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¿Qué tan cerca está la Antártida Occidental de un "punto de inflexión"?




Fuente: Carbonbrief - Pof la Profesora Christina Hulbe, geofísica de la Escuela Nacional de Agrimensura de la Universidad de Otago, en Nueva Zelandia.

Entre sus capas de hielo del este y el oeste y su península, la Antártida tiene suficiente hielo para elevar el nivel global del mar en unos 60m.


La capa de hielo de la Antártida Occidental (WAIS - West Antartic Ice Sheet) es una parte relativamente pequeña, que contiene una cantidad de hielo equivalente a 3,3 m de aumento del nivel del mar. Sin embargo, la mayor parte se encuentra en una posición precaria y se considera "teóricamente inestable".


En consecuencia, se considera que la forma en que la WAIS cambiará en respuesta al calentamiento causado por el hombre es, en general, la mayor fuente de incertidumbre para las proyecciones del nivel del mar a largo plazo.


El aspecto más apremiante de esta incertidumbre es comprender 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 inalterable hoy permanecerá así en el futuro.


Las últimas investigaciones dicen que el umbral de pérdida irreversible del WAIS probablemente se encuentra entre 1,5C y 2C de calentamiento medio mundial por encima de los niveles preindustriales. Con un calentamiento ya en torno a 1,1C y el Acuerdo de París que pretende limitar el calentamiento a 1,5C o "muy por debajo de 2C", los márgenes para evitar este umbral son muy estrechos.


La capa de hielo marino

Según el reciente informe especial sobre el océano y la criósfera (SROCC) del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático (IPCC), hay dos controles principales sobre el aumento del nivel del mar mundial en este siglo: las futuras emisiones de gases de efecto invernadero causadas por el hombre y la forma en que el calentamiento afecta a la capa de hielo de la Antártida. El IPCC dice:


"Más allá de 2050, la incertidumbre en el aumento del nivel del mar inducido por el cambio climático aumenta sustancialmente debido a las incertidumbres en los escenarios de emisión y los cambios climáticos asociados, y la respuesta de la capa de hielo antártico en un mundo más cálido".


La preocupación por la vulnerabilidad del WAIS radica principalmente en algo llamado "inestabilidad de la capa de hielo marino" (MISI) - "marino" 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, la retirada es autosuficiente.


Las capas de hielo pueden ser consideradas como enormes reservas de agua dulce. La nieve se acumula en el frío interior, se compacta lentamente para convertirse en hielo de 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 capa 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 marino) se denomina "línea de tierra". La línea de conexión a tierra es el lugar donde el agua almacenada en la capa de hielo regresa al océano. Y cuando se mueve hacia el mar, decimos que la capa de hielo tiene un "balance de masa" positivo, es decir, está ganando más masa de hielo de la que está perdiendo de vuelta al 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 lo tanto, al nivel global del mar.


Inestabilidad

Este cuadro básico del balance de masa de la capa de hielo es todo lo que necesitas para entender por qué los glaciólogos están preocupados por la MISI ("inestabilidad de la capa de hielo marino" (MISI)


Los cambios en la capa de hielo en el lado flotante de la línea de tierra, como el adelgazamiento, pueden hacer que el hielo del lado de la tierra se levante del fondo marino. A medida que este hielo flota, la línea de tierra retrocederá. Debido a que el hielo fluye más rápidamente cuando está flotando que cuando está conectado a tierra, la velocidad del flujo de hielo cerca de la línea de conexión a tierra aumentará. El estiramiento causado por el flujo más rápido se convierte en una nueva fuente de adelgazamiento cerca de la línea de conexión a tierra.


Esto se ilustra en la siguiente figura. A medida que el nuevo hielo flotante fluye y se adelgaza más rápidamente, puede causar que más hielo se levante y flote, haciendo que la línea de conexión a tierra retroceda.


Además, las áreas de la capa de hielo en riesgo de MISI tienen un gradiente inverso o "retrógrado", lo que significa que se profundiza más tierra adentro. A medida que la línea de conexión a tierra se retira más 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 auto-sostenga como un bucle de retroalimentación positiva - esto es lo que hace de MISI una inestabilidad.


Illustration of Marine Ice Sheet Instability, or MISI

Ilustración de la inestabilidad de la capa de hielo marino, o MISI. El adelgazamiento de la capa de hielo de refuerzo conduce a la aceleración del flujo de la capa de hielo y al adelgazamiento del margen de hielo marino. Debido a que el lecho de roca bajo la capa de hielo está inclinado hacia el interior de la capa de hielo, el adelgazamiento del hielo causa el retroceso de la línea de tierra seguido de un aumento del flujo de hielo hacia el mar, un mayor adelgazamiento del margen de hielo y un mayor retroceso de la línea de tierra. Crédito: IPCC SROCC (2019) Fig CB8.1a


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 un nuevo lugar. Pero si ha comenzado, entonces la retirada continuará sin importar lo que suceda a continuación.


Flujo más rápido

Incluso si se ha cruzado el umbral - o incluso si se cruza en el futuro - la retirada puede proceder a ritmos diferentes dependiendo de lo fuerte que estábamos "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 grosor y de la pendiente de su superficie.


Una mayor velocidad de fusión en el lado flotante y un flujo más rápido a través de la línea de tierra arrastrará la superficie del hielo más rápidamente que las velocidades más pequeñas. El drenaje más rápido genera una pendiente de la superficie más pronunciada y, por lo tanto, un flujo más rápido y una retirada más rápida.


Un estudio de modelización de esta retroalimentación, publicado el año pasado, encontró que cuando MISI comenzó con un empuje mayor (una mayor tasa de fusión), procedió más rápidamente que cuando comenzó con un empuje menor, incluso después de que el derretimiento extra fuera eliminado.


Esto significa que incluso si se invoca la MISI, la reducción de las emisiones globales y la desaceleración del calentamiento dará más tiempo para prepararse para sus consecuencias.


Acantilados de hielo

Parece haber una segunda fuente de inestabilidad para las capas de hielo marino, una 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 de icebergs que se desprenden, en otras palabras, que se rompen, de los frentes fuertemente agrietados de las terminaciones de los glaciares marinos.


Este desprendimiento es causado por el derretimiento de la parte inferior de la plataforma de hielo, así como por la "hidrofracturación", en la que el agua de derretimiento que se forma en la superficie de la plataforma de hielo se filtra en el hielo y causa grietas, o una combinación de ambas.


La rapidez con que se produce los desprendimientos 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 del desprendimiento.


Al igual que en el caso de MISI, la disminución del gradiente del fondo marino debajo de la capa de hielo de la Antártida Occidental -WAIS significa que a medida que el acantilado de hielo se retira en hielo más grueso seguirá exponiendo un acantilado cada vez más alto al océano y la tasa de desprendimiento debe aumentar.


Este proceso, que se ilustra a continuación, se denomina "inestabilidad de los acantilados de hielo marino" (MICI). La teoría sugiere que cuando la altura de la cara de un glaciar excede los 100 metros sobre la superficie del océano, el acantilado será demasiado alto para soportar su propio peso. Por lo tanto, inevitablemente se derrumbará, exponiendo una cara de acantilado de altura similar 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 del WAIS, donde el lecho está a >2000 metros bajo el nivel del mar en algunos lugares". (Aunque, el SROCC también señala que mientras que el MISI ( "inestabilidad de las capas de hielo marino") requiere que ocurra una pendiente retrógrada del lecho, el MICI ( "inestabilidad de los acantilados de hielo marino") podría incluso ocurrir en un lecho plano o inclinado hacia el mar).


Este proceso recientemente identificado no está tan bien estudiado como la MISI, pero esto seguramente cambiará en los próximos años, ya que los científicos continúan observando sistemas que cambian rápidamente, como el Glaciar Thwaites.


Ilustración de la inestabilidad de los acantilados de hielo marino. Si el acantilado es lo suficientemente alto (al menos ~800m de espesor total del hielo, o unos 100m de hielo sobre la línea de flotación), las tensiones en la cara del acantilado exceden la fuerza del hielo, y el acantilado falla estructuralmente en repetidos eventos de desprendimiento. Crédito: IPCC SROCC (2019) Fig CB8.1b


Un estudio de Nature en 2016 sobre el MICI llegó a la conclusión de que la Antártida "tiene el potencial de contribuir a un aumento de más de un metro del nivel del mar para 2100 y de más de 15 metros para 2500". Investigaciones más recientes concluyeron que es probable que esto sea una sobreestimación, pero señalaron que todavía no está claro qué papel podría desempeñar el MICI en este siglo. Otro estudio también ha sugerido que la rápida pérdida de hielo a través de MICI puede ser mitigada por una pérdida más lenta de las plataformas de hielo que sostienen los glaciares.


Cerca del umbral

A finales del año pasado, un gran equipo de modelistas evaluó diferentes estudios de la respuesta de las capas de hielo al objetivo climático de París de mantener el calentamiento medio del planeta "muy por debajo" de 2C.


Todos los modelos apuntan en la misma dirección. A saber, que el umbral para la pérdida irreversible de hielo tanto en la capa de hielo de Groenlandia como en el Antártida Occidental -WAIS- se encuentra en algún punto entre 1,5C y 2C de calentamiento global promedio. Y ya estamos en un poco más de 1C de calentamiento en este momento.


Esta ventana de 1,5°-2°C es clave para la "supervivencia de las plataformas de hielo de la Antártida", explicó el documento de revisión, y por lo tanto su efecto de "refuerzo" en los glaciares que retienen.


Otro umbral puede estar entre 2°C y 2,7°C, 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 mucho más grandes de SLR".


Ross y Ronne-Filchner son las dos mayores plataformas de hielo de la Antártida. Estos podrían reducirse sustancialmente "dentro de 100-300 años", dice otro estudio, en escenarios donde las emisiones globales superan el escenario RCP2.6 (ver glosario abajo). Esta vía de emisiones se considera generalmente consistente con la limitación del calentamiento a 2°C.


Estos hallazgos implican que la prevención de una pérdida sustancial de hielo antártico depende de la limitación de las emisiones globales a - o por debajo de - la RCP2.6. Como concluye el documento: "Cruzar estos umbrales implica el compromiso de grandes cambios en la capa de hielo y la RCP que pueden tardar miles de años en realizarse plenamente y ser irreversibles en escalas de tiempo más largas".



Glosario

RCP2.6: Las RCP (Vías de Concentración Representativas) son escenarios de futuras concentraciones de gases de efecto invernadero y otros forzamientos. La RCP2.6 (también denominada a veces "RCP3-PD") es un escenario de "pico y declive" en el que las estrictas tecnologías de mitigación y eliminación de dióxido de carbono significan picos de concentración de CO2 en la atmósfera y luego caídas durante este siglo. Para 2100, los niveles de CO2 aumentan a alrededor de 420 ppm - alrededor de 20 ppm por encima de los niveles actuales - lo que equivale a 475 ppm una vez que se incluyen otros forzamientos (en CO2e). Para el 2100, es probable que las temperaturas globales aumenten entre 1,3 y 1,9C por encima de los niveles preindustriales.

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