Portræt af isen ved Ilulissat

^{Sermeq Kujulleq. De blå pile markerer isstrømmens og gletsjerens bevægelser, inden isfjeldene kalves og sendes ud i den smalle fjord (Kangia). Illustration: Carsten E. Thuesen, GEUS.}

Omkring Kangia stammer tegnene på nedisninger mest fra den sidste istid, som begyndte for 115.000 år siden og sluttede for 11.550 år siden. Man finder også mange spor af den efterfølgende deglaciation, hvor isranden smeltede bort fra kystområderne frem til for 5000 år siden. Siden er der sket mindre fremstød af isranden. Den kølige periode kulminerede i den Lille Istid for 500-100 år siden, da isranden nåede sit seneste maksimum. Udvidelsen fandt sted i bølger, hvor hver bølge udvidede det isdækkede område.

Indlandsisen dækkede formentlig kontinentalsoklen og hele Ilulissat området under sidste istid. Tab fra isranden fandt sted gennem store kalvisproducerende isstrømme. En af de største isstrømme bevægede sig gennem et over 800 meter dybt trug mellem Qeqertarsuaq og Aasiaat i den sydvestlige del af Disko Bugt.

^{Beliggenheden af isranden i Ilulissat området for 9500, 8000, 5000-4000 og 150 år siden. Ændringen af isranden mellem den Lille Istids maksimum og isens nuværende udbredelse er vist med brunt på land og skraveret for de flydende dele af gletsjeren. Illustration: Henrik Klinge Pedersen, GEUS.}

^{Vanddybder i Disko Bugt og Davis Strædet. Truget i Egedesminde Dyb mellem Qeqertarsuaq og Aasiaat markerer beliggenheden af en tidligere isstrøm, som var aktiv, da Indlandsisen strakte sig længere mod vest end i dag. Illustration: Henrik Klinge Pedersen, GEUS.}

Isdækket begyndte at bryde op i perioden fra 17.000 til 12.000 år siden. For 9500 år siden lå isranden ret stabilt gennem et årtusind eller mere. Stilstanden kan til dels have været klimatisk kontrolleret. Men de topografiske forhold og forløbet af moræner ved mundingen af isfjorden tyder på, at israndens tilbagetrækning bremsede op, fordi en stor del af randen kom til at ligge på land i stedet for at flyde i Disko Bugt. Tilbagetrækningen sluttede for 5000-4000 år siden, hvor fronten af Sermeq Kujalleq lå 15-20 kilometer øst for den nuværende isrand.

Den efterfølgende koldere og måske mere nedbørsrige periode førte til et nyt fremstød af isranden, hvilket kulminerede i den maksimale udstrækning af isen i det 19. århundrede. Bagefter begyndte mange af gletsjerne at trække sig tilbage. Fronten af Sermeq Kujalleq rykkede 26 kilometer tilbage mellem 1851 og 1950.

^{Kort der viser isens tilbagetrækning fra 1850 til 2006. Klik på kortet for at se det i en stor udgave. Kilde: Landsat 7.}

Sermeq Kujalleq

Sermeq Kujalleq er en flod af opsprækket is. Drænings-området, som føder Sermeq Kujalleq, anslåes til at være 6,5 procent af Indlandsisens areal, svarende til 110.000 kvadratkilometer.

Isstrømmen ligger i et smalt og dybt trug med en bredde på 3-6 kilometer. Truget kan følges fra den nuværende gletsjerfront indtil omkring 80 kilometer inde på isdækket. Ved en højde på 1350-1400 meter over havet splittes isstrømmen op i tre grene, som gradvist forsvinder i isdækkets almindelige overflade. Når man følger isstrømmens forløb nedad, er overfladen relativt glat indtil 50 kilometer fra gletsjerfronten, hvor den gradvist bliver mere og mere opsprækket, og søer og vandfyldte spalter forsvinder. Isstrømmen har skarpe grænser til den mindre opsprækkede omgivende is. Hovedstrømmens randnære spaltezone strækker sig fem kilometer eller mere til hver side af isstrømmen. Omkring 45 kilometer inde i landet viser spalterne og flydeliniemønstret, hvordan den omgivende, roligt flydende is afbøjes mod isstrømmen i et tragtformet bevægelsesmønster.

Før gletsjerfronten trak sig voldsomt tilbage i 2002 flød en mindre isstrøm ind i Sermeq Kujalleq ti kilometer bag gletsjerfronten. Den nordlige sidegren var adskilt fra hovedstrømmen ved en isbule, der sandsynligvis hvilede på den centrale del af en tærskel under isen, som måske har bestemt den langvarige og stabile beliggenhed af gletsjerfronten siden 1950'erne.

Vi har i dag en rimelig god idé om topografien under og nær isstrømmen, der ligger i et meget dybt trug. Isstrømmen er 1,9 kilometer tyk oven for grundingslinien - grænsen mellem is på land og flydende is i fjorden - og isoverfladen befinder sig her 400 meter over havet. 40 kilometer bag grundingslinien er istrømmen 2,5 kilometer tyk. Her er isens overflade 1 kilometer over havniveau, og trugets bund ligger således 1,5 kilometer under havets overflade. 50 kilometer øst for grundingslinien flader truget gradvist ud. Radarprofiler 120 kilometer øst for grundingslinien viser ikke dybe trug under isen.

^{Landskabet under isstrømmen. Det smalle trug har en dybde der er op imod 1,5 kilometer dybt. Kilde: H. Brecher, Ohio State University.}

^{Figuren viser overfladehøjder, retninger og flydehastigheder for isen omkring og i Sermeq Kujalleq. Over store dele af isstrømmen ser man ikke det normale fald i flydehastighed fra ligevægtslinien til isranden. Tværtimod stiger flydehastigheden markant for is, der bevæger sig ind i selve isstrømmen. Isens overflade ændrer sig også fra at være relativt glat til isstrømmens kaotiske, opbrudte og takkede overflade. Kilde: H. Brecher, Ohio State University.}

Før sammenbruddet i 2002 var de yderste omtrent 12 kilometer af gletsjeren flydende næsten overalt. Den flydende del af gletsjeren bevæger sig op og ned med tidevandet, med en maksimal højdeforskel på 3 meter, og størrelsen af tidevandseffekten aftager, jo nærmere man kommer mod grundingslinien. Tidevandet får isen til at glide frem og tilbage over grundingslinien, derfor kan man også tale om en grundingszone. Rystelser af isen, der varierer i styrke med tidevandscyklusen, kan mærkes op ad gletsjeren indtil 8 kilometer fra grundingszonen.

Efter kalvningen om sommeren rykker gletsjeren gradvist frem i løbet af vinteren, fordi fronten bliver stabiliseret af havisen i fjorden. De sæsonmæssige bevægelser af gletsjerfronten blev undersøgt i perioden fra 1962 til 1996, og den typiske forskel mellem frontens positioner om sommeren og vinteren var 2-3 kilometer.

Istrømmens dynamik

Gletsjere bevæger sig normalt nedad den stejleste skråning. På den måde bestemmer undergrundens topografi dannelsen af dalgletsjere i bjergrige egne over hele verden. Der er kun få steder på Jorden, hvor isen ikke tvinges til at flyde gennem lavninger i underlaget, men i stedet overskrider hele landskaber og skaber sit eget bevægelsesmønster. Det sker ved isdækkerne i de polare og subpolare regioner. Også her er flydningen af isen rettet nedad, men styres især af formen på isdækkets overflade, så flydemønstret ikke nødvendigvis følger den underliggende topografi.

I de fleste af isdækkernes randområder bevæger isen sig langsomt, og hastighederne varierer kun lidt langs med isranden. I andre randområder kan flydningen være hurtig og koncentreret i kanaler. Tunger af is, der strækker sig ned i dale og fjorde, betegnes som udløbsgletsjere, hvad enten de ender på land eller i vand. Når en gletsjer munder ud i en fjord eller en sø, stiger flydehastigheden normalt på grund af mindsket friktion i bunden. Ved de store isdækker i Grønland og Antarktis kan udløbsgletsjerne lokalt nå hastigheder på flere kilometer om året. Det sker, når gletsjerness udløb ligger i dybe trug, hvor gnidningsmodstanden er formindsket.

Sermeq Kujalleq er et klassisk eksempel på en hurtig isstrøm, og den høje hastighed skyldes, at is fra et stort dræningsområde koncentreres i en smal strøm. Det store spørgsmål er, hvilke klimatiske forhold, der skaber den permanente og hurtige isstrøm. Den store kalvisproduktion og den høje hastighed tyder på, at Sermeq Kujalleq reagerer hurtigt på klimaændringer, men grundene til den vedvarende og høje flydehastighed er stadig omdiskuterede.

Traditionelt bruger man begrebet 'Jakobshavneffekten' til at forklare den hurtige udstrømning af is, udfra Sermeq Kujalleqs danske navn Jakobshavn Isbræ. Jakobshavneffekten skyldes en kombination af spaltedannelse på grund af øget smeltning og stigende acceleration i den stærkt opsprækkede isstrøm. Overfladesmeltningen øges dramatisk ved opsprækning af isens overflade. Når de store mængder smeltevand fryser internt i gletscheren, frigives en masse latent varme, der gør isen mere blød og letflydende. Smeltevand, der når ned til bunden af gletscheren, virker som smøremiddel, der får ismasserne til at flyde hurtigere hen over underlaget.

Teorien går ud på, at Sermeq Kujalleq begyndte at accelerere omkring 1850, da de stigende temperaturer efter afslutningen af den Lille Istid førte til øget overfladesmeltning på de nederste dele af isdækket. Smeltevandet løb ned i spalter og brønde, opvarmede isens indre og smurte underlaget. Det førte til Sermeq Kujalleqs hurtige flydning. Den høje hastighed forvandlede isens overflade til en opspaltet kaotisk masse, hvorved overfladearealet blev tre gange større. Konsekvenserne var mere smeltning, mere smeltevand til at opvarme isens indre og smøre underlaget, samt øget transport af is fra de indre dele af Indlandsisen. Imidlertid foreligger der ikke målinger af gletscherens bevægelse før 1875, ligesom de tidligere historiske beskrivelser af Isfjeldsbanken tyder på en høj produktion af isfjelde længe før 1850. Spørgsmålet om gletscherens acceleration omkring 1850 er derfor stadig uafklaret.

Ifølge den klassiske teori opretholder Jakobshavneffekten Sermeq Kujalleqs permanent høje hastighed. Andre teorier sætter dog spørgsmålstegn ved nødvendigheden af en Jakobshavneffekt for at forklare Sermeq Kujalleqs vedvarende hurtige flydning.

^{Anslået maksimum (mørkeblå) og minimum (lyseblå) kalvisproduktion fra isstrømme langs vestkysten af Grønland. Sermeq Kujalleqs produktion af kalvis er i særklasse. Klik på billedet for stor udgave.}

Det dramatiske opbrud i 2002

Den følgende opløsning af gletschertungen har siden flyttet beliggenheden af gletscherfronten 12 kilometer mod øst. Den store isbugt, Tissarissoq, ved sydsiden af den tidligere gletscherfront er nu isoleret fra hovedgletscheren og den var under kraftig afsmeltning i sommeren 2003. Talrige skaller af marine muslinger i morænerne omkring bugten viser, at Tissarissoq tidligere var en havbugt, og det må antages, at havbugten atter vil blive dannet.

^{Satellitbillede af Sermeq Kujalleq og Kangia fra 7. juli 2001. Data er fra Landsat 7 satellitten, fra højde af 705 kilometer. Farverne er kunstige, områder med vegetation er brun- eller rødfarvede. Klippegrund vises med grå nuance. Gletscherfronten ligger i den position, hvor den lå stabilt fra 1950’erne og frem til opbruddet i 2002. Kilde: Landsat 7.}

I efteråret 2002 kunne man på Isfjeldsbanken se flere løsrevne dele af gletsjerfronten, som var kendetegnet ved en mørk, pigget overflade. Mængden af brudstykker blev påfaldende i sommeren 2003. Flyvninger over isfjorden og gletsjeren viste, at fjorden var tæt pakket med stykker af fronten. Grænsen mellem brudstykkerne og bræfronten var i perioder svær at fastslå i modsætning til under den 'stabile' periode i det sidste halve århundrede, hvor fronten normalt tegnede sig klart mod isfjorden.

Beliggenheden af gletsjerfronten er blevet bestemt ud fra en serie satellitbilleder, fra perioden mellem maj 2001 og maj 2003, suppleret med data fra en overflyvning i august 2003. Billederne viser, at gletsjertungens sidste vinterfremstød foregik omkring marts 2002.

^{Satellitbillede fra 28. maj 2003. Data er fra ASTER sensoren på TERRA satellitten fra en højde af 705 km. Kilde: ASTER.}

Isfjeldsbanken

Når isfjelde går løs fra Sermeq Kujalleq, driver de mod mundingen af isfjorden. Her strander alle isfjelde, der stikker mere end 200-300 meter ned i vandet. Isfjeldene befinder sig typisk i Kangia mellem 12 og 15 måneder.

^{Strandede isfjelde på isfjeldsbanken ved mundingen af isfjorden.
(Foto: Henrik Klinge Pedersen)}

Store isfjelde strander på banken hele året rundt. Der bliver de, indtil de enten er smeltet så meget, at de kan sejle over tærsklen, eller indtil presset fra isen i isfjorden bliver så stort, at isfjeldene tvinges over tærsklen og videre ud i Disko Bugt.

^{Isfjeldsbanken ved isfjordens munding. Foto: Jakob Lautrup.}

Isfjelde

De store isfjelde, som strander på Isfjeldsbanken ved mundingen af isfjorden, virker som stopklodser, der får mindre isfjelde til at hobe sig op i fjorden. Isfjeldene er ekstremt forskellige i størrelse og form. Størrelsen kan variere fra små stykker is til giganter, som hæver sig mere end 100 meter over havniveau. Nogle isfjelde er afrundede, mens andre har ekstremt uregelmæssige former, ofte med takker og spidse tinder.

^{En sejltur mellem de takkede isfjelde er en fantastisk naturoplevelse.
(Foto: Dieter Zillmann/Elke Meissner)}

Det siges, at kun en tiendedel af et isfjeld stikker op over havet. Men da gletscheris indeholder mange luftbobler, udgør den del, der stikker op over vandet snarere omkring en syvendedel af det samlede rumfang. Indholdet af luftbobler og morænemateriale påvirker dog de enkelte isfjeldes dybgang. I isfjorden kan man nu og da se isfjelde med en tung last af grus og sten. Hvis isen indeholder mange sten, bliver isfjeldet tungt, og så er det kun en lille del, der rager op over vandet. Desuden spiller vandets saltholdighed en rolle for, hvor dybt isfjeldene stikker. Jo mere salt, jo tungere er vandet, og jo mere af et isfjeld vil række op over overfladen.

Efter kalvningen begynder smeltning og erosion af isfjeldene, hvilket normalt går langsomt i arktiske farvande. Varm luft og solstråling fører til smeltning af den del af et isfjeld, som stikker op over vandet. Under vandoverfladen smeltes isfjeldet af varmt saltvand og eroderes af bølgeslag. Processerne foregår med forskellig hastighed forskellige steder på isfjeldet, som derfor kan blive ustabilt og vælte rundt.

Når isfjeldene slipper ud af isfjorden, driver de videre ud gennem Disko Bugten til det åbne ocean. Nogle isfjelde driver syd om Disko, mens de fleste driver nord om øen og kommer ud i Davis Strædet mellem Grønland og Canada. Her møder isfjeldene den Vestgrønlandske Strøm, der fører dem mod nord op langs den grønlandske kyst. Længere nordpå bliver isfjeldene ført af havstrømmene over mod Canada, hvor de fanges af Baffin Strømmen og Labrador Strømmen og driver mod syd.

Mange af de store isfjelde driver så langt sydpå som til 40° nordlig bredde, før de smelter. Isfjeldene fra Kangia har altid udgjort en fare for skibstrafikken på de nordatlantiske ruter, og det var sandsynligvis et af disse isfjelde, som blev Titanics skæbne i 1912.

Efter katastrofen besluttede man på en international konference, at der skulle etableres en ispatrulje, som skulle holde øje med isfjelde. Den amerikanske kystbevogtning begyndte overvågningen i 1914, og i 1928 blev arbejdsområdet udvidet til undersøgelser af, hvor isfjeldene kommer fra. I alt 21 udløbsgletsjere i Vestgrønland blev identificeret som mulige kilder til isfjelde, men kun få af dem, især Sermeq Kujalleq, anses for at være vigtige.

Interessen i at overvåge isfjelde faldt i 1950'erne og 1960'erne, og det skyldtes formentlig et markant fald i antallet af isfjelde sammenlignet med de fem foregående årtier. Udviklingen vendte dramatisk i 1970'erne, og 1972 og 1974 er de mest isrige år, der nogensinde er registreret. Samtidig skabte oliekrisen interesse i olieudvinding langs Canadas kyst og ud for Vestgrønland, hvilket gav undersøgelserne af isfjelde et helt nyt perspektiv.