Artículo invitado: ¿Qué tan cerca está la capa de hielo de la Antártida Occidental de un ‘punto de inflexión’?
Entre sus capas de hielo oriental y occidental y su península, la Antártida contiene suficiente hielo para elevar el nivel global del mar en unos 60 m.
La capa de hielo de la Antártida Occidental (WAIS) es una parte relativamente pequeña, que contiene una cantidad de hielo equivalente a 3,3 m de subida del nivel del mar. Sin embargo, la mayor parte se encuentra en una posición precaria y se considera «teóricamente inestable».
Como resultado, la forma en que el WAIS cambiará en respuesta al calentamiento causado por el hombre se considera generalmente la mayor fuente de incertidumbre para las proyecciones del nivel del mar a largo plazo.
Este artículo forma parte de una serie especial de una semana de duración sobre los «puntos de inflexión», en los que un clima cambiante podría llevar a partes del sistema terrestre a un cambio abrupto o irreversible
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El aspecto más apremiante de esta incertidumbre es entender si se han cruzado los umbrales de inestabilidad del hielo, si el retroceso que estamos midiendo ahora está destinado a continuar, y si el hielo que parece no cambiar hoy seguirá siendo así en el futuro.
Las últimas investigaciones dicen que el umbral para la pérdida irreversible de la WAIS se sitúa probablemente entre 1,5C y 2C de calentamiento medio global por encima de los niveles preindustriales. Dado que el calentamiento ya se sitúa en torno a 1,1C y que el Acuerdo de París pretende limitar el calentamiento a 1,5C o «muy por debajo de 2C», los márgenes para evitar este umbral son realmente estrechos.
Capa de hielo marino
Según el reciente informe especial sobre el océano y la criosfera (SROCC) del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático (IPCC), hay dos controles principales sobre cuánto subirá el nivel global del mar este siglo: las futuras emisiones de gases de efecto invernadero causadas por el hombre y cómo afecta el calentamiento a la capa de hielo de la Antártida. El IPCC dice:
«Más allá de 2050, la incertidumbre en el SLR inducido por el cambio climático aumenta sustancialmente debido a las incertidumbres en los escenarios de emisiones y los cambios climáticos asociados, y la respuesta de la capa de hielo de la Antártida en un mundo más cálido.»
La preocupación en torno a la vulnerabilidad de la WAIS radica principalmente en algo que se denomina «inestabilidad de la capa de hielo marina» (MISI, por sus siglas en inglés): «marina» porque la base de la capa de hielo está por debajo del nivel del mar e «inestabilidad» por el hecho de que, una vez que comienza, el retroceso es autosuficiente.
Las capas de hielo pueden considerarse como enormes depósitos de agua dulce. La nieve se acumula en el frío interior, se compacta lentamente para convertirse en hielo glaciar y luego comienza a fluir como un fluido muy espeso de vuelta hacia el océano.
En algunos lugares, el hielo llega a la costa y flota en la superficie del océano, formando una plataforma de hielo. El límite entre el hielo que descansa en la superficie terrestre (o en el fondo del mar en el caso de una capa de hielo marina) se denomina «línea de tierra». En la línea de tierra es donde el agua almacenada en la capa de hielo vuelve al océano. Y cuando se desplaza hacia el mar, decimos que la capa de hielo tiene un «balance de masas» positivo, es decir, que está ganando más masa de hielo de la que pierde hacia el mar.
Pero cuando la línea de tierra retrocede, el balance es negativo. Un balance negativo de la capa de hielo significa una contribución positiva al océano y, por tanto, al nivel global del mar.
Instabilidad
Esta imagen básica del balance de masas de la capa de hielo es todo lo que se necesita para entender por qué los glaciólogos están preocupados por el MISI.
Los cambios en la plataforma de hielo del lado flotante de la línea de tierra -como el adelgazamiento- pueden hacer que el hielo del lado conectado a tierra se despegue del fondo marino. A medida que este hielo flota, la línea de tierra retrocede. Dado que el hielo fluye más rápidamente cuando está flotando que cuando está en tierra, la velocidad del flujo de hielo cerca de la línea de tierra aumentará. El estiramiento causado por el flujo más rápido se convierte en una nueva fuente de adelgazamiento cerca de la línea de tierra.
Esto se ilustra en la figura siguiente. A medida que el nuevo hielo flotante fluye y se adelgaza más rápidamente, puede hacer que más hielo se levante y flote, haciendo retroceder la línea de puesta a tierra.
Además, las zonas de la capa de hielo con riesgo de MISI tienen un gradiente inverso o «retrógrado», lo que significa que se profundiza más hacia el interior. A medida que la línea de tierra retrocede hacia las partes más gruesas de la capa de hielo, el flujo se acelera, aumentando aún más la pérdida de hielo. El gradiente inverso hace que este proceso se autosostenga como un bucle de retroalimentación positiva – esto es lo que hace que el MISI sea una inestabilidad.
Ilustración de la inestabilidad de la capa de hielo marina, o MISI. El adelgazamiento de la plataforma de hielo de refuerzo conduce a la aceleración del flujo de la capa de hielo y al adelgazamiento del margen de hielo marino-terminado. Dado que el lecho de roca bajo la capa de hielo está inclinado hacia el interior de la capa de hielo, el adelgazamiento del hielo provoca el retroceso de la línea de contacto, seguido de un aumento del flujo de hielo hacia el mar, un mayor adelgazamiento del margen de hielo y un nuevo retroceso de la línea de contacto. Crédito: IPCC SROCC (2019) Fig CB8.1a
Todavía no está claro si el umbral MISI se ha cruzado en algún lugar de la Antártida. Sí sabemos que las líneas de tierra están retrocediendo a lo largo de la costa del Mar de Amundsen, de forma más espectacular en el glaciar Thwaites. Y el motor del retroceso parece ser el agua oceánica relativamente cálida -unos 2C más caliente que la media histórica- que fluye hacia la línea de tierra y provoca un deshielo más fuerte de lo habitual.
1,000 km
Antártida
península
Bandeja de hielo de Ronne
Antártida oriental
Ficha de hielo
Glaciar de la Isla del Pino
Polo sur
Antártida occidental
Ficha de hielo
Montes transantárticos
Amudsen mar
Glaciar Thwaites
Bandeja de hielo Ross
Gráfico: Resumen del carbono. Crédito: Quantarctica/Norwegian Polar Institute.
Si la inestabilidad no ha comenzado y si el calentamiento del océano se detiene, entonces la línea de tierra debería encontrar un nuevo punto de equilibrio en una nueva ubicación. Pero si ha comenzado, entonces el retroceso continuará sin importar lo que ocurra después.
Flujo más rápido
Incluso si se ha cruzado el umbral -o incluso si se cruza en el futuro- el retroceso puede proceder a diferentes ritmos dependiendo de lo fuerte que estuviéramos «empujando» cuando comenzó.
Así es como funciona. La inestabilidad depende de un equilibrio de fuerzas dentro de la capa de hielo. Una fuerza debida a la gravedad hace que el hielo fluya a una velocidad que depende en parte de su espesor y de la pendiente de su superficie.
Una mayor tasa de fusión en el lado flotante y un flujo más rápido a través de la línea de aterrizaje hará descender la superficie del hielo más rápidamente que las tasas más pequeñas. Este descenso más rápido genera una mayor pendiente en la superficie y, por lo tanto, un flujo más rápido y un retroceso más rápido.
Un estudio de modelización de esta retroalimentación, publicado el año pasado, descubrió que cuando el MISI comenzó con un mayor empuje (una mayor tasa de fusión), avanzó más rápidamente que cuando comenzó con un empuje más pequeño, incluso después de que se eliminara la fusión adicional.
Esto significa que, aunque se invoque el MISI, reducir las emisiones globales y ralentizar el calentamiento dará más tiempo para prepararse para sus consecuencias.
Los acantilados de hielo
Parece que existe una segunda fuente de inestabilidad para las capas de hielo marinas, que entra en juego si las plataformas de hielo se pierden por completo.
Algunas de las imágenes más espectaculares del cambio de los glaciares son las de los icebergs que se desprenden -es decir, que se rompen- de los frentes fuertemente agrietados de los glaciares de terminación marina.
Este desprendimiento está causado por la fusión de la parte inferior de la plataforma de hielo, así como por la «hidrofractura» -donde el agua de fusión que se forma en la superficie de la plataforma de hielo se filtra en el hielo y provoca grietas- o por una combinación de ambos.
La rapidez con la que se produce el desprendimiento depende de la altura de la cara del acantilado de hielo por encima de la línea de flotación -cuanto más alto esté el acantilado por encima del agua, mayor será la velocidad de desprendimiento.
Como en el caso de MISI, el gradiente decreciente del fondo marino bajo el WAIS significa que a medida que el acantilado de hielo retrocede hacia un hielo más grueso continuará exponiendo un acantilado cada vez más alto al océano y la tasa de parto debe aumentar.
Este proceso, ilustrado a continuación, se denomina «inestabilidad del acantilado de hielo marino» (MICI). La teoría sugiere que cuando la altura de la cara de un glaciar supera los 100 metros por encima de la superficie del océano, el acantilado será demasiado alto para soportar su propio peso. Por lo tanto, se derrumbará inevitablemente, dejando al descubierto un acantilado igualmente alto detrás de él, que también se derrumbará. Y así sucesivamente.
El SROCC del IPCC dice que «el glaciar Thwaites es particularmente importante porque se extiende hacia el interior de la WAIS, donde el lecho está >2000m por debajo del nivel del mar en algunos lugares». (Aunque, el SROCC también señala que mientras que el MISI requiere una pendiente de lecho retrógrada para que se produzca, el MICI podría incluso ocurrir en un lecho plano o inclinado hacia el mar.)
Este proceso recientemente identificado no está tan bien estudiado como el MISI, pero esto seguramente cambiará en los próximos años, a medida que los científicos continúen observando sistemas que cambian rápidamente como el glaciar Thwaites.
Ilustración de la inestabilidad del acantilado de hielo marino. Si el acantilado es lo suficientemente alto (al menos ~800 m de espesor total de hielo, o unos 100 m de hielo por encima de la línea de agua), las tensiones en la cara del acantilado superan la resistencia del hielo, y el acantilado falla estructuralmente en eventos de parto repetidos. Crédito: IPCC SROCC (2019) Fig CB8.1b
Un estudio de Nature en 2016 sobre el MICI concluyó que la Antártida «tiene el potencial de contribuir con más de un metro de aumento del nivel del mar para 2100 y más de 15 metros para 2500». Una investigación más reciente concluyó que es probable que esto sea una sobreestimación, pero señaló que aún no está claro qué papel podría desempeñar el MICI este siglo. Otro estudio también ha sugerido que la rápida pérdida de hielo a través del MICI puede ser mitigada por una pérdida más lenta de las plataformas de hielo que sostienen los glaciares.
Se acerca el umbral
A finales del año pasado, un gran equipo de modeladores evaluó diferentes estudios sobre la respuesta de las capas de hielo al objetivo climático de París de mantener el calentamiento medio global «muy por debajo» de 2C.
Todos los modelos apuntan en la misma dirección. Es decir, que el umbral para la pérdida irreversible de hielo tanto en la capa de hielo de Groenlandia como en la WAIS está en algún lugar entre 1,5C y 2C de calentamiento medio global. Y ahora mismo ya estamos en un calentamiento de algo más de 1C.
Esta ventana de 1,5-2C es clave para la «supervivencia de las plataformas de hielo antárticas», explicaba el documento de revisión, y por tanto su efecto de «refuerzo» sobre los glaciares que retienen.
Otro umbral puede situarse entre 2C y 2,7C, añadieron los autores. Alcanzar este nivel de aumento de la temperatura global podría desencadenar la «activación de varios sistemas más grandes, como las cuencas de drenaje de Ross y Ronne-Filchner, y el inicio de contribuciones de SLR mucho mayores».
El Ross y el Ronne-Filchner son las dos mayores plataformas de hielo de la Antártida. Según otro estudio, éstas podrían reducirse sustancialmente «en un plazo de 100 a 300 años», en escenarios en los que las emisiones globales superen el escenario RCP2.6. En general, se considera que esta vía de emisiones es coherente con la limitación del calentamiento a 2C.
Estos resultados implican que la prevención de la pérdida sustancial de hielo antártico depende de la limitación de las emisiones globales a -o por debajo de- RCP2.6. Como concluye el documento: «Cruzar estos umbrales implica comprometerse con grandes cambios en la capa de hielo y en el SLR que pueden tardar miles de años en hacerse realidad y ser irreversibles en escalas de tiempo más largas.»
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