De Arctische poolcirkel: een gebied in transitie

Natuurbranden in het hoge noorden, extreem weinig zee-ijs, temperaturen tot 32 graden Celsius in Alaska, een ‘hittegolf’ in Groenland en blikseminslagen rond de Noordpool: er gebeuren vreemde dingen in de Arctische poolcirkel.

Ook 2019 was een jaar van extremen in het Arctische gebied. Eerder dit jaar verscheen een allesomvattend rapport waarin de toestand in de Arctische poolcirkel beschreven werd. Hieruit bleek dat het gebied zich ontwikkelt naar een nog ongekende klimatologische staat, waarin veranderingen in de verschillende systemen elkaar beïnvloeden en soms versterken.

Veranderingen
Op het moment van schrijven gaat in Spitsbergen de 105ste maand in met temperaturen hoger dan het langjarige gemiddelde. De huidige temperaturen in de Noorse archipel zijn sinds 1971 met meer dan 4°C gestegen. Spitsbergen is geen op zichzelf staand geval: tussen 1971 en 2017 steeg de jaarlijks gemiddelde temperatuur in het Arctische gebied met 2,7°C (zie grafiek A hiernaast). Daarmee warmt dit gebied ongeveer 2,4 keer sneller op dan het noordelijk halfrond als geheel, een fenomeen dat Arctische amplificatie wordt genoemd en mede veroorzaakt wordt door een afname van de sneeuw- en zee-ijsbedekking, waardoor minder zonlicht terug de ruimte in wordt gereflecteerd. In het koude seizoen (oktober-mei) is de toename met 3,1°C duidelijk sterker dan tijdens de zomermaanden (1,8°C). Dat wordt in verband gebracht met het later vormen van zee-ijs (een uitstekende isolator voor de relatief warme oceanen), een toegenomen aanvoer van vochtige, warme lucht uit het zuiden tijdens de wintermaanden, maar ook de aanwezigheid van meer wolken, wat meer terugstraling van infrarood zonlicht met zich meebrengt. Behalve een temperatuurstijging, suggereren heranalyses van historische data en (schaarse) observaties ook een toename van neerslag in het Arctische gebied, van ongeveer 1,5-2,0% per decennium en dan vooral tijdens de wintermaanden. Zoals grafiek C (hiernaast) toont is de interjaarlijkse variabiliteit in de hoeveelheid neerslag groot. Ook wordt er een verschuiving in de verhouding tussen sneeuw en regen waargenomen in sommige gebieden, bijvoorbeeld in Spitsbergen en de kustgebieden van Groenland. Meer neerslag betekent overigens niet per se dat de poolgebieden op lange termijn ook natter zullen worden, aangezien de verhoogde temperaturen ook leiden tot een toename in verdamping. Het debiet van de grote Arctische rivieren is wel duidelijk toegenomen (zie grafiek d, hiernaast) wat duidt op een intensivering van de hydrologische cyclus, en is ook één van de oorzaken van de waargenomen verzoeting van de Arctische oceaan.

Minder sneeuw en ijs
Het cliché van de poolgebieden als een uitgestrekte, met sneeuw bedekte vlakte komt ook steeds meer in het gedrang. Hand in hand met de stijgende temperaturen, is de totale oppervlakte die tijdens de lente met sneeuw bedekt is, sinds 1971 met meer dan 30% afgenomen. Ook de periode van sneeuwbedekking wordt steeds korter, met een afname van 2 tot 4 dagen per decennium (grafiek g, hierboven). Dit is vooral te wijten aan het eerder inzetten van het dooiseizoen, hoewel in sommige gebieden ook het later aanvangen van sneeuwval een rol speelt. Door de hoge reflectiviteit (albedo) speelt sneeuw een belangrijke rol in de energiehuishouding van het Arctische gebied. Minder sneeuw betekent dat er minder zonnestraling wordt gereflecteerd, wat leidt tot verdere opwarming. De grootste veranderingen worden dan ook waargenomen op hoge breedtegraad en grote hoogten, in samenhang met deze sneeuw-albedo-terugkoppeling en de sterkere Arctische amplificatie in deze gebieden.
Dat ook het zee-ijsoppervlak de laatste decennia sterk is afgenomen (grafiek h, hierboven), is welbekend. Het lijkt erop dat de ijsbedekking in 2019 weer extreem laag zal zijn. Verder vertoont het totale volume van het zee-ijs, de duur van bedekking en de verhouding tussen oud (overwinterend) en nieuw zee-ijs een sterke negatieve trend. Vooral dit laatste is zorgwekkend, aangezien jong ijs dunner is en niet alleen minder inkomende straling reflecteert, maar ook sneller opbreekt tijdens Arctische stormen (zoals in het recordjaar 2012 gebeurde). De veranderende condities hebben niet alleen een negatieve invloed op de lokale bevolking, die voor de traditionele jacht vaak aangewezen is op zee-ijs, maar ook op de Arctische fauna, zoals de ijsbeer. Walvissen verspreiden zich steeds meer in het Arctische gebied en duiken steeds vaker op in gebieden die vroeger bedekt waren met ijs.

Permafrost
De temperatuurstijging blijft niet beperkt tot de atmosfeer, ook de bovenste lagen van de permafrost warmen zorgwekkend snel op. In noordelijk Alaska laten metingen een stijging van 2,5°C tot op een diepte van 20 meter zien in de voorbije 47 jaar en bevriest de actieve laag (het bovenste deel van de permafrost dat jaarlijks ontdooit en weer bevriest) nu pas in december, terwijl dat in de jaren tachtig nog tegen oktober gebeurde. In de toendragebieden in noordwestelijk Groenland reikt de dooi van deze actieve laag steeds dieper, met een toename van ongeveer 1,6 centimeter per jaar sinds 1997. Deze veranderingen zijn in grote mate toe te schrijven aan de warme atmosfeer, maar ook een toename van sneeuwval speelt een rol, aangezien sneeuw als een isolator werkt in de wintermaanden. Afname van permafrost werkt ook zelfversterkend, aangezien de opwarmende bodemlaag minder latente warmte kan opnemen, waardoor de luchttemperaturen verder stijgen. Het (ontdooiend) organische materiaal in de permafrostregio’s is ook een grote potentiële bron van methaan, een uiterst sterk broeikasgas. Hoewel de hoeveelheid methaan die momenteel vrijkomt beperkt is, kan het verder ontdooien van de permafrostlagen resulteren in een positieve terugkoppeling, die de opwarming van het Arctische gebied verder versterkt. Meerdere gevolgen van de veranderende permafrost op de ecosystemen zijn nu al merkbaar; het ontdooien van de bevroren grondlagen in de kustgebieden maakt ze gevoeliger voor afkalving, met soms verstrekkende gevolgen voor de lokale infrastructuur, maar ook op de locale ecosystemen, aangezien organisch materiaal door erosie in zee spoelt. Thermokarst-meren vormen zich in gebieden waar de permafrost veel ijs bevat en in de permafrostregio’s in Centraal-Alaska maken de typische berkenbossen steeds meer plaats voor veen- en moerasgebied. In het hoogland leidt de verdieping van de actieve laag vaak tot een drogere bodem, waardoor de plantengroei beperkt wordt. Voor het Arctische gebied als geheel is er een duidelijke trend naar een vergroening over de laatste 30 jaar (grafiek e, hierboven), met een sterke correlatie aan de gemiddelde zomertemperatuur. Ondanks deze vergroening lijkt het poolgebied geen negatieve bron van CO2 te worden. Eerder lijkt er sprake te zijn van een intensivering van de koolstofcyclus: de grotere CO2-opname tijdens de zomermaanden wordt grotendeels gecompenseerd door een grote emissie tijdens het koude seizoen.

Natuurbranden
De vergroening is overigens niet voor alle planten goed nieuws. Door het vroeger in het jaar smelten van de sneeuw en de warmere zomers staan bepaalde soorten eerder en ook korter in bloei, waardoor deze bloeiperiode niet altijd meer samenvalt met de aanwezigheid van insecten die voor bestuiving kunnen zorgen. Warmere zomers resulteren ook in een toename van het aantal natuurbranden. Omdat deze branden samenhangen met hittegolven en/of periodes van droogte, die episodisch voorkomen, wordt de tijdreeks van het aantal branden (grafiek f, een eindje hierboven) gekenmerkt door een aantal piekjaren. Desondanks is er wel een stijgende trend waar te nemen. Ook in dit opzicht was 2019 een uitschieter, met honderden branden in Siberië, Canada, Alaska en Groenland, door een combinatie van extreme droogte, de bovengemiddeld warme zomermaanden met een groot aantal blikseminslagen en een aanhoudende, aanwakkerende wind. Het ontdooien van de permafrost speelt hierin eveneens een rol: de koolstofrijke veenlagen die hierbij vrij komen te liggen zijn een uitstekende brandstof. Het gaat hierbij niet om uitslaande branden, maar eerder om smeulend vuur dat zich langzaam verspreidt. Onder ideale omstandigheden (een isolerende sneeuwlaag) kunnen deze branden zelfs overwinteren en in het volgende warme seizoen weer oplaaien. Vanzelfsprekend komen er bij zulke branden grote hoeveelheden CO2 vrij (zie de afbeelding hieronder), wat de opwarming weer versterkt.

Verlies van landijs
De stijgende temperaturen in het Arctische gebied zijn uiteraard funest voor het landijs in de regio. Behalve de Groenlandse ijskap bevinden zich in het gebied ook nog kleinere ijskappen in Alaska, de Russische en Canadese Arctische eilanden, Spitsbergen en IJsland. Hoewel deze ijskappen veel minder ijs bevatten – in totaal ongeveer 23 cm aan zeespiegelstijging – liggen ze grotendeels in lager gelegen gebieden, wat ze uitermate gevoelig maakt voor opwarming. Variaties in de massa van de ijskappen veroorzaken minutieuze veranderingen in het zwaartekrachtsveld van de aarde en deze kunnen we sinds 2002 nauwkeurig waarnemen vanuit de ruimte met behulp van de GRACE-satellieten. De metingen geven aan dat de kleinere ijskappen in het Arctisch gebied tussen 2002 en 2016 jaarlijks meer dan 160 kubieke kilometer aan ijs verloren, ongeveer gelijk aan het verlies op de vele malen grotere ijskap van Antarctica in dezelfde periode. De grootste afname van 75 km3/jaar werd waargenomen in het Canadese Arctische gebied ten westen van Groenland (Baffin Eiland en de Koningin Elizabetheilanden), gevolgd door Alaska (58 km3/jaar). Kijken we echter naar de afname per oppervlakte, dan staat IJsland bovenaan, met een verlies van 920 kg ijs per vierkante meter per jaar, of een jaarlijkse daling van 1 meter gemiddeld over het totale ijsoppervlak op het eiland. Satellietwaarnemingen van deze gebieden vóór het begin van deze eeuw zijn schaars, dus wordt gebruik gemaakt van stationsmetingen. Deze stations registeren het afsmelten en aangroeien van de gletsjers ter plaatse, maar vanwege de kosten en logistieke uitdagingen zijn langjarige metingen maar op een handvol plaatsten beschikbaar. Om toch een betrouwbaar beeld te krijgen, kunnen de stationsmetingen per gebied zo geschaald worden dat het gemiddelde van de metingen de recente satellietwaarnemingen in de overlappende periode benaderen. Zodoende kan dan ook het massaverlies in de periode vóór de satellietobservaties empirisch gereconstrueerd worden. Hieruit blijkt dat de kleinere ijskappen sinds 1971 ongeveer 4800 km3 aan ijs verloren en 1,3 cm hebben bijgedragen aan de wereldwijde zeespiegelstijging. De gletsjers in Alaska nemen hiervan een kwart voor hun rekening, vooral omdat het massaverlies al eind jaren ‘80 werd ingezet, in tegenstelling tot de andere gebieden waar het grote smelten pas rond de eeuwwisseling begon. Verder vallen de interjaarlijkse variaties in het massaverlies op die niet uniform zijn in het Arctische gebied. Zo was 2012 bijvoorbeeld een recordjaar voor het massaverlies in de Canadese Arctische eilanden, terwijl er in Spitsbergen en de Russische Arctische eilanden nauwelijks een verandering waar te nemen was. In 2013 was de situatie net omgekeerd. Deze oost-west-dipool hangt samen met de positie en sterkte van de Arctische circumpolaire luchtstroming. In jaren waarin deze krachtig is en in het centrum in het westelijke deel van het Noordpoolgebied ligt, heersen er koude condities op Canadese Arctische eilanden en is het ijsverlies hier klein. In het oostelijke deel wordt er warme lucht aangevoerd en is het massaverlies op Spitsbergen en de Russische eilanden dan groot.

De Groenlandse ijskap
Natuurlijk huist er in de Arctische poolcirkel ook nog die grote, witte reus genaamd Groenland, waarvan de ijskap voldoende ijs bevat om, bij volledige afsmelting, de zeespiegel wereldwijd te laten stijgen met ongeveer 7,4 meter. De massabalans van een ijskap wordt gestuurd door twee processen. Enerzijds wordt de ijskap gevoed door een continue aanvoer van neerslag, in de vorm van sneeuw of ijs. Een groot deel hiervan smelt weer tijdens de warme zomermaanden en vloeit af naar de oceaan, maar het netto-effect van deze oppervlakteprocessen is voor Groenland positief en zorgt voor een jaarlijkse aangroei van ongeveer 400 gigaton. Deze groei kan natuurlijk niet oneindig doorgaan. Onder invloed van de zwaartekracht beweegt het ijs langzaam naar lager gelegen gebieden en convergeert in gletsjers die uiteindelijk eindigen in de oceaan, waar het ijs smelt of afbreekt en ijsbergen vormt. Voor een stabiele ijskap zijn deze twee processen even groot, gemiddeld over een lange periode. Recente studies, gebaseerd op een combinatie van klimaatmodellen en observaties van de stroomsnelheden van de gletsjers, tonen aan dat dit inderdaad het geval was voor de Groenlandse IJskap tussen 1970 en 1990. Hoewel de uitstroom van ijs langzaam toenam – wat wordt toegeschreven aan een toevoer van warm water in de gletsjerfjorden – viel er ook bovengemiddeld veel neerslag in deze periode, wat tot een evenwichtssituatie leidde. Vanaf eind jaren ’90 nam de oppervlaktesmelt echter dramatisch toe en versnelde ook de uitstroom van het ijs aan de randen van de ijskap, wat resulteerde in een toenemende negatieve massabalans van de ijskap in de afgelopen 20 jaar. Waar het massaverlies in de jaren ’90 slechts ongeveer 40 gigaton per jaar bedroeg, is de gemiddelde afname in de 21ste eeuw bijna verzesvoudigd tot 280 gigaton per jaar (2002-2017). Ook hier zijn weer grote interjaarlijkse variaties te bespeuren, die vooral gelinkt zijn aan grootschalige atmosferische circulatiepatronen die een directe invloed hebben op de oppervlakteprocessen. Net als in de Canadese Arctische Eilanden, was ook 2012 een extreem jaar voor de Groenlandse ijskap. Een aanhoudende toevoer van warme lucht tijdens de zomer leidde tot langdurige oppervlaktesmelt die sporadisch zelfs de allerhoogste regio’s (~3200 m) in het binnenland bereikte. In totaal verloor de ijskap meer dan 500 kubieke kilometer aan ijs. Een opeenvolging van dergelijke zomers zorgde in de daaropvolgende jaren voor minder zomersmelt, met als 2013 het jaar met de minst negatieve massabalans sinds het begin van deze eeuw. In 2019 keerde de negatieve tendens weer terug, met als uitschieter de warme periode begin augustus, toen de overblijfselen van de hittegolf die Nederland enkele dagen daarvoor teisterde de ijskap bereikten. Op piekdagen smolt tot 11 kubieke kilometer aan ijs, ook op grote hoogte. Deze extreme episode was van korte duur, en hoewel 2019 weer een jaar met een erg negatieve massabalans belooft te worden, wordt het record van 2012 waarschijnlijk niet gebroken.

Terugkoppelingen
Het toenemende massaverlies van de kleinere Arctische ijskappen en Groenland wordt vooral aangedreven door externe factoren, zoals een opwarmende atmosfeer en oceaan, maar ook interne terugkoppelingen spelen een belangrijke rol. Zo kan bijvoorbeeld een lager dan gemiddelde sneeuwval tijdens de wintermaanden indirect zorgen voor een groter massaverlies in de kustgebieden tijdens de zomermaanden, door de ijs-albedo-terugkoppeling. Sneeuw reflecteert een groot deel van de inkomende zonnestraling en werkt als isolator voor het onderliggende ijs. Zodra de wintersneeuw weggesmolten is, komt het onderliggende, donkerdere gletsjerijs bloot te liggen. Dit absorbeert een groter deel van de inkomende zonnestraling, wat weer leidt tot een versneld smeltproces. Er zijn aanwijzingen dat een steeds groter deel van de neerslag in de poolgebieden als regen valt en dat deze verhouding in de toekomst nog zal toenemen, waardoor werking van het ijs-albedo een steeds grotere rol gaat spelen.

Firnlaag
Een ander zorgwekkend fenomeen is de afnemende buffercapaciteit van de firnlaag op de ijskappen. De term firn verwijst naar de tientallen meters dikke laag sneeuw die bovenop het ijs ligt. Door de aanwezigheid van luchtporiën tussen de sneeuwkristallen werkt deze laag als een spons en absorbeert een groot deel van het smeltwater dat zich tijdens warme dagen vormt aan het oppervlak. De buffercapaciteit van deze firnlaag is eindig en zodra de limiet bereikt is, vloeit het resterende smeltwater direct af naar de oceaan. Het water dat wel vast wordt gehouden, bevriest weer zodra de temperatuur daalt, wat als een rem werkt op het massaverlies. Zowel modelstudies als in situ-metingen geven aan dat het luchtvolume in de firnlaag in de hoger gelegen gebieden van de Groenlandse ijskap min of meer stabiel is in de laatste ~60 jaar. In de lager gelegen accumulatiegebieden aan de westkust, waar weinig sneeuw valt maar de temperaturen in de zomer hoog zijn, is de buffercapaciteit met wel 25% afgenomen sinds het begin van deze eeuw. De afbeelding hiernaast toont hoe de hoeveelheid oppervlaktesmeltwater sterk toenam midden jaren ’90, wat slechts gedeeltelijk gecompenseerd werd door een toename van de herbevriezing. De afname van de buffercapaciteit is gedeeltelijk toe te schrijven aan het direct opvullen van de firnlaag met herbevroren water, maar ook aan het vrijkomen van latente warmte die hiermee gepaard gaat. Hierdoor stijgt de temperatuur van de firn – in sommige regio’s met wel 5°C sinds de jaren ’90 – waardoor de sneeuw versneld compacter wordt en er minder luchtporiën overblijven. Ook kunnen er zich in warme zomers uitgestrekte, ondiepe ijslagen vormen in de firnlaag, waardoor de onderliggende lagen onbereikbaar zijn voor het smeltwater en de buffercapaciteit sterk vermindert. Deze processen vinden voorlopig voornamelijk plaats in de lage kustgebieden. In een warmer klimaat zal dit zich naar verwachting uitbreiden naar grotere hoogten, waardoor het massaverlies zal versnellen. Wat betreft de kleinere ijskappen in het Arctische gebied is de situatie nog dramatischer. Voor verschillende ijskappen op de zuidelijke Canadese Arctische Eilanden is de buffercapaciteit van de firnlaag tot vrijwel nul gereduceerd. Ook de kleinere gletsjers op Groenland die verspreid rond de grote ijskap liggen hebben rond 1997 een kantelpunt bereikt en houden amper nog nieuw smeltwater vast. Verwacht wordt dat deze ijskappen een vijfde tot een kwart van hun volume verliezen tegen 2100, met een extra vier centimeter aan zeespiegelstijging tot gevolg.