Tra le sue lastre di ghiaccio est e ovest e la sua penisola, l’Antartide detiene abbastanza ghiaccio per aumentare il livello globale del mare di circa 60 metri.

La calotta antartica occidentale (WAIS) è una parte relativamente piccola, che contiene una quantità di ghiaccio equivalente a 3,3 m di aumento del livello del mare. Eppure, la maggior parte di essa si trova in una posizione precaria ed è considerata “teoricamente instabile”.

Di conseguenza, il modo in cui il WAIS cambierà in risposta al riscaldamento causato dall’uomo è generalmente ritenuto la più grande fonte di incertezza per le proiezioni a lungo termine del livello del mare.

L’aspetto più urgente di questa incertezza è capire se le soglie di instabilità del ghiaccio sono state superate, se il ritiro che stiamo ora misurando è destinato a continuare, e se il ghiaccio che sembra immutabile oggi rimarrà tale in futuro.

L’ultima ricerca dice che la soglia per la perdita irreversibile del WAIS si trova probabilmente tra 1,5C e 2C di riscaldamento medio globale sopra i livelli pre-industriali. Con il riscaldamento già a circa 1,1C e l’accordo di Parigi che mira a limitare il riscaldamento a 1,5C o “ben al di sotto di 2C”, i margini per evitare questa soglia sono davvero sottili.

Foglio di ghiaccio marino

Secondo il recente rapporto speciale sull’oceano e la criosfera (SROCC) del Gruppo intergovernativo sui cambiamenti climatici (IPCC), ci sono due controlli principali su quanto il livello globale del mare si alzerà in questo secolo: le future emissioni di gas serra causate dall’uomo e come il riscaldamento influenza la calotta antartica. L’IPCC dice:

“Oltre il 2050, l’incertezza nel cambiamento climatico indotto dallo SLR aumenta sostanzialmente a causa delle incertezze negli scenari di emissione e dei cambiamenti climatici associati, e della risposta della calotta antartica in un mondo più caldo.”

La preoccupazione per la vulnerabilità del WAIS risiede principalmente in qualcosa chiamato “instabilità della calotta glaciale marina” (MISI) – “marina” perché la base della calotta glaciale è sotto il livello del mare e “instabilità” per il fatto che, una volta iniziata, la ritirata è autosostenibile.

Le calotte glaciali possono essere pensate come enormi serbatoi di acqua dolce. La neve si accumula nell’interno freddo, si compatta lentamente per diventare ghiaccio del ghiacciaio e poi comincia a scorrere come un fluido molto denso verso l’oceano.

In alcuni luoghi, il ghiaccio raggiunge la costa e galleggia sulla superficie dell’oceano, formando una piattaforma di ghiaccio. Il confine tra il ghiaccio che poggia sulla superficie terrestre (o sul fondo del mare nel caso di uno strato di ghiaccio marino) è chiamato “linea di messa a terra”. La linea di terra è il punto in cui l’acqua immagazzinata nello strato di ghiaccio ritorna nell’oceano. E quando si muove verso il mare, diciamo che lo strato di ghiaccio ha un “bilancio di massa” positivo – cioè, sta guadagnando più massa di ghiaccio di quanta ne stia perdendo verso il mare.

Ma quando la linea di terra si ritira, il bilancio è negativo. Un bilancio negativo dello strato di ghiaccio significa un contributo positivo all’oceano e, quindi, al livello globale del mare.

Instabilità

Questo quadro di base del bilancio di massa dello strato di ghiaccio è tutto ciò che serve per capire perché i glaciologi sono preoccupati per la MISI.

Le modifiche alla piattaforma di ghiaccio sul lato galleggiante della linea di terra – come l’assottigliamento – possono causare il sollevamento del ghiaccio sul lato a terra dal fondo del mare. Come questo ghiaccio galleggia, la linea di terra si ritirerà. Poiché il ghiaccio scorre più rapidamente quando galleggia rispetto a quando è a terra, il tasso di flusso del ghiaccio vicino alla linea di messa a terra aumenterà. Lo stiramento causato dal flusso più veloce diventa una nuova fonte di assottigliamento vicino alla linea di terra.

Questo è illustrato nella figura qui sotto. Come il nuovo ghiaccio galleggiante scorre e si assottiglia più velocemente, può causare più ghiaccio per sollevarsi e galleggiare, spingendo indietro la linea di messa a terra.

Inoltre, le aree dello strato di ghiaccio a rischio di MISI hanno un gradiente inverso, o “retrogrado”, che significa che diventa più profondo più all’interno. Quando la linea di terra si ritira ulteriormente nelle parti più spesse dello strato di ghiaccio, il flusso accelera, aumentando ulteriormente la perdita di ghiaccio. Il gradiente inverso rende questo processo autosostenibile come un ciclo di feedback positivo – questo è ciò che rende il MISI un’instabilità.

Illustrazione della Marine Ice Sheet Instability, o MISI. L’assottigliamento della piattaforma di ghiaccio di rinforzo porta all’accelerazione del flusso dello strato di ghiaccio e all’assottigliamento del margine di ghiaccio marino-terminato. Poiché la roccia sotto la banchisa è in pendenza verso l’interno della banchisa, l’assottigliamento del ghiaccio causa il ritiro della linea di terra seguita da un aumento del flusso di ghiaccio verso il mare, un ulteriore assottigliamento del margine di ghiaccio e un ulteriore ritiro della linea di terra. Credit: IPCC SROCC (2019) Fig CB8.1a

Non è ancora chiaro se la soglia MISI sia stata superata da qualche parte in Antartide. Sappiamo che le linee di terra si stanno ritirando lungo la costa del Mare Amundsen – in modo più spettacolare sul ghiacciaio Thwaites. E la causa di questo ritiro sembra essere l’acqua relativamente calda dell’oceano – circa 2°C più calda della media storica – che scorre verso la linea di terra e causa uno scioglimento più forte del solito.

1,000 km

Penisola

antartica

Ronne

Antartico orientale

Lastra di ghiaccio

Ghiacciaio dell’Isola dei Pini

Polo sud

Antartico occidentale

Lastra di ghiaccio

Montagne transantartiche

Amudsen mare

Ghiacciaio Thwaites

Ross ice shelf

Grafico: Brevetto di carbonio. Credit: Quantarctica/Norwegian Polar Institute.

Se l’instabilità non è iniziata e se il riscaldamento dell’oceano si ferma, allora la linea di terra dovrebbe trovare un nuovo punto di equilibrio in una nuova posizione. Ma se è iniziata, allora l’arretramento continuerà indipendentemente da ciò che accadrà dopo.

Flusso più veloce

Anche se la soglia è stata superata – o anche se viene superata in futuro – l’arretramento può procedere a velocità diverse a seconda di quanto duramente stavamo “spingendo” quando è iniziato.

Ecco come funziona. L’instabilità dipende da un equilibrio di forze all’interno dello strato di ghiaccio. Una forza dovuta alla gravità fa scorrere il ghiaccio ad una velocità che dipende in parte dal suo spessore e dalla sua pendenza superficiale.

Un tasso di fusione più grande sul lato galleggiante e un flusso più veloce attraverso la linea di incaglio disegnerà la superficie del ghiaccio più rapidamente di tassi più piccoli. L’abbassamento più veloce genera una pendenza superficiale più ripida e, quindi, un flusso più veloce e una ritirata più rapida.

Uno studio di modellazione di questo feedback, pubblicato l’anno scorso, ha trovato che quando il MISI ha iniziato con una spinta maggiore (un tasso di fusione maggiore), ha proceduto più rapidamente di quando ha iniziato con una spinta minore, anche dopo che la fusione extra è stata rimossa.

Questo significa che anche se la MISI viene invocata, il taglio delle emissioni globali e il rallentamento del riscaldamento daranno più tempo per prepararsi alle sue conseguenze.

Scogliere di ghiaccio

Sembra esserci una seconda fonte di instabilità per le lastre di ghiaccio marine – una che entra in gioco se le piattaforme di ghiaccio vengono perse completamente.

Alcune delle immagini più spettacolari del cambiamento dei ghiacciai sono quelle degli iceberg che si staccano – in altre parole, si staccano – dalle fronti fortemente crepacciate dei ghiacciai marini-terminali.

Questo distacco è causato dallo scioglimento della parte inferiore della piattaforma di ghiaccio, così come dalla “idrofratturazione” – dove l’acqua di fusione che si forma sulla superficie della piattaforma di ghiaccio si infiltra nel ghiaccio e causa la rottura – o da una combinazione delle due cose.

Quanto velocemente avviene il distacco dipende dall’altezza della parete di ghiaccio sopra la linea di galleggiamento – più alta è la parete sopra l’acqua, maggiore è il tasso di distacco.

Come nel caso del MISI, il gradiente decrescente del fondale marino sotto il WAIS significa che man mano che la scogliera di ghiaccio si ritira in un ghiaccio più spesso continuerà ad esporre una scogliera sempre più alta all’oceano e il tasso di distacco deve aumentare.

Questo processo, illustrato sotto, è chiamato “instabilità delle scogliere di ghiaccio marine” (MICI). La teoria suggerisce che quando l’altezza del fronte di un ghiacciaio supera circa 100 metri sopra la superficie dell’oceano, la scogliera sarà troppo alta per sostenere il proprio peso. Pertanto, crollerà inevitabilmente, esponendo una parete di roccia altrettanto alta dietro di essa, che crollerà anch’essa. E così via.

Lo SROCC dell’IPCC dice che “il ghiacciaio Thwaites è particolarmente importante perché si estende all’interno del WAIS, dove il letto è >2000m sotto il livello del mare in alcuni punti”. (Anche se, il SROCC nota anche che mentre il MISI richiede una pendenza retrograda del letto per verificarsi, il MICI potrebbe anche accadere su un letto piatto o inclinato verso il mare.)

Questo processo recentemente identificato non è così ben studiato come il MISI, ma questo è sicuro di cambiare nei prossimi anni, dato che gli scienziati continuano ad osservare sistemi in rapido cambiamento come il ghiacciaio Thwaites.

Illustrazione dell’instabilità delle scogliere di ghiaccio marino. Se la scogliera è abbastanza alta (almeno ~800m di spessore totale del ghiaccio, o circa 100m di ghiaccio sopra la linea di galleggiamento), le sollecitazioni alla parete della scogliera superano la resistenza del ghiaccio, e la scogliera cede strutturalmente in ripetuti eventi di calving. Credit: IPCC SROCC (2019) Fig CB8.1b

Uno studio di Nature del 2016 sulle MICI ha concluso che l’Antartide “ha il potenziale per contribuire a più di un metro di aumento del livello del mare entro il 2100 e più di 15 metri entro il 2500”. Una ricerca più recente ha concluso che questa è probabilmente una sovrastima, ma ha osservato che non è ancora chiaro quale ruolo le MICI potrebbero giocare in questo secolo. Un altro studio ha anche suggerito che la rapida perdita di ghiaccio attraverso le MICI potrebbe essere mitigata da una più lenta perdita delle piattaforme di ghiaccio che trattengono i ghiacciai.

Soglia vicina

L’anno scorso, un grande team di modellisti ha valutato diversi studi sulla risposta degli strati di ghiaccio all’obiettivo climatico di Parigi di mantenere il riscaldamento medio globale “ben al di sotto” di 2C.

I modelli puntano tutti nella stessa direzione. Vale a dire, che la soglia per la perdita irreversibile di ghiaccio sia nella calotta glaciale della Groenlandia che nel WAIS è da qualche parte tra 1,5C e 2C di riscaldamento medio globale. E siamo già a un po’ più di 1C di riscaldamento in questo momento.

Questa finestra di 1,5-2C è fondamentale per la “sopravvivenza delle piattaforme di ghiaccio antartiche”, ha spiegato il documento di revisione, e quindi il loro effetto di “rinforzo” sui ghiacciai che trattengono.

Glossario

RCP2.6: Gli RCP (Representative Concentration Pathways) sono scenari di concentrazioni future di gas serra e altri fattori di forzatura. RCP2.6 (a volte indicato anche come “RCP3-PD”) è uno scenario di “picco e declino” in cui la mitigazione rigorosa… Read More

Un’altra soglia può trovarsi tra 2C e 2,7C, hanno aggiunto gli autori. Raggiungere questo livello di aumento della temperatura globale potrebbe innescare “l’attivazione di diversi sistemi più grandi, come i bacini di drenaggio di Ross e Ronne-Filchner, e l’inizio di contributi SLR molto più grandi”.

Il Ross e il Ronne-Filchner sono le due più grandi piattaforme di ghiaccio in Antartide. Queste potrebbero essere sostanzialmente ridotte “entro 100-300 anni”, dice un altro studio, in scenari in cui le emissioni globali superano lo scenario RCP2.6. Questo percorso di emissioni è generalmente considerato coerente con la limitazione del riscaldamento a 2C.

Questi risultati implicano che la prevenzione della perdita sostanziale di ghiaccio antartico si basa sulla limitazione delle emissioni globali a – o sotto – RCP2.6. Come conclude il documento: “Attraversare queste soglie implica l’impegno a grandi cambiamenti dello strato di ghiaccio e SLR che possono richiedere migliaia di anni per essere pienamente realizzati ed essere irreversibili su scale temporali più lunghe.”