Niepewna przyszłość topniejącego lądolodu na Antarktydzie

Jednym z najbardziej widocznych skutków antropogenicznego globalnego ocieplenia jest podnoszenie się poziomu mórz na całym świecie. Od 1880 roku średni globalny poziom morza wzrósł o 20 centymetrów, a w tym stuleciu już o 7 cm. Nie ma łatwego sposobu na zatrzymanie lub odwrócenie tego trendu. Oceany i pokrywy lodowe na Ziemi powoli reagują na zmiany ilości energii cieplnej, którą otrzymują z atmosfery, i zatrzymują owo ciepło. Ta energia będzie utrzymywać się przez dziesięciolecia, a nawet stulecia, którą potem oceany będą oddawać do atmosfery. W rezultacie poziom mórz na całym świecie będzie się podnosił jeszcze długo po XXI wieku, nawet jeśli ocieplenie planety ustabilizuje się poniżej celu ustalonego w paryskim porozumieniu klimatycznym w 2015 roku, wynoszącego 2°C powyżej średniej z okresu przedindustrialnego.

Szósty raport IPCC oraz World Population Prospects (przegląd perspektyw ludnościowych) na 2019 rok stwierdzają, że jest bardzo prawdopodobne, iż spowodowane ocieplającym się klimatem podnoszenie się poziomu mórz dotknie znaczną część wybrzeży na Ziemi  w nadchodzących dziesięcioleciach. Szacuje się, że do końca XXI wieku 800 milionów ludzi prawdopodobnie doświadczy skutków powodzi spowodowanych rosnącym poziomem oceanów i mórz wzmacnianymi wysokimi przypływami czy działaniem huraganów - nawet jeśli osiągnięty zostanie cel wyznaczony w porozumieniu klimatycznym z Paryża.

W wielu obszarach przybrzeżnych nawet niewielki wzrost bazowego poziomu morza może znacznie zwiększyć częstotliwość i skalę powodzi podczas przypływów, sztormów i ekstremalnych zjawisk pogodowych. Organizacja Narodów Zjednoczonych szacuje, że potencjalne koszty szkód w samych tylko portach i przystaniach, spowodowanych tymi powodziami, mogą wynieść aż 111,6 mld dolarów do roku 2050 i 367,2 mld dolarów do końca wieku.

Co więcej, jeśli polityka mająca na celu ograniczenie emisji gazów cieplarnianych i ocieplenia atmosfery w tym stuleciu nie powiedzie się, wzrost poziomu mórz przyspieszy, dramatycznie zmieniając linię brzegową na setki, a być może tysiące lat. Rosnący poziom mórz będzie skutkować cofaniem się linii brzegowych i powodziami na wybrzeżach, które odcisną swoje piętno na społeczności, infrastrukturze, zasobach naturalnych i różnorodności biologicznej na wszystkich wybrzeżach świata. Już teraz nieuniknione jest, że wiele społeczności zostanie wysiedlonych, a w niektórych przypadkach zostaną zmuszeni do migracji jako uchodźcy klimatyczni. Od kilku lat widzimy, że migracje klimatyczne narastają.

Określenie tempa podnoszenia się poziomu mórz, jak również wielkości długoterminowego wzrostu (o kilka stuleci), o którym powinniśmy mieć wiedzę, jest niezbędne do skutecznego planowania adaptacji oraz oceny ścieżek i polityk łagodzących skutki. Ustalenie tych wielkości wymaga skoncentrowanych wysiłków ze strony społeczności naukowej w celu zidentyfikowania i zrozumienia kluczowych procesów, które wpływają na topnienie pokrywy lodowej Antarktyki - największego i najbardziej niepewnego potencjalnego czynnika przyczyniającego się do przyszłego podnoszenia się poziomu morza.

Zmiany masy antarktycznego lądolodu w latach 2002-2021. Dane pomiarowe z GRACE 2002-2017 i GRACE-FO 2018-2021

Z topnieniem lądolodu oraz wzrostem poziomu mórz wiąże się wiele niepewności. W lutym 2021 roku rozpoczęto realizację INSTANT (Instabilities and Thresholds in Antarctica), międzynarodowego, interdyscyplinarnego i międzyorganizacyjnego programu Komitetu Naukowego ds. Badań Antarktycznych (SCAR), którego celem jest zmniejszenie tych niepewności i wypełnienie luk w naszej wiedzy o topnieniu na Antarktydzie i wzroście poziomu oceanów. 

Topniejące lodowce szelfowe
Około jedna trzecia antarktycznej pokrywy lodowej ma charakter morski, spoczywa na skałach macierzystych poniżej poziomu morza, a większość krawędzi lądolodu kończy się w oceanie, co czyni ją podatną na łatwe przekroczenie punktu krytycznego ocieplającego się klimatu. To z kolei może spowodować szybką utratę lodu (Pattyn i Morlighem, 2020). W wielu miejscach wokół krawędzi lądolodu, płynący w kierunku Oceanu Południowego lód tworzy pływające szelfy lodowe. Półki lodowe stykające się z batymetrycznymi wzniesieniami dna morskiego lub zamknięte w zatokach zapewniają podparcie, które utrudnia odpływ lodu pochodzącego z lądolodu. Dezintegracja szelfów lodowych będzie zatem odgrywać kluczową rolę w tempie utraty masy lodowej w przyszłości. Obserwacje satelitarne pokazują, że większość antarktycznych szelfów lodowych jest obecnie przerzedzana, głównie z powodu kontaktu z ciepłą podpowierzchniową wodą oceaniczną (Adusumilli i inni, 2020).

Lodowiec Szelfowy Ronne nad Morzem Weddella i oderwana od niego góra lodowa 13 maja 2021. Dezintegracja szelfów lodowych, które stanowią podporę utrudniającą spływ lodu, będzie odgrywać kluczową rolę w tempie utraty lądolodu w przyszłości. ESA

W przyszłości lodowce szelfowe mogą również stać się podatne na ocieplenie atmosferyczne i akumulację powierzchniowych wód roztopowych, które mogą pogłębiać szczeliny i prowadzić do nagłego rozpadu w wyniku hydroszczelinowania. Jeśli linia uziemienia inaczej też zwana linią gruntowania (granica między lodem uziemionym a pływającym) znajduje się na skale macierzystej nachylonej w kierunku wnętrza pokrywy lodowej, początkowe cofanie się spowodowane przerzedzaniem się szelfów lodowych może doprowadzić do samopodtrzymującego się i potencjalnie niemożliwego do zatrzymania procesu cofania się, znanego jako niestabilność morskiej pokrywy lodowej (MISI). 

Dodatkowo, zanikające lodowce szelfowe mogą prowadzić do powstawania wysokich, niestabilnych klifów lodowych na linii przydennej. Degradacja tych klifów lodowych z powodu podmywania lodu pod wodą i wycielania się lodowych gór może następnie spowodować szybkie wycofanie się lądolodu w procesie zwanym niestabilnością morskich klifów lodowych (MICI). Możliwe jest, że oba typy niestabilności mogą spowodować częściowe załamanie się morskich sektorów antarktycznego lądolodu w ciągu kilku stuleci (DeConto i inni, 2021).

Niepewne wyniki złożonych procesów
Oprócz skutków niestabilności morskiej pokrywy lodowej i klifów lodowych, na tempo utraty masy antarktycznego lodu i wzrostu poziomu mórz będą miały wpływ złożone interakcje między procesami zachodzącymi w lodzie, oceanie, atmosferze i na całej planecie. Interakcje te obejmują zarówno dodatnie, jak i ujemne sprzężenia zwrotne, które odpowiednio zwiększają i zmniejszają tempo podnoszenia się poziomu mórz. Na przykład, słodka woda uwalniana w miarę rozrzedzania i wycofywania się lądolodów ogranicza tworzenie się słonej, gęstej wody dennej u wybrzeży Antarktydy. Zmniejszenie ilości antarktycznej wody dennej osłabia globalną cyrkulację termohalinową, która jest napędzana przez różnice w temperaturze i zasoleniu wody, co prowadzi do lokalnego i międzypółkulowego ochłodzenia atmosfery (Golledge i inni, 2019). Te redukcje mogłyby ostatecznie zmniejszyć tempo globalnego ocieplenia, a tym samym spowolnić podnoszenie się poziomu morza (Golledge i inni, 2019; DeConto i inni, 2021).

Na górze: lodowiec Pine Island w 1992 roku. Na dole ten sam lodowiec w 2011 roku. Na przekrój lodowca nałożona jest mapa naprężeń. NASA

Jednak słodka woda uwalniana z pokrywy lodowej stratyfikuje powierzchniową warstwę oceanu, a następnie zwiększa produkcję lodu morskiego, co zakłóca otwieranie się obszarów wolnych od lodu morskiego zwanych połyniami (np. Golledge i inni, 2019), ograniczając w ten sposób wymianę ciepła między atmosferą a oceanem. Ta sekwencja sprzężeń zwrotnych może skupiać ciepłą wodę morską w zagłębieniach w pobliżu stref uziemienia pod lodowcami szelfowymi, zwiększając tempo utraty lodu (Silvano i inni, 2018).

Krytyczne kroki w celu zmniejszenia niepewności co do roli tych procesów i prognoz utraty lodu Antarktydy obejmują wyjaśnienie roli dynamiki oceanu poprzez rekonstrukcję warunków z dalekiej i nieodległej przeszłości, obserwację warunków obecnych oraz sprzężenie numerycznych modeli cyrkulacji oceanicznej z modelami pokrywy lodowej. Kroki te były jednymi z najpilniejszych priorytetów badawczych, które wyłoniły się z piątego raportu IPCC (AR5), opublikowanego w 2013 roku. Raport przewidywał, że "prawdopodobny" zakres przewidywanych wówczas przyszłych scenariuszy emisji dwutlenku węgla spowoduje wzrost poziomu mórz od 28 di 98 cm do 2100 roku.

Ogólnie rzecz biorąc, najnowsza generacja numerycznych modeli pokrywy lodowej pokazuje, że przyspieszenie utraty masy obserwowane przez satelity w ciągu ostatnich 10 lat będzie się utrzymywać [zespół IMBIE, 2018], chociaż różne modele wykazują szeroki zakres prognoz dla przyszłego wkładu Antarktydy do wzrostu poziomu mórz, ponieważ traktują fizykę potencjalnie ważnych procesów w znacząco różny sposób (np. Edwards i inni 2021) - pokazuje to poniższy wykres.

 

Zmiany stężenia dwutlenku węgla (CO₂) (w częściach na milion, ppm) mierzone w Obserwatorium Mauna Loa na Hawajach od 1960  do 2020 roku (gładka czarna krzywa) są pokazane (u góry) wraz z prognozowanymi stężeniami CO₂ (faliste szare krzywe) dla różnych wspólnych ścieżek społeczno-ekonomicznych - scenariuszy emisji (SSP) do 2100 r. Lata, w których odbywały się kluczowe konferencje stron Ramowej Konwencji Narodów Zjednoczonych w sprawie Zmian Klimatu (COP), są pokazane wraz z latami publikacji raportu IPCC. 

Obserwowana (brązowa) globalna średnia zmiana poziomu morza od 1950 do 2020 roku [Frederikse i inni, 2020] jest pokazana (na dole) w odniesieniu do okresu odniesienia 1994-2015, wraz z prognozowanymi zmianami dla SSP 1-2,6 (niebieska) i SSP 5-8,5 (pomarańczowa) oraz 83im percentylem dla SSP 5-8,5 o niskim poziomie ufności (przerywana czerwona linia) z IPCC AR6. Podane niepewności odpowiadają 17emu i 83emu percentylowi dla każdego SSP. Pokazano również tempo zmian poziomu morza (w milimetrach/rok) dla SSP 8.5 do roku 2100. 

Prognozowane zakresy (percentyle od 17tego do 83ego) zmiany poziomu mórz i wkładu Antarktydy do 2300 roku (scenariusze rozszerzone) z IPCC AR6 są wykreślone (po prawej) dla ścieżek SSP 1-2.6 (niebieska) i SSP 5-8.5 (pomarańczowa) oraz dla 83ego percentyla scenariusza o niskim poziomie ufności SSP 5-8.5 (przerywane czerwone strzałki, uwzględniające procesy niestabilności w prognozach pokrywy lodowej Antarktydy).

Jeśli globalne emisje dwutlenku węgla będą przebiegać zgodnie z wysokoemisyjną Wspólną Ścieżką Społeczno-Ekonomiczną (SSP) 5-8.5, co oznacza, że poziom atmosferycznego dwutlenku węgla wzrośnie powyżej 1000 części na milion do 2100 roku (powyższy wykres), topniejący lód antarktyczny przyczyni się do wzrostu poziomu mórz o 14-32 centymetry (13-87 percentyl) do ogólnego wzrostu poziomu mórz o 62-101 centymetrów (w stosunku do linii bazowej 1995-2014) w tym samym okresie, zgodnie ze statystyczną oceną prognoz modeli numerycznych [np. Edwards i inni, 2021).

Inny pojedynczy model, uwzględniający zarówno MICI, jak i MISI, dał wyższe oszacowanie 20-53 centymetrów (13-87 percentyl) prawdopodobnego zakresu wkładu Antarktydy w podnoszenie się poziomu mórz do 2100 roku dla scenariusza SSP 5-8,5 (DeConto i inni, 2021). Ponadto, zgodnie z tym modelowym scenariuszem, morskie sektory antarktycznej pokrywy lodowej przekraczają punkt krytyczny ucieczki lodu przed 2100 rokiem, narażając planetę na wzrost poziomu morza nawet o 2 metry do 2100 i 15 metrów do 2300 roku (Golledge i inni, 2015; DeConto i inni, 2021).

Jeśli jednak trajektoria globalnych emisji będzie przebiegać według scenariusza o niższej emisji SSP 1-2.6 (powyższy wykres), który jest zgodny z celem emisyjnym wyznaczonym przez paryskie porozumienie klimatyczne, to wkład Antarktydy będzie prawdopodobnie znacznie niższy: 12-31 centymetrów do 2100 roku [(Edwards i inni 2021) i około 100 centymetrów do 2300 roku (DeConto i inni, 2021). W tym scenariuszu modele wskazują, że większość antarktycznych szelfów lodowych zostałaby ocalona, znacznie ograniczając utratę lodu do oceanu (Golledge i inni, 2015; DeConto i inni, 2021).

Wzrost poziomu mórz o około 25 cm do 2060 roku może być nieunikniony. Jednak bez względu na wyniki naszych najbardziej zaawansowanych modeli do tej pory, nasze słabe zrozumienie kluczowych procesów decydujących o tempie topnienia i nasza niepewna trajektoria emisji powodują głęboką niepewność w probabilistycznych prognozach poziomu morza na okres po 2050 roku (np. Edwards i inni 2021; DeConto i inni, 2021), utrudniając wysiłki zmierzające do oceny nadchodzących zmian wzdłuż linii brzegowych. Niepewność ta sugeruje na przykład, że istnieje pięcioprocentowa szansa, że wkład Antarktydy w podnoszenie się poziomu mórz może wynieść aż 145 cm do 2100 roku (Bamber i inni, 2019).

Reasumując, czeka nas globalny kryzys nie tylko klimatyczny, ale i społeczny. 145 cm do 2100 roku - Bangladesz, Miami, region nadbrzeżny Zatoki Perskiej, Żuławy, delta Nilu. Co jeszcze? Kryzys na granicy polsko-biołoruskiej, czy wcześniejszy kryzys z 2015 to wstęp do tego co będzie się działo w przyszłości, jeśli zacznie rozpadać się antarktyczny lądolód, a przed nim lodowce szelfowe.

Zobacz także:

• Niewiele potrzeba czasu, by zapoczątkować upadek lodowców na Antarktydzie, piątek, 19 listopada 2021 W przeszłości, kiedy dochodziło do wzrostu temperatur na Ziemi z naturalnych rzecz jasna przyczyn, występowały okresy wzmożonych roztopów na Antarktydzie.
• Poleciała kolejna góra lodowa wielkości dużej metropolii, piątek, 5 marca 2021
• Lądolód na Antarktydzie topnieje coraz szybciej, sobota, 26 grudnia 2020