraz 10° a 35° E (Ryc. 3.1.1a). Jest tym samym jednym z najdalej wysuniętych na północ archipelagów Europy. Oprócz Spitsbergenu, głównej wyspy archipelagu, w jego skład wchodzą także Nordaustlandet, Edgeøya, Barentsøya i szereg mniejszych wysp (Ryc. 3.1.1b). Ryc. 3.1.1. Położenie archipelagu Svalbard (a) i pówyspu Sørkapp Land (b) oraz mapa ogólna obszaru badań (c). Archipelag cechuje występowanie rozległych fiordów, dolin i gór sięgających 1700 m n.p.m. Noszą one ślady licznych zlodowaceń, które w przeszłości modelowały jego krajobraz (Hagen i in. 1993). Stanowiąc ponad połowę powierzchni Svalbardu pokrywa lodowa także obecnie wpływa na jego krajobraz, a jej zmiany w czasie, zwłaszcza lodowców uchodzących do morza, decydują o zmianach powierzchni archipelagu. Wybrzeża Svalbardu omywane są przez wody trzech wielkich akwenów: Morza Grenlandzkiego na zachodzie, Morza Barentsa na wschodzie i Oceanu Arktycznego na północy. Temperatura otaczających Svalbard mas wodnych wpływa na jego klimat, który jest łagodniejszy niż klimat innych obszarów na tej samej szerokości geograficznej i jednocześnie bardziej wrażliwy na wszelkie zmiany związane z frontami atmosferycznymi (Hagen i in. 1993). Obszar badań niniejszej rozprawy, półwysep Sørkapp Land (po polsku Ziemia Południowego Przylądka), jest położony na południu Spitsbergenu (Ryc. 3.1.1c), najwiekszej wyspy Svalbardu. Półwysep ten wyraźnie odgraniczają od reszty Spitsbergenu dwa rozległe fiordy: od zachodu Hornsund o długości 33 km, zaś od wschodu Hambergbukta o długości około 6,5 km, a także szeroki na 6 km przesmyk lodowy międy nimi (dane aktualne dla roku 2010). Zlodowacony przesmyk stanowi zaledwie mniej niż 3% długości obwodu półwyspu. Pozostałe 97% granicy obszaru badań wyznacza linia brzegowa, której przebieg i długość podlegały zmianom w przeszłości wskutek zmian położenia klifów lodowców uchodzących do morza. Obecnie jej długość wynosi ok. 270 km. W tak określonych granicach badany teren rozciąga się z zachodu na wschód na długości 40-45 km, zaś z północy na południe ok. 54-55 km, zajmując powierzchnię około 1270 km². 3.2. Budowa geologiczna Podłoże geologiczne Sørkapp Landu stanowi wynurzony fragment szelfu Morza Barentsa (północno-zachodnia część płyty euroazjatyckiej), podniesiony w trakcie późno-mezozoicznych i kenozoicznych ruchów skorupy ziemskiej (Dallmann 2007). Urozmaicone podłoże skalne półwyspu budują jednostki litostratygraficzne uformowane w okresie od środkowego proterozoiku po trzeciorzęd (Ryc. 3.2.1). Najstarsze utwory stanowią serie skalne proterozoiku składające się głównie ze zmetamorfizowanych skał węglanowych i kwarcytowych oraz łupków krystalicznych i fyllitów. Formacja ta buduje m.in. zbocza gór Wurmbrandegga, Kovalevskajafjellet, Gavrilovfjellet i Wiederfjellet w zachodniej części półwyspu, wyniesienia Mefonntopane–Snøkrossen w jego centrum, a także obszary położone na południe od Sørkappfonna (Winsnes i in. 1992, Dallmann i in. 1993). Kolejne, młodsze struktury geologiczne budujące podłoże półwyspu Sørkapp Land stanowią paleozoiczne serie skalne. Zbudowane ze zmetamorfizowanych skał węglanowych jednostki starszego paleozoiku formują wyniesienie Čebyševfjellet– Hornsundtind–Hilmarfjellet, rozciągające się od fiordu Hornsund na północy do zatoki Stormbukta na południu (Winsnes i in. 1992, Dallmann i in. 1993). Ryc. 3.2.1. Mapa geologiczna półwyspu Sørkapp Land według: Dalmann (2014), uaktualnione, https://data.npolar.no. Utwory skalne proterozoiku i starszego paleozoiku (tzw. podłoże przeddewońskie) cechuje najbardziej złożona tektonika. Skały te zostały sfałdowane w orogenezie kaledońskiej (której główna faza na obszarze Sørkapp Landu miała miejsce między ordowikiem a środkowym sylurem), a w trzeciorzędzie potrzaskane serią długich uskoków o kierunku NNW-SSE nawiązującym do współczesnego przebiegu grzbietów górskich i dolin (Bergh i Grogan 2003). W górnym sylurze nastąpiła intensywna denudacja przeddewońskich struktur geologicznych (Dallmann i in. 1993). Przykrywające je serie skalne młodszego paleozoiku odsłaniają się głównie w centralnej i zachodniej części półwyspu. Okruchowe skały osadowe dewonu, reprezentowane przez piaskowce, mułowce i łupki, wyłaniają się po obu stronach zlodowaconego obniżenia–synkliny Samarinbreen–Olsokbreen, m.in. w obrębie masywów górskich Traunkammen, Påskefjella, Røkensåta i Haitanna (Bergh i in. 2011). Struktury te przecina system uskoków będący rezultatem wzmożonej aktywności tektonicznej pod koniec dewonu (Dallmann 2007, Bergh i in. 2011). Położone na wschód od nich grzbiety rozciągniętego południkowo wyniesienia Černajafjellet–Brattberget cechuje podobny skład litologiczny. Głównym składnikiem tych formacji są okruchowe skały osadowe z przewagą piaskowców, a ich wiek określono na karbon i dolny perm. Z okresu dolnego karbonu pochodzą również potrzaskane uskokami piaskowce budujące podłoże nizin nadmorskich oraz masywów górskich Hohenlohefjellet i Sergiejevfjellet w północno-zachodniej części półwyspu (Winsnes i in. 1992, Dallmann i in. 1993). W mezozoiku obszar był kilkakrotnie zalewany przez morze. Świadczą o tym rozległe powierzchnie osadów morskich w wielu miejscach półwyspu. Mezozoiczne serie skalne to głównie osady delty i płytkiego morza zdeponowane w okresie od triasu do środkowej jury, serie skał osadowych strefy głębszego szelfu wieku górnej jury i dolnej kredy oraz osady płytkiego szelfu z dolnej kredy (Dallmann 2007, Worsley 2008). Na półwyspie Sørkapp Land utwory starszego mezozoiku to głównie łupki, mułowce i piaskowce triasu oraz jury budujące stoki masywów Lidfjellet, Sergeevfjelet, Kovalevskajafjellet i Savičtoppen w północno-zachodniej części półwyspu, północne stoki Hilmarfjellet na środkowym zachodzie oraz stoki masywu Kistefjellet w jego części południowej (Harland 1997, Krajewski i Stępień-Śmiałek 2003). Większe odsłonięcia skał osadowych triasu i jury występują ponadto na nizinach nadmorskich Bjørnbeinflya, Olsokflya i Sørflya. Skały osadowe górnej jury i dolnej kredy w postaci łupków bitumicznych, mułowców i piaskowców są dobrze wykształcone w podłożu grzbietów górskich położonych na północny zachód od Isbukta, a mianowicie w północnej części pasma Bredichinryggen oraz wzniesień Isryggen i Gedenovfjellet. Odsłonięcia tej formacji stwierdzono również na południowych stokach Keilhaufjellet. Łupki i piaskowce dolnej kredy występują głównie w podłożu północno-wschodniej części półwyspu. Są one ułożone w synkliny i antykliny o przebiegu NNW-SSE z kilkoma krótkimi uskokami (Winsnes i in. 1992, Dallmann i in. 1993, Dallmann 1999). W środkowej i górnej kredzie nastąpiło podniesienie półwyspu, któremu towarzyszyła intensywna erozja. W rezultacie, w profilu utworów budujących podłoże półwyspu Sørkapp Land brakuje osadów z tego okresu, a serie skalne paleogenu odsłaniające się na wschodzie półwyspu spoczywają bezpośrednio na osadach dolnej kredy (Dallmann i in. 1993, Worsley 2008). Na utworach starszego podłoża zalegają w wielu miejscach nieciągłe pokrywy luźnych osadów czwartorzędowych różnej proweniencji: morskich, lodowcowych, stokowych, zwietrzelinowo-mrozowych, fluwialnych, organicznych. Cienkie, często ażurowe, pokrywy akumulacji morskiej występują na nizinach nadmorskich zachodniego i południowego Sørkapp Landu. U podnóży stromych stoków górskich zalegają stożki usypiskowe i usypiskowo-napływowe. Na niektórych stokach o mniejszym nachyleniu występują cienkie pokrywy zwietrzelinowo-soliflukcyjne. Powierzchnie wierzchowin pokryte są przeważnie cienkimi pokrywami zwietrzelinowymi, które podlegają segregacji mrozowej i wietrzeniu. W strefach marginalnych lodowców na nizinach nadmorskich i w dolinach śródgórskich występują młodoholoceńskie (z Małej Epoki Lodowej) i współczesne gliny zwałowe (pokrywy morenowe) i osady glacifluwialne. Starsze osady glacjalne (plejstoceńskie) zachowały się w postaci licznych głazów narzutowych występujących na różnych wysokościach w zachodniej i południowej części półwyspu. 3.3. Klimat Sørkapp Land odznacza się klimatem o charakterze arktycznym i morskim (Ziaja 1999). Właściwości klimatu półwyspu zależą przede wszystkim od jego położenia geograficznego. Istotne dla kształtowania warunków klimatycznych jest zarówno położenie półwyspu w wysokich szerokościach geograficznych, które decyduje o dopływie promieniowania słonecznego i jego sezonowym zróżnicowaniu, jak i położenie w określonym układzie lądów i mórz (i co się z tym wiąże, prądów morskich), które wpływa m.in. na zróżnicowanie i zasięg występowania poszczególnych zjawisk klimatycznych. Położenie Sørkapp Landu w wysokich szerokościach geograficznych determinuje występowanie tu długich nocy i dni polarnych (dla 77ºN odpowiednio 104 i 117 dób) oraz małych wysokości słońca nad horyzontem w czasie lata – maksymalnie 36º23,7’ (Styszyńska 2013). W rezultacie obszar cechują niskie temperatury powietrza. Arktyczny klimat półwyspu, uwarunkowany szerokością geograficzną, kształtowany jest przez oddziaływanie otaczających go wielkich mas wodnych, które sprawiają, iż lata są tu chłodniejsze, a zimy cieplejsze niż w wielu miejscach położonych na podobnej szerokości geograficznej (Eckerstorfer i Christiansen 2011). Duże znaczenie dla cech klimatu w obrębie półwyspu, podobnie jak całego Spitsbergenu, ma temperatura powierzchni oblewających go mórz oraz pokrywa lodów morskich (Marsz i Styszyńska 2013). Ciepły Prąd Zachodniospitsbergeński (ostatnia odnoga systemu Prądu Zatokowego) omywa zachodnie wybrzeża Spitsbergenu, pozostające w lecie wolne od lodu, podczas gdy wzdłuż jego wybrzeży wschodnich płyną chłodniejsze wody Prądu Wschodniospitsbergeńskiego, które często przynoszą lody morskie z wnętrza Arktyki (Ryc. 3.3.1, Klungsøyr i in. 1995). Bariera lądowa między Morzem Grenlandzkim na zachodzie a Morzem Barentsa na wschodzie, jest najwęższa właśnie na obszarze Sørkapp Land, gdzie wynosi około 40-45 km na północy półwyspu i zwęża się do zaledwie 15 km w jego części południowej. Tym samym półwysep stanowi obszar Spitsbergenu, gdzie wybrzeża otwartych mórz są położone najbliżej siebie (Ziaja 2002a). Jest to przyczyną występowania bardzo dużych gradientów cech klimatu ze wschodu na zachód i dużej zmienności pogody (Maciejowski i Michniewski 2007). Istotna różnica temperatury oblewających Sørkapp Land wód morskich prowadzi do wytworzenia intensywnej i bardzo zmiennej cyrkulacji atmosferycznej nad półwyspem. Cechą charakterystyczną tego obszaru jest dominacja układów niżowych (Niedźwiedź 1993, 2006). W okresie jesiennym i zimowym nad akwenami Morza Grenlandzkiego i Morza Barentsa zaznacza się duża aktywność cyklonalna; typowy dla półwyspu jest w tym okresie przepływ mas powietrza z sektora wschodniego. Latem sytuacja baryczna ulega zmianie i przeważa adwekcja powietrza z kierunku południowego. Ten rodzaj cyrkulacji dominuje zwłaszcza w lipcu i sierpniu. Niewielki udział ma cyrkulacja zachodnia, choć odznacza się ona najbardziej regularnym cyklem rocznym spośród wszystkich kierunków, osiągając swoje maksimum w lipcu (Niedźwiedź 2013). Ryc. 3.3.1. Układ prądów morskich wokół Spitsbergenu (Klungsøyr i in. 1995). Oprócz lokalnej cyrkulacji atmosferycznej, wpływ na kształtowanie warunków klimatycznych ma wysokość nad poziomem morza, której oddziaływanie jest modyfikowane przez urzeźbienie terenu i ekspozycję stoków. W zależności od wysokości zmienia się zarówno temperatura powietrza, jak i suma opadów atmosferycznych. Istnienie wysokich barier orograficznych na półwyspie przyczynia się ponadto do powstawania wiatrów fenowych, które wpływają na wzrost temperatury oraz pewną redukcję opadów letnich na stokach zachodnich (przy wiatrach wiejących ze wschodu), a także najprawdopodobniej warunkują brak lodowców w północno-zachodniej części półwyspu w okresie holocenu (Kalicki 1985, Ziaja 1985, Maciejowski i Michniewski 2007). Na obszarze Sørkapp Landu nie prowadzono całorocznych obserwacji meteorologicznych, dlatego przy opisie specyfiki klimatycznej półwyspu bardzo pomocne są dane pomiarowe i opracowania obserwacji ze stacji meteorologicznych położonych najbliżej półwyspu. Najważniejszą z nich jest polska stacja Instytutu Geofizyki PAN nad zatoką Isbjørnhamna (około 10 km od północnych wybrzeży półwyspu), w której rejestrowany jest szereg danych meteorologicznych nieprzerwanie od 1978 roku. Dodatkowe pomiary temperatury powietrza i prędkości wiatru są od 2010 roku rejestrowane przez automatyczną stację Norweskiego Instytutu Meteorologicznego na wyspie Sørkappøya w bliskiej odległości od półwyspu,. Została ona zainstalowana na miejscu dawnej stacji, w której obserwacje meteorologiczne prowadzone były w latach 1908-1915. Oprócz danych z wyżej wspomnianych całorocznych stacji pomiarowych, informacji o warunkach pogodowych na półwyspie dostarczają wyniki obserwacji meteorologicznych prowadzonych w trakcie letnich wypraw naukowych (Dutkiewicz 1967, Kamiński 1984, Suchanek 1985, Kalicki 1985, Ziaja 1985, Pociask-Karteczka i Ziaja 1991, Maciejowski i Michniewski 2007). Ich zgodność z danymi z bazy nad Isbjørnhamna pozwala uznać dane z Polskiej Stacji Polarnej za reprezentatywne dla zachodniego Sørkapp Landu (Ziaja 2011a). Lokalizację oraz przedział czasowy obserwacji meteorologicznych, zarówno długo- jak i krótkoterminowych, prowadzonych na półwyspie i w jego pobliżu przedstawia Ryc. 3.3.2. Średnia roczna temperatura powietrza na zachodzie i południu Sørkapp Landu wynosi około -3ºC (wartość dla pierwszej dekady XXI w.). Jest ona zatem relatywnie wysoka jak na tę szerokość geograficzną, na co wpływ ma bez wątpienia oddziaływanie ciepłego Prądu Zachodniospitsbergeńskiego. Średnia temperatura miesięcy letnich jest względnie niska i zawiera się w przedziale 4-5ºC, a średnia temperatura miesięcy zimowych wynosi około -10ºC. Przebieg roczny średniej temperatury miesięcznej jest charakterystyczny dla obszarów Arktyki Atlantyckiej, w których bardzo silne są wpływy morskie (Marsz 2013). Ryc. 3.3.2. Lokalizacja obserwacji meteorologicznych dla obszaru Sørkapp Land. Opady atmosferyczne na obszarze półwyspu są zróżnicowane przestrzennie. Średnie roczne sumy opadów na zachodzie wynoszą około 450 mm, natomiast w partiach górskich, na skutek unoszenia i ochładzania mas powietrza wraz ze wzrostem wysokości, sumy opadów mogą być nawet kilkakrotnie wyższe niż na wybrzeżu, co potwierdzają obserwacje terenowe (np. Araźny i in. 2011). Częste wiatry znad Morza Barentsa przynoszą wyższe opady we wschodniej części półwyspu, gdzie ich roczne sumy w górach mogą wynosić 1000-1200 mm (Hagen i in. 1993). Największa część opadów, około 44%, występuje w postaci ciekłej, w formie deszczu lub mżawki, blisko 30% w postaci stałej, a 26% przyjmuje formę mieszaną. Forma opadów ma znaczenie dla bilansu masy lodowców, odgrywa bowiem istotną rolę w procesie akumulacji (jeśli występują w formie stałej) albo ablacji (jeśli pojawiają się w formie deszczu). Pokrywa śnieżna na niżej położonych obszarach półwyspu zalega około 8-9 miesięcy, a w wyższych partiach gór nawet przez cały rok (Łupikasza 2013). W ciągu ostatnich kilku dekad klimat Sørkapp Landu podlegał szczególnie wyraźnym zmianom zarówno w zakresie średniej rocznej oraz rocznego przebiegu temperatury powietrza, jak i rocznej sumy oraz formy opadów, a także długości zalegania pokrywy śnieżnej. Zagadnienie to zostanie szerzej omówione w rozdziale o przemianach elementów krajobrazu. 3.4. Zlodowacenie Blisko 56,6% powierzchni półwyspu jest pokryte przez lodowce różnego typu zajmujące łącznie około 719 km². Zlodowacenie Sørkapp Landu ma typowo arktyczny charakter, co przejawia się bardzo ograniczonym wpływem wysokości bezwzględnej na rozmieszczenie i zasięg lodowców, a także powszechnym występowaniem wieloletniej zmarzliny (Ziaja 2011b). Za typ zlodowacenia oraz charakter procesów glacjalnych odpowiedzialne są przede wszystkim warunki klimatyczne, a w nieco mniejszym stopniu ukształtowanie powierzchni. Lodowce stanowią dominujący element krajobrazu Sørkapp Landu, jednocześnie ich forma jest w znacznej mierze zdeterminowana przez morfologię terenu rozwiniętą w zależności od podłoża geologicznego. Dlatego ich rozmieszczenie nawiązuje najczęściej do przebiegu głównych dolin i grzbietów górskich (Ziaja 1999). Zlodowacenie powierzchniowe półwyspu można zdefiniować jako półpokrywowe lub sieciowe. Pola firnowe indywidualnych lodowców często łączą się przez przełęcze górskie tworząc rozległą pokrywę lodową, ponad którą wystają szczyty gór w postaci nunataków (Ryc. 3.4.1). Ten typ zlodowacenia jest bardzo charakterystyczny dla całego obszaru Spitsbergenu, stąd bywa niekiedy określany mianem zlodowacenia typu spitsbergeńskiego. W rozkładzie przestrzennym zlodowacenia półwyspu wyjątkowo wyraźny jest całkowity brak lodowców w górach jego północno-zachodniej części, mimo iż wierzchowiny przekraczają tu wysokość 600 m n.p.m. (a zatem są powyżej wysokości granicy wiecznego śniegu dla przyległych obszarów, która wynosi tam około 400 m n.p.m.). Przyczyn takiego stanu rzeczy należy upatrywać w ocieplającym wpływie wód atlantyckich na klimat tego obszaru, którego efekt jest dodatkowo wzmacniany przez występowanie wiatrów fenowych ze wschodu oraz niższe niż w pozostałych rejonach półwyspu opady atmosferyczne (Ziaja 1999). Najsilniej zlodowacone jest wnętrze Sørkapp Landu, gdzie rozległe płaskowyże lodowe dają początek wypływającym w różnych kierunkach strumieniom lodowców, których zdecydowana większość kończy się w morzu. Największe z nich to od zachodu: - Mefonna – usytuowany w centralnej części półwyspu płaskowyż lodowy zasilający dwa największe systemy lodowców wyprowadzających: płynący na północ Samarinbreen, który uchodzi do wciętego głęboko w ląd fiordu Samarinvågen (odnogi fiordu Hornsund) oraz Olsokbreen – najdłuższy lodowiec półwyspu – uchodzący do położonej na południu zatoki Stormbukta (należącej do Morza Grenlandzkiego). Oba lodowce główne zasilane są dodatkowo przez szereg bocznych dopływów lodowcowych, z którymi tworzą rozległe baseny glacjalne. - Sørkappfonna – południowa czapa lodowa, położona między Roaldryggen na północy i Keilhaufjellet na południu. Z jej centrum, lód spływa we wszystkich kierunkach zasilając zarówno największy system glacjalny półwyspu, czyli uchodzący do zatoki Isbukta lodowiec Vasil’evbreen, jak i mniejsze lodowce kończące się na lądzie południowego Sørkapp Landu: Belopol’skijbreen, Mathiasbreen, Keilhaubreen i Svartkuvbreen. - Hedgehogfonna – szerokie pole lodowe położone w części północno-wschodniej półwyspu. Stanowi główne źródło zasilania lodowca Sykorabreen uchodzącego do zatoki Hambergbukta oraz kończących się na lądzie lodowców Tromsøbreen, Barbarabreen i Kanebreen. Od strony południowej łączy się ono z polem lodowym Skillfonna. Oprócz wyżej wymienionych i innych dużych lodowców dolinnych i wypływowych, na obszarze Sørkapp Landu, zwłaszcza w jego zachodniej części, występują lodowce cyrkowe, płaty wieloletniego śniegu oraz lodowce gruzowe. Ryc. 3.4.1. Lodowce półwyspu Sørkapp Land. Wysokość linii równowagi bilansu masy na lodowcach przebiega nierównomiernie. W zachodniej części półwyspu (poza niezlodowaconymi górami na północnym zachodzie) wynosi ona około 400 m n.p.m., następnie obniża się w kierunku wschodnim do około 300-350 m n.p.m. Lokalnie może przebiegać znacznie wyżej. Na eksponowanych na południe niezacienionych stokach południowego krańca półwyspu Ziaja (1999) wyznaczył ją na wysokości 600 m n.p.m. Za silniejsze zlodowacenie centralnej i wschodniej części półwyspu odpowiedzialne są znacznie wyższe opady uwarunkowane tam przez cyrkulację cyklonalną, duże wysokości bezwzględne masywów górskich (powodujące orograficzny wzrost opadów i zacienienie obniżeń między górami) oraz niższe temperatury lata niż na zachodzie, pod wpływem zimnego prądu morskiego omywającego wybrzeże wschodnie. Większość lodowców półwyspu Sørkapp Land należy do typu subpolarnego o złożonej termice. Na obszarze południowego Spitsbergenu Jania (1988) wyróżnił 3 główne typy lodowców o różnym reżimie termicznym: - małe lodowce górskie przemarznięte w całej masie - lodowce kończące się na lądzie, których czoła są najczęściej przymarznięte do podłoża, podczas gdy strefa akumulacji i głębsze partie strefy ablacji są bliskie punktu topnienia - lodowce uchodzące do morza, często z warstwą zimnego lodu przy czole, które ze względu na kontakt z wodą morską nie przymarzają do podłoża. Listę większych lodowców półwyspu z podziałem na uchodzące do morza i kończące się na lądzie wraz z charakterystyką morfometryczną przedstawiają tabele 3.4.1 i 3.4.2. Obok lodowców głównych w wykazie znalazły się także ich dopływy z bocznych pól firnowych. Powierzchnie przez nie zajmowane zaliczono do powierzchni lodowca głównego. W zestawieniu nie znalazły się lodowce przesmyku: Hornbreen uchodzący do fiordu Hornsund oraz Hambergbreen opadający klifem najpierw do krótkiej zatoki, a od lat 90. XX w. do fiordu, Hambergbukta. Obydwa lodowce oddzielone są od siebie szerokim i nisko położonym na wys. ok. 180 m n.p.m. lododziałem, a ich głównym źródłem zasilania są położone na północy lodowce Ziemi Torella: Skjoldfonna dostarczająca masy lodowcowi Hambergbreen oraz Flatbreen dający początek lodowcowi Hornbreen. Aktualnie od południa Hornbreen zasilany jest tylko w minimalnym stopniu przez Mikaelbreen (uwzględniony w zestwieniu z względu na to, iż w całości położony jest w obrębie półwyspu). Natomiast lodowiec Sykorabreen, oddzielony w najniższej części na lewym skraju od Hambergbreen wąską moreną środkową, przestał go zasilać stając się w ostatnich dziesiecioleciach lodowcem uchodzacym na prawie całej szerokości do świeżo powstałego fiordu Hambergbukta. Lodowiec główny Zasilające dopływy lodowe Rejon występo-wania Początek Ujście Powierzchnia w 2010 r. [km²] Maksymalna długość jęzora głównego w 2010 r. [m] Długość klifu w 2010 r. [m] Średnia Wysokość w 2010 r. [m] Ekspozycja 1 Körberbreen Čebyševbreen N Hornsundtind Fiord Hornsund 9,99 5273 1216 317 N 2 Petersbreen N Kvassegga Petersbukta, fiord Hornsund 2,12 2366 393 322 N 3 Kvasseggbreen N Kvassegga Samarinvågen, fiord Hornsund 0,77 1914 95 379 E 4 Eggbreen N Kvassegga Samarinvågen, fiord Hornsund 2,02 2116 1269 356 E 5 Samarinbreen Jakobstigen, Nordre Kneikbreen, Søre Kneikbreen, Jekselbreen, Vestjøkulen, Stuptindbreen N Mefonna Samarinvågen, fiord Hornsund 78,46 10904 4270 333* NW 6 Chomjakovbreen N Stuptinden Svovelbukta, fiord Hornsund 13,98 7455 1443 313* NW 7 Mendeleevbreen Fredfonna, Grobreen N Austjøkulen Fiord Hornsund 34,98 9365 3985 222* N 8 Svalisbreen N Tat'janapasset, Aasepaset, Evapasset, Svanhildpasset Fiord Hornsund 35,44 11233 3859 232* NW 9 Mikaelbreen N Ostrogradskijfjella Fiord Hornsund 6,14 5187 800 216** NW 10 Sykorabreen Odessabreen, Kanebreen, Hedgehogfonna NE Hedgehogfonna, Skilfonna, Kamtoppane Fiord Hambergbukta, Morze Barentsa 57,4 11615 2945 228 N 11 Vasil'evbreen Pulkovbreen, Øydebreen, Kronglebreen, Brattkneikbreen, Leifbreen, Lathambreen E Sørkappfonna, Austjøkulen, Skilfonna, Mefonntoppane - Haitanna Isbukta, Morze Barentsa 175,55 Vs 1 - 10930 Vs 2 - 6940 Vs 3 - 7320 Vs 4 - 10527 12866 219 E 12 Olsokbreen Nøisbreen, Kvithettbreen, Valettebreen, Brezybreen Lathambreen W Mefonna Stormbukta, Morze Grenlandzkie 112,21 15670 6776 250** SW Tab. 3.4.1. Wybrane cechy morfometryczne lodowców uchodzących do morza – dane aktualne dla roku 2010. Źródła: opracowanie własne; * Błaszczyk i in. (2013); ** Cogley i in. (2008, 2009). Lodowiec Rejon Położenie Powierzchnia [km²] Długość jęzora [m] średnia wysokość [m] Ekspo-zycja 1 Nigerbreen W NW stoki Čebyševfjellet 0,25 1022 370 NW 2 Nordfallbreen W N stoki Nordfallet 0,76 2593 415 W 3 Silesiabreen W N stoki Silesiafjellet 0,2 1162 446 W 4 Gåsbreen oraz dopływy Bastionbreen, Garwoodbreen, Russepasset W W stoki Hornsundtind oraz Mehesten 11,38 6474 394 W 5 Goësbreen W między Midifjellet a Robitzchfjellet 0,58 2186 153 W 6 Portbreen W między Brevessfjellet a Robitzchfjellet 0,34 1175 372 NW 7 Gråkallbreen W Slaklidalen, Gråkallen 0,03 519,3 362 W 8 Mehestbreen W S stoki Mehesten 3,01 4400 571 S 9 Bungebreen W E strona Wiederfjellet 44,86 10734 340 SW 10 Wiederbreen W E strona Wiederfjellet 1,73 2990 615 SE 11 Arkfjellbreen W między Kvitgubben a Arkfjellet 0,67 1862 428 SW 12 Sokolovbreen W między Arkfjellet, Sokolovfjellet i Plogen 0,85 2582 370 SW 13 Plogbreen W między Plogen a Sokolovfjellet 0,60 1680 348 W 14 Vitkovskijbreen W między Plogen a Hilmarfjellet 18,71 9083 360** SW 15 Bautabreen N między Mannsfeldskammen i Starostinfjellet 0,61 1604 272*** NW 16 Smaleggbreen N N stoki Starostinfjellet 1,09 1040 278*** NE 17 Signybreen N N stoki Alfhildtoppane 1,94 2627 293* NW 18 Professorbreen NE E stoki Professorryggen 2,06 2250 295* NE 19 Kambreen NE N stoki Fonnkampen 1,01 1701 275 NE 20 Bevanbreen NE N od Geologtoppen 0,66 1390 383 NE 21 Coryellbreen NE między Geologtoppen a Tvillingtoppen 1,13 1700 327 NE 22 Barbarabreen NE między Hedgehogfjellet a Mirefiellet 5,32 3422 348 E 23 Tromsøbreen NE między Hagerupfjellet a Havkollen 14,26 6781 240 S 24 Randbreen SE między Dumskolten i Søre Randberget 4,51 3022 191 NE 25 Dumskoltbreen SE między Dumskolten a Istoppane 0,51 829 306 SW 26 Svartkuvbreen SE między Rundtuva a Svartkuven 6,45 4683 254 NE 27 Keilhaubreen SE między Vesle Svartkuven a Keilhaufjellet 10,93 5285 263 SE 28 Toppbreen S N stoki Keilhaufjellet 1,59 1497 378 NE 29 Mathiasbreen S między Keilhaufjellet a Bergnasen 11,31 4615 296 SE 30 Lyngebreen S N stoki Kistefjellet a Bergnasen 4,29 3299 373 NW 31 Belopol'skijbreen oraz St. Nikolausbreen SW płynie od Sørkappfonna w kierunku Øyrlandet 23,56 5074 235 SW Tab. 3.4.2. Wybrane cechy morfometryczne lodowców kończących się na lądzie - dane aktualne dla roku 2010. Źródła: opracowanie własne; * Błaszczyk i in. (2013); ** Cogley i in. (2008, 2009), *** Korona i in (2009). 3.5. Rzeźba Głównymi czynnikami morfogenetycznymi na obszarze Sørkapp Landu są klimat i podłoże skalne. Oba te elementy środowiska są wiodące i warunkują własciwości pozostałych, przez które są do pewnego stopnia przeobrażane. Lodowce są uważane za główny czynnik modelujący rzeźbę półwyspu (Ziaja 1999). Ich rozmieszczenie, zmiany zasięgów oraz oddziaływanie erozyjno-denudacyjne i akumulacyjne silnie wpływają na tworzenie mniejszych i odmładzanie większych form terenu. Biorąc pod uwagę zróżnicowanie i genezę rzeźby w obrębie półwyspu, Ziaja (1999) wyróżnił kilka jej głównych typów (Ryc. 3.5.1). Ryc. 3.5.1. Główne typy rzeźby według Ziaji (1999), uaktualnione: 1 – sterasowane niziny nadmorskie do wys. ok. 40 m n.p.m; 2 – podniesione do ok. 100 m n.p.m. młodoplejstoceńskie terasy i szkiery morskie; 3 – strefy marginalne lodowców powstałe po Małej Epoce Lodowej; 4 – stoki z rzeźbą niwalną, grawitacyjną i soliflukcyjną; 5 – wąskie grzbiety strukturalne o charakterze nunataków; 6 – lodowce; 7 – przedpola lodowców zalane przez morze po 1936 roku. Najwyżej wyniesiona na półwyspie jest grupa górska Horsundtindu o wysokości 1431 m n.p.m. Cechuje ją rzeźba zbliżona do typu alpejskiego o wielkich deniwelacjach terenu równych wysokości bezwzględnej. Wyniesienie Hornsundtindu ma swoją kontynuację w postaci kilku grzbietów górskich rozciągających się w kierunku południowym aż po Hilmarfjellet (Ziaja 1999). Dalej na wschód od wyniesienia Hornsundtind-Hilmarfjellet, we wnętrzu Sørkapp Landu, dominują występujące naprzemianlegle zlodowacone obniżenia oraz ciągi nunataków w postaci wąskich grzbietów górskich. Ich kierunek z NNW na SSE nawiązuje do przebiegu struktur geologicznych z odpornych skał górnego paleozoiku i mezozoiku. Obniżenia między grzbietami są zbudowane ze skał o znacznie mniejszej odporności, czego dowodzą nieliczne wychodnie skalne (Ziaja 1999). W bezpośrednim sąsiedztwie lodowców rozciągają się ich strefy marginalne, w których dominują osady glacjalne i fluwioglacjalne. Są to obszary uwalniane spod zlodowacenia od zakończenia Małej Epoki Lodowej na początku XX w. Największe przestrzenie strefy marginalne zajmują na przedpolach lodowców dolinnych na zachodzie i południu półwyspu. Na północy i wschodzie są one dużo mniejsze, ponieważ obszary uwalniane spod lodu są tam w większości zalewane przez morze. Zasięg stref marginalnych wyznaczają dolne załomy wałów lodowo-morenowych czołowych i bocznych. Mają one najczęściej wysokość od 20 do 60 m, a ich jądra składają się głównie z czystego lodu lodowcowego. Za najbardziej zewnętrznymi wałami mogą pojawiać się ciągi wałów drugorzędnych zbudowanych w trakcie oscylacji lodowców. Duże powierzchnie na przedpolach lodowców zajęte są przeważnie przez morenę denną płaską lub falistą, zdeponowaną na podłożu skalnym. Wszystkie strefy marginalne, rozcięte są przez wąskie intramarginalne sandry. W niektórych strefach występują wały ozów i pagórki kemowe (głównie na przedpolach lodowców Gåsbeen i Bungebreen). Za wałami lodowo-morenowymi na przedpolach lodowców Gåsbreen, Bungebreen, Belopol’skijbreen, Lyngebreen i Mathiasbreen występują także większe sandrowe stożki ekstramarginalne (Ziaja 1999). Zlodowacone wnętrze półwyspu okalają od strony północno-zachodniej, północno-wschodniej i południowej masywy górskie wyniesione do ponad 600 m n.p.m. Ich stoki są modelowane przez szereg procesów morfogenetycznych (wietrzenie mrozowe i chemiczne, soliflukcję i procesy krioniwalne, spłukiwanie czy erozję linijną) prowadzących do powstawania różnego rodzaju pokryw peryglacjalnych i stokowych. Na stokach o dużym nachyleniu (ponad 30-40°) cała zwietrzelina zazwyczaj odpada, tworząc pod żlebami i rynnami erozyjnymi stożki usypiskowe bądź też blokowe wały niwalne. Latem dominuje spłukiwanie powierzchniowe i wypłukiwanie śródpokrywowe drobnego materiału skalnego. Na stokach o mniejszym nachyleniu (poniżej 28-30°) pojawia się soliflukcja, której towarzyszy segregacja mrozowa. Intensywność soliflukcji jest większa na stokach eksponowanych na południe, a rola segregacji mrozowej wzrasta na stokach o niewielkim nachyleniu. Mikrorzeźba soliflukcyjna występuje najczęściej w zachodniej i południowej części półwyspu. Jej brak na wschodzie uwarunkowany jest przez wyjątkowo rzadką w tym rejonie roślinność oraz podłoże zbudowane z łupków ilastych, mułowców i piaskowców, które wietrzeją na cienką warstwę drobnego gruzu o mało zróżnicowanej frakcji (Ziaja 1999). Z tej przyczyny dominującym procesem jest tam spłukiwanie. Na skutek ocieplenia klimatu po Małej Epoce Lodowej niektóre małe lodowce w karach położone na wysokości poniżej 600 m n.p.m. uległy przekształceniu w lodowce gruzowe. Występują one przeważnie na zachodzie półwyspu, np. na stokach wschodnich Kovalevskajafjellet lub zachodnich Wiederfjellet. Na południu formy takie można spotkać na niezacienionych wschodnich stokach Kistefjellet oraz pod południowymi stokami Keilhaufjellet (Wójcik, Ziaja 1993). Stoki niezlodowaconych masywów górskich południowej i zachodniej części Sørkapp Landu są miejscami sterasowane (Stankowski i in. 2013). Najlepiej zachowany jest system teras na stokach masywu Hilmarfjellet. Jest to jedyne miejsce na półwyspie Sørkapp Land, gdzie występuje fragment prawdopodobnie najstarszej terasy morskiej (na wysokości około 335 m n.p.m.), choć jest on bardzo słabo zachowany (Ziaja 2002a). Na wysokości około 200 m n.p.m., na stokach masywów Hilmarfjellet, St. Nikolausfjellet, Kistefjellet i Keilhaufjellet, występują cokoły skalne teras pozbawione morskiej pokrywy akumulacyjnej. Znacznie lepiej zachowały się poziomy terasowe o wysokości ok. 100 m n.p.m. u wylotu Lisbetdalen na północnym zachodzie oraz u podnóży Hilmarfjellet i Kistefjellet (Ryc. 3.5.1, Ziaja 2002a). Poziom ten opada wyraźnym klifem, miejscami przechodzącym w zespoły szkierów, szczególnie wyraźnych pod Kistefjellet. U podnóży Hohenlohefjellet, w części północno-zachodniej Sørkapp Landu, na wysokości około 60 m n.p.m. występuje kolejny system teras. Na jego powierzchni zachowały się dobrze wykształcone pokrywy otoczaków kwarcytowych. Na wysokości od 20-40 m powszechne są terasy morskie z pokrywami żwirowymi. Na północnym zachodzie zajmują one rozległe przestrzenie, a na południu występują między szkierami. Ostatni, najmłodszy poziom holoceńskich teras występujących do wysokości około 20 m n.p.m., wskazuje na szybsze podnoszenie izostatyczne południowych wybrzeży półwyspu w porównaniu do wybrzeży północno-zachodnich (Ziaja 1999, Stankowski i in. 2013). Świadczy to o tym, iż miąższość vistuliańskiego lądolodu Morza Barentsa wzrastała w kierunku wschodnim od południowego Spitsbergenu (Ziaja, Salvigsen 1995). W dolinach niezlodowaconych masywów górskich oraz na nizinach u ich podnóży w zachodniej i południowej części Sørkapp Landu występują formy i osady fluwialne. Największe przestrzenie zajmują stożki napływowe w dolinie Lisbetdalen oraz u podnóży Lidfjellet, Wiederfjellet i Hilmarfjellet. Liczne stożki aluwialne występują ponadto u podnóży gór nadbudowując terasy i dna dolin. Osady fluwialne wyścielają też łożyska krótkich nielodowcowych rzek rozcinających podłoże skalne w najniższych odcinkach ich biegów górskich. Rzeki te formują doliny wciosowe, gardziele, wąskie doliny skrzynkowe z progami, których głębokość sięga 50 m. Osady lodowcowe wieku plejstoceńskiego tworzą miejscami ciągłe pokrywy lub wyraźne formy tylko w niektórych dolinach niezlodowaconych masywów górskich, np. Slaklidalen lub Sergeijevskardet. W dolinie Lisbetdalen ślady zlodowacenia plejstoceńskiego zachowały się w postaci równomiernie rozrzuconych pojedynczych głazów narzutowych z wapieni formacji Slaklidalen (Ziaja 1989a). 3.6. Stosunki wodne Stosunki wodne na znacznych obszarach półwyspu Sørkapp Land kształtowane są pod wpływem działalności lodowców. Krążenie wód podlega dynamicznym zmianom w cyklu rocznym. Stosunki wodne podlegają transformacji w przebiegu wieloletnim w ślad za zmianami zachodzącymi w pokrywie lodowej. W ostatnich latach ilość wody w obiegu zwiększyła się wskutek większej ablacji lodowców i głębszego odmarzania aktywnej warstwy wieloletniej zmarzliny, a także wzrostu sumy rocznej opadów (Ziaja i Ostafin 2011). Zlewnie obszarów powierzchniowo zlodowaconych odwadniane są przez rzeki proglacjalne, zasilane wodami z topniejących lodowców w porze letniej. Przepływ wody w korytach rzek proglacjalnych jest bardzo zmienny i zależy przede wszystkim od intensywności topnienia lodowców (a zatem pośrednio od temperatury powietrza i usłonecznienia). W górnym biegu, w bezpośrednim sąsiedztwie lodowców, rzeki mogą mieć roztokowy układ koryta z licznymi nurtami często zmieniającymi swój przebieg wskutek gwałtownych wezbrań. Najdłuższe i najbardziej zasobne w wodę rzeki po przepłynięciu stref marginalnych rozcinają sterasowane niziny i wpadają do morza. Charakter niektórych rzek może zmieniać się miejscami na meandrujący. Przykładem jest koryto Bungeelva wypływającej z lodowca Bungebreen i uchodzącej do Morza Grenlandzkiego. Najdłuższe rzeki proglacjalne występują na zachodzie i południu półwyspu, na przedpolach lodowców Gåsbreen, Wiederbreen, Bungebreen, Vitkovskijbreen, Belopol’skijbreen oraz Lyngebreen, gdzie osiągają długość do 10 km. Po zakończeniu Małej Epoki Lodowej ich intramarginalne odcinki uległy znacznemu wydłużeniu na skutek recesji zasilających je lodowców. Na wschodzie rzeki są znacznie krótsze. Na przedpolach lodowców Bevanbreen, Coryellbreen, Tromsøbreen czy Randbreen ich długość nie przekracza około 2 km. Oscylacje lodowców warunkują istnienie licznych jezior na ich przedpolach. Zasilane wodami z topniejących lodowców jeziora proglacjalne mogą osiągać znaczne rozmiary. Największe występują w strefach marginalnych lodowców Bungebreen i Olsokbreen na zachodzie, Mathiasbreen i Keilhaubreen na południu oraz Tromsøbreen na północnym wschodzie. W niektórych miejscach, gdzie odpływ wody zostaje zatamowany przez jęzor lodowcowy, w okresie letnim tworzą się jeziora zaporowe. Aktualnie dużą powierzchnią odznacza się jezioro zaporowe lodowca Tromsøbreen, pojawiające się okresowo w zagłębieniu terenu u ujścia bocznej bezimiennej doliny między masywami Havkollen i Clausandersenfjellet w północno-wschodniej części Sørkapp Landu. Znaczne rozmiary przybiera również jezioro Demmevatnet wciśnięte pomiędzy zbocza Flakfjellet i lodowiec Bungebreen. Na skutek zmniejszania miąższości lodowców niektóre jeziora mogą gwałtownie spływać po udrożnieniu lodowej zapory, czego rezultatem jest ich całkowity zanik. Najlepszym przykładem tego zjawiska może być jezioro Goësvatnet, które do roku 2000 było największym jeziorem zaporowym na półwyspie (Ziaja i Ostafin 2007, Ziaja i in. 2016). W strefach marginalnych większości lodowców ma miejsce wytapianie martwego lodu w morenach dennych i wałach lodowo-morenowych. Efektem tego procesu jest istnienie licznych małych jeziorek wytopiskowych. Zbiorniki wodne mogą występować również na lodowcach (jeziora supraglacjalne) oraz w ich wnętrzu. Poza strefami bezpośredniego oddziaływania lodowców, w górach i na równinach nadmorskich, głównym źródłem zasilania rzek i jezior jest topniejący śnieg i wieloletnia zmarzlina (Pociask-Karteczka 1990, Ziaja 1999). Rzeki proniwalne, zasilane z płatów topniejącego śniegu, występują głównie na zachodzie i południu półwyspu. Są one z reguły mniejsze, ale dłuższe niż rzeki lodowcowe, a ich przepływy w cyklu rocznym są znacznie bardziej wyrównane. Maksymalne przepływy osiągają po roztopach na wiosnę, a pod koniec pory letniej i jesienią niektóre z nich mogą zanikać. Podobnie jeziora tundrowe na równinach najwyższe stany wód osiągają po roztopach, na początku sezonu letniego. Pod koniec lata część jezior o niewielkich rozmiarach może całkowicie wysychać (Zwoliński i in. 2007). Istnienie wieloletniej zmarzliny ogranicza udział spływu wód gruntowych w odwadnianiu zlewni na półwyspie. Jest on nieporównywalnie niższy niż odprowadzanie wody przez sieć rzeczną. 3.7. Świat roślinny Najważniejszymi czynnikami środowiskowymi determinującymi występowanie określonych typów roślinności na Spitsbergenie są topografia terenu (i związane z nią warunki mezoklimatyczne) oraz dostęp do wody (czyli warunki hydrologiczne). Lokalnie bardzo ważne są także czynniki edaficzne (m.in. pH podłoża). Na obszarze Sørkapp Landu ma to swoje odzwierciedlenie w postaci bardzo nierównomiernego rozmieszczenia roślinności (Dubiel i Olech 1990, 1991, Elvebakk 1997). Zwarta tundra zajmuje zaledwie około 10% powierzchni półwyspu, a jej występowanie ograniczone jest wyłącznie do dwóch rejonów: północno-zachodniego i południowego. Pierwszy z nich rozpościera się od lodowca Körberbreen na północy po zachodnią krawędź lodowca Olsokbreen na południu. Pod względem rozpoznania gatunków i szczegółowej charakterystyki fitosocjologicznej stanowi on jeden z lepiej zbadanych obszarów Spitsbergenu do czego w dużej mierze przyczyniły się wyprawy naukowe polskich botaników (Węgrzyn i in. 2011). Drugi rejon, nieco mniejszy i słabiej poznany, ciągnie się wzdłuż wybrzeża od krawędzi lodowca Olsokbreen na północy po Keilhaufjellet. Skład gatunkowy zbiorowisk roślinnych jest zróżnicowany. Flora roślin naczyniowych Svalbardu składa się ze 165 gatunków rodzimych i 12 introdukowanych; jest ona dość uboga w porównaniu z innymi grupami organizmów tworzących tundrę (w szczególności licznych gatunków mszaków, grzybów zlichenizowanych – porostów, niezlichenizowanych grzybów podstawkowych i workowych, śluzowców czy glonów). Spośród 165 gatunków roślin naczyniowych rozpoznanych na Svalbardzie, 82 występuje na obszarze Sørkapp Landu (Węgrzyn i in. 2011). Warunki siedliskowe na półwyspie są mniej korzystne dla rozwoju roślinności niż na cieplejszym środkowym zachodzie wyspy, dlatego odznacza się ona większym udziałem porostów i mszaków. Ryc. 3.7.1. Zbiorowiska roślinne północno-zachodniej części Sørkapp Land w roku 2008 według: Węgrzyn i in. (2011). Dzięki znacznemu zróżnicowaniu podłoża skalnego, topografii, warunków mezoklimatycznych, hydrologicznych i edaficznych, Sørkapp Land północno-zachodni odznacza się dużym zróżnicowaniem warunków siedliskowych. Odzwierciedla to mozaika zbiorowisk roślinnych, które się tu wykształciły (Ryc. 3.7.1). Na obszarach suchych, o dużym deficycie wilgoci dostępnej dla roślin, gdzie topniejący śnieg jest głównym, lecz niestałym źródłem wody, w zbiorowiskach dominują Salix polaris i Saxifraga oppositifolia, którym towarzyszą gatunki z rodzaju Luzula. Zagłębienia terenu, obszary podmokłe i brzegi zbiorników wodnych pokrywają formacje tundry mszystej. W pozostałych miejscach o suchym, gruboziarnistym podłożu wykształca się tundra porostowa z dominacją gatunków Cetraria s. l. i Cladonia (Lisowska 2011). Południe półwyspu jest dużo uboższe w gatunki niż północny zachód. Dotychczas rozpoznano tam zaledwie 38 gatunków roślin naczyniowych (Dubiel i Ziaja 1993). Na pozostałych obszarach półwyspu Sørkapp Land, na wybrzeżu wschodnim oraz w jego wnętrzu na wysokich stokach gór i nunatakach panuje przeważnie pustynia arktyczna. Sezon wegetacyjny jest tam bardzo krótki i trwa zaledwie około miesiąca. Brak jest zwartej roślinności, która występuje jedynie w znacznym rozproszeniu. Wyjątek stanowią małe płaty (do kilkudziesięciu m²) mocno nawożonych kolonii ptasich. Na północnym wschodzie rozpoznano zaledwie 15 gatunków roślin naczyniowych (Maciejowski 2007). Najpospolitsze z nich to Cerastium arcticum, Saxifraga cernua i Luzula confusa. Gatunki wymagające bardziej żyznych siedlisk, takie jak Papaver dahlianum, Oxyria dygina czy Saxifraga rivularis ograniczają swój zasięg do miejsc nawożonych przez ptaki (Maciejowski 2007). Najbardziej odpornym gatunkom roślin naczyniowych, towarzyszą mszaki i porosty (Lisowska 2011). Wśród porostów dominują gatunki naskalne, zaś porosty naziemne mają tu nieliczną reprezentację, co świadczy o słabym wykształceniu gleb (Maciejowski 2007). 3.8. Świat zwierząt Najliczniejsza na archipelagu Svalbard jest fauna bezkręgowców, która obejmuje około 1040 gatunków, przewyższając pięciokrotnie liczbę gatunków kręgowców. Najbardziej różnorodną grupę bezkręgowców lądowych stanowią owady, których rozpoznano około 230 gatunków (Prestrud i in. 2004). Bardzo liczna jest populacja ptaków. Awifauna obejmuje 202 gatunki, z czego 41 gniazduje w obrębie Svalbardu (Strøm, Bangjord 2004). Na obszarze Sørkapp Landu zaobserwowano 25 gatunków ptaków, jest ich jednak najprawdopodobniej znacznie więcej (Ziaja 1999). Większość z nich gniazduje w koloniach na stokach nadmorskich gór, a żeruje w morzu. Najliczebniejsze są tu alki (Alcidae), reprezentowane przez alczyka Alle alle. Gniazdują głównie w blokowych i osypiskowych pokrywach zachodnich stoków Hohenlohefjellet i Sergeijevfjellet na północnym zachodzie półwyspu, a także w pobliżu Hedgehogfjellet na północnym wschodzie. Z racji swej liczebności pełnią niezwykle istotną rolę w użyźnianiu tundry, będąc łącznikiem w obiegu pierwiastków między ekosystemami morskim i lądowym. Podobną rolę spełniają nurzyki polarne Uria lomvia, gniazdujące m.in. w dużych koloniach na nadmorskich stokach Mirefjellet na północnym wschodzie, a także na stokach Krykkjestupet opadających do fiordu Hornsund na północy. W obu koloniach często występuje również fulmar Fulmarus glacialis (Ziaja 1999). Kolejną ważną grupą ptaków morskich są mewy (Laridae), najliczniej reprezentowane przez mewę trójpalczastą (Rissa tridactyla) i mewę bladą (Larus hyperboreus) (Lisowska 2011). Mewy trójpalczaste gniazdują w dużych koloniach lęgowych na Mirefjellet i Krykkjestupet, a także na stokach Keilhaufjellet na południu. Mniejsze kolonie spotykane są również na równinie Olsokflya. Na nunatakach wnętrza półwyspu kolonie zakłada mewa modrodzioba (Pagophila eburnea) (Stępniewicz i Jezierski 1990). Na półwyspie Sørkapp Land występuje również duża populacja kaczki morskiej – edredona Somateria mollissima. Do lądowych ptaków roślinożernych należą pardwy górskie Lagopus mutus hyperboreus, jedyny na tym terenie gatunek ptaków nie odlatujący na zimę, oraz gęsi krótkodziobe Anser brachyrhynchus i bernikle białolice Branta leucopsis (Lisowska 2011). Na Spitsbergenie występują tylko dwa rodzime gatunki ssaków lądowych. Są to renifer spitsbergeński Rangifer tarandus platyrhynchus, podgatunek endemiczny dla Svalbardu, oraz lis polarny Vulpes lagopus. Renifery znacząco wpływają na ekosystem lądowy, gdyż żerując i zadeptując zbiorowiska roślinne tundry wpływają na ich skład gatunkowy i fizjonomię (Węgrzyn i in. 2011). Wpływ ssaków morskich na ekosystem lądowy jest bardzo nieznaczny. Na wybrzeżach można spotkać foki pospolite Phoca vitulina i morsy Odobenus rosmarus (Lisowska 2011). Niedźwiedź polarny Ursus maritimus, największy drapieżnik Arktyki, większość roku spędza wzdłuż skutych lodem brzegów, a głównym jego pożywieniem są foki. Latem schodzi na ląd, gdzie okazjonalnie może żywić się jajami lub padliną. 4. Materiały źródłowe, narzędzia i metody pracy Podstawą wszelkich analiz przestrzennych w niniejszej pracy były dane z nalotów fotogrametrycznych przeprowadzonych nad obszarem Sørkapp Land w latach 1961, 1970, 1990, 2010. Zostały one przetworzone i ujednolicone tak, aby możliwe było ich porównanie. Realizację postawionych celów umożliwiło zastosowanie technik i narzędzi dostępnych w dziedzinie Systemów Informacji Geograficznej (GIS) oraz fotogrametrii cyfrowej. Badania fotogrametryczne, w przeszłości czasochłonne i dosyć rzadko stosowane przez polskich badaczy obszarów polarnych (np. Jania 1988, Kolondra 2002b), w ostatnich latach dynamicznie rozwinęły się umożliwiając szereg nowych rozwiązań podejmowanych problemów. Obecnie ich implementacja znacznie przyśpiesza proces obróbki danych źródłowych przy jednoczesnym zwiększeniu dokładności i precyzji sporządzanych na tej podstawie map i wyników. W kolejnych podrozdziałach przedstawiono poszczególne materiały źródłowe i proces ich obróbki, a także podjęto próbę oceny dokładności wyników danych końcowych, uzyskanych na ich podstawie. 4.1. Zdjęcia lotnicze, mapy i cyfrowe modele wysokościowe (DEM) dla lat 1961 i 1970 W niniejszej pracy wykorzystano zarówno skaningi oryginalnych zdjęć lotniczych, jak i produkty ich przetworzenia w postaci map i gotowych cyfrowych modeli wysokościowych (DEM). Poniżej znajduje się ich opis. 4.1.1. Zdjęcia lotnicze – rok 1961 Do opracowania wykorzystano serię pionowych zdjęć lotniczych z historycznego nalotu fotogrametrycznego nad obszarem Sørkapp Landu wykonanego 24 i 25 sierpnia 1961 roku na zlecenie Norweskiego Instytutu Polarnego (Norsk Polarinstitutt – NPI). Seria obejmowała wszystkie lodowce na półwyspie (Ryc. 4.1.1). Zdjęcia w skali 1:50000 wykonano na materiale czarno-białym z pułapu około 8000 m kamerą RC produkcji Wild o ogniskowej 153,45 mm (Jania 1987). Ryc. 4.1.1. Seria zdjęć lotniczych z nalotu fotogrametrycznego nad półwyspem Sørkapp Land w 1961 roku. Ze względu na bardzo wysoki koszt archiwalnych zdjęć w pełnej rozdzielczości oferowanych przez Norweski Instytut Polarny oraz ograniczone fundusze dostępne na potrzeby niniejszego opracowania, zakup danych z 1961 roku w formie skaningów o najwyższej jakości nie był możliwy. Możliwym natomiast było pozyskanie skaningów zdjęć o znacznie niższej rozdzielczości (różnej w zależności od zdjęcia, 96 lub 400 dpi) zaoferowanych przez Norweski Instytut Polarny w miarę rozwijającej się współpracy (Tab. 4.1.1). W takiej postaci zdjęcia nie mogły być poddane pełnej obróbce fotogrametrycznej, która umożliwiłaby opracowanie cyfrowego modelu wysokościowego. Utrudniał to chociażby fakt, iż część zdjęć została zeskanowana bez fragmentów ramki i znaczków tłowych. Jakość tych danych była jednak wystarczająco dobra, aby na tej podstawie móc dokonać fotointerpretacji oraz wyznaczyć zasięgi większości lodowców (z wyjątkiem lodowców uchodzących do morza), a także określić w przybliżeniu przebieg cieków wodnych i granice form terenu w roku 1961 oraz porównać je z danymi współczesnymi (w latach 1990 i 2010). Tab. 4.1.1. Lista skaningów otrzymanych dla roku 1961 wraz z rozdzielczością. Nr Numer zdjęcia Rozdzielczość [dpi] Nr Numer zdjęcia Rozdzielczość [dpi] 1 D02_s61_3257 400 27 F11_s61_2904 96 2 D03_s61_3258 400 28 F12_s61_2903 96 3 D04_s61_3259 400 29 F13_s61_2902 96 4 D05_s61_3260 400 30 F14_s61_2901 96 5 D06_s61_3261 400 31 F15_s61_2900 96 6 D07_s61_3262 400 32 F16_s61_2899 96 7 D08_s61_3263 400 33 F17_s61_2898 96 8 E06_s61_3043 400 34 F18_s61_2897 96 9 E07_s61_3044 400 35 F19_s61_2896 96 10 E08_s61_3045 400 36 G02_s61_3027 400 11 E09_s61_3046 400 37 G03_s61_3026 400 12 E10_s61_3047 400 38 G04_s61_3025 400 13 E11_s61_3048 400 39 G05_s61_3024 96 14 E12_s61_3049 400 40 G06_s61_3023 96 15 E13_s61_3050 400 41 G07_s61_3022 96 16 E14_s61_3051 400 42 G08_s61_3021 96 17 E15_s61_3052 400 43 G09_s61_3020 96 18 E16_s61_3053 400 44 G10_s61_3019 96 19 F03_s61_2912 96 45 G11_s61_3018 96 20 F04_s61_2911 96 46 G12_s61_3017 96 21 F05_s61_2910 96 47 G13_s61_3016 96 22 F06_s61_2909 96 48 G14_s61_3015 96 23 F07_s61_2908 96 49 G15_s61_3014 96 24 F08_s61_2907 96 50 H11_s61_3239 400 25 F09_s61_2906 96 51 H12_s61_3238 400 26 F10_s61_2905 96 52 H13_s61_3237 400 Wyznaczanie zasięgów lodowców, a na dalszym etapie pracy również form terenu, rozpoczynano od porównania podglądów zdjęć z roku 1961 ze zdjęciami z nalotu fotogrametrycznego z roku 2010, dla których wykonano ortorektyfikację (co szerzej opisano w podrozdziale 4.4 traktującym o przetwarzaniu zdjęć cyfrowych). W pierwszym etapie pracy tworzono wektorową warstwę informacyjną punktów oznaczających charakterystyczne miejsca możliwe do zidentyfikowania na obu porównywanych zdjęciach. Warstwę tę następnie wykorzystywano do poprowadzenia ciągłej granicy lodowca lub formy terenu (Ryc. 4.1.2). a) b) Ryc. 4.1.2. Porównanie zdjęć lotniczych z lat 1961 (a) i 2010 (b) strefy marginalnej lodowca Vitkovskijbreen. Warstwa informacyjna szarych punktów na zdjęciu b) pokazuje przybliżony zasięg lodowca w 1961 roku. Niebieska linia zaznacza zasięg z 1990 roku. Opracowany w ten sposób zestaw danych wektorowych, zawierający informacje o granicach i powierzchni badanych lodowców i form terenu w roku 1961, uzupełniono następnie informacją o wysokości ich powierzchni, którą pozyskano z dostępnych map topograficznych (przetworzonych do postaci cyfrowej) i cyfrowych modeli wysokościowych innych autorów. 4.1.2. Mapy – rok 1961 Zdjęcia norweskie z 1961 roku posłużyły jako materiał źródłowy dla wielu prac kartograficznych zarówno polskich, jak i zagranicznych (np. Ostaficzuk i in. 1982, Barna i in. 1987, Schöner i Schöner 1996). Spośród dostępnych opracowań aktualnych dla 1961 roku największym pokryciem przestrzennym odznaczała się mapa topograficzna w skali 1:25000 opracowana w Instytucie Geofizyki Polskiej Akademii Nauk w Warszawie. Wydana w 1987 seria arkuszy tworzona była m.in. w ramach programu wypraw Instytutu Geofizyki PAN na Spitsbergen w latach 1979-1984 przy wsparciu ze strony oficerów Wojskowych Zakładów Kartograficznych w realizacji prac kameralnych i terenowych. Mapa, wykonana w odwzorowaniu UTM (półkula północna, strefa 33) opartym na elipsoidzie European Datum 1950 (ED50), składała się z 10 arkuszy, z czego 4 obejmowały terytorium zachodniego Sørkapp Landu. Dla potrzeb niniejszego opracowania, użyteczne były przede wszystkim trzy z nich, gdyż przedstawiały lodowce wraz z przyległymi strefami marginalnymi. Były to arkusze: Nr 5 – Hornsund, Nr 8 – Gåsbreen i Nr 10 – Bungbreen (Ryc. 4.1.3). Wykorzystane mapy topograficzne przedstawiały ogólny obraz powierzchni obszaru: rzeźbę terenu, cieki wodne stałe i okresowe, zbiorniki wodne, tereny podmokłe, obszary zlodowacone powierzchniowo, punkty triangulacyjne i topograficzne, typy roślinności (tundra), wybrzeża morskie (szkiery), a także nazwy obiektów. Rzeźbę przedstawiono za pomocą poziomic z cięciem warstwicowym 5 m dla obszarów względnie płaskich równin nadmorskich i 10 m dla terenów o większym nachyleniu. Tereny zbyt strome, aby mogły być odwzorowane za pomocą poziomic w założonej skali, przedstawiono jako symbole urwisk skalnych. Zasięgi lodowców kończących się na lądzie zaznaczono w postaci zmiany koloru poziomic z pomarańczowego na niebieski, jednak nie wrysowano ich w postaci linii zaznaczającej maksymalny zasięg jęzorów lodowcowych. Dla lodowców Petersbreen, Kvasseggbreen i Eggbreen, uchodzących do morza, zaznaczono dwa zasięgi. Pierwszy w postaci przerywanej linii na powierzchni fiordu Hornsund przedstawiał położenie ich czół aktualne dla roku 1961. Drugi zasięg, przedstawiony w postaci klifów lodowych, stanowił aktualizację przebiegu ich granic dla roku 1984 (Ryc. 4.1.4 a i b). Ryc. 4.1.3. Fragmenty trzech arkuszy mapy topograficznej wydanej w 1987 roku przez Instytut Geofizyki PAN, przedstawiające lodowce zachodniego Sørkapp Landu (Barna i in. 1987). Przy przetwarzaniu poszczególnych arkuszy do postaci cyfrowej oraz opracowywaniu na tej podstawie wyników, zwłaszcza w zakresie zmian miąższości lodowców, istotne było uwzględnienie specyfiki tych map wynikającej z dość niestandardowej procedury ich tworzenia. Pierworysy fotogrametryczne poszczególnych arkuszy wykonano kameralnie na podstawie norweskich zdjęć lotniczych z roku 1961 jeszcze przed wyprawami na Spitsbergen na początku lat 80. XX w. (w tym wyprawą na Sørkapp Land w lecie 1984 roku – wiadomość ustna: W. Ziaja). Tak przygotowany materiał kartograficzny stanowił podkład, który następnie, zgodnie z informacją podaną w opisie map, „częściowo sprawdzono i uzupełniono w terenie”. a) b) Ryc. 4.1.4. Przykłady wizualizacji zasięgów lodowców uchodzących do morza na mapach Instytutu Geofizyki PAN wydanych w roku 1987: a) Kvasseggbreen (Arkusz Hornsund); b) Eggbreen (Arkusz Gåsbreen). Informacja, w jak dużym zakresie „uzupełniono w terenie” dokumentację zasięgu i wysokości lodowców na obszarze zachodniego Sørkapp Landu, miała kluczowe znaczenie dla oceny możliwości wykorzystania tej serii do przeprowadzenia analizy zmian miąższości lodowców w okresach 1961-1990 oraz 1961-2010. Najistotniejsze w kontekście tej analizy było pytanie, czy poziomice wyznaczające wysokość lodowców reprezentują rok 1961 (co wynikałoby z wykorzystania do ich sporządzenia zdjęć lotniczych z tego okresu) czy rok 1984 (co miałoby miejsce, gdyby poziomice zostały zaktualizowane na podstawie pomiarów terenowych wykonanych ponad dwie dekady po nalocie fotogrametrycznym)? Odpowiedzi na to pytanie dostarczyły analizy porównawcze serii map wydanych przez Instytut Geofizyki PAN z innymi opracowaniami kartograficznymi dla tego obszaru przedstawiającymi stan lodowców w latach 60. XX w. Jednym z nich był raport z wyprawy austriackich naukowców Moniki i Wolfganga Schöner, którzy w 1991 roku dokonali dokładnych naziemnych pomiarów fotogrametrycznych na przedpolu lodowca Gåsbreen. Pokłosiem tych badań była ich publikacja, w której zawarli m.in. mapę przedstawiającą zróżnicowanie hipsometryczne wraz z widokiem cieniowanym (hillshade) Gåsbreen aktualne dla roku 1960 (wykonane na podstawie zdjęć z nalotu fotogrametrycznego Norweskiego Instytutu Polarnego nad zachodnią częścią Sørkapp Landu latem 1960 roku) (Schöner i Schöner 1996). Kolejnym ważnym opracowaniem kartograficznym była mapa przedpola i dolnej części jęzora lodowca Bungebreen opracowana w skali 1:10000 przez geologów warszawskich na podstawie zdjęć lotniczych z 1961 roku (Ostaficzuk i in. 1982, Lindner i in. 1984, Dzierżek i in. 1991). Pomocną publikacją dla porównań wysokości Körberbreen i Petersbreen był również artykuł J. Janii (1987), w którym zawarł profile hipsometryczne obu tych lodowców aktualne dla roku 1960. Porównanie serii map z 1987 roku z wszystkimi wyżej wymienionymi opracowaniami prowadziło jednoznacznie do wniosku, iż zawarte na nich poziomice reprezentują rok 1961 (a zatem nie podlegały korekcie wskutek badań terenowych), podczas gdy uaktualnieniu („terenowemu uzupełnieniu”) do stanu z roku 1984 podlegały jedynie zasięgi lodowców, co odzwierciedlała zmiana koloru poziomic. Wobec takiego stanu rzeczy uznano, iż mapy te można z powodzeniem wykorzystać do analiz porównawczych zmian wysokości powierzchni lodowców na przestrzeni lat 1961-1990-2010. Dotyczyło to zwłaszcza lodowców kończących się na lądzie. W przypadku lodowców uchodzących do morza, uaktualnienie ich zasięgu spowodowało konieczność usunięcia poziomic między wyznaczonymi zasięgami z lat 1961 i 1984 oraz „wyzerowanie” wysokości tej powierzchni na mapie, czyli sprowadzenie jej do poziomu morza (Ryc. 4.1.4). Dlatego, analizując wspomniane arkusze, obecnie nie sposób ustalić, jaką dokładnie wysokość miały klify morskie lodowców Körberbreen, Petersbreen, Kvaseggbreen i Eggbreen w roku 1961. Z tej przyczyny ich wartość dla różnego rodzaju porównań jest ograniczona i można ją przeprowadzić tylko dla wyższych partii lodowców uchodzących do morza (począwszy od zasięgu z roku 1984) oraz całych obszarów lodowców kończących się na lądzie. Prawidłowa ocena zakresu, w jakim możliwe jest wykorzystanie serii map wydanych przez Instytut Geofizyki PAN jest bardzo ważna dla precyzyjnego określania zmian geometrii lodowców badanego obszaru. Nieznajomość zasad ich konstrukcji może bowiem prowadzić do błędnych wniosków odnośnie tempa recesji lodowców i w konsekwencji jej przeszacowania w latach „1984”-1990, co przeczyłoby stanowi faktycznemu. Wyznaczenie zasięgów lodowców uchodzących do morza w 1961 roku na podstawie podglądów zdjęć lotniczych byłoby przedsięwzięciem niemożliwym do zrealizowania. Na morzu bowiem brakuje elementów terenowych, które stanowiąc swego rodzaju punkt odniesienia, mogłyby ułatwić to zadanie. Koniecznym zatem było znalezienie innych źródeł informacji umożliwiających poprawne określenie położenia czół lodowców cielących się w roku 1961. Pomocna w tym zakresie okazała się mapa topograficzna w skali 1:100000 wydana przez Norweski Instytut Polarny (NPI) w roku 1986. Była to druga edycja mapy opartej na serii ukośnych zdjęć lotniczych z nalotu fotogrametrycznego wykonanego w roku 1936, dlatego zaznaczone na niej zasięgi wszystkich lodowców reprezentują przede wszystkim ten rok. Do czasu drugiego wydania mapy nastąpiły jednak duże zmiany w pokrywie lodowej półwyspu, stosunkowo łatwe do zaobserwowania na zdjęciach z 1961 roku, dlatego uwględniono to na mapie w postaci dodatkowej linii zasięgu czołowego na większości lodowców uchodzących do morza (Ryc. 4.1.5). Ryc. 4.1.5. Przykład wizualizacji zasięgu lodowca Olsokbreen w roku 1961 na mapie NPI wydanej w 1986 roku. Ryc. 4.1.6. Źródła danych o zasięgach lodowców na półwyspie Sørkapp Land w roku 1961. Należy w tym miejscu wspomnieć, iż do roku 2007 wszystkie mapy wydane przez NPI obarczone były błędami we współrzędnych wyznaczonych węzłów siatki kartograficznej (miało to reperkusje również dla omówionej już serii map IGF PAN, o czym więcej napisano w kolejnym podrozdziale). Także ta mapa po georeferencji była przesunięta względem danych współczesnych. Problem ten rozwiązano dzięki nadaniu poprawnych współrzędnych węzłom siatki, które przeniesiono z najnowszej mapy topograficznej tego obszaru w skali 1 :100000, wydanej przez NPI w roku 2007. Dzięki temu uzyskano poprawną pozycję czół w roku 1961 lodowców położonych na północy i zachodzie Sørkapp Land. Były to następujące lodowce: Petersbreen, Samarinbreen (wraz z dopływami Kvasseggbreen i Eggbreen), Mendeleevbreen i Svalisbreen w części północnej półwyspu oraz Olsokbreen w jego części zachodniej. Na mapie brakowało zasięgów z 1961 roku lodowców uchodzących do Morza Barentsa: Hambergbreen (wraz z ówcześnie zasilającym go dopływem Sykorabreen) i Vasil’evbreen. Otrzymano je z widoku cieniowanego (hillshade) cyfrowego modelu wysokościowego (DEM) udostępnionego przez NPI w roku 2014. Wszystkie źródła danych, z jakich korzystano przy określaniu zasięgów lodowców w roku 1961 przedstawia w sposób syntetyczny ryc. 4.1.6. 4.1.3. Cyfrowe modele wysokościowe – 1961 i 1970 W niniejszym opracowaniu wykorzystano dwa cyfrowe modele wysokościowe (DEM) reprezentujące powierzchnię półwyspu Sørkapp Land w roku 1961 (Ryc. 4.1. 20a). Pierwszy z nich, dla zachodniej części półwyspu, wygenerowano na podstawie wspomnianych wyżej map topograficznych w skali 1:25000 wydanych przez Instytut Geofizyki PAN w 1987 roku. Drugi model, prezentujący wysokości centralnej i wschodniej części Sørkapp Landu, został wygenerowany i udostępniony przez NPI (2014). Przetworzenie map, na których oparto analizę wysokości lodowców w 1961 roku na zachodzie Sørkapp Landu składało się z kilku etapów. Mapy analogowe zostały najpierw zeskanowane i przeniesione do formatu TIFF. W takiej formie zostały one wykorzystane do wygenerowania podkładu poziomicowego oraz warstw informacyjnych przedstawiających sieć hydrograficzną (rzeki i jeziora) oraz szczyty i inne punkty wysokościowe. Do tego celu użyto oprogramowania R2V (Raster to Vector) posługując się funkcją półautomatycznej wektoryzacji. Narzędzie to okazało się bardzo użyteczne przy konwersji mapy rastrowej do formatu wektorowego, gdyż pozwoliło na znaczne przyśpieszenie procesu digitalizacji poziomic (w przypadku obszaru zachodniego Sørkapp Land, o bardzo zróżnicowanej rzeźbie, były one rozmieszczone bardzo gęsto co 5 lub 10 m w zakresie wysokości n.p.m. od 0 do 1430 m), przy jednoczesnym zachowaniu kontroli nad jakością otrzymywanego wyniku końcowego. Starsza wersja programu R2V, z której skorzystano dla potrzeb niniejszego opracowania, nie oferowała zapisu danych w formacie shapefile ani możliwości ich georeferencji, dlatego warstwy wektorowe zapisano najpierw w formacie dxf, a następnie dokonano ich konwersji na shapefile w programie ArcGIS 10.0 firmy ESRI. Tak przygotowane warstwy informacyjne wymagały nadania układu współrzędnych. Z uwagi na to, iż nie mogło być ono przeprowadzone we wcześniejszym etapie dla podkładowej mapy rastrowej (i tym samym dla bazujących na niej warstw wektorowych), jeszcze w trakcie wektoryzacji poziomic w programie R2V zdigitalizowano dodatkowo linie siatki kartograficznej w miejscach, gdzie południki i równoleżniki przecinały się ze sobą (w tzw. węzłach siatki). Dzięki temu, po konwersji do formatu shapefile przecięcia zdigitalizowanych linii mogły być wykorzystane jako punkty odniesienia niezbędne w procesie rektyfikacji. Warstwy tematyczne zdefiniowano najpierw w odwzorowaniu UTM (półkula północna, strefa 33) opartym na elipsoidzie European Datum 1950 (ED50), w którym opracowane były mapy podkładowe. Następnie dokonano konwersji układu współrzędnych (menu Data management tools/ Projections and Transformations/ Feature/ Project) i przyjęto odwzorowanie UTM (półkula północna, strefa 33) w systemie odniesienia WGS 84. Pozwoliło to na kompilację kartograficzną i integrację z pozostałymi danymi, które na dalszych etapach niniejszej pracy zostały wykorzystane do przeprowadzonych analiz przestrzennych. Zrektyfikowane warstwy informacyjne: poziomice, szczyty i punkty topograficzne, uzupełniono w tabeli atrybutowej informacją o wysokości, a następnie wraz z warstwami rzeki i jeziora wykorzystano do wygenerowania modelu rzeźby, zapisanego w formie Nieregularnej Sieci Triangulacyjnej TIN (Triangulated Irregular Network). W kolejnym kroku model ten przekształcono do postaci regularnej siatki GRID (wykorzystując do tego celu narzędzie TIN to raster), dla której przyjęto rozdzielczość przestrzenną 20 m. Ostatnim krokiem było dokonanie weryfikacji dokładności względnej otrzymanego modelu, nazwanego roboczo DEM IGF 1961. Aby to osiągnąć sprawdzono, w jakim zakresie jest on dopasowany do istniejących rzetelnych danych wysokościowych dla obszarów niepodlegających dużym naturalnym zmianom w czasie (w praktyce była to większość terenów niezlodowaconych powierzchniowo). Najbardziej wiarygodnym źródłem danych do porównań był cyfrowy model wysokościowy dla roku 1990 wygenerowany przez NPI metodami fotogrametrii w oparciu o zdjęcia lotnicze i zmierzone w terenie punkty kontrolne (jego specyfikację zawarto w dalszej części pracy). Najprostszym sposobem weryfikacji różnic między dwoma modelami było odjęcie ich od siebie (moduł Spatial Analyst tools/ Math/ Minus). Otrzymana mapa różnic wysokości wyglądała następująco (Ryc. 4.1.7). Ryc. 4.1.7. Różnice wysokości na terenach niezlodowaconych między cyfrowym modelem wysokości (DEM) reprezentującym rok 1961, wygenerowanym na podstwie map Instytutu Geofizyki PAN wydanych w 1987 (rektyfikacja map na podstawie węzłów siatki kartograficznej) oraz cyfrowym modelem wysokości (DEM) dla roku 1990 wygenerowanym przez NPI (2014). Rezultat porównania nie był zadowalający. Duże ujemne wartości na stokach o ekspozycji wschodniej przy jednoczesnych dużych dodatnich wartościach na stokach zachodnich wskazywały na horyzontalne przesunięcie obu modeli względem siebie. Problem ten dobrze ilustruje poniższa rycina (Ryc. 4.1.8): Ryc. 4.1.8. Różnice wysokości między modelami terenu przesuniętymi względem siebie według Nuth i Kääb (2011). Przesunięty model zaznaczony jest czerwoną linią. Wobec takiego wyniku podjęto próbę oszacowania błędów położenia warstw informacyjnych IGF PAN, a następnie ich korekty. Analizę przeprowadzono oddzielnie dla każdego z trzech wykorzystanych arkuszy. Pracę rozpoczęto od korekty arkusza Nr 8 – Gåsbreen, który obejmuje największą powierzchnię półwyspu. W pierwszym etapie ocenie poddano położenie punktów wysokościowych. Arkusz mapy Gåsbreen zawierał ich aż 195, podczas gdy dla tego samego obszaru, mapa wydana przez NPI w 2007 roku przedstawiała „zaledwie” 50 punktów wysokościowych. Na obu mapach 44 punkty reprezentowały te same miejsca, z czego 14 stanowiły punkty triangulacyjne. Różnice ich położenia względem siebie przedstawia tab. 4.1.2. Tab. 4.1.2. Współrzędne punktów triangulacyjnych na obu porównywanych mapach. Typ Arkusz 08 Gåsbreen, IGF PAN Arkusz 013 Sørkapp, NPI Różnica x y z x y z Δx Δy Δz Søre Kneikbreen triangulacyjny 531398,07 8532051,88 654,40 531373,15 8532064,34 654,00 -24,9 12,5 -0,4 Ždanovfjellet triangulacyjny 530282,48 8530446,17 839,70 530253,22 8530447,43 840,00 -29,3 1,3 0,3 Hornsundtind triangulacyjny 528835,12 8538087,94 1431,00 528824,46 8538106,13 1431,00 -10,7 18,2 0,0 Hestskanka S triangulacyjny 528639,64 8532846,70 860,00 528613,79 8532859,46 860,00 -25,8 12,8 0,0 Flakfjellet triangulacyjny 527082,72 8535011,16 712,60 527056,94 8535036,20 713,00 -25,8 25,0 0,4 Čebyševfjellet triangulacyjny 524258,08 8539528,51 907,40 524218,41 8539557,99 907,00 -39,7 29,5 -0,4 Robitzchfjellet triangulacyjny 524407,72 8534201,22 630,60 524358,57 8534230,51 633,52 -49,1 29,3 2,9 Gråkallen triangulacyjny 523961,91 8531287,47 716,30 523919,11 8531286,75 716,00 -42,8 -0,7 -0,3 Brevassfjellet triangulacyjny 523361,67 8533622,74 585,00 523324,29 8533646,82 585,00 -37,4 24,1 0,0 Gavrilovfjellet triangulacyjny 521456,19 8531537,06 598,20 521400,34 8531553,11 598,00 -55,8 16,0 -0,2 Kovalevskajafjellet triangulacyjny 521266,73 8533617,01 640,00 521218,54 8533645,42 640,00 -48,2 28,4 0,0 Savičtoppen E triangulacyjny 520799,08 8535571,48 493,70 520750,82 8535599,88 494,00 -48,3 28,4 0,3 Wurmbrandegga N triangulacyjny 519814,25 8539641,18 391,80 519755,70 8539687,19 392,00 -58,6 46,0 0,2 Lidfjellet triangulacyjny 519307,95 8531616,81 531,00 519254,85 8531628,48 531,00 -53,1 11,7 0,0 Pozostałe punkty wysokościowe reprezentowały najczęściej szczyty, ale kilka z nich oznaczało charakterystyczne obiekty w terenie. Dla potrzeb niniejszego opracowania obydwa rodzaje punktów przypisano do wspólnej kategorii obiektów, której nadano nazwę punkty topograficzne. Tabela 4.1.3. przedstawia ich położenie na obydwu mapach. Tab. 4.1.3. Współrzędne punktów topograficznych na obu porównywanych mapach. Typ Arkusz 08 Gåsbreen, IGF PAN Arkusz 013 Sørkapp, NPI Różnica x y z x y z Δx Δy Δz Kneikfjellet topograficzny 531737,25 8533209,31 708 531714,18 8533227,2 708 -23,1 17,9 0,0 Austryggen topograficzny 530064,05 8536322,91 955 530031,18 8536345,87 957 -32,9 23,0 2,0 Austryggen topograficzny 529538,56 8536514,20 1028 529514,33 8536529,17 1021 -24,2 15,0 -7,0 Søraksla topograficzny 529420,88 8534917,10 1025 529400,57 8534926,38 1028 -20,3 9,3 3,0 vestre Ždanovfjellet topograficzny 529542,47 8530348,74 559 529502,59 8530351,03 561 -39,9 2,3 2,0 Fjellovergangen topograficzny 529050,94 8538928,59 911 529030,31 8538943,99 910 -20,6 15,4 -1,0 Conwaykammen topograficzny 528564,02 8537430,78 1185 528537,79 8537441,96 1185 -26,2 11,2 0,0 Søre Mehesten topograficzny 528721,17 8535656,27 1378 528697,7 8535667,98 1383 -23,5 11,7 5,0 Hestskanka topograficzny 528543,04 8533403,56 993 528531,3 8533405,77 997 -11,7 2,2 4,0 Körberbreen topograficzny 527640,88 8539562,57 458,5 527606,48 8539582,36 459 -34,4 19,8 0,5 Vestetinden topograficzny 527473,08 8538586,08 920,5 527431,83 8538595,05 928 -41,3 9,0 7,5 Bastionen topograficzny 527676,77 8537493,62 800,5 527626,47 8537487,91 799 -50,3 -5,7 -1,5 Hoven topograficzny 527693,83 8535149,54 858 527654,1 8535172,52 869 -39,7 23,0 11,0 Baranowskipasset topograficzny 526975,99 8538147,47 603 526939,85 8538164,83 600 -36,1 17,4 -3,0 Flakfjellet topograficzny 526234,69 8535325,88 613 526196,92 8535344,5 613 -37,8 18,6 0,0 Nordfallet topograficzny 525066,38 8538140,76 823 525012,88 8538171,24 824 -53,5 30,5 1,0 Midifjellet E topograficzny 524943,66 8535619,82 633 524872,35 8535636,43 639 -71,3 16,6 6,0 Svartsata topograficzny 524994,65 8532933,23 522 524954,77 8532939,05 525 -39,9 5,8 3,0 Midjellet W topograficzny 523834,70 8535832,05 406,5 523790,64 8535852,73 407 -44,1 20,7 0,5 Skiferpasset topograficzny 521695,44 8532769,51 499 521630,81 8532787,73 501 -64,6 18,2 2,0 Kovalevskajafjellet topograficzny 521035,20 8534163,59 624,5 520994,96 8534181,96 623 -40,2 18,4 -1,5 Wurmbrandegga 1 topograficzny 520401,01 8536591,49 421 520364,13 8536607,93 417 -36,9 16,4 -4,0 Wurmbrandegga 2 topograficzny 520207,50 8537346,40 410,5 520158,65 8537372,05 407 -48,8 25,6 -3,5 Wurmbrandegga 3 topograficzny 520089,90 8537972,25 364 520046,45 8537994,34 361 -43,4 22,1 -3,0 Wurmbrandegga 4 topograficzny 519748,04 8539617,67 415 519704,78 8539612,53 414 -43,3 -5,1 -1,0 Savičtoppen topograficzny 519398,96 8535940,00 468 519359,91 8535955,42 464 -39,1 15,4 -4,0 Skiferpasset topograficzny 519727,48 8534492,23 440,5 519688,14 8534510,77 438 -39,3 18,5 -2,5 Lisbetdalen topograficzny 517036,60 8536588,81 129,5 516977 8536631,07 131 -59,6 42,3 1,5 N Sergeevfjellet topograficzny 516773,82 8533515,82 405,5 516719,77 8533533,7 412 -54,0 17,9 6,5 Søre Sergeevfjellet topograficzny 517414,72 8532810,46 437 517346,57 8532845,84 433 -68,2 35,4 -4,0 Porównując położenie poszczególnych punktów można stwierdzić, iż mapa IGF PAN dla roku 1961 była przesunięta względem mapy NPI dla roku 1990 w kierunku południowo-wschodnim. Najwierniej odwzorowane były szczyty masywów górskich otoczenia Hornsundtindu. W miarę oddalania się od Hornsundtindu na zachód odległość między punktami topograficznymi na obu mapach wzrastała, co pozwoliło przypuścić, iż nie jest to zwykłe przesunięcie między mapami, ale problem polega raczej na zniekształceniu wynikającym m.in. z błędnie oznaczonych współrzędnych siatki kartograficznej. Możliwość pojawienia się tego problemu zasygnalizowano już w opisie arkuszy mapy Instytutu Geofizyki PAN, w którym wyjaśniono, iż zastosowane współrzędne geograficzne w układzie UTM, otrzymane z NPI, różnią się od współrzędnych geograficznych uzyskanych z pomiarów astronomicznych. W celu dopasowania warstw informacyjnych reprezentujących rok 1961 do danych dla roku 1990, przeprowadzono ich rejestrację (funkcja Spatial Adjustment/ konwersja Rubbersheet), tym razem w oparciu o punkty triangulacyjne i topograficzne. Ich położenie przedstawia ryc. 4.1.9. Przetworzone w ten sposób dane wektorowe wykorzystano następnie do wygenerowania cyfrowego modelu wysokościowego o rozdzielczości 20 m, który porównano z modelem NPI dla roku 1990. Ryc. 4.1.9. Punkty triangulacyjne i topograficzne na arkuszu Nr 8 – Gåsbreen. Wstępna analiza wizualna otrzymanej mapy różnic wysokości (Ryc. 4.1.10) pozwoliła wnioskować o uzyskanej znacznej poprawie w zakresie przestrzennego dopasowania obu modeli. Wskazywała na nią również wizualna ocena, której poddano przebieg i położenie poziomic dla 1961 roku względem poziomic dla roku 1990 (Ryc. 4.1.11). Ryc. 4.1.10. Różnice wysokości na terenach niezlodowaconych między cyfrowym modelem wysokościowym (DEM) reprezentującym rok 1961, na podstawie arkusza Nr 8 – Gåsbreen (rektyfikacja danych na podstawie punktów wysokościowych), a cyfrowym modelem wysokościowym (DEM) dla roku 1990 wygenerowanym przez NPI (2014). a b Ryc. 4.1.11. Przebieg poziomic w zachodniej części arkusza Nr 8 – Gåsbreen: georeferencja na podstawie węzłów siatki kartograficznej (a) i punktów wysokościowych (b). Znacznie mniej lądu, i tym samym punktów wysokościowych, przedstawiał drugi korygowany arkusz mapy z 1961 roku – Bungebreen, gdyż dużą jego część zajmowało Morze Grenlandzkie. Wstępna ocena jakości mapy pozwoliła stwierdzić przesunięcie warstwy punktów topograficznych względem warstwy poziomic, które najprawdopodobniej powstało na etapie przygotowań mapy do wydruku. W celu rozwiązania tego problemu rejestrację opracowywanego arkusza poprzedzono dopasowaniem obu zdigitalizowanych warstw względem siebie w taki sposób, aby punkty wysokościowe znajdowały się w obrębie poziomic wyznaczających wierzchowiny (Ryc. 4.1.12 a, b, c, d). a b c d Ryc. 4.1.12. Przykłady przesunięcia punktów wysokościowych wykorzystanych do rejestracji arkusza Bungebreen: Arkfjellet N (a), Plogfjellet (b), Stupprygen N (c), Vokterpiken (d). Czerwone trójkąty pokazują nową lokalizację punktów. Oprócz niewielkiej ilości punktów wysokościowych oraz ich przesunięcia względęm poziomic dodatkową trudnością dla planowanej rejestracji mapy była ich nierównomierna dystrybucja w obrębie arkusza. Większość punktów wyznaczono na kulminacjach masywów górskich zlokalizowanych w północnej i wschodniej części mapy, brakowało natomiast punktów w strefie przybrzeżnej w jej części zachodniej. Odpowiadający temu obszarowi fragment mapy wydanej przez NPI dla 1990 roku zawierał jeden punkt topograficzny u nasady przylądka Rafenodden na wysokości 17 m n.p.m. Aby dopasować do siebie dane z lat 1961 i 1990 dodano jeden punkt dla arkusza Bungebreen, który zlokalizowano w obrębie niewielkiego wzniesienia ograniczonego poziomicą 17,5 m n.p.m. W następnym kroku zagęszczono warstwę wektorową punktów topograficznych dla 1961 roku dodając kilka na szczytach czterech masywów. Były to punkty w obrębie poziomic wyznaczających wierzchowiny, które oznaczono jako : Arkfjellet S, Plogen, Wiederfjellet N i S oraz Stupprygen S. Tab. 4.1.4. przedstawia współrzędne wszystkich punktów, na których oparto rejestrację arkusza nr 10 – Bungebreen. Tab. 4.1.4. Współrzędne punktów wykorzystanych do rejestracji arkusza Bungebreen. Typ Arkusz 10 Bungebreen, IGF PAN Arkusz 013 Sørkapp, NPI Różnica x y z x y z Δx Δy Δz Kvitgubben N topograficzny 531011,4 8527770,1 724,0 530995,1 8527799,6 730,7 -16,3 29,5 6,7 Kvitgubben S triangulacyjny 530506,6 8527020,5 865,8 530485,6 8527052,6 866,0 -21,0 32,1 0,2 Arkfjellet N topograficzny 531166,1 8525895,1 794,0 531148,7 8525936,1 799,0 -17,4 40,9 5,0 Arkfjellet S topograficzny 530746,9 8525435,9 737,0 530724,2 8525456,2 737,0 -22,7 20,2 0,0 Sokolovfjellet N topograficzny 531361,8 8524533,5 645,0 531338,9 8524557,7 651,7 -22,9 24,2 6,7 Sokolovfjellet S topograficzny 531346,8 8523380,9 724,0 531331,3 8523400,5 726,0 -15,5 19,7 2,0 Plogfjellet topograficzny 531132,7 8522614,1 705,0 531108,5 8522647,2 710,7 -24,2 33,1 5,7 Plogjernet topograficzny 530186,0 8522624,0 674,0 530166,2 8522646,4 675,9 -19,8 22,4 1,9 Plognatten topograficzny 529152,7 8522935,6 388,0 529128,4 8522963,7 392,6 -24,3 28,1 4,6 Plogen topograficzny 530220,7 8521300,3 696,0 530196,3 8521308,6 696,4 -24,4 8,3 0,4 Wiederfjellet N triangulacyjny 524386,6 8529246,8 740,0 524333,6 8529272,3 740,0 -53,0 25,6 0,0 Wiederfjellet S triangulacyjny 524402,7 8528860,6 754,0 524354,3 8528899,6 754,0 -48,3 39,0 0,0 Stupprygen N topograficzny 525835,8 8527579,6 636,0 525798,0 8527600,3 635,0 -37,8 20,7 -1,0 Stupprygen S topograficzny 525141,3 8526339,6 475,0 525108,4 8526376,5 474,5 -32,9 36,9 -0,5 Kvartsittrabben N topograficzny 524596,8 8524133,5 124,0 524557,6 8524139,2 123,8 -39,2 5,6 -0,2 Kvartsittrabben S topograficzny 524556,0 8522934,4 63,0 524507,1 8523000,1 62,7 -48,9 65,7 -0,3 Vokterpiken topograficzny 523387,3 8523632,1 34,0 523360,0 8523655,8 31,7 -27,3 23,7 -2,3 Rafenodden topograficzny 517230,1 8529435,1 17,5 517202,1 8529470,3 17,0 -28,0 35,2 0,5 Korektę danych wektorowych dla arkusza Bungebreen przeprowadzono w sposób analogiczny, jak w przypadku arkusza Gåsbreen, a następnie wykorzystano je do budowy cyfrowego modelu wysokościowego o rozdzielczości 20 m, po czym na podstawie mapy różnic wysokości w latach 1961-1990 oraz przebiegu poziomic dokonano wizualnej oceny uzyskanego wyniku. Mając na uwadze ograniczoną możliwość dokładnego wyznaczenia punktów wysokościowych, na których oparto rejestrację danych dla 1961 roku, rezultat porównania zarówno warstw wektorowych, jak i obu modeli wysokościowych uznano za zadowalający (Ryc. 4.1.13, 4.1.14, 4.1.15). Ryc. 4.1.13. Różnice wysokości na terenach niezlodowaconych między cyfrowym modelem wysokościowym (DEM) reprezentującym rok 1961, na podstawie arkusza Nr 10 – Bungebreen (rektyfikacja danych na podstawie punktów wysokościowych), a cyfrowym modelem wysokościowym (DEM) dla roku 1990 wygenerowanym przez NPI (2014). a b Ryc. 4.1.14. Przebieg poziomic na terenach niezlodowaconych w zachodniej części arkusza Nr 10 – Bungebreen: georeferencja na podstawie węzłów siatki kartograficznej (a) i punktów wysokościowych (b). a b Ryc. 4.1.15. Przebieg poziomic na terenach niezlodowaconych we wschodniej części arkusza Nr 10 – Bungebreen: georeferencja na podstawie węzłów siatki kartograficznej (a) i punktów wysokościowych (b). W przypadku trzeciego arkusza mapy Instytutu Geofizyki PAN nr 5 – Hornsund, skorzystano tylko z jego południowej części przedstawiającej północno-zachodni fragment półwyspu Sørkapp Land. Tabela 4.1.5 przedstawia punkty, na których oparto rejestrację arkusza, a Ryc. 4.16 i 4.1.17 wynik porównań skorygowanych warstw dla 1961 z danymi dla roku 1990. Tab. 4.1.5. Współrzędne punktów wykorzystanych do rejestracji arkusza Hornsund. Typ Arkusz 08 Gåsbreen, IGF PAN Arkusz 013 Sørkapp, NPI Różnica x y z x y z Δx Δy Δz Traunkammen N topograficzny 529531,5 8542846,3 441,0 529512,3 8542822,4 443,6 -19,1 -23,9 2,6 Traunkammen C triangulacyjny 529614,4 8542318,6 462,0 529589,5 8542290,0 464,4 -24,9 -28,5 2,4 Traunkammen S topograficzny 529747,2 8541168,2 684,0 529719,9 8541160,2 691,7 -27,3 -8,0 7,7 Fjellnuten topograficzny 529281,6 8540056,2 723,0 529246,4 8540039,6 729,0 -35,2 -16,6 6,0 Kvassegga topograficzny 528657,4 8539821,7 998,0 528632,3 8539807,8 1003,5 -25,1 -13,8 5,5 Reischachtoppen S topograficzny 527932,9 8542079,4 524,0 527897,2 8542066,9 524,9 -35,7 -12,5 0,9 Reischachtoppen C topograficzny 527593,9 8542930,1 450,0 527575,2 8542913,0 452,2 -18,7 -17,1 2,2 Reischachtoppen N triangulacyjny 527653,6 8543106,1 439,1 527628,0 8543097,8 439,0 -25,7 -8,3 -0,1 Dotten topograficzny 526445,2 8541156,8 398,0 526421,4 8541149,9 395,4 -23,8 -6,9 -2,6 Čebysevfjellet C1 topograficzny 524521,0 8540121,7 919,9 524483,0 8540126,4 920,0 -37,9 4,7 0,1 Čebysevfjellet C2 triangulacyjny 524696,7 8541302,8 755,7 524659,9 8541315,2 756,0 -36,9 12,4 0,3 Čebysevfjellet N triangulacyjny 525031,9 8542309,3 677,5 525003,6 8542326,0 678,0 -28,3 16,7 0,5 Konstantinovka triangulacyjny 522309,8 8540038,5 14,0 522241,6 8540085,4 14,0 -68,2 46,9 0,0 Ryc. 4.1.16. Różnice wysokości na terenach niezlodowaconych między cyfrowym modelem wysokościowym (DEM) reprezentującym rok 1961, na podstawie arkusza Nr 5 – Hornsund (rektyfikacja danych na podstawie punktów wysokościowych), a cyfrowym modelem wysokościowym (DEM) dla roku 1990 wygenerowanym przez NPI (2014). Ryc. 4.1.17. Przebieg poziomic na terenach niezlodowaconych w południowej części arkusza Nr 5 – Hornsund: georeferencja na podstawie węzłów siatki kartograficznej (a) i punktów wysokościowych (b). Po skorygowaniu wszystkich danych wektorowych wykonanych na podstawie arkuszy mapy Instytutu Geofizyki PAN oraz trzech cyfrowych modeli wysokościowych, będacych rezultatem ich przetworzenia, przystąpiono do ich połączenia, a następnie ewaluacji jakości powstałego produktu końcowego i jego dopasowania do pozostałych referencyjnych danych wysokościowych. W tym celu dokonano substrakcji uzyskanego końcowego modelu wysokościowego IGF PAN dla 1961 roku od modelu wysokościowego NPI dla roku 1990 oraz przeanalizowano różnice wysokości między nimi na obszarach niezlodowaconych w poszczególnych klasach nachyleń. Mając na celu ocenę przydatności cyfrowego modelu wysokościowego dla badań zmian miąższości lodowców można założyć, iż jego dokładność wysokościowa dla obszarów niezlodowaconych powierzchniowo o nachyleniu mniejszym niż 20° będzie reprezentatywna także dla powierzchni większości lodowców, bowiem ich nachylenie najczęściej mieści się w tej klasie. Z tego względu poniższa analiza koncentrować się będzie na tych obszarach. Oprócz powierzchni stromych stoków, z przeprowadzonej ewaluacji wykluczono dodatkowo obszary niezlodowacone powierzchniowo, których nie można uznać za stabilne, gdzie różnice wysokości między dwoma modelami mogą wynikać z naturalnych procesów zachodzących w środowisku przyrodniczym, np. wytapiania martwego lodu w strefach marginalnych lodowców lub akumulacyjnej albo erozyjnej działaności strumieni proglacjalnych na ich przedpolach. Obszary bardzo stromych i urwistych stoków przedstawione na mapach Instytutu Geofizyki PAN w postaci sygnatury skał, z oczywistych względów również nie mogły podlegać weryfikacji. Po uwzględnieniu wyżej wymienionych kryteriów, objęty analizą dokładności wysokościowej wyselekcjonowany fragment modelu IGF PAN obejmował 93,3 km², co stanowiło 51% powierzchni obszarów niezlodowaconych (183,2 km²) i 31% całej analizowanej powierzchni lądu (299,2 km²) w zasięgu tego modelu. Dla porównania obszar zajęty przez lodowce wynosił 115,9 km² (38,7% powierzchni analizowanego lądu), a powierzchnia stromych i urwistych stoków 69,4 km² (23,2%). Weryfikację dokładności wyskościowej modelu dla 1961 roku rozpoczęto od klasyfikacji stoków ze względu na nachylenie. W tym celu najpierw wykonano mapę nachyleń (moduł Spatial Analyst Tool/ Surface/ Slope), a następnie poddano ją reklasyfikacji (moduł 3D Analyst Tool/ Raster reclass/ Reclassify), wyodrębniając dla obszaru dwie klasy nachyleń: 0-20° i powyżej 20°. W kolejnym kroku zreklasyfikowany raster przekształcono do postaci warstwy wektorowej (moduł Conversion Tools/ From Raster/ Raster to Polygon), z której usunięto poligony należące do drugiej klasy nachyleń (powierzchnie stromych i urwistych stoków) oraz wycięto powierzchnię lodowców (zasięg z 1961 roku), stref marginalnych, sandrów ekstramarginalnych, łożysk rzek lodowcowych, jezior i mórz. Powstałą w ten sposób maskę wykorzystano do wyselekcjonowania z rastra różnic wysokości w latach 1961-1990 obszarów poddawanych kontroli dokładności wysokościowej (moduł Data Management Tools/ Raster/ Raster Processing/ Clip). Średnia różnica wysokości między porównywanymi modelami wynosiła -3,65 m z odchyleniem standardowym 3,31 m, wkazując, iż model dla 1961 roku jest wyższy (Ryc. 4.1.18). W ostatnim kroku model ten skorygowano odejmując od niego otrzymaną wartość średniej różnicy. Efekt porównań końcowego modelu dla 1961 roku z modelem referencyjnym dla 1990 przedstawia Ryc. 4.1.19. [ilość pikseli] [m] Ryc. 4.1.18. Histogram różnic wysokości dla stabilnych obszarów niezlodowaconych o nachyleniu mniejszym niż 20° między cyfrowymi modelami wyskościowymi dla lat 1961 i 1990. Poza archiwalnymi mapami, do określenia zmian wysokości lodowców w niniejszym opracowaniu wykorzystano dwa cyfrowe modele wysokościowe opracowane przez Norweski Instytut Polarny w oparciu o archiwalne pionowe zdjęcia panchromatyczne w skali 1 :50000. Pierwszy z nich – dla roku 1961 – obejmował część środkową i wschodnią półwyspu, zaś drugi – dla roku 1970 – tylko jego fragment północno-wschodni (Ryc. 4.1.20a i b). Obydwa wspomniane modele miały rozdzielczość 20 m i zostały wygenerowane w celu wypełnienia luki w danych wysokościowych z niepełnego nalotu fotogrametrycznego wykonanego nad obszarem Sørkapp Land w roku 1990 (Ryc. 4.1.20c). Obydwa modele w kilku miejscach obejmują obszar bardziej rozległy niż wspomniana luka, dlatego z powodzeniem mogą służyć do porównań zmian wysokości niektórych lodowców na południu i północnym wschodzie półwyspu Sørkapp Land. Dodatkowo porównanie ze sobą obu modeli pozwala uchwycić zmiany geometrii lodowca Sykorabreen, który w dziesięcioleciu 1960-1970 podlegał szarży, o czym więcej napisano w rozdziale piątym. Dokładność wysokościowa obu modeli to 2-5 metrów na obszarach niezlodowaconych i nieco mniej dla powierzchni lodowców (Norwegian Polar Institute, 2014). Ryc. 4.1.19. Różnice wysokości na terenach niezlodowaconych między końcowycm cyfrowym modelem wysokości (DEM) reprezentującym rok 1961, wygenerowanym na podstwie map Instytutu Geogizyki PAN wydanych w 1987 (rektyfikacja map na podstawie punktów wysokościowych), a cyfrowym modelem wysokości (DEM) dla roku 1990 wygenerowanym przez NPI (2014). ab c d Ryc. 4.1.20. a) Cyfrowe modele wysokościowe (DEM) dla 1961 roku; Sørkapp Land zachodni – DEM wykonany na podstawie map topograficznych w skali 1:25000 opracowanych przez Instytut Geofizyki PAN, Sørkapp Land centralny i wschodni – DEM udostępniony przez Norweski Instytut Polarny; b) i c) cyfrowe modele wysokościowe dla lat 1971 i 1990 udostępnione przez Norweski Instytut Polarny; d) cyfrowe modele wysokościowe opracowane na podstawie zdjęć lotniczych z nalotu fotogrametrycznego wykonanego przez Norweski Instytut Polarny w roku 2010 (opracowanie własne). 4.2. Materiały źródłowe dla roku 1990 Wykorzystane w niniejszej pracy materiały dla 1990 roku pochodziły głównie z dwóch źródeł. Pierwszym z nich były wykonane i udostępnione przez NPI zdjęcia lotnicze, mapa topograficzna oraz cyfrowy model wysokościowy (DEM). Drugim – satelitarny obraz Landsat TM5, wykonany i udostępniony przez amerykańską Narodową Agencję Aeronautyki i Przestrzeni Kosmicznej (National Aeronautics and Space Administration – NASA). Kolejne podrozdziały przedstawiają ich dokładny opis. 4.2.1. Zdjęcia lotnicze i obrazy satelitarne – rok 1990 Zdjęcia lotnicze w skali 1:50000 wykonano na materiale barwnym uczulonym na bliską podczerwień (Kodak Aerochrome Infrared Film 2443) z pułapu około 8000 m kamerą RC-10 o ogniskowej 152 mm (Kolondra 2007). Nalot fotogrametryczny, przeprowadzony 31 lipca 1990 na zlecenie NPI, objął większość obszaru półwyspu Sørkapp Land (Ryc. 4.1.20c). W wykonanej serii brakuje zdjęć lotniczych obszaru przesmyku – połączenia lądowego Sørkapp Landu z resztą wyspy, a także południkowego pasa zlodowaconego wnętrza w północno-wschodniej i wschodniej części półwyspu. W opracowaniach topograficznych wykonanych przez NPI na podstawie tej serii lukę tę wypełniono danymi z wcześniejszych nalotów, co w przypadku lodowców doprowadziło do powstania artefaktów w postaci ostrych krawędzi i stromych załamań powierzchni w miejscach połączenia ze sobą danych wysokościowych z różnych lat. W niniejszej pracy skorzystano z kilku zeskanowanych odbitek zdjęć lotniczych zakupionych przez IGiGP UJ jeszcze w latach 90. dla obszaru zachodniego i południowego Sørkapp Landu. Nie były one poddawane obróbce fotogrametrycznej ze względu na to, iż cyfrowe dane przestrzenne (mianowicie mapa topograficzna i cyfrowy model wysokościowy) opracowane na ich podstawie zostały przez NPI udostępnione do pobrania. Brakującą informację o zasięgach lodowców (w szczególności morskich klifów), linii brzegowej oraz większych formach terenu w północno-wschodniej i wschodniej części póływspu uzyskano natomiast z dwóch połączonych ze sobą scen o rozdzielczości 30 m zarejestrowanych 12 lipca 1990 skanerem Thematic Mapper z pokładu satelity Landsat 5 (Ryc. 4.2.1). Ryc. 4.2.1. Obraz satelitarny Landsat 5 TM półwyspu Sørkapp Land (poza częścią północno-zachodnią), uzyskany z dwóch scen wykonanych 12 lipca 1990. 4.2.2. Mapy – rok 1990 Aktualna dla roku 1990 mapa topograficzna w skali 1:100000 została opracowana przez NPI i wydana w formie analogowej w 2007 roku. Przedstawia ona ogólny obraz terenu: rzeźbę, stałe cieki wodne, zbiorniki wodne, obszary zlodowacone powierzchniowo, punkty wysokościowe oraz nazwy obiektów. W roku 2014 NPI uruchomił geoportal (data.npolar.no) umożliwiający korzystanie z usług przeglądania, pobierania i przetwarzania danych przestrzennych dla Spitsbergenu. Mapę półwyspu Sørkapp Land (C13) udostępniono w postaci warstw wektorowych, w formacie shapefile. Na potrzeby niniejszego opracowania z zasobów tych pozyskano następujące pliki: - S100_Høydepunkt_p.shp – warstwa punktowa określająca pozycję i wysokość szczytów oraz punktów topograficznych - S100_Isbreer_f.shp – warstwa poligonowa zawierająca granice lodowców; na obszarach nie objętych nalotem fotogrametrycznym w 1990 przedstawiono sytuację z 1961 roku; warstwę tę skorygowano na podstawie wspomianych obrazów satelitarnych Landsata 5 TM (Ryc. 4.2.2) - S100_Koter_l.shp – warstwa liniowa poziomic z cięciem 50 m - S100_Land_f.shp – warstwa poligonowa zawierająca granice półwyspu Sørkapp Land i otaczających wysp; podobnie jak warstwę granic lodowców, zaktualizowano ją na podstawie obrazów satelitarnych Landsat 5 TM - S100_Land_l.shp – warstwa liniowa wybrzeży (linia brzegowa); na podstawie obrazów satelitarnych zaktualizowano jej fragment w zatoce Isbukta oraz w otoczeniu zatoki Hambergbukta i jeziora Davislaguna (Ryc. 4.2.3) - S100_Morener_f.shp – warstwa poligonowa zawierająca granice form morenowych czołowych, środkowych i powierzchniowych - S100_Vann_l.shp – warstwa liniowa cieków stałych - S100_Vann_f.shp – warstwa poligonowa jezior -S100_Elvesletter_f.shp – warstwa poligonowa wyznaczająca granice obszarów równin zalewowych - S100_Teknisksituation_p.shp – warstwa punktowa infrastruktury (budynki). Oprócz mapy topograficznej w formie wektorowej z geoportalu pobrano również mapę geologiczną w skali 1:250000 (Geologi-G250). W skład tej serii danych weszły: - Geological units/ Geologiske enheter – warstwa poligonowa jednostek geologicznych - Tidal flats/ Tidevannssletter – warstwa poligonowa obszarów równi pływowych - Faults and folds/ Forkastninger og folder – warstwa liniowa uskoków. Ryc. 4.2.2. Źródła danych o zasięgach lodowców na półwyspie Sørkapp Land w roku 1990. Ryc. 4.2.3. Linia brzegowa zatoki Isbukta według mapy Norweskiego Instytutu Polarnego w skali 1:100.000 na podstawie zdjęć lotniczych z lipca 1990 roku i lipca 1961 roku (a) oraz poprowadzona na podstawie zdjęć lotniczych i obrazu Landsat TM5 z lipca 1990 roku (b). 4.2.3. Cyfrowy model wysokościowy – rok 1990 Opracowany dla całego Spitsbergenu w pierwszej dekadzie XXI w. cyfrowy model wysokościowy o rozdzielczości 20 m został udostępniony przez NPI dopiero w 2014 roku. Model wygenerowano przy użyciu metod fotogrametrycznych na podstawie korelacji stereopar zdjęć lotniczych z 1990 roku, a dla obszarów, gdzie ich brakowało – zdjęć z lat wcześniejszych. Jego niewątpliwym atutem jest duże pokrycie przestrzenne, mimo iż dla obszaru Sørkapp Landu jest ono niepełne dla roku 1990 (Ryc. 4.1.20c). Odznacza się on ponadto najwiekszą dokładnością wysokościową dla obszarów niezlodowaconych, gdyż do jego konstrukcji wykorzystano terenowe punkty kontrolne. Do wykonania modelu dla półwyspu Sørkapp Land wykorzystano 23 równomiernie rozmieszczone punkty pomierzone w 2003 roku przy pomocy odbiornika GPS. Ich przestrzenną dystrybucję przedstawia Ryc. 4.2.4. Pomimo wspomnianych zalet, takich jak zasięg przestrzenny i relatywnie duża dokładność, mozaika utworzona z cyfrowych modeli wysokościowych dla różnych lat nie jest wolna od istotnych błędów, które licznie występują przede wszystkim na styku łączonych zestawów danych. Aby uniknąć tych błędów w analizach przestrzennych wykonanych dla półwyspu Sørkapp Land, w niniejszym opracowaniu korzystano wyłącznie z niepołączonych elementów składowych tej mozaiki w postaci cyfrowych modeli wysokościowych wyodrębnionych dla poszczególnych lat (1961, 1970, 1990) (Ryc. 4.1.20a, b, c). Spośród nich model dla roku 1990 odznaczał się największym zasięgiem przestrzennym (Ryc. 4.1.20c). Jego dokładność wysokościowa wynosi 2-5 m, z wyjątkiem obszarów powierzchniowo zlodowaconych, gdzie może być nieco niższa. Ryc. 4.2.4. Terenowe punkty kontrolne, zmierzone w 2003 roku przy użyciu GPS, wykorzystane przez NPI do wygenerowania modelu terenu dla roku 1990 (źródło: H. Faste Aas z NPI, 2013). 4.3. Zdjęcia lotnicze i cyfrowe modele wysokościowe dla roku 2010 4.3.2. Dane źródłowe i schemat pracy – rok 2010 Podstawowym materiałem, na którym oparto analizy przestrzenne dla roku 2010 były zdjęcia lotnicze z ostatniego nalotu fotogrametrycznego przeprowadzonego nad półwyspem Sørkapp Land przez Norweski Instytut Polarny. Serię 226 zdjęć o rozdzielczości 0,4 m wykonano 17 sierpnia 2010 roku multispektralną kamerą cyfrową UltraCam Xp, S/N UC-SXp-1-71717171 o ogniskowej 100.5 mm z pułapu około 7350 m n.p.m. W ramach dostępnego budżetu dla potrzeb niniejszego opracowania pozyskano z tej serii 85 zdjęć, które swym zasięgiem obejmowały dwa obszary: pierwszy pokrywał zlodowacone powierzchniowo tereny północno-zachodniej części półwyspu, a drugi jego część południową, wschodnią i północno-wschodnią (Ryc. 4.1.20d). Dane lotnicze poddano obróbce fortogrametrycznej pozwalającej na wykonanie cyfrowych modeli wysokościowych i ortofotoobrazów, wykorzystanych do dalszych analiz przestrzennych oraz tworzenia lub aktualizacji istniejących warstw wektorowych. Etapy przetwarzania zdjęć schematycznie przedstawia ryc. 4.3.1. Ryc. 4.3.1. Schemat pracy na zdjęciach lotniczych z 2010 roku. W procesie przetwarzania danych przy użyciu technik fotogrametrii cyfrowej posłużono się oprogramowaniem Erdas Imagine 2011 z rozszerzeniem LPS (Leica Photogrammetric Suite) 2013. Ze względu na ograniczoną moc obliczeniową komputera, z którego korzystano, zdjęcia podzielono na trzy zbiory danych pokrywajace zasięgiem odrębne obszary opracowania. Pierwszy z nich, o nadanej mu roboczej nazwie NW, składał się z 23 zdjęć uporządkowanych w dwóch szeregach zarejestrowanych dla północno-zachodniej części półwyspu. Obejmował on obszar rozciągający się południkowo od przylądka Gruspynten na północy po morenę czołową lodowca Bungebreen na południu. Drugi zestaw danych pokrywał obszar położony między zatokami Hambergbukta na północy i Isbukta na południu w północno-wschodniej części półwyspu Sørkapp Land. Zestaw ten, nazwany NE, składał się z 20 zdjęć uporządkowanych w dwóch szeregach. Ostatni zestaw zdjęć, SE, obejmował najrozleglejszy obszar, włączając czoło i większość powierzchni lodowca Vasil’evbreen, a także lodowce i tereny zlokalizowane na południu, aż po przylądek Sørneset. 42 zdjęcia wchodzące w skład tego zestawu zostały zarejestrowane w czterech szeregach. 4.3.3. Cyfrowe modele wysokościowe – rok 2010 Opracowanie danych rozpoczęto od orientacji zdjęć lotniczych oraz pomiaru punktów wiążących, procesów wysoce zautomatyzowanych w programie LPS, dzięki wykorzystaniu algorytmów korelacji obrazów. W tym celu najpierw dla każdego opracowywanego obszaru utworzono odrębny projekt (tzw. blok) w postaci pliku *.blk, w którym wprowadzono podstawowe dane, takie jak układ współrzędnych opracowania oraz dostępne w raporcie kalibracji parametry cyfrowej kamery lotniczej (ogniskową [mm], współrzędne punktu głównego x [mm] i y [mm], parametry dystorsji), a także średnią wysokość lotu. Następnie do projektu zaimportowano uprzednio przygotowany plik ASCII z elementami orientacji zewnętrznej zdjęć (ID, nazwa, x, y, z, ϕ, ω, κ). Połączenie dwóch systemów nawigacyjnych w trakcie nalotu fotogrametrycznego: DGPS (ang. Differential Global Positioning System) oraz INS (ang. Inertial Navigation System) umożliwiło dokładne określenie pozycji samolotu w momencie rejestracji. W następnej kolejności do projektu dodano zdjęcia, dla każdego z nich wprowadzono wielkość piksela matrycy kamery [μm] oraz utworzono piramidy obrazów. Tak przygotowane dane wejściowe poddano procesowi automatycznego pomiaru punktów wiążących, korzystając z narzędzia Point Measurement Tool dostępnego w module LPS Project Manager toolbar. W pierwszej kolejności zdefiniowano właściwości pomiaru punktów dostępne po kliknięciu na ikonę Automatic Tie Point Generation Properties, gdzie wybrano sposób rozmieszczenia punktów (Default distribution) oraz ich przewidywaną liczbę przypadajacą na zdjęcie (Intended Number of Points/ Image: 50). Po dokonaniu wyboru uruchomiono automatyczny proces pomiaru punktów (Run). Ryc. 4.3.2. Rozmieszczenie zatwierdzonych punktów wiążących po aerotriangulacji dla obszaru opracowania NW. Wynik sprawdzono w podsumowaniu (dla NW otrzymano 3038 punktów homologicznych, dla NE – 2734, a dla SE – 4996), po czym każdy z projektów został zapisany. Następnie przystąpiono do kolejnego etapu, jakim była automatyczna aerotriangulacja (Ryc. 4.3.2). W procesie aerotriangulacji wykorzystano zaawansowany algorytm wykrywania błędów grubych (Advanced robust checking), co pozwoliło na automatyczne wykluczenie błędnych pomiarów z dalszych obliczeń. Dokładność aerotriagulacji sprawdzono w wygenerowanym dla niej raporcie, który umożliwił dodatkową weryfikację pomierzonych punktów homologicznych i ich manualną edycję albo dezaktywację przy ponownym uruchomieniu procesu. Dokonując korekty operatorskiej, usunięto te punkty, które zostały błędnie umieszczone w obszarach zacienionych lub w partiach terenu pozbawionych wyraźnych szczegółów. Średnia kwadratowa błędów aerotriangulacji (Total Image Unit-Weight RMSE) wyniosła w przypadku wszystkich trzech projektów nieco poniżej 1 μm, co równa się uzyskanej subpikselowej dokładności dopasowania. Po przeprowadzeniu automatycznej aerotriangulacji dokonano ekstrakcji danych wyskościowych. W LPS umożliwia to moduł eATE (Enhanced Terrain Extraction), który bazuje na algorytmie autokorelacji obrazów stereoskopowych. Jej wynik przechowano w postaci chmury punktów zapisanej w formacie *.las. Format ten jest standardem wprowadzonym przez ASPRS (American Society of Photogrammetry & Remote Sensing), umożliwiającym zapis danych ze skaningu laserowego. Aby zminimalizować błędy tworzonego cyfrowego modelu wysokościowego, generowaną chmurę punktów poddano filtracji, wskazując na każdym zdjęciu obszary zbiorników wodnych, dla których ustawiono odpowiednią strategię (High smoothing). Pozwoliło to, przynajmniej częściowo, wyeliminować błędy będące efektem np. falowania wody w trakcie rejestracji obrazów stereoskopowych i uniknąć zniekształceń ortoobrazów w rejonie wybrzeży. W ostatnim kroku przeprowadzono interpolację punktów z pliku *.las do formatu rastrowego, wykorzystując do tego celu narzędzie Terrain Preparation Tool dostępne w module Terrain programu Erdas Imagine 2011. Rozdzielczość generowanego tą metodą cyfrowego modelu wysokościowego (DEM) ustawiono na 1 m (Ryc. 4.3.3a i 4.3.4a). Otrzymany model był pomocny między innymi do precyzyjnej delineacji i wizualizacji form terenu, o czym dokładniej napisano w kolejnych rozdziałach niniejszej pracy. Do analizy zmian wysokości lodowców wykorzystano natomiast jego wersję poddaną resamplingowi do rozdzielczości 20 m, dokonanemu w programie ArcGIS 10.0 (Data management tools/ Raster/ Raster procesing/ resample/ bilinear) (Ryc. 4.3.3b i 4.3.4b). Ryc. 4.3.3 Widok cieniowany (hillshade) fragmentu cyfrowego modelu terenu o rozdzielczości 1 m (a) i 20 m (b) – przedpole Randbreen (obszar opracowania SE). 4.3.4. Szczeliny lodowca Vasil’evbreen w rozdzielczości 1 m (a) i 20 m (b) (obszar opracowania SE) Oczywiście, cyfrowy model wysokości wygenerowany w sposób automatyczny prawie zawsze wymaga dalszej edycji. Mając do dyspozycji pliki w formacie *.las taką edycję można przeprowadzić na chmurze punktów przy wykorzystaniu dostępnych na rynku narzędzi opracowywania danych ze skaningu laserowego. Ze względu na to, iż takie oprogramowanie nie było dostępne dla autorki niniejszej rozprawy, a także ograniczoną wydajność komputera przy próbach operowania tak dużymi zbiorami danych, jakie stanowiły poszczególne pliki w formacie *.las (plik dla jednej stereopary zajmował odpowiednio od 500 MB do 1 GB), podjęto się jedynie niewielkiej korekty gotowych danych rastrowych, dla których procedura przetwarzania i archiwizacji w programie ArcGIS 10.1 była bardziej optymalna. Ocenę jakości wygenerowanego modelu rozpoczęto od wizualnej analizy jego widoku cieniowanego (hillshade), który pozwolił zlokalizować obszary, gdzie wystąpiły największe błędy. Do najbardziej newralgicznych należały tereny położone w cieniu wysokich pasm górskich – na zdjęciach bardzo ciemne tonalnie (Ryc. 4.3.5a, b, c). Chmurę punktów dla tych obszarów cechowało niewielkie zagęszczenie, a także duże błędy w przypisanej im wysokości (Ryc. 4.3.5b). O obecności błędów świadczyły przede wszystkim ostre krawędzie i strome załamania powierzchni terenu (Ryc. 4.3.5c). Trudne w opracowaniu fotogrametrycznym okazały się również obszary pozbawione wyraźnych szczegółów, do których należały na przykład górne partie lodowców pokryte śniegiem, jednak tu błędy były znacznie mniejsze i wynikały raczej z niewielkiego zagęszczenia wygenerowanych punktów niż z błędnie przypisanej im wysokości. Obszary o najwiekszych zaobserwowanych artefaktach zdigitalizowano, a na mapach różnic wysokości przedstawionych w kolejnym rozdziale oznaczono je sygnaturą szrafu z adnotacją możliwe błędy w danych z roku 2010. Ryc. 4.3.5. Fragment obszaru opracowania NE: cienie widoczne na zdjęciach lotniczych (a), wygenerowana chmura punktów (b) i widok cieniowany cyfrowego modelu wysokościowego w rozdzielczości 1 m (c). W kolejnym kroku sprawdzono dokładność wysokościową wygenerowanych modeli porównując je do danych referencyjnych z 1990 roku. Zastosowano przy tym podobne kryteria doboru obszarów kontrolnych, jak w przypadku modelu z roku 1961. Były to tereny niezlodowacone powierzchniowo o nachyleniu mniejszym niż 20°, cechujące się pewną stabilnością, a mianowicie niepodścielone przez martwy lód i niepodlegające akumulacyjnej lub erozyjnej działalności strumieni proglacjalnych w strefach marginalnych i na przedpolach lodowców. Kontrolę dokładności wykonano osobno dla każdego z trzech obszarów opracowania. Analizę rozpoczęto od obszaru opracowania NW. Wyselekcjonowany fragment cyfrowego modelu wysokościowego dla zachodniego Sørkapp Landu obejmował 40,5 km², tj. 17,6% całkowitej powierzchni lądowej (230,5 km²), którą model NW obejmował i 31% powierzchni niezlodowaconej. Powierzchnia pokryta przez lodowce wynosiła tu 100,2 km², tj. 43,5% lądu, a stromych i urwistych stoków 62,5 km², tj. 25% lądu. Średnia różnica wysokości między porównywanymi modelami wynosiła -1,57 m z odchyleniem standardowym 1,87 m. Otrzymaną wartość średniej różnicy między modelami odjęto od modelu NW z 2010 roku. Efekt porównania obydwu modeli po korekcie przedstawia Ryc. 4.3.6. Ryc. 4.3.6. Różnice wysokości na terenach niezlodowaconych między końcowycm cyfrowym modelem wysokości NW reprezentującym rok 2010, wygenerowanym na podstwie zdjęć lotniczych, a cyfrowym modelem wysokości dla roku 1990 wygenerowanym przez NPI (2014). Kolejnym modelem poddanym weryfikacji był obszar opracowania SE. Obejmował on terenu na południu oarz znaczną cześć zlodowaconego wybrzeża wschodniego. Tereny stabilne o nachyleniu mniejszym niż 20° zajmowały tu niecale 54 km², co w skali całego obszaru SE, którego powierzchnia wynosiła 342 km², stanowiło jedynie 15%. Lodowce obszaru SE zajmowały powierzchnię 209,5 km², tj. 61%, natomiast stoki strome i urwiste 32 km², tj. 6,4%. Pozostałe tereny zajmowały strefy marginalne lodowców i stożki ekstramarginalne. Odejmując od siebie cyfrowe modele wysokościowe – SE i referencyjny z 1990 roku – otrzymano średnią różnicę 0,91 m, z odchyleniem standardowym 2,10. Następnie otrzymany model z 2010 roku obniżono o wartość średniej różnicy (Ryc. 4.3.7). Ryc. 4.3.7. Różnice wysokości na terenach niezlodowaconych między końcowycm cyfrowym modelem wysokości SE reprezentującym rok 2010, wygenerowanym na podstwie zdjęć lotniczych, a cyfrowym modelem wysokości dla roku 1990 wygenerowanym przez NPI (2014). Jako ostatni przeanalizowano obszar opracowania NE, który cechował najmniejszy udział terenów niezlodowaconych powierzchniowo. Dla tego terenu dane referencyjne z 1990 roku były niepełne, pokrywały one jednak ponad połowę niezlodowaconej powierzchni obszaru północno-wschodniego, a także fragmenty lodowców Tromsøbreen i Vasil’evbreen (Ryc. 4.3.8). Ryc. 4.3.8. Różnice wysokości na terenach niezlodowaconych między końcowycm cyfrowym modelem wysokości NE reprezentującym rok 2010, wygenerowanym na podstwie zdjęć lotniczych, a cyfrowym modelem wysokości dla roku 1990 wygenerowanym przez NPI (2014). Cały obszar opracowania NE zajmował powierzchnię 157,4 km², zaś powierzchnia modelu objęta analizą porównawczą z danymi referenyjnymi dla 1990 roku wynosiła 63,6 km², z czego 5,6 km², tj. 9%, stanowiły tereny stabilne o nachyleniu mniejszym niż 20°. Była to niewielka powierzchnia testowa, jednak ze względu na brak innego zestawu danych referencyjnych czy też pomiarów terenowych umożliwiających zweryfikowanie dokładności uzyskanego wyniku należało się nią zadowolić, przyjmując jednocześnie, iż obszar opracowania NE cechowała najmniejsza dokładność. Średnia różnica wysokości między porównywanymi modelami wynosiła w obszarach testowych -0,98 m z odchyleniem standardowym 4,11 m. 4.3.4. Ortoobrazy – rok 2010 Wygenerowane cyfrowe modele wysokościowe posłużyły do wykonania ortorektyfikacji zdjęć lotniczych. Została ona przeprowadzona osobno dla każdego bloku danych opracowywanych obszarów NW, SE i NE. W tym celu skorzystano z narzędzia Ortho Resampling dostępnym w module LPS Orthorectification programu Erdas Imagine 2011. Po otworzeniu okna dialogowego wybrano parametry ortorektyfikowanych obrazów: źródłowy cyfrowy model wysokości (DTM Source) – NW, SE lub NE w zależności od opracowywanego obszaru, jednostkę wysokości (Vertical Units) – metr – oraz rozdzielczość obrazu końcowego (Output Cell Sizes) – 0,5 m. Następnie do projektu dodano zdjęcia (Add Multiple) z bloku danych NW, SE lub NE. Po ortorektyfikacji poszczególnych zdjęć ostatnim krokiem było utworzenie z nich mozaiki, którą wykonano w tym samym module programu. W procesie mozaikowania wykorzystano dostępne metody spektralnego dostosowywania obrazów uzyskując w efekcie jednolity produkt kartometryczny. Przykład mozaiki uzyskanej dla jednego z obszarów (NE) przedstawia Ryc. 4.3.9. Wykonane ortoobrazy cechowało szerokie pokrycie przestrzenne. Obejmowały one ponad 80% powierzchni lodowców kończących się na lądzie i niemal wszystkie ich strefy marginalne, a zatem większość obszarów kluczowych z puntu widzenia celów badawczych nakreślonych w niniejszej pracy. Do pełnego obrazu recesji zlodowacenia na obszarze całego Sørkapp Landu brakowało jednak w dalszym ciągu danych dla pasa środkowego półwyspu ciągnącego się od czoła lodowca Olsokbreen aż na północ do wybrzeży fiordu Hornsund. Aby wypełnić tę lukę w danych, zdecydowano o wykorzystaniu podglądów zdjęć lotniczych z tego samego nalotu, co zdjęcia zakupione dla potrzeb niniejszej pracy. Były one dostępne na stronie toposvalbard.npolar.no administrowanej przez Norweski Instytut Polarny. Na stronie nie umieszczono wszystkich zdjęć z przeprowadzonego nalotu, ale co drugie z nich z każdego wykonanego szeregu, wybierając je w ten sposób, aby zapewnić pokrycie całego półwyspu. Ryc. 4.3.9. Mozaika wykonana ze zdjęć lotniczych dla północno-wschodniego Sørkapp Landu. Wielkość piksela 0,5 m. Pobrane 133 podglądy zdjęć lotniczych stanowiły produkt resamplingu (do rozdzielczości 2 m), jakiemu poddano zdjęcia w pełnej rozdzielczości (około 0,5 m). Ze względu na brak stereopar nie mogły być one przetworzone do wygenerowania cyfrowego modelu wysokościowego, dlatego podjęto decyzję o utworzeniu z nich jedynie mozaiki, korzystając przy tym z ich niewielkiego pokrycia wzajemnego, które umożliwiało połączenie zdjęć w spójny geometrycznie blok (Różycki 2014). Aby poddać zdjęcia obróbce w programie LPS w pierwszej kolejności ujednolicono ich wielkość przycinając je do rozmiaru 3462 x 2262 pikseli. Dzięki temu po wczytaniu zdjęć do bloku możliwe były ich korelacja i pomiar punktów wiążących. Oprócz podstawowych danych (układ współrzędnych, średnia wysokość lotu, dane kamery), do projektu wprowadzono parametry orientacji zdjęć (ID, nazwa, x, y, z, ϕ, ω, κ), analogicznie jak to wykonano dla zdjęć w pełnej rozdzielczości. Dla wielu dodanych zdjęć parametry te były znane, gdyż otrzymano je z Norweskiego Instytutu Polarnego wraz ze zdjęciami w pełnej rozdzielczości. Dla pozostałych zostały one ustalone w przybliżeniu: x i y – na podstawie znanej odległości między szeregami (około 5,1-5,3 km) i odległości, jaką pokonywał samolot pomiędzy wykonaniem poszczególnych zdjęć stereopary (2,02 km), a z – na podstawie średniej wysokości lotu (7355 m). Kątom ϕ i ω w przypadku niewiadomej nadawano wartość 0, a kątowi κ, wyznaczającemu kierunek lotu, nadawano wartość -3,5° (dla szeregu wykonywanego z południa na północ) lub 176° (dla kierunku odwrotnego). Wartościom parametrów wprowadzonych jako przybliżone nadano w projekcie status ,,wstępneˮ (ang. Initial), dzieki czemu w trakcie aerotriangulacji były one dostosowywane do parametrów pozostałych zdjęć w bloku. Dane wejściowe poddano procesowi automatycznego pomiaru punktów homologicznych i aerotriangulacji, które związały obrazy w spójny geometrycznie blok. Po uzyskaniu korelacji między obrazami i przeprowadzeniu pomiaru punktów wiążących, nie podejmowano się ich korekty, gdyż byłby to proces zbyt czasochłonny (na co wskazywała liczba kilku tysięcy wygenerowanych punktów w 9 szeregach) mając jednocześnie świadomość, iż niektóre błędnie zidentyfikowane punkty wiążące mogły obniżyć jakość wytworzonych wiązań pomiędzy obrazami bloku, degradując korekcję całego bloku (Różycki 2014). Aby jednak uzyskać całościowy obraz półwyspu wykorzystano te zdjęcia poprzestając na tym wyniku. Po wykonaniu pomiaru punktów wiążących i aerotiangulacji zdjęcia poddano ortorektyfikacji. Jej właściwe wykonanie zawsze wymaga wykorzystania poprawnego cyfrowego modelu wysokościowego, aktualnego dla roku wykonania zdjęć. Wskutek braku możliwości wykorzystania takiego modelu w niniejszym projekcie (modele z 2010 roku nie obejmowały całego półwyspu) skorzystano z modelu NPI aktualnego dla roku 1990. Otrzymaną w ten sposób mozaikę przedstawia Ryc. 4.3.10. Ryc. 4.3.10. Mozaika wykonana z podglądów zdjęć lotniczych z 2010 zapisanych ze strony toposvalbard.no. Wielkość piksela 2 m. Zastosowanie do ortorektyfikacji cyfrowego modelu wysokościowego przedstawiającego stan lodowców o objętości większej niż w 2010 roku, mogło spowodować zniekształcenia ortoobrazów, dlatego kolejnym etapem pracy była próba oszacowania wielkości błędów powstałych wskutek powyższej procedury. W tym celu najpierw dokonano porównań między mozaikami otrzymanymi w wyniku poprawnej ortorektyfikacji wysokorozdzielczych zdjęć lotniczych z przetworzonymi dla całego półwyspu podglądmi tychże zdjęć. Wizualnej ocenie poddano przede wszystkim czoła lodowców, gdzie znaczny ubytek lodu w latach 1990-2010 spowodował obniżenie wysokości powierzchni terenu. Dla więszości lodowców w całości zalegających na lądzie otrzymany wynik był zadowalający. Maksymalne różnice położenia pikseli, jakie pomierzono na obydwu mozaikach wynosiły 5-10 m. Takie różnice zaobserwowano również badając położenie szczelin na lodowcach. Rezultaty porównań obydwu zestawów danych dla lodowców kończących się na lądzie przedstawiono na poniższych rycinach (Ryc. 4.3.11, 4.3.12 i 4.3.13). Ryc. 4.3.11. Porównanie dokładności ortoobrazów o rozdzielczości 0,5 m dla obszaru Sørkapp Landu północno-wschodniego wykonanych na podstawie zdjęć lotniczych z sierpnia 2010 roku (a, d, g) z mozaiką dla całego półwyspu o rozdzielczości 2 m (b, e, h) oraz średniorozdzielczym (15 m) zobrazowaniem ASTER (c, f, i) wykonanym 14 sierpnia 2007 roku. Ryc. 4.3.12. Porównanie dokładności ortoobrazów o rozdzielczości 0,5 m dla obszaru Sørkapp Landu południowego wykonanych na podstawie zdjęć lotniczych z sierpnia 2010 roku (a, d, g, j) z mozaiką dla całego półwyspu o rozdzielczości 2 m (b, e, h, k) oraz średniorozdzielczym (15 m) zobrazowaniem ASTER (c, f, i, l) wykonanym 14 sierpnia 2007 roku. Ryc. 4.3.13. Porównanie dokładności ortoobrazów dla obszaru Sørkapp Landu zachodniego o rozdzielczości 0,5 m wykonanych na podstawie zdjęć lotniczych z sierpnia 2010 roku (a, d) z mozaiką dla całego półwyspu o rozdzielczości 2 m (b, e, h) oraz średniorozdzielczym (15 m) zobrazowaniem ASTER (c, f) wykonanym 14 sierpnia 2007 roku. Tak jak oczekiwano, znacznie większe zniekształcenia ortoobrazów wystąpiły w obrębie stref czołowych lodowców uchodzących do morza, które podlegały dużo większej utracie objętości lodu niż strefy czołowe lodowców kończących się na lądzie, choć należy przy tym dodać, iż problem ten nie dotyczył wszystkich badanych lodowców. Na przykład zmierzone na obydwu mozaikach różnice położenia linii czół lodowców podlegających względnie niewielkiej recesji, tj. Kvasseggbreen i Eggbreen, mieściły się w przedziale 5-10 m, podobnie jak w przypadku lodowców zalegających w całości na lądzie. Natomiast dla dużych i szerokich jęzorów lodowcowych różnice te mogły być kilkakrotnie wyższe i wynosić miejscami nawet do 25 m, co stwierdzono na przykład w obrębie strefy czołowej lodowca Olsokbreen i Vasil’evbreen. Pomimo tego, iż były to różnice dość znaczne, to jednak w większości przypadków nie przekraczały one wielkości zmierzonej średniej recesji rocznej lodowców, omówionej w kolejnym rozdziale niniejszej pracy. Rezultaty porównań obydwu zestawów danych dla lodowców uchodzących do morza i największe zaobserwowane różnice przedstawiono na poniższych rycinach (Ryc. 4.3.14, 4.3.15 i 4.3.16). Ryc. 4.3.14. Fragment czoła lodowca Samarinbreen na ortoobrazach o rozdzielczości 0,5 m (a) i 2 m (b) z przetworzenia zdjęć lotniczych wykonanych w sierpniu 2010 roku. Ryc. 4.3.15. Fragment czoła lodowca Vasil’evbreen na ortoobrazach o rozdzielczości 0,5 m (a) i 2 m (b) z przetworzenia zdjęć lotniczych wykonanych w sierpniu 2010 roku. Ryc. 4.3.16. Fragment czoła lodowca Olsokbreen na ortoobrazach o rozdzielczości 0,5 m (a) i 2 m (b) z przetworzenia zdjęć lotniczych wykonanych w sierpniu 2010 roku. Biorąc pod uwagę powyższe rezultaty porównań można ostrożnie założyć, iż mimo znieksztaceń zaobserwowanych w mozaice wykonanej z podglądów zdjęć lotniczych, które wynikały zarówno z niedokładności punktów wiążących wykorzystanych w aerotriangulacji, jak i nieaktualnego modelu wysokościowego użytego do ortorektyfikacji, otrzymany materiał podkładowy, dzięki swojej wysokiej rozdzielczości był w dalszym ciągu w wielu miejscach dokładniejszy lub co najmniej nie mniej dokładny niż średniorozdzielcze sceny pozyskiwane z pułapu satelitarnego. 4.3.5. Warstwy wektorowe – rok 2010 Uzyskane cyfrowe modele wysokościowe i ortoobrazy stanowiły podkład dla tworzenia i aktualizacji istniejacych warstw wektorowych i rastrowych (m.in. warstwic, granic lodowców i form terenu, profilów lodowców). W dalszych podrozdziałach przedstawiono proces wyznaczania granic lodowców, form terenu i warstw hydrologicznych. 4.3.5.1. Warstwa lodowce i wyznaczanie basenów glacjalnych Przebieg granic lodowców w 2010 roku ustalono na podstawie zdjęć lotniczych o wysokiej rozdzielczości lub ich podglądów o nieco niższej rozdzielczości, których jakość omówiono w poprzednim podrozdziale. Ryc. 4.3.17 przedstawia zakres, w jakim wykorzystano oba zestawy danych. Aby móc obliczyć zmiany powierzchni dla poszczególnych lodowców, należało również wyznaczyć ich granice w obrębie pól akumulacyjnych, które lodowce te dzielą między sobą. W tym celu skorzystano z wygenerowanych cyfrowych modeli wysokości, które posłużyły do określenia granic basenów glacjalnych (funkcja BASIN). W przeprowadzonych badaniach opartych na modelowaniu kartograficznym wykorzystano algorytm polegający na zaawansowanej analizie akumulacji potencjalnej sieci erozyjnej, wyznaczanej przez kierunek spływu powierzchniowego (Kochman i Olszewski 2005). Procedura wyznaczania działu lodowego miała charakter sekwencyjny. Pierwszym krokiem było określenie lokalnych depresji (procedura SINK), a następnie ich usunięcie poprzez wypełnienie (procedura FILL). Lokalna depresja (zagłębienie bezodpływowe) jest komórką lub grupą przestrzennie połączonych komórek, dla których kierunek spływu nie może być zdefiniowany. Występowanie zagłębień bezodpływowych w DEM nie jest z reguły uzasadnione rzeczywistą rzeźbą terenu, lecz niedokładnością jej modelowania, związaną z interpolacją poszczególnych komórek struktury GRID lub zbyt małą rozdzielczością sporządzonego modelu. Komórkom, określonym jako zagłębienia bezodpływowe, przypisywana jest najniższa wartość spośród bezpośrednio przylegających pikseli. Kiedy zagłębienia są wypełniane, na granicy ich powierzchni mogą się utworzyć inne, które następnie są usuwane w kolejnym działaniu (powtarzanie procedury FILL aż do całkowitego wypełnienia zagłębień) (Kochman i Olszewski 2005). W kolejnym kroku wyznaczone zostały kierunki spływu dla poszczególnych pikseli siatki GRID (zastosowanie funkcji FLOWDIRECTION). Kierunek spływu został określony przez znalezienie najbardziej stromego spadku z każdej komórki. W tym celu wykorzystano równanie: Spadek = zmienna z / dystans * 100 W wykorzystanym modelu dystans jest obliczany pomiędzy środkami komórek. W ten sposób, jeżeli rozmiar komórki wynosi 1, dystans pomiędzy dwiema równoległymi komórkami wynosi również 1, a dystans pomiędzy komórkami znajdującymi się po przekątnej wynosi 1,414. Jeżeli spadek ze wszystkich komórek jest taki sam, sąsiedztwo jest powiększane, aż do znalezienia komórki o najbardziej stromym spadku. Wynikiem działania tej procedury było przypisanie każdemu pikselowi jednej z dziewięciu możliwych wartości (kierunki podstawowe: E, SE, S, SW, W, WN, N, NE, oraz 0 – obszary płaskie) (Kochman i Olszewski 2005). Na podstawie wyznaczonych kierunków modelowana została następnie akumulacja spływu powierzchniowego (funkcja BASIN). W tej procedurze siatka gridowa kierunku spływu została poddana analizie w celu znalezienia wszystkich grup połączonych jednostek, które należą do tego samego basenu glacjalnego. Baseny glacjalne zostały wyznaczone przez zlokalizowanie ujść, a następnie zsumowanie liczby pikseli, które zasilają sieć erozyjną leżącą powyżej każdego ujścia. Procedurze tej poddano zarówno cyfrowe modele wysokościowe dla roku 2010 jak i wcześniejsze. Zdarzało się, iż rezultaty znacznie różniły się od siebie w zależności od wykorzystanego modelu. Najcześciej odzwierciedlało to proces przesuwania się lododziału na skutek szarży (np. na północnym wschodzie półwyspu) bądź nierównomiernego obniżania wysokości powierzchni lodowców (np. w obrębie Sørkappfonna). Dla miejsc, gdzie wynik był rozbieżny przyjmowano granicę z roku 2010, a tam gdzie model ten nie pokrywał terenu - z roku 1990. Dzięki temu przy porównywaniu powierzchni lodowców w poszczególnych latach otrzymywano wielkość recesji frontalnej lodowca, bardziej istotnej z punktu widzenia celów nakreślonych w niniejszej pracy. Ryc. 4.3.17. Źródła danych o zasięgach lodowców na półwyspie Sørkapp Land w roku 2010. 4.3.5.2. Pozostałe warstwy informacyjne Po wykonaniu cyfrowych modeli wysokościowych i ustaleniu granic lodowców w poszczególnych latach, przystąpiono do wydzielenia granic form terenu i przebiegu cieków wodnych w strefach marginalnych i na przedpolach lodowców. W strefach marginalnych i na przedpolach lodowców formy terenu i osady podzielono uwzględniając ich genezą na trzy grupy: 1. Formy i osady glacjalne. Zaliczono do nich: - wały moren czołowych i bocznych (Ryc. 4.3.18) - moreny środkowe (Ryc. 4.3.19) - moreny pagórkowate (Ryc. 4.3.20) - równiny moreny dennej płaskiej, falistej lub bruzdkowanej (Ryc. 4.3.21) - formy szczelinowe (Ryc. 4.3.24). Ryc. 4.3.18. Wały moreny czołowych na przedpolu lodowca Mathiasbreen w południowej części półwyspu; granice formy na ortoobrazie (a) i z podkładem widoku cieniowanego cyfrowego modelu wysokościowego (b). Ryc. 4.3.19. Południowy fragment moreny środkowej lodowca Bungebreen na zachodzie Sørkapp Landu; granice formy na ortoobrazie (a) i z podkładem widoku cieniowanego cyfrowego modelu wysokościowego (b). Ryc. 4.3.20. Powierzchnie moreny pagórkowatej w strefie marginalnej lodowca Gåsbreen na zachodzie Sørkapp Landu; granice formy na ortoobrazie (a) i z podkładem widoku cieniowanego cyfrowego modelu wysokościowego (b). Ryc. 4.3.21. Równiny moreny bruzdkowanej (ang. fluted) w strefie marginalnej lodowca Belopolskij’breen na południu Sørkapp Landu; granice formy na ortoobrazie (a) i z podkładem widoku cieniowanego cyfrowego modelu wysokościowego (b). 2. Formy i osady fluwioglacjalne. W kategorii tej znalazły się : - sandry ekstramarginalne (Ryc. 4.3.22) - sandry intramarginalne i koryta rzek proglacjalnych (Ryc. 4.3.23) - ozy i kemy (4.3.23). Ryc. 4.3.22. Sandr ekstramarginalny na przedpolu lodowca Gåsbreen na zachodzie Sørkapp Landu; granice formy na ortoobrazie (a) i z podkładem widoku cieniowanego cyfrowego modelu wysokościowego (b). Ryc. 4.3.23. Sandry intramarginalne i koryta rzek proglacjalnych w strefie marginalnej lodowca Svartkuvbreen na południowym wschodzie Sørkapp Landu: granice na ortoobrazie (a) i z podkładem widoku cieniowanego cyfrowego modelu wysokościowego (b). Ryc. 4.3.24. Ozy i formy szczelinowe w strefach marginalnych lodowców: Mathiasbreen (a) i Keilhaubreen (b). 3. Formy i osady denudacyjne (stokowe) – stożki i osady proluwialne. Ryc. 4.3.25. Pokrywy proluwialne w obrębie silnie zdegradowanej dawnej moreny bocznej lodowca Keilhaubreen na południu Sørkapp Landu: granice formy na ortoobrazie (a) i z podkładem widoku cieniowanego cyfrowego modelu wysokościowego (b). 5. Przemiany krajobrazu półwyspu Sørkappland (Spitsbergen) pod wpływem recesji lodowców 5.1. Fluktuacje klimatu od zakończenia Małej Epoki Lodowej Klimat półwyspu Sørkapp Land, podobnie jak całego Spitsbergenu, odznacza się okresowymi zmianami wieloletnimi. Najbardziej kompleksowej informacji na ten temat dostarcza wieloletnia seria pomiarowa ze środkowego Spitsbergenu pochodząca z kilku stacji rozmieszczonych w pobliżu Isfjorden (Ryc. 5.1.1, Nordli 2010, Przybylak i in. 2010, Førland i in. 2011). Ryc. 5.1.1. Przebieg średnich rocznych temperatur w rejonie Spitsbergenu, w okresie od września 1911 do grudnia 2010 według Førlanda i in. (2011). Podobnej serii pomiarowej brakuje dla obszaru Sørkapp Landu. W położonej w odległości 0,5 km na południe od półwyspu stacji na wyspie Sørkappøya rozpoczęto wprawdzie obserwacje meteorologiczne już w roku 1909, jednak były one kontynuowane tylko do sezonu letniego 1915 roku. W roku 2010 Norweski Instytut Meteorologiczny wznowił zapis temperatury powietrza i prędkości wiatru na Sørkappøya, dzięki czemu możliwe jest dziś porównanie średnich wartości temperatury rocznej oraz sezonu letniego na początku poprzedniego i współczesnego wieku; jednak wieloletnia przerwa pomiarowa obejmująca niemal cały XX i pierwszą dekadę XXI wieku nie pozwala na uchwycenie trendów zmian i fluktuacji klimatycznych na stacji położonej najbliżej półwyspu. Podobnie prowadzone krótkoterminowe obserwacje meteorologiczne w trakcie nielicznych letnich wypraw naukowych na półwysep (głównie w latach 70. i 80. XX w.), nie dostarczają odpowiedzi na pytanie o trendy zmian klimatu Sørkapp Landu. Są one wprawdzie zgodne z obserwacjami z innych stacji pomiarowych Spitsbergenu (w szczególności na oddalonej o 10 km na północ polskiej stacji nad zatoką Isbjørnhamna), jednak brak ciągłości pomiarów, a także fakt, że były prowadzone jedynie w okresach spitsbergeńskich ociepleń ogranicza możliwości ich wykorzystania do uchwycenia pełnej charakterystyki fluktuacji klimatycznych. Najdłuższa seria pomiarowa ze środkowego Spitsbergenu wykazuje okresy ociepleń i ochłodzeń (Ryc. 5.1.1). Ostatni okres oziębienia, zwany Małą Epoką Lodową, zakończył się na Spitsbergenie w latach 90. XIX w., gdy średnie roczne wartości temperatury oscylowały wokół -9°C (Brázdil 1988). Na początku wieku XX rozpoczęło się trwające do dziś stopniowe ocieplenie, przerwane jedynie przez kilka okresów krótkotrwałych drugorzędnych ochłodzeń. Analiza średnich wartości temperatury powietrza ze środkowego Spitsbergenu (zarówno rocznych, jak i sezonowych) wykazuje, że najniższe wartości występują z reguły na początku serii pomiarowej (Ryc. 5.1.1). Wyjątek stanowią wartości odnotowane pod koniec chłodnych lat 60. XX w. (głównie za sprawą najniższych średnich temperatur pory jesiennej), (Nordli 2010). Natomiast najwyższe średnie temperatury roczne odnotowano w pierwszej dekadzie XXI w. Wysokie temperatury roczne wystąpiły również w latach 30. XX w., jednak były one niższe niż współczesne maksima (Nordli 2010, Førland i in. 2011). Przy porównaniu średnich temperatur z dziesięcioleci wyraźnie zauważalne chłodniejsze okresy to przede wszystkim drugie dziesięciolecie oraz lata 60. XX w. (Ryc. 5.1.1). Obie dekady cechowała wyjątkowo niska temperatura każdej z pór roku. Nieco zimniejsze pory wiosenna i letnia wystąpiły również w niektórych latach pierwszej połowy lat 80. XX w. Za wyjątkowo ciepłe we wszystkich porach roku należy natomiast uznać lata 30. i 50. XX w. (Nordli 2010). Analiza przebiegu rocznego temperatur w rejonie Isfjorden prowadzi do wniosku, że ocieplenie XX w. przejawiało się głównie we wzroście średnich temperatur pory wiosennej (Tab. 5.1.1, Tab. 5.1.2). Tendencję wzrostową odnotowano także dla miesięcy zimowych, mimo iż bardzo duże zróżnicowanie temperatur charakterystyczne dla tej pory roku znacznie utrudnia uchwycenie trendów zmian (Førland i in. 2011, Nordli i in. 2014). Przebieg średniej rocznej temperatury powietrza od początku XX w. w rejonie Isfjorden odzwierciedla jej wzrost o około 2,5°C w ciągu ostatniego stulecia. Wartość ta jest niemal trzykrotnie wyższa niż szacowane dla tego samego okresu ocieplenie kuli ziemskiej (Førland i in. 2011). Tab. 5.1.1. Trend liniowy wzrostu temperatur na podstawie danych ze stacji meteorologicznej na lotnisku dla okresu od września 1898 do grudnia 2012 (dla sezonu letniego w okresie od 1912-2012) według Nordli i in. (2014). Okres Roczny Zima Wiosna Lato Jesień [°C/100 lat] [°C/100 lat] [°C/100 lat] [°C/100 lat] [°C/100 lat] 1898-2012 2,6 2,9 3,9 1,1 2,4 Tab. 5.1.2. Trend liniowy zmian temperatur w różnych przedziałach czasowych dla stacji meteorologicznej na lotnisku Svalbard Lufthavn według Førland i in. (2011). Okres Roczny Zima Wiosna Lato Jesień [°C/10 lat] [°C/10 lat] [°C/10 lat] [°C/10 lat] [°C/10 lat] 1920-1942 0,34 1,23 0,09 −0,28 0,47 1943-1965 -0,35 -1,76 −0,22 −0,00 0,58 1966-1988 0,52 0,72 0,96 0,27 0,48 1989-2011 1,25 2,88 0,6 0,76 1,14 1975-2011 1,04 1,66 0,98 0,55 0,86 1912-2011 0,25 0,25 0,46 0,11 0,19 Tab. 5.1.3. Średnie temperatury (°C) dla okresu 1971-2000 w stacjach Spitsbergenu według Isaksena i in. (2016). Stacja Roczna Zima Wiosna Lato Jesień Hornsund -4,7 -11,2 -7,7 3,3 -3,2 Svlbard Airport -5,9 -13,9 -9,6 4,5 -4,7 Ny-Ålesund -5,7 -12,9 -8,8 3,7 -4,7 Tab. 5.1.4. Różnica temperatury (°C) dla okresu 2001-2015 w stosunku do średniej z lat 1971-2000 według Isaksena i in. (2016). Stacja Roczna Zima Wiosna Lato Jesień Hornsund 1,9 4,0 1,4 0,7 1,7 Svlbard Airport 2,5 4,6 2,1 1,4 1,9 Ny-Ålesund 1,8 3,8 1,4 0,8 1,2 Najgwałtowniejszy wzrost temperatury na Spitsbergenie nastąpił w drugiej połowie lat 90. XX w. (Łupikasza i in. 2014, Isaksen i in. 2016, Osuch i Wawrzyniak 2017). Potwierdzają to dane zarówno z rejonu Isfjorden, jak i prowadzone od 1978 roku obserwacje meteorologiczne w stacji nad zatoką Isbjørnhamna (Hornsund) położonej bliżej półwyspu Sørkapp Land (Tab. 5.1.3 i 5.1.4). Przy analizie średnich wartości temperatur miesięcznych w poszczególnych stacjach Spitsbergenu (Ny-Ålesund – Svalbard Airport – Hornsund) zauważalne jest istnienie lokalnych gradientów temperatur z północy na południe (Ryc. 5.1.2 i 5.1.3). Ryc. 5.1.2. Średnia temperatura miesiąca na stacjach meteorologicznych Spitsbergenu w okresie od 1971-2000 według Isaksena i in. (2016). Ryc. 5.1.3. Anomalia średniej temperatury miesiąca w okresie 2001-2015 w stosunku do średniej z lat 1971-2000 według Isaksena i in. (2016). Północny i środkowy Spitsbergen jest najchłodniejszy zimą, wiosną i jesienią. Latem natomiast najniższe temperatury występują na południu w stacji Hornsund. Jest to związane z lokalnym układem prądów morskich omywających brzegi półwyspu Sørkapp Land, które niosą wody chłodniejsze (Isaksen i in. 2016). Według Isaksena i in. (2016) w ostatnim 15-leciu, w Hornsundzie nastąpił wzrost średniej rocznej temperatury powietrza o 1,9°C w porównaniu do średniej z lat 1971-2000. W przebiegu rocznym, najsilniejszy wzrost temperatury stwierdzono w miesiącach zimowych, od grudnia do lutego. Temperatura pory zimowej w Hornsundzie (i tym samym również na półwyspie Sørkapp Land) wzrosła aż o 4°C w porównaniu do średniej z lat 1978-2000. Istotne tendencje wzrostowe wykazały także średnie temperatury notowane dla miesięcy pory wiosennej – maja i kwietnia (Łupikasza i in. 2014, Isaksen i in. 2016, Osuch i Wawrzyniak 2017). Podobne zmiany zaobserwowano w pozostałych obszarach Spitsbergenu (Tab. 5.1.4, Ryc. 5.1.2 i 5.1.3). Wahania temperatury na Spitsbergenie zachodziły w cyklu zmian globalnych (Ziaja 1999). Przykładowo wczesne XX-wieczne ocieplenie, wyjątkowo wyraźne na Spitsbergenie, korespondowało ze wzrostowymi trendami temperatury w całej Arktyce (Przybylak 2000, Førland i Hanssen-Bauer 2003, Polyakov i in. 2003, Przybylak i in. 2010). Odnotowano je również w stacjach meteorologicznych Norwegii (Hanssen-Bauer i Nordli 1998, Hanssen-Bauer i Førland 2000), Islandii, Wysp Owczych i północnej Finlandii (Førland i in. 2002). Podczas gdy wzrost temperatury na Spitsbergenie poprzedzający lata 30. XX w. nie jest w pełni zrozumiany, ocieplenie drugiej połowy XX w. jest często przypisywane zmianom cyrkulacji atmosferycznej i nasileniu działalności cyklonalnej (Niedźwiedź 1993, Rigor i in. 2000, Polyakov i in. 2003). Hanssen-Bauer i Førland (1998) sugerują niemniej, iż wzrost temperatury w tym okresie nie mógł być wynikiem wyłącznie czynników cyrkulacyjnych i wskazują, iż zmiana (zmniejszenie) zasięgu lodu morskiego mogła przyczynić się do ocieplenia klimatu Spitsbergenu. Wyniki najnowszych badań potwierdzają, iż w ostatnim dwudziestoleciu wzrosło znaczenie zmian zasięgu lodu morskiego dla wahań temperatury powietrza w niektórych obszarach Spitsbergenu (Isaksen i in. 2016), w tym na stacji nad zatoką Isbjørnhamna, co dobrze ilustruje Ryc. 5.1.4 (Osuch i Wawrzyniak 2017). Coraz dłuższe w skali roku okresy wolne od lodu morskiego oraz jego całkowity zanik pod koniec lata w rejonie fiordu Hornsund, prowadzą do lokalnej dodatniej anomalii temperatury jesienią i wczesną zimą. Ma to szczególne znaczenie zimą, gdy różnice temperatur między lodem morskim, otwartymi wodami i lądem są największe (Osuch i Wawrzyniak 2017). Ryc. 5.1.4. Zależność pomiędzy powierzchnią lodu morskiego i średnimi dobowymi temperaturami w stacji Hornsund (obie zmienne przefiltrowane za pomocą metody MASH) według Osuch i Wawrzyniaka 2017. Biorąc pod uwagę zasięg tego zjawiska w skali regionalnej, Førland i in. (2011) sugerują, iż zanik pokrywy lodu morskiego jest w dużej mierze odpowiedzialny za dramatyczny wzrost temperatury powietrza w ostatnich latach. Wpływa on nie tylko na budżet cieplny atmosfery, ale prowadzi także do modyfikacji cyrkulacji powietrza w szerszej skali oraz wytworzenia modelu określanego mianem „Ciepła Arktyka – zimne Kontynenty”. Najnowsze wyniki badań (Isaksen i in. 2016) wskazują, iż ocieplenie ostatnich lat jest związane w dużej mierze ze zmianą cech mas powietrza napływających na obszar Spitsbergenu z sektora wschodniego i północnego. Silny związek między koncentracją lodu morskiego a temperaturą mas powietrza napływających z tych dwóch kierunków prowadzi do wniosku, iż wymiana ciepła między coraz większymi powierzchniami otwartych wód Morza Barentsa i akwenów na północ od Spitsbergenu odgrywa istotną rolę we współczesnym ociepleniu tego obszaru. Poza czynnikami regionalnymi, ogólne ocieplenie obserwowane dla wszystkich typów cyrkulacji nad Spitsbergenem sugeruje istnienie dodatkowych ponadregionalnych i wielkoskalowych mechanizmów biorących udział w aktualnym wzroście temperatury Spitsbergenu, takich jak na przykład naturalna zmienność klimatu (Johannessen i in. 2016), wpływ czynników antropogenicznych (Arrhenius 1897, Bindoff i in. 2013, Fyfe i in. 2013, Navarro i in. 2016) czy wyższe temperatury powierzchni morza (Marsz i in. 2013). Podwyższaniu temperatury na Spitsbergenie od początku XX w. towarzyszył wzrost sumy opadów. Dane w zakresie zmian intensywności opadów (zwłaszcza z początku XX w.) mają jednak ograniczoną wiarygodność ze względu na to, iż trudne warunki klimatyczne w Arktyce komplikują wykonanie rzetelnych pomiarów, które mogą być zakłócone przez silne wiatry albo niedoszacowane wskutek niedoskonałości metod i instrumentów pomiarowych. W przeciwieństwie do serii pomiarowych temperatury powietrza, indywidualne rozkłady rocznych sum opadów atmosferycznych w poszczególnych stacjach rejonu Svalbardu są bardzo zróżnicowane (Ryc. 5.1.5). Odzwierciedla to duże zróżnicowanie warunków lokalnych, które mają silny wpływ na wysokość opadów. Należy jednak zauważyć, iż pomimo dość wyraźnych indywidualnych różnic w przebiegu zmian rocznych sum opadów między stacjami, wszystkie serie łączy ten sam dodatni trend zmian. Ryc. 5.1.5. Rozkład rocznych sum opadów w stacjach meteorologicznych w regionie Svalbardu według Førlanda i in. (2011). Podobnie jak w pozostałych rejonach Spitsbergenu, w stacji Hornsund bardziej reprezentatywnej dla półwyspu Sørkapp Land, od lat 80. XX w. obserwuje się tendencję wzrostową w zakresie notowanych rocznych sum opadów (Łupikasza 2009, Osuch i Wawrzyniak 2017). W przebiegu rocznym suma opadów wzrastała przede wszystkim dzięki większemu udziałowi opadów ekstremalnych w sezonie letnim (od drugiej połowy sierpnia) i jesiennym (do połowy listopada) (Ryc. 5.1.6). W przeciwieństwie do tego, w porze wiosennej tendencje sum opadów były spadkowe (Łupikasza 2009, Osuch i Wawrzyniak 2017). Ryc. 5.1.6. Porównanie trendów zmian średnich dobowych sum opadów w stacjach Hornsund, Longyearbyen i Ny-Ålesund w okresie 1979-2014 według Osuch i Wawrzyniaka (2017). Reasumując, klimat półwyspu Sørkapp Land zmieniał się w rytmie zmian klimatu całego globu, a zwłaszcza półkuli północnej i Spitsbergenu. W ciągu ostatnich kilku dekad ewoluował w kierunku ocieplenia, „oceanizacji” w rocznym przebiegu temperatury powietrza, wzrostu zachmurzenia i rocznych sum opadów z większym udziałem ekstremalnych opadów przełomu lata i jesieni oraz skrócenia czasu zalegania pokrywy śnieżnej (Ziaja 2011c, Styszyńska i Marsz 2007). 5.2. Recesja lodowców półwyspu w latach 1961-1990-2010 W niniejszym rozdziale omówiono wielkość i prawidłowości recesji lodowców półwyspu Sørkapp Land w ostatnim półwieczu. Miarą do jej zbadania było obliczenie zmian powierzchni lodowców, wielkości i tempa wycofywania się ich czół oraz, w przypadku gdy istniejące dane to umożliwiły, zmian ich miąższości. Wyniki przedstawiono przy wykorzystaniu metod kartograficznych, bo oprócz tabel i wykresów, zaprezentowano je w postaci sporządzonych map. Różnorodność typów i duża liczebność lodowców występujących na półwyspie Sørkapp Land utrudniają kompleksową analizę zjawiska ich recesji, ustalenie jej przyczyn lub przedstawienie jej przebiegu w czytelny sposób. Z tego względu zanim przystąpiono do obliczeń zmian geometrii lodowców, dokonano ich klasyfikacji. Dla potrzeb niniejszego opracowania, w pierwszej kolejności uwzględniono podział lodowców na dwie podstawowe grupy: 1. Lodowce kończące się na lądzie. 2. Lodowce uchodzące do morza. Rozróżnienie to ma szczególne znaczenie, gdy rozpatrujemy fluktuacje lodowców, ponieważ fakt, czy lodowiec ma kontakt z morzem czy też położony jest w całości na lądzie, ma decydujący wpływ na sposób, w jaki zachodzi jego ablacja. Lodowiec w całości zalegający na lądzie reaguje przede wszystkim na zmiany klimatyczne, dlatego podlega głównie ablacji fizycznej (czyli topnieniu i sublimacji lodu i śniegu, odpływowi i parowaniu wód roztopowych, topnieniu wewnętrznemu), która prowadzi do obniżenia jego powierzchni (Jania 1997). Ablacja mechaniczna odgrywa tu podrzędną rolę sprowadzając się tylko do ubytków śniegu wywiewanego przez wiatr. Z kolei dla lodowca, który uchodzi do morza, największe znaczenie ma jego ablacja mechaniczna przez cielenie (przy równoczesnym działaniu ablacji fizycznej). Mechanizm cielenia podlega kontroli wielu czynników, wśród których ważną rolę odgrywają głębokość wody oraz geometria dna przed czołem lodowca, jego prędkość i dynamika, a także sezon ablacyjny i pływy (van der Veen 1996, Błaszczyk 2008). Proces ten nie jest zatem ściśle uzależniony od zmian klimatycznych. Po dokonaniu wstępnej klasyfikacji na dwa typy lodowców, zostały one w dalszej kolejności omówione z podziałem na miejsca, w których występują, albo w przypadku lodowców cielących się – z podziałem na akweny, do których uchodzą. Na tej podstawie wyodrębniono 7 grup lodowców (Ryc. 5.2.1). Jęzory większych z nich, położonych w całości na lądzie, spoczywają na peryferiach zachodniego, południowego oraz północno-wschodniego Sørkapp Landu. Między tymi obszarami występują rozległe baseny glacjalne lodowców uchodzących do morza: Samarinbreen i Olsokbreen na zachodzie oraz Sykorabreen i Vasil’evbreen na wschodzie. Ich zasięgi wyznaczają naturalne granice między regionami. Na północy lodowców zalegających w całości na lądzie jest niewiele, mają one również mniejsze rozmiary. Dla tego obszaru dużo bardziej charakterystyczne są lodowce opadające klifem do wód fiordu Hornsund. Ryc. 5.2.1. Podział na grupy lodowców półwyspu Sørkapp Land z uwzględnieniem ich typu oraz miejsca występowania. Zastosowanie powyższych kryteriów podziału umożliwiło usystematyzowanie wiedzy na temat recesji lodowców Sørkapp Landu w poszczególnych regionach, a także pozwoliło na dokonanie porównań jej wielkości między regionami półwyspu, a następnie wyprowadzenie wniosków odnośnie jej prawidłowości. 5.2.1. Lodowce kończące się na lądzie 5.2.1.1. Region zachodniego Sørkapp Landu Region zachodniego Sørkapp Landu jest wysunięty między otwarte Morze Grenlandzkie i fiord Hornsund. W jego granicach znajduje się najwięcej, bo aż czternaście lodowców kończących się na lądzie, a także kilka lodowców gruzowych oraz liczne lodowczyki i płaty wieloletniego śniegu, stłoczone pomiędzy uchodzącymi do mórz lodowcami Körberbreen na północy i Olsokbreen na południu. Do największych lodowców tego regionu należą od północy (Ryc. 5.2.2): - Gåsbreen – otoczony przez najwyższe masywy górskie południowego Spitsbergenu. Od północnego wschodu jest zasilany przez lodowce dopływowe Bastionbreen i Garwoodbren, obydwa spoczywające na stokach masywu Hornsundtind. Jego strefa akumulacji dochodzi do wysokości ponad 800 m. n.p.m. rozciągając się częściowo na stokach masywu Mehesten, a jęzor spływa równoleżnikowo ze wschodu na zachód wciskając się pomiędzy masywy Silesiafjellet i Nordfallet na północy oraz Midifjellet na południu. Gåsbreen jest jednym z najdłuższych spośród lodowców zachodniego Sørkapp Landu, osiągając (łącznie z polem firnowym) ponad 7 km długości. - Bungebreen – lodowiec o największej powierzchni w regionie, wynoszącej w 2010 roku około 45 km² (Tab. 5.2.2). Rozciąga się południkowo pomiędzy wysokim masywem Hestskanka na północy a niziną nadmorską Tørfflya na południu, osiągając długość około 11 km. Część wschodnia lodowca jest oddzielona od zachodniej pasem moreny środkowej, która rozpoczyna się u stóp masywu Ždanovfjellet i biegnie aż do czoła lodowca. Jego obszar zasilania jest rozległy i nieograniczony wyraźnymi granicami górskimi. Od strony wschodniej, poprzez przełęcze, łączy się z dwoma wielkimi systemami glacjalnymi zlodowaconego interioru półwyspu: lodowcem Samarinbreen i płaskowyżem lodowym Mefonną, a od zachodniej ze znacznie mniejszym lodowcem Wiederbreen. - Vitkovskijbreen – drugi co do wielkości lodowiec regionu o powierzchni 19 km² i długości ponad 9 km. Od północy sąsiaduje z lodowcem Bungebreen i płaskowyżem lodowym Mefonna, od wschodu zaś z basenem glacjalnym Olsokbreen, spływa południkowo w kierunku niziny nadmorskiej Bjørnbeinflya. Ryc. 5.2.2. Zmiany zasięgu lodowców zachodniego Sørkapp Landu. W otoczeniu tych trzech największych systemów glacjalnych zachodniego Sørkapp Landu znajdują się mniejsze lodowce dolinne i cyrkowe (Ryc. 5.2.2): - położone na północ od lodowca Gåsbreen lodowce Nigerbreen, Nordfallbreen i Silesiabreen, - usytuowane pomiędzy lodowcami Gåsbreen i Bungebreen niewielkie lodowce Goësbreen, Portbreen i Gråkallbreen, a także czwarty co do wielkości w regionie Mehestbreen, - zlokalizowane w dolinach między górskimi masywami Kvitguben, Arkfjellet, Sokolovfjellet i Plogen niewielkie lodowce Arkfjellbreen, Sokolovbreen i Plogbreen W analizowanym okresie badawczym większość lodowców zachodniego Sørkapp Landu była w fazie recesji, co miało swoje odzwierciedlenie w spadku ich ogólnej powierzchni o blisko 12%, z 95 km² do około 84 km². Średnie tempo recesji powierzchniowej lodowców regionu było w całym badanym okresie zbliżone i wynosiło 0,23-0,24 km², tj. około 0,2% obszaru zlodowaconego rocznie, nieznacznie tylko przyspieszając od początku lat 90. XX w. (Tab. 5.2.1). Tab. 5.2.1. Różnice powierzchni zlodowacenia powierzchniowego zachodniego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Typ Powierzchnia [km²] Różnice powierzchni [km²; %] Różnice powierzchni/ rok [km², %] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Lodowczyki i płaty wieloletniego śniegu 4,30 3,72 3,54 -0,58; -13,5 -0,17; -4,7 -0,76; --17,6 -0,02; -0,5 0,01; 0,2 -0,02; -0,4 Lodowce 95,30 88,70 83,98 -6,61; -6,9 -4,71; -5,3 -11,32 -11,9 -0,23; -0,2 -0,24; -0,3 -0,23; -0,2 Suma 99,60 92,41 87,53 -7,19; -7,2 -4,89; -5,3 -12,08; -12,1 -0,25; -0,25 -0,24; -0,26 -0,25; -0,25 W ostatnim pięćdziesięcioleciu nastąpiło także wytapianie wieloletnich płatów śniegu skutkujące spadkiem ich powierzchni o blisko 0,8 km², przy czym w okresie 1990-2010 powierzchnia płatów śniegu i lodowczyków kurczyła się wolniej niż w latach 1961-1990. Na wynik ten z pewnością wpłynęła wyjątkowo długo, bo aż do późnych miesięcy letnich, utrzymująca się pokrywa śniegu w roku 2010, co stwierdzono na podstawie zdjęć lotniczych. Tab. 5.2.2. Różnice powierzchni lodowców kończących się na lądzie na zachodnim Sørkapp Landzie w latach 1961-1990-2010 Lodowiec Powierzchnia [km²] Różnice powierzchni [km²; %] Różnice powierzchni/rok [km²; %] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Nigerbreen 0,29 0,26 0,25 -0,03; -9,5 -0,01; -3,5 -0,04; -12,7 -0,001; -0,3 -0,0005; -0,2 -0,0008; -0,3 Nordfallbreen 0,83 0,80 0,76 -0,03; -3,7 -0,04; -4,5 -0,07; -7,9 -0,001; -0,1 -0,002; -0,2 -0,001; -0,2 Silesiabreen 0,24 0,22 0,20 -0,02; -6,5 -0,02; -9,7 -0,04; -15,6 -0,001; -0,2 -0,001; -0,5 -0,001; -0,3 Gåsbreen 13,99 12,34 11,38 -1,65; -11,8 -0,96; -7,8 -2,61; -18,7 -0,057; -0,4 -0,048; -0,4 -0,053; -0,4 Goësbreen 1,19 0,94 0,58 -0,24; -20,5 -0,36; -38,0 -0,60; -50,8 -0,008; -0,7 -0,018; -1,9 -0,012; -1,0 Portbreen 0,56 0,51 0,34 -0,05; -9,6 -0,16; -32,1 -0,22; -38,6 -0,001; -0,3 -0,008; -1,6 -0,004; -0,8 Gråkallbreen 0,16 0,14 0,03 -0,01; -8,6 -0,11; -76,1 -0,12; -78,1 -0,0005; -0,3 -0,005; -3,8 -0,003; -1,6 Mehestbreen 3,09 3,04 3,01 -0,05; -1,6 -0,03; -1,0 -0,08; -2,6 -0,002; -0,06 -0,001; -0,05 -0,002; -0,05 Bungebreen 49,62 46,71 44,86 -2,91; -5,9 -1,86; -4,0 -4,76; -9,6 -0,100; -0,2 -0,093; -0,2 -0,097; -0,2 Wiederbreen 2,03 1,87 1,73 -0,16; -7,7 -0,14; -7,5 -0,30; -14,7 -0,005; -0,3 -0,007; -0,4 -0,006; -0,3 Arkfjellbreen 0,78 0,73 0,67 -0,05; -6,9 -0,06; -8,7 -0,12; -14,9 -0,002; -0,2 -0,003; -0,4 -0,002; -0,3 Sokolovbreen 0,96 0,92 0,85 -0,04; -4,4 -0,06; -7,1 -0,11; -11,1 -0,001; -0,2 -0,003; -0,4 -0,002; -0,2 Plogbreen 0,76 0,64 0,60 -0,12; -16,4 -0,04; -6,4 -0,17; -21,7 -0,004; -0,6 -0,002; -0,3 -0,003; -0,4 Vitkovskijbreen 20,81 19,57 18,71 -1,24; -6,0 -0,86; -4,4 -2,10; -10,1 -0,043; -0,2 -0,043; -0,2 -0,043; -0,2 Tempo recesji powierzchniowej poszczególnych lodowców zachodniego Sørkapp Landu było zróżnicowane. Największą procentowo utratę powierzchni w latach 1961-2010 zaobserwowano dla niewielkich, wysuniętych na zachód i nisko położonych lodowców dolinnych: Gråkallbreen, Goësbreen i Portbreen. Szczególnie intensywnej recesji lodowce te podlegały zwłaszcza po 1990 roku tracąc odpowiednio 76,1%, 38,0% i 32,1% swej powierzchni (Tab. 5.2.2). Procesowi temu towarzyszył znaczny spadek ich miąższości obserwowany w całym profilu podłużnym wynoszący w latach 1961-2010 od 20-40 m w strefach akumulacji do 40-60 m w ich częściach czołowych (Ryc. 5.2.3, 5.2.4). Ryc. 5.2.3. Zmiany wysokości (wzdłuż linii centralnej) wybranych lodowców zachodniego Sørkapp Landu na podstawie cyfrowych modeli wysokościowych dla lat 1961, 1990 i 2010 oraz – dla lodowca Vitkovskijbreen – profilu hipsometrycznego zmierzonego odbiornikiem GPS 26 lipca 2010 roku. W przypadku Gråkallbreen i Goësbreen spadek miąższości bardzo wyraźnie zaznaczył się przede wszystkim w partiach centralnych, gdzie doprowadził do częściowego zaniku pokrywy lodowcowej i rozczłonkowania jej na mniejsze płaty martwego lodu (Ryc. 5.2.4). a b Ryc. 5.2.4. Lodowiec Goësbreen w latach (a) 1984 (fot. W. Ziaja) i (b) 2008 (fot. J. Dudek). Zachowany dolny fragment jęzora lodowcowego utracił połączenie ze strefą akumulacyjną. Pod względem wielkości powierzchni i masy utraconego lodu najbardziej intensywnej recesji w badanym okresie uległy największe lodowce regionu: Gåsbreen, Bungebreen i Vitkovskijbreen. U tych lodowców najłatwiejsze do zaobserwowania i oceny są zmiany zachodzące w dolnych partiach ich jęzorów. Wyrażają się one przede wszystkim w zmianach zasięgu czoła oraz jego wysokości (Ryc. 5.2.2, 5.2.3, Tab. 5.2.3). Tab. 5.2.3. Różnice długości (wzdłuż linii centralnej) poszczególnych lodowców zachodniego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Lodowiec Długość jęzora [m] Zmiany długości jęzora [m] Różnice długości/rok [m/rok] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Nigerbreen 1082,4 1062,8 1022,0 -19,7 -40,8 -60,4 -0,7 -2,0 -1,2 Nordfallbreen 2630,5 2630,5 2592,9 0,0 -37,6 -37,6 0,0 -1,9 -0,8 Silesiabreen 1161,6 1161,6 1161,6 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 Gåsbreen 7705,4 7391,6 6674,1 -313,8 -717,5 -1031,3 -10,8 -35,9 -21,0 Goësbreen 2958,8 2727,0 2186,3 -231,8 -540,7 -772,5 -8,0 -27,0 -15,8 Portbreen 1877,3 1805,4 1174,6 -71,9 -630,8 -702,6 -2,5 -31,5 -14,3 Gråkallbreen 941,5 941,5 519,3 0,0 -422,2 -422,2 0,0 -21,1 -8,6 Mehestbreen 4534,5 4411,5 4400,3 -123,0 -11,2 -134,2 -4,2 -0,6 -2,7 Bungebreen 12284,6 11077,0 10733,9 -1207,6 -343,1 -1550,6 -41,6 -17,2 -31,6 Wiederbreen 3268,4 3124,0 2990,1 -144,4 -133,9 -278,3 -5,0 -6,7 -5,7 Arkfjellbreen 2033,2 1896,8 1862,3 -136,4 -34,5 -170,9 -4,7 -1,7 -3,5 Sokolovbreen 2849,1 2740,9 2582,2 -108,1 -158,8 -266,9 -3,7 -7,9 -5,4 Plogbreen 2045,3 1732,2 1679,7 -313,1 -52,5 -365,7 -10,8 -2,6 -7,5 Vitkovskijbreen 10045,7 9408,4 9083,0 -637,2 -325,5 -962,7 -22,0 -16,3 -19,6 Spośród największych lodowców regionu, najdalej wysunięty na zachód lodowiec Gåsbreen jeszcze w 1961 roku piętrzył się czołowo na wschodnich stokach grzbietu Wurmbrandegga-Savičtoppen do wysokości 150 m n.p.m. Ta istotna bariera górska uwarunkowała sposób transgresji lodowca w Małej Epoce Lodowej, która skutkowała głównie wzrostem miąższości oraz rozszerzaniem jego najniższej części. Z tego powodu pierwsza faza recesji Gåsbreen, która nastąpiła jeszcze przed rokiem 1961, wyrażała się przede wszystkim zwężaniem i zmniejszaniem miąższości najniższych partii jęzora lodowcowego (Ziaja i in. 2016). W kolejnym okresie, obejmującym lata 1961-1990, tendencja ta utrzymała się i powierzchnia Gåsbreen zmniejszyła się o 1,65 km², głównie dzięki zwężeniu dolnych partii jęzora lodowcowego. Jego skrócenie było względnie niewielkie i wynosiło około 313,8 m (10,8 m/rok). Jednocześnie w okresie tym nastąpiło znaczne obniżenie jego powierzchni czołowej, dochodzące do 83 m w rejonie linii kreślącej młodszy zasięg lodowca (Ryc. 5.2.5). Ryc. 5.2.5. Zmiany miąższości lodowców Gåsbreen i Nordfallbreen w latach 1961-1990-2010. W latach 1990-2010 spadek powierzchni lodowca w dalszym ciągu postępował osiągając 0,96 km². Sposób recesji w tym okresie uległ zmianie, co wyrażało się w znacznym skróceniu jęzora lodowcowego o 717 m (35,9 m/rok) i jego nieco mniej intensywnym niż w poprzednim okresie obniżaniu, które wyniosło maksymalnie 57 m. Doprowadziło ono do wytopienia stropu i w konsekwencji zniszczenia subglacjalnego tunelu, którym po udrożnieniu corocznie spływało zaporowe jezioro Goësvatnet. Lustro wody wspomnianego jeziora ulegało w ciągu XX w. systematycznemu obniżaniu, wraz z ablacyjnym obniżaniem jego naturalnej zapory, jaką był jęzor lodowca. Jezioro to obserwowane było w terenie jeszcze w roku 2000 (Ziaja i in. 2016). Do roku 2005 tunel subglacjalny przekształcił się w wąską dolinę wyciętą w lodzie, oddzielającą czoło lodowca od płatu martwego lodu na jego przedpolu. Ryc. 5.2.6. Zafałdowania moren środkowych i powierzchniowych w strefie czołowej lodowca Gåsbreen w roku 2008 (fot. M. Węgrzyn). Poza obszarem frontalnym i strefami bocznymi obniżanie powierzchni lodowca w obu analizowanych okresach stopniowo malało w górę lodowca, natomiast w strefie akumulacyjnej zaobserwowano obszary o wartościach dodatnich. Nie ma pewności, w jak dużym stopniu strefa akumulacyjna Gåsbreen została nadbudowana po roku 1990, bowiem na zdjęciach lotniczych z roku 2010 obszary te były zacienione, co utrudniło modelowanie ich powierzchni. Z całą pewnością jednak taka nadbudowa (o co najmniej 20 m) nastąpiła w przedziale wysokości od 580 do 620 m n.p.m. Wzrost miąższości pola firnowego lodowca Gåsbreen powyżej 600 m n.p.m. obserwowano również w okresie 1961-1990, a także przed rokiem 1961 (Schöner i Schöner 1996, Ziaja i in. 2016). Zmiany tego typu, zachodzące w geometrii lodowca, mogą świadczyć o niewielkim tempie przepływu lodu w jego obrębie. Nasuwa to przypuszczenie, iż lodowiec znajduje się aktualnie w fazie uspokojenia procesu szarży (Jania 1988). Chociaż awansu Gåsbreen nie zaobserwowano nigdy bezpośrednio w terenie, o tym, że w przeszłości lodowiec ten okresowo przyśpieszał mogą świadczyć zafałdowania moren środkowych i powierzchniowych w części czołowej lodowca, zaobserwowane zarówno na zdjęciach lotniczych z lat 1961, 1990 i 2010, jak i w terenie (Baranowski 1977, Jania 1988, Ryc. 5.2.6). Podobne prawidłowości zmian geometrii, wyrażających się we wzroście miąższości w strefie akumulacyjnej i jej spadku w strefie ablacyjnej, połączonych z wyraźną recesją czoła, zaobserwowano dla lodowca Bungebreen w latach 1961-1990. W okresie tym powierzchnia lodowca skurczyła się o 2,91 km², a recesja czołowa wyniosła blisko 1208 m (41,6 m/rok). Zmianom zasięgu lodowca towarzyszyło intensywne obniżenie powierzchni dolnych partii jęzora dochodzące w linii młodszego zasięgu do 85 m. Na tym tle wyraźnie jednak odróżniał się obszar moreny środkowej, która pełniąc rolę chroniącą wpływała na redukcję obniżania powierzchni. Górne partie lodowca w tym okresie zostały gdzieniegdzie nadbudowane. Ze względu na to, iż Bungebreen jest lodowcem dolinnym złożonym, w którym jęzor główny jest zasilany z kilku pól firnowych, nadbudowa ta nie przebiegała równomiernie w całej strefie akumulacyjnej. Wzrost miąższości lodowca do 20 m zanotowano przede wszystkim w partiach o uprzywilejowanej sytuacji topograficznej, gdzie ablacja jest ograniczona dzięki niesprzyjających jej ekspozycji północnej i zacienieniu przez strome stoki masywów Gråkallen, Kalksteinstupa i Stupryggen. O około 10 m wzrosła również miąższość lodu spływającego w kierunku północnym spod masywów Kvitgubben i Lysentoppen. Wartości zerowe lub nieznacznie ujemne zanotowano natomiast dla górnych partii lodowca o wystawie południowej Hestskankfallet i Vasil’evskaret, choć i w tej części pojawił się niewielki obszar o zwiększonej miąższości (Ryc. 5.2.7). Taki model zmian geometrii lodowca dominował najprawdopodobniej również przez lata 90. XX w. i na początku pierwszej dekady XXI w. Ryc. 5.2.7. Zmiany wysokości lodowców zachodniego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Nagromadzenie dużej masy śniegu w części górnej lodowca, przy jednoczesnym spadku miąższości w jego partiach dolnych prowadzi do tego, iż staje się on bardziej stromy, czego efektem jest powolny wzrost naprężeń i w konsekwencji przyśpieszenie ruchu (Jania 1988). Pogrubienie strefy akumulacyjnej może ponadto doprowadzić do wzrostu ciśnienia i zwiększenia ilości wody w podłożu lodowca, a w efekcie do pojawienia się przyśpieszonego ślizgu dennego. W roku 2007, gdy grubość warstwy lodu w górnej części Bungebreen osiągnęła wartość krytyczną, nastąpiło wyzwolenie szarży lodowca (Sund i in. 2009). Zgromadzona przez lata masa lodu przemieściła się jako fala kinematyczna w dół, co spowodowało duże zmiany w geometrii lodowca. Szybki drenaż lodu ze strefy rezerwuarowej doprowadził do jej obniżenia dochodzącego w kilku miejscach do około 30-31 m, natomiast w niższych partiach nastąpił przyrost grubości jęzora lodowcowego o około 22 m (Ryc. 5.2.7, 5.2.8). Przyśpieszeniu ruchu lodowca towarzyszył awans. W roku 2007 czoło Bungebreen przesunęło się o 112 m. Proces ten postępował w następnych latach i jest kontynuowany do dziś, osiągając w okresie 2007-2010 dodatkowe 187 m, a w latach 2010-2017 kolejne 286 m. Łącznie w dziesięcioleciu 2007-2017 awans czoła lodowca Bungebreen wyniósł 585 m. Ryc. 5.2.8. Na pierwszym planie (przed przerywaną linią) obniżenie w górnej części jęzora Bungebreen powstałe w trakcie szarży w latach 2007-2008 (fot. J. Dudek, 2008). Gwałtowna transgresja spowodowała zniekształcenie powierzchni lodowca, który pokrył się siecią szczelin. Są one bardzo dobrze widoczne na zdjęciach zarówno lotniczych, jak i satelitarnych. Najgłębsze pęknięcia pojawiły się na czole lodowca, które nasuwając się na materiał skalny przedpola, przybrało formę stromego klifu lodowego (Ryc. 5.2.9). Można je zaobserwować również w obrębie moren środkowej i bocznej lodowca, podlegających w trakcie szarży deformacji, która spowodowała rozpad masy podścielającego je lodu na mniejsze bloki oddzielone szczelinami (Ryc. 5.2.10 i 5.2.11). Ryc. 5.2.9. Spękania czoła lodowca Bungebreen powstałe w trakcie szarży w latach 2007-2008 – stan w roku 2008 (fot. J. Niedźwiecki). Widok w dół lodowca z jego najniższej części. a b c Ryc. 5.2.10. Szczeliny powstałe w trakcie szarży w centralnych (a, b) oraz górnych (c) partiach moreny środkowej – stan w roku 2010 (fot. J. Dudek). Ryc. 5.2.11. Szczelina w morenie bocznej lodowca Bungebreen powstała w trakcie szarży – stan w roku 2010 (fot. J. Dudek). Chociaż towarzyszy im czasowy awans czół lodowców, szarże w okresie ocieplenia klimatu przyczyniają się do recesji zlodowacenia powierzchniowego. Ich rezultatem jest bowiem transfer mas lodu ze strefy zasilania przez wyższe opady śniegu do strefy ablacji, kształtowanej m.in. przez wyższe temperatury powietrza, co powoduje znacznie szybsze wytapianie lodu. Tym samym po aktywnej fazie procesu szarży zarówno objętość, jak i powierzchnia lodowców ulega znacznemu zmniejszeniu (Ziaja i Dudek 2011). Kolejnym lodowcem regionu zachodniego, dla którego zanotowano znaczny ubytek masy lodu jest najdalej na południe wysunięty Vitkovskijbreen. Dane wysokościowe reprezentujące rok 1961 nie objęły go swym zasięgiem, dlatego zmiany jego miąższości w okresie od 1961-1990 nie będą tu szczegółowo omawiane. Co więcej również cyfrowy model wysokościowy dla zachodniego Sørkapp Landu reprezentujący rok 2010 sięga jedynie do zewnętrznego załomu moreny czołowej położonego dalej na północ lodowca Bungebreen. O zmianach miąższości lodowca Vitkovskijbreen latach 1990-2010 można zatem wnioskować jedynie na podstawie podłużnych profili hipsometrycznych najniższej jego części. Zostały one wykonane dla dolnych 3 km lodowca w dniu 26 lipca 2010 roku przy pomocy odbiornika GPS Garmin o dokładności wysokościowej do 3 m (Ryc. 5.2.3). Z analizy zmian zasięgu lodowca w latach 1961-1990 można wysnuć wniosek, iż przynajmniej jego dolna część uległa znacznemu obniżeniu w tym okresie, co skutkowało maksymalnym przesunięciem czoła o 637 m (22 m/rok) i ogólnym zmniejszeniem powierzchni całkowitej lodowca o 1,2 km². Są to wartości nieco niższe niż tempo recesji 25-35 m rocznie podawane dla okresu 1966-1989 przez Andrzejewskiego i Stankowskiego (1985). Po roku 1990 recesja Vitkovskijbreen przebiegała wolniej. Do 2010 roku jego powierzchnia zmniejszyła się o 0,86 km², głównie na skutek recesji czoła o 325,5 m (16,3 m/rok). Zmiany te korespondowały ze spadkiem miąższości lodu w strefie ablacyjnej o 25-36 m. Ze względu na brak pełnych danych dla strefy akumulacji trudno określić, jakie zmiany geometrii nastąpiły w wyższych partiach lodowca. Analiza zdjęć lotniczych pozwala zaobserwować kilka niewielkich obszarów, gdzie w 2010 roku nastąpiła większa akumulacja śniegu niż w latach 90. XX w. Miało to miejsce głównie na stokach Sokolovfjellet i Røkensåta o wystawie wschodniej i północnej. Śniegu natomiast ubyło na stokach południowych Brandbunutane. Bez dodatkowych informacji o wysokości lodowca taka obserwacja dla pojedynczego roku z pewnością nie ujawnia tendencji zmian wieloletnich. Na tle systemów lodowcowych regionu zachodniego, które podlegały istotnym zmianom w ciągu kilku ostatnich dekad, objawiających się głównie znacznym ubytkiem masy lodu, wyróżniają się dwa lodowce, których geometria uległa względnie niewielkim zmianom. Są to lodowce Nordfallbreen i Mehestbreen. W latach 1961-2010 powierzchnia Nordfallbreen zmniejszyła się o 0,07 km², tj. 8%, co stanowi jedną z najniższych wartości w całym regionie (Tab. 5.2.2). Zasięg lodowca w okresie 1961-1990 pozostał w zasadzie niezmieniony. Dopiero po roku 1990 Nordfallbreen uległ nieznacznemu skróceniu, tracąc ze swej długości 38 m (Tab. 5.2.3). Niewielkie zmiany powierzchni i zasięgu wiązały się ze spadkiem jego miąższości (Ryc. 5.2.3). W porównaniu do innych lodowców regionu był on jednak niższy wynosząc od 20-30 m w strefie ablacji do 8-13 m w górnych partiach lodowca, przy czym po roku 1990 w przedziale wysokości od 560-660 m n.p.m. nastąpiła wyższa akumulacja śniegu, co zaskutkowało wzrostem grubości lodowca tamże o około 10 m (Ryc. 5.2.5). Jeszcze mniejsze zmiany w geometrii zanotowano dla lodowca Mehestbreen. Jego powierzchnia w ciągu całego okresu badawczego 1961-2010 zmalała zaledwie o 0,08 km², tj. 2,6% (Tab. 5.2.2). Recesja czoła lodowca była bardziej intensywna w latach 1961-1990, gdy osiągnęła 123 m, natomiast w kolejnym okresie badawczym, 1990-2010, wyniosła tylko 11 m (Tab. 5.2.3). Analizując różnice wysokości w profilu podłużnym lodowca można zaobserwować, iż najwyższy spadek miąższości w latach 1961-2010 nastąpił w jego dolnych partiach, gdzie wyniósł 30-39 m, natomiast jego strefa akumulacyjna została nadbudowana o około 10-15 m (Ryc. 5.2.3 i 5.2.5). Przyczyn takiego stanu rzeczy należy upatrywać w uprzywilejowanym położeniu topograficznym obu lodowców. Nordafllbreen sąsiaduje od południa z wysokim wzniesieniem Nordfallet (824 m n.p.m.), które z jednej strony, dzięki korzystnej ekspozycji, zapewnia mu zacienienie i osłonę przed docieraniem promieniowania słonecznego, a z drugiej dodatkowe zasilanie lawinowe. Takie zasilanie otrzymuje również Mehestbreen otoczony od strony wschodniej przez masywy Mehesten (1383 m n.p.m.) i Hestskanka (997 m n.p.m.), a także wzniesienie Hoven (869 m n.p.m) od północy (Ryc. 5.2.12). Ich wpływ uwidacznia się w rozkładzie przestrzennym dodatnich wartości na mapach zmian wysokości lodowca, w którym zaznacza się ich większy udział bliżej wschodniej krawędzi lodowca. Dodatkowym czynnikiem wpływającym na ograniczenie oblacji Mehestbreen jest jego znaczne wyniesienie nad poziomem morza, które sprawia, że duża część powierzchni lodowca znajduje się powyżej linii równowagi bilansu masy. a b Ryc. 5.2.12. Widok ze szczytu Wiederfjellet w kierunku wschodnim na masywy (od lewej): Hornsundtind, Mehesten i Hestskanka. U podnóży masywów górskich lodowiec Mehestbreen w roku (a) 1984 (fot. W. Ziaja) i (b) 2008 (fot. J. Dudek). Na pierwszym planie (b) widać obniżenie wysokości powierzchni lodowca Wiederbreen. 5.2.1.2. Region południowego Sørkapp Landu Region południowego Sørkapp Landu obejmuje swym zasięgiem obszar rozciągający się od małej niziny nadmorskiej z mierzeją na południowym skraju zatoki Isbukta w południowo-wschodniej części półwyspu aż po półwysep Øyrlandet na jego krańcu południowo-zachodnim. Od południa oblewają go Morza Barentsa i Grenlandzkie, a na północy jego granicę wyznaczają trzy duże systemy glacjalne: uchodzący do Morza Grenlandzkiego lodowiec Olsokbreen na zachodzie, uchodzący do Morza Barentsa lodowiec Vasil’evbreen na wschodzie oraz położona między nimi czapa lodowa Sørkappfonna. W tak określonych granicach zlokalizowanych jest osiem lodowców kończących się na lądzie. Największe z nich to lodowce o małym nachyleniu, które swoją strefę akumulacyjną dzielą z innymi lodowcami, np. z Sørkappfonną zapewniającą im stałe zasilanie (Ryc. 5.2.13). Wyznaczenie ich granic jest zadaniem dość skomplikowanym, dodatkowo utrudnionym przez brak danych dotyczących rzeźby podlodowcowej. W niniejszej pracy przy wyodrębnianiu pól akumulacyjnych kierowano się przede wszystkim kierunkami spływu lodu, dlatego niektóre z poprowadzonych granic między lodowcami mają jedynie przybliżony przebieg. Są to następujące lodowce (od zachodu): - Belopol’skijbreen – największy i najszerszy lodowiec regionu o powierzchni około 23,5 km². Osiągając długość blisko 5 km długości spływa w kierunku południowo-zachodnim na nizinę nadmorską Øyrlandet. Jego strefa akumulacyjna jest zasilana z dwóch źródeł. Od strony wschodniej ma on szerokie połączenie z czapą lodową Sørkappfonna, w kilku miejscach poprzerywane przez wąskie i niewysokie nunataki Mønsåset. Oprócz tego jest on dodatkowo zasilany od południa przez dopływ St. Nikolausbreen biorący początek na stokach masywu St. Nikolausfjellet. - Mathiasbreen – drugi co do wielkości lodowiec regionu, którego powierzchnia wynosi około 11 km². Lodowiec ten, o długości 4,7 km, rozciąga się południkowo spływając ze zlodowaconego interioru w kierunku niziny nadmorskiej Grunnvågsletta. Położony jest w szerokim obniżeniu między masywami górskimi Kistefjellet i Bergnasen od strony zachodniej a rozległym masywem górskim Keilhaufjellet od wschodu. Strefa akumulacyjna lodowca, o wysokości ponad 360 m n.p.m., jest położona w bezpośrednim sąsiedztwie lodowców St. Nikolausbreen i Keilhaubreen. Ryc. 5.2.13. Zasięg lodowców południowego Sørkapp Landu w latach 1961, 1990 i 2010. - Keilhaubreen i Svartkuvbreen – dwa najdłuższe lodowce południowego Sørkapp Landu, osiągające odpowiednio 5,5 i 5 km długości. Ich pola firnowe sąsiadują ze sobą biorąc początek na wyniesieniu czapy lodowej Sørkappfonna. Stamtąd lodowce spływają na wschód w kierunku niziny nadmorskiej Skolsletta. Ich jęzory oddzielone są od siebie przez masywy górskie Svartkuven i Vesle Svartkuven. - Randbreen – jest lodowcem średniej wielkości najdalej wysuniętym na północny wschód zajmując powierzchnię około 4,4 km² (Ryc. 5.2.14). Strefa akumulacyjna Randbreen zlokalizowana jest na północnych stokach Dumskolten, z których spływa w kierunku Morza Barentsa na południe od Søre Randberget. Lodowiec ten od zachodu zlewa się z uchodzącym do morza Vasil’evbreen, co utrudnia poprowadzenie granicy między nimi. Ryc. 5.2.14. Zmiany zasięgu lodowców południowo-wschodniego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Oprócz lodowców wypływających ze zlodowaconego interioru, w masywach górskich regionu występują także lodowce dolinne i karowe niepołączone z innymi systemami glacjalnymi. Należą do nich: - Lyngebreen – lodowiec wypełniający zagłębienie (jeden lub dwa kotły z doliną) na północnym skłonie masywu Kistefjellet. Pole firnowe lodowca zwrócone jest ku północy, podczas gdy jego jęzor skręca na zachód w kierunku niziny nadmorskiej Øyrlandet, nawiązując swoim kształtem do rzeźby podłoża (Ryc. 5.2.13). Lodowiec ten zajmuje powierzchnię mniejszą niż większość lodowców regionu, wynoszącą nieco ponad 4 km², jednak nie ustępuje im pod względem długości, rozciągając się na dystansie 4,3 km. - Toppbreen – położony w całości w obrębie półkolistego zagłębienia na północno-wschodnich stokach Keilhaufjellet zajmując powierzchnię około 1,6 km². Lodowiec ten ma słabo wykształcony jęzor. Cechuje go znacznie większy spadek niż pozostałe większe lodowce regionu. - Dumskoltbreen – usytuowany na południowych stokach Dumskolten, posiada aktualnie jęzor bardzo krótki, choć w przeszłości sięgał znacznie dalej. Zajmuje powierzchnię około 0,5 km², co czyni go najmniejszym lodowcem regionu. Podobnie jak lodowiec Toppbreen odznacza się nieco większym nachyleniem. W latach 1961-2010 wszystkie lodowce południowego Sørkapp Landu podlegały recesji, której efektem był spadek ich powierzchni o 16,6%, z 75,3 km² do 62,8 km². Średnie tempo recesji powierzchniowej w badanym okresie było różne. W latach 1961-1990 wynosiło 0,21 km², tj. 0,3% obszaru zlodowaconego rocznie. Po roku 1990 zdecydowanie przyśpieszyło osiągając 0,33 km², tj. 0,5% obszaru zlodowaconego rocznie (Tab. 5.2.4). Tab. 5.2.4. Różnice powierzchni zlodowacenia powierzchniowego południowego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Typ Powierzchnia [km²] Różnice powierzchni [km²; %] Różnice powierzchni/ rok [km², %] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Lodowczyki i płaty wieloletniego śniegu 2,90 2,39 2,00 -0,51; -17,5 -0,40; -16,6 -0,90; -31,2 -0,02; -0,6 -0,02; -0,8 -0,02; -0,6 Lodowce 75,36 69,35 62,76 -6,01; -8,0 -6,58; -9,5 -12,59; -16,7 -0,21; -0,3 -0,33; -0,5 -0,26; -0,3 Suma 78,26 71,74 64,76 -6,52; -8,3 -6,98; -9,7 -13,50; -17,2 -0,22; -0,3 -0,35; -0,5 -0,28; -0,4 Nieco szybciej w tym okresie wytapiały się lodowczyki i płaty wieloletniego śniegu o powierzchni do 1 km². W latach 1961-2010 ich powierzchnia spadła o 31,2%, z 2,9 km² do 2 km². Tempo ich wytapiania w całym badanym okresie było nieco szybsze niż tempo topnienia lodowców, jednak podobnie jak w ich przypadku po roku 1990 uległo ono dodatkowemu przyśpieszeniu (Tab.5.2.4). W badanym okresie największą objętość lodu utraciły lodowce wypływające radialnie z czapy lodowej Sørkappfonna (Ryc. 5.2.13), a także lodowiec Randbreen (Ryc. 5.2.14) na wschodzie (Tab. 5.2.5). Zmiany w ich geometrii bardzo wyraźnie zaznaczyły się przede wszystkim w dolnych partiach jęzorów spływających na niziny nadmorskie. Tab. 5.2.5. Różnice powierzchni poszczególnych lodowców południowego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Lodowiec Powierzchnia [km²] Różnice powierzchni [km²; %] Różnice powierzchni/rok [km²; %] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Belopol'skijbreen 26,77 25,40 23,56 -1,37; -5,1 -1,84; -7,3 -3,21; -12,0 -0,05; -0,2 -0,09; -0,4 -0,07; -0,2 Lyngebreen 5,01 4,65 4,29 -0,36; -7,2 -0,36; -7, 8 -0,72; -14,4 -0,01; -0,2 -0,02; -0,4 -0,01; -0,3 Mathiasbreen 12,70 12,04 11,25 -0,67; -5,2 -0,78; -6,5 -1,45; -11,4 -0,02; -0,2 -0,04; -0,3 -0,03; -0,2 Toppbreen 2,68 2,15 1,59 -0,53; -19,8 -0,56; -26,0 -1,09; -40,7 -0,02; -0,7 -0,03; -1,3 -0,02; -0,8 Keilhaubreen 12,10 10,98 9,79 -1,12; -9,2 -1,19; -10,9 -2,31; -19,1 -0,04; -0,3 -0,06; -0,5 -0,05; -0,4 Svartkuvbreen 9,25 8,24 7,37 -1,00; -10,8 -0,88; -10,6 -1,88; -20,3 -0,03; -0,4 -0,04; -0,5 -0,04; -0,4 Dumskoltbreen 0,84 0,61 0,50 -0,23; -27,1 -0,11; -17,9 -0,34; -40,1 -0,01; -0,9 -0,01; -0,9 -0,01; -0,8 Randbreen 6,00 5,28 4,41 -0,74; -12,3 -0,85; -16,3 -1,59; -26,6 -0,03; -0,4 -0,04; -0,8 -0,03; -0,5 Tab. 5.2.6. Różnice długości (wzdłuż linii centralnej) poszczególnych lodowców południowego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Lodowiec Długość jęzora [m] Zmiany długości jęzora [m] Różnice długości/rok [m/rok] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Belopol'skijbreen 5808,2 5278,5 4917,0 -529,7 -361,5 -891,2 -18,3 -18,1 -18,2 Lyngebreen 4778,8 4596,0 4288,8 -182,8 -307,2 -490,0 -6,3 -15,4 -10,0 Mathiasbreen 5494,3 5046,4 4726,5 -447,9 -319,9 -767,8 -15,4 -16,0 -15,7 Toppbreen 2256,8 1941,7 1442,2 -315,1 -499,5 -814,6 -10,9 -25,0 -16,6 Keilhaubreen 6876,7 6192,3 5574,7 -684,4 -617,6 -1302,0 -23,6 -30,9 -26,6 Svartkuvbreen 6119,4 5635,8 5056,6 -483,7 -579,2 -1062,9 -16,7 -29,0 -21,7 Dumskoltbreen 1843,1 1428,2 1081,6 -414,9 -346,6 -761,5 -14,3 -17,3 -15,5 Randbreen 4029,2 3835,2 3522,1 -194,1 -313,1 -507,1 -6,7 -15,7 -10,3 Ryc. 5.2.15. Zmiany wysokości (wzdłuż linii centralnej) lodowców południowego Sørkapp Landu na podstawie cyfrowych modeli wysokościowych dla lat 1961, 1990 i 2010. W latach 1961-2010 powierzchnia największego z lodowców południa, Belopol’skijbreen, zmniejszyła się o ponad 3,2 km², czego efektem było skrócenie jęzora lodowcowego o około 900 m (Tab. 5.2.5 i 5.2.6). Jeszcze w roku 1961 sięgał on do proksymalnego skłonu najbardziej zewnętrznego wału lodowo-morenowego wyznaczającego jego maksymalny zasięg w Małej Epoce Lodowej. Pomimo znacznego ocieplenia klimatu w latach 30. XX w., recesja frontalna lodowca do lat 60. XX w. była niewielka. Wydaje się, iż większe znaczenie dla zmian geometrii lodowca w tym okresie miała recesja o charakterze arealnym, objawiająca się głównie poprzez zmniejszanie jego miąższości, która uwidoczniła się w zmianach jego zasięgu dopiero po pewnym czasie. Po roku 1961 tempo recesji czołowej Belopol’skijbreen było zmienne, wzrosło ono jednak dwukrotnie od lat 90. XX w., do czego z pewnością przyczyniło się zarówno letnie wytapianie lodu w strefie ablacyjnej prowadzące do obniżania jej powierzchni, jak i spadek akumulacji na polu firnowym wskutek tajania większej ilości śniegu latem (Ryc. 5.2.15). W latach 1961-1990 wysokość powierzchni strefy akumulacyjnej lodowca nie uległa znacznej zmianie. W jego partiach środkowych nastąpił wówczas spadek miąższości o 10-20 m, czoło lodowca natomiast obniżyło się miejscami o 38 m, przy tym obniżenie to było najrozleglejsze w południowej części szerokiego jęzora. Tymczasem powierzchnia zasilającego go lodowca St. Nikolausbreen została miejscami nadbudowana do 10 m wysokości (5.2.16). W okresie 1990-2010 obniżanie powierzchni objęło również górne partie lodowca, gdzie wyniosło około 10-15 m. W dolnych natomiast lodowiec obniżył się maksymalnie o 40 m, tym razem w części północnej jęzora lodowcowego. Dla całego badanego okresu daje to sumaryczne obniżenie wysokości lodowca Belopol’skijbreen rzędu 10-15 m w strefie akumulacyjnej oraz 60-70 m w strefie ablacyjnej. Procesowi temu towarzyszyło podnoszenie linii równowagi bilansu masy, co doprowadziło do znacznego zmniejszenia strefy akumulacyjnej. Drugi co do wielkości i jednocześnie najdalej wysunięty na południe lodowiec Mathiasbreen po roku 1961 prezentował nieco odrębny model zmian geometrii, uwarunkowany przede wszystkim jego inną sytuacją topograficzną. Szerokie obniżenie doliny, które lodowiec wypełnia, wypreparowane pomiędzy wysokimi masywami górskimi, zwęża się ku południowi. Przebieg wału moreny czołowej wyznaczającej maksimum rozwoju lodowca z końca Małej Epoki Lodowej wskazuje na jego zdecydowanie dalszy zasięg przed rokiem 1961. Wypływał on wówczas z doliny na mniej ograniczony obszar niziny nadmorskiej formując czoło w postaci tzw. rozszerzającej się stopy (ang. expanded foot), tj. z nieznacznie zarysowaną ekspansją boczną. Dolny, szerszy fragment lodowca podlegał szybszemu wytapianiu niż wyższe partie otoczone przez strome stoki górskie, dlatego już w roku 1961 czoło lodowca dzielił od wału lodowo-morenowego Małej Epoki Lodowej dystans co najmniej 1 km. Wskazuje to na znacznie bardziej intensywną deglacjację tego lodowca w pierwszym pięćdziesięcioleciu XX w. niż stwierdzona dla lodowca Belopol’skijbreen (Ryc. 5.2.16, 5.2.17). Wydaje się, iż przyczyną takiego stanu rzeczy mogła być zarówno mniejsza wielkość, jak i specyficzna topografia lodowca Mathiasbreen (w tym również jego wystawa południowa), które sprawiły, iż lodowiec ten okazał się bardziej wrażliwy na ocieplenie klimatyczne, czego efektem była jego szybsza reakcja. Po roku 1961 prawidłowości zmian obydwu lodowców były podobne. W latach 1961-1990 obszar zajmowany przez Mathiasbreen w dalszym ciągu się kurczył, czego efektem był spadek powierzchni lodowca o 0,67 km², przede wszystkim w jego strefie czołowej, która obniżyła się o 20-43 m (Ryc. 5.2.17). Skutkowało to skróceniem jęzora lodowcowego o około 450 m. Powierzchnia strefy akumulacyjnej w tym okresie była stabilna i nie podlegała obniżaniu. W kilku jej miejscach nastąpiła prawdopodobnie niewielka nadbudowa o 1-5 m, choć należy tu podkreślić, że wartości te mieszczą się w zakresie „błędu metody”, tj. dokładności wysokościowej danych źródłowych, więc mogą nie odzwierciedlać rzeczywistej zmiany. Po roku 1990 tempo recesji powierzchniowej Mathiasbreen wzrosło. W jej wyniku lodowiec stracił dalsze 0,78 km² powierzchni i ponad 300 m długości. Miąższość lodowca w tym okresie spadła w całym profilu podłużnym, od 6-10 m w górnych jego partiach do 30-45 w części dolnej (Ryc. 5.2.17). W sumie w całym badanym okresie zmiana powierzchni i długości lodowca wyniosły odpowiednio 1,45 km² i 767,8 km. Uśrednione dla całego badanego okresu wartości różnic wysokości wykazują spadek miąższości w całym profilu lodowca. Przy tym należy zwrócić uwagę, iż nie oddają one zróżnicowanego tempa tego procesu w obu badanych podokresach, a mianowicie względnie stabilnej sytuacji w górnych partiach lodowca przed rokiem 1990. Średni spadek miąższości strefy akumulacyjnej Mathiasbreen w latach 1961-2010 wyniósł 6-10 m, a maksymalny w dolnych partiach jęzora 83 m. Ta ostatnia wartość jest znacznie wyższa niż w przypadku lodowca Belopol’skijbreen. Ryc. 5.2.16. Zmiany wysokości powierzchni lodowców Belopol’skijbreen i Lyngebreen w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.2.17. Zmiany wysokości powierzchni lodowca Mathiasbreen w latach 1961-1990-2010. Od roku 1961 intensywnie postępowała deglacjacja dwóch lodowców drenujących Sørkappfonnę od strony wschodniej, a mianowicie Keilhaubreen i Svartkuvbreen (Ryc. 5.2.13). Średnie tempo recesji obu lodowców w latach 1961-2020 było zbliżone i wynosiło rocznie 0,05 km² (tj. 0,4%) dla Keilhaubreen i 0,04 km² (tj. 0,4%) dla Svartkuvbreen, przy tym było ono zróżnicowane w czasie, wyraźnie przyśpieszając po roku 1990 (Tab. 5.2.6). Ze znacznym ubytkiem masy lodu wiązała się przede wszystkim zmiana zasięgu jęzorów lodowcowych. Proces ten przebiegał najszybciej u lodowca Keilhaubreen, który w trakcie i tuż po zakończeniu Małej Epoki Lodowej rozlewał się w postaci lodowego wachlarza na nizinne przedpole gór. Wraz z ocieplaniem się klimatu lodowiec zaczął podlegać skracaniu, a ekspansja boczna jego jęzora w miarę upływu czasu była coraz mniej wyraźna. W latach 60. XX w. jęzor lodowca był już znacznie węższy, a jego czoło przybrało formę zbliżoną do regularnej. W okresie 1961-1990 Keilhaubreen cofał się ze średnią prędkością 23,6 m rocznie, która po 1990 roku wzrosła do 30,9 m rocznie. W sumie w całym analizowanym okresie czoło lodowca zostało przesunięte o około 1,3 km, co stanowiło największy dystans wśród lodowców regionu (Tab. 5.2.6). Prawidłowości zmian zasięgu lodowca Svartkuvbreen były w badanym okresie podobne do zmian lodowca Keilhaubreen, z którym dzieli on swoją strefę akumulacyjną. W roku 1961 czoło Svartkuvbreen spoczywało w dalszym ciągu u wylotu doliny. Do 1990 roku lodowiec zmniejszał swój zasięg w średnim tempie 16,7 m rocznie, co skutkowało jego recesją frontalną o blisko 484 m, a w kolejnym dwudziestoleciu tempem recesji zbliżył się do lodowca Keilhaubreen cofając się o dalsze 579 m (29 m/rok) (Ryc. 5.2.13 i 5.2.18). W całym badanym okresie doprowadziło to do skrócenia jęzora lodowca o ponad 1 km. Wraz ze zmianami zasięgu postępowało obniżanie powierzchni obu lodowców. Ze względu na brak danych wysokościowych z roku 1961 dla tej części regionu, trudno jest stwierdzić, jak proces ten przebiegał w latach 1961-1990. Natomiast profile podłużne i mapy różnic wysokości z lat 1990 i 2010 ujawniają spadek miąższości na całej długości obu lodowców w tym przedziale czasowym (Ryc. 5.2.15 i 5.2.18). W profilu lodowca Keilhaubreen było to 5-8 m w strefie akumulacyjnej i 40-55 m w jego partiach czołowych, a Svartkuvbreen około 9-12 m w strefie akumulacyjnej i 50-62 m w linii młodszego zasięgu czoła lodowca. Ryc. 5.2.18. Zmiany wysokości powierzchni lodowców Svartkuvbreen, Keilhaubreen i Toppbreen w latach 1990-2010. W porównaniu z innymi większymi lodowcami regionu recesja czołowa lodowców Keilhaubreen i Svartkuvbreen osiągnęła znacznie większe rozmiary, można zatem ocenić, iż ablacja i ubytek objętości lodu były tu w ostatnich latach bardziej intensywne, niż w innych częściach regionu. Ma to odzwierciedlenie w zmianach zarówno miąższości obu lodowców, jak i ich zasięgu. Bylo to spowodowane prawdopodobnie przez mniejsze zasilanie jęzorów z nisko położonej strefy akumulacyjnej obydwu lodowców, nieznacznie tylko przekraczającej 300 m n.p.m, której powierzchnia uległa dodatkowemu obniżeniu w ciągu ostatnich kilku dekad. Bardzo interesujący jest przy tym wpływ częściowego zacienienia lodowca Svartkuvbreen od południa przez stoki masywu Svartkuven (393 m n.p.m), które wyraźnie redukuje nasłonecznienie i co za tym idzie również ablację (Ryc. 5.2.19). Ryc. 5.2.19. Strefa czołowa lodowca Svartkuvbreen w sezonie letnim 1991 roku, śnieg pokrywa jęzor lodowca u podnóży masywu Svartkuven. Widok z moreny Dumskoltbreen w kierunku południowym (fot. W. Ziaja). Oprócz lodowców wypływających z Sørkapfonna znacznej recesji uległ lodowiec Randbreen. Charakter jego deglacjacji był do pewnego stopnia zdeterminowany przez sąsiedztwo z najwiekszym na półwyspie uchodzącym do morza lodowcem Vasil’evbreen, z którym zlewa sie od strony zachodniej. Dlatego zmiany, jakie zaszły w jego geometrii zaznaczyły się głównie w jego partiach czołowych oraz na krawędzi wschodniej (Ryc. 5.2.20). Ryc. 5.2.20. Zmiany wysokości powierzchni lodowca Randbreen w latach 1961-1990-2010. W latach 1961-2010 powierzchnia lodowca skurczyła się o 1,58 km², tj. 26,5%, przy tym tempo recesji było zróżnicowane – w latach 1961-1990 wynosiło średnio 0,02 km² (0,4%) rocznie, a po roku 1990 wzrosło dwukrotnie do 0,04 km² (0,8%) rocznie. W deglacjacji Randbreen ważną rolę odegrały zarówno recesja frontalna lodowca, jak i jego powierzchniowe zanikanie od góry (Ryc. 5.2.14 i 5.2.20). Pod koniec Małej Epoki Lodowej czoło Randbreen tworzyło lodowy klif morski opadający do Morza Barentsa. W takiej formie lodowiec trwał co najmniej do roku 1936, co ujawniają archiwalne zdjęcia lotnicze i mapy (Ziaja 2002b). W kolejnych dekadach Randbreen zmniejszał swój zasięg i na początku lat 60. XX w. był już lodowcem w całości zalegającym na lądzie, z czołem na wysokości około 20 m n.p.m (Ryc. 5.2.20). Ryc. 5.2.21. Czoło lodowca Randbreen w sezonie letnim 1991 roku. Widok z południa na strefę marginalną lodowca (fot. W. Ziaja). Ryc. 5.2.22. Czoło lodowca Randbreen w sezonie letnim 1991 roku. Widok z Nordre Randberget w kierunku południowym (fot. W. Ziaja). W okresie 1961-1990 recesja frontalna lodowca wynosiła 194,1 m (6,7 m/rok), a powierzchnia jego czoła obniżyła się o okolo 25-33 m (Ryc. 5.2.20). We wschodniej strefie brzeżnej lodowiec zanikał powierzchniowo, czego efektem był jej częściowy rozpad na płaty martwego lodu pokryte miejscami przez materiał morenowy oraz niewyrównany brzeg lodowca (Ryc. 5.2.21 i 5.2.22). W najwyższych partiach nastapiła wówczas niewielka nadbudowa lodowca o 5-9 m. Po roku 1990 płaty śniegu i martwego lodu na przedpolu lodowca wytopiły się lub pokryły materiałem morenowym, dlatego na zdjeciach lotniczych z roku 2010 jego wschodnia krawędź ma kształt bardziej wyrównany. Jednocześnie deglacjacja arealna lodowca nasiliła się do tego stopnia, iż w jego wyższych partiach, na wysokości około 300 m n.p.m. pojawiły się niewielkie powierzchnie stoków skalnych świeżo odkrytych spod lodu. Po roku 1990 strefa akumulacji uległa znacznemu skurczeniu ograniczając się do obszarów powyżej 350 m n.p.m. W strefie ablacyjnej maksymalne obniżenie powierzchni o 37 m nastąpiło w dolnych partiach jęzora lodowcowego, który w tym okresie wycofał się o 313 m (średnio 15,7 m/rok). W okresie 1961-2010 największe obniżenie powierzchni lodowca zanotowano w dolnych partiach jego jęzora, gdzie wyniosło ono około 60-65 m. Na tle pozostałych lodowców regionu recesja frontalna Randbreen należała do najniższych wynosząc około 0,5 km, co daje średnią prędkość wycofywania się czoła 10,3 m rocznie. Równie powolne tempo recesji frontalnej zanotowano jedynie dla położonego na zachodzie lodowca Lyngebreen, który w latach 1961-2010 wycofał się o 490 m. Lyngebreen jest jednym z trzech lodowców na południu półwyspu, które nie mają połączenia ze zlodowaconym interiorem, a zatem zmiany jego zasięgu i wysokości nie były uwarunkowane zmianami zachodzącymi w obrębie Sørkappfonna. W badanym czterdziestodziewięcioleciu jego powierzchnia zmniejszyła się o 0,72 km², tj. 14,4%, co dało wartość jedną z najmniejszych w regionie. Na tę niewielką recesję Lyngebreen w porównaniu z innymi lodowcami regionu mogło wpływać kilka czynników, do których należy rozbudowana pionowo strefa akumulacyjna i jej korzystna wystawa północna, a także wysokie i strome stoki masywów górskich obramowania lodowca, które zapewniają mu dodatkową akumulację śniegu (lawiny, zaspy) oraz zacienienie powierzchni. Rola zacienienia, które wyraźnie zmniejsza ablację, uwidacznia się zwłaszcza w obrębie jęzora lodowca, przy porównaniu wysokości jego powierzchni w latach 1961-2010. W okresie tym południowa część jęzora obniżyła się maksymalnie o 53 m, podczas gdy jego część północna, częściej eksponowana na działanie promieniowania słonecznego, obniżyła się o 80 m, co prowadzi do wniosku, iż w odpowiednich warunkach zacienienie może spowolnić proces topnienia lodu lodowcowego nawet o 50%. W stosunku do powierzchni wyjściowej największą recesję wykazały małe lodowce górskie, Toppbreen i Dumskoltbreen. Tempo ich recesji było najszybsze w całym regionie i wynosiło średnio 0,8% obszaru lodowców rocznie (Tab. 5.2.5). Wskutek tego w badanym okresie 1961-2010 obydwa lodowce straciły blisko 41% swojej powierzchni. Należy tu zaznaczyć, iż recesja każdego z nich miała nieco inny charakter i przebieg, choć ich wspólną cechą było obniżanie powierzchni i pokrywanie przez gruz morenowy coraz większych partii jęzora. Wydaje się, iż jest to ewolucja w kierunku lodowców gruzowych. Lodowiec Toppbreen jeszcze w roku 1961 zasilał sąsiadujący z nim od północy lodowiec Keilhaubreen. Toppbreen ma ekspozycję północną i rozbudowaną strefę akumulacyjną w przedziale wysokości 400-600 m n.p.m. Sprzyja to nadbudowie jego powierzchni w najwyższych partiach, gdzie w latach 1990-2010 nastąpił miejscami niewielki wzrost miąższości. Jest to tendencja odwrotna do kierunku zmian lodowca Dumskoltbreen, który co najmniej od lat 90. XX w. cienieje na całej długości, czemu sprzyja zarówno jego południowa wystawa, jak i wysokość nieznacznie tyko przekraczająca 400 m n.p.m. (Ryc.5.2.20 i 5.2.23). Ryc. 5.2.23. Lodowiec Dumskoltbreen w sezonie letnim 1991 roku. Widok od strony Skoltsletta w kierunku północnym (fot. W. Ziaja). 5.2.1.3 Region wschodniego Sørkapp Landu Region wschodniego Sørkapp Landu jest wysunięty w otwarte Morze Barentsa rozciągając się między zatoką Isbukta na południu oraz nasadą półwyspu i wybrzeżem fiordu Hambergbukta na północy. Od zachodu jego granicę wyznaczają rozciągające się południkowo lodowce uchodzące do morza: Sykorabreen i Vasil’evbreen oraz rozdzielające je płaskowyże lodowe Hedgehogfonna i Skilfonna. W granicach tego obszaru znajduje się pięć lodowców, których pola firnowe w większości przypadków łączą się przez przełęcze górskie ze zlodowaconym interiorem. Największym lodowcem regionu wschodniego jest Tromsøbreen (Ryc. 5.2.24). Rozciąga się on południkowo od położonego na północy płaskowyżu lodowego Hedgehogfonna, który stanowi jego strefę akumulacyjną, w kierunku wybrzeża zatoki Isbukta na południu. W roku 2010 jego długość łącznie ze strefą akumulacyjną wynosiła około 6,5 km. Jęzor lodowca wypełnia dolinę ulokowaną między masywami Hagerupfjellet na zachodzie i Havkollen na wschodzie. W jego bliskim sąsiedztwie, tuż za wąskim grzbietem masywu Claus Andersenfjellet, swój początek bierze drugi co do wielkości lodowiec regionu – Barbarabreen. Ma on przebieg równoleżnikowy i spływa w kierunku wschodnim wypełniając obniżenie między masywami nadmorskimi Daudbjørnfjellet i Mirefjellet na południu oraz Hedgehogfjellet na północy. Lodowiec ten otrzymuje zasilanie z kilku pól firnowych, choć jego szeroka strefa akumulacyjna rozpościera się głównie na północno-wschodnich stokach masywu Daudbjørnfjellet. Od północy ma on szerokie połączenie z rozległym polem lodowym Hedgehogonna, którego dynamika w dużej mierze determinuje zmiany geometrii, jakie zachodzą w obrębie lodowca. Długość Barbarabreen wynosi około 3,5 km. Dalej na północ położone są pozostałe lodowce regionu. Mają one zazwyczaj niewielką powierzchnię około 1 km² lub mniejszą. Dwa spośród nich, Coryellbreen i Bevanbreen, stanowiły dawniej jęzory odpływu lodu z Hedgehogfonna, ale wskutek spadku miąższości tego płaskowyżu lodowego przestały być przez niego zasilane albo zasilanie to jest aktualnie bardzo małe. Granicę lodowców w strefie akumulacyjnej poprowadzono zgodnie z przebiegiem działu lodowego wyznaczonego na podstawie nachylenia powierzchni i kierunku spływu lodu w roku 2010, dlatego zarówno obszar jaki zajmują, jak i długość obu lodowców może różnić się od podawanej w literaturze (Norwegian Polar Institute 2003). Obydwa lodowce cechuje duży spadek. Jęzory wypełniają strome dna dolin wciśnięte pomiędzy wysokie masywy nadmorskie Tvillingtoppen, Geologtoppen i Fonnkampen. Ryc. 5.2.24. Zmiany zasięgu lodowców wschodniego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010: Kambreen, Bevanbreen i Coryellbreen w części północnej (a) oraz Barbarabreen i Tromsøbreen na południu (b). Piąty i ostatni lodowiec regionu wschodniego, Kambreen, jest jedynym lodowcem nie połączonym z płaskowyżem lodowym Hedgehogfonna, choć w Małej Epoce Lodowej był stamtąd zasilany (Wassiliew 1925, Ziaja 2007). Wysunięty najdalej na północ lodowiec wypełnia głęboki kar o stromych ścianach. W analizowanym okresie badawczym 1961-2010 spadek powierzchni zlodowaconej regionu wschodniego był znaczny, ale dotyczył on głównie największego lodowca Tromsøbreen. Dane uśrednione dla całego regionu wykazują zmniejszenie powierzchni pokrytej przez lodowce o 13% z około 22,2 km² do 19,3 km² (Tab. 5.2.7). Średnie tempo recesji było zróżnicowane i w latach 1961-1990 wynosiło 0,04 km² rocznie, a po 1990 roku podwoiło się do 0,09 km² rocznie. W tym samym czasie wzrosła powierzchnia lodowczyków i płatów śniegu z około 1,4 km² do 1,5 km². Należy jednak podkreślić, iż przyrost ten wynika z transformacji peryferyjnych fragmentów lodowca Vasil’evbreen w płaty śniegu na skutek jego postępującej recesji. Tab. 5.2.7. Różnice powierzchni zlodowacenia powierzchniowego wschodniego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Typ Powierzchnia [km²] Różnice powierzchni [km²; %] Różnice powierzchni/ rok [km², %] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Lodowczyki i płaty wieloletniego śniegu 1,39 1,53 1,51 0,14; 9,8 -0,02; -1,0 0,12; 8,7 0,005; 0,34 -0,001; -0,05 0,002; 0,18 Lodowce 22,25 21,04 19,29 -1,21; -5,4 -1,75; -7,8 -2,95; -13,3 -0,04; -0,2 -0,09; -0,4 -0,06; -0,3 Suma 23,64 22,57 20,81 -1,07; -4,5 -1,76; -7,8 -2,83; -12,0 -0,04; -0,2 -0,09; -0,4 -0,06; -0,24 Tab. 5.2.8. Różnice powierzchni poszczególnych lodowców wschodniego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Lodowiec Powierzchnia [km²] Różnice powierzchni [km²; %] Różnice powierzchni/rok [km²; %] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Kambreen 1,07 1,07 1,01 0,00; -0,1 -0,07; -6,1 -0,07; -6,2 0,00; -0,1 -0,01; -0,3 -0,004; -0,001 Bevanbreen 0,87 0,81 0,67 -0,06; -7,0 -0,15; -17,9 -0,21; -23,7 -0,002; -0,2 -0,007; -0,9 -0,004; -0,5 Coryellbreen 0,93 0,90 0,74 -0,03; -3,2 -0,16; -18,1 -0,19; -20,7 -0,001; -0,1 -0,01; -0,9 -0,004; -0,4 Barbarabreen 2,79 2,77 2,62 -0,02; -0,7 -0,15; -5,4 -0,17; -6,1 -0,001; -0,02 -0,01; -0,3 -0,003; -0,1 Tromsøbreen 16,58 15,49 14,26 -1,09; -6,6 -1,22; -7,9 -2,32; -14,0 -0,04; -0,2 -0,06; -0,4 -0,05; -0,3 Tab. 5.2.9. Różnice długości (wzdłuż linii centralnej) poszczególnych lodowców wschodniego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Lodowiec Długość jęzora [m] Zmiany długości jęzora [m] Różnice długości/rok [m/rok] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Kambreen 1846,6 1846,6 1846,6 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 Bevanbreen 1524,5 1524,5 1524,5 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 Coryellbreen 1646,5 1646,5 1370,5 0,0 -276,0 -270,0 0,0 -13,8 -5,6 Barbarabreen 3718,9 3718,9 3479,4 0,0 -239,2 -239,2 0,0 -12,0 -4,9 Tromsøbreen 7476,4 6915,6 6502,5 -560,8 -413,1 -973,8 -19,3 -20,7 -19,9 Spośród lodowców regionu wschodniego największej recesji podlegał Tromsøbreen. Spadek jego powierzchni w latach 1961-2010 wyniósł 14%, tj. 2,3 km² (Tab. 5.2.8). Tempo recesji frontalnej lodowca w całym badanym okresie było zmienne, ale średnio wynosiło około 20 m rocznie. W efekcie czoło Tromsøbreen zostało przesunięte w głąb lądu o około 1 km (Tab. 5.2.9). Wraz ze spadkiem powierzchni lodowca Tromsøbreen wystąpił również znaczny spadek jego miąższości (Ryc. 5.2.25). W latach 1961-2010 jego wysokość obniżyła się w całym profilu podłużnym, od 30 m w górnych i środkowych partiach do 70 m w części czołowej (Ryc. 5.2.26). W skali całego półwyspu było to największe zanotowane obniżenie strefy akumulacyjnej lodowca kończącego się na lądzie. Uwarunkowało je kilka czynników, wśród których, obok sytuacji topograficznej (tj. niskiego położenia lodowca i jego wystawy południowej), należy wymienić szarżę sąsiadującego z nim lodowca Sykorabreen, która nastąpiła w latach 1961-1970 (Lefauconnier i Hagen 1991). Doprowadziła ona do transferu masy z pola lodowego Hedgehogfonna, zasilającego również lodowiec Tromsøbreen, w kierunku północnym do niższych partii jęzora Sykorabreen, a następnie do fiordu Hambergbukta. Ze względu na brak danych wysokościowych z lat 1990 i 1970, które pokrywałyby całą powierzchnię lodowca Tromsøbreen, trudno jest dziś odtworzyć dokładny przebieg zmian, jakim podległa jego geometria w trakcie i tuż po tej szarży. Pewne światło na to zagadnienie rzuca analiza cyfrowego modelu wysokościowego z 1970 roku (udostępnionego przez NPI w 2014 roku, którego specyfikację zawarto w podrozdziale 4.1.3), a który obejmuje część strefy akumulacyjnej lodowca. Porównanie go z danymi dla lat 1961 i 2010 pozwala stwierdzić, iż w okresie od 1961-1970 grubość górnych partii lodowca zmalała o około 50-60 m, a następnie w ciągu kilku dekad nastąpiła powolna odbudowa i przyrost masy w tej części lodowca. Analizując wysokość jej powierzchni w roku 2010 zaobserwowano, iż była to nadbudowa rzędu 20-30 m, co prowadzi do wniosku, iż do dnia dzisiejszego nie nastąpiła pełna kompensacja wcześniejszego ubytku lodu. Ryc. 5.2.25. Zmiany wysokości powierzchni lodowca Tromsøbreen w latach 1961-2010. Odpływ masy lodu na północ do lodowca Sykorabreen i związane z nim obniżenie pola firnowego lodowca Tromsøbreen w pobliże lub miejscami nieco poniżej linii równowagi bilansu masy skutkowały zmniejszeniem przepływu lodu do jego dolnej części, co dodatkowo wzmogło jej cienienie i frontalną recesję. Wniosek ten potwierdza analiza cyfrowego modelu wysokościowego z roku 1990, który obejmuje tylko dolną część jęzora Tromsøbreen. Porównanie go z danymi dla lat 1961 i 2010 pozwala zaobserwować większy spadek miąższości jęzora lodowca po roku 1990. Ryc. 5.2.26. Zmiana wysokości powierzchni (wzdłuż linii centralnej) lodowca Tromsøbreen na podstawie cyfrowych modeli wysokościowych dla lat 1961 i 2010. Ryc. 5.2.27. Zmiany wysokości powierzchni (wzdłuż linii centralnej) lodowców północno-wschodniego Sørkapp Landu na podstawie cyfrowych modeli wysokościowych dla lat 1970 i 2010. Ryc. 5.2.28. Zmiany wysokości powierzchni lodowców północno-wschodniego Sørkapp Landu w latach 1970-2010: Kambreen, Bevanbreen i Coryellbreen (a) oraz Barbarabreen (b). Szarża lodowca Sykorabreen i związane z nią obniżenie pola lodowego Hedgehogfonna zdeterminowały kierunek ewolucji pozostałych lodowców z nimi połączonych, a mianowicie Barbarabeen, Coryellbreen i Bevanbreen. Analiza zmian ich miąższości została przeprowadzona jedynie dla okresu 1970-2010, ze względu na brak danych wysokościowych z roku 1961 i znaczne luki w danych z roku 1990 (Ryc. 5.2.27 i 5.2.28). Zasięg lodowca Barbarabreen nie uległ większej zmianie w okresie badawczym (Ryc. 5.2.28). Po roku 1990 wytopił się jedynie fragment jęzora, który dawniej spływał na stromych stokach masywów nadmorskich. Istotnym zmianom natomiast podlegała wysokość powierzchni lodowca (Ryc. 5.2.27). Mimo, iż jest on zasilany głównie z pól firnowych na zboczach górskich Claus Andersenfjellet i Daudbjørnfjellet, szerokie połączenie jego strefy akumulacji z Hedgehogfonna sprawia, iż wszelkie zmiany, jakie zachodzą w obrębie tego płaskowyżu lodowego mają odbicie w zmianach geometrii lodowca. Ujawniło się to właśnie w trakcie szarży w latach 1961-1970. Przemieszczające się w dół ogromne masy lodu „pociągnęły” za sobą również fragment strefy akumulacyjnej (pola firnowego) Barbarabreen, obniżając ją do tego stopnia, iż miejscami wysokość jej powierzchni spadła poniżej ówczesnego poziomu jęzora. Kolejne dekady przyniosły częściową odbudowę pola firnowego lodowca, którego wysokość powierzchni wzrosła o 25-35 m. Jednocześnie miąższość jęzora spadła o około 30 m, do czego z pewnością przyczynił się spadek zasilania z obniżonej strefy akumulacyjnej. Pozostałe dwa lodowce – Coryellbreen i Bevanbreen – podlegały podobnym zmianom. W ich przypadku szarża lodowca Sykorabreen doprowadziła przede wszystkim do przesunięcia na wschód działu lodowego i tym samym skrócenia ich stref akumulacyjnych, z których lód odpłynął w kierunku południowo-zachodnim. W efekcie utraty istotnego źródła zasilania, po roku 1970 lodowce zmniejszyły miąższość w całym profilu podłużnym, od 15 m w górnych partiach do ok. 25-27 m w dolnych (Ryc. 5.2.27 i 5.2.28). Wydaje się, że ich recesja sprowadza się przede wszystkim do procesu cienienia. Jest ono bardziej intensywne u lodowca Coryellbreen, w jego górnych partiach świeżo odsłonięte powierzchnie stoków skalnych odseparowały od jęzora fragment dawnej strefy akumulacyjnej. Kambreen zaś po Małej Epoce Lodowej w 1936 roku sięgał do moreny bocznej Hambergbreen oddzielającej go od morza (Ziaja 2007). Następnie do lat 60. XX w. podlegał skracaniu od czoła, ograniczając swój zasięg do dna głębokiego karu. W ciągu następnych 50 lat nie zmienił się on istotnie (Tab. 5.2.8 i 5.2.9). Jego czoło, mniej zacienione niż reszta lodowca i dlatego znacznie częściej poddawane działaniu promieniowania słonecznego, uległo obniżeniu o 10-18 m i nieznacznemu zwężeniu. Pozostała część jęzora lodowcowego, osłaniana od południa przez wysoki masyw Fonnkamppen pozostała stabilna, a w strefie akumulacyjnej nastąpił miejscami wzrost miąższości do 15 m. 5.2.1.4. Region północnego Sørkapp Landu Region północny rozciąga się od lodowca Sykorabreen na wschodzie po lodowiec Körberbreen na zachodzie. Większość lodowców regionu wypełnia doliny o przebiegu południkowym. Do największych należą lodowce w północno-wschodniej części położone w otoczeniu wysokich masywów górskich Ostrogradskijfjella (623 m n.p.m.) i Alfhildtoppane (544 m n.p.m.). Są to następujące lodowce: - Mikaelbreen – spływa na północ ze stoków masywu Ostrogradskijfjella (Ryc. 5.2.29). Jest najwięszym lodowcem regionu o powierzchni ponad 3 km² i długości 3,3 km. W 2010 roku wciąż minimalnie zasilał lodowiec Hornbreen. - Professorbreen – drugi co do wielkości lodowiec regionu o powierzchni 2 km² i długości 2,3 km. Jest najdalej na wschód wysuniętym lodowcem regionu, spływającym ze stoków Ostrogradskijfjella w kierunku północno-wschodnim. Od lodowca Mikaelbreen oddziela go wzniesienie Professorryggen (Ryc. 5.2.29). - bezimienny lodowiec na południowych stokach masywu Ostrogradskijfjella. Na potrzeby niniejszej pracy nadano mu roboczą nazwę Ostrogradskijbreen. Podobnie jak większość lodowców regionu, zasilał on dawniej jeden z wielkich systemów glacjalnych uchodzących do morza, a mianowicie sąsiadujący z nim od południa lodowiec Svalisbreen. W 2010 roku jego powierzchnia wynosiła blisko 1 km², a długość 1,7 km (Ryc. 5.2.29). - Signybreen – położony na południe od wyżej wymienionych lodowiec spływający ze stoków masywu Alfhildtoppane w kierunku północno-zachodnim. Wypełnia on dolinę między masywami Kinnhøgda na północy i Elsenuten na południu (Ryc. 5.2.30). Signybreen jest trzecim co do wielkości lodowcem regionu – zajmując powierzchnię blisko 2 km² rozciąga się na dystansie 2,7 km. Dalej na zachód położonych jest kilka małych lodowców o powierzchni nieprzekraczającej 2 km² (Ryc. 5.2.30). Są to: - Bautabreen wypełniający dolinę między masywami Mannsfeldkammen na zachodzie i Starostinfjellet na wschodzie - Smaleggbreen spływający ze wschodnich stoków Starostinfjellet i Smalegga w kierunku lodowca Mendeleevbreen - bezimienny lodowiec w zagłębieniu Noskovskaret na północno-zachodnich stokach masywu Tverraksla w paśmie górskim Påskefjella (Ryc. 5.2.30). Ryc. 5.2.29. Zmiany zasięgu lodowców północnego Sørkapp Landu w masywie Ostrogradskijfjella w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.2.30. Zmiany zasięgu lodowców północnego Sørkapp Landu w otoczeniu masywów Starostinfjellet i Alfhildtoppane w latach 1961-1990-2010. Oprócz większych lodowców, w regionie jest wiele małych lodowczyków i płatów śniegu o powierzchni nieprzekraczającej z reguły 0,5 km². Zaliczono je do wspólnej kategorii, nawet jeśli niektóre z nich miały swoje nazwy. Najliczniej występują one na zachodnich zboczach pasma górskiego Påskefjella. Oprócz tego w kategorii tej znalazł się Reischachbreen – mały lodowiec dolinny wypełniający kar na północnym skłonie masywu Pillewizertoppen (o powierzchni 0,25 km²), bezimienny lodowczyk wypełniający niewielki kar na północnych zboczach Starostinfjellet (o powierzchni 0,29 km²) oraz bezimienny lodowczyk na południowych stokach Påsketoppen (0,48 km²). Zaliczono tu również lodowczyki na wschodnich stokach masywu Traunkammen, dwa dawne dopływy lodowca Mendeleevbreen oraz lodowczyki otoczenia Ostrogradskijfjella (Ryc. 5.2.29 i 5.2.30). W analizowanym okresie badawczym wszystkie lodowce północnego Sørkapp Landu były w fazie recesji. W efekcie ich powierzchnia zmalała o około 25% z blisko 15 km² do 11 km² (Tab. 5.2.10). Średnie tempo recesji powierzchniowej lodowców w całym badanym okresie było bardzo zróżnicowane. W latach 1961-1990 wynosiło 0,03 km², tj. 0,2 % obszaru zlodowaconego rocznie, a po roku 1990 wzrosło ponad trzykrotnie osiągając 0,13 km², tj. 1% obszaru zlodowaconego rocznie. Tab. 5.2.10. Różnice powierzchni zlodowacenia powierzchniowego północnego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Typ Powierzchnia [km²] Różnice powierzchni [km²; %] Różnice powierzchni/ rok [km², %] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Lodowczyki i płaty wieloletniego śniegu 4,39 4,42 4,20 0,02; 0,5 -0,22; -4,9 -0,19; -4,4 0,001; 0,04 -0,01; -0,2 -0,004; -0,09 Lodowce 14,74 13,77 11,08 -0,96; -6,5 -2,70; -19,6 -3,66; -24,8 -0,03; -0,2 -0,13; -1,0 -0,07; -0,5 Suma 19,13 18,19 15,28 -0,94; -4,9 -2,91; -16,0 -3,85; -20,1 -0,03; -0,2 -0,15; -0,8 -0,08; -0,4 Znacznie mniejszą redukcję powierzchni w latach 1961-2010 stwierdzono u lodowczyków i płatów wieloletniego śniegu, gdzie wyniosła ona 0,19 km², tj. 4,4% (Tab. 5.2.10). Do roku 1990 nastąpił minimalny przyrost ich powierzchni o 0,02 km², tj. 0,5%, będący głównie rezultatem przyrostu powierzchni bezimiennego lodowca położonego u podnóży masywu Tvirryggen (Ryc. 5.2.29). Przyrost ten zrównoważył ubytek masy dwóch małych lodowców wypełniających kary na północnych skłonach masywów Pillewizertoppen i Starostinfjellet oraz płatów śniegu i lodowczyków położonych w bliskim sąsiedztwie lodowców uchodzących do morza, od których w roku 1961 oddzielały je jedynie wąskie pasy wałów lodowo-morenowych (Ryc. 5.2.2 i 5.2.30). Owe lodowczyki i płaty wieloletniego śniegu, występujące na peryferiach lodowców Samarinbreen, Mendeleevbreen, Svalisbreen i Hornbreen, zapewniały im najprawdopodobniej niewielkie zasilanie jeszcze w roku 1961. Ich postępujące skracanie w kolejnych latach spowodowało utratę łączności z większymi lodowcami i ewolucję w kierunku izolacji. Wytapianie lodowczyków i płatów śniegu po roku 1990 doprowadziło do redukcji ich powierzchni o 0,22 km², tj. 4,9%. W tej kategorii przez cały badany okres dość stabilna pozostawała jedynie powierzchnia lodowczyków położonych w wyższych partiach pasma górskiego Påskefjella, w masywie Traunkammen, a także na jednym z najwyższych masywów półwyspu – Tindegga. W kategorii lodowców, których powierzchnia w roku 1961 przekraczała 1 km², większość stanowiła dawne dopływy lodowców uchodzących do fiordu Hornsund albo zatoki Hambergbukta. Wśród nich wyjątek stanowił jedynie Bautabreen (Ryc. 5.2.30). Pozostałe jeszcze w 1961 roku zasilały inne lodowce, a ich dolne granice wyznaczały z reguły wąskie smugi materiału morenowego powstające na styku ich czół z jęzorami lodowców, które zasilały. Stosunkowo mały spadek powierzchni w latach 1961-2010 stwierdzono u lodowca Mikaelbreen, który w 2010 roku wciąż minimalnie zasilał lodowiec Hornbreen (Tab. 5.2.11 i 5.2.12). Jego recesja sprowadzała się głównie do zwężania i obniżania najniższych partii jęzora lodowcowego, który nie uległ zasadniczemu skróceniu (Ryc. 5.2.29). Sąsiadujący z nim na wschodzie lodowiec Professorbreen co najmniej do roku 1990 zasilał lodowiec Sykorabreen uchodzący do zatoki Hambergbukta. Dolne partie jęzora lodowcowego były wówczas znacznie węższe niż w roku 1961, gdyż jego fragment przylegający do lodowca Hambergbreen uległ wytopieniu. W latach 1990-2010 recesja Professorbreen bardzo przyśpieszyła (Tab. 5.2.11). W okresie tym jęzor lodowca uległ znacznemu skróceniu, przez co stracił połączenie z Sykorabreen (Ryc. 5.2.29, Tab. 5.2.12). Transformacja położonego dalej na południe Ostrogradskijbreen miała podobny przebieg. W latach 1961-1990 znaczna część dolnych partii jęzora lodowcowego wytopiła się, lecz nie stracił on połączenia ze Svalisbreen, którego zasilał. Dopiero po 1990 roku tempo recesji lodowca wzrosło niemal dwukrotnie, przez co przestał zasilać Svalisbreen i stał się odrębnym lodowcem (Tab. 5.2.11 i 5.2.12). Tab. 5.2.11. Różnice powierzchni poszczególnych lodowców północnego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Lodowiec Powierzchnia [km²] Różnice powierzchni [km²; %] Różnice powierzchni/rok [km²; %] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Professorbreen 3,20 2,95 2,07 -0,24; -7,6 -0,89; -30,1 -1,13; -35,4 -0,008; -0,03 -0,04; -1,5 -0,02; -0,7 Mikaelbreen 3,74 3,72 3,35 -0,01; -0,3 -0,38; -10,1 -0,39; -10,4 0,0; 0,0 -0,02; -0,5 -0,01; -0,2 Ostrogradskijbr. 1,68 1,37 0,97 -0,31; -18,6 -0,40; -29,1 -0,71; -42,3 -0,01; -0,6 -0,02; -1,5 -0,01; -0,9 Signybreen 3,34 2,45 1,94 -0,89; -26,6 -0,51; -20,8 -1,40; -41,9 -0,03; -0,9 -0,03; -1,0 -0,03; -0,9 Smaleggbreen 1,94 1,42 1,09 -0,52; -27,0 -0,33; -23,1 -0,85; -43,9 -0,02; -0,9 -0,02; -1,2 -0,02; -0,9 Bautabreen 0,84 0,78 0,61 -0,06; -7,6 -0,17; -21,8 -0,23; -27,7 -0,002; -0,3 -0,01; -1,1 -0,005; -0,6 Noskovskaret 1,16 1,08 1,05 -0,08; -6,8 -0,03; -2,4 -0,11; -9,1 -0,003; -0,2 -0,001; -0,1 -0,002; -0,2 Tab. 5.2.12. Różnice długości (wzdłuż linii centralnej) poszczególnych lodowców północnego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Lodowiec Długość jęzora [m] Zmiany długości jęzora [m] Różnice długości/rok [m/rok] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Professorbreen 3237,3 3030,6 2346,8 -206,7 -683,8 -890,5 -7,1 -34,2 -18,2 Mikaelbreen 3338,9 3338,9 3338,9 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 Ostrogradskij. S 2366,4 2092,0 1714,4 -274,4 -377,6 -651,9 -9,5 -18,9 -13,3 Signybreen 3279,9 3121,9 2672,8 -158,0 -449,1 -607,2 -5,4 -22,5 -12,4 Smaleggbreen 2313,0 1797,6 976,5 -515,4 -821,2 -1336,6 -17,8 -41,1 -27,3 Bautabreen 2088,3 2033,6 1600,9 -54,8 -432,6 -487,4 -1,9 -21,6 -9,9 Noskovskaret 2004,0 1861,4 1751,9 -142,7 -109,4 -252,1 -4,9 -5,5 -5,1 Położone dalej na zachód lodowce Signybreen i Smaleggbreen dawniej (czyli jeszcze w latach 60. XX w.) zasilały po obu stronach dolne partie lodowca Mendeleevbreen. Recesja obydwu lodowców w latach 1961-2010 należała do największych w regionie. Jej średnie tempo w całym okresie badawczym wynosiło w obu przypadkach 0,9% rocznie, co odpowiadało rocznemu zmniejszaniu powierzchni lodowca Signybreen o 0,03 km², a Smaleggbreen o 0,02 km². Jęzory obydwu lodowców uległy skróceniu w badanym okresie, jednak proces ten przebiegał znacznie szybciej u lodowca Smaleggbreen, który już przed rokiem 1990 oddzielił się od Mendeleevbreen zmniejszając swój zasięg czołowy o 515 m, czyli średnio o 18 m/rok. W ciągu następnych dwóch dekad czoło lodowca przesunęło się o kolejne 821 m, co daje średnie tempo 41 m rocznie (Tab. 5.2.12). Stanowi to najszybszą zaobserwowaną recesję czołową w regionie i jedną z najszybszych na półwyspie. Rolę lodowca dopływowego w obrębie większego systemu glacjalnego pełnił dawniej również bezimienny lodowiec, który dla potrzeb niniejszej pracy na mapie określono mianem Noskovskaret – od nazwy przęłęczy w górującym nad nim masywie Tverraksla. Do 1990 roku zasilał on lodowiec Samarinbeen, po czym powierzchnia obu lodowców zmalała na tyle, iż oddzieliły się od siebie. Na tle pozostałych lodowców regionu jego recesję można zaliczyć do najmniejszych (Ryc. 5.2.30, Tab. 5.2.11 i 5.2.12). Jego powierzchnia w latach 1961-2010 zmalała o 0,11 km², tj. 9,1%, a jęzor skrócił się o 252 m (około 5 m/rok). Do zachowania względnie stabilnej masy lodowca przyczyniło się z pewnością jego położenie w głębokiej dolinie przeważanie zacienionej przez otaczające ją wysokie masywy górskie Tverraksla i Pinsetoppen. Ostatni z większych lodowców północy, Bautabreen, jako jedyny nigdy nie zasilał większego systemu glacjalnego. W latach 1961-1990 jego powierzchnia zmniejszyła się nieznacznie, o około 0,06 km², tj. 7,6%, co stanowi jedną z najniższych wartości w regionie. Recesja lodowca w tym okresie sprowadzała się głównie do zwężania jego jęzora, którego długość nie uległa istotnej zmianie, bo został skrócony zaledwie o 54 m. Po roku 1990 proces topnienia Bautabreen przyśpieszył. Lodowiec utracił dalsze 0,17 km², tj. blisko 22% powierzchni, a jego jęzor skrócił się istotnie, bo aż o 432,6 m. Doprowadziło to do rozczłonkowania lodowca w jego dolnych partiach i powstania płatu martwego lodu na jego przedpolu (Ryc. 5.2.30). Sumarycznie w latach 1961-2010 Bautabreen stracił blisko jedną trzecią swojej powierzchni. Choć dla lodowca względnie niewielkich rozmiarów taki ubytek masy jest znaczący, to na tle pozostałych lodowców regionu należy on do najniższych. 5.2.2. Lodowce cielące się Lodowców uchodzących do morza jest na półwyspie Sørkapp Land znacznie mniej niż tych kończących się na lądzie. Zajmują one jednak, wraz z zasilającymi je dopływami, nieporównywalnie większą powierzchnię. Do Morza Grenlandzkiego omywającego zachodnie brzegi półwyspu uchodzi Olsokbreen. Na wchodzie natomiast, do wód Morza Barentsa klifem opadają dwa lodowce: największy na półwyspie Vasil’evbreen, a także położony na północ od niego Sykorabreen, dawniej zasilający lodowiec przesmyku Hambergbreen. Najwięcej, bo aż 8 lodowców cielących się znajduje się na północy, gdzie uchodzą do fiordu Hornsund. W kolejnych podrozdziałach scharakteryzowano prawidłowości ich recesji. 5.2.2.1. Uchodzące do Morza Grenlandzkiego – Olsokbreen Lodowiec Olsokbreen jest jedynym uchodzącym do morza na zachodnim wybrzeżu. Rozciąga się południkowo spływając z płaskowyżu lodowego Mefonna w zlodowaconym interiorze półwyspu na południe do zatoki Stormbukta (należącej do Morza Grenlandzkiego), do której opada klifem. U schyłku Małej Epoki Lodowej, w 1900 r., rozległa dziś zatoka Stormbukta nie istniała, a na jej miejscu zalegał lodowiec Olsokbreen, znacznie większy niż obecnie (Ziaja 2011b). Olsokbreen wyznacza granicę pomiędzy obszarem zachodniego i południowego Sørkapp Landu. Strefa czołowa lodowca sąsiaduje na zachodzie z niziną nadmorską Olsokflya, od południa zaś przylega do równiny Øyrlandet. W odcinku środkowym i górnym od zachodu łączy się przez przęłęcze górskie z lodowcami Vitkovskijbreen i Bungebreen, na wschodzie zaś z licznymi dopływami lodowca Vasil’evbreen (Ryc. 5.2.31). Olsokbreen jest drugim co do wielkości lodowcem Sørkapp Landu. Razem z dopływami zajmuje powierzchnię 111 km², a długość głównego jęzora lodowca wynosi 14,9 km. Jest zasilany przez liczne dopływy. Należą do nich między innymi: - Nøisbreen – spływający z północnych stoków masywu Hilmarfjellet i Lebedevfjellet - Kvithettbreen – zasilający Olsokbreen w jego górnym odcinku; otoczony przez wysokie masywy Snøkrossen, Gråtinden i Kvithetta - Valettebreen – w środkowym odcinku Olsokbreen, otoczony od pólnocy przez masyw Haitanna, a na południu Guilbaudtoppen - Brazybreen – zajmujący zagłębienie terenu między masywami Guilbaudtoppen na zachodzie i Roaldryggen na wschodzie. Ryc. 5.2.31. Zmiany zasięgu lodowca Olsokbreen w latach 1961, 1990 i 2010. Oprócz wyżej wymienionych istnieje szereg bezimiennych lodowców zasilających Olsokbreen od zachodu, położonych na stokach Røkensata, Smerudknausen, Eggetoppen, Brandbunutane, Lysentoppen czy Toverudfjellet (Ryc. 5.2.31). Od strony wschodniej natomiast lodowiec ma szerokie połączenie z czapą lodową Sørkappfonna, gdzie jego granica została poprowadzona na podstawie kierunków spływu lodu (po lododziale). W całym badanym okresie lodowiec Olsokbreen podlegał znacznej recesji. W latach 1961-1990 powierzchnia lodowca skurczyła się o 7,8 km², tj. 6%. Po roku 1990 tempo recesji Olsokbreen wzrosło dwukrotnie, co w kolejnym dwudziestoleciu spowodowało utratę następnych 9,7 km², tj. 8% powierzchni lodowca. W całym badanym okresie tempo recesji powierzchniowej Olsokbreen było nieco mniejsze niż w przypadku większości lodowców kończących się na lądzie, tj. 0,3% obszaru zlodowaconego rocznie, jednak dało ono znacznie wiekszą powierzchnię uwolnioną spod lodowca, bo aż 17,4 km² (Tab. 5.2.13). Zmiany zasięgu i geometrii najbardziej zaznaczyły się w strefie czołowej lodowca (Ryc. 5.2.31 i 5.2.32). W badanym okresie jęzor Olsokbreen cofnął się o ponad 3 km, natomiast wydłużeniu o 2300 m uległ klif lodowca (Tab. 5.2.13). Spowodowało to zwiekszenie rozmiaru zatoki Stormbukta. Większe zmiany nastąpiły również w geometrii dopływu Brazybreen, u którego wytopiły się boczne partie jęzora. Tab. 5.2.13. Różnice powierzchni, długości jęzora i długości klifu lodowca Olsokbreen w latach 1961-1990-2010. Olsokbreen 1961 1990 2010 Różnica Tempo zmiany [różnica/rok] 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Powierzchnia [km², %] 128,67 121,05 111,25 -7,77; -6,0 -9,65; -8,0 -17,42; -13,5 -0,27; -0,2 -0,36; -0,3 -0,48; -0,4 Długość jęzora [m] 17985,2 16456,0 14896,4 -1529,2 -1559,6 -3088,8 -52,7 -78,0 -63,0 Długość klifu [m] 4344,5 4923,1 6644,5 578,6 1721,4 2300,0 19,9 86,1 46,9 Cyfrowe modele wysokościowe dla lat 1961 i 2010 nie objęły swym zasięgiem Olsokbreen, znane są jednak różnice wysokości niższych partii lodowca z okresu 1990-2008. Na podstawie mapy opublikowanej przez Dudek (2011) można stwierdzić, iż redukcji powierzchni towarzyszył znaczny spadek miąższości lodowca. Ryc. 5.2.32. Położenie czoła lodowca Olsokbreen w latach 1981 (fot. Z. Czeppe), 2000 (fot. W. Ziaja) i 2008 (fot. J.Dudek). W dolnych partiach Olsokbreen, tuż przy linii wyznaczającej jego młodszy zasięg, spadek wysokości powierzchni wyniósł miejscami ponad 90 m. Obszary te po roku 1990 zostały całkowicie uwolnione spod lodu i w roku 2008 w tym miejscu była już zatoka morska. W granicach zasięgu Olsokbreen z 2008 roku nastąpił od roku 1990 spadek miąższości o wartość od 62 m u jego czoła do 28 m w jego środkowym odcinku. Dane z 2008 roku dla wyższych partii lodowca zawierają dużo błędów (brak korelacji w obszarach pokrytych przez czysty śnieg) dlatego nie będą one tu analizowane. Wyjątek stanowią dane dla lodowca dopływowego Kvithettbreen, z których wynika, iż spadek miąższości lodu w latach 1990-2008, w strefie połączenia obu lodowców mógł miejscami wynosić nieco ponad 55 m. Na tle przeważająco ujemnych wartości na mapie wyróżnia się niewielki obszar wartości dodatnich w górnych partiach Kvithettbreen. 5.2.2.2. Uchodzące do Morza Barentsa W roku 2010 do Morza Barentsa uchodziły dwa lodowce Sørkapp Landu: zlokalizowany w centralnej części wschodniego wybrzeża półwyspu Vasil’evbreen oraz położony na północ od niego Sykorabreen. Vasil’evbreen wyznacza granicę pomiędzy obszarem wschodniego i południowego Sørkapp Landu. Szerokie czoło lodowca opada klifem do zatoki Isbukta będącej częścią Morza Barentsa (Ryc. 5.2.33). W 2010 roku Vasil’evbreen zajmował 176 km², a około 90% jego powierzchni znajdowało się poniżej 250 m n.p.m., a zatem w strefie ablacji. Szerokie klifowe czoło lodowca Vasil’evbreen powstało w rezultacie konfluencji licznych lodowców dopływowych. Wysunięta najdalej na północny wschód odnoga lodowca opiera się o cypel Haketangen. Bierze ona swój początek na przełęczy lodowej Russepasset i sąsiadującym z nią płaskowyżu lodowym Skillfonna. Dalej w kierunku północno-zachodnim Vasil’evbreen jest zasilany przez lodowce dopływowe Pulkovbreen, Øydebreen i Austjøkulen. Od strony zachodniej lodowiec łączy się przez przełęcze górskie z rozległymi basenami glacjalnymi Olsokbreen i Samarinbreen. Na tym odcinku także występuje kilka lodowców dopływowych. Od północy są to kolejno Kronglebreen, Brattkneikbreen i Leifbreen. Na południu strefa akumulacyjna lodowca Vasil’evbreen obejmuje część czapy lodowej Sørkappfonna, a na południowym wschodzie sąsiaduje z lodowcem Randbreen. Na wybrzeżu południowo-wschodnim ograniczają go masywy nadmorskie Nordre Randberget i Søre Randberget (Ryc. 5.2.33). Ryc. 5.2.33. Zmiany zasięgu czoła lodowca Vasil’evbreen w latach 1961,1990 i 2010. Według Lefauconnier i Hagena (1991) Vasil’evbreen jest w fazie recesji co najmniej od 1874 roku z wyjątkiem okresu 1959-1961, gdy szarża małego lodowca dopływowego usytuowanego na Kvitingpasset aktywowała południową część Vasil’evbreen i doprowadziła do jej awansu czołowego. O procesie tym miałyby świadczyć zarówno koncentryczny układ głębokich szczelin na powierzchni lodowca, jak i growlery w południowej części zatoki Isbukta, które można zaobserwować na zdjęciach lotniczych z 1961 roku. Badacze ci są zdania, iż takie krótkotrwałe prześpieszenia ruchu lodowców dopływowych Vasil’evbreen mogły zdarzać się w przeszłości znacznie częściej, choć nie zostały one zarejestrowane i można się spodziewać, iż będą się zdarzały ponownie w przyszłości, natomiast szarża całego lodowca Vasil’evbreen wydaje się raczej mało prawdopodobna (Lafauconnier i Hagen 1991). Ostatnie doniesienia o szarży najdalej wysuniętego na wschód lodowca dopływowego Vasil’evbreen w pierwszej dekadzie XXI w. zdają się to potwierdzać (Błaszczyk i in. 2013). W roku 1961 lodowiec ponownie wszedł w fazę recesji na całej swojej powierzchni. Do takiego wniosku doszli Lefauconnier i Hagen (1991) na podstawie analizy zdjęć lotniczych z lat 70. XX w., na których nie zaobserwowali oni przejawów aktywnych procesów szarży ani w obrębie lodowców dopływowych, ani strefy czołowej Vasil’evbreen. Pomimo krótkotrwałych awansów niektórych lodowców dopływowych Vasil’evbreen, w latach 1961-2010 jego całkowita powierzchnia zmniejszyła się o 34,14 km², tj. 19,4%. Średnie tempo recesji Vasil’evbreen w całym badanym okresie wynosiło 0,64-0,77 km², tj. 0,4% obszaru zlodowaconego rocznie, nieznacznie tylko przyśpieszając po 1990 roku (Tab. 5.2.14). Tab. 5.2.14. Różnice powierzchni i szerokości czoła lodowca Vasil’evbreen w latach 1961-1990-2010. Vasil'evbreen 1961 1990 2010 różnica [km², m, %] tempo zmiany [różnica/rok] 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Powierzchnia [km², %] 210,04 191,38 175,9 -18,66; -9,8 -15,48; -8,8 -34,14; -19,4 -0,64; -0,3 -0,77; -0,4 -0,70; -0,4 Szerokość czoła [m, %] 21817,7 22452,1 33779,1 634,3; 2,9 11327,4; 50,4 11961,3; 54,8 21,9; 0,1 566,3; 2,5 244,1; 1,1 Szerokość lodowego klifu morskiego [m, % szer. czoła] 20092,6; 92,1 20040,5; 89,3 13049,9; 38,6 -52,1; -0,26 -6990,6; -34,9 -7042,7; -35,1 -1,8; -0,01 -349,5; -1,7 -143,7; -0,7 Szerokość czoła zalegającego na lądzie [m, % szer. czoła] 1725,1; 7,9 2411,6; 10,7 20729,2; 61,4 686,5; 39,8 18317,6; 759,6 19004,0; 1101,6 23,7; 1,4 915,9; 38,0 387,8; 22,5 Ryc. 5.2.34. Zmiany wysokości powierzchni lodowca Vasil’evbreen w latach 1961-2010. Ubytek masy Vasil’evbreen wpłynął na duże zmiany charakteru i geometrii strefy czołowej lodowca. W latach 1961-1990 jej spąg zalegał bezpośrednio na podłożu skalnym poniżej poziomu morza. Z tego powodu zanikanie lodowca w tym okresie prowadziło przede wszyskim do zalewania obszaru uwolnionego spod lodu. Charakter czoła lodowca Vasil’ebreen zasadniczo nie uległ zmianie w tym okresie, zachowało ono przeważnie formę wspartego o dno lodowego klifu morskiego o szerokości około 20 km (Tab. 5.2.14). Jedynie na południu, u wejścia do zatoki Isbukta, dwa odcinki klifów zanikły po wycofaniu Vasil’evbreen nad poziom morza. W tej części odcinek czoła lodowca spoczywający na lądzie wydłużył się o około 1,2 km. Z kolei na północy, gdzie w 1961 roku Vasil’evbreen opierał się o cypel Morenetangen, wycofujący się front lodowca ponownie zanurzył się w morzu przybierając formę lodowego klifu, a wspomniany cypel przekształcił się w wyspę na jego przedpolu. Reasumując, w latach 1961-1990 szerokość strefy czołowej Vasil’evbreen spoczywającej na lądzie wydłużyła się 0,7 km, podczas gdy lodowe klify morskie zachowały podobną szerokość (Tab. 5.2.14). Analiza obrazu satelitarnego Landsat pozwala zaobserwować, iż w 1990 roku klifowy front Vasil’evbreen swym półokrągłym, wklęsłym kształtem nawiązywał do przebiegu struktur geologicznych Sørkapp Landu. Zarysowane w morfologii lodowca były również podlodowcowe progi skalne o kierunku NNW-SSE, które uwidoczniły się strefą spękań na jego powierzchni na południe od wzniesienia Falknatten (Ryc. 5.2.34). To duże zróżnicowanie podłoża skalnego warunkujące istnienie rozległego obniżenia i wyniesionych ponad nim progów skalnych wpłynęły na dalszą dynamikę recesji oraz związane z nią zmiany strefy frontalnej Vasil’evbreen. Do roku 1990 ubytek masy lodowca następował głównie wskutek ablacji przez cielenie, czyli mechanicznego odłamywania lodu i jego topnienia. Recesja Vasil’evbreen w latach kolejnych doprowadziła w wielu miejscach do całkowitego wynurzenia z morza i posadzenia na lądzie czoła lodowca. Tym samym rola procesów oddziałujących subakwatycznie na klifowy front lodowca zmniejszyła się na rzecz procesów ablacji zachodzących na jego powierzchni, prowadzących do jej obniżania. W latach 1990-2010 czoło Vasil’evbreen uległo znacznemu poszerzeniu, z 22 km do blisko 34 km, tj. o 50%. Szerokość odcinków czoła spoczywających na lądzie wzrosła o ponad 18 km, co przełożyło się na zwiększenie ich udziału w całkowitej szerokości czoła lodowca z 9% w roku 1990 do pond 61% w roku 2010. W tym smym okresie klifowy front lodowca uległ skróceniu o około 7 km, tj. 35% swojej szerokości (Ryc. 5.2.33, Tab. 5.2.14). W porównaniu z innymi lodowcami Sørkapp Landu uchodzącymi do morza w badanym okresie Vasil’evbreen utracił najwięcej masy lodu. Na skutek ablacji (przede wszystkim mechanicznej, a w mniejszym stopniu fizycznej) partie lodowca zanurzone w zatoce Isbukta uległy nie tylko znacznemu obniżeniu, ale w wielu miejscach zanikły (Ryc. 5.2.34). Największe zmiany wysokości, sięgające blisko 140 m, zaobserwowano u czół jęzorów zanurzonych w głębszych wodach zatoki Isbukta, zasilających Vasil’evbreen z kierunków północnych, tj. lodowców dopływowych Austjøkulen, Øydebreen oraz jęzora spływającego płaskowyżu Skilfonna (znanego także jako ,,Vasilievbreen 1ˮ wg Błaszczyk i in. 2009). W 2010 roku w dalszym ciągu uchodziły one do morza i podlegały intensywnej ablacji mechanicznej. Pomimo okresowego awansu lodowca dopływowego „Vasilievbreen 1” w pierwszej dekadzie XXI w., lodowce te zasadniczo zmniejszyły swój zasięg od 1961 roku, a ich ewolucja wydaje się zmierzać w kierunku całkowitego rozdzielenia ich jęzorów. Dotyczy to zwłaszcza lodowca Øydebreen i sąsiadującego z nim na wschodzie zasilanego przez Skilfonna lodowca „Vasilievbreen 1”. Zmiany geometrii obydwu niegdyś współpłynących lodowców doprowadziły do znacznego skrócenia oddzielającej ich moreny środkowej, z blisko 3,6 km m w roku 1961 do 650 m w roku 2010. W konsekwencji w nowszych publikacjach są one definiowane jako odrębne lodowce, czego wyrazem jest nadawanie im nowych nazw, np. ,,Vasilievbreen 1ˮ i ,,Vasilevbreen 2ˮ (Błaszczyk i in. 2009). Mniejsze zmiany wysokości w latach 1961-2010 stwierdzono w południowych i środkowych, najbardziej na zachód wysuniętych partiach czoła Vasil’evbreen dawniej uchodzących do płytszych wód zatoki Isbukta, które do 2010 roku wycofały się ponad powierzchnię morza (Ryc. 5.2.33 i 5.2.34). Maksymalny spadek miąższości lodu w tych obszarach nie przekraczał 97 m, najczęściej jednak wynosił on około 50-70 m. W wyższych partiach Vasil’evbreen, zalegających ponad poziomem morza już w latach 60. XX w., recesja miała wolniejszy przebieg i wyrażała się głównie w obniżeniu powierzchni lodowca wskutek ablacji fizycznej od 1-10 m na obszarze Sørkappfonna do 50 m w dolnych partiach lodowca dopływowego Kronglebreen. W okresie 1961-2010 jedynie w dwóch obszarach nastąpiła nadbudowa lodowca (Ryc. 5.2.34). Pierwszym z nich były północne, często zacienione stoki wysokiego masywu Istopane, gdzie wysokość powierzchni pola firnowego wzrosła miejscami o 15 m. Drugim – dolne partie lodowca dopływowego Leifbreen, gdzie miąższość lodu wzrosła o około 10-20 m. Warto zauważyć, że w tym samym okresie w górnej jego części nastąpiło obniżenie powierzchni o 10-35 m. Nasuwa to przypuszczenie, iż w obrębie lodowca miał miejsce transfer masy lodu z jego pola firnowego ku niższym partiom lodowca, który najprawdopodobniej wiązał się z krótkotrwałym przyśpieszeniem ruchu lodowca (niewielką szarżą). Ryc. 5.2.35. Zmiany zasięgu lodowca Sykorabreen w latach 1961, 1970, 1990 i 2010. Na północ od lodowca Vasil’evbreen położony jest Sykorabreen – drugi system lodowcowy uchodzący do Morza Barentsa. Lodowiec ten wyznacza granicę pomiędzy obszarem wschodniego i północnego Sørkapp Landu. Dawniej zasilał on od południa usytuowany w obrębie przesmyku lodowiec Hambergbreen, jednak recesja obydwu lodowców przekształciła je w odrębne baseny glacjalne (Ryc. 5.2.35). Sykorabreen jest jednym z największych lodowców półwyspu. Razem z licznymi dopływami w 2010 roku zajmował około 60,5 km². Swój początek bierze na rozległych płaskowyżach lodowych Skilfonna i Hedgehogfonna, z których spływa w kierunku północnym do zatoki (a od niedawna fiordu) Hambergbukta, gdzie opada niezbyt szerokim klifem lodowym. Główny jęzor lodowca (mierzony od Skilfonna do Hambergbukta) ma długość około 11,3 km (Tab.5.2.15). Otrzymuje on zasilanie od licznych bocznych lodowców dopływowych. Największym z nich od strony wschodniej jest Kanebreen połączony z Hedgehogfonna. Dalej na północ Sykorabreen jest zasilany przez szereg bezimiennych lodowców spływających ze stoków masywów Fonnkampen, Kamtoppane i Kamnova. Na zachodzie – poprzez dwie szerokie zlodowacone przełęcze: Aasepasset usytuowanej na południowycm zachodzie i Tat’janapasset w środkowym biegu lodowca – łączy się z basenem glacjalnym Svalisbreen. Dalej na północ zasila go duży lodowiec Odessabreen (Ryc. 5.2.35). Tab. 5.2.15. Różnice powierzchni, długości jęzora i szerokości czoła lodowca Sykorabreen w latach 1961-1970-1990-2010. Sykorabreen 1961 1970 1990 2010 Różnice powierzchni [km²; %; m] Tempo zmiany [różnica/rok] 1961-1970 1970-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1970 1970-1990 1990-2010 1961-2010 Powierzchnia [km²] 67,63 69,64 66,70 60,47 2,01; 3,0 -2,94; -4,2 -6,23; -9,3 -7,16; -11,8 0,20; 0,3 -0,15; -0,2 -0,31; -0,5 -0,15; -0,24 Długość jęzora [m] 14158,18 15754,70 12856,39 11325,20 1596,52 -2898,3 -1531,2 -2833,0 177,4 -144,9 -76,6 -57,8 Szerokość czoła [m] 1405,21 1670,92 1873,89 2956,75 265,71 202,97 1082,86 1551,53 29,52 10,15 54,14 31,66 Sykorabreen należy do nielicznych lodowców na Spitsbergenie, dla których zarejestrowano więcej niż jednen epizod awansu czołowego, który w XX w. wystąpił u niego co najmniej dwukrotnie. Wahania jego zasięgu zachodziły zgodnie z rytmem oscylacji lodowca Hambergbreen, z którym Sykorabreen miał niegdyś szerokie połączenie. Granica między dwoma lodowcami zaznaczała się wówczas jedynie w foliacji lodu tj. ciemniejszych smugach materiału morenowego wyznaczjącego linie ich płynięcia (Ryc. 5.2.35). Ryc. 5.2.36. Zmiany wysokości powierzchni lodowca Sykorabreen w latach 1961-1970-2010. Pierwsza zaobserwowana szarża lodowca Hambergbreen miała miejsce na kilka lat przed rokiem 1900. Była ona bardzo rozległa i wpłynęła na geometrię całego basenu glacjalnego (z lodowcem Sykorabreen włącznie). Awans czoła obydwu współpłynących lodowców pozostawił po sobie ślad w postaci glin zwałowych i podmorskich wałów morenowych zdeponowanych wzdłuż wybrzeży zatoki Hambergbukta na odcinku o długości ponad 15 km (Wassiliew 1925, Lefauconnier i Hagen 1991). Po tym zdarzeniu nastąpiła faza uspokojenia i okres stabilnego, powolnego ruchu obydwu lodowców, trwające przez następne 60 lat. W rezultacie do lat 60. XX w. czoło lodowca znacznie się cofnęło (Lefauconnier i Hagen 1991). Około roku 1961 obydwa lodowce ponownie gwałtownie przyśpieszyły. Wskutek ponadprzeciętnej prędkości przepływu lodu w obrębie Sykorabreen nastąpił awans czołowy lodowca, który do roku 1970 osiągnął blisko 1,6 km, utrzymując średnie tempo około 177 m rocznie. Powierzchnia zajmowana przez lodowiec wzrosła w tym okresie o 2 km², z 67,6 km² w roku 1961 do 69,6 km² w roku 1970 (Ryc. 5.2.35, Tab. 5.2.15). Dynamiczny transfer masy lodu ze strefy akumulacyjnej ku niższym partiom jęzora doprowadził do ich wybrzuszenia i pogrubienia, zwłaszcza w obrębie czoła lodowca, gdzie miąższość lodu wzrosła średnio o 30-45 m, a miejscami nawet o 70-75 m. Jednocześnie w wyższych partiach strefy akumulacyjnej wysokość powierzchni lodowca znacznie się obniżyła. Najwięcej lodu ubyło na płaskowyżu lodowym Hedgehogfonna, gdzie spadek miąższości wyniósł przeważnie od 35-60 m, a w kilku eksponowanych na północ miejscach u podnóży masywu Claus Andersenfjallet, maksymalne obniżenie wyniosło około 90-95 m. Dla wschodniej części Hedgehogfonna brakuje danych wysokościowych z roku 1961, jednak z analizy zmian wysokości powierzchni płaskowyżu lodowego w kolejnych dekadach można przypuszczać, iż zmieniała się ona podobnie, jak w jego części zachodniej. Znaczne obniżenie powierzchni, o 40-65 m, zaobserwowano także w środkowym biegu Sykorabreen, tj. na przęłęczy Tat’janapasset i u lodowca dopływowego na północno-zachodnich stokach masywu Fonnkampen (Ryc. 5.2.36). Po roku 1970 Sykorabreen ponownie wszedł w fazę recesji. Do roku 1990 jego powierzchnia uległa redukcji o blisko 3 km², a czoło cofnęło się o 2,9 km (tj. 1,3 km w stosunku do jego położenia w roku 1961). W kolejnym dwudziestoleciu proces ten w dalszym ciągu postępował z tą jedynie różnicą, iż przebiegał znacznie szybciej niż wcześniej. Tempo recesji lodowca w latach 1990-2010 przyśpieszyło dwukrotnie z 0,15 km², tj. 0,2% rocznie, do 0,31 km², tj. 0,5% rocznie. W rezultacie lodowiec stracił dalsze 6,2 km² swojej powierzchni. Począwszy od lat 70. XX w. następne cztery dekady były okresem powolnej odbudowy strefy akumulacyjnej Sykorabreen. Przyrost miąższości Hedgehogfonna wyniósł przeważanie 10-20 m, choć w niektórych miejscach, np. u podnóżu masywów Claus Andersenfjellet i Hedgehogfjellet, mógł dojść nawet do 60 m. Nie zrekompensował on jednak wcześniejszego ubytku objętości lodu, który nastąpił tamże w trakcie szarży lodowca. Drenaż lodu ze strefy zasilania do strefy ablacji, gdzie lód znacznie szybciej się wytapia doprowadził do spadku miąższości w całym profilu podłużnym lodowca i w konsekwencji do jego ujemnego bilansu masy (Ryc. 5.2.36). Z tego powodu, mimo czasowego awansu lodowca Sykorabreen w latach 1961-1970, w całym badanym okresie zmniejszył on zajmowaną powierzchnię o 7 km², tj. 11,8% (Tab. 5.2.15). 5.2.2.3. Uchodzące do fiordu Hornsund Z kilkunastu lodowców uchodzących do fiordu Hornsund osiem położonych jest na półwyspie Sørkapp Land. Usytuowane są one w głąbokich obniżeniach i dolinach górskich między masywami Čebyševfjellet na zachodzie a Ostrogradskijfjella i Geodettoppane na wschodzie. Największe z nich, Samarinbreen, Mendeleevbreen i Svalisbreen, wypływają z wnętrza Sørkpp Landu łącząc się od południa poprzez zlodowacone przełęcze górskie z innymi lodowcami i dzieląc z nimi swoje pola akumulacyjne (Ryc. 5.2.37). Lodowce te mają ekspozycję północną i w tym samym kierunku następuje ruch ich jęzorów (Jania 1987). Samarinbreen jest największym z lodowców półwyspu uchodzących do fiordu Hornsund. W 2010 roku zajmował, wraz z lodowcami dopływowymi, powierzchnię 78 km² i rozciągał się na dystansie około 11 km (Tab. 5.2.16). Wypływa z płaskowyżu lodowego Mefonna, przez który łączy się z uchodzącym do Morza Grenlandzkiego systemem glacjalnym Olsokbreen. Od wschodu sąsiaduje z lodowcami zasilającymi basen glacjalny Vasil’evbreen, a od zachodu z szeroką strefą akumulacyjną lodowca Bungebreen. Stanowi główną oś złożonego systemu glacjalnego zasilanego przez liczne lodowce dopływowe. Od wschodu są to dwa dopływy Westjøkulen i Stuptindbren spływające na zachód ze stoków Westernebba, Hjelmen i Stuptinden. Od zachodu natomiast uchodzi do niego aż pięć lodowców położonych w obniżeniach między masywami Toverudfjellet, Jekselen, Ždanovfjellet, Kneikfjellet, Mehesten i Horsundtind. Od południa są to Jekselbreen, Søre Kneikbreen, Nordre Kneikbreen, usytuowany na północ od nich bezimienny lodowiec oraz Jakobstigen. Na północy Samarinbreen uchodzi do Samarinvågen, jednej z największych zatok fiordu Hornsund (Ryc. 5.2.37). Ryc. 5.2.37. Zmiany zasięgu lodowców uchodzących do fiordu Hornsund, w północnej części Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Dalej na wschód od Samarinbreen usytuowane sa dwa lodowce znacznie ustępujące mu pod wględem powierzchni: Mendeleevbreen oraz Svalisbreen, obydwa uchodzące do zatoki Brepollen. Zajmują one około 35 km² i mają szerokie połączenie z sasiadującym od południa basenem glacjalnym Vasil’evbreen. Mendeleevbreen, spływa z lodowego płaskowyżu Austjøkulen, rozciągając się na dystansie 9,7 km. Od wschodu otrzymuje dodatkowe zasilanie z płaskowyżu lodowego Fredfonna oraz lodowca dolinnego Grobreen. Sąsiadujący z nim Svalisbren zajmuje obniżenie o nietypowym, sinusoidalnym przebiegu. Długość jęzora lodowca (wzdłuż linii centralnej) wynosi 12 km. Główna strefa akumulacyja lodowca jest usytuowana na przęłęczy Svanhildpasset. Od wschodu uchodzą do niego ponadto jęzory krótkich lodowców spływających z przełęczy Evapasset, Aasepasset i Tat’janapasset. Wyznaczają one granicę między basenami glacjalnymi Svalisbreen, Vasil’evbreen i Sykorabreen. W obniżeniu pomiędzy masywami Påskefjella i Smalegga usytowany jest czwarty pod względem wielkości lodowiec regionu – Chomjakovbreen. W 2010 roku zajmował powierzchnię 14 km², a jego jęzor miał długość 8 km (Tab. 5.2.16 i 5.2.17). Chomjakovbreen wypełnia odrębną dolinę i nie łączy się z innymi lodowcami. Opada niezbyt szerokim klifem do niewielkiej zatoki Svovelbukta należącej do fiordu Hornsund. Jest zasilany przez niewielkie, ale bardzo liczne lodowce dopływowe zlokalizowane w cyrkach na stokach otaczających go masywów górskich. Najdłuższym zasilającym go lodowcem dopływowym jest spływający z kierunku południowo-wschodniego Dmitrievbreen. Obok rozległych, złożonych basenów glacjalnych lodowców wypływowych, do fiordu Hornsund uchodzi również szereg mniejszych lodowców typu górsko-dolinnego. Oprócz wspomnianego Chomjakovbreen należą do nich lodowce Körberbreen wraz z dopływem Čebyševbreen, a także lodowce Petersbreen, Kvasseggbreen i Eggbreen, położone na zachód od lodowca Samarinbreen, gdzie wypełniają głębokie doliny (Ryc. 5.2.37). Od pozostałych lodowców wypływowych odróżnia je znaczna rozciągłość pionowa i związana z nią większa stromość powierzchni, które wynikają z faktu, że granice ich basenów przebiegają graniami najwyższych pasm górskich południowego Spitsbergenu: Čebyševfjellet (914 m n.p.m.), Wesletinden (928 m n.p.m.), Hornsundtind (1429 mn.p.m.) i Kvasegga (1004 mn.p.m.) (Jania 1987). Körberbreen i Petersbreen wypełniają odrębne doliny górskie o przebiegu południkowym, których głębokość i kierunek uwarunkowany jest budową geologiczną podłoża nawiązując do przebiegu uskoków. Sąsiadujące z nimi od wschodu dwa niewielkie lodowce Kvasseggbreen i Eggbreen mają przebieg równoleżnikowy i uchodzą do zatoki Samarinvågen. Dawniej pełniły one rolę lodowców dopływowych Samarinbreen, lecz w rezultacie jego czołowej recesji oddzieliły się od niego i dziś stanowią odrębne lodowce cielące się. W latach 1961-2010 powierzchnia lodowców uchodzących do fiordu Hornsund zmniejszyła się o 32%, z 210 km² do do 177 km². Tempo recesji lodowców w całym badanym okresie było zróżnicowane, w latach 1961-1990 wynosiło 0,59 km², tj.0,3% rocznie, a po roku 1990 wzrosło do 0,76 km²,tj. 0,4% rocznie (Tab. 5.2.16). Tab. 5.2.16. Różnice powierzchni lodowców uchodzących do fiordu Hornsund w latach 1961-1990-2010. Lodowiec Powierzchnia [km²] Różnice powierzchni [km²; %] Różnice powierzchni/rok [km²; %] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Körberbreen 10,79 10,54 9,99 -0,25; -2,3 -0,55; -5,2 -0,80; -7,4 -0,01; -0,1 -0,03; -0,3 -0,02; -0,2 Petersbreen 2,31 2,24 2,12 -0,07; -2,9 -0,12; -5,4 -0,19; -8,2 -0,002; -0,1 -0,01; -0,3 0,00; -0,2 Kvasseggbreen 0,89 0,80 0,77 -0,09; -10,1 -0,03; -3,9 -0,12; -13,7 -0,003; -0,3 -0,002; -0,2 0,00; -0,3 Eggbreen 2,29 1,94 1,91 -0,35; -15,2 -0,03; -1,6 -0,38; -16,5 -0,01; -0,5 -0,002; -0,1 -0,01; -0,3 Samarinbreen 86,25 82,93 78,46 -3,32; -3,8 -4,47; -5,4 -7,79; -9,0 -0,11; -0,1 -0,22; -0,3 -0,16; -0,2 Chomjakovbreen 15,33 14,50 13,98 -0,82; -5,4 -0,52; -3,6 -1,35; -8,8 -0,03; -0,2 -0,03; -0,2 -0,03; -0,2 Mendeleevbreen 45,16 38,48 34,99 -6,68; -14,8 -3,50; -9,1 -10,17; -22,5 -0,23; -0,5 -0,17; -0,5 -0,21; -0,5 Svalisbreen 46,94 41,27 35,32 -5,67; -12,1 -5,95; -14,4 -11,62; -24,8 -0,20; -0,4 -0,30; -0,7 -0,24; -0,5 Suma 210,0 192,7 177,5 -17,24; -8,2 -15,18; -7,9 -32,41; -15,4 -0,59; -0,3 -0,76; -0,4 -0,66; -0,3 Tab. 5.2.17. Różnice długości (wzdłuż linii centralnej) lodowców uchodzących do fiordu Hornsund w latach 1961-1990-2010. Lodowiec Długość jęzora [m] Zmiany długości jęzora [m] Różnice długości/rok [m/rok] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Körberbreen 5868,5 5709,3 5400,9 -159,2 -308,5 -467,6 -5,5 -15,4 -9,5 Petersbreen 3075,3 2931,8 2585,9 -143,5 -345,9 -489,4 -4,9 -17,3 -10,0 Kvasseggbreen 2104,6 1944,1 1939,9 -160,5 -4,1 -164,6 -5,5 -0,2 -3,4 Eggbreen 2672,3 2231,3 2231,3 -441,0 0,0 -441,0 -15,2 0,0 -9,0 Samarinbreen 14282,6 12454,0 11015,9 -1828,5 -14338 -3266,7 -63,1 -71,9 -66,7 Chomjakovbreen 9118,0 8394,3 8046,1 -723,7 -348,2 -1071,8 -25,0 -17,4 -21,9 Mendeleevbreen 13877,3 10642,7 9668,4 -3234,7 -974,3 -4208,9 -111,5 -48,7 -85,9 Svalisbreen 16165,3 13627,4 11918,2 -2537,9 -1709,2 -4247,1 -87,5 -85,5 -86,7 Największy spadek zajmowanej powierzchni zanotowano dla wysuniętych najdalej na wschód lodowców wypływowych Mendeleevbreen i Svalisbreen. Dolne partie jęzorów obydwu lodowców jeszcze w roku 1961 łączyły się ze sobą, a granicę między nimi wyznaczały wąskie wstęgi materiału osadowego moreny środkowej. W kolejnych latach czoła obydwu lodowców znacznie się cofnęły, tak że w roku 1990 były już odrębnymi lodowcami (Ryc.5.2.37). Porównując wielkość recesji obydwu lodowców w tym okresie należy stwierdzić, iż była ona większa u Mendeleevbreen, który zmniejszył swój zasięg czołowy o 3,2 km, tracąc ze swej powierzchni 6,7 km². W tym samym czasie czoło lodowca Svalisbreen wycofało się o 2,5 km, a zajmowana przez niego powierzchnia spadła o 5,7 km² (Tab. 5.2.16 i 5.2.17). Po roku 1990 dalsza ewolucja obu lodowców miała inny przebieg. Svalisbreen w dalszym ciągu podlegał recesji powierzchniowej, której tempo przyśpieszyło niemal dwukrotnie. Do roku 2010 utracił on kolejne 5,95 km², a jego jęzor uległ skróceniu o 1,7 km, przy czym tempo recesji czołowej lodowca pozostało podobne, jak w okresie 1961-1990 i wynosiło średnio 85,5 m rocznie. W całym badanym okresie powierzchnia lodowca zmniejszyła się o 11,6 km², a czoło wycofało o 4,4 km, wskutek czego stał się on lodowcem o największej w tym regionie zaobserwowanej recesji w latach 1961-2010 (Tab. 5.2.16 i 5.2.17). W tym samym okresie Mendeleevbreen podlegał szarży. Jej wyzwolenie w 1995 roku poprzedzało nagromadzenie dużej masy śniegu w części górnej lodowca, przy jednoczesnym spadku miąższości w jego partiach dolnych i recesji czołowej wskutek ablacji mechanicznej – procesów kształtujących geometrię lodowca co najmniej od początku badanego okresu czyli lat 60. XX w. (Ryc. 5.2.38). Jak podaje Błaszczyk i in. (2013, za Sund i in. 2011), w latach 1995-2002 awans czołowy Mendeleevbreen wyniósł około 1,5 km (co daje średnie roczne tempo rzędu 214 m). Po zakończeniu aktywnej fazy szarży do roku 2010 lodowiec wycofał się o 1,8 km. Tempo recesji czołowej w tym okresie wzrosło (do 225 m rocznie), głównie wskutek intensywnego procesu cielenia wzmacnianego przez liczne szczeliny powstałe w trakcie szarży, a także przez zsunięcie czoła zalegającego na podmorskim wale morenowym (na głębokości 45 m) do głębszych wód fiordu Hornsund (o głębokości 60-80 m) i mniejszą po szarży grubość strefy czołowej lodowca (Błaszczyk i in. 2013, Moskalik i in. 2014). Ryc. 5.2.38. Zmiany wysokości powierzchni lodowca Mendeleevbreen w latach 1961-1990-2004 na podstawie cyfrowych modeli wysokościowych dla lat 1961 i 1990 udostepnionych przez NPI (2014) oraz cyfrowego modelu wysokościowego o rozdzielczości 30 m wygenerowanego ze zobrazowań satelitarnych ASTER wykonanych w lipcu 2004 roku. Znaczny ubytek powierzchni, poza lodowcami w głębi fiordu Hornsund, zaobserwowano u położonego dalej na zachodzie Samarinbreen, którego powierzchnia w latach 1961-2010 skurczyła się o blisko 8 km², a jęzor cofnął o ponad 3 km. Spowodowało to niemal całkowite rozdzielenie czół z uchodzącym do niego niegdyś lodowcem Eggbreen (Ryc. 5.2.37). Tempo recesji powierzchniowej lodowców uchodzących do morza jest uwarunkowane przez wiele czynników, wśród których istotną rolę odgrywają ich morfologia i hipsometria. Duże znaczenie ma również głębokość zbiorników wodnych, do których schodzą ich strefy czołowe. Recesja lodowców górsko-dolinnych uchodzących do płytkich zatok przebiega znacznie wolniej niż szerokich i płaskich jęzorów lodowcowych wypływających z wnętrza półwyspu i wpadających do głębszych wód fiordu Hornsund (Błaszczyk i in. 2013). Ryc. 5.2.39. Zmiany wysokości powierzchni lodowców górsko-dolinnych uchodzących do fiordu Hornsund w latach 1961-1990-2010. W grupie lodowców górsko-dolinnych najlepiej zbadane do tej pory zostały Körberbreen (wraz z dopływem Čebyševbreen) oraz Petersbreen. Przyczyniło się do tego z pewnością ich relatywnie łatwa dostępność i położenie w pobliżu stacji badawczej nad zatoką Isbjørnhamna. W rejonie lodowca Körberbreen swoje badania metodami fotogrametrii naziemnej prowadziła w 1938 roku wyprawa niemiecka (Pillewizer 1939). Ponadto, obydwa lodowce, jako jedne z nielicznych tego typu, zostały objęte nalotami fotogrametrycznymi w latach 1960 i 1961, co umożliwiło przedstawienie ich charakterystyki oraz analizy porównawcze, a także przeprowadzenie pogłębionych badań glacjologicznych (Jania 1987). Ważnymi czynnikami w przebiegu ablacji lodowców górsko-dolinnych tej części półwyspu jest północna i wschodnia ekspozycja ich pól akumulacyjnych oraz znaczne zacienienie powierzchni przez wysokie pasma górskie. Z tego powodu zimowa pokrywa śniegu utrzymuje się tu dłużej i ma większą miąższość, a ablacja jest słabsza w stosunku do sąsiadujących z nimi lodowców eksponowanych na zachód (Jania 1987). Na większą akumulację i pewną redukcję ablacji lodowców wpływają także ich rozbudowane pionowo strefy akumulacyjne sięgające powyżej 700 m n.p.m. oraz ich otoczenie przez strome stoki masywów górskich zapewniające im dodatkowe zasilanie lawinami śnieżnymi. Efekt oddziaływania wszystkich tych czynników można zaobserwować w wyraźnym przyroście miąższości firnu i lodu w najwyższych i środkowych partiach lodowców w przeciągu wielolecia 1961-1990-2010 (Ryc. 5.2.39). Przy tym na uwagę zasługuje zmieniające się położenie pogrubionych części lodowców Körberbreen i Petersbreen w poszczególnych podokresach badawczych, co może, zgodnie z przypuszczeniem Janii (1987), sugerować regularne krótkotrwałe przemieszczanie przez nie fal kinematycznych lodu charakterystycznych dla procesu szarży (zwłaszcza w odniesieniu do lodowca Körberbreen). Zbyt długie podokresy badawcze (rzędu kilku dekad) przyjęte w niniejszej pracy nie pozwalają w tym przypadku prawidłowo uchwycić tego zjawiska i zilustrować go. Natomiast badanie zmian zasięgu lub prędkości Körberbreen w krótszych odstępach czasowych dostarcza dowodów na potwierdzenie tej tezy (Pillewizer 1939, Jania 1987, Ziaja i Dudek 2011, Błaszczyk i in. 2013). W częściach ablacyjnych lodowców górsko-dolinnych, podlegających oddziaływaniu większego nasłonecznienia, odnotowano w okresie 1961-2010 zmniejszenie miąższości i ogólną recesję frontalną. Jej rozmiary i tempo były odmienne u poszczególnych lodowców. U eksponowanych na północ lodowców Körberbreen i Petersbreen recesja powierzchniowa i frontalna przed 1990 była mniejsza niż w następnym podokresie badawczym, w którym to dwukrotnie przyśpieszyła (Tab. 5.2.16 i 5.2.17). Z kolei lodowce Kvasseggbreen i Eggbreen, które w latach 1961-1990 zmniejszyły swoją powierzchnię, od roku 1990 w zasadzie nie zmieniły swojego zasięgu. W przypadku Kvaseggbreen przyczynić się do tego mogło wynurzenie znacznych partii czoła lodowca ponad powierzchnię morza, co ograniczyło jego wpływ na dynamikę i geometrię procesów kształtujących lodowiec. Natomiast recesja Eggbreen znacznie zwolniła po jego niemal całkowitym oddzieleniu się od lodowca Samarinbreen, do którego niegdyś uchodził. Wydaje się, iż aktualnie lodowce Kvasseggbreen i Eggbreen weszły w fazę względnej równowagi bilansowej. 5.3. Przemiany form terenu i stosunków wodnych wskutek recesji lodowców kończących się na lądzie Największe zmiany rzeźby i osadów czwartorzędowych na półwyspie Sørkapp Land zachodzą wskutek opisanej recesji lodowców. Rzeźbotwórcza działalność lodowców jest rezultatem oddziaływania na podłoże lodu lodowcowego, zawartego w lodzie materiału skalnego oraz wód subglacjalnych (Jania 1993). W krajobrazie obszarów lądowych świeżo uwolnionych spod lodu, tj. w strefach marginalnych lodowców (między maksimum zlodowacenia Małej Epoki Lodowej a dzisiejszym zasięgiem lodowców), a także poniżej tych stref czyli na przedpolach lodowców, dominują formy oraz osady glacjalne i fluwioglacjalne. Mają one największe znaczenie dla struktury i funkcjonowania krajobrazu poza obszarami współcześnie zlodowaconymi (Ziaja 1999). Obszary te w 2010 roku zajmowały około 9,5% półwyspu Sørkapp Land. Wskutek zmniejszania zasięgu lodowców na półwyspie powstały formy terenu zarówno erozyjne, jak i akumulacyjne. Te pierwsze, poza rozcięciami koryt rzek proglacjalnych, związane są najczęściej z recesją górnych partii lodowców, dlatego przeważają na stromych stokach masywów górskich oraz zboczach dolin. Należą do nich uwolnione spod lodu stoki skalne i skalno-zwietrzelinowe. Niektóre z nich bywają pokryte materiałem morenowym lub fluwioglacjalnym, zwłaszcza u podnóży stoków i w dolnych partiach dolin, przeważnie jednak po odsłonięciu podlegają one procesom denudacyjno-erozyjnym niezwiązanym z bezpośrednią działalnością lodowców (Ziaja i in. 2007). Odsłonięte stoki nunataków wskutek postępującego spadku miąższości lodowców mogą zajmować coraz większą powierzchnię, a następnie łączyć się tworząc grzbiety i masywy górskie. Oprócz stoków skalnych nowo odsłoniętymi formami erozyjnymi są także m.in. różnego rodzaju wcięcia lub koryta (rynny, gardziele) wód subglacjalnych, podcięcia stoków skalnych oraz wygłady i rysy lodowcowe (Ziaja i in. 2011). Powstawanie form akumulacyjnych związane jest najczęściej z zanikiem dolnych partii lodowców, dlatego występują one głównie w strefach marginalnych u czół i wokół jęzorów lodowcowych. Wśród form akumulacyjnych największe rozmiary mają wały i pagóry moren czołowych i bocznych z jądrem lodowym, stanowiącym nierzadko 90% ich objętości, którego stopniowe wytapianie nadaje im urozmaiconą, falistą rzeźbę. Najbardziej zewnętrzne wały moren czołowych wyznaczają najczęściej maksymalny zasięg lodowców w Małej Epoce Lodowej. Za nimi rozpościerają się strefy marginalne lodowców. Rozwój stref marginalnych został zapoczątkowany w XX w., gdy wskutek zmian klimatycznych lodowce zaczęły zmniejszać swój zasięg. Pierwotnie składały się one z pojedynczych wałów lodowo-morenowych. Z czasem, w miarę kurczenia się jęzorów lodowcowych, zajmowały coraz większą powierzchnię i ulegały przekształceniu w bardziej złożone kompleksy różnorodnych form terenu. Ich rozmiary i rozmieszczenie w strefach marginalnych różnią się w zależności od lodowca. Między najbardziej zewnętrznym łukiem wałów i pagórków lodowo-morenowych a lodowcem znaczne powierzchnie przykrywają osady lodowcowe denne i ablacyjne formujące równiny moreny falistej lub bruzdkowanej (ang. fluted). Są one w wielu miejscach porozcinane przez koryta rzek proglacjalnych lub przykryte przez utwory fluwioglacjalne równin oraz intramarginalnych stożków sandrowych. Niektóre formy terenu mogą ulegać transformacji w inne, co jest szczególnie powszechne na terenach podścielonych przez płaty reliktowego lodu lodowcowego, np. wały moreny czołowej po wytopieniu martwego lodu mogą przekształcić się w morenę pagórkowatą z licznymi zagłębieniami wytopiskowymi lub falistą równinę. Tam gdzie lód uległ wytopieniu, tempo ewolucji form rzeźby wyraźnie spada, co prowadzi do ich stabilizacji i utrwalenia. Odnosi się to do obszarów niektórych najmniejszych stref marginalnych i obrzeży tych największych. Na pozostałych obszarach martwy lód wciąż znajduje się pod osadami powierzchniowymi, a jego powolne wytapianie prowadzi do stopniowego, acz nierównomiernego, obniżania powierzchni oraz transformacji rzeźby (Ziaja i in. 2011). W kolejnych podrozdziałach przedstawiono ewolucję stref marginalnych i obszarów przedpola największych lodowców półwyspu Sørkapp Land po roku 1961. Kartowanie geomorfologiczne obszarów marginalnych przeprowadzono głównie w oparciu o interpretację zdjęć lotniczych. Zastosowana metoda fotointerpretacji geomorfologicznej, choć efektywna i oszczędna, nie pozwala całkowicie wyeliminować badań terenowych, chociażby ze względu na pojawiające się trudności w ocenie następstwa warstw czy form terenu, dlatego tam gdzie było to możliwe posiłkowano się dostępnymi opracowaniami wyników kartowania terenowego (np. Szupryczyński 1963, Kłysz i Lindner 1982, Andrzejewski i Stankowski 1985, Wójcik i Ziaja 1993, Ostafin 2007) oraz wnioskami z własnych obserwacji terenowych przeprowadzonych w latach 2008 i 2010. 5.3.1. Region zachodniego Sørkapp Landu Na zachodzie półwyspu strefy marginalne mają największe rozmiary. Ograniczające je czołowe wały lodowo-morenowe spoczywają na podniesionych terasach morskich powstałych u schyłku plejstocenu i w holocenie. Cechą charakterystyczną tej części półwyspu jest występowanie rozległych sandrów ekstramarginalnych, włożonych w rozcięcia teras szerokich nizin nadmorskich (Ziaja 1999). Rozciągają się one od przełomów w morenach czołowych po brzeg morza na przedpolach największych lodowców regionu: Gåsbreen, Bungebreen i Vitkovskijbreen, które będą analizowane w kolejnych podrozdziałach niniejszej pracy. 5.3.1.1. Okolice lodowca Gåsbreen Ewolucja Gåsbreen i przylegającej do niego strefy marginalnej była do pewnego stopnia zdeterminowana przez układ otaczających go masywów górskich. Lodowiec ten wypełnia boczną dolinę opadającą ze wschodu na zachód do znacznie większej doliny Gåsdalen ukierunkowanej południkowo i ograniczonej od zachodu przez wysokie pasmo Wurmbrandegga-Savičtoppen. Miało to szczególne znaczenie w Małej Epoce Lodowej, gdy istnienie tej istotnej bariery orograficznej na drodze transgredującego lodowca wymusiło zmianę ogólnego kierunku jego spływu na północny zachód, o czym świadczy układ szczelin oraz kierunek moren środkowych i powierzchniowych obserwowanych u czoła lodowca. W strefie oparcia Gåsbreen o stoki górskie nastąpiło spiętrzenie oraz ekspansja boczna najniższej części lodowca, nie tylko w kierunku północnym, co jest oczywiste, lecz także południowym (w górę doliny). Pomimo postępującej od początku XX w. recesji lodowca, w roku 1961 nadal częściowo opierał on swój jęzor o pasmo górskie Wurmbrandegga, piętrząc się na jego wschodnich stokach do wysokości 150 m n.p.m. Od strony północnej czoło Gåsbreen było płaskie i łagodnie opadało w kierunku strefy marginalnej obramowanej łukiem wzgórz i wałów lodowo-morenowych o przebiegu równoległym do czoła lodowca (Ryc. 5.3.1). Formy budujące najbardziej zewnętrzną morenę czołową układały się w kilka ciągów, a ich wysokość względna wynosiła do 60 m w części wschodniej i 30-40 w części zachodniej. Szerokość moreny czołowej była w 1961 roku zróżnicowana, najszerszy pas, dochodzący do 750 m, występował w części środkowej. Wały moreny bocznej lepiej rozwinęły się w części wschodniej, gdzie ich wysokość sięgała do 60 m. Ryc. 5.3.1. Ewolucja strefy marginalnej Gåsbreen w latach 1961-1990-2010. Materiał moren czołowych i bocznych zdeponowany na lodzie reliktowym stanowiły okruchy skalne z masywów otaczających lodowiec. Część wschodnią i środkową moren buduje grubszy materiał zmetamorfizowanych skał węglanowych starszego paleozoiku (dolomity i zdolomityzowane żółte wapienie). Natomiast w części zachodniej moren dominuje materiał drobniejszy skał proterozoicznych z masywów górskich Wurmbrandegga i Kovalavskajafjellet (zielone łupki, fyllity i szare wapienie fyllitowe) (Szupryczyński 1963). Część centralną moreny czołowej rozcinał w 1961 roku przełom rzeki proglacjalnej, w którym wykształcił się stożek fluwioglacjalny zbudowany z drobnookruchowego materiału ze śladami obróbki w środowisku wodnym i zdeponowany na podłożu z lodem reliktowym. Drugi, wyższy poziom sandrowy przecinał morenę czołową w jej części zachodniej (Karczewski 2004). Pomiędzy strefą czołowych wałów lodowo-morenowych a lodowcem u podnóży masywu Wurmbrandegga występowały obszary z licznymi zagłębieniami wytopiskowymi o deniwelacjach rzędu 5-10 m. Na Ryc. 5.3.1 zaznaczono je jako morenę pagórkowatą. Mogły to być odsłonięte fragmenty moreny dennej z pokrywą moreny ablacyjnej albo fragmenty moreny czołowej znacznie obniżone na skutek intensywnego wytapiania lodu reliktowego. Pomiędzy tym obszarem a czołem lodowca występowało jezioro. We wschodniej i środkowej części strefy marginalnej czoło Gåsbreen opierało się o końcowe wały morenowe. Strefa brzeżna lodowca na tym odcinku pokryta była bardzo grubą i zwartą warstwą materiału morenowego supraglacjalnego, a przy jej krawędzi występowało drugie jezioro zbierające wodę płynącą z lodowca. Na przedpolu czołowych wałów lodowo-morenowych wykształciła się rozległa równina sandrowa (Ryc.5.3.2). Dawniej obszar ten zajęty był przez lodowiec, o czym świadczą zachowane tu szczątkowe formy ozów i kemów, a także niewielkie pola moreny ablacyjnej. Formy te zostały częściowo zniszczone przez wody rzek proglacjalnych lub przykryte przez osady fluwioglacjalne utworzonego sandru ekstramarginalnego (Jewtuchowicz 1965). Od strony południowej w 1961 roku lodowiec opadał do jeziora zaporowego Goësvatnet stromym klifem lodowym o długości około 1,2 km i wysokości do 30 m (Szupryczyński 1963). Zbierało ono wody płynących ze wschodu rzek proglacjalnych dwóch lodowców Goësbreen i Portbreen, oddzielonych od Goësvatnet szerokimi pasami moren czołowych i bocznych. Od południa i zachodu jezioro zasilały okresowo wody proniwalne spływające ze stoków masywów Kovalevskajafjellet i Savičtoppen. Niesiony przez nie materiał zwietrzelinowy został osadzony u podnóży stoków w postaci stożków i pokryw proluwialnych. Zalegają one na glinach zwałowych zdeponowanych na stokach w Małej Epoce Lodowej, gdy zasięgi zarówno lodowca Gåsbreen, jak i okolicznych lodowczyków były znacznie większe. Ryc. 5.3.2. Sandr ekstramarginalny lodowca Gåsbreen w roku 2008 (fot. J. Dudek). Po roku 1961 recesja lodowca miała charakter arealny. Na północy przykryty grubą warstwą moreny powierzchniowej lód lodowcowy zamarł, a następnie rozpadł się na mniejsze płaty martwego lodu, których powierzchnia w kolejnych latach systematycznie obniżała się. Jezioro na północnym skraju lodowca objęło swoim zasięgiem obszary dawniej zajmowane przez czoło lodowca, które uległo tu wytopieniu (Ryc. 5.3.1). Przed rokiem 1990 u czoła lodowca w północno-wschodniej części strefy marginalnej zaczął się formować kolejny ciąg pagórów i wałów moreny recesyjnej z jądrem lodowym, co świadczy o niejednostajnym przebiegu deglacjacji tamże. Do roku 2010 jego szerokość wzrosła o około 90 m (ze 150-170 m do około 250 m). Uwagę w tej części zwracają wyraźne zafałdowania moren środkowych oraz zagięte linie foliacji Gåsbreen widoczne na zdjęciach lotniczych z 2010 roku, co może świadczyć o zaistnieniu po 1990 roku krótkiego epizodu przyśpieszonego ruchu lodowca, który jednak nie zakończył się znacznym awansem jego czoła. Obszar pomiędzy nowo powstającym wałem a najwyższą moreną końcową podlegał rozcinaniu i przeobrażaniu przez wody fluwioglacjalne spływające z lodowca do systemu jezior wytopiskowych, skąd przez przełom centralny wydostawały się one na sandr ekstramarginalny i do fiordu Hornsund (Ryc. 5.3.3). Po roku 1990, gdy największe jezioro wytopiskowe w tej części strefy marginalnej zanikło, meandrujące rzeki proglacjalne podcięły i częściowo rozmyły obydwa wały morenowe. W rezultacie stoki proksymalne moreny końcowej zostały miejscami obniżone nawet o 20 m, a najdalej na północ wysunięta cześć wału oscylacyjnego zrównana i przeobrażona w intramarginalny stożek sandrowy z łożyskami rzek proglacjalnych. Ryc. 5.3.3. Jeziora wytopiskowe w północnej części strefy marginalnej lodowca Gåsbreen – stan w 2008 roku (fot. J. Dudek). Liniami zaznaczono przebieg czołowych wałów morenowych końcowych (na czerwono) i oscylacyjnych (na żółto). W zachodniej części strefy marginalnej, u podnóży pasma Wurmbrandegga, recesja arealna lodowca oraz wytapianie martwego lodu reliktowego po 1961 roku doprowadziły do powstania bardzo zróżnicowanej rzeźby terenu. Charakterystyczne dla tego obszaru jest występowanie ozów, którym towarzyszą kemy i wąskie formy szczelinowe pochodzenia supraglacjalnego, inglacjalnego bądź subglacjalnego. Największe zmiany po 1961 roku nastąpiły w okolicy wspomnianego jeziora Goësvatnet. Powstało ono wskutek zatamowania odpływu wody z uchodzących do Gåsdalen kilku bocznych dolin przez nasuwające się od wschodu czoła lodowców Gåsbreen, Goësbreen i Portbreen, które łączyły się ze sobą na początku XX w. (De Geer 1923, Pillewizer 1938). Jezioro to po odblokowaniu subglacjalnego tunelu odpływowego w lodowcu Gåsbreen, spływało na równinę Gåshamna, co stwierdzono po raz pierwszy w trakcie wyprawy niemieckiej w roku 1938. Wszystkie trzy lodowce opadały do jeziora wysokim klifem lodowym jeszcze w latach 30. XX w. Misa jeziorna miała wówczas większą powierzchnię i inny kształt niż pod koniec XIX w. W latach 60. XX w. jezioro odgradzał od lodowców Goësbreen i Portbreen szeroki wał ich moren czołowych, a zajmowana przez nie powierzchnia znacznie zmalała w stosunku do roku 1938. Zdjęcia lotnicze z 1961 roku przedstawiają stan po spłynięciu jeziora kanałem subglacjalnym, jednak na podstawie zasięgu mułu na dnie jeziora, którego fototon wyraźnie kontrastuje z pozostałymi obszarami, można określić maksymalny poziom wody (85 m n.p.m.) oraz powierzchnię, jaką Goësvatnet zajmował w 1961 roku (Schöner i Schöner 1997). Ryc. 5.3.4. Jezioro zaporowe Goësvatnet w 1983 roku (fot. W. Ziaja) i dolina po jego zaniku w roku 2008 (fot. J. Dudek). Spadek miąższości najniższej części lodowca Gåsbreen (stanowiącej naturalną zaporę Goësvatnet) w kolejnych latach wpływał na obniżanie lustra wody jeziora oraz jego przesuwanie w kierunku północnym. W latach 1979-1980 maksymalny poziom wody w jeziorze osiągnął 87 m n.p.m. (Grześ i Banach 1984). W roku 1990 poziom wody Goësvatnet sięgał tylko do wysokości 42 m n.p.m., przy czym należy zwrócić uwagę, iż zdjęcia lotnicze, na których oparto cyfrowy model wysokościowy określający ten poziom zostały wykonane pod koniec lipca, a zatem mogło to nastąpić po spłynięciu jeziora albo zanim jezioro maksymalnie wypełniło swą misę, gdyż sezon ablacyjny jeszcze się nie zakończył, co w poprzednich latach według Grzesia i Banacha (1984) zdarzało się nawet pod koniec sierpnia. Niezależnie od tego, jaka była wysokość lustra wody jeziora w sierpniu 1990 roku można założyć, iż nie mogło ono przekraczać poziomu własnej zapory, czyli jęzora lodowcowego, który w dolnych partiach odgradzających jezioro od równiny Gåshamna sięgał nie wyżej niż 80 m n.p.m. Po raz ostatni jezioro Goësvatnet zaobserwowano naocznie latem 2000 roku, gdy 23 lipca, po udrożnieniu tunelu odpływowego, spłynęło ono falą powodziową na równię Gåshamna. Do roku 2005 tunel subglacjalny uległ zniszczeniu, a następnie przekształcił się w wąską dolinę wyciętą w lodzie, oddzielającą czoło lodowca od płatu martwego lodu na jego przedpolu (Ryc. 5.3.4, Ziaja i Ostafin 2007). Ryc. 5.3.5. Fragment sterasowanej doliy rzecznej wykształconej na dnie jeziora zaporowego Goësvatnet po jego zaniku, forografia wykonana w roku 2008 (fot. J. Dudek). Obniżanie lustra wody i ostateczny zanik jeziora zaporowego miały implikacje dla doliny powyżej lodowca Gåsbreen, gdyż wraz ze zmniejszaniem jego powierzchni coraz większe jej fragmenty podlegały modelowaniu przez wody proniwalne i fluwioglacjalne. U czół i na przedpolach lodowców Gåsbreen, Goësbreen i Portbreen w okresie 1990-2010 rozwinęły się rozległe sandry z łożyskami rzek proglacjalnych, które płynąc do czoła lodowca Gåsbreen rozcinały po drodze miękkie osady misy jeziornej tak, że po zaniku jeziora (w latach 2001-2004), uformowało się tam do 2008 roku sterasowane dno doliny rzecznej zbudowane z aluwiów. Porównując cyfrowe modele wysokościowe z lat 1990 i 2010 można stwierdzić, iż koryta rzeczne rozcinające zagłębienie terenu dawniej wypełnione wodami Goësvatnet zostały pogłębione w wielu miejscach o 5-7 m. 5.3.1.2. Bungebreen Strefa marginalna lodowca Bungebreen wraz z jego przedpolem rozpościerają się na podniesionej terasie morskiej Tørrflya pomiędzy wzniesieniami Kvartsittraben i Stupryggen na zachodzie a strefą marginalną lodowca Vitkovskijbreen na wschodzie. Obszar odwadniają dwie rzeki – Vinda, która płynie na zachód i swój bieg kończy u podnóża przylądka Røysneset, oraz Bungeelva wcinająca się między równiny Tørrflya i Bungeleira, a po ich przekroczeniu uchodząca do Morza Grenlandzkiego. Granice strefy marginalnej lodowca wyznaczają wysokie wzgórza i pagóry lodowo-morenowe czołowe i boczne. W 1961 roku tworzyły one ciągi o przebiegu równoległym do czoła lodowca, rozcięte przez kilka przełomów rzek proglacjalnych. Największy z nich stanowił przełom południowy, wycięty w najwyższym wale moreny końcowej przez rzekę Bungeelva, która według Kłysza i Lindnera (1982) odprowadzała ze strefy marginalnej ponad 2/3 wód roztopowych. Najdalej na zachód wysunięte ciągi pagórów i wałów moreny końcowej miały szerokość od 250 m do około 600 m, a ich wysokość względna wynosiła 45-60 m. Na wschodzie były one mniejszych rozmiarów, o szerokości 250-350 m i wysokości względnej 25-35 m. Na wschód od przełomu rzeki Bungeelva, na zdjęciu lotniczym z 1961 roku, można zaobserwować sfałdowane szerokie wały moreny środkowej lodowca wciśnięte pomiędzy pagóry moreny czołowej (Ryc. 5.3.6). Ich sinusoidalny przebieg zdradzał objawy szarży, której lodowiec najprawdopodobniej podlegał przed rokiem 1961 (Jania 1988). Ryc. 5.3.6. Ewolucja strefy marginalnej Bungebreen w latach 1961-1990-2010. Ze względu na bardzo skąpą ilość danych sprzed roku 1961 – pierwszy rekonesans terenowy na przedpolu lodowca został dokonany dopiero w 1959 roku przez S. Jewtuchowicza (1962) – nie jest łatwo umiejscowić w czasie epizod awansu lodowca. Jednak obserwując stan moreny środkowej, udokumentowany na ukośnym zdjęciu lotniczym z 1936 roku, można założyć, iż nie nastąpił on wcześniej niż pod koniec lat 30. XX w. (Ryc. 5.3.7). Morena środkowa Bungebreen bierze swój początek u podnóży nunataku Sjdanovfjellet. W 1961 roku miała ona około 50 m wysokości i oddzielała szerszy, zachodni strumień lodowca od węższego, wschodniego. Jewtuchowicz zauważył jej istotną degradację, liczne poprzeczne szczeliny i stopniowe obniżanie powierzchni w miarę zbliżania się do czoła lodowca (Jewtuchowicz 1962, Kłysz i Lindner 1982). Ryc. 5.3.7. Czołowa część lodowca Bungebreen na zdjęciach lotniczych z lat 1936 (zdjęcie górne) i 1961 (zdjęcie dolne) z widocznym śladem przebytej szarży w postaci sfałdowanej moreny środkowej na kontakcie z moreną czołową. Liniami zaznaczono przebieg moreny środkowej (na żółto) oraz przypuszczalną lokalizację moren spiętrzonych (na czerwono). W roku 1961 w zachodniej części strefy marginalnej czoło Bungebreen sięgało do proksymalnego skłonu moren końcowych. Na wschodzie natomiast, u czoła lodowca, za szeroką moreną końcową był już uformowany drugi ciąg wałów i pagórów. Od moreny końcowej oddzielało go łożysko rzeki proglacjalnej odwadniającej wschodnią część strefy marginalnej. Młodszy ciąg wałów morenowych cechowała pewna asymetria, ich skłony dystalne miały nachylenia rzędu 25-35°, a proksymalne 5-18°. Biorąc pod uwagę położenie wałów względem czoła lodowca w roku 1961, a także wyraźne ślady przynależności Bungebreen do grupy lodowców szarżujących, można z pewną dozą prawdopodobieństwa założyć, iż były to moreny spiętrzone powstałe w trakcie szarży przed rokiem 1961. Po roku 1961 lodowiec Bungebreen uległ wyraźnej recesji. Jego czoło cofnęło się nierównomiernie, najbardziej, bo o 1300 m, przy morenie środkowej lodowca, a najmniej, bo o 500 m, przy jego morenach bocznych w częściach strefy marginalnej zachodniej i wschodniej. Wały moreny końcowej ulegały w tym okresie postępującej degradacji, a na ich powierzchni pojawiło się więcej jeziorek wytopiskowych. O 12-23 m obniżyły się miejscami wały i pagóry moreny końcowej położone najdalej na zachód, a także sąsiadujące z nimi obszary położone blisko dawnej strefy brzeżnej lodowca. Natomiast na wschodzie obniżenie wałów przy dawnej strefie brzeżnej lodowca wyniosło w kilku miejscach nawet 40 m, co może świadczyć o tym, iż pokrywa morenowa zalegała na aktywnym lodzie lodowcowym. Za zewnętrznymi wałami lodowo-morenowymi odsłonił się szeroki na około 250 m pas moreny dennej falistej (miejscami pagórkowatej). Kłysz i Lindner (1982), prowadzący swoje badania w strefie marginalnej lodowca w roku 1980, określili ją jako morenę ablacyjną powstałą wskutek wytapiania lodu reliktowego z moreny czołowej (szczególnie intensywnego na jej skłonie proksymalnym) i spływów błotnych osadzających materiał morenowy u jej podnóży. Wygląd strefy marginalnej lodowca na zdjęciach lotniczych z roku 1990, 1995 (skany w małej rozdzielczości) oraz 2010 (o rozdzielczości 0,5 m) zdaje się potwierdzać ten wniosek. Do roku 1990 znacznej degradacji uległa również morena środkowa. Na kontakcie z moreną czołową wytopiła się większość tworzących ją wałów, a w ich miejscu pojawiły się liczne jeziora wytopiskowe (Ryc. 5.3.6). Dalej na północ znaczna jej część została rozmyta i zalana przez jeziora i rzeki proglacjalne formujące rozległy, zajmujący prawie całą strefę marginalną, stożek sandrowy. Po obu stronach zachowanego fragmentu moreny czołowej utworzyły się duże jeziora zasilane przez wody fluwioglacjalne. W południowym przełomie moreny czołowej rzeka Bungeelva wyprostowała swój bieg i pogłębiła swoje koryto o około 4-6 m (Ryc. 5.3.6). Po wypłynięciu na przedpole lodowca woda roztopowa najpierw gromadziła się w jeziorze Bungevatnet, a następnie płynęła rzeką do morza. Po roku 1990 ewolucja strefy marginalnej lodowca zmierzała w podobnym kierunku aż do początku kolejnej aktywnej fazy szarży, która w 2008 roku doprowadziła do awansu czołowego lodowca. W okresie 1990-2010 zewnętrzne wały lodowo-morenowe czołowe i boczne obniżyły się o 7-14 m na zachodzie i 25-36 na wschodzie strefy marginalnej. Na powierzchni moreny czołowej wzrosła liczba jeziorek wytopiskowych. Topnienie lodu moreny czołowej skutkowało jej spłaszczaniem i uformowaniem szerokich, płaskich depresji wypełnionych osadami piaszczysto-mulastymi. W strefie reliktowej moreny środkowej włożonej pomiędzy wały moren czołowych wysokość powierzchni spadła o 14-18 m, a jeziora wytopiskowe zwiększyły swoje rozmiary i liczebność. Morena środkowa zasilana przez lodowiec była w dalszym ciągu rozmywana przez wody rzek i przyległych jezior tak, że do roku 2010 uległa ona skróceniu o 750 m. Na zachodzie strefy marginalnej odsłoniła się znaczna powierzchnia moreny dennej bruzdkowanej, uformowanej prawdopodobnie w trakcie szarży przed 1961 rokiem (Ryc. 5.3.8). Ryc. 5.3.8. Morena bruzdkowana u czoła lodowca Bungebreen w zachodniej części strefy marginalnej w roku 2010. Liniami zaznaczono przebieg większych garbów widocznych z moreny końcowej (fot. J. Žarsky). Wraz z recesją lodowca w latach 1990-2007 rozwinął się największy sandr intramarginalny, a jezioro po wschodniej stronie moreny środkowej wydłużyło się. W zachodniej części strefy marginalnej w 2010 roku woda roztopowa odpływała strumieniami do rzeki Bungeelva, natomiast bliżej moreny środkowej powstał duży system jezior wytopiskowych. Wskutek awansu lodowca w latach 2008-2010 u czoła lodowca, który przybrał kształt stromego klifu lodowego, uformował się system moren spiętrzonych, a wały moreny środkowej i bocznej (na wschodzie) zostały zdeformowane pokrywając się siecią szczelin (Ryc. 5.3.6 i 5.3.9). a b c Ryc. 5.3.9. Morena spiętrzona u czoła lodowca Bungebreen w roku 2010 w części strefy marginalnej zachodniej i centralnej (a) oraz wschodniej (b, c) (fot. J. Dudek). 5.3.1.3. Vitkovskijbreen Położone dalej na południowy wschód od Bungebreen strefa marginalna i przedpole Vitkovskijbreen rozpościerają się na wąskich – jak na zachodnie wybrzeże półwyspu – równinach Tørrflya i Bjørnbeinflya. Po raz pierwszy strefa ta była przedmiotem badań dopiero w 1980 roku (Andrzejewski i Stankowski 1985). W 1961 roku główny rys rzeźby strefy marginalnej lodowca stanowiły otaczające ją od południa masywne wały i pagóry lodowo-morenowe. Formy te układały się w trzy wyraźne ciągi – jeden uformowany u czoła lodowca oraz dwa zwarte wały morenowe boczne – odseparowane od siebie przez głębokie przełomy rzek proglacjalnych. Ograniczający strefę marginalną od wschodu wał moreny bocznej miał szerokość ponad 560 m i wysokość względną do 80 m. Masyw moreny bocznej zachodniej był mniejszych rozmiarów osiągając szerokość do 350 m i wysokość względną około 65 m. Od moreny czołowej lodowca oddzielał go przełom największej rzeki odwadniającej zachodnią i centralną część strefy marginalnej i uchodzącej do rzeki Bungeelva na przedpolu Vitkovskijbreen (Ryc.5.3.10). Charakterystyczną cechą morfologiczną moreny czołowej lodowca była jej dwudzielność. We wschodniej części strefy marginalnej, na skłonie proksymalnym jej zewnętrznego wału, występował niższy stopień moreny, powstały w wyniku niejednostajnego przebiegu recesji lodowca. Był on dodatkowo podkreślony przez szerokie obniżenie na zachodzie. Na stopniu tym, a także sąsiadujących z nim fragmentach najwyższych wałów moreny czołowej, stwierdzono występowanie moreny bruzdkowanej (ang. fluted). Jej subglacjalna geneza stanowiła podstawę dla koncepcji o fazowym rozwoju strefy marginalnej lodowca przed XX w., będącej rezultatem dwóch epizodów glacjalnych (Andrzejewski i Stankowski 1985). W strefie występowania moreny dennej bruzdkowanej ukształtowało się jezioro zbierające wody roztopowe, z którego przez przełom między wałami wschodniej moreny bocznej i moreny czołowej odpływały one na sandr ekstramarginalny i do Morza Grenlandzkiego. Zachodnią, obniżoną część strefy marginalnej cechowało występowanie osadów i form związanych z akumulacją subglacjalną. Dominowały tu powierzchnie moreny dennej falistej (lub płaskiej), intensywnie rozcinane i przeobrażane przez rzeki proglacjalne spływające do jeziora, a stamtąd przez przełom zachodni do rzeki Bungeelva (Ryc. 5.3.10). Ryc. 5.3.10. Ewolucja strefy marginalnej Vitkovskijbreen w latach 1961-1990-2010. Po roku 1961 czoło Vitkovskijbreen cofnęło się. We wschodniej części strefy marginalnej odsłonięte zostały dalsze fragmenty moreny bruzdkowanej, a na jej powierzchni pojawiły się liczne zagłębienia i oczka wytopiskowe. Na zachodzie odsłonięta została dalsza część moreny dennej falistej. Na jej powierzchni w niektórych miejscach stwierdzono występowanie niewielkich garbów moreny bruzdkowanej o osiach równoległych do kierunku spływu lodowca (Andrzejewski i Stankowski 1985). Strefa moreny dennej falistej była w dalszym ciągu intensywnie modelowana przez meandrujące rzeki proglacjalne, które uformowały liczne sandry intramarginalne. Ryc. 5.3.11. Strefa marginalna lodowca Vitkovskijbreen w 2008 roku (fot. J. Dudek). Na pierwszym planie widać obszar moreny bruzdkowanej podlegający wytapianiu. Za nim meandrujące rzeki rozcinają morenę denną falistą. Do 2010 roku u czoła Vitkovskijbreen uformowało się duże jezioro, odwadniające wschodnie skrzydło lodowca. Na zachodzie współczesna recesja lodowca podlegała modyfikacji przez urozmaiconą rzeźbę dna doliny. Można tam zaobserwować niewielkie pagóry morenowe leżące bezpośrednio na zmutonizowanych wychodniach odporniejszych skał podłoża. 5.3.2. Region południowego Sørkapp Landu Strefy marginalne lodowców południowego Sørkapp Landu leżą przeważnie na podniesionych terasach równin nadmorskich wieku późno-plejstoceńskiego i holoceńskiego (Wójcik i Ziaja 1993). Strefy te cechuje wyraźna asymetria pod względem zajmowanej powierzchni. Są one bardziej rozległe na zachodzie i południu regionu, gdzie sąsiadują z kompleksami odpornych skał, niż na wschodzie, gdzie są niewielkie i zbudowane ze skał mniej odpornych (Wójcik i Ziaja 1993). Asymetrię tę odzwierciedlają rozmiary i stopień wykształcenia zajmujących je stref marginalnych, znacznie lepiej rozwiniętych i obramowanych przez wysokie wały lodowo-morenowe na większych terasach południowego zachodu. Na wschodzie końcowe wały lodowo-morenowe występują jedynie w formie szczątkowej i w większości zostały rozmyte na przedpolach lodowców dawniej uchodzących do morza (Ziaja 1999). Kolejne podrozdziały przybliżają zagadnienie ewolucji stref marginalnych największych lodowców regionu. 5.3.2.1. Belopol’skijbreen Strefa marginalna lodowca Belopol’skijbreen, największego i najszerszego w regionie, rozpościera się na nizinie nadmorskiej Øyrlandet, w południowo-zachodniej części półwyspu Sørkapp Land. Od północy strefa ta sąsiaduje bezpośrednio z nunatakami masywu Breskilknausen i wałami moreny bocznej lodowca Olsokbreen (Ryc. 5.3.12). Do lat 60. XX w. recesja Belopol’skijbreen wyrażała się przede wszystkim w jego obniżaniu i spadku miąższości przy prawie niezmienionej powierzchni, dlatego w roku 1961 czoło lodowca w dalszym ciągu sięgało do proksymalnego skłonu moreny czołowej wyznaczającej maksymalny zasięg lodowca w Małej Epoce Lodowej. Jej kształt – układający się w dwa wyraźne łuki wałów i pagórów lodowo-morenowych, oddzielone od siebie przez przełom rzeki proglacjalnej – nasuwa wniosek, iż Belopol’skijbreen tworzył formę zespołową złożoną z dwóch stykających się i współpłynących jęzorów lodowcowych (Ryc. 5.3.12). Północny łuk moreny końcowej był bardziej masywny od południowego. Jego dolny załom występował na wysokości około 15 m n.p.m. i był przykryty płatem wieloletniego śniegu. Formujące go wały lodowo-morenowe tworzyły zwarty ciąg o długości 3,7 km i szerokości od 400 m na północy do 750 m na południu (czyli w części środkowej strefy marginalnej). Ich wysokość względna wynosiła 50-60 m. Morena końcowa południowego jęzora miała długość 3 km. Budujące ją wały lodowo-morenowe układały się w dwa ciągi. Pierwszy z nich, otaczający jęzor lodowcowy od zachodu, miał wysokość względną 40-45 m i sięgał maksymalnie 520 m szerokości. Jego dolne załomy były położone najniżej – na wysokości 8-12 m n.p.m – i przykryte płatem wieloletniego śniegu. Południowy łuk moreny czołowej, położony nieco dalej na wschód, miał nie więcej niż 190 m szerokości, a jego wysokość względna nie przekraczała 50 m. Wały moreny bocznej lodowca były bardziej rozbudowane na północy, gdzie ich wysokość sięgała do 50 m, a szerokość do około 300 m. Na południu morena boczna miała maksymalnie 200 m szerokości. Na przedpolu lodowca, od czołowych wałów lodowo-morenowych po brzeg morza, rozciągał się rozległy stożek sandrowy ekstramarginalny włożony w rozcięcie teras niziny nadmorskiej Øyrlandet. Modelujące go rzeki proglacjalne należały do najdłuższych na półwyspie osiągając blisko 7 km długości. Osady fluwioglacjalne budujące sandr pochodziły z lodowca Belopol’skijbreen i sąsiadującego z nim na północy lodowca Olsokbreen, od którego oddzielał go w 1961 roku wysoki i szeroki pas moreny bocznej. Biegła ona równoleżnikowo począwszy on masywu Breskilknausen na wschodzie aż do przylądka Olsokneset na zachodzie. Wody fluwioglacjalne z obydwu lodowców, wydostające się ze stref marginalnych przez przełomy w morenach końcowych spływały do jeziora Olsokvatnet, a następnie do morza. Po roku 1961 recesja czołowa Belopol’skijbreen przebiegała nierównomiernie. Do roku 1990 maksymalny zasięg jęzora północnego pozostał w wielu miejscach bez zmian. Lodowiec w tej części nadal sięgał do proksymalnego skłonu wałów moreny końcowej. Nieznacznie wytopił się on w bocznej, wysuniętej najdalej na północ strefie brzeżnej, gdzie do 1990 roku powstało jezioro, a wpadające do niego rzeki proglacjalne uformowały intramarginalny stożek sandrowy. Rzeki wypływające z jeziora rozcinały następnie wały moren końcowych obu sąsiadujących ze sobą lodowców i przedostawały się do jeziora w strefie brzeżnej Olsokbreen, a stamtąd przełomami w morenie bocznej na sandr ekstramarginalny (Ryc. 5.3.12). Ryc. 5.3.12. Ewolucja strefy marginalnej Bjelopol’skijbreen w latach 1961-1990-2010. W części południowej strefy marginalnej, gdzie czoło lodowca w latach 1961-1990 cofnęło się o blisko 500 m, zaszły większe zmiany. Na kontakcie z moreną czołową wody fluwioglacjalne uformowały tam stożek intramarginalny. U czoła Belopol’skijbreen, tuż za powstałym tam dużym jeziorem zbierającym wody roztopowe wypływające z lodowca, zostały odsłonięte powierzchnie moreny dennej bruzdkowanej, a u podnóży moreny czołowej powierzchnia moreny pagórkowatej. Lód reliktowy w morenach końcowych wytapiał się stale w tym okresie, co miało odzwierciedlenie w spadku wysokości ich powierzchni. Największej degradacji uległy wały i pagóry moreny czołowej północnej, gdzie obniżenie powierzchni wyniosło w latach 1961-1990 średnio 9,2 m (0,31 m/rok). Dla porównania łuk moreny czołowej południowej został obniżony się w tym okresie średnio o 4,7 m (0,16 m/rok), a morena boczna na północy o 3,75 m (0,13 m/rok). Po roku 1990 recesja czołowa Belopol’skijbreen objęła także jego północny jęzor. W rezultacie u jego czoła zarówno jezioro, jak i stożek intramarginalny zwiększyły swoje rozmiary. Dalsza recesja czołowa południowego jęzora Belopol’skijbreen odsłoniła większe powierzchnie moreny dennej bruzdkowanej. Spadek miąższości tego jęzora doprowadził ponadto do odsłonięcia w jego obrębie wychodni zmutonizowanych skał podłoża. W latach 1990-2010 proces wytapiania lodu reliktowego i obniżania moren końcowych był kontynuowany. Wysokość powierzchni moreny końcowej północnej (tylko częściowo objętej przez cyfrowy model wysokościowy z roku 2010) spadła w tym czasie o 4,03 m (0,20 m/rok), a moreny południowej o 3,22 m (0,16 m/rok). Morena boczna na północy obniżyła się o 2,47 m (0,12 m/rok). Znacznie większe zmiany zaszły w południowej części strefy marginalnej lodowca Olsokbreen, sąsiadującej od północy ze strefą stożka ekstrarginalnego Belopol’skijbreen. W latach 1990-2010 na obszarze dawniej zajmowanym przez lodowiec Olsokbreen odsłoniły się duże powierzchnie moreny dennej płaskiej, na której zdeponowana została morena ablacyjna w postaci niewielkich garbów moren szczelinowych ułożonych najczęściej poprzecznie do kierunku płynięcia lodowca. Znaczne powierzchnie strefy marginalnej Olsokbreen zostały zalane przez duże jezioro rynnowe zbierające wody roztopowe lodowców, zarówno z Olsokbreen, jak i z Belopol’skijbreen, spływające tu przez przełomy w morenach końcowych. Z względu na brak dla tego obszaru danych wysokościowych z roku 1961 i tylko częściowe pokrycie przez dane z roku 2010, nie można kwantytatywnie ocenić, jak wielka była degradacja południowej moreny bocznej Olsokbreen w latach 1961-2010, jednak o tym, że miała ona miejsce świadczy duża liczba jeziorek wytopiskowych, jakie pojawiły się na jej powierzchni do roku 1990 oraz dodatkowe jej podwojenie do roku 2010. W latach 1990-2010 na powierzchni moreny bocznej oraz przylegającej do niej strefy moreny pagórkowatej zanotowano wzrost liczby jeziorek z 88 do 186. 5.3.2.2. Mathiasbreen Spośród lodowców regionu południowego Mathiasbreen ma najpełniej wykształconą strefę marginalną. Rozciąga się ona pomiędzy systemem podniesionych teras na zboczach masywu Kistefjellet (a w szczególności między poziomem terasowym o wysokości 80-130 m) a równiną nadmorską Grunvågsletta. Granice strefy marginalnej Mathiasbreen wyznaczają ciągi wzgórz i wałów lodowo-morenowych otaczające ją łukiem od południa. Kształtem podkreślają one dawną ekspansję boczną jęzora lodowcowego, który pod koniec Małej Epoki Lodowej wylewał się z wąskiej doliny górskiej na równinę nadmorską (Ryc. 5.3.13). W roku 1961 dolne załomy moreny czołowej występowały na wysokości 8-20 m n.p.m,, a jej szerokość i wysokość względna były zróżnicowane. W części wschodniej, spoczywającej na równinie Grunvågsletta szerokość moreny czołowej wynosiła od 300-550 m. Formy ją budujące osiągały wysokość względną od 13-27 m. Najszerszy pas występował w centralnej części moreny końcowej, na wschód od rozcinającego ją głębokiego przełomu rzeki proglacjalnej. W pasie tym, na wschód od przełomu, uformowało się największe jezioro strefy marginalnej. Na zachód od centralnego przełomu rzeki szerokość moreny czołowej wynosiła od 230 m (w pobliżu przełomu) do 500 m (na granicy z moreną boczną). Wysokość względna wałów lodowo-morenowych dochodziła tam do 40 m. Lodowo-morenowe wały boczne lodowiec uformował w dolinie górskiej powyżej poziomu równiny nadmorskiej. Na wschodzie opierały się one o masyw Keilhaufjellet sięgając wysokości 170-230 m n.p.m. Na zdjęciach lotniczych poziom moreny bocznej wschodniej zaznaczał się na stokach w postaci wyraźnej zmiany struktury i tekstury obrazu. Morena boczna od strony zachodniej została zdeponowana na wyższej terasie morskiej. Występuje ona znacznie wyżej od moreny czołowej, od której oddziela ją wyraźny załom. Ryc. 5.3.13. Ewolucja strefy marginalnej Mathiasbreen w latach 1961-1990-2010. W roku 1961 jęzor Mathiasbreen był oddalony od moren końcowych o ponad 1 km, a wcześniej u jego czoła powstały różne formy akumulacji lodowcowej. W strefie marginalnej, tuż za wałami lodowo-morenowymi występował wąski pas moreny pagórkowatej, powstałej prawdopodobnie wskutek intensywnego wytapiania lodu reliktowego i obniżania fragmentów moreny końcowej. U czoła lodowca znaczną powierzchnię zajmowały cienkie, o miąższości do 2 m, gliniasto-żwirowe płaty pokryw moreny dennej zdeponowane bezpośrednio na wychodniach skał starszych (Wójcik i Ziaja 1993). W kilku miejscach były one przykryte moreną ablacyjną w postaci wałów gruzowych o różnej orientacji naśladujących przebieg szczelin. Ich kierunek i zaokrąglone grzbiety mogą sugerować wykształcenie w środowisku lodu stagnującego, jednak weryfikacja tej tezy powinna nastąpić w terenie (Godlewska 2015). Stwierdzono także występowanie kilku ozów zorientowanych prostopadle do ciągów czołowomorenowych, tworzących kompleks form o długości ponad 550 m zlokalizowany w centralnej części strefy marginalnej (Ryc. 5.3.13). Powierzchnie moreny dennej były miejscami rozcinane i intensywnie przeobrażane przez rzeki proglacjalne, liczne zwłaszcza we wschodniej części strefy marginalnej, gdzie rozwinęły się rozległe równiny sandrowe. Część rzek spływała do jezior wytopiskowych zlokalizowanych u podnóży wałów końcowych, większość jednak odwadniała strefę marginalną przez przełom centralny. Na przedpolu lodowca powstało przed rokiem 1961 kilka sandrów ekstramarginalnych. Były one znacznie mniej rozwinięte niż sandry w zachodniej części półwyspu, a długość rzek je modelujących przeważnie nie przekraczała 2 km. W latach 1961-2010 recesja frontalna lodowca przebiegała nierównomiernie. Najwięcej lodu ubyło w części zachodniej jęzora lodowcowego, gdzie czoło cofnęło się o prawie 750 m. Na wschodzie wielkość recesji frontalnej była o połowę niższa wynosząc około 370 m. W efekcie na wschodzie rozwinęły się sandry intramarginalne. Na zachodzie natomiast pokazały się nieco większe powierzchnie moreny dennej płaskiej. W roku 1990 czoło lodowca w tej części strefy marginalnej było podzielone na dwie części, gdyż recesję lodowca modyfikował tu urozmaicony relief dna doliny oraz odsłonięcie zmutonizowanych odporniejszych skał podłoża. Porównując cyfrowe modele wysokościowe z lat 1961 (niepokrywający całej strefy marginalnej), 1990 i 2010 stwierdzono istotne zmiany w obrębie obydwu moren bocznych, a także znaczną degradację moreny czołowej obramowującej strefę marginalną od zachodu. Największe zmiany zaszły na kontakcie obydwu moren – czołowej i bocznej – z załomem podniesionego poziomu terasy morskiej, gdzie wysokość powierzchni w latach 1961-1990 spadła średnio o 12 m (a miejscami nawet o 16-22 m), co daje roczne tempo obniżania 0,41 m/rok. W kolejnych dekadach proces wytapiania lodu reliktowego uległ tu intensyfikacji. W efekcie w latach 1990-2010 obniżenie powierzchni na kontakcie obydwu moren wyniosło średnio 13 m (a maksymalnie 22-29 m), co daje średnie tempo 0,65 m/rok (Ryc.5.3.14). Wydaje się, iż szybka degradacja obydwu moren w tej części strefy marginalnej mogła odbywać się przy udziale okresowo płynącej rzeki proglacjalnej, która pozostawiła po sobie wyschnięte koryto, widoczne na zdjęciach z 2010 roku. Ryc. 5.3.14. Różnice wysokości strefy marginalnej Mathiasbreen w latach 1990-2010. 5.3.2.3. Keilhaubreen Szeroka strefa marginalna lodowca Keilhaubreen rozpościera się pomiędzy równiną nadmorską Skolsletta i grzbietem górskim Vesle Svartkuven na północy a stokami rozległego masywu górskiego Keilhaufjellet, który ogranicza ją od południowego zachodu i zachodu. Od wschodu sąsiaduje bezpośrednio z Morzem Barentsa, do którego lodowiec niegdyś uchodził (Lefauconnier i Hagen 1991). Północną granicę strefy marginalnej wyznacza masywna morena boczna lodowca rozciągająca się od stoków górskich po brzeg morza na dystansie około 1,5 km. Jej szerokość wynosi od 400 do 600 m. Tworzy ją kilka ułożonych równolegle ciągów wałów lodowo-morenowych o wysokości względnej dochodzącej do 50 m. Morena boczna ograniczająca strefę marginalną od południowego zachodu występuje jedynie w szczątkowej formie. U podnóży masywu Keilhaufjellet jej fragmenty zachowały się w postaci moreny o dość zróżnicowanej, pagórkowatej rzeźbie terenu. Jest ona w wielu miejscach porozcinana i modelowana przez wody proniwalne spływające ze stoków górskich lub przykryta przez stożki i pokrywy proluwialne (Ryc. 5.3.15). Pozycja moren bocznych lodowca wskazuje, iż w trakcie swojego maksimum w Małej Epoce Lodowej rozlewał się on najpierw na nizinnym przedpolu gór w postaci lodowego wachlarza, a następnie uchodził do morza, formując szeroką platformę. Ze względu na słabo poznaną batymetrię dna morskiego na przedpolu Keilhaubreen trudno jest określić, jak daleki był jego zasięg, ale ze zmian położenia czoła lodowca na mapach Nordenskjölda (1875), Vassilieva (1925) i norweskich można wnioskować, iż jest on w fazie recesji co najmniej od połowy lat 70. XIX w. Maksymalny rozwój lodowca w Małej Epoce Lodowej nastąpił najprawdopodobniej na długo przed rokiem 1874 i mógł być wynikiem szarży, o czym świadczą formy terenu odsłonięte spod topniejącego lodu lodowcowego (Lefauconnier i Hagen 1991). W roku 1961 czoło jęzora Keilhaubreen od brzegu morza dzielił dystans około 1,1 km. Czoło lodowca było niskie, a jego powierzchnia wolna od zwartej pokrywy gruzowej. Na krawędzi lodowca, a także z płatów martwego lodu rozciągających się przed jego czołem wyłaniały się formy niewielkich wałów z materiału żwirowo-piaszczystego (za: Wojcik i Ziaja 1993) zorientowane najcześciej prostopadle do głównej osi jęzora lodowcowego. Ryc. 5.3.15. Ewolucja strefy marginalnej Keilhaubreen w latach 1961-1990-2010. Ze względu na niewielki spadek terenu i związany z tym powolny odpływ wody roztopowej sprzed czoła lodowca część niskich wałów była całkowicie zatopiona, a część tylko wierzchołkami wynurzała się ponad poziom wody. Formy te były przedmiotem badań Jewtuchowicza (1966), który zinterpretował je jako grzbiety morenowe z wypełnień szczelin powstałych w części spągowej lodowca. Powstawanie i rozszerzanie szczelin dennych ukierunkowanych poprzecznie w stosunku do kierunku spływu lodu wynika z działania dużych naprężeń ścinających w centralnej części lodowca, gdzie dominuje przepływ tensyjny lodu (Jania 1997, Godlewska 2015). Ich występowanie często łączy się z procesem szarży lodowcowej (Sharp 1985, 1988, Christoffersen i in. 2005, Evans i Rea 2005, Benediktsson 2009, Farnsworth i in. 2016). Fazę aktywną szarży cechuje podłużne rozciąganie jęzora lodowcowego i jego rozbicie na oddzielne bloki, którym sprzyja redukcja tarcia lodu o podłoże, dlatego szczeliny powstające w efekcie szarży rozmieszczone są wyłącznie równolegle do czoła lodowca. W trakcie oddolnego otwierania szczelin następuje jednocześnie dynamiczny proces ich wypełnienia silnie nawodnioną gliną bazalną. Po ustaniu szarży osady moreny dennej mogą być w dalszym ciągu plastycznie wtłaczane w szczeliny wskutek obciążenia i nacisku statycznego blokami stagnującego lodu (Jania 1997, Godlewska 2015). Ustępujący lód lodowcowy pozostawia za sobą niskie (maksymalnie 1-3 m wysokości) garby morenowe ułożone w ciągi naśladujące przebieg poprzecznych szczelin lodowcowych. W polskiej literaturze najczęściej stosuje się dla nich termin formy szczelinowe, natomiast w zagranicznej klasyfikacji geomorfologicznej są one często określane mianem crevasse squeeze ridges, crevasse infills lub crevasse fill ridges (Benn i Evans 2010, Godlewska 2015). W 1961 roku w szerokim pasie strefy marginalnej, od czoła Keilhaubreen po brzeg morza, występowały formy podobne do tych, które znajdowały się na jego krawędzi i w martwym lodzie (Jewtuchowicz 1966). Nad brzegiem morza były one możliwe do zaobserwowania również w roku 1936, co potwierdza ukośne zdjęcie lotnicze, na którym wąskie garby morenowe wyłaniają się z lodu w szerokiej strefie czoła Keilhaubreen (Ryc. 5.3.16). Zasięg występowania form szczelinowych pozwala wnioskować o rozmiarach szarżującego lodowca, obejmującego całą rozpiętość strefy marginalnej i najprawdopodobniej uchodzącego w tym czasie do morza, dlatego wydaje się, że ich genezę można wiązać z epizodem szarży sprzed 1874 roku, o której pisali Lefauconnier i Hagen (1991). Ryc. 5.3.16. Ukośne zdjęcie lotnicze strefy czołowej lodowca Keilhaubreen wykonane w roku 1936. Na skraju lodowca (podkreślone żółtymi liniami) widać formy z wypełnień szczelin poprzecznych, odsłonięte po wytopieniu lodu lodowcowego. Formy szczelinowe należą do struktur krótkotrwałych, podlegających szybkiej degradacji, co potwierdziła analiza zdjęć lotniczych z roku 2010, na których w strefie wybrzeża było ich znacznie mniej niż w latach 1961 i 1936, a niektóre spośród nich, położone bliżej czoła lodowca, wyglądały na częściowo rozmyte (Ryc. 5.3.15). Na formach ze szczelin poprzecznych spoczywał we wszystkich analizowanych latach kolejny poziom wałów morenowych o grzbietach bardziej wyraźnych (szczególnie na zdjęciach lotniczych z roku 2010) i układzie miejscami dość chaotycznym, jednak najczęściej nawiązującym do kierunku spływu jęzora lodowcowego i jego kształtu o wyraźnie zarysowanej ekspansji bocznej. Rozchodziły się one wachlarzowato przez całą strefę marginalną od czoła lodowca do morza (Ryc. 5.3.15). Jewtuchowicz (1966) wiązał te formy z akumulacją materiału znajdującego się w szczelinach dennych lodowca, co uzasadnił brakiem szczelin na jego powierzchni, a ,,kratkowyˮ układ wałów na przedpolu Keilhaubreen – wewnętrzną strukturą lodowca. Wójcik i Ziaja (1993) scharakteryzowali te wały jako morenę ablacyjną zbudowaną z głazów i żwirów pochodzącą ze szczelin podłużnych lodowca. Przyglądając się zdjęciom lotniczym z roku 1936 można zaobserwować, iż jego powierzchnię pokrywała sieć szczelin prostopadłych do linii czoła lodowca (Ryc. 5.3.16), wydaje się więc zasadnym założenie, iż przynajmniej część wałów powstała jako rezultat depozycji materiału skalnego w tych szczelinach. Omówiona sieć form szczelinowych zalegała przeważnie na cieńkiej pokrywie moreny dennej płaskiej lub bruzdkowanej (ang. fluted), w kilku miejcach jednak bezpośrednio na zmutonizowanych wychodniach skalnych (Wójcik i Ziaja 1993). W roku 1961 duże powierzchnie strefy marginalnej Keilhaubreen zajmowały intramarginalne sandry i jeziora. Największe z nich rozwinęły się na południu, gdzie woda roztopowa z lodowca odprowadzana była najpierw do dużego jeziora przybrzeżnego, a stamtąd do Morza Barentsa. Wskutek recesji lodowca po roku 1961 wzrosła powierzchnia strefy marginalnej przykryta utworami fluwioglacjalnymi. W latach 1990 i 2010 w miejscu dawnego jęzora lodowcowego nowo odsłonięte obszary moreny dennej rozcinały liczne rzeki proglacjalne i ukształtowane przez nie równiny sandrowe (Ryc. 5.3.15). W wyższych partiach południowej części strefy marginalnej topnienie lodu doprowadziło do odsłonięcia zmutonizowanych powierzchni skalnych między lodowcami Keilhaubreen i Toppbreen, które jeszcze w 1961 roku łączyły się ze sobą. Bezpośrednio na podłożu skalnym zalegają tu pojedyncze głazy i żwiry lub lokalnie cienka pokrywa moreny ablacyjnej (Wójcik i Ziaja 1993). Podobnie na północnym obrzeżu cofającego się lodowca odsłoniły się duże powierzchnie odporniejszych mutonów. Natomiast sąsiadujące z nim utwory moreny dennej i bocznej są od lat 90. XX w. intensywnie modelowane przez wody proniwalne spływające z południowych stoków masywu Vesle Svartkuven (Ryc. 5.3.15). 5.3.2.4. Svartkuvbreen i Dumskoltbreen Usytuowane dalej na północy, sąsiadujące ze sobą Svartkuvbreen i Dumskoltbreen należą do nielicznych lodowców na wschodnim wybrzeżu Sørkapp Landu, które w Małej Epoce Lodowej nie uchodziły do morza (Lefauconnier i Hagen 1991). Ich stosunkowo niewielkie strefy marginalne łączą się ze sobą na poziomie terasowym o wysokości 20-40 m n.p.m., występującym ponad równiną nadmorską Skolsletta. Strefa marginalna lodowca Svartkuvbreen rozpościera się w wąskiej dolinie otoczonej od północy masywami Rundtuva i Istoppane, a od południa Svartkuven. Jej przebieg, począwszy od czoła lodowca po równinę nadmorską Skolsletta, jest zbliżony do równoleżnikowego (Ryc. 5.3.17). Granicę strefy marginalnej Svartkuvbreen na wschodzie wyznaczają wały moreny czołowej lodowca zbudowane z mało odpornych łupków i mułowców wieku paleogeńskiego. W latach 1961-2010 zostały one częściowo rozmyte przez wody proglacjalne obydwu sąsiadujących lodowców oraz strumienie proniwalne rozcinające i modelujące północne stoki masywu Svartkuven (Ryc. 5.3.17). Ryc. 5.3.17. Ewolucja strefy marginalnej Svartkuvbreen i Dumskoltbreen w latach 1961-2010. Północną granicę i zasadniczy rys rzeźby strefy marginalnej Svartkuvbreen stanowi szeroki pas moreny bocznej lodowca. Rozciąga się on u podnóży masywów Istoppane, Rundtuva i Kvitingen tworząc kilka ciągów wałów lodowo-morenowych o wysokości względnej około 40-50 m. W badanym okresie podlegały one intensywnej degradacji i obniżaniu. Dane wysokościowe dla roku 1990 i 2010 pozwalają ustalić, iż wytapianie lodu reliktowego podścielającego wały morenowe doprowadziło do ich obniżenia w tym okresie średnio o 11 m, a miejscami nawet o 30-40 m. Jest to największa zmiana wysokości, jaką odnotowano dla form terenu tej strefy marginalnej. Dużą rolę w tym procesie odegrały wody proglacjalne, a także strumienie zasilane przez wieloletnie płaty śniegu i lodowczyki spływające do strefy marginalnej ze stoków masywu Rundtuva, których denudacyjna działalność prowadziła m.in. do rozmywania pokryw morenowych zbudowanych z mało odpornych glin i odsłaniania lodu reliktowego na działanie promieniowania słonecznego. Na południu strefy marginalnej Svartkuvbreen wały moren końcowych miały mniejsze rozmiary. Za moreną czołową występowało kilka wałów recesyjnych drugorzędnych, które powstały wskutek oscylacji lodowca po Małej Epoce Lodowej (Ziaja 1999). Do roku 1990 recesja jęzora lodowcowego w części południowej, gdzie opierał się on o strome stoki masywu Svartkuven sięgając do wysokości około 180 m n.p.m, skutkowała przede wszystkim odsłanianiem odporniejszych zmutonizowanych skał podłoża (Wójcik i Ziaja 1993). Od roku 1961 wskutek ablacji i związanej z nią recesji czołowej lodowca odsłaniały się coraz większe powierzchnie moreny dennej falistej przykryte miejscami moreną ablacyjną. Zintensyfikowała się także działalność rozcinających je rzek proglacjalnych, czego efektem był rozwój stożków i równin sandrowych, zajmujących w roku 2010 znaczne powierzchnie strefy marginalnej (Ryc. 5.3.17). Przy wałach czołowomorenowych lodowca Svartkuvbreen uchodzi od północy dolina zajęta przez strefę marginalną lodowca Dumskolbreen. Otacza ją od wschodu masyw Dumskolten, a od zachodu Istoppane. U wylotu doliny akumulacyjna działalność lodowca doprowadziła do powstania masywnych, dochodzących do 50 m wysokości, wałów lodowo-morenowych czołowych i bocznych. W krajobrazie strefy marginalnej lodowca Dumskoltbreen wały te w roku 1961 dominowały, a w kolejnych latach były sukcesywnie powiększane w miarę przykrywania gruzem coraz większych partii jęzora wycofującego się lodowca. 5.3.2.5. Randbreen Randbreen należy do grupy lodowców wschodniego wybrzeża Sørkapp Landu, które dawniej opadały klifem lodowym do morza. Z tego powodu nie wykształcił on na swoim przedpolu rozległych wałów lodowo-morenowych, które mogłyby informować jego o rozmiarze i maksymalnym zasięgu w Małej Epoce Lodowej. Strefa marginalna lodowca jest krótka i szeroka, rozciągając się równoleżnikowo od jego czoła do brzegu Morza Barentsa. Od północy ogranicza ją nadmorski grzbiet górski Søre Randberget, na południu zaś opiera się o stoki masywu Skolthuken. Postępująca od początku XX w. recesja tego lodowca doprowadziła do odsłonięcia przemodelowanej przez lodowiec starszej rzeźby terenu. Do roku 1961 blisko czoła Randbreen, oddalonego od brzegu morza o około 350 m, zostały odsłonięte się fragmenty podniesionej terasy morskiej, a nieco wyżej, na wschodniej krawędzi lodowca, wyłoniły się z lodu progi strukturalne (Ryc. 5.3.18). Były one przykryte miejscami cienką warstwą moreny bruzdkowanej (ang. fluted), która zalegała bezpośrednio na zmutonizowanych wychodniach podłoża skalnego. Powierzchnia odsłoniętych wychodni skalnych odzwierciedlała intensywną działalność erozyjną lodowca, która doprowadziła do usunięcia starszych osadów i wyżłobienia głębokich rys lodowcowych obserwowanych na tym terenie przez Wójcika i Ziaję (1993). Na pozostałym obszarze strefy marginalnej przeważały powierzchnie moreny bruzdkowanej (ang. fluted). Podłużne garby morenowe o wysokości do 1 m ułożone prostopadle do krawędzi lodowca rozpościerały się w szerokim pasie od czoła lodowca aż po brzeg morza. Formy te podlegały niszczeniu i intensywnemu modelowaniu przez liczne cieki proglacjalne wcinające się w osady trzeciorzędowe do głębokości kilku metrów. Na pozostałym obszarze moreny bruzdkowanej, pomiędzy korytami rozcinających ją rzek lodowcowych, zalegała morena ablacyjna i wyraźny poziom form szczelinowych poprzecznych (ang. crevasse squeeze ridges). Najliczniej występowały one w centralnej części strefy marginalnej oraz w jej części południowej, tuż pod odsłoniętym progiem strukturalnym (Ryc. 5.3.18). Chociaż morena bruzdkowana spotykana jest na przedpolach wielu lodowców i sama w sobie nie stanowi formy wskaźnikowej dla procesu szarży, jej obecność w połączeniu z formami szczelinowymi poprzecznymi może stanowić informację o dużej dynamice spływu Randbreen w przeszłości charakterystycznej dla lodowców szarżujących (Evans i Rea 1999). Ryc. 5.3.18. Ewolucja strefy marginalnej Randbreen w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.3.19. Strefa marginalna lodowca Randbreen w roku 1991. Na pierwszym planie morena bruzdkowana porozcinana i przemodelowana przez wody progacjalne. Żółtymi liniami podkreślono widoczne z oddali poprzeczne formy szczelinowe (ang. crevasse squeeze ridges) (fot. W. Ziaja). W południowej części strefy marginalnej lodowca, u podnóży północno-zachodnich stoków masywu Skolthuken, zaobserwowano rozległy obszar moreny pagórkowatej dodatkowo porozcinanej przez liczne koryta płynących okresowo wód roztopowych (Ryc. 5.3.18). Od niższej części strefy marginalnej oddzielał ją wyraźny próg strukturalny na odporniejszych warstwach skalnych widocznych na zdjęciach lotniczych w profilu geologicznym masywu Skolthuken. Położenie moreny pagórkowatej względem Randbreen może wskazywać na to, iż była to zdegradowana powierzchnia dawnej moreny bocznej lodowca. Jak już wspomniano w poprzednim podrozdziale na temat recesji lodowców, deglacjacja Randbreen wyrażała się zarówno w jego frontalnym cofaniu, jak i zanikaniu powierzchniowym. Do roku 1990 na jego przedpolu odsłoniły się kolejne fragmenty progów strukturalnych przykrytych moreną bruzdkowaną, na której zalegały formy szczelinowe (Ryc. 5.3.18). Wzmożona ablacja Randbreen, która dodatkowo nasiliła się po roku 1990, wpłynęła na intensyfikację erozyjnej działalności wód roztopowych i rozwój rozległych sandrów intramarginalnych u czoła lodowca, w północnej części strefy marginalnej. Na południu zaś, w jego strefie brzeżnej, obszar moreny pagórkowatej powiększył się wskutek wytapiania płatów martwego lodu przykrytych dawniej względnie zwartą pokrywą gruzową. W górnych partiach Randbreen na wysokości około 300 m n.p.m., blisko jego strefy akumulacyjnej, obniżanie powierzchni lodowca doprowadziło do odsłonięcia stoków skalnych spod lodu lodowcowego. 5.3.3. Region wschodniego Sørkapp Landu Lodowce na wschodzie Sørkapp Landu wypełniają doliny na wybrzeżu otwartego Morza Barentsa, a ich strefy marginalne mają znacznie mniejsze rozmiary niż w pozostałych regionach półwyspu. Cechą charakterystyczną regionu jest brak czołowych wałów lodowo-morenowych z Małej Epoki Lodowej, gdyż większość lodowców obszaru (tj. Coryellbreen, Bevanbreen i Kambreen) pełniła wówczas rolę dopływów wielkiego lobu Hambergbreen lub uchodziła do morza (Ziaja 2007). W kolejnych podrozdziałach przedstawiono ich ewolucję od lat 60. XX w. 5.3.3.1. Tromsøbreen Strefa marginalna lodowca Tromsøbreen wypełnia dolinę pomiędzy nadmorskim masywem górskim Havkollen na wschodzie a strefą marginalną lodowca Vasil’evbreen na zachodzie. Od północnego zachodu zaś opiera się o stoki masywu Hagerupfjellet. Podobnie jak pozostałe lodowce regionu, Tromsøbreen niegdyś uchodził do Morza Barentsa, dlatego na lądowej części jego przedpola czołowe wały lodowo-morenowe nie występują. Natomiast na zachodzie strefy marginalnej lodowca występuje kilka ciągów wałow tworzących szeroki pas moren bocznych rozddzielający strefy marginalne Tromsøbreen i sąsiadującego z nim od zachodu Vasil’evbreen (Ryc. 5.3.20). Rozmiary wałów lodowo-morenowych zachodnich są zróżnicowane i zmieniały się w czasie na skutek degradacji i wytapiania podścielającego je lodu reliktowego. W 1961 roku ich szerokość u podnóży masywu Hagerupfjellet wynosiła od 200 do 500 m. Dalej na południu łączyły się one z wałami moreny bocznej lodowca Vasil’evbreen tworząc kompleks o łącznej szerokości dochodzącej do ponad 700 m. Bliżej wybrzeża morskiego strefy marginalne obydwu lodowców rozcinał przełom rzeki proglacjalnej lodowca Vasil’evbreen, za którym obie moreny boczne ponownie rozdzielały się tworząc odrębne pasy o szerokości nie przekraczającej 400 m. Po roku 1961 geometria wałów lodowo-morenowych podlegała zmianom wskutek postępującej deglacjacji tego obszaru. Recesja lodowca Vasil’evbreen doprowadziła do poszerzenia środkowego kompleksu morenowego o 150-200 m, z kolei wytapianie lodu reliktowego w pasie morenowym u podnóży Hagerupfjellet spowodowało obniżenie proksymalnych stoków moreny bocznej lodowca Tromsøbreen. Ryc. 5.3.20. Ewolucja strefy marginalnej Tromsøbreen w latach 1961-1990-2010 Proces degradacji moreny bocznej był wspomagany przez udział wód proglacjalnych lodowca, które podcinały ją od 1961 roku. W efekcie do roku 1990 niektóre jej fragmenty zostały całkowicie rozmyte, a wysokość powierzchni najwyższych wałów obniżyła się o 10-23 m. W kolejnych latach proces ten postępował, tak że w roku 2010 morena boczna Tromsøbreen był niższa o kolejne 6-18 m. W pozostałych częściach strefy marginalnej lodowca zmiany wysokości powierzchni nie były tak dynamiczne, co było spowodowane najprawdopodobniej tym, iż wyścielająca ją warstwa moreny dennej zalegała bezpośrednio na podłożu skalnym (Ryc. 5.3.21). Ryc. 5.3.21. Różnice wysokości strefy marginalnej Tromsøbreen w latach 1961-1990-2010. U czoła Tromsøbreen, za wałami moreny bocznej, występowało rozległe jezioro zbierające wody roztopowe lodowca. Na skutek recesji czołowej oraz nasilającej się w badanym okresie ablacji lodowca zwiększyło ono swoją maksymalną powierzchnię o około 50% z 0,44 km² w roku 1961 do 0,64 km² w roku 2010. W analizowanym okresie znacznie wzrosła również powierzchnia intramarginalnych sandrów włożonych w rozcięcia moreny dennej, która prawie na całym obszarze strefy marginalnej miała charakter moreny bruzkowanej (ang. fluted). Występowanie podłużnych garbów morenowych stwierdzono w szerokim pasie od czoła lodowca aż po brzeg morza, także na powierzchni słabo wykształconej moreny bocznej otaczającej strefę marginalną od strony wschodniej. Takie następstwo form terenu nasuwa przypuszczenie, iż lodowiec ten cechowała zmienna dynamika ruchu u schyłku Małej Epoki Lodowej, której efektem był szybki awans lodowca. Pośrednim dowodem stanowiącym wsparcie dla tej koncepcji stanowi obecność poprzecznych form szczelinowych (ang. crevasse squeeze ridges) obserwowanych na powierzchni moreny bruzkowanej, uważanych za formy wskaźnikowe dla procesu szarży, na zdjęciach z lat zarówno 1961, jak i 2010. 5.3.3.2. Lodowce północno-wschodniego wybrzeża Strefy marginalne czterech lodowców położonych na północ od Tromsøbreen wypełniają strome, wąskie i krótkie doliny pomiędzy nadmorskimi masywami górskimi. Ich przebieg jest równoleżnikowy począwszy od czół lodowców spływających z wierzchowiny płaskowyżu lodowego Hedgehogfonna w kierunku Morza Barentsa. Ewolucja zarówno lodowców, jak i ich stref marginalnych od końca Małej Epoki Lodowej do początku XXI w. została szczegółowo opisana w monografii na temat dynamiki krajobrazu północno wschodniego Sørkapp Landu (Ziaja 2007). Warto przytoczyć tu zwłaszcza opis przemian środowiska, jakie zachodziły na przedpolach tych lodowców do lat 50. XX w., gdyż właśnie w tym okresie ich przebieg był najbardziej dynamiczny. Jedynie zasięg lodowca Barbarabreen uległ niewielkiemu tylko zmniejszeniu i dlatego nie będzie analizowany poniżej. Pod koniec Małej Epoki Lodowej najdalej na północ wysunięte lodowce Kambreen, Bevanbreen i Coryellbreen zasilały wielki jęzor szarżującego lodowca Hambergbreen, który był wówczas co najmniej 15 km dłuższy wychodząc lobem w otwarte Morze Barentsa (Wassiliew 1925, Lefauconnier i Hagen 1991, Ziaja 2007). Po ustaniu szarży około roku 1900 i cofnięciu czoła Hambergbreen do później powstałej zatoki Hambergbukta te trzy małe lodowce oddzieliły się od wielkiego lobu. Ukośne zdjęcia lotnicze dokumentujące sytuację na wschodnim wybrzeżu w latach 30. XX w. informują, iż w roku 1936 dwa z nich, a mianowicie Coryellbreen i Bevanbreen, uchodziły do morza, natomiast lodowiec Kambreen spoczywał na lądzie sięgając prawej moreny bocznej lodowca Hambergbreen (Ziaja 2007). W kolejnych dekadach, lodowce podlegały recesji uwalniając spod lodu cały pas wybrzeża. W efekcie na początku lat 60. XX w. ich jęzory były oddalone od linii brzegowej o 230-500 m, a ich zasięg ograniczał się już tylko do głębokich i zacienionych dolin górskich. Osłaniane przed promieniowaniem słonecznym lodowce w kolejnych latach pozostały względnie stabilne. Z tego powodu największe zmiany w krajobrazie są zauważalne w strefach marginalnych i na przedpolach lodowców uwolnionych spod lodu w latach 1900-1960. Po zaniku lobu Hambergbreen jego prawa morena boczna, ciągnąca się wzdłuż wybrzeża pomiędzy dolinami lodowców i uwylotu tych dolin, podlegała tak silnej degradacji, że do XXI w. zachowały się jedynie jej fragmenty. Końcowa część tej moreny w maksimum zasięgu z 1900 roku, na południe od strefy marginalnej Coryellbreen, została częściowo zniszczona przez abrazję morską. W latach 1961-2010 wskutek tego procesu linia brzegowa u podnóży masywów nadmorskich Tvillingtoppen i Hedgehogfjellet cofnęła się maksymalnie o 150 m, a równina z jeziorem mierzejowym Davislaguna została rozmyta i zabrana przez morze (Ziaja 2007). Na przedpolach lodowców Coryellbreen, Bevanbreen i Kambreen po Małej Epoce Lodowej abrazja morska również odgrywała istotną rolę w modelowaniu linii brzegowej. Gdy lodowce uchodziły do morza stanowiły swego rodzaju falochrony stabilizujące wybrzeże i ograniczające niszczącą działalność morskich fal. Recesja jęzorów lodowcowych spowodowała cofnięcie wybrzeża u wylotu ich dolin, które w latach 1961-2010 wyniosło od 18 m na przedpolu Bevanbreen do 52 m na przedpolach Kambreen i Coryellbreen. Obszary uwolnione spod lodu w latach 1900-1961 pokryła głównie morena denna zdeponowana bezpośrednio na podłożu skalnym, która miejscami przejawiała charakter moreny bruzdkowanej. Taki typ moreny dominował na przedpolu lodowca Coryellbreen, gdzie stwierdzono dodatkowo system form szczelinowych poprzecznych, charakterystyczny dla lodowców szarżujących. Jest on bardzo dobrze widoczny zwłaszcza na zdjęciach lotniczych z roku 2010, na których rozciąga się od czoła lodowca aż po duże jezioro mierzejowe na jego przedpolu. Po roku 1961 zmiany krajobrazu na przedpolach lodowców północnego wschodu półwyspu zachodziły wolniej wskutek ich mniejszej recesji czołowej w porównaniu do lat poprzednich. Po wycofaniu lodowców w głąb zacienionych dolin górskich ich recesja sprowadzała się głównie do procesu cienienia (wytapiania od góry). Było ono najbardziej intensywne na Coryellbreen, w którego górnych partiach doprowadziło do odsłonięcia rozległych powierzchni stoków skalnych i skalno-zwietrzelinowych, a także odseparowania fragmentu jego strefy akumulacyjnej (firnowej) od pozostałej części lodowca. 5.3.4. Region północnego Sørkapp Landu Na północy półwyspu lodowce w całości zalegające na lądzie od zakończenia Malej Epoki Lodowej są raczej małych rozmiarów, dlatego przemiany krajobrazu wskutek ich recesji były nieporównywalnie mniej wyraźne niż w pozostałych regionach Sørkapp Landu. Większej transformacji podlegały obszary dawnych dopływów lodowców uchodzących dziś do morza, do których jeszcze w latach 60. XX w. dochodziły jęzory rozległych lodowców północy: Smaleggbreen i Signybreen położonych w centralnej części regionu, a dalej na północnym wschodzie bezimiennego lodowca na stokach Ostrogradskijfjella, a także lodowca Professorbreen. Ich zasięg jeszcze w latach 60. XX w. wyznaczały wąskie wstęgi moren środkowych występujące na styku ich czół z zasilanymi przez nie jęzorami lodowców cielących się. Recesja zarówno lodowców cielących się, jak i dopływów lodowcowych doprowadziła do ich rozdzielenia i ewolucji tych drugich w odrębne lodowce kończące się na lądzie. Wały moren czołowych nie rozwinęły się w tym regionie tak, jak na południu i zachodzie Sørkapp Landu. Na obszarach uwolnionych spod lodu odsłoniły się przede wszystkim znaczne połacie moreny dennej płaskiej lub falistej, która dominuje w krajobrazie stref marginalnych lodowców północy. Jest ona w niektórych strefach marginalnych, np. Smaleggbreen, silnie przekształcana przez wody proglacjalne. W innych pokrywa ją morena ablacyjna lub wyraźna warstwa poprzecznych form szczelinowych (ang. crevasse squeeze ridges). Występują one w strefach marginalnych lodowców Signybreen i Profesorbreen, będąc pozostałością po epizodach szarż, którym podlegały sąsiadujące z nimi Mandeleevbreen w latach 1995-2002 i Sykorabreen w okresie 1960-1970. 5.4. Zmiany linii brzegowej Zmiany klimatu, jakie zaszły na półwyspie od początku XX w. i uwarunkowany nimi zanik jęzorów lodowców uchodzących do morza przyczyniły się do wzrostu aktywności morza wokół półwyspu (Ziaja 1999). W odróżnieniu od tych spoczywających w całości na lądzie, lodowce uchodzące do morza tracą masę zarówno wskutek wytapiania i powierzchniowego zanikania od góry (tj. ablacji fizycznej), jak i procesu cielenia czyli odłamywania fragmentów czoła zanurzonego w morzu (tj. ablacji mechanicznej). Obydwa te procesy w okresach 1961-1990-2010 przyczyniły się do znacznego ubytku masy lodu na Sørkapp Landzie, na co niewątpliwie wpływ miały duże rozmiary lodowców cielących się, zajmujących największą powierzchnię na półwyspie. Ablacja mechaniczna pełniła przy tym rolę nadrzędną, odpowiadając za ponad połowę straty powierzchni lodowców uchodzących do morza i miała ona znaczenie tym większe, im dalej w morze sięgał jęzor lodowca (Tab. 5.4.1). Tab. 5.4.1. Zmiany powierzchni lodowców uchodzących do morza na półwyspie Sørkapp Land w latach 1961-1990-2010. Rok 1961 1990 2010 Powierzchnia lodowców uchodzących do morza [km²] 625,77 580,20 528,08 Przedział czasowy 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Ablacja mechaniczna (cielenie) [km², % utraconej powierzchni] -37,47; 82,2 -26,50; 50,8 -63,97; 65,5 Ablacja fizyczna (cienienie) [km², % utraconej powierzchni] -8,10; 17,8 -25,62; 49,2 -33,72; 34,5 Różnica powierzchni lodowców uchodzących do morza [km², % utraconej powierzchni] -45,57; 100 -52,12; 100 -97,69; 100 Szybkie cofanie morskich klifów lodowców cielących się doprowadziło w latach 1961-1990 do zmniejszenia zajmowanego przez nie obszaru o 37,5 km², co stanowiło aż 82% wielkości ich recesji powierzchniowej w tym okresie. W następnych dwóch dekadach dalsze cofanie tych jęzorów lodowcowych w głąb zatok (w tym fiordów) przebiegało w podobnym tempie (recesja o około 1,3 km² rocznie) doprowadzając do utraty wskutek cielenia kolejnych 26,5 km² powierzchni lodu zalegającego wcześniej na obszarach dziś zajętych przez morze. Stanowiło to w przybliżeniu 51% wielkości spadku powierzchni lodowców uchodzących do morza w latach 1990-2010 (Tab. 5.4.1). Proporcja ta była mniejsza niż we wcześniejszym analizowanym podokresie wskutek całkowitego wycofania z morza na ląd dużych partii systemów lodowcowych oraz dalszej ich recesji tamże, co przełożyło się na wzrost znaczenia ablacji fizycznej w bilansie masy tych lodowców. Podsumowując w całym badanym okresie udział procesu cielenia w wielkości recesji lodowców uchodzących do morza był znaczny i wyniósł 65,5%, co odpowiadało utracie prawie 64 km² powierzchni lodowców zabranej przez morze. Wartości te ściśle korespondują ze zmianami wielkości terytorium półwyspu (Tab. 5.4.2). Tab. 5.4.2. Zmiany wielkości powierzchni Sørkapp Landu i wysp w odległości 2 km od wybrzeża półwyspu w latach 1961-1990-2010. Obszar Powierzchnia [km²] Różnice powierzchni [km²; %] Różnice powierzchni/rok [km²; %] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Półwysep Sørkapp Land 1332,43 1295,41 1268,85 -37,02; -2,8 -26,56; -2,1 -63,58; -4,8 -1,28; -0,1 -1,33; -0,1 -1,30; -0,1 Wyspy - Fiord Hornsund 0,084 0,131 0,14 0,05; 56,0 0,01; 6,9 0,06; 66,7 0,002; 1,9 0,00; 0,3 0,001; 1,4 Wyspy - Morze Grenlandzkie 0,179 0,179 0,179 0,00; 0,0 0,00; 0,0 0,00; 0,0 0,00; 0,0 0,00; 0,0 0,00; 0,0 Wyspy - Morze Barentsa 0,305 0,306 0,628 0,00; 0,3 0,32; 105,2 0,32; 105,9 0,00; 0,0 0,02; 5,3 0,01; 2,2 Razem 1333,00 1296,03 1269,80 -36,97; -2,8 -26,23; -2,0 -63,20; -4,7 -1,27; -0,1 -1,31; -0,1 -1,29; -0,1 Ponieważ spągi najniższych partii wszystkich lodowców uchodzących do morza na Sørkapp Landzie zalegają na podłożu skalnym poniżej poziomu morza, zanikanie lodowców prowadziło najcześciej do zatapiania obszaru uwolnionego spod lodu. Z tej przyczyny w badanym okresie utrata powierzchni lodu lodowcowego tamże skutkowała jednocześnie utratą powierzchni lądowej półwyspu. W latach 1961-2010 strata ta wyniosła 63 km², co odpowiadało blisko 5% obszaru Sørkapp Landu (Tab. 5.4.2). Przesuwanie klifów lodowych w głąb nowo utworzonych zatok (w tym fiordów) i na ląd prowadziło do przekształcania linii brzegowej półwyspu, które przejawiało się m.in. w jej znacznym wydłużaniu i urozmaicaniu (Tab. 5.4.3). Proces ten obserwowany był co najmniej od schyłku Małej Epoki Lodowej (Ziaja 2002), a w ostatnich latach uległ intensyfikacji. Na początku lat 60. XX w. czoła lodowców uchodzących do morza zalegały przeważnie u wylotu dolin i obniżeń górskich, wypełnionych lodem wyprowadzanym z czap i płaskowyżów lodowych wnętrza półwyspu. Niektóre z nich, jak lodowce w głębi fiordu Hornsund lub zatoki Isbukta, wychodziły dalej w otwarte morze formując szeroki lob zasilany przez stykające się ze sobą współpłynące jęzory lodowcowe. Ablacja i odrywanie gór lodowych od czół lodowców spowodowały w latach 1961-1990 ich znaczne urozmaicenie i wydłużenie (poszerzenie) o blisko 12 km, tj. 34%. W skali roku przyrost ten wynosił 412,4 m, tj. 1,2 % stanowiąc główną składową obserwowanych zmian długości wybrzeża (Tab. 5.4.3). Tab. 5.4.3. Zmiany długości linii brzegowej Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Linia brzegowa Długość [m] Zmiany długości [m; %] Zmiany długości [m/rok; %] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Hambergbukta-Øyrlandsodden 103295,7 108322,4 118500,3 5026,6; 4,9 10177,9; 9,4 15204,6; 14,7 173,3; 0,2 508,9; 0,5 310,3; 0,3 Øyrlandsodden-Pallfyoden 63132,9 68254,7 70850,9 5121,8; 8,1 2596,17; 3,8 7717,92; 12,2 176,61; 0,3 129,81; 0,2 157,5; 0,2 Pallfyoden - Hornbreen 52578,0 70028,3 84205,7 17450,4; 33,2 14177,4; 20,2 31627,7; 60,2 601,7; 1,1 708,9; 1,0 645,5; 1,2 Lodowy przesmyk (szer. u nasady półwyspu) 17846,3 11389,1 6687,8 -6457,2; -36,2 -4701,3; -41,2 -11158,5; -62,5 -222,7; -1,2 -235,1; -2,1 -227,7; -1,3 Półwysep Sørkapp Land 236853,0 257994,5 280244,7 21141,5; 8,9 22250,2; 8,6 43391,7; 18,3 729,0; 0,3 1112,5; 0,4 885,5; 0,4 w tym lodowe klify 35225,4 47184,8 40318,0 11959,4; 34,0 -6866,8; -14,6 5092,6; 14,5 412,4; 1,2 -343,3; -0,7 103,9; 0,3 W kolejnym okresie badawczym, po roku 1990, ewolucja wybrzeży miała nieco inny przebieg. Wskutek cielenia znaczne powierzchnie jęzorów lodowcowych wychodzących w morze zanikły, a dolne partie ich czół wynurzyły się ponad poziom morza. Dodatkowo, zmiana zasięgu tych jęzorów i ich przesunięcie w głąb wąskich dolin górskich ograniczyło możliwość ich dalszego poszerzania, jak to miało miejsce na brzegu otwartego morza. U czół lodowców rozwijały się w tym okresie najpierw niewielkie zatoki, przechodzące potem w wąskie fiordy. Efektem tych procesów było większe urozmaicenie i znaczne wydłużenie linii brzegowej, które w latach 1990-2010 wyniosło 22 km, tj. 8,6 %, a także skrócenie klifów lodowych o blisko 7 km. Zmienił się tym samym w wielu miejscach charakter wybrzeży. Zmalało znaczenie odcinków dotychczas zlodowaconych na rzecz brzegów skalno-erozyjnych, odsłoniętych przeważnie w nowo utworzonych fiordach i zatokach. Wydłużenie linii brzegowej zwiększyło jednocześnie rolę morza w kształtowaniu rzeźby półwyspu prowadząc do wzrostu znaczenia przybrzeżnej abrazji i akumulacji morskiej (Ziaja 2002). Analiza zmian na poszczególnych odcinkach wybrzeża Sørkapp Landu prowadzi do wniosku, iż obecność lub brak w ich obrębie lodowców stanowiły czynnik determinujący tempo ich ewolucji. Najmniejsze zmiany linii brzegowej zaszły w części północno-zachodniej, gdzie nie ma lodowców uchodzących do morza. Z kolei najbardziej zmienione zostały odcinki wybrzeża, które jeszcze w latach 60. XX w. położone były pod zwartą pokrywą lodową, gdzie zmiany te miały najbardziej dynamiczny przebieg. Tak stało się na wybrzeżu północnym – we wnętrzu fiordu Hornsund (okolice Brepolen) i nad nowo powstałym fiordem Hambergbukta – oraz na wybrzeżu zatoki Isbukta na wschodzie półwyspu. Na północy transformacja linii brzegowej była najbardziej wyraźna, gdyż do fiordu Hornsund klifem opada najwięcej lodowców cielących się. Tabela 5.4.4. przedstawia zmiany długości poszczególnych odcinków wybrzeża północnego od przylądka Pallfyodden aż do przesmyku lodowego i czoła klifowego Hornbreen w głębi fiordu Hornsund w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.4.3. Zmiany długości linii brzegowej Sørkapp Landu wzdłuż fiordu Hornsund w latach 1961-1990-2010 (BD – brak danych). Odcinek linii brzegowej - północ Długość [m] Zmiany długości [m; %] Zmiany długości [m/rok; %] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Pallfyodden-Körberbreen 25427,9 25433,88 25837,4 6,01; 0,02 403,5; 1,6 409,5; 1,6 0,2; 0,001 20,2; 0,1 8,4; 0,03 Körberbreen (klif lodowy) 1315,1 1352,3 1216,2 37,2; 2,8 -136,1; -10,1 -98,9; -7,5 1,3; 0,1 -6,8; -0,5 -2,0; -0,2 Körberbreen - Petersbreen 3330,8 3513,3 3831,8 182,5; 5,5 318,5; 9,1 501,0; 15,0 6,3; 0,2 15,9; 0,5 10,2; 0,3 Petersbreen (klif lodowy) 322,7 355,46 393,2 32,7; 10,1 37,7; 10,6 70,5; 21,8 1,1; 0,3 1,9; 0,5 1,4; 0,4 Samarinvågen W 4553,8 5119,3 5732,5 565,5; 12,4 613,2; 12,0 1178,7; 25,9 19,5; 0,4 30,7; 0,6 24,1; 0,5 Kvasseggbreen (klif lodowy) 594,9 425,3 95,0 -169,6; -28,5 -330,3; -77,7 -499,9; -84,0 -5,9; -1,0 -16,5; -3,9 -10,2; -1,7 Kvasseggbreen-Eggbreen 0 0 153,7 0,00; BD 153,7; BD 153,70; BD 0,0; BD 7,7; BD 3,1; BD Eggbreen (klif lodowy) 651,6 1279,4 1269,0 627,8; 96,4 -10,4; -0,8 617,4; 94,8 21,7; 3,3 -0,5; 0,0 12,6; 1,9 Eggbreen-Samarinbreen cypel 0 489,1 1673,7 489,10; BD 1184,6; 242,2 1673,7; BD 16,9; BD 59,2; 12,1 34,2; BD Samarinbreen (klif lodowy) 2321,1 3105,3 4270,9 784,2; 33,8 1165,6; 37,5 1949,8; 84,0 27,0; 1,2 58,3; 1,9 39,8; 1,7 Samarinvågen E-Chomjakovbreen 6316,7 8861,8 11616,1 2545,1; 40,3 2754,3; 31,1 5299,4; 83,9 87,8; 1,4 137,7; 1,6 108,2; 1,7 Chomjakovbreen (klif lodowy) 1682,9 1672,9 1351,4 -9,95; -0,6 -321,5; -19,2 -331,5; -19,7 -0,3; 0,0 -16,1; -1,0 -6,8; -0,4 Chomjakovbreen-Mendeleevbreen 3264,7 5528,5 7077,4 2263,8; 69,3 1548,9; 28,0 3812,7; 116,8 78,1; 2,4 77,5; 1,4 77,8; 2,4 Mendeleevbreen (klif lodowy) 1707,7 4098,4 3985,2 2390,7; 140,0 -113,2; -2,8 2277,5; 133,4 82,4; 4,8 -5,7; -0,1 46,5; 2,7 Mendeleevbreen-Svalisbreen 31,3 21,8 2827,2 -9,5; -30,3 2805,4; 12868,8 2795,9; 8935,5 -0,3; -1,0 140,3; 643,4 57,1; 182,4 Svalisbreen (klif lodowy) 1056,88 4860,8 3859,2 3803,9; 359,9 -1001,6; -20,6 2802,3; 265,2 131,2; 12,4 -50,1; -1,0 57,2; 5,4 Tviryggen 0 3910,8 9015,8 3910,8; BD 5105,0; 130,5 9015,8; BD 134,9; BD 255,3; 6,5 184,0; BD Suma 52577,99 70028,34 84205,7 17450,4; 33,2 14177,4; 20,2 31627,7; 60,2 601,7; 1,1 708,9; 1,0 645,5; 1,2 w tym lodowe klify 9652,79 20436,26 17241,80 10783,5; 111,7 -3194,5; -15,6 7589,0; 78,6 371,8; 78,6 -159,7; -0,8 154,9; 1,6 Ryc. 5.4.1. Zmiany linii brzegowej na przedpolach lodowców uchodzących do fiordu Hornsund (okolice Brepollen) w latach 1961-1990-2010. W badanym okresie linia brzegowa północnego Sørkapp Landu wydłużyła się o blisko 32 km, tj. 60%. Największe zmiany zaszły na przedpolach szerokich i płaskich jęzorów lodowcowych Mendeleevbreen i Svalisbreen uchodzących do głębszych wód – o głębokości do 80-90 m (Moskalik i in. 2014) – w zamknięciu fiordu Hornsund (Ryc. 5.4.1). Lodowce te jeszcze w 1961 roku łączyły się ze sobą i współpłynęły tworząc wraz z lodowcami przesmyku i Ziemi Torella szeroki lob zajmujący większość zatoki Brepollen. Lodowiec Hornbreen – jeden z dwóch oddzielających półwysep Sørkapp Land od reszty Spitsbergenu – sięgał wówczas blisko 7 km dalej przykrywając rozległy obszar dzisiejszego wybrzeża Søkapp Landu u podnóży masywów Tviryggen i Ostrgrodskijfjella oraz znaczną część wspomnianej zatoki. Od pozostałych lodowców półwyspu oddzielał go jedynie wąski pas moreny środkowej. Nie jest pewne, czy tak daleki zasięg lodowca Hornbreen był wynikiem szarży. Jednak nie można tego wykluczyć biorąc pod uwagę, iż w latach 60. XX w. szarży podlegał zarówno zasilający go od północy Storbreen, jak i sąsiadujący z nim od wschodu Hambergbreen – drugi lodowiec przesmyku – co omówiono w poprzednich częściach niniejszej pracy (Jania 1988, Grabiec i in. 2017). Z pewnością szarża tego lodowca oraz całego systemu lodowców go zasilających miała miejsce u schyłku Małej Epoki Lodowej, co można stwierdzić porównując ze sobą mapę tego obszaru sporządzoną w trakcie austriackich ekspedycji w latach 1871 i 1872 (Weyprecht 1874) z mapą autorstwa Wassiliewa (1925), który skartował ten obszar w latach 1899-1900. Dowodzą tego również pośrednio poprzeczne formy szczelinowe (ang. crevasse squeeze ridges) powszechnie występujące zarówno u podnóży masywu Tviryggen, jak i w strefach marginalnych Svalisbreen i Mendeleevbreen (Grabiec i in. 2017). W 1961 roku szerokość połączonych klifów lodowych Mandeleevbreen i Svalisbreen wynosiła blisko 6200 m. Szybka recesja obydwu jęzorów lodowcowych, uwarunkowana zarówno przez ich płaski, szeroki kształt, jak i geometrię relatywnie głębokiego dna morskiego na ich przedpolu, doprowadziła do rozdzielenia ich czół, a następnie ich cofnięcia w głąb zajmowanych przez nie dolin. Efektem tego procesu było kilkakrotne poszerzenie klifów czołowych tych lodowców, które w latach 1961-1990 wyniosło blisko 2,4 km, tj. 140%, dla lodowca Mendeleevbreen, i aż 3,8 km, tj. 360%, dla Svalisbreen. Znacznemu skróceniu, a następnie rozdzieleniu z pozostałymi lodowcami na południu, uległ także jęzor Hornbreen. W rezultacie spod lodu uwolnione zostały część zatoki Brepollen i niewielki fragment wybrzeża między lodowcem Svalisbreen a przesmykiem. Natomiast u podnóży masywu Tviryggen w dalszym ciągu zalegał wielki płat martwego lodu – pozostałość dawnego zasięgu Hornbreen – sięgający aż do morza. Była to najbardziej znacząca transformacja zlodowaconych odcinków wybrzeża w tym okresie, nie tylko na północy, ale również w skali całego półwyspu. Dalej na zachód od przesmyku linia brzegowa podlegała mniejszym przekształceniom. W latach 1961-1990 poszerzenie klifów lodowych nastąpiło u czół większości lodowców, z wyjątkiem lodowców Kvessegbreen i Chomjakovbreen, które wycofały się częściowo na ląd (Tab. 5.4.4). Podsumowując, w okresie 1961-1990 wydłużenie linii brzegowej na północy półwyspu wskutek recesji lodowców wyniosło blisko 17,5 km, tj. 32%, z czego 11 km w wyniku poszerzenia (wydłużenia) klifów lodowych, a 6 km w wyniku odsłonięcia odcinków skalno-erozyjnych, głównie po obu stronach nowo utworzonych lub powiększonych zatok u czół największych lodowców regionu (Tab. 5.4.4). Po roku 1990 tempo recesji lodowców uchodzących do morza wzrosło, a dalsze wycofywanie czół lodowców z głównego basenu fiordu Hornsund do nowo utworzonych mniejszych bocznych zatok (w tym fiordów) uległo przyśpieszeniu. Klify lodowe uległy skróceniu w tym okresie o ponad 3,1 km, tj. 15,6%, ograniczając się głównie do szerokości zajmowanych przez lodowce dolin górskich, wzrosło natomiast znaczenie uwolnionych spod lodu odcinków wybrzeża, które uległy wydłużeniu o około 17,3 km, tj. 25%, zwłaszcza w okolicy przesmyku lodowego i w zatoce Samarinvågen. Wskutek cofnięcia czoła Hornbreen zatoka Brepollen wydłużyła się, a na jej południowym brzegu doszło do prawie całkowitego wytopienia płatów martwego lodu. W ich miejscu pojawiła się morena pagórkowata pokryta przez liczne szczelinowe formy poprzeczne, sięgające aż do jęzora położonego dalej na południu lodowca Svalisbreen (Grabiec i in. 2017). Podobne formy i osady pojawiły się także wzdłuż nowo odsłoniętego brzegu o długości około 2,8 km pomiędzy lodowcami Svalisbreen i Mendeleevbreen. Jak już wspomniano jest to pozostałość po kilku epizodach szarż tych systemów glacjalnych. Do istotnych implikacji środowiskowych recesji Hornbreen i Hambergbreen, należy znaczne zmniejszenie powierzchni i szerokości lodowego przesmyku lądowego oddzielającego półwysep Sørkapp Land od pozostałych obszarów Spitsbergenu, który w latach 1961-2010 uległ skróceniu o ponad 11 km, tak że w roku 2010 wynosił zaledwie nieco ponad 6,5 km. Ostatnie badania radarowe przeprowadzone na tym obszarze dostarczyły dowodów na to, iż spągi obydwu lodowców położone są poniżej poziomu morza. Biorąc pod uwagę masę lodowców przesmyku i tempo ich recesji przekształcenie tego obszaru w cieśninę prognozowane jest na dekadę przypadającą między latami 2055-2065 (Grabiec i in. 2017). Kolejnym istotnym obszarem półwyspu Sørkapp Land, gdzie doszło do znacznego przekształcenia linii brzegowej wskutek recesji lodowców jest wybrzeże wschodnie, gdzie zmianom podlegały przede wszystkim wybrzeża dwóch zatok Morza Barentsa: Isbukta w centralnej części półwyspu oraz Hambergbukta położonej dalej na północy (Tab. 5.4.5). Tab. 5.4.5. Zmiany długości linii brzegowej Sørkapp Landu wzdłuż wybrzeża Morza Barentsa w latach 1961-1990-2010. Odcinek linii brzegowej wschód długość [m] Zmiany długości [m; %] Zmiany długości [m/rok; %] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Klify lodowe w zatoce Hambergbukta 1240,0 1794,9 3249,9 554,9; 44,8 1455,0; 81,1 2009,9; 162,1 19,1; 1,5 72,8; 4,1 41,0; 3,3 Sykorabreen do Haketangen 23154,6 24072,8 25102,8 918,2; 6,3 1030,0; 4,3 1948,2; 8,4 31,7; 0,1 51,5; 0,2 39,8; 0,2 Isbukta-od Haketangen do Nordre Randberget-klify lodowe Vasil'evbreen 20092,6 20040,5 13049,9 -52,1; -0,3 -6990,6; -34,9 -7042,7; -35,1 -1,8; -0,01 -349,5; -1,7 -143,7; -0,7 Isbukta-od Haketangen do Nordre Randberget-wybrzeże niezlodowacone 5060,0 8512,8 23473,5 3452,8; 68,2 14960,7; 175,7 18413,5; 363,9 119,1; 2,4 748,0; 8,8 375,8; 7,4 Isbukta- Øyrlandsodden 53748,5 53901,6 53624,2 153,1; 0,3 -277,4; -0,5 -124,3; -0,2 5,3; 0,01 -13,9; -0,03 -2,5; -0,005 Suma 103295,7 108322,4 118500,3 5026,8; 4,9 10177,9; 9,4 15204,6; 14,7 173,3; 0,2 508,9; 0,5 310,3; 0,3 w tym lodowe klify 21332,6 21835,4 16299,8 502,8; 44,5 -5535,6; 46,2 -5032,8; 127,0 17,3; 1,5 -276,8; 2,3 -102,7; 2,6 Transformację wybrzeża zatoki Isbukta uwarunkowała recesja lodowca Vasil’evbreen, szczegółowo omówiona w poprzednim rozdziale. Jak wspomniano, w latach 1961-1990 uchodził on do morza i zanotowano dość znaczną recesję lodowca w obrębie samej zatoki, a także dalej na południe od niej, gdzie dawniej część czoła zalegała bezpośrednio nad Morzem Barentsa. Pomimo znacznego ubytku masy Vasil’evbreen wskutek cielenia, szerokość czoła lodowca (długość klifu lodowego) pozostała w tym okresie niemal taka sama, jedynie zmienił on swój przebieg i kształt. Po roku 1990 sytuacja uległa zmianie, gdy rozległe partie lodowca zalegające w dzisiejszej zatoce, w wielu miejscach zanikły, a czoło lodowca wynurzyło się na ląd. W efekcie tego procesu podlodowcowe progi skalne, które jeszcze w latach 90. XX w. jedynie zaznaczały się w morfologii lodowca w postaci strefy spękań na powierzchni lodu, odsłoniły się w kilku miejscach jako wybrzeża skaliste i szkierowe. Ten typ wybrzeży dominuje zwłaszcza we wnętrzu zatoki, niedaleko masywu nadmorskiego (a przed rokiem 1990 nunataka) Falknatten, oraz nieco dalej na południu, na wysokości lodowca dopływowego Leifbreen, rozciągając się na dystansie około 7-8 km (Ryc. 5.4.2). Ryc. 5.4.2. Zmiany linii brzegowej w zatoce Isbukta w latach 1961-1990-2010. Bliżej otwartego Morza Barentsa, u wejścia do zatoki Isbukta, cofnięcie jęzorów lodowcowych, stanowiących swego rodzaju falochrony, spowodowało przybliżenie oraz intensyfikację oddziałaływania przybrzeżnych prądów morskich. Przejawiło się to m.in. we wzroście abrazji wysuniętych w morze przylądków. Na północnym wybrzeżu Isbukta, w latach 1961-1990, odcinek linii brzegowej o długości około 1,1 km, biegnący od przylądka Haketangen do jęzora Vasil’evbreen, cofnął się o 70-90 m, a na samym przylądku o 40 m, co skutkowało ubytkiem 0,07 km² powierzchni lądowej półwyspu. Po roku 1990 abrazja w tym rejonie objęła również wybrzeże na północ od Haketangen. W sumie na odcinku wybrzeża o długości około 4 km, obejmującym obszary przyległe do Haketangen, w latach 1990-2010 ubyło 0,13 km² lądu, a cofnięcie linii brzegowej wyniosło tu od 35 m na północ od przylądka do 115 m tuż przy linii dawnego bocznego zasięgu jęzora lodowcowego (Ryc. 5.4.2). Podobne rozmiary abrazja morska osiągnęła na południowych wybrzeżach zatoki Isbukta. W roku 1961 niemal całe wybrzeże było tu pokryte przez lodowiec Vasil’evbreen, opadający klifem na północ do zatoki Isbukta oraz na wschód do otwartych wód Morza Barentsa. Obydwa te fragmenty klifowego czoła lodowca oddzielał od siebie wysunięty w morze niewielki cypel w kształcie kosy o długości około 450 m i szerokości około 350 m, usypany przez przybrzeżne prądy morskie u wejścia do zatoki Isbukta (Ryc. 5.4.2). W jego obrębie, u czoła lodowca, doszło do powstania jeziora zbierającego wody roztopowe. Deglacjacja, jakiej podlegał ten obszar w latach 1961-1990 doprowadziła do zmiany charakteru wybrzeża i istotnego przemodelowania linii brzegowej, wynikającego ze wzmożonej działalności prądów morskich. Efektem cofnięcia jęzora lodowca wychodzącego w otwarte Morze Barentsa, osłaniającego wschodnie wybrzeże przed niszczącym falowaniem, był wzrost abrazji morskiej na tym odcinku i ubywanie lądu. Ubytek ten na wschodzie wyniósł 0,09 km², z czego prawie połowę (0,04 km²) stanowiły obszary lądowe wspomnianej kosy, a resztę fragment jęzora lodowcowego uchodzącego do Morza Barentsa, który po 1961 roku wycofał w głąb lądu (Ryc. 5.4.2). Dalej na zachód, na wybrzeżu zatoki Isbukta, jęzor Vasil’evbreen również się wycofał na ląd, a u jego czoła powstało kolejne duże jezioro. Z kolei jezioro powstałe przed rokiem 1961 u nasady rozwijającej się kosy zwiększyło swoje rozmiary. Obydwu procesom towarzyszyła akumulacja morska i usypywanie kolejnych fragmentów kosy, która do roku 1990 zwiększyła powierzchnię z 0,10 km² do 0,15 km² i wydłużyła swój kształt o nieco ponad 0,5 km w kierunku wnętrza zatoki. Po roku 1990 procesy zarówno abrazji, jak i akumulacji morskiej na tym obszarze były kontynuowane. W ich wyniku na wschodzie do około 2,5 km wydłużył się pas wybrzeża podlegającego abrazji, która zniszczyła tu kolejne 0,12 km² lądu. Budujący go materiał skalny został częściowo zabrany przez morze, a częściowo przetransportowany dalej na zachód, gdzie nadbudował on kosę wydłużając ją o kolejne 225 m. Dzięki temu w latach 1990-2010 zwiększyła ona swoją powierzchnię o 0,011 km². Zmianom w tym okresie podlegał również system jezior na przedpolu lodowca. Wskutek abrazji wschodniego wybrzeża jezioro w obrębie kosy znacznie zmniejszyło swoje rozmiary, natomiast na zachodzie, recesja jęzora Vasil’evbreen doprowadziła do odseparowania jeziora powstałego po 1961 roku na jego przedpolu i utworzenia tam rozległej laguny. W całym badanym okresie modelująca działalność prądów przybrzeżnych ujawniła się nie tylko na obrzeżach zatoki Isbukta, ale również w jej wnętrzu. Najwyraźniej zaznaczyła się na obszarze Morenetangen, stanowiącym w roku 1961 niewielki cypel wychodzący w morze, o który opierały się klify lodowe Vasil’evbreen. Ich recesja w głąb zatoki spowodowała przekształcenie tego obszaru w wyspę, a wzmożona działalność prądów przybrzeżnych, przejawiająca się w podcinaniu na zachodzie połączonym z nadbudową na wschodzie, jej „migrację” na zachód (Ryc. 5.4.2). Od roku 1961 obszar Morenetangen zmieniał nie tylko swoje położenie, ale również rozmiary. W latach 1961-1990 recesja Vasil’evbreen i co za tym idzie uwolnienie części tego obszaru spod lodu spowodowały wzrost jego powierzchni z 0,53 km² do 0,58 km². Po roku 1990 natomiast, gdy obszar Morenetangen stał się wyspą, przeważała tu abrazja, której efektem było zmniejszenie tej powierzchni o ponad połowę, do 0,26 km². Intensyfikację działalności prądów przybrzeżnych i jej wpływ na formowanie brzegów po ustąpieniu zlodowacenia powierzchniowego odnotowano również, choć w mniejszej skali, na zachodzie półwyspu. W latach 1961-2010 linia brzegowa zachodniego wybrzeża półwyspu Sørkapp Land uległa wydłużeniu o 7,7 km, tj. 12 % (Tab. 4.5.6). Na wybrzeżu zachodnim, gdzie występuje tylko Olsokbreen – jedyny na tym odcinku lodowiec uchodzący do morza – zmiany objęły głównie wybrzeża na jego przedpolu, koncentrując się w zatoce Stormbukta, w której po obu stronach odsłoniło się ponad 5,1 km nowej niezlodowaconej linii brzegowej. Warto zauważyć, iż poszerzaniu w tym okresie podlegało także klifowe czoło lodowca Olsokbreen, zwłaszcza po roku 1990, gdy proces ten przyśpieszył ponad dwukrotnie (Tab. 5.4.6). Tab. 5.4.6. Zmiany długości linii brzegowej Sørkapp Landu wzdłuż wybrzeża Morza Grenlandzkiego w latach 1961-1990-2010. Odcinek linii brzegowej zachód długość [m] Zmiany długości [m; %] Zmiany długości [m/rok; %] 1961 1990 2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 1961-1990 1990-2010 1961-2010 Øyrlandsodden-Olsokbreen 17594,0 18837,1 20646,0 1243,2; 7,1 1808,9; 9,6 3052,0; 17,3 42,9; 0,2 90,4; 0,5 62,3; 0,4 Olsokbreen (lodowy klif) 4240,0 4913,1 6776,4 673,1; 15,9 1863,3; 37,9 2536,4; 59,8 23,2; 0,5 93,2; 1,9 51,8; 1,2 Olsokbreen-Pallfyodden 41299 42514,49 43428,5 1215,5; 2,9 914,0; 2,1 2129,5; 5,2 41,9; 0,1 45,7; 0,1 43,5; 0,1 Suma 63132,9 68254,69 70850,9 5121,8; 8,1 2596,2; 3,8 7717,9; 12,2 176,6; 0,3 129,8; 0,2 157,5; 0,2 w tym lodowe klify 4240,0 4913,1 6776,4 673,1; 15,9 1863,3; 37,9 2536,4; 59,8 23,2; 0,5 93,2; 1,9 51,8; 1,2 Brzegi morskie na przedpolu Olsokbreen były zbudowane przeważnie z mało odpornych glin zwałowych moren bocznych lodowca, dlatego po cofnięciu jego czoła, głównym procesem obserwowanym w zatoce Stormbukta, było ich podcinanie i rozmywanie przez morze. Intensywnej erozji podlegały zwłaszcza południowe brzegi zatoki, a także wybrzeża przylądka Olsokneset do nich przylegające. O niektórych zmianach, jakie zaszły w krajobrazie tego obszaru pisano już w poprzednim rozdziale przy okazji omawiania ewolucji przedpola lodowca Bjelopol’skijbreen, dlatego nie będą one tu analizowane. W odniesieniu do zmian na samym wybrzeżu należy dodać, iż długość odcinka objętego erozją w latach 1961-1990 położonego na południu od Olsokbreen (łącznie z obszarem Olsokneset) wynosiła około 2,2 km (z czego 1,3 km w zatoce Stormbukta), a po roku 1990 wzrosła do 3,4 km (z czego 2,5 km w zatoce). Na północnym wschodzie od przylądka Olsokneset, blisko dawnej linii zasięgu lodowca, w latach 1961-1990 linia brzegowa cofnęła się o 100-120 m, co skutkowało utratą 0,06 km² powierzchni lądowej. Po roku 1990, gdy erozja objęła szerszy odcinek linii brzegowej zmieniła ona swoje położenie o 80-90 m, a w niektórych miejscach nawet 120-130 m. W rezultacie, w okresie 1990-2010 ubyło tam 0,16 km² lądu. Na samym przylądku erozja przybrała nieco mniejsze rozmiary. W latach 1961-2010 ubyło tam 0,014 km² lądu. Na północnym brzegu zatoki Stormbukta w latach 1961-1990 zmiany na niezlodowaconym odcinku wybrzeża były stosunkowo niewielkie. Po wycofaniu czoła lodowca w głąb zatoki zniszczeniu uległa część jego moreny bocznej wychodzącej w morze. W rezultacie ubyło tu 0,023 km² lądu. Po roku 1990 modelowanie brzegu odbywało się zarówno przez procesy erozji, jak i transportu oraz akumulacji. W wyniku erozyjnej działalności morza dawna morena boczna lodowca została podcięta, a jej część (0,11 km²) wymyta przez fale. Z kolei bliżej współczesnego czoła Olsokbreen, nastąpiła akumulacja wychodzącego w morze wału morenowego, dlatego pomimo recesji lodowca nastąpił w tej części półwyspu przyrost lądu o 0,14 km² (Ryc. 5.4.3). Ryc. 5.4.3. Północne wybrzeże zatoki Stormbukta w roku 2008. Na pierwszym planie widać wychodzącą w morze morenę boczną lodowca (fot. J. Dudek). Poza wzmożoną abrazją na przedpolach lodowców uchodzących do morza, zaobserwowano także przyrastanie lądu w niektórych miejscach, będące efektem osadzania zawiesiny z wód lodowcowych. Proces ten największe rozmiary osiągnął w płytkiej zatoce Sommerfeldbukta, gdzie wskutek akumulacji materii mineralnej niesionej przez rzeki lodowca Lyngebreen w latach 1990-2010 nastąpił przyrost lądu o 0,25 km². Niewielkie przyrastanie lądu w tym okresie nastąpiło także na przedpolach lodowców Keilhaubreen (0,04 km²) i Bjelopol’skijbreen (0,003 km²). 6. Dyskusja i synteza wyników Celem przeprowadzonych badań było określenie przebiegu i przestrzennego zróżnicowania transformacji krajobrazu wskutek recesji lodowców półwyspu Sørkapp Land w latach 1961-1990-2010 w oparciu o istniejące dane teledetekcyjne (zdjęcia lotnicze, obrazy satelitarne) lub produkty ich przetworzenia (mapy). Analizę rozpoczęto od omówienia zmian klimatu, jakie zaszły na półwyspie Sørkapp Land od zakończenia Małej Epoki Lodowej, na tle zmian klimatu obszaru Spitsbergenu. Następnie przedstawiono i przedyskutowano wyniki badań recesji powierzchniowej poszczególnych lodowców półwyspu, z rozróżnieniem na lodowce kończące się na lądzie i uchodzące do morza. W analizie tej uwzględniono również zmiany ich miąższości i wielkośc ich recesji frontalnej. W kolejnej części pracy zaprezentowano wyniki analizy zmian krajobrazu na przedpolach cofających się lodowców kończących się na lądzie (w zakresie przemian form terenu i stosunków wodnych) oraz uchodzących do morza (w zakresie zmian linii brzegowej). W niniejszym rozdziale podjęto próbę dyskusji i podsumowania wyników w kontekście czasowego i przestrzennego zróżnicowania przebiegu oraz prawidłowości opisanych wyżej zjawisk w obrębie półwyspu i na tle badań innych autorów. Zlodowacone tereny Arktyki cechuje największa dynamika zmian środowiskowych zachodzących współcześnie na Ziemi. Wynikają one przede wszystkim z dynamicznych zmian w obrębie systemów klimatycznego i oceanicznego, z którymi poszczególne elementy środowiska pozostają we wzajemnej relacji. Główne parametry systemu klimatycznego Arktyki, zdefiniowane przez szerokość geograficzną i kształtowane przez rozmieszczenie lądów i mórz, czyli rozkład temperatur powietrza, suma i forma opadów oraz cyrkulacja atmosferyczna, decydują o występowaniu i cechach zlodowacenia, które z kolei modeluje rzeźbę terenu i wpływa na stosunki wodne i roślinność. Zmiany klimatu Arktyki pociągają więc za sobą nie tylko zmiany w obrębie systemów glacjalnych, ale przekładają się na dynamikę całego środowiska polarnego. W europejskim sektorze Arktyki Spitsbergen należy do obszarów o największym zanotowanym ociepleniu od zakończenia Małej Epoki Lodowej. Od początku ubiegłego wieku tempo wzrostu średniej temperatury rocznej na tym obszarze wynosiło 2,6°C na stulecie, co stanowi wartość ponad trzykrotnie wyższą od średniej dla pozostałych obszarów kuli ziemskiej (Førland i in. 2011, Nordli i in. 2014). Dodatkowo, począwszy od drugiej połowy lat 90. XX w., na całym obszarze Spitsbergenu zanotowano gwałtowne przyśpieszenie tempa tego procesu, które obserwuje się aż do dnia dzisiejszego. Zaznaczyło się ono wprawdzie najsilniej w obrębie centralnej części wyspy, gdzie w latch 2000-2015 średnia roczna temperatura podniosła się o 2,5°C (w stosunku do średniej z lat 1975-2000). Jednak na pozostałych obszarach, w tym na półwyspie Sørkapp Land, było ono nie mniej wyraźne wynosząc od 1,8-1,9°C (Isaksen i in. 2016). Dla porównania – wzrost średniej tempreatury rocznej od początku ubiegłego wieku do 2012 roku wyniósł dla całej Arktyki 0,99°C na stulecie, a dla półkuli północnej 0,77°C na stulecie (Johannessen i in. 2016). Za przyczynę intensyfikacji zmian klimatyczych w obszarach podbiegunowych, ważniejszą niż gdziekolwiek indziej na Ziemi, uważa się tzw. arktyczne wzmocnienie (ang. Arctic amplifiction) czyli system sprzężeń zwrotnych, w którym kluczową rolę odgrywają zmiany w obrębie kriosfery (Serreze i Barry 2011, Grabiec 2017). W mechanizmie tym, zmniejszenie pokrywy lodowej na powierzchni lądów i mórz, indukowane przez niewielkie ocieplenie, pociąga za sobą szereg procesów oddziałujących na atmosferę i w efekcie modyfikujących cały system klimatyczny. Serreze i Barry (2011) w swoim podsumowaniu istniejącej wiedzy na temat tego zjawiska wyróżnili kilka najważniejszych procesów zachodzących w Arktyce w różnych skalach czasowych i przestrzennych. Wśród nich za najbardziej efektywny dla nasilenia ocieplenia klimatu północy uznali spadek zasięgu lodu morskiego, stanowiącego barierę pomiędzy względnie ciepłymi wodami Oceanu Arktycznego, a zimną atmosferą obszarów polarnych. Lód morski ma większą zdolność odbijania promieniowania słonecznego niż powierzchnia otwartych wód morza, dlatego spadek jego powierzchni prowadzi przede wszystkim do obniżenia albedo i wzrostu ilości energii pochłanianej przez powierzchnię czynną, która następnie zostaje wyemitowana do atmosfery powodując jej ocieplenie (Screen i Simmonds 2010). Odsłanianie coraz większych obszarów otwartych wód oceanu może również wpływać na redukcję powierzchni lodu morskiego i ocieplenie atmosfery poprzez wzmożoną dostawę ciepła transportowanego przez prądy morskie płynące z południa (Mahlstein i Knutti 2011). Na większą podatność obszarów podbiegunowych na współczesne ocieplenie klimatyczne wpływa także wzrost ilości pary wodnej i zachmurzenia, co może redukować ucieczkę promieniowania podczerwonego w przestrzeń kosmiczną (Francis i Hunter 2006, Kapsch i in. 2016). Wynika to z procesów zachodzących zarówno w Arktyce, jak i globalnych (Serreze i Barry 2011). Wszystkie te zjawiska – zarówno spadek albedo powierzchni czynnej, powodowany spadkiem powierzchni lodu morskiego, transport ciepła wraz z przemieszczaniem się prądów morskich, jak i pochłanianie oraz reemisja promieniowania długofalowego przez parę wodną i chmury – modyfikują wewnętrzne przepływy energii pomiędzy Oceanem Arktycznym i atmosferą (Bourassa i in. 2013). Działając razem lub osobno wpływają na tempo wzrostu temperatury na obszarach położonych w wysokich szerokościach geograficznych naruszając tym samym delikatną równowagę ich bilansu energetycznego. Z kolei ów dodatkowy wzrost temperatury nasila jednocześnie zmiany w kriosferze całego obszaru, w tym w systemach lodowcowych (Grabiec 2017). Dostrzegalnym efektem reakcji systemów lodowcowych na współczesne zmiany klimatu Arktyki jest ich ujemny bilans masy, za czym idzie recesja powierzchniowa. Jest ona szczególnie wyraźna na półwyspie Sørkapp Land, gdzie powierzchnia zajmowana przez lodowce spadła w latach 1961-2010 o blisko 130 km², tj. o nieco ponad 15%. Tym samym ich udział w całkowitej powierzchni półwyspu zmniejszył się o 7%, tj. z blisko 64% w roku 1961 do około 57% w roku 2010. Zmiany zasięgu lodowców nie są jedynym przejawem zmniejszania masy lodu na półwyspie. Wyniki porównań cyfrowych modeli wysokościowych dla lat 1961, 1990 i 2010, jakimi objęto wszystkie lodowce południa i wschodniego wybrzeża oraz północnego zachodu półwyspu, ujawniły wyraźny spadek ich miąższości w badanym okresie. Obniżanie wysokości powierzchni lodowców może osiągać różne rozmiary w zależności od grubości i wymiarów lodowca. Choć obserwowane bywa w całym profilu podłużnym, największe jest ono zazwyczaj w strefie ablacyjnej (o ile nie mamy do czynienia z procesem szarży lodowca). U największych lodowców półwyspu kończących się na lądzie w latach 1961-2010 zaobserwowano maksymalne obniżenie ich powierzchni o około 80-90 m, u uchodzących do morza o ponad 90 m, przy czym u najgrubszych z nich nawet o ponad 130 m. Zanik lodu na Sørkapp Landzie był wynikiem oddziaływania zróżnicowanych procesów. Powodowały go zarówno powierzchniowe wytapianie lodu wskutek ablacji fizycznej, jak i mechaniczne odłamywanie gór lodowych w trakcie cielenia. Zwłaszcza ten drugi proces był bardzo efektywny dla ogólnego ubytku masy lodowców uchodzących do morza, co przełożyło się na wielkość recesji w skali całego Sørkapp Landu. W konsekwencji w badanym okresie na ablację przez cielenie przypadło tu około 50% utraconej powierzchni lodu. Stanowiło to wartość wyższą niż obserwowana w innych regionach Spitsbergenu, położonych dalej na północ, gdzie udział cielenia oszacowano na 25-40% całkowitej utraty lodu (Jania 1988). Różnica ta jest jeszcze bardziej wyraźna, gdy pod uwagę brane są wielkości cielenia w odrębnych podokresach, gdyż w pierwszym z nich, czyli w latach 1961-1990, cielenie przyczyniło się do zaniku aż 60% powierzchni lodowców, a dopiero po roku 1990 proporcja ta zmalała do 40%. Przyczyn takiego stanu rzeczy należy upatrywać w istnieniu rozległego systemu lodowców dopływowych zasilających lodowiec Vasil’evbreen nad Morzem Barentsa, których jęzory podlegały znacznej degradacji w latach 1961-1990. W okresie tym ablacja mechaniczna zabrała tam 16,5 km² lodu lodowcowego, co stanowiło aż 44% powierzchni lodu utraconej wskutek cielenia na Sørkapp Landzie. Po roku 1990 większość wspomnianych lodowców wycofała się z zatoki Isbukta na obszary położone nad poziomem morza, dlatego udział procesu cielenia w ich zaniku znacznie zmalał, co miało bardzo duże znaczenie, także dla szacunku wielkości tego procesu w skali całego półwyspu. Na lądzie ewolucja systemów lodowcowych przebiegała znacznie wolniej. Cechowało ją ponadto bardzo zróżnicowane tempo, co należy wiązać z różnymi warunkami topoklimatycznymi i miejscowymi poszczególnych regionów w obrębie Sørkapp Landu. W badanym okresie recesja lodowców spoczywających na lądzie osiągnęła największe tempo (tj. 0,26 km² rocznie) na południu półwyspu, gdzie ścierają się ze sobą wpływy mórz Barentsa i Grenlandzkiego. Największy ubytek lodu wystąpił tu u wszystkich lodowców zasilanych z czapy lodowej Sørkappfonna. Poza wyraźną recesją frontalną, w ich profilach podłużnych zaznaczył się duży spadek miąższości, wyjątkowo wyraźny zwłaszcza po roku 1990, do którego przyczyniła się najprawdopodobniej mniejsza akumulacja na polach firnowych wskutek tajania większej ilości śniegu latem. Poza lodowcami południa szybkiej recesji, tj. 0,23 km² rocznie, podlegały również lodowce północnego zachodu, który znajduje się pod wpływem ciepłych wód atlantyckich transportowanych przez Prąd Zachodniospitsbergeński. Największą wrażliwością na ocieplenie odznaczały się tu w szczególności wysunięte na zachód i nisko położone lodowce dolinne o niewielkich rozmiarach, u których zaobserwowano znaczny spadek zarówno zajmowanej powierzchni, jak i miąższości. Niektóre z tych lodowców, np. Gråkallbreen i Goësbreen, wskutek zmniejszania miąższości znalazły się całkowicie w strefie ablacyjnej, tj. poniżej linii równowagi bilansu masy, a następnie uległy rozpadowi na mniejsze płaty martwego lodu będące aktualnie w fazie zaniku. Mimo, iż recesja zlodowacenia powierzchniowego była dominującym zjawiskiem na północnym zachodzie, efekt ocieplenia był tu w niektórych miejscach niwelowany przez urzeźbienie terenu i znaczne wyniesienie masywów górskich, w których część lodowców bierze swój początek. Dzięki uprzywilejowanemu położeniu na znacznej wysokości lub w cieniu wysokich gór sytuacja niektórych lodowców była tu relatywnie stabilna, gdyż utrzymaniu lub miejscowej nadbudowie ich masy sprzyjały zarówno orograficzny wzrost opadów śniegu, jak i dodatkowe zasilanie lawinowe. Dotyczy to np. lodowca Mehestbreen, ale także osłoniętych od południa lodowców Nordfallbreen, Körberbreen, czy też małych lodowców biorących swój początek na stokach grupy górskiej Hornsundtind i Kvassegga. Najwolniej recesja lodowców przebiegała na północnym wschodzie. Niewielkie lodowce tego regionu, zasilane z płaskowyżu lodowego Hedgehogfonna, istotnie zmieniły swój zasięg jeszcze przed badanym okresem, natomiast od lat 60. XX w. zachowały niemal niezmienioną powierzchnię, co zawdzięczają pewnej ochronie, jaką stanowią dla nich wysokie masywy górskie osłaniające je pod południa przed działaniem promieniowania słonecznego. Mimo niewielkich zmian powierzchni należy jednak zauważyć, iż miąższość tych małych lodowców znacznie spadła w badanym okresie. Proces ten należy wiązać z szarżą sąsiadującego z nimi od północy lodowca Sykorabreen, która w latach 1961-1970 doprowadziła do obniżenia i zmniejszenia pól akumulacyjnych wszystkich lodowców zasilanych z wierzchowiny, a tym samym do mniejszego ich zasilania. Ten względnie spójny obraz współczesnej recesji powierzchniowej lodowców bywał w niektórych latach zakłócany przez procesy szarży, czyli nagłe przyśpieszenia ruchu lodowców skutkujące ich awansem czołowym. Przy tym przyrost powierzchni lodowca związany z awansem czoła nie był tu tożsamy ze wzrostem jego masy, gdyż głównym procesem zachodzącym w trakcie szarży jest transfer lodu ze strefy rezerwuarowej (często akumulacyjnej), która ulega obniżeniu, do niższych partii jęzora lodowcowego, gdzie zaznacza się wpływ wyższych temperatur (Meier i Post 1969, Jania 1988). W efekcie dochodzi do szybszego wytapiania przemieszczonej masy lodu co wzmaga recesję lodowca po ustaniu szarży (Ziaja i Dudek 2011). Jeśli proces dotyczy lodowca uchodzącego do morza, dodatkowym czynnikiem przyśpieszającym jego recesję w fazie uspokojenia jest sieć szczelin powstałych wskutek deformacji lodu pod wpływem naprężeń ścinających w spągu lodowca, gdzie dominuje przepływ tensyjny lodu (Jania 1997, Błaszczyk 2008). Znaczne uszczelinienie jęzora sprawia, że jest on bardziej podatny na odrywanie gór lodowych i tym samym utratę masy (vide Mendeleevbreen). Podsumowując można przyjąć, iż w okresach ocieplenia klimatu szarże przyczyniają się do szybszej utraty lodu, pomimo iż towarzyszy im często awans czołowy lodowca i czasowe zwiększenie zajmowanej przez niego powierzchni (Ziaja i Dudek 2011). Dystrybucja lodowców szarżujących na kuli ziemskiej jest nierównomierna. Stanowią one zaledwie 1% lodowców świata, a ich lokalizacja koncentruje się w kilkunastu ograniczonych przestrzennie gromadach (ang. surge-cluster) położonych głównie w Arktyce i Azji centralnej (Raymond 1987, Jiskoot i in. 1998, Sevestre i Benn 2015). Takie rozmieszczenie regulowane jest przez zespół różnych czynników, począwszy od globalnych (klimat), po regionalne (struktura termiczna, podłoże i geometria lodowca) (Harrison i Post 2003, Sevestre i Benn 2015). W Arktyce europejskiej Spitsbergen stanowi jeden z trzech obszarów (obok Islandii i Nowej Ziemi), gdzie obserwuje się występowanie lodowców szarżujących. Niektórzy badacze szacują nawet, iż większość, bo aż 90% lodowców Spitsbergenu należy do typu szarżującego i miało w swojej historii przynajmniej jeden epizod awansu albo należy się go spodziewać w przyszłości (Lefauconnier i Hagen 1991). Na półwyspie Sørkapp Land w latach 1961-2010 zarejestrowano kilka przypadków awansów czołowych wywołanych przez przyśpieszony ruch lodowca. Dotyczyły one lodowców: Körberbreen (1960-1961, 2007-2008), Bungebreen (dwa epizody: na przełomie lat 50. i 60. XX w. i od roku 2007), Vasil’evbreen (pojedyncze epizody zarejestrowane dla odrębnych lodowców dopływowych: na południu – na przełomie lat 50. i 60. XX w., na północy – w pierwszej dekadzie XXI w.), Sykorabreen (1961-1970), Mendeleevbreen (1995-2004) (Jania 1987, Jania 1988, Lefauconnier i Hagen 1991, Sund i in. 2009, Ziaja i Dudek 2011). Aktywna faza szarży lodowca zazwyczaj powtarza się cyklicznie w określonym odstępie czasowym (Meier i Post 1969, Benn i Evans 2010). Na Spitsbergenie pełny cykl, obejmujący fazy od przyśpieszenia do uspokojenia lodowca, trwa często kilkadziesiąt lat, co sprawia, iż tylko niewielki odsetek tych zdarzeń mógł być w przeszłości bezpośrednio zaobserwowany w terenie lub zarejestrowany na zdjęciach lotniczych (Jania 1988). Niemniej jednak znając mechanizm szarży i towarzyszące jej procesy (np. duże uszczelinienie w spągu lodowca), a także typy i zespoły form terenu jakie za sobą pozostawia, można z dużym prawdopodobieństwem określić, gdzie zjawisko to wystąpiło w przeszłości, choć nie zawsze możliwe jest dokładne określenie jego czasu (Sharp 1988, Benediktsson 2009). Do takich wskaźnikowych form zalicza się m.in. poprzeczne formy szczelinowe (ang. crevasse squeeze ridges) i zygzakowate wały ozowe zdradzające objawy skompresowania (ang. concertina eskers), dlatego ich powszechna obecność na wschodnim wybrzeżu pozwala domniemywać, iż co najmniej cztery lodowce dawniej uchodzące do Morza Barentsa, a mianowicie Keilhaubreen, Randbreen, Tromsøbreen i Coryellbreen, w przeszłości szarżowały (Farnsworth i in. 2016). Położenie tych form poza zasięgiem lodowców z roku 1961, a także ich charakterystyczna krótkotrwałość nasuwają przypuszczenie, iż szarże te nastąpiły pod koniec Małej Epoki Lodowej, gdy lodowce osiągnęły maksymalny rozmiar, lub już po jej zakończeniu, ale przed latami 60. XX w. Podobnie zafałdowania moren środkowych (ang. looped moraines), obserwowane na zachodzie u lodowców Gåsbreen i Bungebreen, pozwalają zaklasyfikować je do typów szarżujących (Jania 1988). Niewiele jest opracowań terenów Spitsbergenu, do których można by odnieść przytoczone powyżej wyniki badań recesji zlodowacenia powierzchniowego półwyspu. W starszej literaturze przedmiotu prowadzono takie analizy dla pojedynczych lodowców (m.in. Pillewizer 1939, Lindner i in. 1984, Andrzejewski i Stankowski 1985, Jania 1987, Schöner i Schöner 1991) lub w najlepszym razie w skali regionu (Heintz 1953). Żadna z tych prac nie odnosiła się jednak do recesji powierzchniowej lodowców całego półwyspu, zaś pierwsze publikacje dotyczące tego zagadnienia w szerszej skali przestrzennej zaczęły pojawiać się dopiero od drugiej połowy lat 70. XX w. Należą do nich m.in. prace naukowców rosyjskich dotyczące recesji lodowców całego obszaru Spitsbergenu, ujmujące temat w skali przeglądowej (Koryakin 1975, 1987, Troitsky i in. 1985). Dla rozpoznania zmian geometrii lodowców całego obszaru Sørkapp Landu bardziej istotne były jednak dwie publikacje, w których zagadnienie to omówiono bardziej szczegółowo. Pierwszą z nich jest książka autorstwa Janii (1988), dotycząca lodowców zachodniej i centralnej części półwyspu Sørkapp Land. Drugą opublikowali Lefauconnier i Hagen (1991) – poruszyli w niej zagadnienie cielenia i szarż lodowców wschodniego wybrzeża. Obydwie publikacje bazowały przede wszystkim na danych lotniczych z lat 1936 i 1961, a zatem dokumentujących okres wcześniejszy niż analizowany w niniejszej pracy. Dodatkowo Lefauconnier i Hagen uzupełnili swoją analizę o dane pochodzące z map Nordenskiölda (1875) i Wassiliewa (1925), sporządzonych w terenie u schyłku Małej Epoki Lodowej, oraz z obrazu satelitarnego Landsat z sierpnia 1985 roku. Rozwój technik pozyskiwania danych teledetekcyjnych, z pułapu zarówno lotniczego, jak i satelitarnego, który nastąpił pod koniec XX w., dostarczył nowych danych dla analiz porównawczych stanu zlodowacenia półwyspu, co zaowocowało kilkoma publikacjami ujmującymi problem w skali całego półwyspu. Opierając się na danych lotniczych z lat 1936 i 1990 pozyskanych z Norweskiego Instytutu Polarnego oraz własnych obserwacjach terenowych, Ziaja (1999, 2001, 2004) obliczył wielkość recesji dla okresu 1936-1991. Szacunkowe wyliczenia dla tego samego okresu rozszerzone o dane z pierwszej dekady XXI w. zawarto także w publikacjach Nutha i in. (2013) oraz Königa i in. (2014). Dla celów porównawczych i jako punkt odniesienia dla wyników przedstawionych w niniejszej pracy, właśnie te dwie ostatnie prace mają największe znaczenie, gdyż autorzy ci wykonali najbardziej aktualny inwentarz lodowców Svalbardu, który jest dostępny do pobrania w postaci cyfrowej ze strony Norweskiego Instytutu Polarnego (König i in. 2013). Przyglądając się uzyskanym wynikom recesji dla poszczególnych okresów badawczych przyjętych przez autorów obydwu publikacji (Nuth i in. 2013, König i in. 2014), a mianowicie 1936-1990 i 1990-2008, warto zwrócić uwagę, iż w przypadku półwyspu Sørkapp Land, dla roku 1990 posłużyli się oni w swoich analizach danymi z Norweskiego Instytutu Polarnego stanowiącymi mozaikę opartą na zdjęciach lotniczych z lat 1961, 1970 i 1990. Nie dziwi zatem fakt, iż uzyskane wyniki dla basenów glacjalnych lodowców Sykorabreen i Vasil’evbreen (pokrytych przez zdjęcia lotnicze z lat tylko 1961 i 1970) wskazywały na relatywnie powolną recesję (rzędu 0,25% powierzchni rocznie) w okresie 1936-„1990” i jej znaczne przyśpieszenie (do 0,5-1% powierzchni rocznie) w latach „1990”-2010 (König i in. 2014: Fig. 10.7). Dla porównania, po aktualizacji granic obydwu wspomnianych lodowców na podstawie obrazu satelitarnego z 1990 roku, w niniejszej pracy w okresie 1961-1990 dla lodowca Sykorabreen uzyskano tempo recesji powierzchniowej 0,04% rocznie (w międzyczasie lodowiec szarżował, dlatego do roku 1970 notowano przyrost jego powierzchni o 0,33% rocznie, a po roku 1970 jej spadek o 0,15% ) oraz 0,47% rocznie w latach 1990-2010. Z kolei w przypadku Vasil’evbreen wartości te wynosiły odpowiednio 0,3% rocznie w pierwszym okresie i 0,4% rocznie w drugim. Z problemem niepełnych danych z nalotu fotogrametrycznego z 1990 roku radzono sobie w przeszłości w różny sposób. Na przykład Nuth i in. (2010) prezentując wyniki analizy zmian miąższości lodowców na podstawie danych pochodzących z altymetru GLAS umieszczonego na pokładzie satelity ICESat i archiwalnych z roku 1990, zdecydowali o wykluczeniu niektórych obszarów. Z kolei w publikacji Ziaji (1999) kształt klifu lodowca Vasil’evbreen został unacześniony zgodnie ze stanem z roku 1985 (na podstawie obrazu satelitarnego Landsat), a czoło Sykorabreen prezentuje pozycję z roku 1961 (Fig. 10, s. 35). Najnowszy inwentarz lodowców południowego Svalbardu (CryoClim) sporządzony przez wspomnianych autorów (König i in. 2013) oparto przeważnie na wysokorozdzielczych (5 m x 5 m) obrazach satelitarnych z roku 2008 (Korona i in. 2009), w niektórych miejscach uzupełniając go o dane z roku 2010 lub wcześniejsze (pochodzące głównie ze scen czujnika ASTER o rozdzielczości 15 m lub Landsat o rozdzielczości 30 m). Dzięki jego dostępności w formacie shapefile, możliwe było porównanie go z wynikami nalotu fotogrametrycznego z 2010 roku zaprezentowanymi w niniejszej pracy, co wykonano w programie ArcGIS. Otrzymana wielkość powierzchni dla Sørkapp Landu z warstwy informacyjnej CryoClim (716,12 km²) była o 2 km² niższa niż prezentowana w niniejszej pracy (718,72 km²). Różnica ta wynikła przede wszystkim z nieuwzględnienia przez autorów wspomnianego inwentarza większości wieloletnich płatów śniegu i małych lodowców, a także dwóch niewielkich lodowców karowych, które w roku 2010 w dalszym ciągu istniały – Nigerbreen i Reischachbreen. Jak pokazuje powyższe porównanie, dobór danych i przyjęte kryteria wyznaczania granic zlodowacenia powierzchniowego mogą znacząco wpływać na otrzymany wynik końcowy. Jednak mimo zaobserwowanych indywidualnych różnic w ocenie wielkości zmian powierzchni lodowców na Sørkapp Landzie, analiza danych przestrzennych zarówno w niniejszej pracy, jak i u innych autorów, prowadzi do podobnych wniosków ogólnych. Lodowce Sørkapp Landu są aktualnie w fazie recesji, a od roku 1990 przebiega ona coraz szybciej. Lodowce są głównym czynnikiem rzeźbotwórczym na półwyspie (Ziaja 1999), dlatego ich współczesna recesja ma znaczący wpływ na rozwój rzeźby. W krajobrazie obszarów świeżo uwolnionych spod lodu, tj. w strefach marginalnych lodowców, a także poniżej nich na przedpolach lodowców dominują formy oraz osady glacjalne i fluwioglacjalne. Zanik dolnych partii lodowców prowadził najczęściej do powstawania form akumulacyjnych, natomiast recesja wyższych partii lodowców (niezaliczanych do stref marginalnych) powodowała odsłanianie albo inicjację form erozyjnych. Wskutek opisanej recesji lodowców w badanym okresie powierzchnia stref marginalnych wzrosła prawie dwukrotnie z 53 km² do 99 km² i właśnie w ich obrębie dynamika zmian krajobrazowych była największa. Jednym z przejawów dynamicznej transformacji krajobrazu w strefach marginalnych był spadek wysokości powierzchni wałów czołowych i bocznych oraz innych form zawierających lub podścielonych przez martwy lód. Moreny końcowe mają największe rozmiary wśród form akumulacyjnych, przez co stanowią często główny rys rzeźby obszarów uwolnionych spod lodu. Na półwyspie obramowują one najlepiej rozwinięte strefy marginalne, położone na rozległych terasach na zachodzie i południu. Na wschodzie natomiast występują jedynie w formie szczątkowej, gdyż w większości zostały rozmyte i zalane przez morze. Ich cechą charakterystyczną jest występowanie jądra lodowego, które może stanowić powyżej 90% ich objętości. Jest ono z reguły przykryte cienką (maksymalnie 2-5 m miąższości) warstwą materiału gruzowego. Występowanie lodu reliktowego w morenach czołowych tworzy potencjał dla znacznych zmian w ich obrębie podczas współczesnego ocieplania klimatu. Prowadzi ono bowiem do wytapiania lodu, a wraz z nim obniżania wysokości ich powierzchni. W degradacji moren czołowych mogą brać udział również inne procesy, np. erozja fluwialna, tj. ich podcinanie i rozcinanie przez strumienie proglacjalne, czy też procesy stokowe, takie jak spływy błotne lub osuwanie materiału gruzowego ze stromych stoków wału końcowego (Barr i Lovell 2014). Żadna z prac traktujących o współczesnych przemianach krajobrazu Sørkapp Landu nie dotyczyła tego zagadnienia. Dlatego w niniejszej pracy po raz pierwszy podjęto próbę oszacowania rozmiarów i dynamiki tego procesu dla wałów końcowych obramowujących największe strefy marginalne na zachodzie i południu półwyspu, dla których były dostępne dane wysokościowe reprezentujące badany okres. Otrzymane wyniki wskazują, iż proces transformacji moren końcowych na półwyspie Sørkapp Land miał od lat 60. XX w. dość zróżnicowane przebieg i tempo. Na zachodzie półwyspu w latach 1961-2010 średnie obniżenie moren końcowych trzech analizowanych lodowców – Gåsbreen, Göesbreen i Bungebreen – wyniosło 10,8 m (0,22 m rocznie), przy czym największe rozmiary (obniżenie maksymalne nawet o około 50-70 m) osiągnęło na stokach proksymalnych wałów morenowych rozmywanych przez wody proglacjalne lodowców. Dla moren południa dane wysokościowe z 1961 roku były niepełne – pokrywały one jedynie strefy marginalne w zachodniej części regionu. Średnie obniżenie powierzchni dla zlokalizowanych tam dobrze wykształconych moren końcowych lodowców Bjelopol’skijbreen, Lyngebreen i Mathiasbreen było w całym badanym okresie niższe niż na zachodzie półwyspu wynosząc 8,6 m (tj. 0,18 m rocznie). Oprócz wytapiania lodu reliktowego na skutek wyższych temperatur powietrza, do znacznej degradacji moren końcowych przyczyniły się tam, podobnie jak na zachodzie, rzeki proglacjalne – w rozcięciach ich koryt obniżenia powstałe w latach 1961-2010 mogło miejscami przekraczać nawet 50 m. Wzdłuż wschodniego wybrzeża Sørkapp Landu w większości przypadków zachowały się tylko moreny boczne lodowców, gdyż pozostałe fragmenty moren końcowych zostały rozmyte przez Morze Barentsa. Wyjątek stanowią tu jedynie moreny końcowe lodowców Svartkuvbreen i Dumskoltbreen położone u wylotu doliny górskiej na południowym wschodzie półwyspu. Dla wschodniej części Sørkapp Landu dane z 1961 roku pokrywają jedynie moreny boczne lodowców Vasil’evbreen i Tromsøbreen, które w badanym okresie uległy obniżeniu średnio o 11 m (tj. 0,22 m rocznie). Dotychczasowe badania degradacji wałów morenowych na Svalbardzie przeprowadzone przez innych autorów były nieliczne, co ogranicza możliwości porównań rozmiarów tego procesu w obrębie archipelagu (Bennett i in. 2000, Lukas i in. 2005, Ziaja i Pipała 2007). Pomiarami obejmującymi co najmniej jedną dekadę objęto zaledwie kilka obszarów w północnej i północno-zachodniej części Spitsbergenu (Schomacker i Kjær 2008, Tonkin i in. 2016, Midgley i in. 2018) oraz w jego części centralnej (Ewertowski 2014). Rezultaty ze stref marginalnych lodowców północy Spitsbergenu – Holmströmbreen (Schomacker i Kjær 2008) i Austre Lovénbreen (Tonkin i in. 2016) – w większości korespondowały z otrzymanymi wynikami tempa degradacji moren końcowych na półwyspie Sørkapp Land. Z kolei na przedpolu lodowców Ragnarbreen (Ewertowski 2014) i Midtre Lovénbreen (Midgley i in. 2018) średnia dynamika zmian wysokości w ostanich dekadach była co znacznie mniejsza niż na Sørkapp Landzie. Ze względu na bardzo skromną liczbę podobnych badań uzyskane dla półwyspu wyniki tempa degradacji moren maksymalnego zasięgu lodowców w Małej Epoce Lodowej trudno osadzić w szerszym kontekście przestrzennym i wysunąć wnioski co do przebiegu tego procesu na tle innych cześci Arktyki. Natomiast dostępne długoterminowe pomiary dla wilgotnych, subpolarnych obszarów południowej Islandii wskazują, iż tempo wytapiania martwego lodu tamże cechuje podobny rząd wielkości, jak na północnym Spitsbergenie (Schomacker 2007). Otrzymane średnie wartości z wielolecia, choć przybliżają nas do zrozumienia prawidłowości transformacji wałów lodowo-morenowych w okresie deglacjacji, to jednak rzadko informują o złożoności procesów biorących udział w tej transformacji. Poszukując związków pomiędzy warunkami klimatycznymi a zmianami w obrębie wałów lodowo-morenowych, Schomacker (2008) udowodnił istnienie takiej zależności jedynie w przypadku średniej rocznej temperatury powietrza. Ponadto zaobserowował dość niską współzależność pomiędzy większością badanych parametrów klimatu (w tym średnią temperatury powietrza pory letniej, średnią roczną sumą opadów atmosferycznych, średnią sumą opadów pory letniej i sumą dni z temperaturą dodatnią) a tempem wytapiania martwego lodu w morenach. Taki wynik dowodzi, iż duże znaczenie dla transformacji wałów lodowo-morenowych mogą mieć czynniki pozaklimatyczne, jak np. topografia warunkująca ruchy masowe i spływy błotne, odsłaniąjące lód reliktowy na oddziaływanie promieniowania, czy też erozja fluwialna (Lukas i in. 2005, Schomacker 2008). Wyniki ostatnich krótkoterminowych (dwuletnich) badań przeprowadzonych na przedpolach kilku lodowców centralnego Spitsbergenu (Irvine-Flynn i in. 2011, Ewertowski i Tomczyk 2015), przy użyciu wysokorozdzielczych i bardzo dokładnych danych wysokościowych (lidarowych, bądź fotogrametrycznych poddanych weryfikacji przy użyciu GPSa różnicowego), zdają się potwierdzać te wnioski. Wskazują one bowiem na stosunkowo niewielkie tempo degradacji moren końcowych w wyniku samego tylko wytapiania ich jąder lodowych i znaczne jego przyśpieszanie pod wpływem ruchów masowych i rozmywania przez wody proglacjalne, prowadzących m.in. do redystrybucji materiału morenowego (Ewertowski i Tomczyk 2015). Interesującym wyzwaniem dla przyszłych badań martwego lodu byłoby długoterminowe pozyskiwanie danych o podobnej jakości i dokładności, pozwalających na wykrywanie i kwantyfikację zachodzących w nim zmian. Wobec aktualnego rozwoju nowoczesnych czujników satelitarnych, zdolnych do rejestracji wysokorozdzielczych zobrazowań dla obróbki stereograficznej, zadanie to wydaje się możliwe do wykonania. Moreny czołowe po wytopieniu martwego lodu mogą ulegać transformacji w inne formy terenu, np. przekształcać się w moreny pagórkowate z licznymi zagłębieniami wytopiskowymi lub faliste równiny. Na Sørkapp Landzie proces ten zaznaczył się w strefach marginalnych lodowców Bungebreen i Olsokbreen, gdzie spadkowi wysokości powierzchni wałów lodowo-morenowych towarzyszył wyraźny wzrost liczby jeziorek wytopiskowych. Z kolei w innych strefach, np. lodowców Gåsbreen i Tromsøbreen, strumienie proglacjalne rozmyły duże fragmenty wałów od strony proksymalnej moreny końcowej. Tam gdzie lód uległ wytopieniu, tempo ewolucji form rzeźby wyraźnie spada, co prowadzi – przynajmniej miejscami – do ich stabilizacji i utrwalenia. W fazie recesji lodowców kształtowaniu podlega rzeźba wewnętrznej części strefy marginalnej. W latach 60. XX w., tj. na początku okresu badawczego, część stref marginalnych składała się głównie z wałów lodowo-morenowych czołowych i bocznych lub tylko bocznych. Należały do nich m.in. strefy marginalne lodowców Gåsbreen, Bungeebreen, Belopol’skijbreen oraz większości lodowców uchodzących do morza. Postępująca recesja prowadziła do przesuwania czół lodowców i ich oddalania od wałów moren końcowych przy jednoczesnym odsłanianiu powierzchni form i osadów subglacjalnych albo zmutonizowanych skał podłoża. W latach 1961-2010 powierzchnia form oraz osadów dennych i ablacyjnych za wałami lodowo-morenowymi zwiększyła się o blisko 31 km², z 8,4 km² w roku 1961 do 39,2 km² w roku 2010. W strefach marginalnych lodowców południowego Sørkapp Landu, a także u czoła lodowca Vitkovskij’breen – na zachodzie półwyspu – znaczne powierzchnie zajmują płaty pokryw moreny dennej zdeponowane bezpośrednio na wychodniach skał starszych (Andrzejewski i Stankowski 1985, Wójcik i Ziaja 1993). Mogą one występować w postaci moreny dennej płaskiej, przykrytej miejscami przez morenę ablacyjną, lub moreny bruzdkowanej (ang. fluted). W pozostałych częściach półwyspu, na większości obszaru stref marginalnych, pod osadami powierzchniowymi wciąż znajduje się martwy lód lodowcowy, którego powolne wytapianie jest przyczyną ciągłej transformacji rzeźby oraz obniżania wysokości bezwzględnej i względnej (Ziaja i Dudek 2011). Wytapianiu martwego lodu sprzyjało oddziaływanie wód roztopowych płynących i stojących, które prowadziło do powstawania zapadlisk wytopiskowych i spływów błotnych (Ziaja i Dudek 2011). Z powodu recesji lodowców w badanym okresie sieć jezior w ich otoczeniu podlegała znacznym zmianom. Największe zmiany zaszły w zachodniej części półwyspu, gdzie w związku z recesją lodowca Gåsbreen zanikło ostatecznie glacjalne jezioro zaporowe Goësvatnet (Ziaja i Dudek 2011). W pozostałych strefach marginalnych półwyspu misy jeziorne z reguły zwiększały swoją powierzchnię, wzrosła tam również liczba jeziorek wytopiskowych, tak że w latach 1961-2010 ich łączna powierzchnia wzrosła blisko dwukrotnie z 3,2 km² do 5,1 km². Wskutek wzmożonej ablacji lodowcowej przepływy i objętość cieków proglacjalnych znacznie wzrosły w badanym okresie. Tym samym wzrosła ich rola w kształtowaniu i transformacji krajobrazu stref marginalnych, o czym świadczą choćby nowopowstałe sandry intramarginalne oraz inne formy i osady fluwioglacjalne. W roku 1961 powierzchnie stożków sandrowych i koryt cieków proglacjalnych w strefach marginalnych lodowców zajmowały jedynie około 3,5 km², a do roku 2010 zwiększyły one swoją powierzchnię do ponad 10 km². W transformacji krajobrazu obszarów świeżo uwolnionych spod lodowców oraz na ich przedpolach ważną rolę odgrywa denudacja i transport fluwialny (Szpikowski i in. 2014). Rozmiar tych procesów na Sørkapp Landzie nie został dotychczas zmierzony. Wyniki badań z innych obszarów Spitsbergenu, a szczególnie z jego centralnej części, dowodzą jednak, iż zlewnie zlodowacone są bardziej podatne na denudację (zwłaszcza mechaniczną) niż niezlodowacone, a recesja lodowców, która prowadzi do odsłaniania większych powierzchni terenu umożliwia wzmożoną dostawę materii mineralnej dla fluwialnego transportu i depozycji (Kostrzewski i in. 1989, Rachlewicz i in. 2015, Szpikowski i in. 2014). Ze względu na trudności logistyczne kwantyfikacja tego zjawiska dla półwyspu byłaby trudna. Jednak biorąc pod uwagę zmiany, jakie zaszły na przedpolach lodowców na zachodzie i południu, a mianowicie nadbudowę wybrzeży u ujścia do morza rzek proglacjalnych lodowców Bungebreen, Vitkovskijbreen, Belopol’skijbreen i Lyngbreen, wydaje się, iż większy transport zawiesiny ze stref marginalnych na przedpola lodowców i dalej na wybrzeża morskie mógł odegrać istotną rolę w kształtowaniu strefy brzegowej półwyspu. Recesja lodowców wpłynęła jednak nie tylko na nadbudowę wybrzeży. Tam, gdzie swój zasięg zmniejszyły lodowce dawniej uchodzące do morza, tj. głównie na wschodzie i północy półwyspu, zaobserwowano zwiększoną ich erozję. Zachodzi ona szczególnie intensywnie na północno-wschodnim i środkowo-wschodnim wybrzeżu półwyspu, gdzie linia brzegowa cofa się na odcinkach o łącznej długości około 22 km, z czego ponad połowę stanowią obszary dawniej zlodowacone powierzchniowo. Proces ten warunkuje przede wszystkim niska odporność wybrzeży uwolnionych spod lodu, gdyż stanowią je z reguły końcowe wały lodowo-morenowe. Z drugiej strony znaczne skrócenie okresu zlodzenia morza sprzyja bardziej intensywnemu oddziaływaniu fal na brzeg morski. 7. Wnioski W badanym okresie większość lodowców półwyspu Sørkapp Land była w fazie recesji, bardziej intensywnej niż na innych obszarach Spitsbergenu, której tempo po roku 1990 wzrosło. Istnienie rozległego systemu lodowców uchodzących do morza, zajmujących większość zlodowaconej powierzchni Sørkapp Landu, warunkowało znaczny udział procesu cielenia w recesji lodowców na półwyspie przed rokiem 1990. Potem, wskutek wycofania części lodowców nad poziom morza, znaczenie tego procesu zmalało na rzecz ablacji fizycznej, która aktualnie dominuje. Spośród lodowców półwyspu kończących się na lądzie najbardziej wrażliwe na ocieplenie klimatu były niewielkie, nisko położone lodowce na zachodzie oraz zasilane z czapy lodowej Sørkappfonna lodowce na południu. Spadkowi miąższości tych lodowców towarzyszyło duże zmniejszenie ich powierzchni. Lodowce kończące się na lądzie znacznie wolniej zmniejszały zasięg na północnym wschodzie – ich recesja objawiała się tam głównie w spadku miąższości, częściowo indukowanym przez szarżę lodowca Sykorabreen. Na zróżnicowanie tempa recesji lodowców wpływały lokalne warunki klimatyczne – położenie niektórych lodowców na zacienionych północnych stokach wyższych partii gór opóźniło lub zahamowało ich reakcję na aktualną zmianę klimatu, ponieważ zacienienie uchroniło je przed oddziaływaniem wyższych temperatur, a duża wysokość zapewniła im dostawę śniegu z wyższych opadów. Przebieg zmian geometrii lodowców szarżujących na półwyspie potwierdza wcześniej wysuniętą tezę, iż w okresach ociepleń szarże przyczyniają się do recesji lodowców. Wskaźnikowe dla szarży zespoły form terenu są dowodem na to, iż proces ten w przeszłości zachodził na większości dużych lodowców Sørkapp Landu, a zwłaszcza tych, które pod koniec Małej Epoki Lodowej uchodziły do morza. Przebieg i skutki transformacji krajobrazu u czół kurczących się lodowców zależą od tego, czy lodowiec uchodził do morza, czy też kończył się na lądzie. Tam, gdzie swój zasięg zmniejszyły lodowce uchodzące do morza, tj. głównie na wschodzie i północy półwyspu (oraz na przedpolu Olsokbreen na zachodzie), zaobserwowano zwiększoną erozję wybrzeży. Było to spowodowane małą odpornością osadów pozostawionych przez lodowce, które wycofały się na ląd oraz znacznym skróceniem okresu zlodzenia morza (wskutek ocieplenia klimatu), przez co wzrosło oddziaływanie fal na brzegi morskie, zarówno uwolnione spod lodu, jak i lodowe. Recesja lodowców kończących się na lądzie, tj. głównie na zachodzie i południu Sørkapp Landu, spowodowała ponad dwukrotne zwiększenie powierzchni ich stref marginalnych, które cechuje największa dynamika transformacji krajobrazu na półwyspie. Przejawia się ona m.in. w szybkim obniżania powierzchni wałów lodowo-morenowych oraz innych form podścielonych przez martwy lód, a następnie w ich dalszej transformacji. Wielki wpływ na tę transformację mają ruchy masowe na wałach lodowo-morenowych oraz procesy fluwioglacjalne. Zwiększenie, przez ablację, objętości wód płynących z lodowców zintensyfikowało denudację, transport i akumulację osadów, co pociągnęło za sobą m.in. trzykrotny wzrost powierzchni sandrów, dwukrotny wzrost powierzchni jezior oraz wydłużenie i zmiany biegów rzek w strefach marginalnych, a poza nimi nadbudowanie lądu i przesunięcie linii brzegowej w stronę morza. Jeśli sprawdzą się scenariusze przewidujące przyspieszenie ocieplenia w najbliższych dekadach, recesja lodowców i dynamika procesów zachodzących na ich przedpolach będą nadal wzrastać. Otworzy to nowe możliwości prowadzenia badań przebiegu zmian krajobrazu na półwyspie. Uzyskane w tej pracy wyniki mogą być dla nich dobrym punktem odniesienia, a zastosowane metody okazać się przydatne. Literatura ACIA, 2005. Arctic Climate Impact Assessment. Cambridge University Press, Cambridge, 1460 s. Ahlmann H.W., 1953. Glacier variations and climatic fluctuations. Bowman Memorial Lectures. Ser. III. American Geophysical Society, New York, 77 s. Andreassen L.M., Elvehøy H., Kjøllmoen B., Engeset R.V., 2016. Reanalysis of long-term series of glaciological and geodetic mass balance for 10 Norwegian glaciers. The Cryosphere, 10: 535-552. DOI: 10.5194/tc-10-535-2016. Andrzejewski L., Stankowski W., 1985. Evolution of marginal zone of the Vitkovski Glacier (South Spitsbergen). Polish Polar Research, 6 (4): 527-535. Araźny A., Przybylak R., Kejna M., 2011. Zróżnicowanie wilgotności względnej i opadów atmosferycznych w rejonie Forlandsundet (NW Spitsbergen) w sezonie letnim 2010. Problemy Klimatologii Polarnej, 21: 155-172. Arrhenius, S., 1897. On the Influence of Carbonic Acid in the Air Upon Temperature of the Earth. Astronomical Society of the Pacific, 9 (54) : 14 s. Ballantyne C.K., 2002. Paraglacial geomorphology. Quaternary Science Reviews, 21 (18–19): 1935-2017. DOI: 10.1016/S0277-3791(02)00005-7. Bamber J.L., Krabill W., Raper V., Dowdeswell J., Oerlemans J., 2005. Elevation changes measured on Svalbard glaciers and ice caps from airborne laser data. Annals of Glaciology, 42: 202-208. Bamber J.L., Rivera A., 2007. A review of remote sensing methods for glacier mass balance determination. Global and Planetary Change, 59(1-4): 138-148. DOI: 10.1016/j.gloplacha.2006.11.031. Baranowski S., 1977. Subpolarne lodowce Spitsbergenu na tle klimatu tego regionu. Results of Investigations of the Polish Scientific Spitsbergen Expeditions. Acta Universitatis Wratislaviensis, 3 (410): 93 s. Barna S., Warchoł Z. (red.), 1987. Spitsbergen, 1:25 000 - 10 arkuszy. Instytut Geofizyki PAN, Służba Topograficzna WP, Instytut Geodezji i Kartografii, Warszawa. Barr I.D., Lovell H. 2014. A review of topographic controls on moraine distribution. Geomorphology, 226: 44-64. DOI: 10.1016/j.geomorph.2014.07.030. Barry R.G., 2002. Mountain climate change and cryospheric responses: A review. [w :] T. Berger i in. (red.), Mountain of the World. Proceedings of the World Mountain Symposium (WMS 2001). Swiss Agency for Development and Cooperation, Bern, Switzerland, 7 s. Barry R.G., 2006. The status of research on glaciers and global glacier recession: a review. Progress in Physical Geography, 30 (3): 285-306. Benediktsson Í.Ö., 2009. End moraines and ice-marginal processes of surge-type glaciers - Brúarjökull and Eyjabakkajökull, Iceland. Praca doktorska, Wydział Nauk o Ziemi Universytetu Islandzkiego, Reykjavík, Islandia, 128 s. Benn D.I., Evans D.J.A., 2010. Glaciers and Glaciation. Hodder Education, London, 802 s. Bernadzikiewicz S., 1936. Polska wyprawa polarna na Spitsbergen. Taternik, 20: 159-173. Bergh S.G., Grogan P. 2003. Tertiary structure of the Sørkapp-Hornsund Region, South Spitsbergen, and implications for the offshore southern extension of the fold-thrust Belt. Norwegian Journal of Geology, 83: 43-60. ISSN 029-196X. Bergh S. G., Maher H. D., Braathen A., 2011. Late Devonian transpressional tectonics in Spitsbergen, Svalbard, and implications for basement uplift of the Sørkapp–Hornsund High. Journal of the Geological Society, 168 (2): 441-456. DOI: 10.1144/0016-76492010-046. Birkeland B. J., 1920. Spitsbergens klima. Naturen (Bergen), 44: 278-288. Bindoff N. L., Stott, P.A., AchutaRao K.M., Allen M.R, Gillett N., Gutzler D., Hansingo K., Hegerl G., Hu Y., Jain S., Mokhov I.I., Overland J., Perlwitz J., Sebbari R., Zhang X., 2013. Detection and attribution of climate change: From global to regional. [w:] T.F. Stocker, D. Qin, G.-K. Plattner, M. Tignor, S.K. Allen, J. Doschung, A. Nauels, Y. Xia, V. Bex, and P.M. Midgley (red.), Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge University Press, Cambridge, New York, 10: 867-952. DOI: 10.1017/CBO9781107415324.022. Błaszczyk M., 2007. Ocena dokładności generowania NMT z obrazów satelitarnych ASTER w obszarach polarnych (Svalbrd) z wykorzystaniem PCI Geomatica. Archiwum Fotogrametrii, Kartografii i Teledetekcji, 17a: 53-62. Błaszczyk M., 2008. Zastosowanie metod teledetekcyjnych dla określeniaintensywności cielenia lodowców Svalbardu. Rozprawa doktorska. Uniwersytet Śląski. Wydział Nauk o Ziemi, Sosnowiec, 189 s. Błaszczyk M., Drzewiecki W., 2006. Wstępna ocean możliwości wykorzystania obrazów satelitarnych ASTER w monitorowaniu lodowców Svalbardu. Archiwum Fotogrametrii, Kartografii i Teledetekcji, 16: 29-39. Błaszczyk M., Jania J.A., Hagen J.O., 2009. Tidewater glaciers of Svalbard: Recent changes and estimates of calving fluxes. Polish Polar Research, 30(2): 85–142. Błaszczyk M., Jania J.A, Kolondra L., 2013. Fluctuations of tidewater glaciers in Hornsund Fjord (Southern Svalbard) since the beginning of the 20th century. Polish Polar Research, 34 (4), 327-352. Boillat J.-L., Oehy Ch., Schleiss A., 2003. Reservoir Sedimentation Management in Switzerland. The 3rd World Water Forum, Challenges to the Sedimentation Management for Reservoir Sustainability: 143-158. Bogen J., Bønsnes T.E., 2003. Erosion and sediment transport in High Arctic rivers, Svalbard, Polar Research, 22(2): 175-189. DOI: 10.3402/polar.v22i2.6454. Bourassa M.A., Gille S.T., Bitz C., Carlson D., Cerovecki I., Clayson C.A., CroninM.F., Drennan W.M., Fairall C.W., Hoffman R.N., Magnusdottir G., Pinker R.T., Renfrew I.A., Serreze M., Speer K., Talley L.D., Wick G.A., 2013. High-Latitude Ocean and Sea Ice Surface Fluxes: Challenges for Climate Research. Bulletin of the American Meteorological Society, 94 (3): 403-423. DOI: 10.1175/BAMS-D-11-00244.1. Brázdil R., 1988. Variation of air temperature and atmospheric precipitation in the region of Svalbard. [w:] Results of Investigations of the Geographical Research Expedition Spitsbergen 1985. Geografa, Jan Evangelista Purkyně University (Brno), 24: 285-323. Christoffersen P., Piotrowski J.A., Larsen N.K., 2005. Basal processes beneath an Arctic glacier and their geomorphic imprint after a surge, Elisebreen, Svalbard. Quaternary Research, 64: 125-137. Church J.A., Nicholls R., Hay J., Gornitz V., 2007. Ice and sea-level change. [w:]: J. Eamer (red.), Global Outlook for Ice and Snow. UNEP/GRID-Arendal, Norway: 153–180. Clague J.J., Evans S.G., 2000. A review of catastrophic drainage of moraine-dammed lakes in British Columbia. Quaternary Sciences Reviews, 19: 1763-1783. DOI: 10.1016/S0277-3791(00)00090-1. Cogley J.G., 2008. Extended Format for the World Glacier Inventory. Trent Technical Note 2005-1, revised 2008. Department of Geography, Trent University, Peterborough, Ontario, 17s. Cogley J.G. 2009. A more complete version of the world glacier inventory. Annals of Glaciology, 50(53): 32–38. Czeppe Z., 1966. Przebieg głównych procesów morfogenetycznych w południowo-zachodnim Spitsbergenie. Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskiego, Prace Geograficzne, Kraków, 13: 129 s. Dallmann W.K, Birkenmajer K., Hjelle A., Mørk A., Ohta Y., Salvigsen O., Winsnes T.S., 1993. Text, Geological Map Svalbard 1:100,000, C 13G, Sørkapp. Norsk Polarinstitutt Temakart, 17: 73. Dallmann W. K. (red). 1999. Lithostratigraphic lexicon of Svalbard. Upper Palaeozoic to Quaternary bedrock. Review and recommendations for nomenclature use. Committee on the Stratigraphy of Svalbard. Norsk Polarinstitutt, Tromsø, 320 s. Dallmann W.K., 2007. Geology of Svalbard. [w:] E.M.O. Sigmond, D. Roberts (red.), Geology of the land and sea areas of Northern Europe. NGU Special Publication, 10: 87-89. Dallmann W. K., 2014. Geological map of Svalbard (1:750000). Norwegian Polar Institute, Tromsø, Norway. https://data.npolar.no/dataset/09dbe7b2-b5ee-485e-bb2f-60455c4f82cd. De Geer G., 1923. Plan öfver det svebsk-ryska gradmätningsnätet på Spetsbergen efter nyaste sammanstäld Maj 1900 1:1000000. [w:] Mesure D‘un Arc de Méridien au Spitzberg, Entr. en 1899–1902, Description Topographique de la Région Explorée. Géologie. Aktiebolaget Centraltryckeriet, Stockholm. Dowdeswell J.A., Hagen J.O., Björnsson H., Glazovsky A.F., Harrison W.D., Holmlund P., Jania J., Koerner R.M., Lefauconnier B., Ommanney C.S.L., Thomas R.H., 1997. The mass balance of circum-Arctic glaciers and recent climate change. Quaternary Research, 48: 1-14. Dubiel E., Olech M., 1985. Vegetation map of the NW part of Sørkappland (Spitsbergen). Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskiego, Prace Geograficzne, 63: 57-68. Dubiel E., Olech M., 1990. Plant communities of NW Sørkapp Land (Spitsbergen). Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellonskiego, Prace Botaniczne, 21: 35-74. Dubiel E., Olech M., 1991. Phytosociological map of NW Sørkapp Land (Spitsbergen). Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellonskiego, Prace Botaniczne, 22: 47-54. Dubiel E., Ziaja W., 1993. Contribution to the vascular plant flora of Sörkapp Land (Spitsbergen). Polish Botanical Studies, 5: 49-51. Dudek J., 2011. Map 4: Glacier elevaton changes in western Sørkapp Land between 1990 and 2008 (southern part). [w:] W. Ziaja (red.), Transformation of the natural environment in Western Sørkapp Land (Spitsbergen) since the 1980s. Jagiellonian University Press, Kraków. ISBN 978-83-233-3231-2. Dutkiewicz L., 1967. The Distribution of Periglacial Phenomena in NW Sørkapp, Spitsbergen. Biuletyn Peryglacjalny, 16: 37-83. Dyurgerov M.B., 2001. Mountain glaciers at the end of the twentieth century: global analysis in relation to climate and water cycle. Polar Geography, 25: 241-336. Dzierżek J., Lindner L., Marks L., Nitychoruk J., Szczęsny R., 1991. Application of remote sensing to topographic maps of polar areas. Polish Polar Research, 12 (2): 149-160. Eckerstorfer M., Christiansen H., 2011. “The High Arctic maritime snow climate‖ in Central Svalbard. Arctic, Antarctic, and Alpine Research, 43: 11-21. DOI: 10.1657/1938-4246-43.1.11. Elvebakk A., 1997. Tundra diversity and ecological characteristics of Svalbard. [w:] . F.E. Wielgolaski (red.), Polar and alpine tundra. Ecosystems of the World. Elsevier, Amsterdam, 3: 347-359. Etzelmüller B., Ødegård R.S., Vatne G., Mysterud R.S., Tonning T., Sollid J.L., 2000. Glacier characteristics and sediment transfer system of Longyearbreen and Larsbreen, western Spitsbergen. Norsk Geografisk Tidsskrift, 54 (4): 157-168. Ewertowski M., 2014. Recent transformations in the high-Arctic glacier landsystem, Ragnarbreen, Svalbard. Geografiska Annaler: Series A Physical Geography, 96 (3): 265-285. DOI: 10.1111/geoa.12049. Ewertowski M., Tomczyk, A.M., 2015. Quantification of the ice-cored moraines' short-term dynamics in the high-Arctic glaciers Ebbabreen and Ragnarbreen, Petuniabukta, Svalbard. Geomorphology, 234: 211-227. DOI: 10.1016/j.geomorph.2015.01.023. Evans D.J.A., Rea B.R., 1999. Geomorphology and sedimentology of surging glaciers: a land-systems approach. Annals of Glaciology, 28: 75-82. Evans D.J.A., Rea B.R., 2005. Surging glacier landsystem, [w:] Evans D.J.A. (red.) Glacial Landsystems. Edward Arnold, London, 259–288. Evans D.J.A., Strzelecki M.C., Milledge D., Orton C., 2012. Hørbyebreen polythermal glacial landsystem, Svalbard. Journal of Maps, 8(2): 146-156. DOI: 10.1080/17445647.2012.680776. Evans S.G., Clague J.J., 1994. Recent climatic change and catastrophic geomorphic processes in mountain environments. Geomorphology, 10 (1-4): 107-128. Farnsworth W.R., Ingólfsson Ó., Retelle M., Schomacker A., 2016. Over 400 previously undocumented Svalbard surge-type glaciers identified. Geomorphology, 264: 52–60. DOI: 10.1016/j.geomorph.2016.03.025 Finsterwalder S., 1897. Der Vernagtferner. Wissenschaftliche Ergänzungshefte zur Zeitschrift des Deutchen und Österreichen Alpenvereins (Gratz), 1 (1): 1-96. Fischer L., 2009. Slope instabilities on perennially frozen and glacierized rock walls: multi-scale observations, analysis and modeling. Rozprawa doktorska. Schriftenreihe Physische Geographie, Glaziologie und Geomorphodynamik. Uniwersytet w Zurychu, Zurych, 58 s. Fischer L., Kääb A., Huggel C., Noetzli J., 2006. Geology, glacier retreat and permafrost degradation as controlling factors of slope instabilities in a high-mountain rock wall, the Monte Rosa east face. Natural Hazards and Earth System Sciences, 6: 761-772. Førland E.J., Benestad R., Hanssen-Bauer I., Haugen J.E., Skaugen T.E., 2011. Temperature and precipitation development at Svalbard 1900–2100. Advances in Meteorology, 2011: 1-14. DOI: 10.1155/2011/893790. Førland E.J., Hanssen-Bauer I., Jónsson T., Kern-Hansen C., Nordli P., Tveito O., Laursen E., 2002. Twentieth-century variations in temperature and precipitation in the Nordic Arctic. Polar Record, 38 (206): 203-210. Førland E.J., Hanssen-Bauer I., 2003. Past and future climate variations in the Norwegian Arctic: overview and novel analyses. Polar Research, 22 (2): 113-124. DOI: 10.1111/j.1751-8369.2003.tb00102.x. Francis J.A., Hunter E., 2006. New insight into the disappearing Arctic sea ice. EOS Transactions American Geophysical Union, 87: 509-511. French H.M., Slaymaker O., 2011. Changing Cold Environments: A Canadian Perspective. Chichester: Wiley-Blackwell, 321 s. Fyfe J.C., von Salzen K., Gillett N.P., Arora V.K., Flato G.M., McConnell J.R., 2013. One hundred years of Arctic surface temperature variation due to anthropogenic influence. Scientific Reports, 3: 2645. DOI: 10.1038/srep02645. Godlewska A., 2015. Z jaką dynamiką lodu należy wiązać formy szczelinowe? – przegląd badań. Annales Universitatis Mariae-Curie Skłodowska. 70 (2): 27-43. DOI: 10.17951/b.2015.70.2.27. Grabiec M., 2017. Stan i współczesne zmiany systemów lodowcowych południowego Spitsbergenu w świetle badań metodami radarowymi. Prace Naukowe Uniwersytetu Śląskiego w Katowicach, Wydawnictwo Uniwersyetu Śląskiego, PN 3536, 328 s. ISBN: 978-83-226-3014-3. Grabiec M., Ignatiuk I., Jania J.A., Moskalik M., Głowacki P., Błaszczyk M., Budzik T., Walczowski W., 2017. Coast formation in an Arctic area due to glacier surge and retreat: The Hornbreen-Hambergbreen case from Spitsbergen. Earth Surface Processes and Landforms, 43 (2): 387-400. DOI: 10.1002/esp.4251. Grove J.M., 2004. Little Ice Ages, ancient and modern. Routledge, London–New York, 718 s. Grześ M., Banach M., 1984. The origin and evolution of the Goes Lake in Sørkapp Land, Spitsbergen. Polish Polar Research, 5 (3-4): 241-253. Haeberli W., 1990. Glacier and permafrost signals of 20th-century warming. Annals of Glaciogy, 14: 99-101. Haeberli W., Huggel C., Paul F., Zemp M., 2013. Glacial Responses to Climate Change. [w :] J.F. Shroder (red. nacz.), L.A. James, C.P. Harden i J.J. Clague (red.), Geomorphology of Human Disturbances, Climate Change, and Natural Hazards. Treatise on Geomorphology. Academic Press, San Diego, 13: 152-175. Haeberli W., Müller P., Alean P., Bösch H., 1989. Glacier changes following the little ice age – a survey of the international data basis and its perspectives. [w :] J. Oerlemans (red.), Glacier fluctuations and climate change. Proceedings of the Symposium on Glacier Fluctuations and Climatic Change, Held at Amsterdam, 1-5 June 1987. Springer-Science+Business Media, Dordrecht: 77-102. Hagen J.O., Eiken T., Kohler J., Melvold K., 2005. Geometry changes on Svalbard glaciers: mass-balance or dynamic response? Annals of Glaciology, 42: 255-261. Hagen J.O., Kohler J., Melvold K., Winther J.G., 2003a. Glaciers in Svalbard: mass balance, runoff and freshwater flux. Polar Research, 22(2): 145–159. Hagen J.O., Liestøl O., 1990. Long term glacier mass balance investigations in Svalbard 1950–1988. Annals of Glaciology, 14: 102–106. Hagen J.O., Liestøl O., Roland E., Jørgensen T., 1993. Glacier Atlas of Svalbard and Jan Mayen. Norsk Polarinstitutt Meddelelser (Oslo), 129: 141 s. Hagen J.O., Melvold K., Pinglot F., Dowdeswell J.A., 2003b. On the net mass balance of the glaciers and ice caps in Svalbard, Norwegian Arctic. Arctic, Antarctic, and Alpine Research, 35(2): 264–270. Haldorsen S., Heim M., Ploeg M., 2011. Impacts of climate change on groundwater in permafrost areas: case study from Svalbard, Norway. [w:] H. Treidel, J.L. Martin-Bordes, J.J. Gurdak (red.), Climate Change Effects on Groundwater Resources: A Global Synthesis of Findings and Recommendations. IAH – International Contributions to Hydrogeology. CRC Press, Taylor & Francis Group, 18: 323-338. Hanssen-Bauer I., Nordli P.Ø., 1998. Annual and seasonal temperature variations in Norway 1876–1997. DNMI-klima, 25 (98): 29 s. Hanssen-Bauer I., Førland E., 1998. Long-term trends in precipitation and temperature in the Norwegian Arctic: can they be explained by changes in atmospheric circulation patterns? Climate Research, 10: 143-153. DOI: 10.3354/cr010143. Hanssen-Bauer I., Førland E., 2000. Temperature and precipitation variations in Norway 1900–1994 and their links to atmospheric circulation. International Journal of Climatology, 20 (14): 1693-1708. DOI: 10.1002/1097-0088(20001130)20:14<1693::AID-JOC567>3.0.CO;2-7. Harasimiuk M., 1987. Współczesny rozwój wybrzeży południowego Bellsundu i fiordu Recherche (Zachodni Spitsbergen). XIV Sympozjum Polarne, Lublin: 99-102. Harland W.B., 1997. The geology of Svalbard. Geological Society, London, 17: 179-208. ISBN 1‐897799‐93‐4. Harrison W.D., Post A. S., 2003. How much do we really know about glacier surging? Annals of Glaciology, 36: 1-6. DOI :10.3189/172756403781816185 Heintz A., 1953. Noen iakttagelser over isbreenes tilbakegang i Hornsund, V. Spitsbergen. Norsk Geologisk Tidsskrift, 31: 7-36. Hodgkins R., Cooper R., Wadham J., Tranter M., 2003. Suspended sediment fluxes in a high-Arctic glacierised catchment: implications for fluvial sediment storage. Sedimentary Geology, 162 (1-2): 105-117. Hoelzle M., Haeberli W., Dischl M., Peschke W., 2003. Secular glacier mass balances derived from cumulative glacier length changes. Global and Planetary Change, 36 (4): 77-89. Huggel C., 2009. Recent extreme slope failures in glacial environments: effects of thermal perturbation. Quaternary Science Reviews, 28 (11-12): 1119-1130. Huggel C., Salzmann N., Allen S., Caplan-Auerbach J., Fischer L., Haeberli W., Larsen C., Schneider D., Wessels R., 2010. Recent and future warm extreme events and high mountain slope stability. Philosophical Transactions of the Royal Society A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences, 368(1919): 2435–2459. DOI: 10.1098/rsta.2010.0078. IPCC, 2014. Climate Change 2014. Synthesis Report. Contribution of Working Groups I, II and III to the Fifth Assesment. [w:] L.A. Meyer, R.K. Pachauri (red.), Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. IPCC, Genewa, Szwajcaria, 151 s. Irvine-Fynn T.D., Porter P.R., Barrand N.E., Benn D.I., Temminghoff M., Lukas S., 2010. High-Arctic glacial-periglacial interactions and the development of terrain morphology on Brøggerhalvøya, Svalbard. Proceedings of Geo2010: 63rd Canadian Geotechnical and 6th Canadian Permafrost Conferences. Irvine-Fynn T.D.L., Barrand N.E., Porter P.R., Hodson A.J., Murray T., 2011. Recent High-Arctic proglacial sediment redistribution: a process perspective using airborne lidar. Geomorphology, 125 (1): 27-39. DOI: 10.1016/j.geomorph.2010.08.012. Isaksen K., Nordli Ø., Førland E.J., Łupikasza E., Eastwood S., Niedźwiedź T., 2016. Recent warming on Spitsbergen—Influence of atmospheric circulation and sea ice cover. Journal of Geophysical Research, Atmospheres, 121 (20): 1-19. DOI: 10.1002/2016JD025606. Jahn A., 1959. Postglacjalny rozwój wybrzeży Spitsbergenu. Czasopismo Geograficzne, 30: 245-262. Jahn A., 1968. Raised shore lines and terraces at Hornsund, and postglacial vertical movements on Spitsbergen. [w:] K. Birkenmajer (red.), Polish Spitsbergen Expeditions 1957–1960. Wydawnictwa Geologiczne: 173-176. Jania J.A., 1979a. Pomiary ablacji lodowca Nordfall jako element do bilansu masy i energii. [w :] Dokumentacja prac w problemie MR. II. 16. B (maszynopis). Archiwum Instytutu Geofizyki PAN, 4 s. Jania J.A., 1979b. Współczesne procesy stokowe na Sörkapplandzie (Spitsbergen) w świetle badań fotointerpretacyjnych. IX Ogólnopolska Konferencja Fotointerpretacji. Uniwersytet Śląski, Katowice, 33-34. Jania J.A., 1982a. Ablacja przez „cielenie‖ i wycofywanie się lodowców Hornsundu (Spitsbergen) w XX wieku. Wyniki wstępne. [w:] M. Pulina, T. Szczypek (red.), Wyprawy Polarne Uniwersytetu Śląskiego 1977-1980. Prace Naukowe Uniwersytetu Śląskiego w Katowicach, 1: 13-46. Jania J.A., 1982b. Debris forms and processes in Gåsdalen region in photogrammetric investigations and repeated terrestrial photograms. [w :] Results of Investigations of the Polish Scientific Spitsbergen Expeditions. Acta Universitatis Wratislaviensis, Wrocław, 4 (525): 96-114. Jania J.A., 1987. Interpretacja glacjologiczna zdjęć lotniczych otoczenia Hornsundu (Spitsbergen) na przykładzie lodowców Körber i Peters. Fotointerpretacja w Geografii (Katowice) 9(19): 60-107. Jania J.A., 1988. Dynamiczne procesy glacjalne na południowym Spitsbergenie (w świetle badań fotointerpretacyjnych i fotogrametrycznych). Prace Naukowe Uniwersytetu Śląskiego w Katowicach, 258 s. Jania J.A., 1997. Glacjologia. PWN, Warszawa, 359 s. Jania J.A., 2008. Konsekwencje globalnego ocieplenia dla kriosfery. Nauka, 3: 35-58. Jania J.A, Lentowicz Z., Szczypek T., Wach J., 1981. Szkic geomorfologiczny rejonu Gasdalen (Południowy Spitsbergen). VIII Sympozjum Polarne, Instytut Geografii UŚ, Klub Polarny PTG, Sosnowiec: 120-129. Jania J.A., Szczypek T., 1987. Kartowanie geomorfologiczne otoczenia fiordu Hornsund na podstawie interpretacji zdjęć lotniczych. Fotointerpretacja w Geografii, 9(19): 108-128. Jania J.A., Kolondra L., Aas H.F., 2002. Orthophotomap 1:25000, Werenskioldbreen and surrounding area. Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski i Norsk Polarinstitutt, Sosnowiec i Tromsø. Jansson P., Pettersson R., 2007. Spatial and Temporal Characteristics of a Long Mass Balance Record, Storglaciären, Sweden. Arctic, Antarctic, and Alpine Research, 39 (3): 432-437. Jewtuchowicz S., 1962. Studia z geomorfologii glacjalnej północnej części Sörkappu. Acta Geographica Lodzensia, 11: 75 s. Jewtuchowicz S., 1965. Description of Eskers and Kames in Gäshamnoyra and Bungebreen, South of Hornsund, West Spitsbergen. Journal of Glaciology, 41: 719-725. Jewtuchowicz S., 1966. Akumulacja w warunkach martwego lodu na przykładzie lodowców spitsbergeńskich. Przegląd Geograficzny, 38 (3): 429-434. Jiskoot H., Boyle P., Murray T., 1998. The incidence of glacier surging in Svalbard: evidence from multivariate statistics. Computers & Geosciences, 24 (4): 389-399. Johannessen O., Kuzmina S., Bobylev L., Miles M., 2016. Surface air temperature variability and trends in the Arctic: New amplification assessment and regionalization. Tellus A: Dynamic Meteorology and Oceanography, 68 (1): 1-12. DOI: 10.3402/tellusa.v68.28234. Stępniewicz L., Jezierski J., 1990. Ptaki. [w:] R.Z. Klekowski i J.M. Węsławski (red.), Atlas Fauny Morskiej Południowego Spitsbergenu. Kręgowce. 1: 197-251. Kääb A., Lefauconnier B., Melvold K., 2006. Flow field of Kronebreen, Svalbard, using repeated Landsat 7 and ASTER data. Annals of Glaciology, 42(1), 7-13. DOI: 10.3189/172756405781812916 Kalicki T., 1985. The foehnic effects of the NE winds in Palffyodden region (Sørkappland). Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskiego, Prace Geograficzne, 63: 99-106. Kamiński A., 1984. The meteorological conditions of the area of the Gås Bay (South Spitsbergen) determined by the investigations in the summers of 1978 and 1979. Polish Polar Research, 5 (3-4): 217-240. Kapsch M. L., Graversen R.G., Tjernström M., Bintanja R., 2016. The Effect of Downwelling Longwave and Shortwave Radiation on Arctic Summer Sea Ice. Journal of Climate, 29: 1143-1159. DOI: 10.1175/JCLI-D-15-0238.1 Karczewski A. (red.), 1990. Geomorfologia – Geomorphology, Petuniabukta, Billefjorden, Spitsbergen 1:40000. Wydawnictwo Uniwersytetu Adama Mickiewicza, Poznań. Karczewski A., 2004. Lodowiec Gås i jego przedpole. [w:] A. Kostrzewski, M. Pulina, Z. Zwoliński (red), Warsztaty glacjologiczne Spitsbergen 2004. Glacjologia, geomorfologia i sedymentologia środowiska polarnego Spitsbergenu. Stowarzyszenie Geomorfologów Polskich. Sosnowiec–Poznań–Longyearbyen: 64-65. Karczewski A., Andrzejewski L., Chmal H., Jania J.A., Kłysz P., Kostrzewski A., Lindner L., Marks L., Pękala K., Pulina M., Rudowski S., Stankowski W., Szczypek E., Wiśniewski E., 1984. Hornsund, Spitsbergen, Geomorfologia – geomorphology, 1:75000. Uniwersytet Śląski, Katowice, 22 s. + mapa. Klimaszewski M., 1960. Studia geomorfologiczne w zachodniej części Spitsbergenu między Kongs-Fjordem a Eidem-Buktą (Geomorphological studies of the western part of Spitsbergen between Kongsfjord and Eidembukta). Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskiego. Prace Grograficzne (Kraków), 32 (1): 179 s. Klungsøyr J., Sætre R., Føyn L., Loeng H., 1995. Man's Impact on the Barents Sea. Arctic, 48 (3): 279-296. ISSN 1923-1245. Kłysz P., Lindner L., 1982. Evolution of the marginal zone and the forefield of the Bunge Glacier, Spitsbergen. Acta Geologica Polonica, 32 (3-4): 253-266. Kłysz P., 1983. Badania geomorfologiczne prowadzone na Spitsbergenie w czasie wypraw: Polskiego Klubu Wysokogórskiego w rejon pn-wsch. Spitsbergenu w 1977 r. oraz Instytutu Geofizyki PAN w rejon fiordu Hornsund w 1978 r. Sprawozdania Poznańskiego Towarzystwa Przyjaciół Nauk, 97-99: 51-53. Knight P.G., 2006. Glacier Science and Environmental Change. Blackwell, Oxford, 527 s. Köhler P., 2015. Polska wyprawa na Spitsbergen w 1934 roku. Kwartalnik Historii Nauki i Techniki R., 60 (2): 117-140. Kolondra L., 1979. Mapa 1:5000, Wurmbrandegga – fragment wsch. stoku pasma. Okręgowe Przedsiębiorstwo Geodezyjno-Kartograficzne, Katowice, arkusz A-1, (mała poligrafia). Kolondra L., 1980. Mapa 1:5000, Tsjebysjovfiellet – fragment zach. stoku pasma. Okręgowe Przedsiębiorstwo Geodezyjno-Kartograficzne, Katowice, arkusz A-1 (mała poligrafia). Kolondra L., 2000. Prace i dorobek polskich fotogrametrów w Arktyce (1934-2000). Archiwum Fotogrametrii, Kartografii i Teledetekcji, 10 (47): 1-14. ISBN 83-906804-4-0. Kolondra L., 2002a. Problemy fotogrametrycznego pozyskiwania danych w badaniach glacjologicznych – studium metodyczne na przykładzie Spitsbergenu. Rozprawa doktorska. Uniwersytet Śląski, Wydział Nauk o Ziemi, Sosnowiec, 166 s. + 3 mapy. Kolondra L., 2002b. Cyfrowa ortofotomapa – nowa forma danych kartograficznych w badaniach glacjologicznych (na przykładzie Lodowców Werenskiold i Nann – S Spitsbergen). [w :] A. Kostrzewski, G. Rachlewicz (red.), Funkcjonowanie i monitoring geoekosystemów obszarów polarnych. Polish Polar Studies: 173-186. Kolondra L., 2003. Ortofotomapa 1:10 000 „Surrounding areas of the Polish Polar Station (from Hyttevika to Fannytoppen)‖. Niepublikowane prace własne (wydruk ploterowy o wymiarach 165 x 75 cm). Kolondra L., 2005. Fotogrametria - wiarygodne źródło danych w badaniach glacjologicznych Spitsbergenu. Geoinformatica Polonica, Prace Komisji Geoinformatyki PAU, Kraków, 7: 45-73. Kolondra L., 2007. Stulecie pomiarów zmian położenia klifu lodowca Hansa (SW-Spitsbergen). Archiwum Fotogrametrii, Kartografii i Teledetekcji, 17a: 375-384. ISBN 978-83-920594-9-2. König M., Kohler J., Nuth C., 2013. Glacier Area Outlines – Svalbard [Data set]. Norwegian Polar Institute. DOI: 10.21334/npolar.2013.89f430f8. König M., Nuth C., Kohler J., Mohold G., Pettersen R., 2014. A digital glacier database for Svalbard. [w:] J.S. Kargel, G.J. Leonard, M.P. Bishop, A. Kääb, B.H. Raup (red.), Global Land Ice Measurements from Space. Springer: 229-240. Korona J.E., Berthier M., Bernard M., Remy F., Thouvenot E., 2009. SPIRIT. SPOT 5 stereoscopic survey of Polar Ice: Reference images and topographies during the fourth international polar year (2007–2009). ISPRS Journal of Photogrammetry and Remote Sensing, 64 (2): 204–212. Koryakin W.S., 1985. Polozheniye i morfologia lednikov. [w:] Troitsky L.S., Singer E.M., Koryakin W.S., Markin V.A. i Mikhalikov. Oledeneniye Shpicbergena (Svalbarda), Nauka, Moskwa: 7-41. Koryakin W.S., 1987. Sowremennaya koncepciya oledeneniya Shpicbergena. XIV Sympozjum Polarne, Lublin: 29-34. Kosiba A., 1960. Some results of glaciological investigations in SW-Spitsbergen carried out during the Polish I.G.Y. Spitsbergen Expeditions in 1957, 1958 and 1959. Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Wrocławskiego, Seria B, Nauki Przyrodnicze, 4: 30 s. Kostrzewski A., Kaniecki A., Kapuściński J., Klimczak R., Stach A., Zwoliński Z., 1989. The dynamics and rate of denudation of a glaciated and an unglaciated catchments, Central Spitsbergen. Polish Polar Research, 10 (3): 317-367. Kostrzewski A., Pulina M., Zwoliński Z. (red), 2004. Warsztaty glacjologiczne Spitsbergen 2004. Glacjologia, geomorfologia i sedymentologia środowiska polarnego Spitsbergenu. Stowarzyszenie Geomorfologów Polskich. Sosnowiec–Poznań–Longyearbyen, 310 s. + CD-ROM. Kostrzewski A., Zwoliński Z. (red.), 2003. Funkcjonowanie dawnych i współczesnych geoekosystemów Spitsbergenu. Stowarzyszenie Geomorfologów Polskich. Poznań-Longyearbyen, 190 s. ISBN 83-909951-9-0. Krajewski K.P., Stempień-Śmiałek M., 2003. Overthrust Carboniferous strata (Sergeijevfjellet Formation) at Lidfjellet, NW Sørkapp Land, Spitsbergen. Polish Polar Research, 24 (1): 61-72. Kuczek M., Ziaja W., 1989. The structure of the geographical environment of the area between two glaciers: Vitkovskibreen and Olsokbreen (Sörkapp Land, Spitsbergen). Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskiego, Prace geograficzne, 81: 31-56. Lankauf K.R., 2002. Recesja lodowców rejonu Kaffiøyry (Ziemi Oskara II-Spitsbergen) w XX wieku. Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN, Prace Geograficzne, 183: 221 s. Leclercq P.W., Oerlemans J., Basagic H.J., Bushueva I., Cook A.J., Le Bris R., 2014. A data set of worldwide glacier length fluctuations. The Cryosphere, 8: 659-672. Lefauconnier, B., Hagen J.O., 1991. Surging and calving glaciers in eastern Svalbard. Norsk Polarinstitutt Meddelelser (Oslo), 116: 130 s. Lefauconnier B., Hagen J.O., Ørbeck J.B., Melvold K., Isaksson E., 1999. Glacier balance trends in the Kongsfjorden area, western Spitsbergen, Svalbard, in relation to the climate. Polar Research, 18: 307–313. Lindner L., Marks L., Ostaficzuk S., 1984. Photogeological analysis of the forefield of the Bunge Glacier (Sörkapp Land, Spitsbergen). Quaternary Studies (Poland), 5: 81-97. Lisowska M., 2011. Sukcesja na przedpolach lodowców Spitsbergenu (Svalbard, Norwegia). Rozprawa doktorska, Instytut Botaniki Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków, 129 s. Lipert C., 1961. Lodowiec Werenskioldbreen, Strefa czołowa 1 :5000. Wojskowa Służba Topograficzna, Warszawa, 2 mapy. Lipert C., 1962. Prace geodezyjne w 50-leciu polskich wypraw polarnych. Sigma, Warszawa, 57 s. Lovell H., Fleming E.J., Benn D.I. Hubbard B., Lukas S., Rea B.R., Noormets R., Flink A.E., 2015. Debris entrainment and landform genesis during tidewater glacier surges. Journal of Geophysical Research: Earth Surface, 120 (8): 1574-1595. DOI: 10.1002/2015JF003509. Lukas S., Nicholson L.I., Ross F.H., Humlum O., 2005. Formation, meltout processes and landscape alteration of high-arctic ice-cored moraines — examples from Nordenskiöld Land, central Spitsbergen. Polar Geography, 29: 157–187. DOI : 10.1080/789610198. Luncke B., 1936. Luftkartlegningrn på Svalbard 1936. Norsk Geografisk Tidsskrift, 6 (3): 145-154. Łupikasza E., 2009. Zmiany intensywności opadów w Hornsundzie (Spitsbergen) w okresie 1978-2008. Problemy Klimatologii Polarnej, 19: 169-188. Łupikasza E., 2013. Atmospheric precipitation. [w:] A. Marsz i A. Styszyńska (red.), Climate and Climate Change at Hornsund, Svalbard. Wydawnictwo Akademii Morskiej, Gdynia: 199-212. Łupikasza E., Malarzewski L., Niedźwiedź T., Dobrowolska K., 2014. Trendy temperatury powietrza oraz liczby dni mroźnych i z przejściem temperatury przez 0°C w Arktyce Atlantyckiej i Syberyjskiej. Problemy Klimatologii Polarnej, 24: 5–24. Maciejowski W., 2007. Sukcesja roślinna. [w:] W. Ziaja, W. Maciejowski, K. Ostafin, Dynamika krajobrazu połnocno-wschodniego Sørkapplandu. Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków: 19-21. Maciejowski W., Michniewski A., 2007. Variations in weather on the East and West coasts of South Spitsbergen, Svalbard. Polish Polar Research, 28 (2): 123-136. Małecki J., 2013. Elevation and volume changes of seven Dickson Land glaciers, Svalbard, 1960–1990–2009. Polar Research, 32 (1), 18400. DOI: 10.3402/polar.v32i0.18400. Marcinkiewicz A., 1961. Die zahlenmassige Erfassung des Gletscherriickganges wàhrendder Periode 1936-1958 am zwei Westspitzbergen Gletschern. Bulletin de l'Académie Polonaise des Sciences, Série des scienes géologiques et geographiques (Warszawa), 9 (4): 233-237 + mapa. Marsz A., 2013. Air temperature. [w:] A. Marsz i A. Styszyńska (red.), Climate and Climate Change at Hornsund, Svalbard. Wydawnictwo Akademii Morskiej, Gdynia: 145-155. Marsz A., Styszyńska A., 2013. Changes in the sea ice area and the surface temperatures of surrounding seas. [w:] A. Marsz i A. Styszyńska (red.), Climate and Climate Change at Hornsund, Svalbard. Wydawnictwo Akademii Morskiej, Gdynia, 3: 28-56. Marsz A., Styszyńska A., Niedźwiedź T., 2013. Comprehensive effects of changes of sea ice extent, sea surface temperature and atmospheric circulation on the air temperature at Hornsund. [w:] A. Marsz i A. Styszyńska (red.), Climate and Climate Change at Hornsund, Svalbard. Wydawnictwo Akademii Morskiej, Gdynia, 9: 182-188. Martín-Moreno R., Allende Álvarez F., Hagen J.O., 2017. ‗Little Ice Age‘ glacier extent and subsequent retreat in Svalbard archipelago. The Holocene, 27 (9):1-12. DOI: 10.1177/0959683617693904. Meier M.F., 1984. The contribution of small glaciers to sea level rise. Science, 226: 1418-1421. Meier M.F., Dyurgerov M., Rick U.K., O'Neel S., Pfeffer W., Anderson R., Anderson S., Glazovsky A., 2007. Glaciers Dominate Eustatic Sea-Level Rise in the 21st Century. Science, 317: 1064-1067. DOI: 10.1126/science.1143906. Meier M.F., Post A., 1969. What are glacier surges? Canadian Journal of Earth Science, 6 (4): 807- 817. DOI: 10.1139/e69-081. Mercanton P.L., 1916. Vermessungen am Rhonegletscher/ Mensuration au glacier du Rhône: 1874–1915. Zücher and Furrer, Neue Denkschriften der Schweizerischen Naturforschenden Gesellschaft (Zürich), 52: 189 s. Midgley N.G., Tonkin T.N., Graham D.J., Cook S.J., 2018. Evolution of high-Arctic glacial landforms during deglaciation. Geomorphology 311: 63–75. DOI: 10.1016/j.geomorph.2018.03.027. Moskalik M., Błaszczyk M., Jania J., 2014. Statistical analysis of Brepollen bathymetry as a key to determine average depths on a glacier foreland. Geomorphology, 206: 262-270. DOI: 10.1016/j.geomorph.2013.09.029. Murray T., Stuart, G.W., Miller P.J., Woodward J., Smith A.M., Porter P.R., Jiskoo H., 2000. Glacier surge propagation by thermal evolution at the bed. Journal of Geophysical Research, 105(B6): 13491-13507. Navarro J.C., Varma V., Riipinen I., Seland O., Kirkevag A., Struthers H., Iversen T., Hansson H.C., Ekman A.M.L., 2016. Amplification of Arctic warming by past air pollution reductions in Europe. Nature Geoscience, 9 (4): 277-281. DOI: 10.1038/ngeo2673. Moholdt G., Nuth C., Hagen J. O. M., Kohler J., 2010. Recent elevation changes of Svalbard glaciers derived from ICESat laser altimetry. Remote Sensing of Environment, 114 (11): 2756-2767. ISSN 0034-4257. Nathorst A.G., 1909. Swedish explorations in Spitzbergen 1758-1908. Ymer (Stockholm), 29 s. Niedźwiedź T., 1993. Long−term variability of the atmospheric circulation over Spitsbergen and its influence on the air temperature. Polish Polar Studies, XX Międzynarodowe Symposium Polarne, Lublin, 17–30. Niedźwiedź T., 2006. Główne cechy cyrkulacji atmosfery nad Spitsberenem (XII.1950 – IX.2006). Problemy Klimatologii Polarnej, 16: 91-105. Niedźwiedź T., 2013. The atmospheric circulation. [w:] A. Marsz i A. Styszyńska (red.), Climate and Climate Change at Hornsund, Svalbard. Wydawnictwo Akademii Morskiej, Gdynia: 57-74. Nordenskiöld A.E, 1875. Redogörelse för Den Svenska Polarexpedition år 1871-72. Norsted P.A. & söner, Stockholm 1875. Nordli Ø., 2010. The Svalbard Airport temperature series. Bulletin of Geography: Physical Geography Series, 3: 5-25. DOI: 10.2478/2326 Nordli Ø., Przybylak R., Ogilvie A., Isaksen K., 2014. Long-term temperature trends and variability on Spitsbergen: The extended Svalbard Airport temperature series, 1898–2012. Polar Research, 33, 21349. DOI: 10.3402/polar.v33. Norwegian Polar Institute, 2003. The Place names of Svalbard. Norsk Polarinstitutt Rapportserie, 122. Norwegian Polar Institute, 2014. Terrengmodell Svalbard (S0 Terrengmodell) [Data set]. Norsk Polarinstitutt. DOI: 10.21334/npolar.2014.dce53a47 Nuth C., 2006. Geodetic mass balance of Svalbard glaciers: 1936–2004. Praca magisterska. Uniwersytet w Oslo, 101 s. Nuth C., Moholdt G., Kohler J., Hagen J.O., Kääb A., 2010. Svalbard glacier elevation changes and contribution to sea level rise. Journal of Geophysical Research, 115, F01008. DOI: 10.1029/2008JF001223. Nuth C., Kääb A., 2011. Co-registration and bias corrections of satellite elevation data sets for quantifying glacier thickness change. The Cryosphere, 5: 271-290. Nuth C., Kohler J., König M., von Deschwanden A., Hagen J.O., Kääb A., Moholdt G., Pettersson R., 2013. Decadal changes from a multi-temporal glacier inventory of Svalbard. The Cryosphere, 7: 1603–1621. DOI: 10.5194/tc-7-1603-2013. Nye J.F., 1960. The response of glaciers and ice-sheets to seasonal and climatic changes. Proceedings of the Royal Society of London, Series A, 256: 559–584. Oerlemans J., Van der Veen C.J., 1984. Ice Sheets and Climate. D. Reidel Publishing Company, Dordrecht, 219 s. Oerlemans J., Dyurgerov M., van de Wal R.S.W., 2007. Reconstructing the glacier contribution to sea-level rise back to 1850. The Cryosphere, 1: 59–65. DOI: 10.5194/tc-1-59-2007. Ostaficzuk S., Lindner L., Marks L., 1982. Photogeological map of the Bungebreen forefield (West Spitsbergen), scale 1: 10000. Państwowe Przedsiębiorstwo Wydawnictw Kartograficznych, Warszawa. Ostafin K., 2007. Typy geokompleksów w 2005 roku.[w:] W. Ziaja, W. Maciejowski, K. Ostafin, Dynamika krajobrazu połnocno-wschodniego Sørkapplandu. Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków: 50-57. Osuch M., Wawrzyniak T., 2017. Inter- and intra-annual changes in air temperature and precipitation in western Spitsbergen. International Journal of Climatology, 37 (7): 3082–3097. DOI: 10.1002/joc.4901. Pälli A., Moore J., Jania J.A., Głowacki P., 2003. Glacier changes in southern Spitsbergen, Svalbard, 1901-2000. Annals of Glaciology, 37 (1): 219-225. DOI: 10.3189/172756403781815573. Pellikka P., Rees W. (red.), 2010. Remote Sensing of Glaciers. CRC Press, London, 340 s. ISBN 9780203851302. Pillewizer W., 1939. Die kartographischen und gletscherkundlichen Ergebnisse der Deutschen Spitzbergen Expedition 1938. Petermanss Geographische Mitteilungen Erganzh., Gotha, 238 s. Pociask-Karteczka J., 1990. Water circulation in particular seasons in north-western Sörkapp Land (Spitsbergen). Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskiego, Prace Geograficzne, 81: 101-126. Pociask-Karteczka J., Ziaja W., 1991. Porównanie warunków pogodowych wybrzeża okolic Palffyodden i doliny Lisbet (Sørkappland, Spisbergen) w lecie 1983. Acta Universitatis Wratislaviensis, 5 (1213): 377-383. Polyakov I.V., Berkyaev R.V., Alekseev G.V., Bhatt U.S., Colony R.L., Johnson M.A., Maskshtas A.P., Walsh D., 2003. Variability and trends of Air Temperature and Pressure in the Maritime Arctic, 1875–2000. Journal of Climate, 16 (12): 2067-2077. DOI: 10.1175/1520-0442(2003)016< 2067:VATOAT>2.0.CO;2 Prestrud, P., Strøm, H., Goldman, H.V. (red.), 2004. A catalogue of the terrestrial and marine animals of Svalbard. Norsk Polarinstitutt, Tromsø, 137 s. Przybylak R., 2000. Temporal and spatial variation of surface air temperature over the period of instrumental observations in the Arctic. International Journal of Climatology, 20 (6): 587-614. DOI: 10.1002/(SICI)1097-0088(200005)20:6< 587::AID-JOC480>3.0.CO;2-H. Przybylak R., Vízi Z., Wyszyński P., 2010. Air temperature changes in the arctic from 1801 to 1920. International Journal of Climatology, 30 (6): 791-812. DOI: 10.1002/joc.1918. Rachlewicz G., Szczuciński W., Ewertowski M., 2007. Post−―Little Ice Age‖ retreat rates of glaciers around Billefjorden in central Spitsbergen, Svalbard. Polish Polar Research, 28 (3): 159–186. Rachlewicz G., Szpikowska G., Szpikowski J., Zwoliński Z., 2015. Solute and particulate fluxes in catchments in Spitsbergen. [w:] A.A. Beylich, J. Dixon, Z. Zwoliński (red.), Source-to-Sink Fluxes in Undisturbed Cold Environments. Cambridge University Press: 133-143. Rachlewicz G., Zwoliński Z., 2007. Zmiany funkcjonowania geoekosystemów lądowych Arktyki. [w :] A. Styszyńska i A.A. Marsz (red.), Zmiany klimatyczne w Arktyce i Antarktyce w ostatnim pięćdziesięcioleciu XX wieku i ich implikacje środowiskowe. Wydawnictwo Uczelniane Akademii Morskiej, Gdynia: 289-309. Raymond, C.F. 1987. How do glaciers surge? A review. Journal of Geophysical Research, 92 (B9): 9121- 9134. Reder J., 1996. Evolution of marginal zones during glacial retreat in northwestern Wedel Jarlsberg Land, Spitsbergen. Polish Polar Research, 17 (1-2): 61-84. Rees W.G., 2006. Remote Sensing of Snow and Ice. CRC Press, Taylor & Francis Group, Boca Raton: 285 s. Repelewska-Pękalowa J., 1996. Development of relief affected by contemporary geomorphological processes in NW part of Wedel Jarlsberg Land (Bellsund, Spitsbergen - Svalbard). Biuletyn Peryglacjalny, 35: 153-195. Rieche H., 1970. Der Hornsund. Geschichte und Beschaffenheit des südlichsten des Fjords Spitzbergen. Nakładem autora, Ulm. Rigor I.G., Colony R.L., Martin S., 2000. Variations in surface air temperature observations in the Arctic, 1979–97. Journal of Climate, 13 (5): 896–914. DOI: 10.1175/1520-0442(2000)013<0896:VISATO>2.0.CO;2. Różycki S., 2014. Badanie wpływu danych początkowych na dokładność georeferencji bloku obrazów satelitarnych o dużej rozdzielczości przestrzennej. Rozprawa doktorska. Wydział Geodezji i Kartografii. Politechnika Warszawska, 160 s. Schomacker A., 2007. Dead-Ice Under Different Climate Conditions: Processes, Landforms, Sediments and Melt Rates in Iceland and Svalbard. Praca doktorska, Quaternary Sciences, Department of Geology, Lund University, 32 s. Schomacker A., 2008. What controls dead-ice melting under different climate conditions? A discussion. Earth Science Reviews, 90 (3): 103-113. DOI: 10.1016/j.earscirev.2008.08.003. Schomacker A., Kjær K.H., 2008. Quantification of dead-ice melting in ice-cored moraines at the high-Arctic glacier Holmströmbreen Svalbard. Boreas 37 (2): 211-225. DOI: 10.1111/j.1502-3885.2007.00014.x. Schöner M., Schöner W., 1996. Photogrammetrische und glaziologische Untersuchungen am Gåsbre (Ergebnisse der Spitzbergenexpedition 1991). Geowissenschaftliche Mitteilungen, Schriftenreihe der Studienrichtung Vermessungswesen der Technischen Universität Wien (Wiedeń), 42: 120 s. + 2 mapy. ISSN 1811-8380 Schöner M., Schöner W., 1997. Effects of glacier retreat on the outburst of Goësvatnet, southwest Spitsbergen, Svalbard. Journal of Glaciology, 43 (144): 276-282. Screen J.A., Simmonds I., 2010. The central role of diminishing sea ice in recent Arctic temperature amplification. Nature, 464 (7293): 1334-1337. DOI : 10.1038/nature09051. Serezze M., Barry G., 2011. Processes and impacts of Arctic amplification: A research synthesis. Global and Planetary Change, 77: 85-96. DOI: 10.1016/j.gloplacha.2011.03.004 Sevestre H., Benn D.I. 2015. Climatic and geometric controls on the global distribution of surge-type glaciers: implications for a unifying model of surging. Journal of Glaciology, 61(228): 646-662. Sharp M., 1985. Crevasse fill ridges – a landform type characteristic of surging glaciers? Geografiska Annaler, 67A (3-4): 213-220. Sharp M., 1988. Surging glaciers: geomorphic effects. Progress in Physical Geography, 12: 533-559. Slaymaker O., Kelly R.E.J., 2007. The cryosphere and global environmental change. Blackwell Publishing, Malden, MA, 261 s. ISBN-10: 1-4051-2976-X. Slaymaker O., Spenser T., Embleton-Hamann C., 2009. Geomorphology and global environmental change. Cambridge University Press, Cambridge, 528 s. ISBN-13 978-0-511-59520-2. Skiba S., Drewnik M., Kacprzak A., 2002. Glaby zachodniego wybrzeża Sørkapplandu. [w:] W. Ziaja i S. Skiba (red.), Struktura i funkcjonowanie środowiska przyrodniczego Sørkapplandu (Spitsbergen, Svalbard). Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków, 51-86. Skiba S., Ziaja W., 2002. Podsumowanie – wpływ XX-wiecznej ewolucji środowiska na stan zachowania południowej części Parku Narodowego Południowego Spitsberenu. [w:] W. Ziaja i S. Skiba (red.), Struktura i funkcjonowanie środowiska przyrodniczego Sørkapplandu (Spitsbergen, Svalbard). Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków, 107-115. Sobota I., 2013a. Współczesne zmiany kriosfery północno-zachodniego Spitsbergenu na przykładzie regionu Kaffiøyry. Wydawnictwo Naukowe UMK, 450 s. Sobota I., 2013b. Changes in dynamics and runoff from the High Arctic glacial catchment of Waldemarbreen, Svalbard. Geomorphology, 212: 16-27. DOI : 10.1016/j.geomorph.2013.04.001 Stankowski W., Grześ M., Karczewski A., Lankauf K.R., Rachlewicz G., Szczęsny R., Szczuciński W., Zagórski P., Ziaja W., 2013. Podniesione terasy morskie na Spitsbergenie (Raised Marine terraces on Spitsbergen). [w :] Z. Zwoliński, A. Kostrzewski, M. Pulina (red.), Dawne i współczesne geoekosystemy Spitsbergenu. Bogucki Wydawnictwo Naukowe, Poznań: 361-389. Strøm, H., Bangjord, G., 2004. Chapter 4. The bird and mammal fauna of Svalbard. [w:] P. Prestrud, H. Strøm, H.V. Goldman (red.), A catalogue of the terrestrial and marine animals of Svalbard. Norsk Polarinstitutt, Tromsø: 123-137. Strzelecki M., 2011. Schmidt hammer tests across a recently deglacierized rocky coastal zone in Spitsbergen-is there a ‗coastal amplification‘ of rock weathering in polar climates? Polish Polar Research, 32 (3): 239-252. DOI: 10.2478/v10183−011−0017−5. Styszyńska A., 2013. Duration of day and night. [w:] A. Marsz i A. Styszyńska (red.), Climate and Climate Change at Hornsund, Svalbard. Wydawnictwo Akademii Morskiej, Gdynia, 21-23. Styszyńska A., Marsz A., 2007. Zmiany klimatyczne w Arktyce i Antarktyce w ostatnim pięćdziesięcioleciu XX wieku i ich implikacje środowiskowe. Wydawnictwo Akademii Morskiej, Gdynia, 327 s. Suchanek R., 1985. Air temperature and humidity conditions in the environs of Cape Palffyodden (N W Sörkappland). Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskiego. Prace Geograficzne, 63: 85-97. Sund M., Błaszczyk M., Eiken T., Jania J.A., 2011. The implications of surge and tidewater glacier dynamics related to climate change response of Svalbard glaciers. [w:] M. Sund, On the dynamics of surge−type and tidewater glaciers in Svalbard. Praca doktorska, Universytet w Oslo, 1147, 206 s. Sund M., Eiken T., Hagen J.O., Kääb A., 2009. Svalbard surge dynamics derived from geometric changes. Annals of Glaciology, 50 (52): 50-60. Szpikowski J., Szpikowska G., Zwoliński Z., Rachlewicz G., Kostrzewski A., Marciniak M., Dragon K., 2014. Character and rate of denudation in a High Arctic glacierized catchment (Ebbaelva, Central Spitsbergen). Geomorphology, 218: 52-62. Szupryczyński J., 1960. The marginal zone of the Gås glacier (Sörkappland — Southern Spitsbergen). Bulletin de l’Académie Polonaise de Sciences, Serie des Sciences Geologiques et Geographiques, Polska Akademia Nauk, Wydział III, Nauk Matematyczno-Fizycznych, Chemicznych i Geologo-Geograficznych, 8 (4): 313-319. ISSN 0366-2497. Szupryczyński J., 1963. Rzeźba strefy marginalnej i typy deglacjacji lodowców południowego Spitsbergenu. Prace Geograficzne, Instytut Geografii Polskiej Akademi Nauk, 39: 162 s. Szupryczyński J., 1965. Eskers and kames in the Spitsbergen area. Geographica Polonica, 6: 127-140. Szupryczyński J., 2015. Pierwsza polska wyprawa polarna na Spitsbergen. Przegląd Geograficzny, 87(1): 167-178. Thorsteinsson T., Jóhannesson T., Snorrason Á., 2013. Glaciers and ice caps: Vulnerable water resources in a warming climate. Current Opinion in Environmental Sustainability, 5(6): 590-598. DOI:10.1016/j.cosust.2013.11.003. Tomczyk A.M., Ewertowski M., 2010. Changes of Arctic landscape due to human impact, north part of Billefjorden area, Svalbard. Quaestiones Geographicae, 29 (A/1): 75-83. DOI: 10.2478/v10117-010-0008-3. Tonkin, T.N., Midgley, N.G., Cook, S.J., Graham, D.J., 2016. Ice-cored moraine degradation mapped and quantified using an unmanned aerial vehicle: a case study from a polythermal glacier in Svalbard. Geomorphology 258:1–10. DOI: 10.1016/j.geomorph.2015.12.019. Troitsky L.S., Punning Y.M.-K., Surova T.G., 1985. Oledeneniye archipelyaga w plejstocene i golocene. [w:] Glaciologiya Shpicbergena, Nauka Moskwa: 160-175. Wassiliew A.S., 1925. Spitsberg III. Feuille du Sud. 1:200000. [w:] Missions scientifiques pour la mesure d’un arc de méridien au Spitsberg. Mission. Russe, Publication de l’Académie de Scientes de Russie. Weyprecht C., 1874. Die zweite Osterr.-Ungar. Nordpolar-Expetition unter Weyprecht und Payer, 187214. K.K. Schiffs-Lieut. C. Weyprecht's offizieller Bericht an das Comite, d. d. 12. Sept. 1874. Petermann's Mitteilungen, 20. Band, Justus Perthes, Gotha: 417-425. Węgrzyn M., Lisowska M., Olech M., Osyczka P., 2011. Vegetation. [w:] W. Ziaja (red.), Transformation of the natural environment in Western Sørkapp Land (Spitsbergen) since the 1980s. Jagiellonian University Press, Kraków: 43-45. WGMS, 2017. Fluctuations of Glaciers Database. World Glacier Monitoring Service, Zurich, Switzerland. DOI: 10.5904/wgms-fog-2017-10. Winsnes T.S., Birkenmajer K., Dallman W.K., Hjelle A., Salvigsen O., 1992. Geological Map, Svalbard, 1:100 000, Sørkapp. Norsk Polarinstitutt Temakart, 17. Worsley D., 2008. The post-Caledonian development of Svalbard and the western Barents Sea. Polar Research, 27: 298-317. Wójcik A., Ziaja W., 1993. Relief and Quaternary of the southern Sörkapp Land, Spitsbergen. Polish Polar Research, 14 (3): 293-308. Van der Veen C.J., 1996. Tidewater calving. Journal of Glaciology, 42 (141): 375-385. Zagrajski S., Zawadzki A., 1935. Prace geodezyjne Polskiej Wyprawy na Spitsbergen w 1934 roku. Wiadomości Służby Geologicznej, Warszawa, 9(1-2): 49–122. Zagrajski S., Zawadzki A., 1936. Polska Wyprawa na Spitsbergen 1934. Prace geodezyjne i kartograficzne. Wojskowy Instytut Geograficzny, Biblioteka Służby Topograficznej, Warszawa, 16, 102 s. + 2 mapy 1:50 000. Zagórski P., 2002. Mapa geomorfologiczna NW Ziemi Wedela Jalsberga (Spitsbergen, Norwegia). Calypsostranda i przedpola lodowców Scotta i Renard. [w :] P. Zagórski, Rozwój rzeźby litoralnej północno-zachodniej części Ziemi Wedela Jarlsberga (Spitsbergen). Rozprawa doktorska. Zakład Geomorfologii, Instytut Nauk o Ziemi UMCS, Lublin. Zagórski P., Harasimiuk M., Jezierski W., 2006. Ewolucja i współczesne wykształcenie wybrzeża NW części Ziemi Wedela Jarlsberga (Spitsbergen). [w :] J. Superson, P. Zagórski (red.): Stan i zmiany środowiska przyrodniczego północno-zachodniej części Ziemi Wedela Jarlsberga (Spitsbergen) w warunkach zmian klimatu i antropopresji. Wydawnictwo UMCS, Lublin: 35-43. Zapolski R., 1977. Geodetic and Topographic Accomplishments of the „Toruń Polar Expedition, Spitsbergen–1975 ". Acta Universitatis Niolai Copernici, Geografia, 13: 21-37. Zemp M., Haeberli W., Bajracharya S., Chinn T.J., Fountain A.G., Hagen J.O., Huggel C., Kääb A., Kaltenborn B.P., Karki M., Kaser G., Kotlyakov V.M., Lambrechts C., Li Z.Q., Molnia B.F., Mool P., Nellemann C., Novikov V., Osipova G.B., Rivera A., Shrestha B., Svoboda F., Tsvetkov D.G., Yao T.D., 2007. Glaciers and ice caps. Part I: Global overview and outlook. Part II: Glacier changes around the world. [w:] UNEP: Global outlook for ice & snow. UNEP/GRID-Arendal, Norway, 115-152. Zemp M., Hoelzle M., Haeberli W., 2009. Six decades of glacier mass-balance observations: a review of the worldwide monitoring network. Annals of Glaciology, 50: 101-111. DOI: 10.3189/172756409787769591 Zemp M., Roer I., Kääb A., Hoelzle M., Paul F., Haeberli W., 2008. Global glacier changes: facts and figures. UNEP/WGMS, 45 s. Ziaja W., 1985. The influence of winds on the temperature and humidity at north-western Sørkappland (Spitsbergen) in summer 1982. Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskiego. Prace Geograficzne, 63: 107-113. Ziaja W., 1989a. Rzeźba Doliny Lisbet i otaczających ją gór (Sörkappland, Spitsbergen). Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskiego, Prace Geograficzne, 73: 85-97. Ziaja W., 1989b. The structure of the geographical environment of the area between two glaciers: Vitkovskybreen and Olsokbreen (Sörkapp Land, Spitsbergen). Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Jagiellońskiego, Prace Geograficzne, 81: 31-55. Ziaja W., 1994. Environmental changes of the Eastern Sørkapp Land, Spitsbergen, after the Little Ice Age. Scripta Facultatis Scientiarum Naturalium Universitatis Masarykianae Brunensis, 24: 85-88. Ziaja W., 1997. Deglaciation of Sørkapp Land (Spitsbergen) in the 20th century. [w:] P. Głowacki (red.), 24th Polar Symposium. Polish Polar Studies. Institute of Geophysics of the Polish Academy of Sciences: 233-236. Ziaja W., 1998a. Changes of coastline in Sørkappland (Spitsbergen) after the Little Ice Age. [w:] Głowacki P., Bednarek J. (red.), 25th International Polar Symposium, Polish Polar Studies. Institute of Geophysics of the Polish Academy of Sciences: 239-244. Ziaja W., 1999. Rozwój geosystemu Sørkapplandu, Svalbard. Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków: 105 s. Ziaja W., 2001. Glacial Recession in Sørkappland and Central Nordenskiöldland, Spitsbergen, Svalbard, during the 20th century. Arctic, Antarctic, and Alpine Research, 33 (1): 36-41. Ziaja W., 2002a. Funkcjonowanie geosystemu jako czynnik różnicujący strukturę środowiska przyrodniczego Sørkapplandu. [w:] W. Ziaja i S. Skiba (red.), Struktura i funkcjonowanie środowiska przyrodniczego Sørkapplandu (Spitsbergen, Svalbard). Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków: 11-17. Ziaja W., 2002b. Zmiany w strukturze środowiska przyrodniczego Sørkapplandu. [w:] W. Ziaja i S. Skiba (red.), Struktura i funkcjonowanie środowiska przyrodniczego Sørkapplandu (Spitsbergen, Svalbard). Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków: 18-39. Ziaja W., 2004a. Spitsbergen Landscape under 20th Century Climate Change: Sørkapp Land. Ambio, 33 (6): 295-299. DOI: 10.1579/0044-7447-33.6.295. Ziaja W., 2004b. Young Quaternary Development of the southernmost Spitsbergen landscape structure. Ekologia (Bratislava), 23 (1): 384-391. Ziaja W., 2005a. Response of the Nordenskiöld Land (Spitsbergen) glaciers Grumantbreen, Håbergbreen and Dryadbreen to the climate warming after the Little Ice Age. Annals of Glaciology, 42: 189-194. Ziaja W., 2005b. Dynamika krajobrazu przesmyku lądowego miedzy Sørkapplandem a resztą Spitsbergenu. [w:] Jóźwiak M., Kozłowski R. (red.), Funkcjonowanie obszarów polarnych oraz jego współczesne i reliktowe cechy w krajobrazach. XXXI Sympozjum Polarne, Kielce: 158-161. Ziaja W., 2007. Dynamika elementów krajobrazu, 1900-2005. [w :] W. Ziaja, W. Maciejowski, K. Ostafin : Dynamika krajobrazu połnocno-wschodniego Sørkapplandu. Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków: 23-34. Ziaja W., 2011a. Climate. [w:] W. Ziaja (red.), Transformation of the natural environment in Western Sørkapp Land (Spitsbergen) since the 1980s. Jagiellonian University Press, Kraków: 29. ISBN 978-83-233-3231-2. Ziaja W., 2011b. Glaciation. [w:] W. Ziaja (red.), Transformation of the natural environment in Western Sørkapp Land (Spitsbergen) since the 1980s. Jagiellonian University Press, Kraków: 31. ISBN 978-83-233-3231-2. Ziaja W., 2011c. Climate warming. [w:] W. Ziaja (red.), Transformation of the natural environment in Western Sørkapp Land (Spitsbergen) since the 1980s. Jagiellonian University Press, Kraków: 49. ISBN 978-83-233-3231-2. Ziaja W., Dudek J., 2011. Glacial recession. [w:] W. Ziaja (red.), Transformation of the natural environment in Western Sørkapp Land (Spitsbergen) since the 1980s. Jagiellonian University Press, Kraków: 51-60. ISBN 978-83-233-3231-2. Ziaja W., Dudek J., Ostafin K., 2016. Landscape transformation under the Gåsbreen glacier recession since 1899, southwestern Spitsbergen. Polish Polar Research, 37 (2): 155-172. Ziaja W., Ostafin K., 2007. Współczesna przemiana krajobrazu Lodowca Gås i okolicy. [w:] R. Przybylak, M. Kejna, A. Araźny i P. Głowacki, (red.), Abiotyczne środowisko Spitsbergenu w latach 2005-2006 w warunkach globalnego ocieplenia. Uniwersytet Mikołaja Kopernika w Toruniu, Instytut Geofizyki PAN: 235-246. Ziaja W., Ostafin K., 2011. Changes of water drainage and networks. [w:] W. Ziaja (red.), Transformation of the natural environment in Western Sørkapp Land (Spitsbergen) since the 1980s. Jagiellonian University Press, Kraków: 67. ISBN 978-83-233-3231-2. Ziaja W., Ostafin K., Dudek J., 2011. Transformation of landforms and Quaternary deposits. [w:] W. Ziaja (red.), Transformation of the natural environment in Western Sørkapp Land (Spitsbergen) since the 1980s. Jagiellonian University Press, Kraków: 61-66. ISBN 978-83-233-3231-2. Ziaja W., Ostafin K., 2015. Landscape–seascape dynamics in the isthmus between Sørkapp Land and the rest of Spitsbergen: Will a new big Arctic island form? Ambio, 44 (4): 332-342. DOI: 10.1007/s13280-014-0572-1. Ziaja W., Pipała R., 2007. Glacial recession 2001–2006 and its landscape effects in the Lindströmfjellet−Håbergnuten mountain ridge, Nordenskiöld Land, Spitsbergen. Polish Polar Research, 28 (4): 237–247 Ziaja W., Salvigsen O., 1995. Holocene shoreline displacement in southernmost Spitsbergen. Polar Research, 14 (3): 339-340. Zwoliński Z., Rachlewicz G., Mazurek M., Paluszkiewicz R., 2007. The geoecological model for small tundra lakes, Spitsbergen. Landform Analysis, 5: 113-118. Zwoliński Z., Dobiński W., 2008. Recesja lądolodów i lodowców oraz degradacja wieloletniej zmarzliny. Kosmos, 57 (3-4): 209-224. Zwoliński Z., Kostrzewski A., Rachlewicz G., 2008. Environmental changes in the Arctic. [W:] S. Singh, L. Starkel, H.J. Syiemlieh (red), Environmental Changes and Geomorphic Hazards. Bookwell, Delhi: 23-36. Zwoliński Z., Kostrzewski A., Pulina M., (red), 2013. Dawne i współczesne geoekosystemy Spitsbergenu. Polskie badania geomorfologiczne. Bogucki Wydawnictwo Naukowe, Poznań, 456 s. ISBN: 978-83-63400-54-5. Żyszkowski J., 1982. Photogrammetric Surveys In the Hornsund Fiord Area Spitsbergen, carried out in 1973. Results of Investigations of the Polish Scientific Spitsbergen Expeditions. Acta Universitatis Wratislaviensis, 4 (525): 289-298. Spis rycin i tabele Ryc. 1.1. Miejsca naziemnych pomiarów bilansu masy lodowców na archipelagu Svalbard. Ryc. 1.2. Panorama lodowca Gåsbreen wykonana w 1938 roku (W. Pillewizer 1939). Ryc. 1.3. Miejsca wykonania zdjęć nad półwyspem Sørkapp Land w trakcie nalotu fotogrametrycznego w 1936 roku. Strzałki wskazują kierunek wykonania ukośnych zdjeć. Źródło: toposvalbard.npolar.no Ryc. 1.4. a) Bilans masy lodowców Spitsbergenu w latach 1990-2005 oszacowany na podstawie porównania numerycznego modelu wysokościowego (DEM) ze zdjęć lotniczych wykonanych w 1990 roku i profili lidara satelitarnego GLAS na pokładzie satelity ICESat; b) średnie roczne różnice wysokości lodowców południowego Spitsbergenu, otrzymane z porównania profili satelity ICESat z lat 2003-2005 do starszego numerycznego modelu wysokościowego (DEM) z 1990 roku (Nuth.i in. 2010). Ryc. 3.1.1. Położenie archipelagu Svalbard (a) i pówyspu Sørkapp Land (b) oraz mapa ogólna obszaru badań (c). Ryc. 3.2.1. Mapa geologiczna półwyspu Sørkapp Land według: Dalmann (2014), uaktualnione, https://data.npolar.no. Ryc. 3.3.1. Układ prądów morskich wokół Spitsbergenu (Klungsøyr i in. 1995). Ryc. 3.3.2. Lokalizacja obserwacji meteorologicznych dla obszaru Sørkapp Land. Ryc. 3.4.1. Lodowce półwyspu Sørkapp Land. Tab. 3.4.1. Wybrane cechy morfometryczne lodowców uchodzących do morza – dane aktualne dla roku 2010. Źródła: opracowanie własne; * Błaszczyk i in. (2013); ** Cogley i in. (2008, 2009). Tab. 3.4.2. Wybrane cechy morfometryczne lodowców kończących się na lądzie - dane aktualne dla roku 2010. Źródła: opracowanie własne; * Błaszczyk i in. (2013); ** Cogley i in. (2008, 2009), *** Korona i in (2009). Ryc. 3.5.1. Główne typy rzeźby według Ziaji (1999), uaktualnione: 1 – sterasowane niziny nadmorskie do wys. ok. 40 m n.p.m; 2 – podniesione do ok. 100 m n.p.m. młodoplejstoceńskie terasy i szkiery morskie; 3 – strefy marginalne lodowców powstałe po Małej Epoce Lodowej; 4 – stoki z rzeźbą niwalną, grawitacyjną i soliflukcyjną; 5 – wąskie grzbiety strukturalne o charakterze nunataków; 6 – lodowce; 7 – przedpola lodowców zalane przez morze po 1936 roku. Ryc. 3.7.1. Zbiorowiska roślinne północno-zachodniej części Sørkapp Land w roku 2008 według: Węgrzyn i in. (2011). Ryc. 4.1.1. Seria zdjęć lotniczych z nalotu fotogrametrycznego nad półwyspem Sørkapp Land w 1961 roku. Tab. 4.1.1. Lista skaningów otrzymanych dla roku 1961 wraz z rozdzielczością. Ryc. 4.1.2. Porównanie zdjęć lotniczych z lat 1961 (a) i 2010 (b) strefy marginalnej lodowca Vitkovskijbreen. Warstwa informacyjna szarych punktów na zdjęciu b) pokazuje przybliżony zasięg lodowca w 1961 roku. Niebieska linia zaznacza zasięg z 1990 roku. Ryc. 4.1.3. Fragmenty trzech arkuszy mapy topograficznej wydanej w 1987 roku przez Instytut Geofizyki PAN, przedstawiające lodowce zachodniego Sørkapp Landu (Barna i in. 1987). Ryc. 4.1.4. Przykłady wizualizacji zasięgów lodowców uchodzących do morza na mapach Instytutu Geofizyki PAN wydanych w roku 1987: a) Kvasseggbreen (Arkusz Hornsund); b) Eggbreen (Arkusz Gåsbreen). Ryc. 4.1.5. Przykład wizualizacji zasięgu lodowca Olsokbreen w roku 1961 na mapie NPI wydanej w 1986 roku. Ryc. 4.1.6. Źródła danych o zasięgach lodowców na półwyspie Sørkapp Land w roku 1961. Ryc. 4.1.7. Różnice wysokości na terenach niezlodowaconych między cyfrowym modelem wysokości (DEM) reprezentującym rok 1961, wygenerowanym na podstwie map Instytutu Geofizyki PAN wydanych w 1987 (rektyfikacja map na podstawie węzłów siatki kartograficznej) oraz cyfrowym modelem wysokości (DEM) dla roku 1990 wygenerowanym przez NPI (2014). Ryc. 4.1.8. Różnice wysokości między modelami terenu przesuniętymi względem siebie według Nuth i Kääb (2011). Przesunięty model zaznaczony jest czerwoną linią. Tab. 4.1.2. Współrzędne punktów triangulacyjnych na obu porównywanych mapach. Tab. 4.1.3. Współrzędne punktów topograficznych na obu porównywanych mapach. Ryc. 4.1.9. Punkty triangulacyjne i topograficzne na arkuszu Nr 8 – Gåsbreen. Ryc. 4.1.10. Różnice wysokości na terenach niezlodowaconych między cyfrowym modelem wysokościowym (DEM) reprezentującym rok 1961, na podstawie arkusza Nr 8 – Gåsbreen (rektyfikacja danych na podstawie punktów wysokościowych), a cyfrowym modelem wysokościowym (DEM) dla roku 1990 wygenerowanym przez NPI (2014). Ryc. 4.1.11. Przebieg poziomic w zachodniej części arkusza Nr 8 – Gåsbreen: georeferencja na podstawie węzłów siatki kartograficznej (a) i punktów wysokościowych (b). Ryc. 4.1.12. Przykłady przesunięcia punktów wysokościowych wykorzystanych do rejestracji arkusza Bungebreen: Arkfjellet N (a), Plogfjellet (b), Stupprygen N (c), Vokterpiken (d). Czerwone trójkąty pokazują nową lokalizację punktów. Tab. 4.1.4. Współrzędne punktów wykorzystanych do rejestracji arkusza Bungebreen. Ryc. 4.1.13. Różnice wysokości na terenach niezlodowaconych między cyfrowym modelem wysokościowym (DEM) reprezentującym rok 1961, na podstawie arkusza Nr 10 – Bungebreen (rektyfikacja danych na podstawie punktów wysokościowych), a cyfrowym modelem wysokościowym (DEM) dla roku 1990 wygenerowanym przez NPI (2014). Ryc. 4.1.14. Przebieg poziomic na terenach niezlodowaconych w zachodniej części arkusza Nr 10 – Bungebreen: georeferencja na podstawie węzłów siatki kartograficznej (a) i punktów wysokościowych (b). Ryc. 4.1.15. Przebieg poziomic na terenach niezlodowaconych we wschodniej części arkusza Nr 10 – Bungebreen: georeferencja na podstawie węzłów siatki kartograficznej (a) i punktów wysokościowych (b). Tab. 4.1.5. Współrzędne punktów wykorzystanych do rejestracji arkusza Hornsund. Ryc. 4.1.16. Różnice wysokości na terenach niezlodowaconych między cyfrowym modelem wysokościowym (DEM) reprezentującym rok 1961, na podstawie arkusza Nr 5 – Hornsund (rektyfikacja danych na podstawie punktów wysokościowych), a cyfrowym modelem wysokościowym (DEM) dla roku 1990 wygenerowanym przez NPI (2014). Ryc. 4.1.17. Przebieg poziomic na terenach niezlodowaconych w południowej części arkusza Nr 5 – Hornsund: georeferencja na podstawie węzłów siatki kartograficznej (a) i punktów wysokościowych (b). Ryc. 4.1.18. Histogram różnic wysokości dla stabilnych obszarów niezlodowaconych o nachyleniu mniejszym niż 20° między cyfrowymi modelami wyskościowymi dla lat 1961 i 1990. Ryc. 4.1.19. Różnice wysokości na terenach niezlodowaconych między końcowycm cyfrowym modelem wysokości (DEM) reprezentującym rok 1961, wygenerowanym na podstwie map Instytutu Geogizyki PAN wydanych w 1987 (rektyfikacja map na podstawie punktów wysokościowych), a cyfrowym modelem wysokości (DEM) dla roku 1990 wygenerowanym przez NPI (2014). Ryc. 4.1.20. a) Cyfrowe modele wysokościowe (DEM) dla 1961 roku; Sørkapp Land zachodni – DEM wykonany na podstawie map topograficznych w skali 1:25000 opracowanych przez Instytut Geofizyki PAN, Sørkapp Land centralny i wschodni – DEM udostępniony przez Norweski Instytut Polarny; b) i c) cyfrowe modele wysokościowe dla lat 1971 i 1990 udostępnione przez Norweski Instytut Polarny; d) cyfrowe modele wysokościowe opracowane na podstawie zdjęć lotniczych z nalotu fotogrametrycznego wykonanego przez Norweski Instytut Polarny w roku 2010 (opracowanie własne). Ryc. 4.2.1. Obraz satelitarny Landsat 5 TM półwyspu Sørkapp Land (poza częścią północno-zachodnią), uzyskany z dwóch scen wykonanych 12 lipca 1990. Ryc. 4.2.2. Źródła danych o zasięgach lodowców na półwyspie Sørkapp Land w roku 1990. Ryc. 4.2.3. Linia brzegowa zatoki Isbukta według mapy Norweskiego Instytutu Polarnego w skali 1:100.000 na podstawie zdjęć lotniczych z lipca 1990 roku i lipca 1961 roku (a) oraz poprowadzona na podstawie zdjęć lotniczych i obrazu Landsat TM5 wykonanych w lipcu 1990 roku (b). Ryc. 4.2.4. Terenowe punkty kontrolne, zmierzone w 2003 roku przy użyciu GPS, wykorzystane przez NPI do wygenerowania modelu terenu dla roku 1990 (źródło: H. Faste Aas z NPI, 2013). Ryc. 4.3.1. Schemat pracy na zdjęciach lotniczych z 2010 roku. Ryc. 4.3.2. Rozmieszczenie zatwierdzonych punktów wiążących po aerotriangulacji dla obszaru opracowania NW. Ryc. 4.3.3 Widok cieniowany (hillshade) fragmentu cyfrowego modelu terenu o rozdzielczości 1 m (a) i 20 m (b) – przedpole Randbreen (obszar opracowania SE). Ryc. 4.3.4. Szczeliny lodowca Vasil’evbreen w rozdzielczości 1 m (a) i 20 m (b) (obszar opracowania SE). Ryc. 4.3.5. Fragment obszaru opracowania NE: cienie widoczne na zdjęciach lotniczych (a), wygenerowana chmura punktów (b) i widok cieniowany cyfrowego modelu wysokościowego w rozdzielczości 1 m (c). Ryc. 4.3.6. Różnice wysokości na terenach niezlodowaconych między końcowycm cyfrowym modelem wysokości NW reprezentującym rok 2010, wygenerowanym na podstwie zdjęć lotniczych, a cyfrowym modelem wysokości dla roku 1990 wygenerowanym przez NPI (2014). Ryc. 4.3.7. Różnice wysokości na terenach niezlodowaconych między końcowycm cyfrowym modelem wysokości SE reprezentującym rok 2010, wygenerowanym na podstwie zdjęć lotniczych, a cyfrowym modelem wysokości dla roku 1990 wygenerowanym przez NPI (2014). Ryc. 4.3.8. Różnice wysokości na terenach niezlodowaconych między końcowycm cyfrowym modelem wysokości NE reprezentującym rok 2010, wygenerowanym na podstwie zdjęć lotniczych, a cyfrowym modelem wysokości dla roku 1990 wygenerowanym przez NPI (2014). Ryc. 4.3.9. Mozaika wykonana ze zdjęć lotniczych dla północno-wschodniego Sørkapp Landu. Wielkość piksela 0,5 m. Ryc. 4.3.10. Mozaika wykonana z podglądów zdjęć lotniczych z 2010 zapisanych ze strony toposvalbard.no. Wielkość piksela 2 m. Ryc. 4.3.11. Porównanie dokładności ortoobrazów o rozdzielczości 0,5 m dla obszaru Sørkapp Landu północno-wschodniego wykonanych na podstawie zdjęć lotniczych z sierpnia 2010 roku (a, d, g) z mozaiką dla całego półwyspu o rozdzielczości 2 m (b, e, h) oraz średniorozdzielczym (15 m) zobrazowaniem ASTER (c, f, i) wykonanym 14 sierpnia 2007 roku. Ryc. 4.3.12. Porównanie dokładności ortoobrazów o rozdzielczości 0,5 m dla obszaru Sørkapp Landu południowego wykonanych na podstawie zdjęć lotniczych z sierpnia 2010 roku (a, d, g, j) z mozaiką dla całego półwyspu o rozdzielczości 2 m (b, e, h, k) oraz średniorozdzielczym (15 m) zobrazowaniem ASTER (c, f, i, l) wykonanym 14 sierpnia 2007 roku. Ryc. 4.3.13. Porównanie dokładności ortoobrazów dla obszaru Sørkapp Landu zachodniego o rozdzielczości 0,5 m wykonanych na podstawie zdjęć lotniczych z sierpnia 2010 roku (a, d) z mozaiką dla całego półwyspu o rozdzielczości 2 m (b, e, h) oraz średniorozdzielczym (15 m) zobrazowaniem ASTER (c, f) wykonanym 14 sierpnia 2007 roku. Ryc. 4.3.14. Fragment czoła lodowca Samarinbreen na ortoobrazach o rozdzielczości 0,5 m (a) i 2 m (b) z przetworzenia zdjęć lotniczych wykonanych w sierpniu 2010 roku. Ryc. 4.3.15. Fragment czoła lodowca Vasil’evbreen na ortoobrazach o rozdzielczości 0,5 m (a) i 2 m (b) z przetworzenia zdjęć lotniczych wykonanych w sierpniu 2010 roku. Ryc. 4.3.16. Fragment czoła lodowca Olsokbreen na ortoobrazach o rozdzielczości 0,5 m (a) i 2 m (b) z przetworzenia zdjęć lotniczych wykonanych w sierpniu 2010 roku. Ryc. 4.3.17. Źródła danych o zasięgach lodowców na półwyspie Sørkapp Land w roku 2010. Ryc. 4.3.18. Wały moreny czołowych na przedpolu lodowca Mathiasbreen w południowej części półwyspu; granice formy na ortoobrazie (a) i z podkładem widoku cieniowanego cyfrowego modelu wysokościowego (b). Ryc. 4.3.19. Południowy fragment moreny środkowej lodowca Bungebreen na zachodzie Sørkapp Landu; granice formy na ortoobrazie (a) i z podkładem widoku cieniowanego cyfrowego modelu wysokościowego (b). Ryc. 4.3.20. Powierzchnie moreny pagórkowatej w strefie marginalnej lodowca Gåsbreen na zachodzie Sørkapp Landu; granice formy na ortoobrazie (a) i z podkładem widoku cieniowanego cyfrowego modelu wysokościowego (b). Ryc. 4.3.21. Równiny moreny bruzdkowanej (ang. fluted) w strefie marginalnej lodowca Belopolskij’breen na południu Sørkapp Landu; granice formy na ortoobrazie (a) i z podkładem widoku cieniowanego cyfrowego modelu wysokościowego (b). Ryc. 4.3.22. Sandr ekstramarginalny na przedpolu lodowca Gåsbreen na zachodzie Sørkapp Landu; granice formy na ortoobrazie (a) i z podkładem widoku cieniowanego cyfrowego modelu wysokościowego (b). Ryc. 4.3.23. Sandry intramarginalne i koryta rzek proglacjalnych w strefie marginalnej lodowca Svartkuvbreen na południowym wschodzie Sørkapp Landu: granice na ortoobrazie (a) i z podkładem widoku cieniowanego cyfrowego modelu wysokościowego (b). Ryc. 4.3.24. Ozy i formy szczelinowe w strefach marginalnych lodowców: Mathiasbreen (a) i Keilhaubreen (b). Ryc. 4.3.25. Pokrywy proluwialne w obrębie silnie zdegradowanej dawnej moreny bocznej lodowca Keilhaubreen na południu Sørkapp Landu: granice formy na ortoobrazie (a) i z podkładem widoku cieniowanego cyfrowego modelu wysokościowego (b). Ryc. 5.1.1. Przebieg średnich rocznych temperatur w rejonie Spitsbergenu, w okresie od września 1911 do grudnia 2010 według Førlanda i in. (2011). Tab. 5.1.1. Trend liniowy wzrostu temperatur na podstawie danych ze stacji meteorologicznej na lotnisku dla okresu od września 1898 do grudnia 2012 (dla sezonu letniego w okresie od 1912-2012) według Nordli i.in (2014). Tab. 5.1.2. Trend liniowy zmian temperatur w różnych przedziałach czasowych dla stacji meteorologicznej na lotnisku Svalbard Lufthavn według Førland i in. (2011). Tab. 5.1.3. Średnie temperatury (°C) dla okresu 1971-2000 w stacjach Spitsbergenu według Isaksena i in. (2016). Tab. 5.1.4. Różnica temperatury (°C) dla okresu 2001-2015 w stosunku do średniej z lat 1971-2000 według Isaksena i in. (2016). Ryc. 5.1.2. Średnia temperatura miesiąca na stacjach meteorologicznych Spitsbergenu w okresie od 1971-2000 według Isaksena i in. (2016). Ryc. 5.1.3. Anomalia średniej temperatury miesiąca w okresie 2001-2015 w stosunku do średniej z lat 1971-2000 według Isaksena i in. (2016). Ryc. 5.1.4. Zależność pomiędzy powierzchnią lodu morskiego i średnimi dobowymi temperaturami w stacji Hornsund (obie zmienne przefiltrowane za pomocą metody MASH) według Osuch i Wawrzyniak 2017. Ryc. 5.1.5. Rozkład rocznych sum opadów w stacjach meteorologicznych w regionie Svalbardu według Førlanda i in. (2011). Ryc. 5.1.6. Porównanie trendów zmian średnich dobowych sum opadów w stacjach Hornsund, Longyearbyen i Ny-Ålesund w okresie 1979-2014 według Osuch i Wawrzyniak (2017). Ryc. 5.2.1. Podział na grupy lodowców półwyspu Sørkapp Land z uwzględnieniem ich typu oraz miejsca występowania. Ryc. 5.2.2. Zmiany zasięgu lodowców zachodniego Sørkapp Landu. Tab. 5.2.1. Różnice powierzchni zlodowacenia powierzchniowego zachodniego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.2.2. Różnice powierzchni lodowców kończących się na lądzie na zachodnim Sørkapp Landzie w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.2.3. Zmiany wysokości (wzdłuż linii centralnej) wybranych lodowców zachodniego Sørkapp Landu na podstawie cyfrowych modeli wysokościowych dla lat 1961, 1990 i 2010 oraz – dla lodowca Vitkovskij’breen – profilu hipsometrycznego zmierzonego odbiornikiem GPS 26 lipca 2010 roku. Ryc. 5.2.4. Lodowiec Goësbreen w latach (a) 1984 (fot. W. Ziaja) i (b) 2008 (fot. J. Dudek). Zachowany dolny fragment jęzora lodowcowego utracił połączenie ze strefą akumulacyjną. Tab. 5.2.3. Różnice długości (wzdłuż linii centralnej) poszczególnych lodowców zachodniego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.2.5. Zmiany miąższości lodowców Gåsbreen i Nordfallbreen w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.2.6. Zafałdowania moren środkowych i powierzchniowych w strefie czołowej lodowca Gåsbreen w roku 2008 (fot. M. Węgrzyn). Ryc. 5.2.7. Zmiany wysokości lodowców zachodniego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.2.8. Na pierwszym planie (przed przerywaną linią) obniżenie w górnej części jęzora Bungebreen powstałe w trakcie szarży w latach 2007-2008 (fot. J. Dudek, 2008). Ryc. 5.2.9. Spękania czoła lodowca Bungebreen powstałe w trakcie szarży w latach 2007-2008 – stan w roku 2008 (fot. J. Niedźwiedzki). Widok w dół lodowca z jego najniższej części. Ryc. 5.2.10. Szczeliny powstałe w trakcie szarży w centralnych (a, b) oraz górnych (c) partiach moreny środkowej – stan w roku 2010 (fot. J. Dudek). Ryc. 5.2.11. Szczelina w morenie bocznej lodowca Bungebreen powstała w trakcie szarży – stan w roku 2010 (fot. J. Dudek). Ryc. 5.2.12. Widok ze szczytu Wiederfjellet w kierunku wschodnim na masywy (od lewej): Hornsundtind, Mehesten i Hestskanka. U podnóży masywów górskich lodowiec Mehestbreen w roku (a) 1984 (fot. W. Ziaja) i (b) 2008 (fot. J. Dudek). Na pierwszym planie (b) widać obniżenie wysokości powierzchni lodowca Wiederbreen. Ryc. 5.2.13. Zasięg lodowców południowego Sørkapp Landu w latach 1961, 1990 i 2010. Ryc. 5.2.14. Zmiany zasięgu lodowców południowo-wschodniego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.2.4. Różnice powierzchni zlodowacenia powierzchniowego południowego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.2.5. Różnice powierzchni poszczególnych lodowców południowego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.2.6. Różnice długości (wzdłuż linii centralnej) poszczególnych lodowców południowego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.2.15. Zmiany wysokości (wzdłuż linii centralnej) lodowców południowego Sørkapp Landu na podstawie cyfrowych modeli wysokościowych dla lat 1961, 1990 i 2010. Ryc. 5.2.16. Zmiany wysokości powierzchni lodowców Belopol’skijbreen i Lyngebreen w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.2.17. Zmiany wysokości powierzchni lodowca Mathiasbreen w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.2.18. Zmiany wysokości powierzchni lodowców Svartkuvbreen, Keilhaubreen i Toppbreen w latach 1990-2010. Ryc. 5.2.19. Strefa czołowa lodowca Svartkuvbreen w sezonie letnim 1991 roku, śnieg pokrywa jęzor lodowca u podnóży masywu Svartkuven. Widok z moreny Dumskoltbreen w kierunku południowym (fot. W. Ziaja). Ryc. 5.2.20. Zmiany wysokości powierzchni lodowca Randbreen w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.2.21. Czoło lodowca Randbreen w sezonie letnim 1991 roku. Widok z południa na strefę marginalną lodowca (fot. W. Ziaja). Ryc. 5.2.22. Czoło lodowca Randbreen w sezonie letnim 1991 roku. Widok z Nordre Randberget w kierunku południowym (fot. W. Ziaja). Ryc. 5.2.23. Lodowiec Dumskoltbreen w sezonie letnim 1991 roku. Widok od strony Skoltsletta w kierunku północnym (fot. W. Ziaja). Ryc. 5.2.24. Zmiany zasięgu lodowców wschodniego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010: Kambreen, Bevanbreen i Coryellbreen w części północnej (a) oraz Barbarabreen i Tromsøbreen na południu (b). Tab. 5.2.7. Różnice powierzchni zlodowacenia powierzchniowego wschodniego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.2.8. Różnice powierzchni poszczególnych lodowców wschodniego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.2.9. Różnice długości (wzdłuż linii centralnej) poszczególnych lodowców wschodniego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.2.25. Zmiany wysokości powierzchni lodowca Tromsøbreen w latach 1961-2010. Ryc. 5.2.26. Zmiana wysokości powierzchni (wzdłuż linii centralnej) lodowca Tromsøbreen na podstawie cyfrowych modeli wysokościowych dla lat 1961 i 2010. Ryc. 5.2.27. Zmiany wysokości powierzchni (wzdłuż linii centralnej) lodowców północno-wschodniego Sørkapp Landu na podstawie cyfrowych modeli wysokościowych dla lat 1970 i 2010. Ryc. 5.2.28. Zmiany wysokości powierzchni lodowców północno-wschodniego Sørkapp Landu w latach 1970-2010: Kambreen, Bevanbreen i Coryellbreen (a) oraz Barbarabreen (b). Ryc. 5.2.29. Zmiany zasięgu lodowców północnego Sørkapp Landu w masywie Ostrogradskijfjella w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.2.30. Zmiany zasięgu lodowców północnego Sørkapp Landu w otoczeniu masywów Starostinfjellet i Alfhildtoppane w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.2.10. Różnice powierzchni zlodowacenia powierzchniowego północnego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.2.11. Różnice powierzchni poszczególnych lodowców północnego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.2.12. Różnice długości (wzdłuż linii centralnej) poszczególnych lodowców północnego Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.2.31. Zmiany zasięgu lodowca Olsokbreen w latach 1961, 1990 i 2010. Tab. 5.2.13. Różnice powierzchni, długości jęzora i długości klifu lodowca Olsokbreen w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.2.32. Położenie czoła lodowca Olsokbreen w latach 1981 (fot. Z. Czeppe), 2000 (fot. W. Ziaja) i 2008 (fot. J.Dudek). Ryc. 5.2.33. Zmiany zasięgu czoła lodowca Vasil’evbreen w latach 1961,1990 i 2010. Tab. 5.2.14. Różnice powierzchni i szerokości czoła lodowca Vasil’evbreen w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.2.34. Zmiany wysokości powierzchni lodowca Vasil’evbreen w latach 1961-2010. Ryc. 5.2.35. Zmiany zasięgu lodowca Sykorabreen w latach 1961, 1970, 1990 i 2010. Tab. 5.2.15. Różnice powierzchni, długości jęzora i szerokości czoła lodowca Sykorabreen w latach 1961-1970-1990-2010. Ryc. 5.2.36. Zmiany wysokości powierzchni lodowca Sykorabreen w latach 1961-1970-2010. Ryc. 5.2.37. Zmiany zasięgu lodowców uchodzących do fiordu Hornsund, w północnej części Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.2.16. Różnice powierzchni lodowców uchodzących do fiordu Hornsund w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.2.17. Różnice długości (wzdłuż linii centralnej) lodowców uchodzących do fiordu Hornsund w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.2.38. Zmiany wysokości powierzchni lodowca Mendeleevbreen w latach 1961-1990-2004 na podstawie cyfrowych modeli wysokościowych dla lat 1961 i 1990 udostepnionych przez NPI (2014) oraz cyfrowego modelu wysokościowego o rozdzielczości 30 m wygenerowanego ze zobrazowań satelitarnych ASTER wykonanych w lipcu 2004 roku. Ryc. 5.2.39. Zmiany wysokości powierzchni lodowców górsko-dolinnych uchodzących do fiordu Hornsund w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.3.1. Ewolucja strefy marginalnej Gåsbreen w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.3.2. Sandr ekstramarginalny lodowca Gåsbreen w roku 2008 (fot. J. Dudek). Ryc. 5.3.3. Jeziora wytopiskowe w północnej części strefy marginalnej lodowca Gåsbreen – stan w 2008 roku (fot. J. Dudek). Liniami zaznaczono przebieg czołowych wałów morenowych końcowych (na czerwono) i oscylacyjnych (na żółto). Ryc. 5.3.4. Jezioro zaporowe Goësvatnet w 1983 roku (fot. W. Ziaja) i dolina po jego zaniku w roku 2008 (fot. J. Dudek). Ryc. 5.3.5. Fragment sterasowanej doliy rzecznej wykształconej na dnie jeziora zaporowego Goësvatnet po jego zaniku, forografia wykonana w roku 2008 (fot. J. Dudek). Ryc. 5.3.6. Ewolucja strefy marginalnej Bungebreen w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.3.7. Czołowa część lodowca Bungebreen na zdjęciach lotniczych z lat 1936 (zdjęcie górne) i 1961 (zdjęcie dolne) z widocznym śladem przebytej szarży w postaci sfałdowanej moreny środkowej na kontakcie z moreną czołową. Liniami zaznaczono przebieg moreny środkowej (na żółto) oraz przypuszczalną lokalizację moren spiętrzonych (na czerwono). Ryc. 5.3.8. Morena bruzdkowana u czoła lodowca Bungebreen w zachodniej części strefy marginalnej w roku 2010. Liniami zaznaczono przebieg większych garbów widocznych z moreny końcowej (fot. J. Žarsky). Ryc. 5.3.9. Morena spiętrzona u czoła lodowca Bungebreen w roku 2010 w części strefy marginalnej zachodniej i centralnej (a) oraz wschodniej (b, c) (fot. J. Dudek). Ryc. 5.3.10. Ewolucja strefy marginalnej Vitkovskijbreen w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.3.11. Strefa marginalna lodowca Vitkovskijbreen w 2008 roku (fot. J. Dudek). Na pierwszym planie widać obszar moreny bruzdkowanej podlegający wytapianiu. Za nim meandrujące rzeki rozcinają morenę denną falistą. Ryc. 5.3.12. Ewolucja strefy marginalnej Bjelopol’skijbreen w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.3.13. Ewolucja strefy marginalnej Mathiasbreen w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.3.14. Różnice wysokości strefy marginalnej Mathiasbreen w latach 1990-2010. Ryc. 5.3.15. Ewolucja strefy marginalnej Keilhaubreen w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.3.16. Ukośne zdjęcie lotnicze strefy czołowej lodowca Keilhaubreen wykonane w roku 1936. Na skraju lodowca (podkreślone żółtymi liniami) widać formy z wypełnień szczelin poprzecznych, odsłonięte po wytopieniu lodu lodowcowego. Ryc. 5.3.17. Ewolucja strefy marginalnej Svartkuvbreen i Dumskoltbreen w latach 1961-2010. Ryc. 5.3.18. Ewolucja strefy marginalnej Randbreen w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.3.19. Strefa marginalna lodowca Randbreen w roku 1991. Na pierwszym planie morena bruzdkowana porozcinana i przemodelowana przez wody progacjalne. Żółtymi liniami podkreślono widoczne z oddali poprzeczne formy szczelinowe (ang. crevasse squeeze ridges) (fot. W. Ziaja). Ryc. 5.3.20. Ewolucja strefy marginalnej Tromsøbreen w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.3.21. Różnice wysokości strefy marginalnej Tromsøbreen w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.4.1. Zmiany powierzchni lodowców uchodzących do morza na półwyspie Sørkapp Land w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.4.2. Zmiany wielkości powierzchni Sørkapp Landu i wysp w odległości 2 km od wybrzeża półwyspu w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.4.3. Zmiany długości linii brzegowej Sørkapp Landu w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.4.3. Zmiany długości linii brzegowej Sørkapp Landu wzdłuż fiordu Hornsund w latach 1961-1990-2010 (BD – brak danych). Ryc. 5.4.1. Zmiany linii brzegowej na przedpolach lodowców uchodzących do fiordu Hornsund (okolice Brepollen) w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.4.5. Zmiany długości linii brzegowej Sørkapp Landu wzdłuż wybrzeża Morza Barentsa w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.4.2. Zmiany linii brzegowej w zatoce Isbukta w latach 1961-1990-2010. Tab. 5.4.6. Zmiany długości linii brzegowej Sørkapp Landu wzdłuż wybrzeża Morza Grenlandzkiego w latach 1961-1990-2010. Ryc. 5.4.3. Północne wybrzeże zatoki Stormbukta w roku 2008. Na pierwszym planie widać wychodzącą w morze morenę boczną lodowca (fot. J. Dudek).