Szelf lodowy na wyspie lodowej Pine Island. Źródło: NASA Image Collection / Alamy Stock Photo.
Antarktyda między wschodnimi i zachodnimi pokrywami lodowymi i półwyspem zawiera wystarczającą ilość lodu, aby podnieść globalny poziom mórz około 60m.
Lodowiec zachodniej Antarktydy (WAIS) jest stosunkowo niewielką częścią, zawierającą ilość lodu odpowiadającą 3.3m podniesienia poziomu morza. Jednak większość z nich znajduje się w niepewnej pozycji i jest uważana za „teoretycznie niestabilny".
W rezultacie uważa się, że to, jak zmieni się WAIS w odpowiedzi na ocieplenie spowodowane przez człowieka największe źródło niepewności dla długoterminowych prognoz poziomu morza.
Najbardziej palącym aspektem tej niepewności jest zrozumienie, czy progi niestabilności lodu zostały przekroczone, czy wycofanie, które obecnie mierzymy, ma być kontynuowane i czy lód, który wydaje się dziś niezmienny, pozostanie taki w przyszłości.
Najnowsze badania wskazują, że próg nieodwracalnej utraty WAIS prawdopodobnie mieści się w przedziale od 1.5 ° C do 2 ° C globalnego średniego ocieplenia powyżej poziomów z okresu przedindustrialnego. Z ociepleniem już o wokół 1.1C oraz Umowa Paryż mające na celu ograniczenie ocieplenia do 1.5 ° C lub „znacznie poniżej 2 ° C”, marginesy pozwalające uniknąć tego progu są naprawdę dobre.
Lodowiec morski
Według ostatnich specjalny raport na temat oceanu i kriosfery (SROCC) przez Międzyrządowy Panel ds. Zmian Klimatu (IPCC), istnieją dwie główne kontrole, o ile globalny poziom mórz wzrośnie w tym stuleciu: przyszła emisja gazów cieplarnianych spowodowana przez człowieka i jak ocieplenie wpływa na pokrywę lodową Antarktydy. IPCC mówi:
„Po 2050 r. Niepewność co do SLR wywołanego zmianami klimatu [wzrost poziomu morza] znacznie wzrasta ze względu na niepewność w scenariuszach emisji i związane z tym zmiany klimatu oraz reakcję pokrywy lodowej Antarktydy w cieplejszym świecie.”
Obawy związane z podatnością WAIS na ryzyko leżą głównie w czymś, co nazywa się „niestabilność pokrywy lodowej”(MISI) -„ morski ”, ponieważ podstawa pokrywy lodowej znajduje się poniżej poziomu morza i„ niestabilność ”, ponieważ po rozpoczęciu odwrót jest samowystarczalny.
Lodowce można uznać za ogromne zbiorniki słodkowodne. Śnieg gromadzi się w zimnym wnętrzu, powoli zagęszcza się w lód lodowcowy, a następnie zaczyna płynąć jak bardzo gęsty płyn z powrotem w kierunku oceanu.
W niektórych miejscach lód dociera do wybrzeża i unosi się na powierzchni oceanu, tworząc półka lodowa. Granica między lodem spoczywającym na powierzchni lądu (lub dnem morskim w przypadku morskiej pokrywy lodowej) nazywa się „linią uziemienia”. Linia uziemiająca to miejsce, w którym woda zgromadzona na powierzchni lodu wraca do oceanu. A kiedy porusza się w kierunku morza, mówimy, że pokrywa lodowa ma dodatni „bilans masy” - to znaczy, że zyskuje więcej masy lodu niż traci z powrotem do morza.
Ale gdy linia uziemienia cofa się, saldo jest ujemne. Ujemny bilans pokrywy lodowej oznacza pozytywny wkład w ocean, a tym samym w globalny poziom mórz.
Niestabilność
Ten podstawowy obraz bilansu masy pokrywy lodowej jest wszystkim, czego potrzebujesz, aby zrozumieć, dlaczego glacjolodzy są zaniepokojeni MISI.
Zmiany w szelfie lodowej po pływającej stronie linii uziemiającej - takie jak przerzedzenie - mogą powodować, że lód po stronie uziemionej unosi się z dna morskiego. Gdy ten lód unosi się, linia uziemiająca cofnie się. Ponieważ lód płynie szybciej, gdy unosi się, niż podczas uziemienia, szybkość przepływu lodu w pobliżu linii uziemiającej wzrośnie. Rozciąganie spowodowane szybszym przepływem staje się nowym źródłem przerzedzania w pobliżu linii uziemienia.
Ilustruje to poniższy rysunek. Gdy nowo unoszący się lód płynie i rozrzedza się szybciej, może powodować, że więcej lodu unosi się i unosi, powodując cofnięcie linii uziemienia.
Ponadto obszary pokrywy lodowej zagrożone MISI mają odwrotny lub „wsteczny” gradient, co oznacza, że wnika głębiej w głąb lądu. Gdy linia uziemiająca cofa się dalej w grubsze części pokrywy lodowej, przepływ przyspiesza, jeszcze bardziej zwiększając utratę lodu. Odwrotny gradient sprawia, że proces ten jest samowystarczalny jako dodatnia pętla sprzężenia zwrotnego - to sprawia, że MISI jest niestabilny.
Ilustracja niestabilności pokrywy lodowej morza lub MISI. Przerzedzenie przyporowego szelfu lodowego prowadzi do przyspieszenia przepływu pokrywy lodowej i przerzedzenia brzegów lodowych zakończonych przez morze. Ponieważ podłoże skalne pod pokrywą lodową pochyla się w kierunku wnętrza pokrywy lodowej, przerzedzenie lodu powoduje wycofanie linii uziemiającej, a następnie zwiększenie strumienia lodu od strony morza, dalsze przerzedzenie brzegu lodowego i dalsze wycofanie linii uziemiającej. Źródło: IPCC SROCC (2019) Ryc. CB8.1a
Nie jest jeszcze jasne, czy próg MISI został przekroczony gdziekolwiek na Antarktydzie. Wiemy, że linie uziemiające wycofują się wzdłuż wybrzeża Morza Amundsen - najbardziej spektakularnie na Lodowiec Thwaites. A kierowcą odwrotu wydaje się być stosunkowo ciepła woda oceaniczna - o około 2 ° C wyższa niż średnia historyczna - płynąca w kierunku linii uziemienia i powodująca silniejsze niż zwykle topnienie.
Jeśli niestabilność nie rozpoczęła się i ocieplenie oceanu ustało, linia uziemiająca powinna znaleźć nowy punkt równoważenia w nowym miejscu. Ale jeśli się zacznie, odwrót będzie kontynuowany bez względu na to, co będzie dalej.
Szybszy przepływ
Nawet jeśli próg został przekroczony - lub nawet jeśli zostanie przekroczony w przyszłości - wycofanie się może przebiegać w różnym tempie, w zależności od tego, jak mocno „pchaliśmy”, gdy się zaczął.
Oto jak to działa. Niestabilność zależy od równowagi sił w obrębie pokrywy lodowej. Siła grawitacji powoduje, że lód przepływa z prędkością zależną częściowo od jego grubości i nachylenia powierzchni.
Większa szybkość topnienia po stronie pływającej i szybszy przepływ przez linię uziemiającą będą ściągać powierzchnię lodu szybciej niż mniejsze szybkości. Szybsze pobieranie powoduje bardziej strome nachylenie powierzchni, a tym samym szybszy przepływ i szybsze wycofanie.
A badanie modelowania z opublikowanych w ubiegłym roku informacji zwrotnych wykazało, że kiedy MISI rozpoczęło się od większego pchnięcia (większa szybkość topnienia), postępowało ono szybciej niż gdy zaczęło się od mniejszego pchnięcia, nawet po usunięciu dodatkowego topienia.
Oznacza to, że nawet przywołanie MISI, ograniczenie globalnych emisji i spowolnienie ocieplenia da więcej czasu na przygotowanie się na jego konsekwencje.
Lodowe klify
Wydaje się, że istnieje drugie źródło niestabilności lodowych pokryw morskich - takie, które wchodzi w grę, jeśli szelf lodowy zostanie całkowicie utracony.
Niektóre z najbardziej spektakularnych obrazów zmiany lodowca przedstawiają górę lodową cielenie się - innymi słowy, oderwanie się - od mocno szczelinowych frontów kończących się na morzu lodowców.
To wycielenie jest spowodowane stopieniem spodu szelfu lodowego, a także „hydro szczelinowanie”- gdzie woda topiąca tworząca się na powierzchni szelfu lodowego przenika do lodu i powoduje pękanie - lub kombinację tych dwóch.
To, jak szybko nastąpi wycielenie, zależy od wysokości powierzchni klifu lodowego nad linią wodną - im wyżej klif stoi nad wodą, tym większa jest szybkość wycielenia.
Podobnie jak w przypadku MISI, malejący gradient dna morskiego pod WAIS oznacza, że w miarę cofania się lodowego klifu w grubszy lód, będzie nadal wystawiał coraz większy klif na ocean i tempo wycielenia musi wzrosnąć.
Proces ten, zilustrowany poniżej, nazywa się „niestabilnością lodowego klifu morskiego” (MICI). Teoria ta sugeruje, że tam, gdzie wysokość czoła lodowca przekracza około 100 m nad powierzchnią oceanu, klif będzie zbyt wysoki, aby utrzymać własny ciężar. Dlatego nieuchronnie się zapadnie, odsłaniając za sobą podobnie wysoką ścianę klifu, która również się zapadnie. I tak dalej.
SROCC IPCC mówi, że „Lodowiec Thwaites jest szczególnie ważny, ponieważ rozciąga się do wnętrza WAIS, gdzie dno jest miejscami> 2000 m poniżej poziomu morza”. (Chociaż SROCC zauważa również, że podczas gdy MISI wymaga wystąpienia wstecznego nachylenia łóżka, MICI może nawet wystąpić na płaskim lub nachylonym w stronę morza łóżku.)
Ten niedawno zidentyfikowany proces nie jest tak dobrze badany jak MISI, ale z pewnością ulegnie zmianie w nadchodzących latach, ponieważ naukowcy nadal obserwują szybko zmieniające się systemy, takie jak lodowiec Thwaites.
Ilustracja niestabilności lodowego klifu morskiego. Jeśli klif jest wystarczająco wysoki (co najmniej ~ 800 m całkowitej grubości lodu lub około 100 m lodu nad linią wody), naprężenia na powierzchni klifu przekraczają siłę lodu, a klif strukturalnie zawodzi podczas powtarzających się wycieleń. Źródło: IPCC SROCC (2019) Ryc. CB8.1b
A Natura badanie przeprowadzone w 2016 r. na MICI wykazało, że Antarktyda „może przyczynić się do wzrostu poziomu morza o ponad metr o 2100 i wzrostu o ponad 15 metrów o 2500”. Nowsze badania stwierdził, że może to być przeszacowanie, ale zauważył, że nie jest jeszcze jasne, jaką rolę MICI może odgrywać w tym stuleciu. W innym badaniu sugeruje również, że szybka utrata lodu przez MICI może być złagodzona przez wolniejszą utratę półek lodowych, które utrzymują lodowce z powrotem.
Próg zamknięty
Pod koniec ubiegłego roku, a duży zespół modelarzy ocenił różne badania reakcji pokrywy lodowej na paryski cel klimatyczny, aby utrzymać średnie globalne ocieplenie „znacznie poniżej” 2 ° C.
Wszystkie modele wskazują w tym samym kierunku. Mianowicie, że próg nieodwracalnej utraty lodu zarówno na lodowej Grenlandii, jak i w WAIS wynosi pomiędzy 1.5 ° C a 2 ° C globalnego średniego ocieplenia. I jesteśmy już na nieco więcej niż 1C ocieplenia teraz.
To okno 1.5-2C ma kluczowe znaczenie dla „przetrwania antarktycznych szelfów lodowych”, wyjaśnił artykuł przeglądowy, a tym samym ich „przypór” na powstrzymywane przez nich lodowce.
Glosariusz: RCP2.6: RCP (Reprezentatywne ścieżki koncentracji) to scenariusze przyszłych stężeń gazów cieplarnianych i innych czynników wymuszających. RCP2.6 (czasami określany również jako „RCP3-PD”) to scenariusz „szczytu i spadku”, w którym rygorystycznie łagodzi się skutki.
Dodali autorzy, że kolejny próg może wynosić od 2 ° C do 2.7 ° C. Osiągnięcie tego poziomu globalnego wzrostu temperatury może spowodować „aktywację kilku większych systemów, takich jak zlewnie Rossa i Ronne-Filchnera, i początek znacznie większych wkładów SLR”.
Ross i Ronne-Filchner to dwie największe półki lodowe na Antarktydzie. Można je znacznie zmniejszyć „w ciągu 100–300 lat”, inne badania mówi, w scenariuszach, w których globalne emisje przekraczają Scenariusz RCP2.6. Ten szlak emisji jest ogólnie uważany za zgodny z ograniczeniem ocieplenia do 2 ° C.
Ustalenia te sugerują, że zapobieganie znacznej utracie lodu na Antarktydzie polega na ograniczeniu globalnych emisji do - lub poniżej - RCP2.6. Jak podsumowuje artykuł: „Przekroczenie tych progów oznacza zaangażowanie w duże zmiany pokrywy lodowej i lustrzanki, które mogą zająć tysiące lat, zanim zostaną w pełni zrealizowane i będą nieodwracalne w dłuższych ramach czasowych”.
O autorze
Prof. Christina Hulbe, geofizyk z National School of Surveying na University of Otago w Nowej Zelandii.
Artykuł pierwotnie pojawił się na Carbon Carbon Brief
Powiązane książki
Zmiany klimatu: co każdy musi wiedzieć
Joseph Romm
Podstawowy element tego, co będzie decydującym zagadnieniem naszych czasów, Zmiany klimatu: co każdy musi wiedzieć® to przejrzysty przegląd nauki, konfliktów i implikacji naszej ocieplającej się planety. Joseph Romm, główny doradca naukowy National Geographic Lata życia niebezpiecznie serial i jeden z „100 ludzi, którzy zmieniają Amerykę” Rolling Stone'a ” Zmiana klimatu oferuje przyjazne dla użytkownika, rygorystyczne naukowo odpowiedzi na najtrudniejsze (i powszechnie upolitycznione) pytania dotyczące tego, co klimatolog Lonnie Thompson uznał za „jasne i aktualne zagrożenie dla cywilizacji”. Dostępne na Amazon
Zmiany klimatu: Nauka o globalnym ociepleniu i nasza przyszłość energetyczna Drugie wydanie
autor: Jason Smerdon
To drugie wydanie Zmiana klimatu jest dostępnym i kompleksowym przewodnikiem po nauce stojącej za globalnym ociepleniem. Znakomicie zilustrowany tekst jest skierowany do studentów na różnych poziomach. Edmond A. Mathez i Jason E. Smerdon przedstawiają obszerne, pouczające wprowadzenie do nauki, które leży u podstaw naszego zrozumienia systemu klimatycznego i wpływu działalności człowieka na ocieplenie naszej planety. Mathez i Smerdon opisują role atmosfery i oceanu baw się w naszym klimacie, przedstaw koncepcję bilansu promieniowania i wyjaśnij zmiany klimatu, które miały miejsce w przeszłości. Opisują również działania człowieka mające wpływ na klimat, takie jak emisje i wylesianie gazów cieplarnianych i aerozoli, a także skutki zjawisk naturalnych. Dostępne na Amazon
Nauka o zmianach klimatu: kurs praktyczny
autor: Blair Lee, Alina Bachmann
Nauka o zmianach klimatu: kurs praktyczny wykorzystuje tekst i osiemnaście praktycznych zajęć wyjaśnianie i nauczanie nauki o globalnym ociepleniu i zmianach klimatu, o tym, jak ludzie są odpowiedzialni oraz o tym, co można zrobić, aby spowolnić lub zatrzymać tempo globalnego ocieplenia i zmian klimatu. Ta książka jest kompletnym, kompleksowym przewodnikiem po niezbędnym temacie środowiskowym. Tematy omówione w tej książce obejmują: w jaki sposób cząsteczki przenoszą energię ze słońca do ogrzania atmosfery, gazy cieplarniane, efekt cieplarniany, globalne ocieplenie, rewolucję przemysłową, reakcję spalania, pętle sprzężenia zwrotnego, związek między pogodą a klimatem, zmianę klimatu, pochłaniacze dwutlenku węgla, wymieranie, ślad węglowy, recykling i energia alternatywna. Dostępne na Amazon
Od wydawcy:
Zakupy na Amazon iść na pokrycie kosztów przynoszą InnerSelf.comelf.com, MightyNatural.com, i ClimateImpactNews.com bez kosztów i bez reklamodawców śledzących twoje nawyki przeglądania. Nawet jeśli klikniesz link, ale nie kupisz tych wybranych produktów, wszystko, co kupisz podczas tej samej wizyty w Amazon, płaci nam niewielką prowizję. Nie ponosisz żadnych dodatkowych kosztów, więc proszę przyczynić się do wysiłku. Możesz też skorzystaj z tego linku do korzystania z Amazon w dowolnym momencie, aby pomóc wesprzeć nasze wysiłki.
