Falha na prateleira do gelo da geleira da ilha do pinho. Crédito: NASA Image Collection / Alamy Stock Photo.
Entre suas camadas de gelo leste e oeste e sua península, a Antártica mantém gelo suficiente para elevar o nível global do mar em em torno de 60m.
A camada de gelo da Antártica Ocidental (WAIS) é uma parte relativamente pequena, contendo uma quantidade de gelo equivalente a 3.3m aumento do nível do mar. No entanto, a maioria fica em uma posição precária e é considerada "teoricamente instável".
Como resultado, é geralmente considerado como o WAIS em resposta ao aquecimento causado pelo homem. maior fonte de incerteza para projeções de longo prazo do nível do mar.
O aspecto mais premente dessa incerteza é entender se os limites de instabilidade do gelo foram ultrapassados, se o recuo que estamos medindo agora está destinado a continuar e se o gelo que parece inalterado hoje permanecerá assim no futuro.
A pesquisa mais recente diz que o limiar para a perda irreversível do WAIS provavelmente se situa entre 1.5 ° C e 2 ° C do aquecimento médio global acima dos níveis pré-industriais. Com o aquecimento já em em torno do 1.1C e a Acordo de Paris Com o objetivo de limitar o aquecimento a 1.5 ° C ou “bem abaixo de 2 ° C”, as margens para evitar esse limiar são efetivas.
Manta de gelo marinha
De acordo com o recente relatório especial sobre o oceano e a criosfera (SROCC) pela Painel Intergovernamental sobre Mudanças Climáticas (IPCC), existem dois controles principais sobre a elevação do nível do mar neste século: futuras emissões de gases causadores do efeito estufa causadas pelo homem e como o aquecimento afeta a camada de gelo da Antártica. O IPCC diz:
“Depois de 2050, a incerteza na SLR induzida pela mudança climática [aumento do nível do mar] aumenta substancialmente devido às incertezas nos cenários de emissão e às mudanças climáticas associadas, e à resposta da camada de gelo da Antártica em um mundo mais quente.”
A preocupação com a vulnerabilidade do WAIS reside principalmente em algo chamado “instabilidade do manto de gelo marinho”(MISI) -“ marinho ”porque a base do manto de gelo está abaixo do nível do mar e“ instabilidade ”pelo fato de que, uma vez iniciado, o retiro é auto-sustentável.
Os lençóis de gelo podem ser considerados enormes reservatórios de água doce. A neve se acumula no interior frio, compacta lentamente para se tornar gelo glacial e começa a fluir como um fluido muito espesso de volta para o oceano.
Em alguns lugares, o gelo atinge a costa e flutua na superfície do oceano, formando um Plataforma de gelo. A fronteira entre o gelo que repousa sobre a superfície terrestre (ou o fundo do mar no caso de uma camada de gelo marinha) é chamada de “linha de aterramento”. A linha de aterramento é onde a água armazenada na camada de gelo retorna ao oceano. E quando se move para o mar, dizemos que o manto de gelo tem um "balanço de massa" positivo - isto é, está ganhando mais massa de gelo do que está perdendo de volta para o mar.
Mas quando a linha de aterramento recua, o saldo é negativo. Um saldo negativo no lençol de gelo significa uma contribuição positiva para o oceano e, portanto, para o nível global do mar.
Instabilidade
Essa imagem básica do balanço de massa das camadas de gelo é tudo o que você precisa para entender por que os glaciologistas estão preocupados com o MISI.
Alterações na plataforma de gelo no lado flutuante da linha de aterramento - como o desbaste - podem fazer com que o gelo do lado aterrado decole do fundo do mar. À medida que esse gelo flutua, a linha de aterramento recua. Como o gelo flui mais rapidamente quando está flutuando do que quando aterrado, a taxa de fluxo de gelo próximo à linha de aterramento aumenta. O alongamento causado pelo fluxo mais rápido se torna uma nova fonte de desbaste próximo à linha de aterramento.
Isto é ilustrado na figura abaixo. À medida que o gelo recém-flutuante flui e diminui mais rapidamente, ele pode fazer com que mais gelo se solte e flutue, levando a linha de aterramento de volta.
Além disso, as áreas da camada de gelo em risco de MISI têm um gradiente reverso ou "retrógrado", o que significa que fica mais profundo no interior. À medida que a linha de aterramento recua ainda mais nas partes mais espessas da camada de gelo, o fluxo acelera, aumentando ainda mais a perda de gelo. O gradiente reverso torna esse processo auto-sustentável como um loop de feedback positivo - é isso que torna MISI uma instabilidade.
Ilustração da instabilidade da camada de gelo marinho, ou MISI. O afinamento da plataforma de gelo reforçado leva à aceleração do fluxo da camada de gelo e ao afinamento da margem de gelo terminada no mar. Como a rocha sob a camada de gelo está inclinada para o interior da camada de gelo, o afinamento do gelo causa recuo da linha de aterramento, seguido por um aumento do fluxo de gelo em direção ao mar, afinamento adicional da margem de gelo e recuo adicional da linha de aterramento. Crédito: IPCC SROCC (2019) Fig. CB8.1a
Ainda não está claro se o limite MISI foi ultrapassado em qualquer lugar da Antártica. Sabemos que as linhas de aterramento estão recuando ao longo da costa do mar de Amundsen - mais espetacularmente no Geleira Thwaites. E o motivo do recuo parece ser a água do oceano relativamente quente - cerca de 2 ° C mais quente que a média histórica - fluindo em direção à linha de aterramento e causando um derretimento mais forte do que o normal.
Se a instabilidade não tiver começado e se o aquecimento do oceano parar, a linha de aterramento deve encontrar um novo ponto de equilíbrio em um novo local. Mas se tiver começado, o retiro continuará, não importa o que acontecer a seguir.
Fluxo mais rápido
Mesmo que o limite tenha sido ultrapassado - ou mesmo se for ultrapassado no futuro - o retiro pode prosseguir em taxas diferentes, dependendo de quanto estávamos "pressionando" quando ele começou.
Aqui está como isso funciona. A instabilidade depende de um equilíbrio de forças dentro da camada de gelo. Uma força devido à gravidade faz com que o gelo flua a uma velocidade que depende em parte de sua espessura e inclinação da superfície.
Uma taxa de derretimento maior no lado flutuante e um fluxo mais rápido na linha de aterramento puxarão a superfície do gelo mais rapidamente do que as taxas menores. A redução mais rápida gera uma inclinação de superfície mais íngreme e, portanto, fluxo mais rápido e recuo mais rápido.
A estudo de modelagem desse feedback, publicado no ano passado, constatou que, quando o MISI começou com um impulso maior (uma taxa de fusão maior), ele prosseguiu mais rapidamente do que quando começou com um impulso menor, mesmo depois que o derretimento extra foi removido.
Isso significa que, mesmo que o MISI seja invocado, reduzir as emissões globais e desacelerar o aquecimento dará mais tempo para se preparar para suas consequências.
Falésias de gelo
Parece haver uma segunda fonte de instabilidade para as camadas de gelo marinhas - uma que entra em ação se as prateleiras de gelo se perderem completamente.
Algumas das imagens mais espetaculares da mudança de geleira são de iceberg parto - em outras palavras, rompendo - das frentes pesadamente fendas das geleiras que terminam em fuzileiros navais.
Esse parto é causado pelo derretimento da parte de baixo da plataforma de gelo, além de "hidro-fraturamento”- onde a água derretida que se forma na superfície da plataforma de gelo penetra no gelo e causa rachaduras - ou uma combinação dos dois.
A rapidez com que o parto acontece depende da altura da face do penhasco de gelo acima da linha de flutuação - quanto maior o penhasco fica acima da água, maior a taxa de parto.
Como é o caso do MISI, o declínio gradiente do fundo do mar sob o WAIS significa que, à medida que o penhasco recua em um gelo mais espesso, ele continua a expor um penhasco cada vez mais alto ao oceano e a taxa de parto deve aumentar.
Este processo, ilustrado abaixo, é chamado de "instabilidade do penhasco marinho" (MICI). A teoria sugere que onde a altura de uma face da geleira exceder cerca de 100 m acima da superfície do oceano, o penhasco será alto demais para suportar seu próprio peso. Irá, portanto, inevitavelmente entrar em colapso, expondo um penhasco da mesma altura atrás dele, que também entrará em colapso. E assim por diante.
O SROCC do IPCC afirma que “a geleira Thwaites é particularmente importante porque se estende para o interior do WAIS, onde o leito está> 2000 m abaixo do nível do mar em alguns lugares”. (Embora o SROCC também observe que, embora o MISI exija que ocorra uma inclinação retrógrada do leito, o MICI pode até mesmo ocorrer em um leito plano ou inclinado para o mar.)
Esse processo recentemente identificado não é tão bem estudado quanto o MISI, mas certamente mudará nos próximos anos, à medida que os cientistas continuarem observando sistemas em rápida mudança, como o Glaciar Thwaites.
Ilustração de Marine Ice Cliff Instability. Se o penhasco for alto o suficiente (pelo menos ~ 800 m da espessura total do gelo ou cerca de 100 m de gelo acima da linha da água), as tensões na face do penhasco excederão a força do gelo, e o penhasco falhará estruturalmente em eventos repetidos de parto. Crédito: IPCC SROCC (2019) Fig. CB8.1b
A Natureza Um estudo realizado em 2016 no MICI concluiu que a Antártica “tem potencial para contribuir com mais de um metro de aumento do nível do mar até 2100 e mais de 15 metros por 2500”. Pesquisas mais recentes concluiu que é provável que isso seja uma superestimação, mas observou que ainda não está claro qual o papel que o MICI poderá desempenhar neste século. Outro estudo também sugeriu que a rápida perda de gelo através do MICI pode ser mitigada por uma perda mais lenta das prateleiras de gelo que retêm as geleiras.
Limite próximo
No final do ano passado, um grande equipe de modeladores avaliaram diferentes estudos de resposta da camada de gelo à meta climática de Paris para manter o aquecimento médio global "bem abaixo" 2C.
Todos os modelos apontam na mesma direção. Ou seja, que o limiar para a perda irreversível de gelo na camada de gelo da Groenlândia e no WAIS está em algum lugar entre o aquecimento médio global de 1.5C e 2C. E já estamos em um pouco mais de 1C de aquecimento agora.
Essa janela 1.5-2C é essencial para a "sobrevivência das plataformas de gelo da Antártica", explicou o artigo de revisão e, portanto, seu efeito de "reforço" nas geleiras que eles retêm.
Glossário: RCP2.6: Os RCPs (Caminhos de Concentração Representativos) são cenários de futuras concentrações de gases de efeito estufa e outras forçantes. O RCP2.6 (também conhecido como "RCP3-PD") é um cenário de "pico e declínio", onde a mitigação é rigorosa.
Outro limiar pode estar entre 2C e 2.7C, acrescentaram os autores. Atingir esse nível de aumento da temperatura global pode desencadear a “ativação de vários sistemas maiores, como as bacias de Ross e Ronne-Filchner, e o início de contribuições SLR muito maiores”.
O Ross e Ronne-Filchner são as duas maiores plataformas de gelo da Antártica. Estes podem ser substancialmente reduzidos "dentro de 100 a 300 anos", outro estudo diz, em cenários em que as emissões globais excedem o Cenário RCP2.6. Esse caminho das emissões é geralmente considerado consistente com a limitação do aquecimento a 2C.
Essas descobertas implicam que a prevenção de uma perda substancial de gelo antártico depende da limitação das emissões globais para - ou abaixo - do RCP2.6. Como o documento conclui: "A superação desses limites implica compromisso com grandes mudanças nas camadas de gelo e nas SLR, que podem levar milhares de anos para serem plenamente realizadas e serem irreversíveis em prazos mais longos".
Sobre o autor
Christina Hulbe, geofísica da Escola Nacional de Agrimensura da Universidade de Otago, na Nova Zelândia.
Este artigo foi publicado originalmente em Breve Carbono
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