SKI Teknisk Rapport 93:44

Den senaste istiden i Skandinavien

En modellering av Weichselisen

P. Holmlund

Oktober 1993

SKi STATENS KÄRNKRAFTINSPEKTION SWEDISH NUCIEAR POWER INSPECTORATE SKI TR 93:44

Den senaste istiden i Skandinavien

En modellering av Weichselisen

Per Holmlund Naturgeografiska Institutionen Stockholms Universitet

Oktober 1993

Denna rapport har gjorts på uppdrag av Statens kärnkraftinspektion, SKI. Slutsatser och åsikter som framförs i rapporten är författarnas egna och behöver inte nödvändigtvis sammanfalla med SKIs. DEN SENASTE ISTIDEN I SKANDINAVIEN En modellering av Wekhselisen

Per Holmlund

Naturgeografiska institutionen vid Stockholms universitet

oktober 1993 INNEHALL

Sammanfattning 1 Summary 2 1. Inledning 4 2. Tidigare arbeten 6 1. Historik 6 2. Glaciologiska arbeten 8 3. Istidsmodeller 9 3. Klimatutvecklingen under kvartar 13 4. Inlandsisars morfologi 16 1. Massbalans 16 2. Temperaturförhållanden i isar 19 3. Glaciärers omsättningstid 21 4. Responstid 23 5. Dränering av smältvatten i och under isar 24 6. Shelfisar och isbräckor 27 7. Isströmmar 28 5. Basala förhållanden och glacialt präglade landformer 29 6. Modellen 30

7. Resultat av modelleringen 36 1. Deglaciationen och Yngre Dryas 36 2. Ytterlighetstester 38 -temperaturen vid bottnen 38 -behövs en klimatsignal för att ge ett stillestånd vid Yngre Dryaslinjen? 39 -förändringar i isens viskositet 40 3. Modellering av Weichselnedisningen 42 8. Diskussion 44 -glaciationsförloppet 44 -deglaciationsförloppet 45 -övriga synpunkter 46 9. Slutsats 47 10. Acknowledgement 48 11. Referenser 49 Bilagor: 1. Hur is deformeras 2. Temperaturfördelningen i en is 3. The model (by dr. James Fastook) Sammanfattning

En tidsberoende modell har utnyttjats för att rekonstruera den senste nedisningens omfattning och basala förhållanden i Skandinavien och främst Sverige. Modellen har kalibrerats mot geologiska data och därefter styrts av temperaturdata från borrkärnor som tagits upp vid Camp Century och Summit på Grönland. Resultaten visar att fjällkedjan var istäckt under drygt 100 000 år. Under nedisningens mellersta fas fluktuerade inlandsisens front kring en linje i närheten av den Mellansvenska israndzonen. Den avslutande maximala utbredningen nåddes ca 20 000 BP. Efter 14 500 BP skedde en snabb reträtt, vilken avbröts av kallperioden Yngre Dryas. Den glacialdynamiska reaktionen på denna händelse är komplex och mycket svår att rekonstruera. En stor inlandsis har en avsevärd fördröjning i sin reaktion på klimatsignaler. Den dynamiska reaktionen på kallperioden borde således ligga förskjuten framåt i tiden.

Modelleringsförsöken visade att isen, under större delen av istiden inte hade någon enhetlig basal temperaturfördelning. Återupprepade försök gav vid handen att de områden där isen var frusen vid sitt underlag sammanfaller grovt med områden som idag ligger över 100 m ö h. I lägre partier var isen bottensmältande. I djupa partier av Bottenhavet och Östersjön antogs den basala glidningen vara särskilt hög. Detta antagande gjordes för att simulera en deformation i underliggande sediment, samt kalvning av isberg.

Den styrande variabeln i modellen är temperaturen, tolkad från de grönländska iskämorna. Dessa data utgör för närvarande det bästa och mest detaljerade utgångsmaterialet för att upprätta en temperaturkurva som sträcker sig över den senaste istiden. Men de öppnar också frågan hur väl klimatet uppe på den grönländska inlandsisen beskriver klimatet i Sverige.

Motivet till arbetets genomförande var att framställa en enkel modell som utöver andra relevanta undersökningar skulle kunna ligga till grund för bedömningar av kommande förslag om plats för ett slutförvar av högaktivt kärnavfall. Modelleringsarbetet berör därför främst Sverige och de svenska förållandena under den senaste nedisningen, dvs Weichsel. Summary

The model presented in this report is used to study the evolution of the Weichselian Ice Sheet. The project was sponsored by the Swedish Nuclear Power Inspectorate (SKI). Special interest was focused on basal conditions during the last glaciation and the aim of the study is to provide information to the SKI for their efforts in forming an opinion of where to build a repository for used nuclear fuel. The model is time-dependent and based on a finite-element method solution of the continuity equation. The climatic records from the Camp Century and the Summit ice cores are used for climatic control and the model is calibrated using geological evidence on the deglaciation of Scandinavia.

The model and the physics used in this model is described by Fastook (Bilaga 3), Fastook & Holmlund (1993) and Fastook & Prentice (1993). The calibration and handling of geological data is described by Holmlund & Fastook (1993).

Modeling results

Weichsel I was a mountain centered glaciation, while Weichsel II had an extent similar to the Younger Dryas stand. Weichsel I is initiated as a few small ice caps in southern Norway about 112 000 BP. Around 110 000 BP an ice sheet forms, covering most of the Scandinavian mountain range. Shortly thereafter the ice sheet retreats and is divided into one northern and one southern ice cap. This configuration lasts for 10 000 years and corresponds to the isotope stage 5c and the Brorup interstadial. At 99 000 BP the two ice caps join and a single, elongated dome is formed. The ice begins to advance in the northeastern part. At 97 000 BP it reaches the Kola peninsula and at 91 000 BP, the Gulf of Bothnia. After a maximum at 90 000 BP a considerable retreat begins, reaching a minimum at 82 000 BP, refered to as istope stage 5a or the Odderade interstadial. The ice sheet is now only covering the mountain area.

The next phase of the glaciation begins at 78 000 BP and is characterized by substatial growth. After 1000 years of growth it reaches the Kola peninsula and the Gulf of Bothnia. Åland is ice-covered at 72 000 BP and all of Finland is ice-covered at 65 000 BP. By 61 000 BP the margin reaches a still stand in Lithuania. Large parts of southern Sweden are then ice-covered. The last stage of the Weichselian begins at 37 000 BP with a major advance. About 30 000 BP the ice front reaches northern Germany. The maximum extent occurs about 20 000 BP. The deglaciation begins around 14 500 BP and all ice is gone at 8 000 BP.

Conclusions

The changes in the extent of the inland ice is controlled by the average temperature and short term anomalies in temperature. The expansion in Weichsel III from the Weichsel II stage was primarily due to frequent short term cold events. There was a small difference in mean temperature between Weichsel II and Weichsel III.

We assume that the ice, covering what today is the Baltic Sea and the Gulf of Bothnia, was at the pressure melting point at its base, all through the glaciation. In the Baltic Sea the ice may have been frozen to its bed during the initial stage of the glaciation but became thawed when the ice sheet grew thick enough. Accepting these initial conditions leads to the conclusion that the ice cap probably was drained by a "Baltic Ice Stream1' (Boulton et al., 1985; Holmlund & Fastook, 1993; Lundquist, 1987; Torell, 1873). The fact that the ice stream turned west in the southern part of the Baltic is probably due to more favorable basal conditions and higher melt rates towards the west.

When the warmer post glacial climate began the low profile of the Baltic Ice Stream resulted in high ablation rates. It melted off quickly up to the Åland archipelago. The islands Gotland and Öland do not seem to have been major obstacles for the ice flow. Åland, on the other hand, must have been an important obstacle. If not, the ice sheet would have been drained more rapidly, leaving one major dome in Sweden and a minor one in Finland. In addition, the climatic Younger Dryas event did not have great influence on the deglaciation of the interior of the ice sheet, as the interior had already been drained by downdraw effects (Hughes, 1987).

As the island of Åland becomes ice free the ice stream from the Gulf of Bothnia is reactivated and the draining of the interior of the remaining ice sheet proceeds quickly. Den senaste Istiden i Skandinavien En modellering av Weichselisen

1. Inledning

Målsättningen med detta arbete har varit att framställa en rimlig modell för den senaste istidens förlopp, med särskilt avseende på de basala förhållandena. Resultaten är tänkta att kunna utgöra en del av underlaget till beslut om placeringen av ett framtida slutförvar för högaktivt kärnavfall. Arbetet är därför koncentrerat till de svenska förhållandena. Övriga områden såsom Baltikum, Finland och Norge berörs endast summariskt.

En strikt teoretisk modell skulle i det här fallet vara en fysikalisk modell för en inlandsis, vars massbalans styrs av exempelvis lufttemperaturen. En sådan förutsättningslös modell blir mycket komplicerad när den ska anpassas till verkligheten. Kvalitén på data och mängden data rörande vårt forna klimat är inte tillräckligt bra för att ett objektivt resultat ska kunna nås. Data måste värderas och bedömas efter vad vi tror är korrekt.

Den andra ytterligheten är den rent empiriska modellen som enbart bygger på insamlade fältdata. Isen rekonstrueras från de spår som inlandsisen lämnade när den formade vårt landskap. En sådan modell är ännu svårare att göra objektiv. Observationer måste värderas gentemot varandra och vi kommer att styras av vad vi tror är riktigt. Dessutom möter detta angreppssätt i regel stort motstånd när förloppen ska förklaras fysikaliskt.

En god modell måste vara ett mellanting av dessa ytterligheter, med ett väl avvägt förhållande mellan empiri och teori. Antaganden och generaliseringar måste göras och dessa måste vägas in vid en bedömning av resultaten.

Modelleringsarbetena har i huvudsak genomförts vid universitetet i Maine, USA, där min kollega dr James Fastook tjänstgör vid Department for Computer Science. Vi fastställde först fysikaliska parametrar i den all mana flytlagen för is. Sedan upprättade vi ett troligt klimatscenario för deglaciationsfasen av Weichsel, varpå modelleringsarbetet kunde påbörjas. Klimatscenariot var en idealiserad bild iv resultaten från ^0/^O-analyser från de grönländska iskämorna. Ganska snart stod två viktiga saker klara. En inlandsis med den utsträckning och det rörelsemönster som Weichselisen hade enligt geologiska data, krävde mycket speciella basala förhållanden. Dessutom var stilleståndet under Yngre Dryas ytterst svårt att modelleia. Mycket speciella förhållanden, såväl klimatologiskt som ismekaniskt måste antas för denna tid.

När detta var löst på ett godtagbart sätt bedömde vi att kalibreringen av modellen var tillfredställande. Då återstod att modellera hela glaciationen utifrån en pålitlig klimatkurva. Resultatet från denna presenteras i denna rapport.

Vi valde att dela upp publiceringen av arbetet i tre skilda delar för att få en så god internationell prövning av resultaten som möjligt. Den första delen beskriver hur den fysikaliska glaciologin hanteras i modellen, exemplifierat med Yngre Dryas. Den andra delen handlar också om Yngre Dryas, men beskriver den geologiska och klimatologiska bakgrunden till våra modelleringsresultat. Den tredje och sista delen berör modelleringen av hela nedisningsperioden och handlar om hanteringen och tolkningen av det klimatologiska datamaterialet.

I och med att materialet har publicerats i internationella, referee-granskade tidskrifter har jag valt att skriva denna sammanfattande rapport på svenska, för att göra den lättillgänglig för en svensk publik och för att underlätta en nationell granskning. 2 Tidigare arbeten

2.1 Historik

Sedan istidsteorin slagit igenom vid mitten av 1800-talet blev glacialgeologi en viktig gren inom geologin. A.Erdriann arbetade, såsom förste chefen för SGU, fram verket "Sveriges Qvartära bildningar" som trycktes 1868 och som bl a innehåller planscher med sammanställningar av räffelstudier, kartering av glacifluviala avlagringar etc (Erdmann 1868). Redan i senare delen av 1800-talet fanns det förvånansvärt goda visioner om hur inlandsisen, som en gång höll sitt grepp om Skandinavien, hade sett ut. O.Torell beskrev i en serie föreläsningar vid vetenskapsakademin 1872 och 1873 hur han tänkte sig att isen hade sett ut och hur den hade rört sig. Han myntide bl a begreppet "den baltiska isströmmen" (Torell 1872, 1873). Den brittiske geologen Geikie kommer tillbaka till detta i sin bok "The Last Ice Age" (Geikie 1894). Han beskriver fem nedisningar för Alperna och fyra för Skandinavien. Den sista av dessa nedisningar kunde i båda områdena senare urskiljas som en kallperiod under deglaciationsfasen av den senaste istiden.

Den senaste istiden i Skandinavien är uppkallad Weichsel efter en typlokal av randbildningar i floden Weichsels dalgång i Polen. Randläget markerar Weichselnedisningens maximala utbredning. På motsvarande sätt har denna glaciation benämnts Wurm i Alperna efter isens utsträckning till floden Wurm i Bayern. I Nordamerika är Weichselnedisningen benämd Wisconsin efter isens sydligaste läge. Kallperioden under deglaciationsfasen kallas Dryas efter fossila fynd av "Dryas octopetaJa". I Geikies arbete (Geikie 1894) finns en figur som visar "The Great Baltic Glacier" (Fig 1). Den figuren är mycket intressant då den är ett försök att sammanställa alla belägg för en sen isframstöt till en och samma händelse. Med hjälp av lervarvskronologi fastslogs senare att dryasperioden kunde indelas i en Äldre Dryas (ca 12 000 BP) och en Yngre Dryas (11 000 - 10 200 BP).

Vad man vid slutet av 1800-talet inte kände till var hur mäktig en inlandsis kunde bli. Geikie säger i förbigående att med så imponerande spår som finns efterlämnade i Skandinavien bör isen ha varit 1500-2000 meter tjock. Det fanns inga direkta fältmätningar att jämföra med. Det fanns däremot kvalificerade gissningar som baserades på beräkningar av isrörelsehastighet och årlig avsmältning (Hamberg 1910). Det skulle dröja fram till mitten av 1900-talet innan isdjupsmätningar skulle bli tillgängliga. De recenta inlandsisarna visade sig vara betydligt mäktigare än man tidigare gissat. Figur 1. Ortsnamnskarta över Skandinavien. Den rastrerade zonen markerar Weichselisens läge under Yngre Dryas. Den streckade linjen anger Geikies fjärde glaciarionsfas The Great Baltic Glacier* (Geikie 1894).

Under den första hälften av innevarande sekel gjordes viktiga glacialgeologiska arbeten i Sverige. G. de Geer utvecklade lervarvstekniken och kunde sammanställa en kronologi som utgick ifrån "Bipartitionen", som var det år då den Jämtländska issjön tappades i deglaciationens slutskede (De Geer 1940). Denna kronologi knöts till kalenderårsskalan av Cato (1987).

Ljungner arbetade med Weichselnedisningens förlopp. Han utnyttjade den recenta Patagoniska isen som jämförelselokal med den Skandinaviska. Det visade sig finnas flera paralleller, såväl klimatologiskt som topografiskt. Ljungner (1949) tänkte sig att den Skandinaviska inlandsisen började som en montanglaciation och övergick i en isdom, vars isdelare successivt förflyttades österut. Slutligen gick isdelaren från södra Norge i nordostlig riktning till ostkusien av Bottenviken.

G. Lundqvist sammanfattade deglaciationsförloppet i Sverige (1961). Deglaciationsförloppet fram till Yngre Dryas har senare beskrivits av Berglund (1979) och förloppet efte. 10 000 BP har beskrivits av J. Lundqvist (1980). 7 Yngre Dryas definierades av Mangerud et al. (1974) som en kronozon som omfattar tiden 11000-10000 BP. På senare år har det blivit allt vanligare att en klimatologisk definition används, i och med att de nya borrkämoma som har tagits upp från den grönländska inlandsisen har diskuterats. En ytterligare definition ligger i varvkronologin som är kopplad till kalenderårskalan.

2.2 Glaciologiska arbeten

Det dröjde till en bit in på 1950-talet innan glaciologin började utvecklas som en egen geovetenskaplig gren. Fysiker började intressera sig för glaciärer och genom att kombinera mekaniska samband med lagar om massans bevarande kunde man jämföra fältobservationer med teoretiska modeller (Nye 1952, Glen 1952). En glaciärs beteende kunde därmed beskrivas fysikaliskt och det gick nu att på teoretisk grund beräkna hur en inlandsis såg ut och hur den betedde sig. Detta förutsatte dock en lång rad antaganden. I början av 1960-talet kom förslag till hur man fysikaliskt skulle kunna beskriva en glaciärs glidning mot sitt underlag. Wertman (1957, 1964) beskrev underlaget som ett plan med kubiska hinder medan Nye (1969) och Kamb (1970) beskrev bottnen statistiskt. Nye och Kamb hade sinsemellan olika utgångspunkter, men båda baserade sina beräkninga på fördelningen av hinder istället för utseendet av dem. Denna mycket svåra problematik inom glaciologin är ännu långt ifrån löst, pga svårigheterna att testa idéer i fält.

Från och med femtiotalet började också alltmer data komma från Antarktis. Ett riktigt stort steg framåt, togs vid det internationella geofysiska året 1956/57 då många nationers expeditioner samtidigt gjorde mätningar (AGU 1956). Radarmätningar började utnyttjas istället för seismik vid isdjupsmätningar. Mätningarna kunde utföras billigare och snabbare och de kunde dessutom göras från flygplan. Man kunde därmed täcka in stora områden som tidigare inte hade undersökts.

Klimatologisk information blev tillgänglig ifrån de baser som upprättades på inlandsisen och från de transantarktiska expeditioner som gjordes. Man tog snöprover och mätte årsmedeltemperaturen genom att mäta snötemperaturen på 10 meters djup. Detta är ett vanligt förfarande i polarområden. Årstidsvariationerna i temperatur på detta djup ligger inom någon tiondels grad av årsmedeltemperaturen (Schytt 1958).

8 2.3 Istidsmodeller

De istidsmodeller som hittills publicerats har i hög grad påverkat kvartärgeologers sätt att arbeta. Det beror främst på att samtliga modeller i grunden bygger på kunskapsnivån vid en viss tidpunkt. Modellerna kan ses som en sammanfattning eller er rreview-artiker av dittills gjorda arbeten. I och med att en ny modell har presenterats har geologerna fått en ny bild på sina näthinnor och arbetat utifrån den;ia. I detta avsnitt kommer jag att presentera några publicerade modeller och beskriva vad som var nytt med dem samt vilka problem som modellerare har att brottas med.

Det finns emellertid ett nomenklaturproblem i denna fråga. Ordet modell har tidigare kunnat användas i betydelsen avbildning eller en i ord beskriven vision. I dagens litteratur betyder modell nästan entydigt datormodell. Denna nya betydelse har gjort det svårt att beskriva de tidigare modellerna eftersom dessa har utgått från vad forskare skrivit på prosa. Denna fvåga är viktig att belysa eftersom det principiellt inte är någon skillnad på dagens och gårdagens modeller, bortsett från att vi idag, på ett överskådligare sätt, kan beskriva våra idéer. Jag skulle gärna se att ordet modell även innefattade visionära beskrivningar på prosa och det är så jag använder ordet fortsättningsvis.

Den modell som utnyttjades fram till mitten av innevarande sekel var närmast ett stort lapptäcke av geologiska observationer och av olika personers kunskap om hur recenta isar ser ut. Ahlmanns expedition till Island 1936 (Ahlmann & Thorarinsson 1937) och Mannerfelts avhandling om deglaciationsfasen i Jämtlands- och Härjedalsfjällen (Mannerfelt 1945) gav en mycket klar och god bild av vilken typ av is som åsyftades. Mannerfelt beskriver en tempererad is av den typ som Vatnajökull utgör.

Boulton et al. (1979) utvecklade en modell, som också baserades på studier vid Vatnajökull, om hur glaciärens underlag kan deformeras. I Bouhons typlokal vid Breidarmerkurjökull skedde alltså ingen deformation i isen och glidningen i kontaktzonen mellan underlag och is var försumbar. All rörelse skedde såsom deformation i underlaget. Boulton överförde detta resonemang till Skandinavien och tänkte sig att en motsvarande process som den vid Breidarmerkurjökull skulle ha varit verksam i Östersjöbäckenet och orsakat svämningsliknande isframstötar. Mörner är också inne på tanken att svämningar skulle ha skett ute i Östersjön. Svämningar är dock inte specifikt knutna till en viss temperaturregim.

Schytt överförde sina kunskaper från Antarktis på den skandinaviska inlandsisen. Han betonade betydelsen av olika temperaturförhållanden vid bottnen samt beskrev stora marina isar (Schytt 1974). Detta kan ses som inledningen till en ny fas i modellarbetena. Plötsligt gick det att förklara samtidiga skeenden hos inlandsisen på Antarktis och inlandsisarna på norra halvklotet.

År 1981 publicerade Denton och Hughes ett arbete som hette "The Last Great Ice Sheets" (Denton & Hughes 1981). Arbetet beskriver både den amerikanska och den europeiska inlandsisen under den senaste istiden.

Den modell de använde för att rekonstruera bl a den skandinaviska inlandsisen under sitt maxskede var en sk "steady state"-modell. Att isen befinner sig i "steady state" är det enklaste angreppssättet och det förutsätter att glaciären vid sitt maxskede för 18 000 BP var i balans med klimatet. Detta var ett grovt men nödvändigt antagande.

Modellen bygger på att rekonstruera isytan längs tvådimensionella flödeslinjer. Ekvationerna som utnyttjas bygger på enkla samband som är allmänt vedertagna inom den fysikaliska glaciologin (Bilaga 1). Isen antas vara isoterm och har därför en konstant viskositet. Värdet på viskositeteten (B=4) har tagits från en studie i Antarktis av Budd (Budd 1969). Deformationen av isen är därmed endast beroende av den basala skjuvspänningen. Om temperaturen antas nå trycksmältpunkten i någon punkt så lägger man på en "sliding-factor" som ökar rörelsehastigheten med 10-20%. Denna faktor bygger på gängse idéer om hur isar glider över sitt underlag (Bilaga 1).

Bakgrundsmaterialet till Denton och Hughes modell utgörs av glacialmorfologiska fältobservationer hämtade från litteraturen. Där information har saknats har de interpolerat eller extrapolerat från närliggande områden. Den information som sökts är dels isens maximala utbredning, dels de basala temperaturförhållandena i den mån detta kan tolkas ur landformerna. Björn Andersen från Oslo försåg dem med geologiska data från Europa. Temperaturen vid bottnen är dock ingångsdata till Denton och Hughes modeil och kan därför inte tolkas ur resultaten.

10 Calculated temperature distribution

(m.a.s.l.) -4000

-2000- 1 1— 1500 1000 500 Distance (km)

Figur 2. Hookes modell för temperaturfördelningen i en inlandsis (Hooke 1977). En tänkt flödeslinje frän norr mot söder under Wisconsinnedisningen har varit förebild för modellen. Ingångsvärdena till denna modellberäkning är en årlig nettobalans på +0,3m ovan, och 0-2 m nedanför jämviktslinjen. Temperaturen vid fronten är -10°C, temperaturavtagandet med höjden 1°C/100 m och isens viskositet är 1.7 bar/år.

När de enskilda tvådimensionella flödeslinjema är beräknade har isytan mellan linjerna formats genom interpolering. Kartbilden har sedan generaliserats för hand. All datorbearbetning i Denton och Hughes arbete utfördes av dr Jim Fastook.

1977 presenterade Hooke en modell för att beräkna temperaturfördelningen i en inlandsis. Modellen avsåg främst Wisconsinnedisningen som gick fram över ett mycket flackt underlag. Denna modell är en tvådimensionell steady state-modell, där massbalansen beskrivs numeriskt. Modellen följer alltså en flödeslinje av en inlandsis. Bredden av flödeslinjen är 10% av dess längd. Modellen har ett adiabatiskt temperaturavtagande med höjden på l°C/100 meter och en fixerad basal skjuvspänning på 0,5 bar. Modellen följer sedan en kolumn med is från isdelaren ut till fronten. Ingångsvärdena är massbalansen, temperaturen vid fronten, det geotermiska värmeflödet och isens viskositet. Styrkan i denna modell är att den kan utnyttjas för kvantitativa beräkningar av smältvattenproduktion både vid fronten och längs bottnen (Mooers 1990) och den ger samtidigt temperaturfördelningen i isen. Figur 2 visar ett exempel på en modellberäkning. Svagheten i modellen är att den förutsätter kunskap om hur massbalansförhållanden var och om vilken viskositet isen hade. Då viskositeten beräknas ur temperaturen i isen har vi en uppenbar svaghet här som möjligen kan lösas genom iterativa beräkningar.

11 Utöver dessa fysikalikt grundade modeller finns ett antal andra som har sin tyngd i t ex kvartärgeologi. Deglaciationsförloppet i Skåne är mycket komplicerat och har också bidragit till att många förslag till modeller har producerats. Ett problem med många av de förslag som finns är att de har en ganska lokal karaktär och därför svåra att ansluta till mer allmäna modeller. Lagerlund presenterade 1987 en modell för deglaciationsförloppet i Skåne. Han påpekar i sin artikel att andra processer än enbart topografisk styrning av inlandsisen måste ha varit verksamma, eftersom södra Östersjön är grund och varken Nordtyskland eller Sydsverige torde utgöra något väsentligt hinder för en framryckande inlandsis. Han tänker sig därför att marginella domer kan byggas upp efter svämningar av isfronten. På detta sätt skulle de nordgående isrörelseriktningama i södra Skåne kunna förklaras enligt Lagerlund (1987). Modellen haltar i svårigheten att fysikaliskt förklara hur dessa domer skulle kunna komma till, men har sin styrka i att den mycket väl beskriver de i fält observerade flödesriktningarna under deglaciationsförloppet i Skåne.

Porter (1989) beskriver hela Weichselförloppet ur geologisk synvinkel. Det viktigaste han tillför debatten är, enligt min mening, att normaltutbredningen av en inlandsis under en istid inte är lika med maxutbredningen. Porter beskriver en uppskattad normal-pleistocenutbredning av inlandsis i Skandinavien (Fig 3). Denna "normalis" täcker i princip fjälltrakterna i Skandinavien.

Norska havet Figur 3. En normal-Pleistocenutbredning av inlandsis i Skandinavien enligt Porter (1989).

300km

12 3. Klimatutvecklingen under kvartärtiden

Kvartärtiden kännetecknas av sina stora temperatursvängningar, med medföljande nedisningar. Djuphavskärnor visar att i slutskedet av Pliocen ökar den glaciala aktiviteten på jorden jämfört med tidigare under tertiär (Imbrie & Imbrie 1979). Övergången till kvartar har satts till 2,5 miljoner år sedan och daterats med hjälp av K/Ar-metoden och paleomagnetiska studier. Efter 2,5 miljoner år B.P. kommer en lång period med klimatsvängningar med en våglängd av ca 50 000 år. För ca 1 miljon år sedan ökar amplituden och våglängden och den stora nedisningsperioden inleds, med istidsperioder som har en varaktighet av ca 100 000 år och med korta interglaciala perioder däremellan.

I iskänor från den grönländska inlandsisen kan man följa klimatutvecklingen under de senaste drygt 150 000 åren. I dessa iskärnor kan man således väl följa förloppet under den senare delen av Saaleistiden, samt den därpå följande interglacialen Eem och därefter Weichselglacialen. Eem var varmare än Holocen men data från den senste borrlokalen "Summit" på Östgrönland visar att det samtidigt var mycket större klimatsvängningar under den förra interglacial. Trots att medeltemperaturen alltså var högre då än den har varit sedan senaste istiden försvann, var det periodvis kallare än det är nu (Grip 1993, Dansgaard et al. 1993). Figur 4 visar en klimatkurva som bygger på l^o/l^o-analyser från Camp Century (Dansgaard 1984). 18O- halten är översatt till temperatur enligt Johnsen et al. (1982). Av figuren framgår att Weichsel kan delas in i tre olika faser. Isen når sin maximala utbredning under den sista fasen. Temperaturkurvor från de övriga iskärnelokalema på Grönland överenstämmer väl med denna kurva, utom i själva slutfasen av istiden. Där har Camp Century-kurvan ett något avvikande utseende. Detta beror sannolikt på att det finns en residualeffekt, orsakad av isens långsamma uttunning vid borrlokalen (Reeh 1991, Letréguilly et al. 1991, Fastook & Holmlund in prep.). Detta får till följd att deglaciationsförloppet registreras som kallare än det var. Av samma skäl visar Camp Century-kurvan ett något för kallt klimat under maxskedet av Weichsel.

Den stratigrafiska bilden av utvecklingen under Weichsel är i sina stora drag snarlik den bild som syreisotopkurvan från Grönland ger. Interstadialerna Oderade/Tärendö och Brörup/Peräpohjola som motsvarar de marina syreisotop stadierna 5a och 5c framträder dock tydligare i stratigrafin än i klimatkurvan. Den glaciala stratigrafin i Sverige har beskrivits av främst Lundqvist (1992).

13 o 3 CO O a E -10- o -15 78000 52000 26000 Time BP

30000 24000 18000 12000 6000 Time BP

Figur 4. Den sammansatta 18O/16O-kurvan från Grönlandsiskämorna. Perioden 130 000 - 38 000 BP baseras på data från Camp Century och tiden från 38 000 Bp till nutid baseras på data frän Summit. Omräkningstalet från 18O-halt till °C är 0.67 och kurvan är dessutom justerad i höjdled med hänsyn till förändringar i isytans nivå enligt Reeh (1991). Den övre figuren visar den framräknade temperaturkurvan for hela perioden och den nedre figuren visar de olika temperaturkurvorna för deglaciationsskedet. (a) visar den direkta översättningen frän syreisotopdata och (b) visar i grunden samma kurva men med ett tillägg på +3°C för perioden 14 000 - 9 100 BP. Siffrorna i den övre figuren refererar till de marina syreisotopstadierna.

14 Avslutningen av istiden visar på mycket dramatiska förändringar i klimatet. De sista köldperioderna som sätts i samband med den maximala utbredningen, var 20 resp 15 tusen år sedan. Därefter kom de två varmperioderna Boiling och Alleröd, då klimatet var av postglacial karaktär. Värmeperioderna är åtskilda av en kort kallperiod som kallas Äldre Dryas.

För ca 11 000 år sedan kom ett kraftigt bakslag i deglaciationsförloppet. På en mycket kort tid, kanske endast 50 år (Dansgaard et al. 1989), svängde klimatet till glaciala förhållanden igen. Kallperioden varade i 500-1000 år och kallas Yngre Dryas. Dess avslutning verkar ha varit än mer abrupt. Enligt en ännu ej publicerad klimatkurva som baseras på tjockleken av årsvarv, dvs nederbörd, från Grönland (GISP-2) tog kallperioden slut inom några få år. Det är mer oklart vad som skedde med klimatet under själva Yngre Dryas, förutom att det var kallt.

Deglaciationsförloppet från Alleröd till slutskedet har daterats relativt med lervarv av olika författare. Cato (1987) anslöt slugiltigt lervarvskronologin till kalenderårsskalan.

NORTHERN SWEDEN CLIMATE WARM

COLD

I 8000 7000 6000 5000 4000 3000 RADIOCARBON YR. B. P.

Figur 5. Klimatkurva från Lappland (Karlen 1991). Data bygger på sedimentationshastigheten i proglaciala sjöar.

Klimatutvecklingen under den postglaciala tiden har främst studerats i fjälltrakterna (Karlen 1973, 1982). I figur 5, som bygger på sedimentstudier från proglaciala sjöar i fjällen, framgår att det är förhållandevis varmt fram till ca 5000 år BP, då en liten kallperiod inträder. Nästa kallperiod kommer ca 3000-2500 BP. Sedan slutet av medeltiden har det återigen blivit kallt och vi kommer in i den sk Lilla Istiden. Lilla Istiden definieras mycket olika av olika författare. Enligt vissa slutade den så sent som i början av 1900-talet (Karlen 1973). Samtliga forskare innefattar dock 1600- och 1700- talen i begreppet.

I början av 1900-talet steg sommarmedeltemperaturen i fjälltrakterna med ca 1 grad. Sedan dess har endast smärre förändringar skett i temperaturklimatet.

15 4. Inlandsisars morfologi

En glaciär är en snö- och ismassa som rör sig genom inverkan av sin egen tyngd. Glaciären ska också ha en årlig omsättning av snö och is. Denna årliga omsättning uttrycks i regel som massbalansen och utgör själva "motorn" i systemet. Rörelsen sker genom intern deformation och vid tempererade förhållanden även genom glidning mot underlaget (bilaga 1). Hastigheten med vilken glaciären rör sig bestäms av en mångfald parametrar såsom massbalansen, temperaturen och grad av basal glidning. Temperaturen bestämmer viskositeten i isen (bilaga 1).

4.1 Massbalans

Massbalansen för en glaciär anger det årliga skillnaden mellan ackumulation och ablation. Ackumulationen kan utgöras av snö eller anfrysning av smält-, kondensations- eller havsvatten. Deras relativa betydelse varierar med klimatet och faktiska förhållanden men också med hur vi definierar ackumulationen. Om man beskriver vinterackumulationen är det nästan undantagslöst snö man menar.

Om man däremot beskriver nettoackumulation så avser det bokslutet av ett hydrologiskt år och innefattar därmed även sommarens avsmältning. I det läget kan, i extrema fall, återfrysningen av smältvatten vara den dominerande faktorn. Sådana extrema fall kan man finna i utpräglat kontinentala områden. Ett annat undantag är även här anfrysningen under shelfisama som i vissa områden kan vara mycket stor.

Ablation betyder förlust av massa och kan beskrivas i de tre huvudgrupperna avsmältning, kalvning av isberg och avdunstning. I Antarktis är kalvningen av isberg den viktigaste ablationstypen. (Det bör dock tilläggas att enligt vissa författare är avsmältningen under shelfisama en nära nog lika viktig parameter för Antarktis.) På våra svenska glaciärer sker massförlusten i huvudsak genom avsmältning. Avdunstningens betydelse som ablationsparameter tilltar med graden av kontinentalitet. I de kontinentala inre delarna av Antarktis kan avdunstningen bli hög i anslutning till uppstickande bergstoppar (nunatakker). Bergytorna absorberar mer solstrålning än den omgivande snön och värmer därmed upp luften. I lä av nunatakker kan därför nettoablation ske. Gladans blottas i ett s.k. blåisområde.

16 I modellsammanhang beskriver man ofta massbalansen i form av en nettobalansgradient, som anger den årliga förändringen i massa som en funktion av höjden. I maritima områden, såsom längs Norges västkust, kan gradienten vara 1,5- 2,5 m/100 m. I kontinentala områden är gradienten lägre än 0,5m /100m. Våra svenska glaciärer är idag av en intermediär typ med gradienter mellan 0,5 och 1,5 m/100m.

Det höjdintervall där den årliga massbalansen är lika med noll, dvs där ablationen är precis lika stor som ackumulationen, kallas jämviktslinjen. I engelsk litteratur är den benämd "equilibrium line altitude" och förkortas ELA. Om den årliga massbalansen för en hel glaciär är lika med noll under en längre tid sägs glaciären vara i jämvikt eller "steady-state". Detta är ett i högsta grad teoretiskt begrepp men likväl användbart då det anger ett tillstånd för en glaciär då den är i jämvikt med ett rådande klimat. På svenska används ofta begreppet balans med klimatet. Fördelen med det svenska uttrycket är att det har givits en något bredare innebörd än begreppet steady state. Ett problem med steady-state begreppet är att det beskriver ett tillstånd som aldrig uppnås i verkligheten eftersom vårt klimat inte är så statiskt och att det tar mycket lång tid för en glaciär att till 100% inställa sig till en förändrad klimatsituation. Vi kan dock säga om en glaciär som under en lång tid har haft en oförändrad massa att den befinner sig nära ett balanserat tillstånd med klimatet.

Figur 6 är en tvådimensionell (xz) principskiss för hur en inlandsis rör sig. I bildens vänstra del slutar inlandsisen på land där avsmältning sker och i bildens högra del mynnar isen i ett hav där den kalvar isberg. Figur 6A visar en rimlig nettobalans för inlandsisen. Den visar ett ablationsområde på land som övergår i ett ackumulationsområde. Ackumulationen är först hög men avtar sedan inåt isen. Anledningen till att ackumulationen är hög ovanför jämviktslinjen (ELA) är att det dels är en effekt av att nederbörd fälls ut när luftmassor hävs (orografisk effekt), dels en påverkan av cyklonverksamhet. Överst på inlandsisen råder ett köldhögtryck med mycket låg nederbörd. Ackumulationen ökar sedan mot havet. Vid den punkt där isen blir flytande ("grounding line") är nettoackumulationen hög men den avtar mot fronten pga avsmältning under shelfisen. Figur 6B visar rörelsetrajektorier som bygger på massbalansen i figur 6A. I figuren framgår att isrörelsen är nedåtriktad inom hela ackumulationsområdet. Den horisontella komponenten i rörelsen ökar dock mot kanterna. I ablationsområdet får rörelsen även en uppåtriktad komponent.

17 Figur 6. Principiellt rörelsemönster i en inlandsis. A visar en principiell nettobalans-kurva (a). B visar rörelsetrjajektorier i xz-plan (vxz). C visar storleken av den horisontella komponenten i lsrörelsen (ux). Den högrajdelen av isen är landbaserad och dess» Vänstra del är marint baserad. Längst till höger övergår isen i enshelfis som flyter. Streckad linje anger havsytan.

18 Figur 6C visar den relativa storleken av den horisontella komponenten i isrörelsen

(ux). På landsidan (höger i Fig 6C) ökar ux mot jämviktslinjen för att därefter avta. På havssidan ökar hastigheten kontinuerligt mot shelfiskanten. Vid ett visst vattendjup blir isen också bottensmältande vilket medför en basal glidning.

4.2 Temperaturförhållanden i isen

Isens temperatur bestämmer viskositetskonstanten i den generella flytlagen för is (bilaga 1). En förändring i temperaturen påverkar deformationshastigheten i kubik. En nollgradig is deformeras sålunda 40 ggr snabbare än en is som är -20°C. Glaciäremas temperaturfördelning är därför av fundamental betydelse för deras förmåga att påverka sitt underlag (bilaga 2).

Glaciärer delas in i högpolära, subpolära och tempererade isar (Ahlmann 193S). På en högpolär is sker ingen eller en försumbar smältning vid ytan. Omvandlingen från snö till is sker utan hjälp av smältvatten. Omvandlingstiden är därmed mycket lång och den is som bildas blir kall-gradig. I princip är dessa glaciärer kalla ända ner till bottnen och de påverkar därmed inte sitt underlag. Inlandsisarna på Antarktis och på Grönland är högpolära.

Subpolära isar är också kall-gradiga, men det sker smältning på ytan. De är dock kalla, beroende på att de antingen får tillflöde av is från högre liggande områden eller att glaciären helt enkelt ligger inom ett klimatområde som är tillräckligt kailt för att ge en negativ värmebalans i isen. Subpolära glaciärer är ofta frusna vid sitt underlag. Denna glaciärtyp är vanlig inom de arktiska ögrupperna Svalbard och Frans Josefs Land.

Tempererade isar finns företrädelsevis inom maritima områden. På och i dessa glaciärer finns det gott om fritt rinnande vatten. När 1 gram vatten fryser till is, frigörs tillräckligt med värme för att värma 80 gram vatten 1 grad. Smältvatten kan därmed också varma upp den underliggande firnen. Överskottet av smältvatten vänner upp den under vintern nedkylda snön till trycksmältpunkten, vilket innebär att den is som bildas också befinner sig vid trycksmältpunkten. En tempererad glaciär glider över sitt underlag och kan därför erodera underlaget. Typlokaler för dessa glaciärer finner vi på Islands sydkust och längs Norges västkust.

19 De flesta glaciärer är inte renodlat polära eller tempererade utan innehåller element av mer än en typ. Om vi t ex följer en västlig utlöpare från den Grönländska inlandsisen så utgår den från högpolära förhållanden högst upp på domen. När isen så småningom når lägre nivåer kommer ett brett område med subpolära förhållanden, med stora smältvattensjöar och bäckar på isytan. Slutligen nära fronten har isen värmts upp genom intern deformation så att den är närmast tempererad. Dessutom kan t ex subpolar is överlagra tempererad is, vilket betyder att glaciären kan glida över sitt underlag trots att den i övrigt uppfyller alla krav på att vara en subpolar is. En polär is kan dessutom pga sin egen mäktighet nå trycksmältpunkten vid bottnen, beroende på faktorer som ytans medeltemperatur, den geotermiska gradienten i underlaget, isens rörelsehastighet (som är en funktion av nettoackumulationen) samt smältpunktsnedsättning på grund av högt istryck (ca 1 grad per 1500 meter). Figur 7 visar några exempel på temperaturkurvor från tre skilda isar. Byrd ligger 80°S på Västantarktis, Camp Century ligger 78°N på Nordvästgrönland och slutligen Devon ligger på 75°N på Devon Island i Arktiska Kanada.

Temperatur C° -30 -20 -10 0-

Nw DeDevoi n \Devon Island 7TTT Figur 7. Temperaturdata från tre borrhål i 500- inlandsisar.

Camp Century 1000- ».Grönland

o. 3

1500-

2000-

-30 -20 -10

20 4.3 Gladärers omsättningstid

En viktig frågeställning är omsättningstiden i en glaciär. Vi måste ta hänsyn till denna för att kunna uppskatta tidsåtgången för t ex en temperaturförändring i isen. I figur 8a visas det långsamma förloppet med en normal omsättning av is och snö i en glaciär. Exemplet som är något idealiserat, kommer från Barnes Ice Cap. Avståndet från isdelaren till fronten är 12 km och jämviktslinjen ligger 2 km från fronten. Ackumulationen i ackumulationsområdet a.- 0,2 m/år. En liten snöflinga som faller 500 meter från isdelaren har efter 4800 år bara förflyttats 1,5 km. Efter drygt 9000 år passerar den jämviktslinjen för att nå fronten efter 9700 år. Det tar med andra ord lång tid för is att transporteras genom en glaciär. Motsvarande siffra för en dalglaciär i Sverige är ca 2 000 år och på Antarktis rör det sig om 100 OOO-tals år från isdelaren på polarplatån ut till kusten.

Figur 8b visar ett tänkt utvecklingsförlopp där vi kan följa effekten av en plötslig temperaturförändring vid ytan av en 1000 meter mäktig isoterm is. Temperaturen är inledningsvis -10° C och det antas att ingen advektion av is från andra områden sker och att ingen diffusion och värmeledning sker i isen. En förändrad temperatur i isen förändrar isens viskositet och därmed dess deformationshastighet. Vid -10°C deformeras isen ca 4 ggr snabbare än vad som sker vid Camp Century idag. Camp Century ligger på nordvästra Grönland och isen har en medeltemperatur av ca - 20°C.

Vid en tidpunkt blir det plötsligt varmare och det sker smältning i snön under sommaren. Isen som bildas blir då vid trycksmältpunkten enligt den process som beskrivits i 4.2. Denna "varma" is kommer att långsamt förflytta sig nedåt i isen. Vi ser att när denna is, efter mycket lång tid, har nått ner till 400 meters djup så är fortfarande dess påverkan på isrörelsehastigheten försumbar. Mellan 500 meter och 800 meter sker den stora förändringen i viskositeten och därmed i deformationshastigheten. Så småningom når den tempererade isen bottnen och isen deformeras ca 40 ggr snabbare än vid Camp Century och 10 ggr snabbare än vår isoterma is vid -10°C. När bottnen når trycksmältpunkten glider dessutom isen mot underlaget vilket ytterligare stärker effekten. Den lättflytande tempererade isen får en flackare profil än vad den den kalla isen får.

21 500-

12 10 8 Distance (km)

ice surface

200-

O) 400- 9

-10°C 600-

£ Temperate ice

o 800- Effect of sliding Bed i 10x 20x 30x 40x

Figur 8. Omsättningstid i en inlandsis. Figur a visar i en idealiserad bild av Barnes Ice Cap hur lång tid det teoretiskt sett Ur för en snöflinga som faller 500 meter frän isdelaren att smälta fram nära fronten efter 9 700 ar. Figur b visar effekten av en stegvis viskositetsförändring i en 1000 meter mäktig isotenn is. Isen är inledningsvis -10°C och plötsligt bildas tempererad is vid ytan. Det är först när den tempererade isen natt halvägs ner i glaciären som den börjar påverka isens deformationshastighet nämnvärt. När den tempererade isen har natt bottnen deformeras den 10 ggr snabbare än vid inledningsskedet och 40 ggr snabbare än det faktiska förhallandet vid Camp Century idag. I tillägg till viskositetsförändringen sker också glidning mot underlaget när isen vid bottnen når trycksmältpunkten.

22 4.4 Responstid

När en klimatförändring inträder förändras en glaciärs storlek och form. Förändringarna är av två olika slag; en omedelbar förändring som är orsakad av ändrade meteorologiska förhållanden vid fronten och en förändring som är orsakad av förändrade dynamiska förhållanden i isen. Det finns också två olika uttryck för ändamålet. Responstid har en exakt definition som ges nedan medan reaktionstid har en vidare betydelse.

Den omedelbara effekten av t ex en uppvärmning är att avsmältn ngen ökar. Om glaciären från början befann sig i ett steady-state-förhållande störs jämvikten och avsmältningen blir större än tillflödet av massa. Denna förhöjda avsmältning orsakar också en uttunning av isen på högre nivåer vilket medför ett minskat isflöde framåt mot fronten, vilket i sin tur ger en dynamisk reaktion som påskyndar reträtten av fronten. Motsvarande resonemang men omvänt gäller vid en positiv förändring av massbalansen.

Reaktionstiden för en glaciär eller en inlandsis är alltså svår att definiera. I facklitteratur finns begreppet responstid vilket har givits en definition genom arbeten av Nye (1960, 1965a), såsom en glaciärs förändring från ett steady- stateförhållande till ett till 70% (M/e) utvecklat nytt steady-stateförhållande. Nyes definition grundar sig på beräkningar av hur fort kine natiska vågor kan röra sig från jämviktslinjen ner till fronten.

Trots att Nyes modell är förenklad har den har givit upphov till en definition av begreppet responstid. Responstiden för en glaciär i svenska fjällen blir i storleksordningen 50-100 år och motsvarande siffra för en inlandsis är i storleksordningen 10 000 -100 000 år. Responstiden för en inlandsis är alltså betydligt längre än varaktigheten av kalla respektive varma perioder i vårt klimat (Jmfr. Fig 5). Därför är steady-state-modeller per definition inte tillförlitliga för detaljerade rekonstruktionsarbeten av exempelvis Weichselisen.

Begreppet reaktionstid kan också ges en annan innebörd. En daterad moränrygg kan exempelvis vara resultatet av en kallperiod. Vi kan dock inte alltid avgöra om moränryggen utgör ett jämviktsläge för glaciären eller om den är resultatet av en tillfällig framstöt. En sådan framstöt kan vara orsakad av en kallperiod, som emellertid snart följs av en ökad avsmältning igen. Framstöten kan också vara orsakad av andra störningar i glaciären, såsom svämningar (eng. surge) eller

23 termala förändringar i isen. Ett gott exempel på en komplikation är förhållandena i Skandinavien under Yngre Dryas. Om vi ser på förhållandena i Sverige och Norge så visar utlöparglaciärerna i Norge en tydligare förändring än fronten i Sverige. Att de branta maritima glaciärerna i Norge hinner reagera på en 500-1000 år lång kallperiod är rimligt men varför ser vi så tydliga spår i Sverige? Förmodligen är de bara resultatet av en minskad ablation. Den dynamiska reaktionen hann troligen aldrig göra sig gällande. Möjligen kan den ha påbörjats i slutskedet av Yngre Dryas. I så fall bör den rimligen ha skett som en framstöt, som sedan kom av sig pga det varma preboreala klimatet.

4.5 Dränering av smältvatten i och under isar

En förutsättning för förekomsten av fritt vatten i en is är att isen befinner sig vid trycksmältpunkten (i annat fall fryser vattnet). I tempererade g'aciarer befinner sig hela ismassan vid trycksmältpunkten. Fritt vatten kan därmed förekomma intergranulärt, dvs mellan iskristallerna. Detta beskrevs först teoretiskt av Nye & Frank (1973) och påvisades senare i borrkärnor av Raymond & Harrison (1975). Vattnet kan därmed dräneras genom isen. Större kanaler växer till på bekostnad av de små, pga att värmeutbytet blir effektivare med ökande storlek. Det kan uttryckas som att perimetem av ett tvärsnitt inte ökar i takt med areaökningen när en kanal växer till. En förhållandevis större värmemängd kan därmed transporteras från smältvattnet till isväggen.

I isens ytskikt styrs vattnet i huvudsak av gravitationen och påverkas inte direkt av isrörelsen. På större djup (> 100 m) kommer vattnet däremot att styras av isflödet. Under en smältsäsong sker stora inflöden av smältvatten, och därmed värme, in i glaciären. I ackumulationsområdet sker detta genom infiltration i firn och sprickor. I ablationsområdet sker det genom glaciärbrunnar och sprickor. Vid kraftiga regn och/eller vid kraftig avsmältning ökar vattengenomströmningen dramatiskt. Dräneringssystemet anpassas i storlek efter dessa händelser, och dräneringssystemet blir därför något överdimensionerat efter de första ovädren. Detta medför att trycket i vattenkanalerna under en stor del av sommaren befinner sig nära atmosfärstryck. Under smaltsäsongen tenderar därför dräneringssytemet att styras av gravitationen snarare än isrörelsen.

Normalt är det englaciala dräneringsnätet i en tempererad glaciär format av isrörelsen. Ekvipotentialytorna i en glaciär är inte horisontella som i fria luften utan

24 lutar som en funktion av isytans lutning. Det englaciala dräneringsmönstret ska därför i det ideala fallet vara dendritiskt format och riktat nedåt i isens rörelsemönster med en vinkel på 90-11 gånger isytans lutning (Shreve 1972).

Det subglaciala flödets riktning är en funktion av gravitationen samt tyngden av den ovanförliggande ismassan. Detta medför att vattnet inte nödvändigtvis behöver följa dalbottnar, utan beroende på isflödets infallsvinkel i dalen, vara beläget mer eller mindre högt ovanför dalbottnen. Om isflödet av en mäktig is är riktat tvärs över en dalgång så följer vattnets strömning snarare isflödet än topografin.

Det finns två skilda typer av modeller för hur vatten rinner i isar. Den första, som beskrevs av främst Röthlisberger (1972), är uppbyggd av ett kanalsystem och den andra beskriver ett sammansatt system av hålrum och fickor eller en basal vattenfilm (Iken & Bindschadler 1986, Weertman 1986). Fältdata talar inte entydigt för att någon av dessa modeller skulle vara bättre än den andra utan modellerna passar mer eller mindre bra vid olika glaciärer. Kanalsystemen tycks vara viktiga på mindre glaciärer med jämna underlag, såsom Mikkaglaciären i Sarek (Stenborg 1969), men även frontnära under inlandsisar. Det senare kan sägas mot bakgrund av de stora åssystem som finns i bl a Sverige. Vattenkanaler i is har den egenskapen att trycket i kanalerna är omvänt propotionellt mot vattenflödet. Detta innebär att vattentrycket stiger i glaciärer under vintern när inget smältvatten rinner ner i isen och sjunker under sommaren när kraftig smältning sker.

Den andra modellen, den med ett sammansatt system av hålrum, kallas på engelska för "a linked cavity system". Spår av sådana har observerats i berggrunden framför retirerande glaciärer (Walder & Hållet 1979). Det bör också nämnas att detta är den idag mest använda modellen för hur det subglaciala dräneringsnätet ser ut. I extrema fall, såsom under en botten smältande inlandsis, blir vattentrycket så högt att vattnet inte ligger i kaviteter utan snarare i en millimetertunn film i kontakten mellan is och underlag. Vattentrycket i ett system av denna modell, är proportionellt mot vattenflödet. Mycket vatten ger högt tryck och därmed också stor påverkan på isens basala glidning.

Oavsett om vattnet rinner i kanaler, i hålrum eller i en film så styrs den storskaliga geometrin hos dräneringsnätet av potentialgradienter. Vattnet styrs i riktning mot lägre nivåer i terrängen samt mot mindre isdjup. I liten skala kan dock vattnet rinna i ett mycket komplicerat mönster, särskilt om dräneringen delvis sker genom vattenfyllda håligheter i underlaget.

25 I ett deglaciationsskede kan en annan process göra sig gällande vad dräneringsmönstrets geometri beträffar. Under en smältsäsong kan stora vattenmassor leta sig ner i isen om öppningar finns vid ytan. Värmeflödet från detta smältvatten blir mycket stort och smältningen av vattenkanalens väggar överträffar normalt isens förmåga att sluta kanalen. Resonemanget, som har utvecklats av Hooke (1984), gäller främst relativt tunna isar (< 1000 m). Om vattenföringen är mer än några tiotals liter per sekund och bottnens lutning är mer än någon grad så öppnas kanalerna snabbare än de sluts. Resultatet blir att trycket blir atmosfäriskt vilket i sin tur betyder att det är främst gravitationen som styr vattnets väg. Resonemanget baseras på att lägesenergi överger till värme som överförs till isen i en halvcirkelformad perimeter längs glaciärens botten. Vid en jämförelse med faktiska förhållanden vid några svenska glaciärer så tycks geometrin styras av isrörelsen men geometrin förändras något under sommarsäsongens gång pga smältning (Holmlund 1988). Detta är särskilt påtagligt under långa och kraftiga smältperioder. Resonemanget kan möjligen också överföras till ett deglaciationsskede och där förklara oregelbundenheter i uppbyggnaden av frontnära bildningar såsom åsar. Det är däremot inte överförbart till att förklara bildningar under mäktiga isar och det förutsätter dessutom att isen i fråga är tempererad.

Polära isar saknar i princip englacialt vattenflöde. Undantag kan finnas på t ex runna subpolära isar, där supraglaciala smältvattenrännor kan smälta sig ner genom isen och på så vis utforma brunnar och andra former som annars associeras med tempererade isar. Dessa former är dock kortlivade i och med att iskroppens temperatur är under trycksmältpunkten och att smältvatten därmed fryser an längs kanalens väggar, när vattenflödena är små.

Kalla isar kan däremot ha ett subglacialt dräneringsnät. Bottensmältande förhållanden kan uppnås genom hög inre deformation som i t ex isströmmar och vid bottnen av mycket mäktiga isar. Under en polär inlandsis bör man alltså förvänta sig att trycksmältpunkten kan nås vid bottnen där den är som tjockast och under isströmmar. Den kalla isen kan därmed övcgå från att vara "cold based" till att vara "warm based" eller "wel based". Det betyder dock inte att isen övergår till att bli tempererad, det är endast det basala skiktet som påverkas. Dräneringen av vatten under mäktiga isar styrs sannolikt av isrörelsen. Det finns dock inget skäl att tro att denna dränering skulle ske i öppna kanaler. Det är mer troligt att dräneringen sker i ett mycket tunt skikt. I mäktiga isar ingår grundvattnet i den underliggande marken i glaciärens subglaciala dräneringsnät.

26 4.6 Shelfisar och isbräckor

När en inlandsis mynnar i ett hav övergår isen från att vara landfast till att vara flytande, en shelfis. Friktionen mot underlaget blir plötsligt försumbart, glaciären accelererar och tunnas ut. Den punkt där isen övergår till att bli flytande kallas "grounding line", eller grundningslinje (Fig 6). Ett vanligt isdjup vid grundninglinjen vid den antarktiska inlandsisen är ca 1000 m (Fig 9). Isen tunnas därefter först snabbt ut och sedan allt långsammare. Den avtagande trenden i isuttunning orsakas av att shelfisen inrättar sig i en nytt jämviktstillstånd. Tillskott av massa kommer uppifrån inlandsisen och från nederbörd och eventuell anfrysning av havsvatten vid shelfisens undersida. Massförlusten sker genom kalvning av isberg och smältning under shelfisen. Isberg bryts loss vid ett isdjup på ca 300 meter. Shelfisar är oftast mycket storskaliga former. Filchner-Ronneshelfisen i Antarktis är ca 400 000 km2 och Rosshelfisen är ca 500 000 km2. Som jämförelse kan nämnas att Sveriges yta är 450 OOOkm2.

Baileys Ice Stream 79°12 S 79°15 S 78°16'S 36°26'W 32°23'W 36°16 W CREVASSES 200

-SEA LEVEL- FILCHNER ICE SHELF

-500

-1OOO

Kilometers from shore line

Figur 9. Longitudinell profil av Filchnershelfisen (Holmlund 1992).

27 En glaciär som mynnar i grundare vatten utvecklar också en isbräcka med stor betydelse för massbalansen. Om giaciären är bottenfrusen sker rörelsen genom inre deformation och is bryts ständigt loss i vattnet som effektivt kan forsla bort isrester. Om giaciären är bottensmältande och mynnar i en sjö eller ett innanhav minskar friktionen och isen kalvar ut i sjön. Isrörelsehastigheten kan öka, jämfört med en glaciär som ligger på land. Ablationstakten är alltid högre vid en glaciär som mynnar ut i vatten jämfört med vid en som mynnar på land.

4.7 Isströmmar

Den effektivaste dräneringsprocessen av en inlandsis sker genom isströmmar. På dagens Antarktiska inlandis kan isdelare dras över kontinenten och inlandsisen kan delas in i ett antal isströmmar med tillhörande dräneringsområden. Det är inte klarlagt varför och hur en isström uppstår. Kanske är det ett utslag av en dynamisk obalans i ismassan. I och med att is börjar dräneras snabbt inom ett begränsat område stiger temperaturen i isen vilket gör den mer lättflytande och om trycksmältpunkten nås vid bottnen tillkommer en basal glidning. Hastigheten kan alltså mångdubblas genom självgenererande effekter. I och med att hastigheten ökar sjunker isytan vilket medför att den uppströms liggande isens lutning blir brantare, vilket ökar hastigheten i isen ytterligare. Denna dräneringsprocess har beskrivits av Hughes (1992a). Hughes har också diskuterat" vad som är ägget och vad som är hönan" i isströmsproblematiken: Är det den ovanförliggande ismassan som pressar på med massa så att en isström uppstår eller är det isströmmen som drar massa ur inlandsisen? Hughes, som företräder den senare idén, menar att en isström kan liknas vid en shelfis vars form beskriver ett eget jämviktssystem (Hughes 1992a).

Isströmmama som dränerar den Västantarktiska inlandsisen ut i Rosshavet är benämnda A, B, C, D och E. Isström C är morfologiskt sett lik de övriga men har en avsevärt lägre isrörelsehastighet. Dess hastighet är bara en tiondel av hastigheten av den närliggande isströmmen B. Det är mycket svårt att förklara denna anomali på annat sätt än att isström C har avstannat efter en period av kraftig dränering. Om det förhåller sig på det viset finns det skäl att dra paralleller till svämmande glaciärer, som på ett liknande sätt lever i ett tillstånd av ständig obalans. Huruvida detta gäller generellt för isströmmar är inte utrett och är ur istidsperspektiv inte helt viktigt. Det viktiga är att isströmmarna finns där och att det är dessa som dränerar inlandsisen på massa.

28 5. Basala förhållanden och glacialt präglade landformer

En glaciärs temperaturfördelning är av fundamental betydelse för diskussionerna om vilka formelement som en is kan skapa vid sin botten. Den viktigaste frågan är huruvida isen är frusen vid sitt underlag eller ej. En bottenfrusen glaciär antas inte kunna glida mot sitt underlag, utan deformeras strax ovanför bottnen. Denna glaciär sägs vara "cold-based" och kallas i allmänhet polär. Dess motsats är en tempererad glaciär, som är "warm-based" och antas befinna sig vid isens trycksmältpunkt från dess yta ner till bottnen. Glaciären kan därför glida fram och friktionen kan ytterligare minskas genom ett förhöjt vattentryck i en vattenfilm mellan isen och underlaget. Även bottnen av en polär glaciär kan under vissa omständigheter nå trycksmältpunkten. Detta kan ske om ismäktigheten är mycket stor eller vid utlöparglaciärer där de höga hastigheterna i isströmmarna ger upphov till en högre grad av basal deformationsvärme och därmed en förhöjd temperatur.

I och med att glaciären glider fram sker också en erosion av underlaget. Härvid bildas ett bergmjöl som kan spolas fram till glaciärens front i det subglaciala dräneringsnätet. Dräneringsvattnet från en glaciär, vars botten befinner sig vid trycksmältpunkten, är därför slammigt. En polär glaciär ska enligt definition endast ha en ytlig dränering med klart smältvatten.

Hughes har uppmärksammat betydelsen av termala övergångszoner för utbildandet av formelement i landskapet (Hughes 1992b). En bottensmältande glaciär som övergår till att bli en bottenfrusen is kan åstadkomma storskalig plockning av material från underlaget. I USA finns sk skollor, med sjöar uppströms, som antas ha bildats genom en sådan process (Morän et al. 1980). Detta mönster har två förklaringar; Om underlaget är ojämnt når de lägsta partierna trycksmältpunkten först, medan de högre liggande delarna kan fortsätta att vara frusna. Den andra förklaringen är att vid ett jämnt underlag så kommer de partier som först når trycksmältpunkten även att minska den basala skjuvspänningen även för närliggande områden. Hughes (1992b) beskriver dessa zoner som fläckiga. Det finns även fältobservationer som styrker denna hypotes. Kleman och Borgström (1990) har påvisat lokaler i Transtrandsfjällen där preholocena blockfält endast delvis har förstörts av inlandsisen. Gränsen mellan de störda och de ostörda ytorna är ofta mycket skarp (Kleman & Borgström 1990). I ett senare arbete (Kleman & Borgström 1993) har samma författare presenterat lokaler i Dalafjällen och i Norrbottensfjällen som de direkt kopplar till Hughes (1992b) modell för bottenförhållanden.

29 Kleman (1992) har även visat att formelementen i våra fjälltrakter inte kan härröra från en och samma deglaciation. Han har separerat olika formelement med avseende på genes och riktning och på så sätt kunnat särskilja ett flertal deglaciationsförlopp. Ett liknande arbete är också utfört i Transtrandsfjällen där lutningen på olika skvalrännesystem vittnar om flera deglaciationsfaser (Kleman et al. 1992).

Nischformer är en speciell företeelse som i Sverige har uppmärksammats genom ett antal arbeten. Rudberg (1984) och Vilborg (1984) beskrev nischer på låga nivåer i Norrlands inland och kustland. Formerna antogs vara bildade av små nischglaciärer när klimatet varit kallare. Rapp (1984) har beskrivit nischliknande former på Söderåsen i Skåne och Påsse (1990) har beskrivit spår av lokalglaciation i Halland. Jag har diskuterat problematiken kring dessa formers utbildande och föreslagit att de delvis kan vara subglaciala former (Holmlund 1991). Erosionsprocessen kan jämföras med de som är verksamma vid utformningen av överfördjupade bäcken såsom fjordar. Problemet bottnar i att ett kallare klimat möjligen leder till lokalglaciation men denna blir av en kall polär typ som inte eroderar sitt underlag. Andra erosionsprocesser måste därmed ha varit verksamma vid formbildningen.

6. Modellen

Matematiska modeller har sina främsta användningsområden såsom hjälpmedel för att beskriva idéer i ett fysikaliskt väl definierat system. De kan också utnyttjas för att testa hur känsligt ett system är för förändringar samt för att ta reda på hur stora avvikelser som kan tillåtas i ett dataset för att uppnå ett i fält uppmätt resultat. Omvänt kan man pröva sin modell mot ett dataset med kända parametrar och med känt resultat och på så sätt värdera sin modell, dvs hur väl den beskriver verkligheten. Hur vår modell av Weichselisen konstruerats beskrivs i detalj av dr James Fastook i bilaga 3.

Deglaciationsfasen av Weichselnedisningen utnyttjades för kalibrering av modellen. Vi antog att om vi kunde få en god överensstämmelse med den ur geologiska data beskrivna deglaciationsfasen så kunde vi utnyttja denna kalibrering till hela glaciationsfasen. Lyckligtvis finns det mycket information om deglaciationsförloppet i Sverige. Först användes en idealiserad klimatmodell som finns beskriven i figur 10. Därefter användes syreisotopmätningar från Camp Century på Grönland för att ge klimatdata för hela glaciationcykeln.

30 6.00

E 4.50-

O

< 3.00- <0 IE 'b UJ

V E Ö 1.50-

15 000 13000 11000 9000 7000

Time BP

Figur 10. Idealiserad bild av deglaciationsfasen. Jämviktlinjens höjd över havet (ELA), Weichselisens yta och area som en funktion av tiden.

Det punktnät som utnyttjades för Skandinavien kommer från en digital karta av hela världens topografi med en punkttäthet av 5 minuter i både longitudinell och latitudinell led (Anonymous 1988). I det utsnitt som användes för modelleringen av Weichsel utnyttjades 1492 nodpunkter, vilket är ca 20% av kartans optimala upplösning. Detta gav upphov till 1403 kvadratiska element. Avståndet mellan elementens centrum uppgår till ca 50 km i nord-sydlig riktning och 10 km i ost- västlig riktning.

Vi börjar experimentet med en is vid sin maximala utbredning, med en form som är nära steady-state. Uppbyggnadsfasen av denna inlandsis tar enligt modellen ca 40 000 år under polära förhållanden och med en rimlig massbalans (Fig 11).

Basal glidning antas bara ha skett där isen är bottensmältande. Viskositetskonstanten 1 "flytlagen" (bilaga 1) har satts till 2 bar, vilket motsvarar en istemperatur på strax över -10°C. Viskositeten har beräknats ur det empiriska samband som Hooke (1981) har satt upp (bilaga 1). Motsvarande parameter för den basala glidningen har satts till 0,02 bar. Detta betyder att där basal glidning sker, utgör den ca 10 % av den totala isrörelsen. 31 Antaganden om de basala förhållandena är baserade på geologiska observationer och djupdata (hypsometriska data) från Östersjön och Bottenhavet. Det generella antagandet är dock att bottnen var frusen vid sitt underlag överallt ovanför dagens höjdkurva för 100 mö h. Nedanför denna, ned till 100 meter under dagens havsyta, antas isen glida mot sitt underlag enligt Weertman (1957, 1964). I de områden som idag ligger på större djup än 100 meter antar vi att den basala glidningen var dubbelt så stor som i det ovanförliggande områdena (lOOmuh- 100 möh, Fig 12). Denna förstärkta basala glidning simulerar rörelsen i och över deformerbara sediment.

Åland utgör emellertid ett undantag från denna bild. Under deglaciationsförloppet skedde sannolikt en anfrysning av isen över Åland. Detta antagande bygger på svårigheten att modellera deglaciationsförloppet under Yngre Dryas. Utan detta tillägg hade deglaciationsförloppet fortskridit i Bottenhavet, trots en markant

Figur 11. Maximiutbredning med topografiska förhållanden vid 15 000 - 16 000 BP. Profilen A-B finns redovisad i figur 13.

32 Frozen bed

Basal sliding

Enhanced sliding g

Figur 12. Weichse'isens basala förhållanden under deglaciationsfasen enligt denna modell. temperatursänkning. Om Åland däremot var ett markant hinder för isen genom t ex en anfrysning så blir resultatet mer likt vad vi har belägg för i falt. Ett sådant grepp kan fysikaliskt motiveras med att isen blev förhållandevis tunn över Åland. Detta medgav ett större värmeflöde mellan underlaget och atmosfären jämfört med i de omkringliggande, djupare partierna. Det ledde i sin tur till att bottnen avkyldes och isen frös fast.

För modellen av hela glaciationen krävdes en klimatkurva av högsta möjliga kvalitet. Vi valde iskärnor från Grönland framför djuphavskämor för att uppnå

33 maximal upplösning. Grönlandskämoma speglar atmosfärens sammansättning vid tiden för snöns avsättning. Det finns tre olika lokaler vid vilka det har tagits djupa kärnor på Grönland, det är Camp Century på nordvästra Grönland, det är Dye 3 vid den sydliga domen och det är vid Summit som ligger strax sydost om den nordliga domens centrum. Camp Century borrades upp i slutet av 1960-talet och den täcker en period av ca 150 000 år, dvs tillbaks till Eem. Dye 3-käman togs upp i början av 1980-talet och borde spegla skandinaviska förhållanden bäst. Det är emellertid mycket oklart hur långt tillbaks i tiden som borrkäman sträcker sig. Problemet med denna borrlokal är att den ligger på en plats som förmodligen var isfri under Eem. I bottnen av denna kärna finns alltså ett uppbyggnadsskede av inlandsisen samt, med all säkerhet, forändringar i flödesmönster etc. Mot bakgrunden av de problem som har varit kring tolkningarna av iskäman från Dye 3 så genomfördes ett nytt borrprqjekt 1990-1992 på en plats som kallas Summit. Projektet är i likhet med de tidigare danskt-amerikanskt, men denna gång har två kärnor tagits upp. Analysarbetet pågår nu av dessa båda kärnor men resultaten är inte publicerade och därför inte tillgängliga för forskargrupper utanför de ovan nämnda. Efter långa överläggningar med den danska gruppen, representerad av dr Gundestrup, kom vi fram till att vi i huvudsak skulle använda det tillgängliga materialet från Camp Century, men ersätta de sista 38 000 åren med publicerade data från Summit (Johnsen et al. 1992).

För att översätta syreisotopsammansättningen till temperaturvärden användes förhållandet lppm 18O=0.67°C (Johnsen et al. 1982). Vi utgick från dagens värde och relaterade vår temperaturkurva till detta. Vi antog vidare att förändringarna vid Camp Century/Summit speglade förändringar i det Skandinaviska klimatet.

Nivån vid Camp Century och vid Summit har också förändrats med tiden. Dessa nivåförändringar har beräknats av Letréguilly et al. (1991). Nivåförändringarna togs med i beräkningen enligt ett adiabatiskt temperaturförhållande på l°C/100 m.

När vi använde denna temperaturmodell nådde inlandsisen inte ut till den maximala utbredning som geologiska belägg visar att den har haft. Temperaturen fick generellt sänkas 0.1°C för att isen skulle nå ut till sitt maximala läge.

Denna lilla justering gav en tillfredställande maximal utbredning av inlandsisen men den gav samtidigt en alltför långsam deglaciationsfas. De sista isrestema smälte bort ca 5 000 BP. Temperaturen skulle behöva vara 3 grader varmare än vad

34 grönlandskärnorna indikerar för att smälta bort isresterna enligt den geologiska tidtabellen. I det fortsatta modellarbetet har vi därför använt oss av den till temperatur översatta syreisotopkurvan med ett generellt temperaturavdrag på 0.1°C och med ett temperaturtillägg på 3°C för deglaciationsfasen. Detta gav en god överensstämmelse med fältdata.

Den geografiska temperaturfördelningen i modellen är baserad på ett empiriskt samband från data från Antarktis med en latitudpåverkan av 0.55°C/latitud. Kalibreringen för Skandinaviska förhållanden gjordes iterativt genom att köra modellen vid olika temperaturer och studera resultatet. Det slutligen använda sambandet ger en årsmedeltemperatur för Stockholm idag på +6°C vilket ligger mycket nära den uppmätta årsmedeltemperaturen som var +6,6°C för perioden 1931-1960 (Ångström 1974).

Olika grad av tidsintegrering ger olika resultat. Ju kortare integreringstid, ju känsligare inlandsis. Även förhållandevis korta klimatsvängningar har betydelse för inlandsisens utveckling. I denna modellering har vi använt oss av 100 års tidsupplösning. Detta är en kompromiss mellan rimlig tidsåtgång vid processeringen och upplösningen i datasetet som var i storleksordningen 50 år.

Massbalansen har delats upp i nettoackumulation och nettoablation. Olika beräkningsmetoder har således använts på var sida om jämviktslinjen. Detta finns beskrivet utförligare i bilaga 3. Ackumulationsmönstret bygger på data från Antarktis men har bilagts en vindfaktor som ger ett ökat masstillskott på vindsidan och en motsvarande minskning på läsidan. Vi vet naturligtvis inte vilka vindriktningar som har varit rådande under glaciationsfasen men vi har antagit att dagens situation gällde även då. En dominerande vindriktning från sydväst antas därför ha påverkat ackumulationen. Nederbörden finns med i massbalansen uttryckt såsom årlig mängd ackumulerad snö. Nederbördsmängden styrs av mark- eller isytans lutning samt av kondensationsnivån i atmosfären. Kondesationsnivån kan, enligt normalt meteorologiskt förfarande, uppskattas ur årsmedeltemperaturen vid marknivån vilken främst är en funktion av höjden över havet och latituden.

Ablationen bygger på antalet positiva graddagar vid olika latituder. Den årliga cykeln antas beskriven av en sinusfunktion vars amplitud ökar med latituden. Förändringar i temperaturen förändrar nollnivåns läge och den årliga ablationen fås genom integrering av den positiva delen av kurvan.

35 7 Resultat av modeUeringen

7.1 Deglaciationen och Yngre Dryas

Bottnen av isen i områden som idag utgörs av Östersjön och Bottenhavet var enligt detta modellförsök vid trycksmältpunkten genom hela glaciationen. I inledningsfasen kan möjligen isen över Östersjön ha varit frusen vid sitt underlag, men blev i sådant fall bottensmältande när ismassan blev tillräckligt mäktig. Om vi kan anta dessa grundförutsättningar kan vi sluta oss till att inlandsisen sannolikt dränerades av en isström, en isström som beskrivits av flera författare som den Baltisk isströmmen (Torell 1873, Boulton et al. 198S, Lundquist 1987). Den västliga vridningen som skedde i södra Östersjön kan ha berott på att det här var varmare vid bottnen, kanske mer sediment och framför allt högre avsmältning åt sydväst jämfört med åt sydost (Figurerna 11-13).

En isström har en låg profil vilket gör den känslig för en temperaturstegring. När det postglaciala varmare klimatet inleddes smälte isen av mycket fort och isfronten retirerade upp till i nivå med Åland (Å i Fig 13). Gotland och Öland verkar inte ha påverkat avsmältningsskeendet på något avgörande sätt. Ett viktigt skäl till att dessa relativa höjder inte påverkade bilden nämnvärt är att de smältes fram under mycket varma perioder under en snabbt retirerande glaciärfront. Åland däremot tycks ha varit ett betydande hinder. Skulle Åland inte ha varit det skulle deglaciationsförloppet ha sett annorlunda ut än det gjorde. Is skulle mycket effektivt ha dränerats ur Bottenhavsbäckenet och det skulle bli kvar två skilda isdomer alternativt en hästskoformad is kring Bottenviken. Dessutom skulle inte den klimatiska händelsen Yngre Dryas ha lämnat lika klara spår i främst Sverige som det har gjort, då recessionen skulle ha fortgått genom hela kallperioden.

Vi kan bara spekulera om, och hur länge denna frusna zon över Åland har existerat. Det är möjligt att anfrysningen var en konsekvens av isens uttunning i avsmältningsskedet. Bottnen kan ha varit vid trycksmältpunkten under större delen av istiden, utom just under de sista årtusendena. Graden av tiUfrysning kring Åland bestämmer läget av isfronten i området under Yngre Dryas.

Under Boiling och Alleröd var klimatet varmt och det skedde sannolikt smältning över större delen av inlandsisen utom möjligen högst uppe på domen. Smältvatten kunde därmed perkolera genom den ackumulerade snön och värma upp den. Detta

36 3000 3000

-2500

2000

-1500

1000

-500

—500

-1000 -1000 1000 2000 3000 Distance (km)

Figur 13. Deglaciationsförloppet 15 000 - 9 000 BP. Profilens sträckning finns indikerad i figur 11. Bokstaven Å anger det ungefärliga läget för Åland.

är en mycket effektiv process, eftersom smältvatten därmed kan värma upp den underliggande fimen. Den is som bildas under sådana betingelser kommer att befinna sig vid trycksmältpunkten. Denna "värmevåg" kommer att förflyttas nedåt i isen rned en hastighet som bestiims av isens ledningsförmåga, ackumulationshastigheten och deformationsgraden i isen (se vidare avsnitt 4.3 och figur 8). Is vid trycksmältpunkten deformeras ca 10 gånger lättare än is som befinner sig vid -10°C. Emellertid så sker den mesta deformationen vid bottnen. Det tar därför mycket lång tid innan en förändring i ytförhållandena påverkar isens viskositet och därmed deformationshastigheten.

37 Under Yngre Dryas kan denna värmevåg ha börjat påverka graden av deformation i isen och även de basala förhållandena nära fronten. Denna tänkbara gradvisa viskositetsändring har inte tagits med i modellen även om det i princip hade varit möjligt. De områden som kan ha påverkats av en sådan process skulle bli wet- based, börja glida mot sitt underlag, accelerera och tunnas ut, utan att för den skull behöva förändra sin utbredning. När den preboreala värmetiden sätter in efter Yngre Dryas skulle en sådan "sänkt" isprofil kunna förklara hur den snabba reträtten kunde följa så snabbt på en temperaturhöjning.

När Åland blir isfritt aktiveras isströmmen i Bottenhavet på nytt genom kalvning vid fronten och återstoden av ismassan kan därigenom effektivt dräneras. De slutliga Isrestema finner vi uppåt fjällen.

7.2 Ytterlighetstester

För att testa det föreslagna scenariot gjordes också några beräkningar med extrema värden på bl a temperaturen vid isens botten. Dessa tester börjar med en inlandsis som har en utsträckning som vid Weichselisens maximiutbredning. I alla experiment var klimatförändringen en plötslig uppvärmning som förflyttade jämviktslinjen från 300 m till 1500 m. I det första experimentet är isen bottensmältande över hela den nedisade ytan. I det andra experimentet är isen bottenfrusen. Slutligen framtogs ett scenario där de mekaniska egenskaperna i isen har tillåtits förändras med tiden för att se om ett stillestånd under Yngre Dryas kan simuleras utan någon klimatsignal.

Temperaturen vid bottnen

I scenariot där hela bottnen plötsligt blir bottensmältande kollapsar inlandsisen och är helt bortsmält på 2 400 år (Fig 14A). De sista isresterna återfinns i Bottenhavet där isen ursprungligen var mäktigast.

I det andra experimentet blir bottnen frusen under hela inlandsisen. Denna is når ett nytt jämviktläge efter 1000 år (Fig 14B). Efter 4 000 år är dess areella utbredning mindre än vid startpunkten, men isen är nära 1000 meter tjockare, trots att klimatet blivit varmare. En sådan is skulle sannolikt inte ha smält bort ens under de varmaste delarna av Holocen.

38 Dessa två experiment visar att vi måste ha haft en kombination av frusna och bottensmältande förhållanden. Utan basal glidning blir profilen for brant för att isen ska kunna smälta bort, vid den simulerade temperaturhöjningen. Det motsatta förhållandet gäller när hela isen är bottensmältande. Isen blir då så låg att den smälter bort mycket fort.

Utifrån dessa ytterlighetstester utvecklade vi den mycket enkla bild av basala förhållanden som presenteras i figur 12, där bottnen är frusen ovan dagens 100 meters nivå. De lågt liggande partierna, såsom i Bottenhavet och i Östersjön, sammanfaller geografiskt med var vi tror att isen har varit mäktigast och därmed också varit vid trycksmältpunkten.

Behövs en klimatsignal för att ge ett stillestånd vid Yngre Dryaslinjen

Nästa test gäller den relativa betydelsen av en klimatsignal i förhållande till dynamiska förändringar i isen. Vi tog bort den kalla klimatsignalen under Yngre Dryas för att kunna följa deglaciationsförloppet vid ett konstant varmt klimat. Vi använde bottentemperaturer enligt det mönster som diskuterats tidigare, med både frusna och smältande partier kopplat till höjden över havet. Klimatförändringen var också densamma som i de två tidigare experimenten. Med detta enkla scenario är volyminskningen och recessionshastigheten jämn för de första 4 000 åren. Efter 4 000 år avtar minskningen och efter ytterligare 4 000 år är all is bortsmält. Detta är den heldragna linjen i figur 14B, markerad med ett "a". Ytutbredningen visas med streckad linje. I detta scenario finns ingen avkylning under Yngre Dryas, varför det inte blir något stillestånd. Observera att 90% av volymen försvinner under de första 4 000 åren av deglaciationen medan arean under samma tid endast minskar med 60%. Att mass- och ytförlusten därefter minskar är sannolikt ett resultat av att underlaget var fruset i det i Sveriges inland, vilket gör att reträtthastigheten minskar jämfört med i de bottensmältande partierna.

Då detta scenario inte gav något stillestånd under Yngre Dryas samtidigt som det definitivt finns belägg för att att klimatet var kallt under denna tid, tar vi bara med detta experiment för att jämföra med nästa del.

39 O " i i i i i i i i i<[i i i i i i i i i i i i i i i ! I » i T I 1 15000 14 000 13000 1 1000 13 000 11000 9 000 7 000 Time BP Time BP

Figur 14. Ytterlighetstester

Förändringar i isens viskositet

Det sista experimentet är en kontroll av betydelsen av eventuella förändringar i mekaniska egenskaper i isen under Yngre Dryas. I detta experiment har vi inte heller någon klimatsignal under Yngre Dryas. Vi har istället lagt till en "uppmjukningsfaktor" för att simulera en minskad viskositet, till den återstående isen efter 4000 år av avsmältning. Detta får till följd att recessionstakten (se den streckade areakurvan märkt "b" i Figur 14B) avtar under Yngre Dryas medan massförlusten (se den heldragna kurvan märkt "b" i Figur 14B) fortsätter och t o m accelererar genom hela perioden. Detta sker när isen tunnas ut pga att den blir mer lättflytande, vilket orsakar ett ökat flöde mot fronten vilket temporärt är större än ablationen och orsakar ett stillestånd i frontläget. Som ett ytterligare resultat av denna förändring smälter de sista resterna av inlandsisen bort några tusen år tidigare, jämfört med de andra scenarierna som saknar denna uppmjukningsfaktor (Fig 14Bb). Det viktiga med detta test är att det visar att det går att få ett stillestånd i recessionen utan någon klimatologisk signal. Man bör alUså iaktta viss försiktighet när man gör en direkt koppling mellan en förändring i ett frontläge och en klimatsignal. Man måste även ta hänsyn till eventuella mekaniska förändringar i

40 isen. Om ett stillestånd är kort, och följs av en snabb reträtt, är det möjligt att stillestandet är orsakat av att isen övergått från att vara frusen vid bottnen till att vara bottensmältande. En sådan förändring skulle ge upphov till en flackare längsprofil hos isen. Detta skulle kunna ge upphov till ett stillestånd eller framskjutning av frontläget utan att massan av isen behöver öka. Men, då den klimatologiska signalen under Yngre Dryas är så väl dokumenterad, finner vi ingen orsak att ifrågasätta den som den viktigaste orsaken till stilleståndet. Förändringar i de mekaniska egenskaperna i isen kan dock vara en bidragande orsak till varför deglaciationsförloppet kring Yngre Dryas är så svårt att rekonstruera i detalj.

Inlandsisen nådde aldrig någon steady-state situation. Detta innebär att det heller inte rådde någon jämvikt i isens temperaturfördelning. Dock gäller generellt att vid ett konstant klimat är bottnen varmare under en mäktig is än under en tunn is.

3.0-U

•O m O

H Z Ui 2.0- H X ai

< LJ

1.0-

130 104 TIME BP

Figur 15. Temperaturicurvan från Grönland samt arean av Weichselisen i Skandinavien som en funktion av tiden.

41 7.3 Modellering av Weichselistiden

Det framgår av figur 15 att nedisningens tre olika skeden, Weichsel I-III, är tydligt urskiljbara redan i temperaturkurvan. Små förändringar i kalibreringsvärden förskjuter kurvan i vertikal ledd vilket alltså får konsekvenser för isens utbredning vid olika tidpunkter. Nedan följer nedisningsförloppet enligt ovan givna data och grundförutsättningar.

Weichsel I inleds med en iskalott i Sydnorge ca 112 000 BP. Vid 110 000 BP växer den till och täcker nästan hela fjällkedjan. Denna period följs av att isen tudelas och det bildas en nordlig och en sydlig dom (Fig 16a). Denna situation varar i ca 10 000 år. 99 000 BP växer isdomema samman och isen börjar även breda ut sig mot Kolahalvön. Vid 97 000 BP når isen Kolahalvön och vid 91 000 BP når den Bottenviken. Maximum nås vid 90 000 BP (Fig 16b) och därefter sätter en kraftig reträtt in och isen når en minimiutbredning vid 82 000 BP (Fig 16c).

Weichsel II inleds med en kraftig tillväxt 78 000 BP. Isen växer till och har efter 1000 år nått Kolahalvön och Bottenviken. Vid 72 000 BP har isen nått Åland, vid 65 000 BP är hela Finland täckt. En stiUeståndslinje nås 61 000 BP i Baltikum. Stora delar av Sydsverige är då täckta av is (Fig 16d). Fram till 53 000 BP sker en viss reträtt, framförallt i Sydsverige. 47-42 000 BP skjuter isen fram i södra Östersjön och Skåne nås av fronten (Fig 16 e). Efter en kort reträtt skjuter isen åter fram mot Skåne 39-40 000 BP vilket följs av en kort reträtt.

Den sista fasen av Weichselnedismngen börjar vid 37 000 BP med en framstöt till ett läge som är nära den maximala utbredningen, vilken slutligen nås ca 20 000 BP (Fig 16 f). Isen behåller sedan den utbredningen med små oscillationer vid fronten fram till ca 15 000 BP. Vid 14,5 000 BP börjar deglaciationsfasen som har beskrivits i föregående avsnitt. All is är bortsmält 8 000 BP.

Figur 17 visar hur länge olika delar av Skandinavien var täckta med is. Av figuren framgår att de delar som omfattats av Weichsel I-III, dvs fjällen, har varit istäckta i 80-100 000 år. De delar som täcktes u"der Weichsel II var istäckta i 40-60 000 år. Weichsel III hade en varaktighet av endast ca 20 000 år.

42 e & /^ — / /f//J '/ (\ )' / '• i * '

Y \ I J 42 000 BP

Figur 16. Weichselnedisningens utbredning och mäktighet vid några olika tillfällen enligt denna modellberäkning. De olika rastreringama markerar isens utbredning samt dess mäktighet i tusentals meter. När isen är som mäktigast når isdjupet strax över 3000 meter i Bottenhavet. Figur 17. Istäckets varaktighet under Weichselnedisningen, uttryckt i tusentals är.

8. Diskussion

Glaciationsförloppet

När det gäller modelleringen av hela Weichselnedisningen så baseras modellen på en klimatkurva, på den ovan beskrivna kalibreringen och på det faktum att isen ska nå ut till sitt yttersta läge ca 20 000 BP. Det är alltså fråga om ganska grova gränsvillkor. En liten förändring i toleransen av isens utbredning eller i klimatkurvans utseende kan ge ett förändrat förlopp av istiden. En väsentlig frågeställning är huruvida Grönlandskärnorna verkligen är representativa för klimatet i Skandinavien eller ej. I ett försök att göra resultaten mer allmängiltiga försökte vi med olika typer av utjämning av kurvan. Resultatet blev att klimatkurvan fick förskjutas mot ett kallare klimat för att isen skulle nå sin maximala utbredning. Detta visar på betydelsen av de kortvariga klimatsvängningarna som sker. Med kortvariga men extrema händelser kan vi nå en istidssituation med en förhållandevis mindre temperatursänkning än vad som är fallet om endast medelvärdet, över t ex tusen år, var betydelsefullt. Av samma skäl fås en mindre känslig is vid modelleringsarbeten om tidsintegreringen ökas från 100 år, som vi har använt, till exempelvis 500 år.

Oavsett hur vi utjämnar vår klimatkurva så står det klart att Weichsel I har varit en nedisning som har berört främst fjällen, Norrlands inland och norra Finland. Under Weichsel II växer isen till och når enligt denna modellering en utsträckning som är

44 något större än Yngre Dryas-utbredningen. Detta är naturligtvis en mycket grov bild och den bör tolkas som att isen under Weichsel II stod någonstans söder om Dalälven men norr om Skåne under en mycket lång tid. Det är inte uteslutet att läget sammanfaller med Yngre Dryaslinjen.

Inledningen till Weichsel III är mycket intressant, då den visar på två framstötar över Skåne. Detta kan möjligen vara ett nytt komplicerande eller förlösande inlägg i den komplicerade skånska glaciationshistorien. De tidigaste isframstötarna över Skåne skedde troligen för ca 30 000 år sedan och ska således inte blandas ihop med deglaciationsfasema.

I deglaciationsfasen av Weichsel III ger temperaturkurvan från Grönland inte avsmältningsskeendet tillräcklig kraft för att smälta bort isen i den takt som geologiska belägg visar. Vi har valt att höja temperaturen under de 1600 år som omedelbart föregår Yngre Dryas. Medeltemperaturen har antagits ligga 3 grader under dagens medeltemperatur och inte 6 grader som Grönlandkärnorna visar.

En komplikation som gör sig gällande under deglaciationsskedet är att temperaturkurvan som baseras på iskärnorna uttrycker kalenderår och inte ^C-år. Det innebär exempelvis att klimatsignalen Yngre Dryas förflyttas, och förlängs, till perioden 13 800-11 400 BP.

Deglaciationsförloppet

Deglaciationsförloppet beskrivs bäst genom de kalibreringsförsök som gjorts. Dessa är baserade på ^C-kronologin och avviker därför tidsmässigt något från modelleringen som baserats på den grönländska iskärnekronologin. Modellresultaten visar att det krävs en förhållandevis tunn is efter Yngre Dryas för att den ska kunna smälta bort under de följande dryga tusen åren. En förutsättning för att denna låga profil ska kunna bli till är att isen har en basal glidning, framförallt i Bottenhavet och Bottenviken. Det förutsätter vidare att inte Yngre Dryas perioden är för lång vilket skulle kunna leda till en alltför stor påbyggnad av massa på isen. Vidare krävs att det finns ett hinder för isen i höjd med Åland. En frusen yta kring Åland skulle ha en dämmande effekt på isen, vilket förhindrar dräneringen från mitten av isen och skulle leda till en separation av isen i två domer. När deglaciationsförloppet har passerat Åland försvinner den dämmande effekten och isen kan därmed tunnas ut snabbt över det bottensmältande underlaget och reträtten påskyndas.

45 I sydvästra Sverige avviker det modellerade scenariot betydligt från vad som syns i geologiska data. Det är inte möjligt att generera en bättre passning med de använda antagandena om istemperatur, basal glidning och klimat. Det är dock sannolikt att klimatet här var mer maritimt än i övriga delar av landet liksom det är idag. Ett mer maritimt klimat skulle ge upphov till högre nederbördsmängder och en större massomsättning vilket i sin tur ger en kortare reaktionstid vid förändrade klimatförhållanden. Detta ger också en snabbare migration av den förhållandevis varmare is som bildats under Boiling och Alleröd ner mot bottnen. Isfronten kan därmed reagera snabbare på grund av att isen mjukats upp samt att man i högre grad har haft basal glidning här. Detta skulle antingen kunna orsaka ett stillestånd i isens utbredning längre ut än det modellerade läget med en känslig balans mellan ablation och avsmältning, eller en fluktuerande front över Vänerområdet. Det senare, som verkar mer rimligt, stöds av observationer av Lundquist (1958; 1987) och Björck och Digerfeldt (1986; 1989).

Övriga synpunkter

Avslutningsvis kan sägas att den bästa tolkningen av detta modellförsök kan göras genom att studera klimatkurvan och utnyttja kartorna för att se vad en viss temperaturförändring ger för storleksförändring. Man bör vara lite mer försiktig med att utläsa exakta positioner vid olika tidpunkter.

Ett allmänt bekymmer med modellförsöken är de olika tidsskalor som används. De geologiska spåren är "upphängda" på en ^C-skala, alternativt en lervarvskronologi, medan klimatdiskussioner ofta baseras på årsvarvsmätningar från grönländska iskärnor. En period som Yngre Dryas är dessutom en kronostratigrafiskt definierad tidszon vilket krånglar till nomenklaturen avsevärt.

Isens utbredning vid olika tidpunkter svarar väl mot geologiska data. Detta kan sannolikt tolkas som att grundantagandena om basala förhållanden, isens fysikaliska egenskaper etc, i modellen är rimliga. Isen är av en kall, polär typ och i princip frusen vid sitt underlag. Under dess största mäktighet kan dock trycksmältpunkten nås vilket ger möjlighet till basal glidning. Det är vidare sannolikt att Bottenhavet och Östersjön i inledningsfasen av nedisningen har varit ett istäckt men ej bottenfruset innanhav. Detta medför att de initiala förutsättningarna för basal glidning i dessa områden ar mycket goda. Det är därför rimligt att föreställa sig att en isström har utbildats i detta låga parti av terrängen. Denna isström var den huvudsakliga dräneringskanalen för den Skandinaviska inlandsisen.

46 9. Slutsats

Inlandsisen över Skandinavien under Weichselnedisningen var av en kall polär typ. I partier som idag ligger över ca 100 m ö h var bottnen fastfrusen. I Östersjön och Bottenhavet har isflödet sannolikt i hög grad styrts av basal glidning. Detta gäller speciellt i de djupare delarna av de nuvarande haven. I avsmältningsskeden kan viss uppvärmning ske av inlandsisen. Denna uppvärmning sker genom infiltration av smältvatten i firnområdet. Detta innebär att is bildas vid trycksmältpunkten. Därigenom sker en värmetransport ner i isen, om än långsamt. Direkt värmeöverföring från atmosfär till is är däremot inte någon viktig process i sammanhanget. Under den inledande fasen av istiden då isen eller isarna var koncentrerade till fjälltrakterna är det rimligt att tänka sig att isen har varit förhållandevis varm, jämfört med senare skeden. En annan period som är tillräckligt lång för att fysikaliska egenskaper hos isen kan ha kommit att påverkas är perioden 95-80 000 BP. I övrigt är det sannolikt endast i marginalzonen under deglaciationsskeden som isen har nått trycksmältpunkten i högre liggande terräng.

Åland måste ha varit ett väsentligt hinder för flödet av is från Bottenhavet och Bottenviken. Om inte skulle deglaciationen fortskridit under Yngre Dryas och slutligen efterlämna två separata domer, en i Finland och en i Sverige.

Nedisningen inleds med en fjällcentrerad nedisning från ca 112 000 BP till ca 80 000 BP. Denna period följs av en kraftig tillväxt och isen når en utbredning som är något större än Yngre Dryas-zonen vid ca 61 000 BP. Efter en lång period av stillestånd och små fluktuationer i frontläge inleds den sista fasen av glaciationen vid 37 000 BP. Isen skjuter då fram över södra Östersjön och når sin maximala utbredning ca 30 000 BP. Isen har sedan denna utbredning fram till ca 15 000 BP, då den egentliga deglaciationen inleds. De sista isresterna smälter bort från Norrlands inland ca 8 000 BP.

Den västliga vridningen av isfronten i södra Östersjön antas ha berott på ökad massomsättning i väster p g a västliga nederbördsbärande vindar. Ett annat viktigt skäl till isens svängning är de basala förhållandena som i Östersjön sannolikt bestod av icke frusna, deformerbara sediment medan landpartierna sannolikt var frusna. Isen kunde därmed lättare ta sig fram i de djupaste partierna som i detta område är orienterade åt väster.

47 Klimatkurvan som bygger på syreisotopsammansättningen i isen vid Camp Century och vid Summit ger en god överensstämmelse med den kalibrering som gjorts med utgångspunkt från geologiska data. För deglaciationsförloppet visar dock iskämorna ett alltför kallt klimat för att smälta bort inlandsisen inom ett rimligt tidsintervall. För att kunna modellera ett deglaciationsförlopp som tidsmässigt överensstämmer med geologiska data fick temperaturen höjas med 3 grader från Boiling till Preboreal tid.

Den klimatologiska perioden Yngre Dryas måste ha varit kortare än vad som tidigare har föreslagits. Enligt denna modell bör den inte ha varit längre än 500 14Cår. Under denna period retirerar isen med en avtagande trend för att sedan stå still eller skjuta fram något under de efterföljande 500 åren. En alternativ lösning kan också vara att kallperioden inte var så uniform som man hittills har beskrivit den.

Skillnaden mellan kalenderår och ^C-skalan gör det vanskligt att dra detaljerade slutsatser om främst deglaciationsforloppet.

10. Acknowledgement

Detta modelleringsarbete har kommit till med stöd från naturgeografiska institutionen i Stockholm, Department for Computer Science vid universitet i Maine, Statens Kämkraftinspektion (SKI) och tidigare Statens Kärnbränslenämnd (SKN). Vid SKI och SKN vill jag främst tacka Fritz Kautsky, Öivind Toverud, Nils Rydell och Sören Scherman. Jag vill också tacka Hans Drake och Karin Weilow som har renritat figurerna i rapporten.

48 Referenser

AGU, 1956: Antarctica in the international geophysical year American geophysical union of the National Academy of Sciences - National Research Council. Publ. no 462. 133 s. Ahlmann, H.W:son., 1935: Contribution to the physics of glaciers. The geographical 7O«f7w/86(2):97-113. Ahlmann, H.W:son. & Thorarinsson, S., 1937: Previous investigations of Vatnajökull, Marginal Oscillations of its Outlet-Glaciers and General Description of its Morphology. Geografiska Annaler 19: 176-211. Anonymous, 1988: Digital Relief of the surface of the Earth (ETOPOS: 5 minx 5 min gridded data). Technical report, National Geophysical Dta Center, NOAA Code E/GC3, 325 Broadway, Boulder, CO 80303-3328, USA. Becker, E.B., Ca^ey, C.F. & Oden, J.T. 1981: Finite Elements, An Introduction. Prentice-Hall, Englewood Cliffs. Berglund, B.E., 1979: The deglaciation of southern Sweden 13,500-10,000 B.P. Boreas 8: 89-117. Björck, S. & Digerfelt, G., 1986: Late Weichselian-Early Holocene shore displacement west of Mt. Billingen, within the Middle Swedish end-moraine zone. Boreas 15: 1-18. -1989: Lake Mullsjön - a key site for understanding the final stage of the Baltic Ice Lake east of Mt. Billingen. Boreas 18: 209-219. Boulton, G.S., 1991: Proposed approach to time-dependent or "event-scenario" modelling of future glaciation in Sweden. Arbetsrapport 91-27, SKB, 24 p. Boulton, G.S. & Jones, A.S., 1979: Stability of temperate ice caps and ice sheets resting on beds of deformable sediments. J. Glaciol. 24 (90): 29-43. Boulton, G.S., Smith, G.D., Jones, A.S. & Newsome, J., 1985: Glacial geology and glaciology of the last mid-latitude ice sheets. J. geol. Soc. London, 142: 447- 474. Braithwaite, R.J. & Olesen, O.B., 1989: Calculation of glacier ablation from air temperature, West Greenland. In J. Oerlemans, ed. Glacier Fluctuations and Climate Change, p. 219-233. Kluwer Academic Press, Dordrecht Budd, W.F., 1969: The dynamics of ice masses. Anare scientific reports. Australian Natinal Antarctic research expeditions. Series A (IV) Glaciology, Publication No. 108. Cato, I. 1987: On the definitive connection of the Swedish Time Scale with the present. Sveriges geologiska undersökning Ca 68, 55 p. Dansgaard, W., 1984: Grönlandsisen minns klimat och vulkanutbrott. Forskning och Framsteg 4: 4-12.

49 Dansgaard, W., White, J.W.C. & Johnsen, S.I., 1989: The abrupt termination of the Younger Dryas climate event. Nature, 339: 532-534. Dansgaard, W., Johnsen, S.J., Clausen, H.B., Dahl-Jensen, D., Gundestrup, N.S., Hammer, C.U., Hvidberg, C.S., Steffensen, J.P., Sveinbjörnsdottir, A.E., Jouzel, J. & Bond, G., 1993: Evidence for general instability of past climate f rom a 250-kyr ice-core record. Nature, 364: 218-220. De Geer, G. 1940: Geochronologia Suecica Principles. Kungliga svenska vetenskapsakademins handlingar 3,18,6, 367p. Denton, G.H. & Hughes, T.J., 1981: The Last Great Ice Sheets, Wiley- Interscience, New York, 484 p. Drewry, D.J., 1983: Antarctica: Glaciological and Geophysical Folio, Scott Polar Research Institute, University of Cambridge, Cambridge, England. Erdmann, A., 1868: Bidrag till kännedomen om Sveriges Qvartära bildningar. SGU, Stockholm, 297 s. Fastook, J.L. 1990: A map-plane finite-elemt program for ice sheet reconstruction: A steady-state calibration with Antarctica and a reconstruction of the Laurentide Ice Sheet for 18,000 BP. In Hilton U.Brown, editor, Computer Assisted Analysis and Modeling on the IBM 3090. IBM Scientific and Technical Computing Department, White Plains, New York. Fastook, J.L. & Chapman, J. 1989: A map plane finite element model: Three modelling experiments. Journal ofGlaciology, 35(119), 48-52. Fastook, J.L. & Holmlund, P. 1993: A glaciological model of the Younger Dryas event in Scandinavia. Journal ofGlaciology, In press. -In prep: Climatic thresholds and behaviour of the Weichselian Ice Sheet. Fastook, J.L. & Prentice, M. 1993: A finite-element model of Antarctica: Sensitivity test for meteorological mass balance relationship. Journal ofGlaciology, In press. Fortuin, J.P.F. & Oerlemans, J. 1990: Parameterization of the annual surface temperature and mass balance of Antarctica. Annals ofGlaciology 14, 78-84. Geikie, J., 1894: The Great Ice Age, and its relation to the antiquity of man. Tredje upplagan, Edward Stanford förlag, London 1894, 850 s. Glen, J.W., 1952: Experimentson the deformation of ice. J. Glaciol. 2(12): 111-114. -1955: The creep of polycrystalline ice. Proceedings of the Royal Society of London, 228: 519-538. Grip (Greenland Ice-core Project Members), 1993: Climate instability during the last interglacial period recorded in the GRIP ice core. Nature, 364: 203-207.

50 Grosswald, M.G., 1988: Antarctic style Ice Sheet in the Northern Hemisphere: Toward the new Global Glacial Theory. Polar Geography and Geology, 12(4): 239-267. Hamberg, A., 1910: Die gletscher des Sarekgebirges und ihre Untersuchung. In, Die Gletscher Schwedens im Jahre 1908. Sveriges geologiska undersökning Ca 5, III: 1-26. Harvey, D.L.D. 1989: Modelling the Younger Dryas. Quaternary Science Reviews 8, 137-149. Holmlund, P., 1988: An application of two theoretical melt water drainage models on Storglaciären and Mikkaglaciären, northern Sweden. Geografiska Annaler 70A (1-2): 1-7. -1991: Cirques at low altitudes need not necessarily have been cut by small glaciers. Geografiska Annaler. 73A (1): 9-16. -1992: Radio-echo soundings along the lowermost part of the Baileys Ice Stream in the Filchner Ice Shelf Basin. FRISP report no 6. Alfred-Wegener-Institut fur Polar- und Meeresforschung, 98-100. Holmlund, P. & Fastook, J., 1993: Numerical modelling provides evidence of a Baltic Ice Stream during the Younger Dryas in Scandinavia. Boreas, 22: 77-86. Hooke, R.LeB., 1977: Basal Temperatures in Polar Ice Sheets: A qualitative Review. Quaternary Research 7: 1-13. -1981: Flow Law for polychrystalline Ice in Glaciers: Comparison of theoretical predictions, Laboratory Data, and Field Measurements. Rev. Geophy. Space Phys. 19 (4): 664-672. -1984: On the role of mechanical energy in mainatining subglacial water conduits at atmospheric pressure. Journal ofGlaciology 30 (105): 180-187. Hughes, T.J., 1981: Numerical reconstruction of paleo ice sheets. In G.H. Denton and T.J. Hughes, editors, Vie Last Great Ice Sheets, Wiley- Interscience, New York. -1987: Ice dynamics and deglaciation models when ice sheets collapsed. In: Ruddiman, W.F. and Wright, H.E. Jr., eds., North America and adjacent oceans during the last deglaciation: Boulder, Colorado, Geological Society of America, The Geology of North America, K-3: 183-220. -1992a: On the pulling power of ice streams. Journal ofGlaciology, 38 (128): 125- 151. -1992b: Abrupt climatic change related to unstable ice-sheet dynamics: towards a new paradigm. Paleography, Paleoclimatology, Paleoecology, 91: 203-234. Iken, A. & Bindschadler, R.A., 1986: Combined measurements of subglacial water pressure and surface velocity of Findelengletscher, Switzerland: Conclusions about drainage system and sliding mechanism. Journal ofGlaciology 32 (110): 101-119.

51 Johnsen, S.J., Clausen, H.B., Dansgaard, W., Fuhrer, K., Gundestrup, N., Hammer, C.U., Iversen, P., Jouzel, J., Stauffer, B. & Steffensen, J.P., 1992: Irregular glacial interstadials recorded in a new Greenland ice core. Nature 359: 311-313. Jouzel, J. & Merlivat, L., 1984: Deuterium and Oxygen 18 in precipitation: Modeling of the isotopic effects during snow formation. Journal of Geophysical Research, 89: 11749-11757. Kamb, B., 1970: Sliding motion of glaciers: Theory and observations. Rev. Geophys. Res. 8: 673-728. Karlen, W., 1973: Holocene glacier and climatic variations, Kebnekaise mountains, Swedish Lappland. Geografiska Annaler 55A: 29-63. -1982: Holocene Glacier Fluctuations in Scandinavia. Striae, 18:26-34. -1991: Glacier Fluctuations in Scandinavia During the Last 9000 years. Temperate Palaeohydrology. Eds. L.Starkel, K.J. Gregory and J.B.Thomes. John Wiley and Sons Ltd, p 395-412. Kleman, J., 1992: The palimpsest glacial landscape in northwestern Sweden. -Late Weichselian deglaciation landforms and traces of old west-centered ice sheets. Geografiska Annaler 74A (4): 305-325. Kleman, J. & Borgström, I., 1990: The boulder fields of Mt. Fulufjället, West-central Sweden. Geografiska Annaler 12 A (1): 63-78. -1993: Glacial Landforms indicative of a partly frozen bedJournalofGlaciology, In press. Kleman, J., Borgström, I., Robertsson, A-M. & Lilliesköld, M., 1992: Morphology and stratigraphy from several deglaciations in the Transtrand Mountains, western Sweden. Journal of Quaternary Science, 7 (1): 1-17. Lagerlund, E., 1987: An alternative Weichselian glaciation model, with special reference to the glacial history of Skåne, South Sweden. Boreas 16: 433-459. Letréguilly, A., Reeh, N. & Huybrechts, P., 1991: The Greenland ice sheet through the last glacial-interglacial cycle. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology (Global and Planetary Change section, 90: 385-394. Ljungner, E., 1949: East-west balance of the Quaternary ice caps in Patagonia and Scandinavia. Bull. Geol. Inst. Univ. Upsala, 33, 96 p. Lliboutry, L., 1963: Le regime thermique de la base des calottes polaires. IUGG. IASH. General Assembley of Berkley Pub. No 61: 232-244. Lotter, A.F. 1991: Absolute dating of the Late-Glacial Period in Switzerland Using Annually Laminated Sediments. Quaternary Research 35 (3), 321-330. Lundqvist, G., 1961: Beskrivning till karta över landisens avsmältning och högsta kustlinjen i Sverige. Sveriges Geologiska Undersökning (SGU), Ba 18, 148 p.

52 Lundqvist, J., 1958: Beskrivning till jordartskarta över Värmlands län. Sv. Geol. Unders. (SGU)Ca38, ..p. -1980: The deglaciation of Sweden after 10,000 B.P. Boreas (4): 229-238. -1987: Glaciodynamics of the Younger Dryas marginal zone in Scandinavia. Implications of a revised glaciation model. Geografiska Annaler 69A (2): 305- 320. -1992: Glacial stratigraphy in Sweden. Glacial stratigraphy, engineering geology and earth construction. Ed. K. Kauranne. Geological Survey of Finland, Special paper 15, 43-59. Mangerud, J., Andersen, S.T., Berglund, B.E. & Donner, J.J. 1974: Quaternary stratigraphy of Norden, a proposal for terminology and classification. Boreas 3, 109-127. Mannerfelt, C.M:son., 1945: Några glacialmorfologiska formelement och deras vittnesbörd om inlandsisens avsmältningsmekanik i svensk och norsk fjällterräng. Geografiska Annaler (1-2): 1-239. Morän, S.R., Clayton, L., Hooke, R.LeB., Fenton, M.M. & Andriashek, L.D., 1980: Glacier-bed landforms of the prairie region of North America. Journal of Glaciology 25 (93): 457-476. Mooers, H., 1990: A glacioprocess model: The role of spatial and temporal varaitions in glacier thermal regime. Geological Society of America Bulletin, 102: 243- 251. Nye, J.F., 1952: The mechanics of glacier flow. Journal of Glaciology 2(12): 82-93. -1960: The response of glaciers and ice sheets to seasonal and climatic changes. Proc. Roy. Soc. A., 256: 559-584. -1965: A numerical model of inferring the budget history of a glacier from its advance and retreat. Journal of Glaciology 5(41): 589-607. -1969: A calculation on the sliding of ice over a wavy surface using a Newtonian approximation. Proc. Royal Soc. London A 311: 445-467. Nye, J.F. & Frank, F.C., 1973: Hydrology of the intergranular veins in a temperate glacier. Symposium on the hydrology of glaciers, Cambridge, 7-13 September 1969, organized by the Glaciological Society. Publication no 95, De låssociation internationale d'hydrologie scientifique, p. 157-161. Porter, S.C., 1989: Some Geological Implications of Average Quarternary Glacial Conditions. Quaternary Research 32: 245-261. Påsse, T., 1990: Description to the quaternary map Varberg NO. Sv. Geol. Unders. (SGU), AelO2, 117 p. Rapp, A., 1984: Nivation hollows and glacial cirques in Söderåsen, Scania, South Sweden. Geografiska Annaler 66A (1-2): 11-28.

53 Raymond, C.F. & Harrison, W.D., 1975: Some observations on the behavior of liquid and gas phases in temperate glacier ice. Journal ofGlaciology 14 (71): 213-234. Reeh, N., 1991: The last interglacial as recorded in the Greenland Ice Sheet and Canadian Arctic Ice Caps. Quaternary International 10-12: 123-142. Robin, G. de Q., 1955: Ice movement and temperature distribution in glaciers and ice sheets. Journal ofGlaciology 2 (18): 523-532. Rudberg, S., 1984: Fossil glacial cirques or cirque problematica at lower levels in northern and central Sweden. Geografiska Annaler 66 A (1-2): 29-39. Röthlisberger, H., 1972: Water pressure in intra- and subglacial channels. Journal of Glaciology 11 (62): 177-204. Schytt, V., 1958: Glaciology II. Norwegian-British-Swedish expedition, 1949-1952. Scientific reults, vol IV. Norsk polarinstitutt, Oslo, 151 p. -1974: Inland ice sheets - recent and Pleistocene. Geologiska Föreningens i Stockholm Förhandlingar (GFF), 96: 299-309. Shreve, R.L., 1972: Movement of water in glaciers. Journal of Glaciology 11(62): 205-214. Stenborg, T., 1969: Studies of the internal drainage of glaciers. Geografiska Annaler 51A(l-2): 13-41. Torell, O. 1872: Undersökningar öfver istiden. /. Öfversigt af Kungliga Vetenskaps- akademiens förhandlingar 30 (1), 1-46. -1873: Undersökningar öfver istiden. II. Skandinaviska inlandsisens utsträckning under isperioden. Öfversigt af Kungliga Vetenskaps-akademiens förhandlingar'30(1) , 47-64. Walder, J. & Hållet, B., 1979: Geometry of former subglacial water channels and cavities. Journal ofGlaciology 22 (89): 335-346. Weertman, J., 1957: On the sliding of glaciers. Journal ofGlaciology 3 (21): 33-38. -1964: The theory of glacier sliding. Journal ofGlaciology, 5 (39): 287-303. -1986: Basal water and high-pressure basal ice. Journal ofGlaciology 32 (112): 455- 463. Vilborg, L., 1984: The cirque forms of central Sweden. Geografiska Annaler 66A (1- 2): 41-77. Ångström, A., 1974: Sveriges klimat. Tredje upplagan, Generalstabens litografiska anstalts förlag, Stockholm 1974, 188 s.

54 Bilaga 1 HUR IS DEFORMERAS

Den basala skjuvspänningen i longitudinell led i ett tvådimensionellt fall definieras som:

T=gph-sin a

Där g är tyngdkraftsaccelerationen, p är isens densitet, h är isens mäktighet och a är isytans lutning, g och p kan antas vara konstanta och skjuvspänningen kan därför sägas bero på isens mäktighet och dess överytas lutning.

Den basala skjuvspänningen påverkar deformationshastigheten (8) enligt:

É=(T/B)n

Där B och n är konstanter. Konstanten n bestämrns empiriskt genom lab- eller fältförsök. I labförsök lägger man på en konstant spänning på ett isstycke och studerar dess deformation som en funktion av tiden. Deformationshastigheten är först snabb, sedan avtar den för att i ett sent skede öka igen. Det är förstaderivatan av kurvan under den sekundära fasen som anger konstanten n. Detta verkar entydigt men olika forskare Y?i kommit fram till olika resultat. Enligt Hooke (1981) kan detta möjligen bero på att man inte låtit försöken pågå tillräckligt länge, man har inte väntat ut den tredje fasen. Om man inte gör det kan man inte vara säker på att andraderivatan har nått sitt minimivärde. Ofta används värdet 3 för konstanten n men labförsök visar att värdet ligger mellan 1,7 och 4,2. Enligt fältmätningar på svenska glaciärer bör värdet vara 3,0.

Konstanten B anger viskositeten hos is. Den kan enligt Hooke (1981) bestämmas ur temperaturen genom det empiriska sambandet:

B= Boexp (To/T-C/(TrT)k)

5 1/3 Där Bo= 1,928-10" bar a , To= 3155 K, C= 0,16612 K, Tr= 273,39 K, k= 1,17. För en tempererad is får vi ett värde på 1,2 och för en is som håller -10°C får vi värdet 2,5. Bilaga 2 TEMPERATURFORDELNINGENI EN IS

Temperaturfordelningen i en kail is ha beskrivits av flera författare (Robin 1955; Lliboutry 1963; Budd 1969) och en generell ekvation kan i förkortad form skrivas:

82e A 86 auk (Budd 1969) Sz2+- +kH - med gränsvillkoret Pb= PG+ K där A är mängden ackumulerad snö uttryckt i vattenekvivalenter, z är nivån över isens botten (z=H vid ytan). H är isens tjocklek, K är termala konduktiviteten och k är termala diffusiviteten. K och k är temperaturberoende. auX/k är temperaturförändringen som är orsakad av den adiabatiska höjningen av temperaturen i luften med minskad höjd Över havet, a är här isytans lutning, u är isens rörelsehastighet och X är det adiabatiska temperaturavtagandet med höjden. P5 är den termala gradienten i isen. pG är den geotermala gradienten i underlaget. T5U/K, där TD är skjuvspänningen vid bottnen.

Temperaturen 0 kan härur beräknas vid olika nivåer i isen genom integrering. Förändringen i temperaturens gradient kan antas vara försumbar vilket förenklar beräkningen. Vidare färutsätts att vi har en steady-state situation, dvs ingen förändring i värmeflöde med tid (80/5t=O) och linjärt avtagande vertikalrörelse med avtagande höjd.

Detta är en s k "column model" (Budd 1969) vilket innebär att man kan tänka sig en ispelare, från isytan ner till bottnen, som rör sig i isens rörelseriktning. Man antar vidare att isen värms upp med en konstant gradient ccuX.

Av ekvationen framgår att det är ackumulationen, yttemperaturen och den geotermala gradienten som är de viktigaste faktorerna för temperaturfördelningen. Hooke (1977) har använt ett snarlikt förkortat uttryck för att beräkna värdena i figur 2. Av figuren framgår att temperaturen är låg vid isens överyta och når ett minimum en bit ner i isen p g a advektion av is från de ovanförliggande, kallare partierna. Vidare framgår det att temperaturen är högst vid isens botten samt att det inte är sannolikt att isen når trycksmältpunkten vid bottnen annat än möjligen mycket nära fronten. bilaga 3 THE MODEL

by

James Fastook

The model consists of a solution of the two-dimensional (map-plane) time-dependent mass- continuity equation. The finite-element method assumes linear spatial interpolants for the solution of differential equations, turning problem into a set of algebraic equations that can be solved by ordinary matrix methods (Becker et al. 1981). A more complete description of the model is found elsewhere (Fastook 1990; Fastook & Chapman 1989; Fastook & Holmlund 1993; Fastook & Prentice 1993; Holmlund & Fastook 1993). The model is based on the following expression. The symbols are explained in Table 1.

y.c = a-& (1) dt

To cast this as a differential equation one must relate the flux, a , to the ice surface elevation, h , through a constitutive equation. For a non-Newtonian fluid such as ice, this involves a non-linear relationship depending on the ice surface elevation, the thickness, and the surface slope.

Table 1. Symbols used

ä net accumulation/ablation rate A flow law parameter B sliding law parameter f. fraction of velocity due to sliding g acceleration of gravity h ice surface elevation H ice column thickness k{x,y) linearization constant for constitutive relationship m sliding law exponent n flow law exponent p density of ice o flux of ice t time

TNSL mean annual air temperature at sea level U column-averaged velocity

UF column-averaged velocity due to flow

Us column-averaged velocity due to sliding We can, however, linearize this by absorbing all dependencies on h and all nonlinearities in the surface slope into a spatially non-uniform proportionality constant, k(x,y). This constitutive equation relating ice flux to surface slope can be expressed by a = -k(x,y) VÄ= UH (2)

The material coefficient k(x,y) is dependent upon the form of the flow and sliding laws.

We use Glen's flow law (Glen 1955) for the component of velocity due to internal deformation of the ice, given by the following expression.

n U - 2 f og I V/t 11 H F L (3) n+2 A

The sliding law used here represents a general relationship for beds at the melting point developed by Weertman (1957, 1964) and is given by the following expression.

(4)

The column-average ice velocity for a combination of these two modes of motion is

U=/Us+(l-y)UF (5) where/is the fraction of velocity due to sliding. For existing ice sheets/can be used as a parameter to "tune" the model. For reconstructing ice sheets from the past and for extrapolating future behaviour,/can be estimated from various erosional features found in the glacial geologic record (Hughes 1981).

The form k(x,y) is obtained by combining equations (3), (4), and (5) and substituting into equation (2).

B n+2 (6)

This shows the dependence of the material coefficient on the ice density, gravity, flow law constant and sliding law constant (of which both constants are dependent on ice temperature, ice crystal size, impurity content, etc.), ice thickness, and surface gradient. Substituting the constitutive law expression for a from equation (2) into continuity equation (1), yields the following differential equation in h.

V (-k (x,y) VÄ) = a - g» (7)

The presence of k(x,y) in the continuity equation incorporates the physics of the flow and sliding laws into the problem, since its form depends on the form of the flow and sliding law. Different treatments of the flow and sliding processes change the form k(x,y) but do not affect the method by which the problem is solved. An entirely different sliding relationship can be substituted without materially affecting the finite-element method of obtaining a solution to this equation.

The finite-element method is specially well suited for solving equations such as equation 7. The method assumes linear spatial interpolants for the solution of this differential equation, turning the problem into a set of algebraic equations which can be solved by ordinary matrix methods (Becker et al. 1981). The solution of these algebraic equations corresponds to the values of h at each of the nodal points that define the grid of elements used to represent the domain of the problem. Boundary conditions can either be specified ice surface elevations or specified ice fluxes across the boundary. Material properties (such as the linearization constant, the net accumulation rate, the flow law constant, the sliding law constant, or the fraction of velocity due to sliding) can be specified for each node.

Because of the non-linearity in the equation represented by the linearization constant, k(x,y), we must proceed to the solution by an iterative technique. Initially a uniform value is chosen for k(x,y) and a solution h at each node is found. A new non-uniform k(x,y) is obtained from equation (6) and a new solution for h is obtained. This process is repeated a handful of times until the values of the solution stop changing.

The primary input, besides the bedrock topography, is the mass balance at each node. In modelling existing ice sheets, measured values of accumulation rates can be used. However, if experiments dealing with changing climate are desired, some self-consistent mass balance relationship that accounts for changes in the ice configuration is necessary. Ideally we would couple such an ice sheet model with a global circulation model (GCM), so that changing topography and albedo would be able to affect the ice sheet's own climatic conditions. With GCMs too expensive and complicated, a simpler parameterization of the ice sheet's effect on local climate is required for efficient experimentation. We developed a mass-balance relationship based on the empirical fit to present Antarctic accumulation rates. The relationship depends on surface elevation, surface slope, and latitude. Complementary ablation rates are based on south Greenland mass-balance data, and are appropriate for a modest wanning of the Antarctic climate. The climate is adjusted wnich by varying the mean annual sea-level air temperature, TJSJSL» provides a starting point for all temperature calculations at present sea level. We understand the limitations of this very simplified model of the mass balance, but feel that it is an appropriate approximation of the actual situation. The mass-balance relationship follows Fortuin and Oerlemans (1990) with modifications suggested by Jouzel & Merlivat (1984) and Braithwaite & Olesen (1989).

Basically this involves a surface temperature derived from a lapse rate and modified for distance from the pole. From this free atmospheric-isothermal layer temperature is obtained. This temperature is used to calculate the saturation vapour pressure from a standard meteorological relationship. Finally the accumulation rate is obtained from fitting of accumulation versus saturation vapour pressure and surface slope.

Ablation is modelled by calculating the number of positive degree days based on assumptions of seasonality as a function of latitude. We calculate a seasonality factor and a monthly mean temperature and then add up the positive degree days from which we calculate the ablation rate. Finally, the net mass balance is the difference between these two.

The above described mass balance scheme implies a net accumulation pattern dominated by elevation, surface slope, and latitude. The distribution of the mass balance is symmetric with respect to any topographic features because it depends only on surface elevation and its gradient. In actual situations one observes an asymmetric distribution with respect to the prevailing wind direction, along which one can calculate a directional surface gradient. An enhancement factor, proportional to the magnitude of the prevailing wind, is defined, and the symmetric mass balance distribution is modified by this factor times the directional surface gradient along the wind direction. This implies enhanced precipitation on the windward sides of topographic barriers, and reduced precipitation within their downwind precipitation shadows. This allows for a more accurate representation of the mass balance distribution in maritime or orographically-controlled climate regimes.

Assumptions on the basal conditions are based on geologic evidences and hypsographic information from the Baltic Sea and the Gulf of Bothnia. The general assumption is that the bed was frozen on all bed elevations above today's 100 m level. Between this level and - 100 m the glacier is assumed to slide in accordance with the relation suggested by Weertman (1957, 1964). Where the bed is below -100 m we used a softer sliding constant which was half the value used in the -100 to 100 m zone (Fig 1). This enhanced rate was added to simulate deformable sediments. One exception from this general scheme is that the ice was assumed to be frozen to its bed on the island Åland. This was done in order to provide an obstacle for the flow from the Gulf of Bothnia out into the Baltic Sea.

In order to define the best relation between frozen and thawed bed under the ice sheet we made some test runs on extreme conditions. These test runs begin with a configuration close to the maximum extent of the Weichselian Ice Sheet. In all of these experiments the climate signal is a sudden change of the equilibrium line from 300 m to 1500 m (a change of 1200 m). In the first experiment the whole ice sheet suddenly becomes wet-based with no frozen spots, the ice sheet collapses and is gone after only 2 400 years. The last remnants of the ice would be found in the Gulf of Bothnia.

In the other experiment the ice is frozen everywhere to its bed, and after about 1000 years the glacxier attains a new state of equilibrium. After 4000 years its areal extent is smaller than at maximum, but it is almost 1000 metres thicker in the center, despite the warmer climate. This ice sheet would probably not disappear even during the warmest parts of the Holocene.

It is from these considerations that we obtained the simple scheme of allowing sliding below 100 m bedrock elevation. Places where the bed was lowest would generally coincide with areas where the ice was thickest, and hence most likely to be at the pressure melting point. For higher elevations we expect that the thinner ice overburden would allow more of the heat to escape so that the bed is frozen and no sliding can occur.

In order to run the model we needed an accurate climatic curve for the last 120 000 years. We chose Greenland ice coes as they may represent the Scandinavian climate fairly well. The final choise uses the Summit data (Johnsen et al. 1992) from 38 000 BP to the present and Camp Century data for the period prior to 38 000 BP. The ocygen isotope relation was translated into temperature using the relation 1 ppm 18o=0.67°C (Johnsen et al. 1992).

During glacial time the Greenland Ice Sheet expands and grows thicker. This change in ice surface elevation requires a correction to the climatic signal. This was accomodated by using the calculation on thicknes changes of the ice sheet during the last 100 000 years, carried out by Letréguiily et al. (1991). We translated the changes in elevation to temperature by using an adiabatic lapse rate of l°C/100 m. • STATENS KÄRNKRAFTINSPEKTION SKi Swedish Nuclear Power Inspectorate

Postal address Office Telephone Telex Telefax

Box 27106 Sehlsledtsgatan 11 +468 665 44 00 11961 SWEATOM S +46-8 661 90 86 SI02 52 Stockholm