Wpis gościnny: Jak blisko jest lądolód Antarktydy Zachodniej do „punktu krytycznego”?
Between its east and west ice sheets and its peninsula, Antarctica holds enough ice to raise global sea levels by around 60m.
Zachodni Antarktyczny Arkusz Lodowy (WAIS) jest stosunkowo małą częścią, zawierającą ilość lodu równoważną 3.3m wzrostu poziomu morza. Jednak większość z niego znajduje się w niepewnej pozycji i jest uważana za „teoretycznie niestabilną”.
W rezultacie to, jak WAIS zmieni się w odpowiedzi na ocieplenie spowodowane przez człowieka, jest powszechnie uważane za największe źródło niepewności dla długoterminowych prognoz poziomu morza.
Ten artykuł jest częścią tygodniowej serii specjalnej na temat „punktów krytycznych”, gdzie zmieniający się klimat może popchnąć części systemu ziemskiego do gwałtownych lub nieodwracalnych zmian
- Explainer: Nine 'tipping points’ that could be triggered by climate change
- Guest post: Could the Atlantic Overturning Circulation 'shut down’?
- Guest post: The irreversible emissions of a permafrost 'tipping point’
- Guest post: Could climate change and deforestation spark Amazon 'dieback’?
- Guest post: Jak blisko jest lądolód Antarktydy Zachodniej do „punktu krytycznego”?
Najpilniejszym aspektem tej niepewności jest zrozumienie, czy progi niestabilności lodu zostały przekroczone, czy cofanie się, które teraz mierzymy, jest skazane na kontynuację i czy lód, który dziś wydaje się niezmienny, pozostanie taki w przyszłości.
Najnowsze badania mówią, że próg nieodwracalnej utraty WAIS prawdopodobnie leży między 1,5C a 2C globalnego średniego ocieplenia powyżej poziomu przedprzemysłowego. Z ociepleniem już około 1.1C i Porozumieniem Paryskim mającym na celu ograniczenie ocieplenia do 1.5C lub „znacznie poniżej 2C”, marginesy na uniknięcie tego progu są naprawdę cienkie.
Morska pokrywa lodowa
Zgodnie z ostatnim raportem specjalnym w sprawie oceanu i kriosfery (SROCC) Międzyrządowego Zespołu ds. Zmian Klimatu (IPCC), istnieją dwie główne kontrole tego, jak bardzo globalny poziom morza wzrośnie w tym stuleciu: przyszłe emisje gazów cieplarnianych spowodowane przez człowieka oraz to, jak ocieplenie wpływa na antarktyczną pokrywę lodową. IPCC mówi:
„Po roku 2050 niepewność dotycząca SLR wywołanego zmianami klimatu znacznie wzrasta ze względu na niepewność scenariuszy emisji i związanych z nimi zmian klimatu, a także reakcji pokrywy lodowej Antarktydy w cieplejszym świecie.”
Zaniepokojenie wokół wrażliwości WAIS polega głównie na czymś, co nazywa się „niestabilnością morskiej pokrywy lodowej” (MISI) – „morskiej”, ponieważ podstawa pokrywy lodowej znajduje się poniżej poziomu morza, a „niestabilność” ze względu na fakt, że gdy już się zacznie, cofanie się jest samopodtrzymujące.
O pokrywie lodowej można myśleć jak o ogromnych zbiornikach słodkiej wody. Śnieg gromadzi się w zimnym wnętrzu, powoli zagęszcza się, stając się lodem lodowcowym, a następnie zaczyna płynąć jak bardzo gęsty płyn z powrotem w kierunku oceanu.
W niektórych miejscach lód dociera do wybrzeża i pływa na powierzchni oceanu, tworząc szelf lodowy. Granica między lodem spoczywającym na powierzchni lądu (lub na dnie morza w przypadku morskiej pokrywy lodowej) jest nazywana „linią uziemienia”. Linia ta jest miejscem, w którym woda zgromadzona w pokrywie lodowej powraca do oceanu. A kiedy przesuwa się w kierunku morza, mówimy, że pokrywa lodowa ma dodatni „bilans masowy” – to znaczy, że zyskuje więcej masy lodowej niż traci z powrotem do morza.
Ale kiedy linia uziemienia cofa się, bilans jest ujemny. Ujemny bilans pokrywy lodowej oznacza dodatni wkład do oceanu, a tym samym do globalnego poziomu morza.
Niestabilność
Ten podstawowy obraz bilansu masy pokrywy lodowej to wszystko, czego potrzebujesz, by zrozumieć, dlaczego glacjolodzy są zaniepokojeni MISI.
Zmiany w szelfie lodowym po pływającej stronie linii uziemienia – takie jak przerzedzenie – mogą spowodować, że lód po stronie uziemienia odrywa się od dna morskiego. W miarę jak ten lód będzie się unosił, linia uziemienia będzie się cofać. Ponieważ lód płynie szybciej, gdy jest unoszony, niż gdy jest uziemiony, tempo przepływu lodu w pobliżu linii uziemienia wzrośnie. Rozciąganie spowodowane szybszym przepływem staje się nowym źródłem przerzedzenia w pobliżu linii uziemienia.
Zilustrowano to na poniższym rysunku. Ponieważ nowo pływający lód płynie i rozrzedza się szybciej, może spowodować, że więcej lodu oderwie się i uniesie, co spowoduje cofnięcie się linii uziemienia.
W dodatku obszary lądolodu zagrożone MISI mają odwrotny, lub „wsteczny” gradient, co oznacza, że stają się głębsze dalej w głąb lądu. W miarę cofania się linii uziemienia do grubszych części pokrywy lodowej, przepływ przyspiesza, co jeszcze bardziej zwiększa utratę lodu. Odwrotny gradient sprawia, że proces ten jest samopodtrzymujący się jako pętla dodatniego sprzężenia zwrotnego – to właśnie czyni MISI niestabilnością.
Illustration of Marine Ice Sheet Instability, or MISI. Przerzedzenie szelfu lodu przypodporowego prowadzi do przyspieszenia przepływu lądolodu i przerzedzenia morskiego marginesu lodu. Ponieważ skała macierzysta pod lądolodem jest nachylona w kierunku wnętrza lądolodu, przerzedzenie lodu powoduje cofanie się linii uziemienia, a następnie wzrost strumienia lodu w kierunku morza, dalsze przerzedzanie się marginesu lodu i dalsze cofanie się linii uziemienia. Credit: IPCC SROCC (2019) Fig CB8.1a
Nie jest jeszcze jasne, czy próg MISI został przekroczony gdziekolwiek na Antarktydzie. Wiemy jednak, że linie uziemienia cofają się wzdłuż wybrzeża Morza Amundsena – najbardziej spektakularnie na lodowcu Thwaites. A czynnikiem powodującym cofanie się linii wydaje się być stosunkowo ciepła woda oceaniczna – około 2C cieplejsza niż średnia historyczna – płynąca w kierunku linii uziemienia i powodująca silniejsze niż zwykle topnienie.
1,000 km
Antarktyka
Półwysep
Półka lodowa Ronne
Wschodnia Antarktyda
Półka lodowa
Lodowiec Pine Island
Biegun południowy
.
Antarktyda Zachodnia
Powłoka lodowa
Góry Transantarktyczne
Amudsen morze
Lodowiec Thwaitesa
Półka lodowa Rossa
Grafika: Carbon Brief. Credit: Quantarctica/Norwegian Polar Institute.
Jeśli niestabilność się nie zaczęła i jeśli ocieplenie oceanu ustanie, to linia uziemienia powinna znaleźć nowy punkt równowagi w nowej lokalizacji. Ale jeśli już się zaczęła, to cofanie się będzie kontynuowane bez względu na to, co stanie się później.
Szybszy przepływ
Nawet jeśli próg został przekroczony – lub nawet jeśli zostanie przekroczony w przyszłości – cofanie się może postępować w różnym tempie w zależności od tego, jak mocno „naciskaliśmy”, kiedy się zaczęło.
Oto jak to działa. Niestabilność zależy od równowagi sił wewnątrz pokrywy lodowej. Siła wynikająca z grawitacji powoduje, że lód płynie z prędkością, która zależy częściowo od jego grubości i nachylenia powierzchni.
Większe tempo topnienia po stronie pływającej i szybszy przepływ przez linię uziemienia spowoduje szybsze obniżenie powierzchni lodu niż mniejsze tempo. Szybsze ściąganie generuje bardziej strome nachylenie powierzchni, a tym samym szybszy przepływ i szybsze wycofywanie się.
Badanie modelowania tego sprzężenia zwrotnego, opublikowane w zeszłym roku, wykazało, że gdy MISI rozpoczął się z większym pchnięciem (większym tempem topnienia), postępował szybciej niż gdy rozpoczął się z mniejszym pchnięciem, nawet po usunięciu dodatkowego topnienia.
To oznacza, że nawet jeśli MISI zostanie przywołana, zmniejszenie globalnych emisji i spowolnienie ocieplenia da więcej czasu na przygotowanie się na jej konsekwencje.
Klify lodowe
Wydaje się, że istnieje drugie źródło niestabilności dla morskich lądolodów – takie, które wchodzi w grę, jeśli półki lodowe zostaną całkowicie utracone.
Niektóre z najbardziej spektakularnych obrazów zmian lodowców przedstawiają cielenie się gór lodowych – innymi słowy, odrywanie się – od silnie spękanych frontów lodowców morskich kończących swój bieg.
Cielenie to jest spowodowane topnieniem spodniej części szelfu lodowego, jak również „hydroszczelinowaniem” – gdzie topniejąca woda tworząca się na powierzchni szelfu lodowego wsiąka w lód i powoduje pęknięcia – lub kombinacją obu tych zjawisk.
Jak szybko następuje cielenie zależy od wysokości czoła klifu lodowego nad linią wody – im wyżej klif stoi nad wodą, tym większe tempo cielenia.
Tak jak w przypadku MISI, malejący gradient dna morskiego pod WAIS oznacza, że w miarę wycofywania się klifu lodowego w kierunku grubszego lodu, będzie on nadal wystawiał coraz wyższy klif na działanie oceanu, a tempo cielenia się musi wzrosnąć.
Proces ten, zilustrowany poniżej, nazywany jest „niestabilnością morskiego klifu lodowego” (MICI). Teoria sugeruje, że gdy wysokość czoła lodowca przekroczy około 100 m nad powierzchnią oceanu, klif będzie zbyt wysoki, by utrzymać własny ciężar. W związku z tym nieuchronnie się zawali, odsłaniając równie wysoki klif za sobą, który również się zawali. I tak dalej.
SROCC IPCC mówi, że „Thwaites Glacier jest szczególnie ważne, ponieważ rozciąga się do wnętrza WAIS, gdzie łóżko jest >2000m poniżej poziomu morza w miejscach”. (Chociaż SROCC zauważa również, że podczas gdy MISI wymaga wstecznego nachylenia dna, MICI może wystąpić nawet na płaskim lub nachylonym w kierunku morza dnie.)
Ten niedawno zidentyfikowany proces nie jest tak dobrze zbadany jak MISI, ale to z pewnością zmieni się w nadchodzących latach, ponieważ naukowcy nadal obserwują szybko zmieniające się systemy, takie jak lodowiec Thwaites.
Illustration of Marine Ice Cliff Instability. Jeśli klif jest wystarczająco wysoki (co najmniej ~800 m całkowitej grubości lodu, lub około 100 m lodu powyżej linii wody), naprężenia na czole klifu przekraczają wytrzymałość lodu, a klif zawodzi strukturalnie w powtarzających się cieleniach. Credit: IPCC SROCC (2019) Fig CB8.1b
W badaniu MICI w Nature z 2016 r. stwierdzono, że Antarktyda „może potencjalnie przyczynić się do wzrostu poziomu morza o ponad metr do 2100 r. i o ponad 15 metrów do 2500 r.”. Nowsze badania stwierdziły, że jest to prawdopodobnie przeszacowanie, ale zauważyły, że nie jest jeszcze jasne, jaką rolę MICI może odegrać w tym stuleciu. Inne badanie sugeruje również, że szybka utrata lodu przez MICI może być złagodzona przez wolniejszą utratę półek lodowych, które powstrzymują lodowce.
Próg bliski
Pod koniec ubiegłego roku duży zespół modelarzy ocenił różne badania reakcji pokrywy lodowej na paryski cel klimatyczny, aby utrzymać średnie globalne ocieplenie „znacznie poniżej” 2C.
Wszystkie modele wskazują na ten sam kierunek. Mianowicie, że próg nieodwracalnej utraty lodu zarówno w przypadku lądolodu Grenlandii, jak i WAIS znajduje się gdzieś pomiędzy 1,5C a 2C średniego globalnego ocieplenia. A my już teraz mamy nieco więcej niż 1C ocieplenia.
To okno 1,5-2C jest kluczowe dla „przetrwania antarktycznych szelfów lodowych”, wyjaśniono w artykule przeglądowym, a tym samym ich „podtrzymującego” wpływu na lodowce, które powstrzymują.
Inny próg może leżeć między 2C a 2,7C, dodali autorzy. Osiągnięcie tego poziomu globalnego wzrostu temperatury może wywołać „aktywację kilku większych systemów, takich jak dorzecza Rossa i Ronne-Filchnera, i początek znacznie większych wkładów SLR”.
Ross i Ronne-Filchner to dwa największe szelfy lodowe na Antarktydzie. Te mogą być znacznie zmniejszone „w ciągu 100-300 lat”, inne badanie mówi, w scenariuszach, w których globalne emisje przekraczają scenariusz RCP2.6. This emissions pathway is generally considered to be consistent with limiting warming to 2C.
These findings imply that preventing substantial Antarctic ice loss relies on limiting global emissions to – or below – RCP2.6. Jak konkluduje dokument: „Przekroczenie tych progów implikuje zaangażowanie w duże zmiany pokrywy lodowej i SLR, które mogą zająć tysiące lat, aby być w pełni zrealizowane i być nieodwracalne w dłuższych skalach czasowych.”
-
Guest post: How close is the West Antarctic ice sheet to a 'tipping point’?