Zarys treści: W sezonach letnich 2001 i 2003 roku przeprowadzono szczegółowe badania ablacji i odpływu z lodowca Waldemara i z lodowca Ireny. Przeanalizowano zmienność czasową i przestrzenną ablacji. Oszacowano całkowitą wielkość ablacji lodowca Waldemara na 112,7 cm e.w. (ekwiwalentu wodnego) w roku 2001 i 118,1 cm e.w. w roku 2003. Z kolei w przypadku lodowca Ireny ablacja wyniosła w tych latach odpowiednio 126,1 i 111,1 cm e.w.. Dokonano analizy relacji pomiędzy natężeniem przepływu rzeki Waldemara i Ireny, a wielkością ablacji lodowców przez nie odwadnianych. Określono zmienność natężenia przepływu rzeki Waldemara i Ireny. Oceniono udział ablacji powierzchniowej w całkowitym odpływie z lodowca Waldemara na 50 % w roku 2001 i 63 % w roku 2003.

Słowa kluczowe: ablacja, natężenie przepływu, Svalbard, odpływ.

Systematyczne pomiary ablacji na lodowcu Waldemara prowadzone są od 1996 roku (Sobota 1998, 1999, 2000). Są one częścią programu badań nad bilansem masy tego lodowca, który wchodzi w skład lodowców objętych światowym monitoringiem tego typu badań (IAHS(ICSI)/UNEP/UNESCO 2003). Z kolei na lodowcu Ireny pomiary ablacji prowadzone są od roku 2001 (Sobota 2002). Pomiary ablacji prowadzone były w oparciu o sieć tyczek ablacyjnych zainstalowanych na lodowcach. Wykonywane były co 5-7 dni. Pozwoliło to określić czasową i przestrzenną zmienność zjawiska. Równocześnie prowadzono obserwacje meteorologiczne za pomocą automatycznej stacji meteorologicznej, której czujniki zlokalizowane były w klatce meteorologicznej w pobliżu Stacji Polarnej UMK. Bliskie sąsiedztwo tych lodowców daje możliwość porównania przebiegu ablacji w czasie, z wysokością nad poziomem morza, jak również jej zróżnicowania przestrzennego. W celu określenia wielkości odpływu z tych lodowców wykonywano pomiary natężenia przepływu w górnym odcinku rzeki Waldemara i rzeki Ireny (rys. 1).

Lodowiec Waldemara jest lodowcem typu alpejskiego spływającym doliną lodowcową ku równinie Kaffioyra. Zajmuje on powierzchnię 2,68 km2, co stanowi 61 % zlewni zamkniętej w przełomie rzeki przez wały lodowo-morenowe. Lodowiec Ireny jest lodowcem dolinnym zlokalizowanym na południe od lodowca Waldemara, spływającym również ku równinie Kaffioyra. Od północy graniczy z pasmem górskim Grafjellet i Kristinefjella, od wschodu z pasmem Prins Heinrichfjella, natomiast od południa z grzbietem Prinsesserygen. Powierzchnia lodowca Ireny wynosi 4,3 km2, długość 4 km, a szerokość od około 1 km w strefie czołowej, do około 1,5 km na wschodzie (Lankauf 2002).
Na obszarze Kaffioyry wyróżnić można zlewnie sześciu rzek: Waldemara, Ireny, Elizy, Eivinda, Andreasa i Olivera. Charakteryzują się one zbliżonym (wydłużonym) kształtem, ale różnymi powierzchniami, rzeźbą, litologią oraz różnym stopniem zlodowacenia. Zlewnia rzeki Waldemara należy do najmniejszych i zajmuje powierzchnię 4,4 km2, z czego 62 % zajmuje lodowiec Waldemara. Punkt pomiarowy zlokalizowany był w miejscu wypływu rzeki na równinę sandrową, w odległości około 500 m od czoła lodowca (rys. 1). Długość rzeki Waldemara wynosi do tego miejsca około 1 km. Poniżej tego odcinka rzeka ma charakter roztokowy. Obszar zlewni rzeki Waldemara ukształtowany jest głównie przez działalność wód lodowca Waldemara. Na jej obszarze występują cieki zasilane wodami ablacyjnymi oraz wodami opadowymi (Sobota 1997). Zlewnia rzeki Ireny zajmuje powierzchnię 7,95 km2, z czego 54 % zajmuje lodowiec Ireny. Punkty pomiarowe zlokalizowane były w 3 korytach rzeki w miejscu jej wypływu na równinę sandrową, w odległości około 1 km od czoła lodowca (rys. 1). Długość rzeki do tego miejsca wynosi około 1,4 km (Suska 2004).
Analizowane sezony letnie charakteryzowały się nieco odmiennymi warunkami pogodowymi, co miało wpływ na wielkość ablacji i całkowitego odpływu z lodowców. Stwierdzono wyraźny związek pomiędzy przebiegiem dobowej temperatury powietrza, a wielkością ablacji. Sezony letnie 2001 i 2003 roku odznaczały się wyraźnie podwyższoną średnią temperaturą powietrza w stosunku do wartości średniej wieloletniej. W roku 2001 wyniosła ona 5,9 oC (Sobota 2003), a w roku 2003 6,1 oC. Sezony te charakteryzowały się średnią temperaturą powietrza wyższą od wartości wieloletniej dla obszaru Kaffioyry. Miało to wyraźny wpływ na całkowitą wielkość ablacji lodowca Waldemara i Ireny. Szczególnie duża różnica wystąpiła w wielkości opadów atmosferycznych, których suma w roku 2001 wyniosła 37 mm, a w roku 2003, 74 mm. Różnice te wyraźnie zaznaczyły się w strukturze odpływu z lodowców.

Pomiary ablacji prowadzone były w oparciu o sieć tyczek ablacyjnych zainstalowanych na lodowcach na głębokość 10 m. Pomiary wykonywane były co 5-7 dni. Pozwoliło to określić czasową i przestrzenną zmienność tego zjawiska. Tyczki ablacyjne zlokalizowane były we wszystkich przedziałach wysokościowych. Wartości ablacji zostały interpolowane na całą powierzchnię lodowca. Dzięki temu uzyskano ablację w poszczególnych przedziałach wysokościowych. Ponadto obliczono wielkość ablacji dla strefy czołowej i strefy akumulacyjnej tych lodowców.
Czasowa zmienność ablacji lodowca Waldemara i Ireny na różnych wysokościach nad poziomem morza wykazywała wyraźne zróżnicowanie. Największą zmienność obserwowano w najniżej położonych partiach lodowca. W miarę wzrostu wysokości wahania te ulegają zmniejszeniu. Istnieje wyraźna różnica w przebiegu intensywności ablacji w części czołowej i części akumulacyjnej lodowca. Jest to głównie związane z odmiennymi warunkami pogodowymi, jakie tam panują. W sezonie letnim 2001 roku na obszarze pola akumulacyjnego śnieg zalegał do połowy sezonu ablacyjnego. Z kolei latem 2003 roku na obszarze pola akumulacyjnego lodowca Waldemara cały czas zalegał śnieg, a następnie papka wodno-śnieżna. Z kolei na lodowcu Ireny przez cały okres w jego cyrkach zalegał głównie śnieg.

Charakterystyczną cechą większości lodowców jest zmniejszanie się ablacji wraz z wysokością jego położenia nad poziomem morza. Wysoko położone partie lodowca są pod wpływem oddziaływania niższych wartości temperatury powietrza i ablacja jest tam znacznie mniejsza lub nie zachodzi w ogóle. Z kolei najniższa część lodowca znajduje się na ogół w strefie cieplejszych mas powietrza, a ablacja jest tam zdecydowanie większa. Często znaczący wpływ na zróżnicowanie wysokościowe wielkości ablacji mają lokalne warunki danego lodowca, m.in. takie jak: nachylenie, ekspozycja, otoczenie stokami górskimi, stopień pokrycia materiałem morenowym, sieć cieków supraglacjalnych. W przypadku lodowca Waldemara największe wartości ablacji w analizowanych latach stwierdzono do wysokości 250 m n.p.m.. Następnie ablacja wyraźnie się zmniejszała. Podobna sytuacja miała miejsce w przypadku lodowca Ireny (rys. 2).

Przestrzenne zróżnicowanie ablacji lodowca Waldemara zarówno w sezonie letnim 2001 roku, jak i 2003 było większe, aniżeli w przypadku lodowca Ireny (rys. 3, 4). Było to przede wszystkim spowodowane warunkami pogodowymi panującymi w poszczególnych jego częściach, a także ukształtowaniem powierzchni. Lodowiec Waldemara charakteryzuje się dużym nachyleniem nie tylko w strefie czołowej, ale także w kierunku moreny środkowej. Powoduje to zwiększenie powierzchni o ekspozycji południowej, rozwój sieci cieków supraglacjalnych oraz zwiększone pokrycie materiałem morenowym. Efektem tego jest zwiększone w tym miejscu topnienie lodowca. W przestrzennej zmienności ablacji lodowca Ireny również stwierdzono pewne prawidłowości. Największa ablacja wystąpiła w północnej części strefy czołowej lodowca (powyżej 160 cm e.w.), a najmniejsza na obszarze pola akumulacyjnego (rys. 4). Niższe wartości ablacji wystąpiły także w południowo-środkowej części, u podnóża stoków górskich, które w przypadku tego lodowca istotnie wpływają na zacienienie jego powierzchni. Ma to bardzo duże znaczenie w kształtowaniu wielkości ablacji.
W roku 2003 największa ablacja wystąpiła w strefie czołowej lodowca, do 140 cm e.w., a na obszarze pola akumulacyjnego była o 100 cm e.w. niższa. Na lodowcu Ireny ablacja w strefie czołowej była największa i wyniosła do 160 cm e.w., natomiast najmniejszymi wartościami charakteryzowała się część akumulacyjna. Całkowita ablacja lodowca Waldemara w sezonie letnim 2001 roku wyniosła 112,7 cm e.w., a w roku 2003, 118,1 cm e.w.. Natomiast lodowca Ireny odpowiednio 126,1 i 111,1 cm e.w.. W roku 2001 ablacja lodowca Waldemara była nieco niższa, aniżeli lodowca Ireny. Z kolei w roku 2003 odnotowano sytuacje odwrotną. Było to spowodowane przede wszystkim niższą ablacją w części akumulacyjnej lodowca Ireny. Niższa ablacja w tej części lodowca spowodowana była większą, niż w roku 2001 zimową akumulacją śniegu, który zalegał tam do końca sezonu ablacyjnego. Okres badań nad wielkością natężenia przepływu rzeki Waldemara i rzeki Ireny pokrywał się z badaniami nad ablacją lodowców, z których rzeki te wypływają. Bliska odległość punktów pomiarowych od lodowców powodowała, że rzeki w tym miejscu bardzo szybko reagowały na wszelkie zmiany hydrologiczne zachodzące na lodowcu. Dlatego uznano je za reprezentatywne do oceny reakcji rzek na wielkość ablacji, a także do oceny struktury zasilania, a zwłaszcza udziału wód ablacji powierzchniowej.

Największe natężenie przepływu pokrywało się z okresem największej ablacji (rys. 5). Największa zależność widoczna była w analizie wartości kilkudniowych. Obserwowano też okresy, kiedy zwiększone natężenie przepływu wykazywało pewne opóźnienie w stosunku do maksimum ablacji. Wynikało to głównie z czasowej retencji stopionego lodu w postaci papki wodno-śnieżnej, której duże płaty występowały na lodowcach. Efektem tego były obserwowane wyraźne wzbrania i niżówki. Czynnikiem je powodującym było przede wszystkim topnienie papki śnieżno-wodnej, zwłaszcza w okresie po wzmożonych opadach deszczu. W okresie poprzedzającym to wezbranie przeważało magazynowanie w papce wodno-śnieżnej (slush) wód nad ich odpływem. Inne wezbrania spowodowane były intensywnymi opadami deszczu. Są one typowe dla rzek Kaffioyry (Szczepanik 1993). Niżówki spowodowane były głównie spadkiem temperatury oraz brakiem opadów. Pod koniec sezony ablacyjnego zanotowano również na rzece Waldemara i Ireny zjawiska lodowe.

Na podstawie wskaźnika nieregularności przepływów (c = Qmax/Qmin) stwierdzono, że rzeka Waldemara charakteryzuje się wyraźnie większą zmiennością przepływów, aniżeli rzeka Ireny. Dla rzeki Waldemara wyniósł on 24,6, a dla rzeki Ireny 5,9, a więc był prawie sześciokrotnie większy (Suska 2004).
Istotne znaczenie, zwłaszcza w przypadku lodowca Ireny, ma również jego uszczelinienie i związany z nim zwiększony odpływ wewnątrzlodowcowy. Pewien wpływ na opóźnianie odpływu ma również okresowa retencja topniejących wód, w niewielkich zbiornikach jeziornych tworzących się w bezpośrednim sąsiedztwie czoła lodowca. Pewien wpływ na kształtowanie natężenia przepływu rzeki Waldemara ma również odpływ wewnątrzlodowcowy w obrębie lodowca Waldemara (Sobota 2000). W sezonie letnim 2001 i 2003 roku ablacja miała wyraźny wpływ na kształtowanie wielkości natężenia przepływu rzeki Waldemara. Świadczy o tym zależność korelacyjna pomiędzy ablacją, a przepływem (rys. 6). Należy również zaznaczyć, że hydrogramy odpływu rzeki Waldemara i Ireny w sezonach letnich 2001 i 2003 roku nawiązują wyraźnie do przebiegu warunków pogodowych w tych sezonach. Zależność korelacyjna pomiędzy natężeniem przepływu rzeki Waldemara, a średnią dobową temperaturą powietrza była zbliżona do rzeki Ireny (rys. 7). Współczynniki korelacji pomiędzy tymi parametrami wyniosły 0,76 w roku 2001 i 0,94 w roku 2003 w przypadku natężenia przepływu rzeki Waldemara. Natomiast dla rzeki Ireny wyniosły one odpowiednio 0,91 i 0,97.

Średni przepływ rzeki Waldemara latem 2001 roku wyniósł 1,27 m3s-1, a w roku 2003 1,0 m3s-1. Były to wartości zbliżone do przepływu w latach 1996-1998, który średnio wyniósł 1,15 m3s-1 (Sobota 2000). Podobne wartości przepływu rzeki Waldemara podaje Szczepanik (1993), szacując przeciętny przepływ w sezonie letnim na 1,2 m3s-1. Zbliżone wartości uzyskali również Mucha i Glazik w roku 1999, 2000 i 2002 (Mucha 2003). Natomiast w przypadku rzeki Ireny wyniósł on 1,32 m3s-1 w roku 2001 i 0,65 m3s-1 w roku 2003. Na 6 050 000 m3 wody, która odpłynęła rzeką Waldemara w okresie badawczym latem 2001 roku, 50 % pochodziło z ablacji lodowca. Pozostałą część stanowiły wody opadowe (20 %), odpływ nalodziowy oraz inne lokalne źródła zasilania (odpływ wewnątrzlodowcowy, topnienie śniegu na stokach górskich). Latem 2003 roku udział ablacji powierzchniowej w całkowitym odpływie 5 050 000 m3 był większy i wyniósł 63 %. Z kolei udział opadów atmosferycznych oszacowano na 9 %. W latach 1997-1998 udział zasilania ablacyjnego w odpływie rzeki Waldemara wyniósł średnio 64 %. Podobny udział zasilania ablacyjnego rzeki Waldemara, wynoszący 72 %, stwierdził Szczepanik (1977, 1993). Wynika z tego, że niezależnie od czasu trwania pomiarów,
udział ablacji w całkowitym odpływie rzeki Waldemara i Ireny w poszczególnych sezonach jest podobny. Marciniak i Marszelewski (1991) ocenili udział ablacji lodowca Elizy w odpływie rzeki w roku 1980 na 76,2 %. Leszkiewicz (1987) oszacował udział wód ablacyjnych w odpływie ze zlewni glacjalnych południowo-zachodniego Spitsbergenu na 82,7 % odpływu całkowitego. Nieco wyższą wartość uzyskał Bartoszewski (1998) dla rzeki odwadniającej lodowiec Scotta, gdzie lodowcowa składowa odpływu stanowiła 84,6 %. Relacje te podkreślają rolę zasilania ablacyjnego w reżimie rzek lodowcowych.

Summary

The Waldemarbreen and Irenebreen are located in the northern part of the Oscar II Land, northwestern Spitsbergen. In spite of small areas of these glaciers, there is great spatial variation of ablation. Waldemarbreen is about 3.5 km long and has an area of 2.7 km2. Irenebreen is about 4 km long and has an area of 4.3 km2. Studies of ablation of Waldemarbreen began in 1996 and Irenebreen in 2001, while those of the meteorological variables in 1975.
The measurements of surface ablation were made every 5 days from July to September each year. The measurements were taken at 30 points of Waldemarbreen and 10 points of Irenebreen. Such a dense network of the poles enabled us to estimate precisely the value of ablation at a given height above sea level, as well as the influence of the local conditions on its size. The analysed summer seasons had various weather conditions. The relationship between ablation with time and air temperature variability was observed during all the analysed seasons, at every glacier site.
In analysed summer seasons the highest ablation values of Waldemarbreen were noted in the ablation area of the glacier up to the altitude of about 250 m a.s.l., as well as at the foot of its medial moraine. The highest ablation values of Irenebreen were noted in the ablation area of the glacier up to the altitude of about 300 m a.s.l.. The glacier average total summer ablation of Waldemarbreen was 112.7 cm w.e. (water equivalent) in 2001 and 118.1 cm w.e in 2003. And Irenebreen 126.1 and 111.1 cm w.e., respectively. In the summer seasons of 2001 and 2003 standard measurements of flow rate of the Waldemar River and Irene River were taken, and the relation of the rivers outflow to the value of glacial ablation was determined. The Waldemar River and the Irene
River showed a great time variation of its flow rate. The course was tightly related to the size of the glacial ablation, which is particularly visible in relation to the average values of discharge and ablation. High dependence between ablation and outflow allows determining the surface ablation’s share in the total outflow from the glacier. The small distance from the glaciers results in the fact that the maximum of the flow is delayed slightly if compared to the maximum of ablation. It was estimated that from about 6 050 000 m3 of water flowing out through the Waldemar River in 2001 as much as 50 % is from surface ablation of Waldemarbreen. A similar share was observed during 2003 summer season – 63 %.

Literatura:
Bartoszewski S., 1998, Reżim odpływu rzek Ziemi Wedel Jarlsberga, Spitsbergen. Wydawnictwo UMCS, Lublin, ss. 167. IAHS(ICSI)/UNEP/UNESCO, 2003, Glacier mass balance bulletin no. 7. (Haeberli, W., Hoelzle, M., Frauenfelder, R and Zemp, M.; eds.).,World Glacier Monitoring Service, University and ETH Zurich.
Lankauf K. R., 2002, Recesja lodowców rejonu Kaffioyry (Ziemi Oskara II-Spitsbergen) w XX wieku. Prace Geograficzne, 183, Warszawa. ss. 221.
Leszkiewicz J., 1987, Charakterystyczne cechy zlewni polarnych oraz próba modelowania statystycznego topnienia śniegu i odpływu ablacyjnego w zachodniej części Spitsbergenu. Prace Naukowe Uniwersytetu Śląskiego, No 920, Katowice, ss. 84.
Marciniak K., Marszelewski W., 1991, Wybrane problemy hydrologiczne lodowca Elizy (Ziemia Oskara II, NW Spitsbergen ). Acta Univ. N. Copernici, Geografia XXII, 73: 125-161.
Mucha A., 2003, Porównanie odpływu z lodowca Waldemara i lodowca Ireny (NW Spitsbergen). Maszynopis pracy magisterskiej, IG UMK, Toruń.
Sobota I., 1998, Ablacja i odpływ z lodowca Waldemara w sezonie letnim 1997, Spitsbergen Geogr. Expeditions, Polar Session, 149-168.
Sobota I., 1999, Ablation of the Waldemar Glacier in the summer seasons od 1996, 1997 and 1998. Polish Polar Studies, Mat. XXVI Polar Symposium, Lublin, 257-274.
Sobota I., 2000, Ablation and discharge of the Waldemar Glacier, north-western Spitsbergen, in summer 1998. Polish Polar Research, 21(1): 3-18.
Sobota I., 2002, Ablacja lodowca Waldemara i lodowca Ireny (NW Spitsbergen) w sezonie letnim 2001 roku. [w:] Funkcjonowanie i monitoring geoekosystemów obszarów polarnych, Materiały konferencyjne XXVIII MSP, Poznań, 84-87.
Sobota I., 2003, Warunki meteorologiczne i wybrane problemy akumulacji śniegu w regionie Kaffioyry (NW Spitsbergen) w okresie od lipca 2001 roku do kwietnia 2002 roku. Problemy Klimatologii Polarnej, 13: 139-149.
Suska E., 2004, Porównanie odpływu ze zlodowaconych zlewni rzek Waldemara i Ireny (NW Spitsbergen) w sezonach ablacyjnych 2001 i 2003 ze szczególnym uwzględnieniem sezonu ablacyjnego 2003. Maszynopis pracy magisterskiej, IG UMK, Toruń.
Szczepanik W., 1977, Selected problems in the hydrography of the cachment basin of the Waldemar River (West Spitsbergen, Oscar II Land). Acta Universitatis N. Copernici, Geografia XIII, 43: 113-126.
Szczepanik W., 1993, Reżim wybranych rzek Kaffioyry (Ziemia Oskara II, NW Spitsbergen) w okresie lata polarnego, Acta Universitatis N. Copernici, Geografia XXIV, 82: 55-146.