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Pubblichiamo la traduzione del post Why is future sea level rise still so uncertain? pubblicato da Gavin Schmidt su Realclimate, su un tema di grandissimo interesse scientifico – e non solo.

Tre nuovi articoli scientifici nelle ultime due settimane hanno proposto tesi diverse sull’aumento del livello del mare causato dalla perdita di ghiaccio in Antartide occidentale, indicando aumenti maggiori o minori di quanto si sarebbe potuto pensare in precedenza, e con più o meno sicurezza. Ognuno di questi articoli ha i suoi perché, ma chiunque cerchi di trarre un quadro coerente da tutto questo lavoro rimarrà deluso. Per capirne il motivo, è innanzitutto necessario chiarire perché prevedere l’aumento del livello del mare sia così difficile: abbiamo fatto molta strada, ma tanta ne dobbiamo ancora fare.

Ecco una lista di fattori che influenzeranno il futuro livello del mare a scala regionale (in ordine approssimativo di importanza):

• perdita di massa glaciale dall’Antartide occidentale
• perdita di massa glaciale dalla Groenlandia
• espansione termica dell’oceano
• fusione dei ghiacciai montani
• effetti gravitazionali, rotazionali e deformativi (GRD)
• cambiamenti nella circolazione oceanica
• effetti sterici (acqua dolce/salinità)
• estrazione di acqua freatica
• costruzione e riempimento di serbatoi artificiali (es. dighe)
• cambiamenti nella pressione atmosferica e nei venti.

Inoltre, i rischi di inondazione costiera dipendono anche da:

• movimenti tettonici/isostatici del terreno
• subsidenza locale
• idrologia locale
• mareggiate
•  

Non è immediato capire perché alcuni degli aspetti più rilevanti sopra riportati siano così difficili da inquadrare. Lo spiegheremo più avanti…

Nel frattempo, si noti che i fattori sopraelencati coinvolgono l’intero sistema Terra: gli oceani, la criosfera, l’atmosfera, la terra solida e la litosfera, e una gamma completa di scale, dal quartiere cittadino e la linea costiera, alle dinamiche del ghiaccio che cambiano per chilometri, alle conseguenze degli effetti gravitazionali, rotazionali e deformativi, fino all’intero oceano globale. Mentre ognuno di questi elementi ha una comunità scientifica dedicata, l’aumento del livello del mare attraversa tutte le discipline. E allo stesso modo, mentre ognuno di questi elementi ha una capacità di modellazione specializzata, non esiste un singolo modello che comprenda tutto questo (neanche lontanamente, per ora).

Ciò significa che le stime del futuro innalzamento del livello del mare sono miscele di informazioni provenienti da più fonti (modelli accoppiati oceano-atmosfera, modelli idrologici, modelli delle calotte glaciali, modelli della terra solida, ecc.), legate insieme in quadri più o meno sofisticati (questo è l’approccio nel rapporto IPCC SCROCC e nel prossimo AR6) che tentano di costruire una incertezza cumulativa delle stime. Per ribadire, non c’è una previsione del tipo “modello climatico” dell’aumento globale del livello del mare, anche se i modelli climatici di cui discutiamo spesso qui (la classe di modelli CMIP), forniscono alcuni degli input. Questo significa che i collegamenti e i feedback tra questi diversi elementi non sono sempre coerenti: ad esempio, le stime sul depauperamento delle acque sotterranee (usate per l’irrigazione) o della fusione dei ghiacciai potrebbero non avere un impatto sui suoli o sul bilancio dell’acqua dolce dei fiumi e degli oceani a valle.

E che dire dell’Antartide occidentale?

Il West Antarctic Ice Sheet (WAIS) è l’elefante marino nell’acquario. Fin dagli anni ’70 si è sospettato che fosse incline ad un rapido collasso perché il substrato roccioso su cui si trova è sotto il livello del mare (e in alcuni luoghi, migliaia di metri sotto il livello del mare). Una ricerca più recente, che delimita il livello del mare dell’Eemiano (circa 125.000 anni fa), ha confermato che il WAIS è collassato in quel periodo, aggiungendo 3 o più metri di aumento del livello del mare al contributo di una calotta glaciale della Groenlandia molto ridotta. Inoltre, le osservazioni attuali dei sensori di gravità (GRACE/GRACE-FO) mostrano grandi perdite di massa glaciale dal WAIS, dominate dal rapido ritiro del ghiacciaio di Pine Island e del ghiacciaio Thwaites, e la diminuzione concomitante dello spessore dello strato di ghiaccio (da IceSat2).

Ci sono molte osservazioni interessanti e non-osservazioni da WAIS che rendono questo problema particolarmente impegnativo. In primo luogo, la fusione delle piattaforme di ghiaccio e l’arretramento della linea di terra sono “guidati” dal basso, poiché l’acqua profonda circumpolare (CPDW) leggermente più calda è stata spinta a contatto con la piattaforma.

Schema semplificato delle interazioni atmosfera-oceano-ghiaccio (Zalasiewicz et al, 2019)

Si pensa che la CPDW sia influenzata dallo spostamento dei venti occidentali intorno all’Antartide, che sono aumentati negli ultimi decenni a causa di una combinazione di gas serra e dell’impoverimento dell’ozono stratosferico nell’area polare (Miller et al, 2006).

Proiezione dei modelli CMIP3 per il Southern Annular Model con e senza forzante legata all’ozono stratosferico  (Miller et. al., 2006)

Inoltre, sembra che l’acqua di fusione anomala del WAIS stia causando l’addolcimento, la stratificazione e il raffreddamento dell’oceano circostante (vedi Rye et al. (2020) o Sadai et al. (2020). Entrambi questi effetti rendono difficile una connessione diretta tra il riscaldamento medio globale e la perdita di massa del WAIS.

Ma c’è di più. Per esempio, la conoscenza della topografia del substrato roccioso sotto lo strato di ghiaccio è ancora in fase di perfezionamento. L’ultima revisione importante (BedMap2) è stata nel 2013 (Fretwell et al., 2013), ma molte aree rimangono senza dati validi e importanti revisioni sono ancora in corso (Morlighem et al., 2020). Inoltre, la topografia del fondo dell’oceano sotto le calotte glaciali è ancora in fase di scoperta con veicoli subacquei autonomi, per esempio nei pressi del ghiacciaio di Thwaites l’anno scorso. Nel frattempo Bedmap3 è in corso…

Inoltre, un fattore importante nel modo in cui il WAIS influenzerà il livello del mare è quanto velocemente la litosfera risponderà ai cambiamenti nel carico di ghiaccio (parte degli effetti di GRD menzionati sopra). Se il mantello è molto viscoso, allora la risposta è lenta e non aggiunge molto al cambiamento globale del livello del mare. Ma se lo è meno, allora il sollevamento è più rapido, e può portare più rapidamente ad un aumento ulteriore del livello del mare. Sfortunatamente, si è visto che il mantello sotto il WAIS è meno viscoso di quanto non si pensasse (Pan et al., 2021).

Progressi recenti

Visto che non abbiamo a disposizione un insieme di modelli che includano tutti i fattori che contribuiscono alla crescita del livello del mare e che possano fornirci una misura delle incertezze nelle nostre proiezioni, cosa possiamo fare? Per prima cosa, possiamo analizzare i modelli a nostra disposizione ed usarli per stimare l’incertezza strutturale nei processi che simulano. Questo è ciò che fanno Edwards et al. (2021). Utilizzando i dati delle simulazioni ISMIP6 e GlacierMIP e un emulatore statistico, tracciano le reazioni di questi modelli al cambiamento della temperatura media globale e alla fusione innescata dall’oceano in Groenlandia e nell’Antartico. La cosa più interessante è che non si è legati agli scenari di emissioni inizialmente utilizzati nei MIP (Model Intercomparison Project, i progetti internazionali per migliorare i modelli climatici), ma non è possibile calibrare indipendentemente le proiezioni con i cambiamenti paleo-climatici; si rimane quindi legati ai modelli utilizzati in passato, alcuni dei quali sono un po’ antiquati.

Alternativamente, è possibile impiegare un singolo modello sulle calotte glaciali, meglio calibrato rispetto ai cambiamenti paleo-climatici, forzandolo con condizioni al contorno derivate dai modelli climatici, come fanno DeConto et al. (2021). Questo approccio non fornisce una stima della piena incertezza strutturale (che è alta), ma forse è internamente più coerente. Tuttavia, la calibrazione effettuata su questo modello è (un po’) controversa, e vale la pena discuterne il motivo.

Nel 2015, Pollard et al. (2015) capirono che il loro modello di calotta glaciale era troppo stabile, poiché non era in grado di riprodurre i grandi cambiamenti del livello del mare (circa 20 metri) che pensiamo abbiano caratterizzato il periodo caldo del Pliocene, 3 milioni di anni fa. Aggiunsero allora due meccanismi destabilizzanti, la fratturazione idraulica delle coltri glaciali e un fenomeno chiamato “instabilità della barriera glaciale marittima” (marine-ice cliff instability, MICI). Impiegarono quindi questa versione modificata per le proiezioni future. Tuttavia, nel modello (come in ogni modello, a dire il vero) erano presenti un gran numero di criticità latenti, tra le quali le incertezze nella topografia del substrato roccioso, le condizioni al contorno dello stesso substrato roccioso, le parametrizzazioni della linea di terra, la risoluzione, la reologia glaciale, la risposta litosferica, ecc. Lo stesso MICI è piuttosto incerto (Clerc et al., 2020) e, come affermano Edwards et al., nessuno dei modelli che hanno contribuito all’ISMIP6 includeva un meccanismo simile al MICI. Non è possibile determinare con certezza se i meccanismi destabilizzanti utilizzati fossero quelli effettivamente in atto durante il periodo più caldo del Pliocene. Potrebbero esserci altre variazioni (non esaminate) nel modello glaciale che riproducano altrettanto bene le variazioni passate ma che simulino un andamento differente nell’attuale periodo caldo.

C’è da dire che DeConto et al. hanno esteso la calibrazione al livello del mare del Pliocene, dell’Eemiano e alla velocità di variazione osservata dal 1992, anche se le condizioni imposte dall’Eemiano rimangono le più importanti. Inoltre, hanno variato la viscosità del mantello nei calcoli del livello del mare in modo coerente con i valori di Pan et al. Ancora meglio, hanno perfino analizzato la sensibilità a una risposta dell’oceano meridionale alle acque di disgelo antartiche sulla base di Sadai et al. (2020).

La domanda è se questi due approcci siano coerenti e/o complementari.

Contributo totale dei ghiacci terrestri (Edwards et al., 2021)

Contributo antartico agli scenari di livello del mare (da DeConto et al., 2021)

E quindi cosa mostrano questi recenti articoli?

Come ci si può aspettare, questi risultati presentano un quadro piuttosto fluido: a fronte di molti passi in avanti, ci sono ancora contrasti degni di nota. Per prima cosa, i risultati principali di Edwards et al. suggeriscono una sensitività minima allo scenario forzante, praticamente una semplice continuazione della velocità di scioglimento attuale, il che è in forte contrapposizione con gli studi di DeConto et al., che prevedono un effetto soglia entro il 2060 tra lo scenario SSP1-26 (coerente con 2 °C) e SSP2-45 (o più alto). Edwards et al. inoltre, esaminano alcuni altri scenari a “bassa probabilità e alto impatto” (le loro simulazioni per gli “avversi al rischio”) che portano a risultati più simili a DeConto et al. (circa 20 cm di aumento del livello del mare dalla calotta glaciale antartica occidentale entro il 2100).

Si ricordi che l’incertezza maggiore è ancora lo scenario di emissioni, e che più severo sarà lo scenario in termini di riscaldamento globale, più incerto sarà il contributo della calotta glaciale. Un altro punto chiave sottolineato da DeConto et al. è che il mondo non finirà nel 2100. Anche temperature stabili dopo il 2100 avrebbero implicazioni a lungo termine per il livello del mare. Per esempio, un riscaldamento complessivo di 2 °C potrebbe essere associato ad un innalzamento del livello del mare di un metro solo dalla calotta glaciale antartica occidentale entro il 2300.

Il lavoro che rimane da fare

Questi due studi danno un’idea degli ingredienti fondamentali che ci consentiranno, in futuro, di ottenere una stima più precisa dell’innalzamento del livello del mare. L’incertezza strutturale studiata da Edwards et al. è ampia e, per quanto ancora incompleta, essenziale. La calibrazione dei modelli con i cambiamenti nel passato in DeConto et al. è egualmente essenziale, anche se l’incertezza strutturale che campionano è più ridotta. Un approccio combinato rappresenterebbe un grande passo in avanti: potrebbe essere utile utilizzare il modello di DeConto et al. per il protocollo attuale ISMIP6 ed estendere tale progetto in modo da includere il periodo Eemiano come un test extra-campione.

I livelli di incertezza nella scienza delle calotte glaciali e nel conseguente innalzamento del livello del mare, come in molti argomenti all’avanguardia, si amplificano quando i modelli e le teorie sottostanti si mettono alla prova. Questa incertezza è destinata a ridursi in un secondo momento, quando si avrà a disposizione una maggiore quantità di dati osservazionali. Solo allora, e non prima di allora, la forbice delle proiezioni si restringerà.

Fino a quel momento, il modo più produttivo di ridurre le incertezze potrebbe essere la riduzione delle emissioni.

Bibliografia

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2. D. Rye, J. Marshall, M. Kelley, G. Russell, L.S. Nazarenko, Y. Kostov, G.A. Schmidt, and J. Hansen, “Antarctic Glacial Melt as a Driver of Recent Southern Ocean Climate Trends”, Geophysical Research Letters, vol. 47, 2020. http://dx.doi.org/10.1029/2019GL086892
3. Sadai, A. Condron, R. DeConto, and D. Pollard, “Future climate response to Antarctic Ice Sheet melt caused by anthropogenic warming”, Science Advances, vol. 6, pp. eaaz1169, 2020. http://dx.doi.org/10.1126/sciadv.aaz1169
4. Fretwell, H.D. Pritchard, D.G. Vaughan, J.L. Bamber, N.E. Barrand, R. Bell, C. Bianchi, R.G. Bingham, D.D. Blankenship, G. Casassa, G. Catania, D. Callens, H. Conway, A.J. Cook, H.F.J. Corr, D. Damaske, V. Damm, F. Ferraccioli, R. Forsberg, S. Fujita, Y. Gim, P. Gogineni, J.A. Griggs, R.C.A. Hindmarsh, P. Holmlund, J.W. Holt, R.W. Jacobel, A. Jenkins, W. Jokat, T. Jordan, E.C. King, J. Kohler, W. Krabill, M. Riger-Kusk, K.A. Langley, G. Leitchenkov, C. Leuschen, B.P. Luyendyk, K. Matsuoka, J. Mouginot, F.O. Nitsche, Y. Nogi, O.A. Nost, S.V. Popov, E. Rignot, D.M. Rippin, A. Rivera, J. Roberts, N. Ross, M.J. Siegert, A.M. Smith, D. Steinhage, M. Studinger, B. Sun, B.K. Tinto, B.C. Welch, D. Wilson, D.A. Young, C. Xiangbin, and A. Zirizzotti, “Bedmap2: improved ice bed, surface and thickness datasets for Antarctica”, The Cryosphere, vol. 7, pp. 375-393, 2013. http://dx.doi.org/10.5194/tc-7-375-2013
5. Morlighem, E. Rignot, T. Binder, D. Blankenship, R. Drews, G. Eagles, O. Eisen, F. Ferraccioli, R. Forsberg, P. Fretwell, V. Goel, J.S. Greenbaum, H. Gudmundsson, J. Guo, V. Helm, C. Hofstede, I. Howat, A. Humbert, W. Jokat, N.B. Karlsson, W.S. Lee, K. Matsuoka, R. Millan, J. Mouginot, J. Paden, F. Pattyn, J. Roberts, S. Rosier, A. Ruppel, H. Seroussi, E.C. Smith, D. Steinhage, B. Sun, M.R.V.D. Broeke, T.D.V. Ommen, M.V. Wessem, and D.A. Young, “Deep glacial troughs and stabilizing ridges unveiled beneath the margins of the Antarctic ice sheet”, Nature Geoscience, vol. 13, pp. 132-137, 2019. http://dx.doi.org/10.1038/s41561-019-0510-8

6. Pan, E.M. Powell, K. Latychev, J.X. Mitrovica, J.R. Creveling, N. Gomez, M.J. Hoggard, and P.U. Clark, “Rapid postglacial rebound amplifies global sea level rise following West Antarctic Ice Sheet collapse”, Science Advances, vol. 7, pp. eabf7787, 2021. http://dx.doi.org/10.1126/sciadv.abf7787
7. L. Edwards, S. Nowicki, B. Marzeion, R. Hock, H. Goelzer, H. Seroussi, N.C. Jourdain, D.A. Slater, F.E. Turner, C.J. Smith, C.M. McKenna, E. Simon, A. Abe-Ouchi, J.M. Gregory, E. Larour, W.H. Lipscomb, A.J. Payne, A. Shepherd, C. Agosta, P. Alexander, T. Albrecht, B. Anderson, X. Asay-Davis, A. Aschwanden, A. Barthel, A. Bliss, R. Calov, C. Chambers, N. Champollion, Y. Choi, R. Cullather, J. Cuzzone, C. Dumas, D. Felikson, X. Fettweis, K. Fujita, B.K. Galton-Fenzi, R. Gladstone, N.R. Golledge, R. Greve, T. Hattermann, M.J. Hoffman, A. Humbert, M. Huss, P. Huybrechts, W. Immerzeel, T. Kleiner, P. Kraaijenbrink, S. Le clec’h, V. Lee, G.R. Leguy, C.M. Little, D.P. Lowry, J. Malles, D.F. Martin, F. Maussion, M. Morlighem, J.F. O’Neill, I. Nias, F. Pattyn, T. Pelle, S.F. Price, A. Quiquet, V. Radić, R. Reese, D.R. Rounce, M. Rückamp, A. Sakai, C. Shafer, N. Schlegel, S. Shannon, R.S. Smith, F. Straneo, S. Sun, L. Tarasov, L.D. Trusel, J. Van Breedam, R. van de Wal, M. van den Broeke, R. Winkelmann, H. Zekollari, C. Zhao, T. Zhang, and T. Zwinger, “Projected land ice contributions to twenty-first-century sea level rise”, Nature, vol. 593, pp. 74-82, 2021. http://dx.doi.org/10.1038/s41586-021-03302-y
8. M. DeConto, D. Pollard, R.B. Alley, I. Velicogna, E. Gasson, N. Gomez, S. Sadai, A. Condron, D.M. Gilford, E.L. Ashe, R.E. Kopp, D. Li, and A. Dutton, “The Paris Climate Agreement and future sea-level rise from Antarctica”, Nature, vol. 593, pp. 83-89, 2021. http://dx.doi.org/10.1038/s41586-021-03427-0
9. Pollard, R.M. DeConto, and R.B. Alley, “Potential Antarctic Ice Sheet retreat driven by hydrofracturing and ice cliff failure”, Earth and Planetary Science Letters, vol. 412, pp. 112-121, 2015. http://dx.doi.org/10.1016/j.epsl.2014.12.035
10. Clerc, B.M. Minchew, and M.D. Behn, “Marine Ice Cliff Instability Mitigated by Slow Removal of Ice Shelves”, Geophysical Research Letters, vol. 46, pp. 12108-12116, 2019. http://dx.doi.org/10.1029/2019GL084183

Post originale qui. Traduzione di Emanuele Eccel e Alessandro Macilenti. Revisione di Stefano Caserini, Gianluca Lentini e Gabriele Messori.

Tags: Antartide, DeConto, Edwards, Realclimate, Schmidth

. Climalterantə on Mag 27th 2021 Categorie: Ghiacci, livello del mare, Proiezioni, TraduzioniStampa questo articolo