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capa de hielo

Una de las dos capas de hielo de la Tierra: La capa de hielo antártica cubre aproximadamente el 98% del continente antártico y es la mayor masa de hielo individual de la Tierra....

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Una de las dos capas de hielo de la Tierra: La capa de hielo antártica cubre aproximadamente el 98% del continente antártico y es la mayor masa de hielo individual de la Tierra. Tiene un espesor promedio de más de 2 kilómetros. [ 1 ] 

En glaciología , una capa de hielo , también conocida como glaciar continental , [ 2 ] es una masa de hielo glacial que cubre el terreno circundante y es mayor de 50 000 km² (19 000 millas cuadradas ) . [ 3 ] Las dos capas de hielo existentes actualmente son la capa de hielo antártica y la capa de hielo de Groenlandia . Las capas de hielo son los cuerpos glaciares más grandes de la Tierra, a diferencia de los casquetes polares o glaciares alpinos más pequeños . Las capas de hielo pueden tener múltiples domos de hielo , las elevaciones topográficas desde las cuales el hielo fluye hacia afuera, y generalmente son drenadas por corrientes de hielo y glaciares de salida alrededor de su periferia.   

Aunque la superficie es fría, la base de una capa de hielo suele ser más cálida debido al calor geotérmico . En algunos lugares, se produce el deshielo y el agua resultante lubrica la capa de hielo, haciendo que fluya con mayor rapidez. Este proceso genera canales de rápido flujo dentro de la capa de hielo, denominados corrientes de hielo .

Incluso las capas de hielo estables están en constante movimiento, ya que el hielo fluye gradualmente desde la meseta central, que es el punto más alto de la capa de hielo, hacia los márgenes. La pendiente de la capa de hielo es baja alrededor de la meseta, pero aumenta bruscamente en los márgenes. [ 4 ]

El aumento de las temperaturas globales del aire debido al cambio climático tarda aproximadamente 10 000 años en propagarse directamente a través del hielo antes de influir en las temperaturas del lecho, pero puede tener un efecto a través del aumento del deshielo superficial, produciendo más lagos supraglaciares . Estos lagos pueden aportar agua caliente a las bases glaciares y facilitar el movimiento de los glaciares. [ 5 ]

The growth of ice sheets is a signature of glacial periods, which occur during ice ages. There have been many different ice sheets over Earth's history. At the maximum of the Last Glacial Period, the historic Laurentide and Cordilleran ice sheets merged with the Greenland Ice Sheet to cover much of North America. In the same period, the Weichselian Ice Sheet covered Northern Europe and the Patagonian Ice Sheet covered southern South America. The retreat and disappearance of these ice sheets marked the beginning of the current Holoceneinterglacial period, and the ongoing retreat and future fate of the Greenland and Antarctic ice sheets plays a major role in climate change and sea level rise.

Overview

Greenland ice sheet as seen from space

An ice sheet is a body of ice which covers a land area of continental size - meaning that it exceeds 50,000 km2.[4] The currently existing two ice sheets in Greenland and Antarctica have a much greater area than this minimum definition, measuring at 1.7 million km2 and 14 million km2, respectively. Both ice sheets are also very thick, as they consist of a continuous ice layer with an average thickness of 2 km (1 mi).[1][6] This ice layer forms because most of the snow which falls onto the ice sheet never melts, and is instead compressed by the mass of newer snow layers.[4]

This process of ice sheet growth is still occurring nowadays, as can be clearly seen in an example that occurred in World War II. A Lockheed P-38 Lightning fighter plane crashed in Greenland in 1942. It was only recovered 50 years later. By then, it had been buried under 81 m (268 feet) of ice which had formed over that time period.[7]

Dynamics

Glacial flows

Glacial flow rate in the Antarctic ice sheet.
The motion of ice in Antarctica

Incluso las capas de hielo estables están en constante movimiento, ya que el hielo fluye gradualmente desde la meseta central, que es el punto más alto de la capa de hielo, hacia los márgenes. La pendiente de la capa de hielo es baja alrededor de la meseta, pero aumenta bruscamente en los márgenes. [ 4 ] Esta diferencia de pendiente se produce debido a un desequilibrio entre la alta acumulación de hielo en la meseta central y la menor acumulación, así como la mayor ablación , en los márgenes. Este desequilibrio aumenta la tensión de cizallamiento sobre un glaciar hasta que comienza a fluir. La velocidad del flujo y la deformación aumentarán a medida que se aproxime a la línea de equilibrio entre estos dos procesos. [ 8 ] [ 9 ] Este movimiento es impulsado por la gravedad , pero está controlado por la temperatura y la resistencia de las bases de los glaciares individuales. Varios procesos alteran estos dos factores, lo que da lugar a oleadas cíclicas de actividad intercaladas con períodos más largos de inactividad, en escalas de tiempo que van desde horas (es decir, flujos de marea) hasta siglos (ciclos de Milanković). [ 9 ]

De forma independiente, las oleadas de movimiento del hielo pueden ser moduladas por la actividad de las mareas. La influencia de una  oscilación de marea de 1 m puede sentirse hasta a 100  km del mar. [ 10 ] Durante las mareas vivas más grandes , una corriente de hielo permanecerá casi estacionaria durante horas, antes de una oleada de alrededor de un pie en menos de una hora, justo después de la marea alta máxima; luego se produce un período estacionario hasta otra oleada hacia la mitad o el final de la marea descendente. [ 11 ] [ 12 ] En las mareas muertas, esta interacción es menos pronunciada y las oleadas ocurren aproximadamente cada 12 horas. [ 11 ]

El aumento de las temperaturas globales del aire debido al cambio climático tarda alrededor de 10.000 años en propagarse directamente a través del hielo antes de influir en las temperaturas del lecho, pero puede tener un efecto a través del aumento del derretimiento superficial, produciendo más lagos supraglaciares . Estos lagos pueden alimentar de agua caliente a las bases glaciares y facilitar el movimiento glaciar. [ 5 ] Los lagos con un diámetro mayor a ~300  m son capaces de crear una grieta llena de fluido en la interfaz glaciar/lecho. Cuando se forman estas grietas, todo el contenido (relativamente cálido) del lago puede llegar a la base del glaciar en tan solo 2 a 18 horas, lubricando el lecho y provocando el avance del glaciar . [ 13 ] El agua que llega al lecho de un glaciar puede congelarse allí, aumentando el espesor del glaciar al empujarlo desde abajo. [ 14 ]

Condiciones de contorno

El colapso de la plataforma de hielo Larsen B tuvo efectos profundos en las velocidades de los glaciares que la alimentan.
Flujos de hielo acelerados tras la ruptura de una plataforma de hielo

Cuando los márgenes terminan en el límite marino, el exceso de hielo se descarga a través de corrientes de hielo o glaciares de salida . Luego, cae directamente al mar o se acumula sobre las plataformas de hielo flotantes . [ 4 ] : 2234 Estas plataformas de hielo desprenden icebergs en su periferia si experimentan un exceso de hielo. Las plataformas de hielo también experimentarían un desprendimiento acelerado debido al derretimiento basal. En la Antártida, esto es impulsado por el calor que la corriente circumpolar de aguas profundas aporta a la plataforma , que está 3  °C por encima del punto de fusión del hielo. [ 15 ]

La presencia de plataformas de hielo tiene una influencia estabilizadora sobre el glaciar que se encuentra detrás, mientras que su ausencia resulta desestabilizadora. Por ejemplo, cuando la plataforma de hielo Larsen B en la Península Antártica colapsó durante tres semanas en febrero de 2002, los cuatro glaciares que se encontraban detrás —el glaciar Crane , el glaciar Green , el glaciar Hektoria y el glaciar Jorum— comenzaron a fluir a un ritmo mucho más rápido, mientras que los dos glaciares (Flask y Leppard) estabilizados por los restos de la plataforma de hielo no se aceleraron. [ 16 ]

El colapso de la plataforma Larsen B fue precedido por un adelgazamiento de tan solo 1  metro por año, mientras que otras plataformas de hielo antárticas han mostrado adelgazamiento de decenas de metros por año. [ 5 ] Además, un aumento de 1  °C en la temperatura del océano puede provocar hasta 10  metros por año de fusión basal. [ 5 ] Las plataformas de hielo son siempre estables por debajo de temperaturas medias anuales de -9  °C, pero nunca por encima de -5  °C; esto sitúa en contexto el calentamiento regional de 1,5  °C que precedió al colapso de Larsen B. [ 5 ]

Inestabilidad de la capa de hielo marina

En la década de 1970, Johannes Weertman propuso que, debido a que el agua de mar es más densa que el hielo, cualquier capa de hielo que se encuentre bajo el nivel del mar se vuelve inherentemente menos estable a medida que se derrite, debido al principio de Arquímedes . [ 17 ] En efecto, estas capas de hielo marinas deben tener suficiente masa para superar la masa del agua de mar desplazada por el hielo, lo que requiere un espesor excesivo. A medida que la capa de hielo se derrite y se vuelve más delgada, el peso del hielo suprayacente disminuye. En cierto punto, el agua de mar podría forzarse a entrar en los huecos que se forman en la base de la capa de hielo, y se produciría la inestabilidad de la capa de hielo marina (MISI). [ 17 ] [ 18 ]

Incluso si la capa de hielo está anclada por debajo del nivel del mar, la MISI no puede ocurrir mientras haya una plataforma de hielo estable frente a ella. [ 19 ] El límite entre la capa de hielo y la plataforma de hielo, conocido como línea de anclaje , es particularmente estable si está confinado en una bahía . [ 19 ] En ese caso, la capa de hielo puede no estar adelgazándose en absoluto, ya que la cantidad de hielo que fluye sobre la línea de anclaje probablemente coincidiría con la acumulación anual de hielo de la nieve aguas arriba. [ 18 ] De lo contrario, el calentamiento del océano en la base de una plataforma de hielo tiende a adelgazarla a través del derretimiento basal. A medida que la plataforma de hielo se vuelve más delgada, ejerce menos efecto de contención sobre la capa de hielo, la llamada presión de retroceso aumenta y la línea de anclaje se empuja hacia atrás. [ 18 ] Es probable que la capa de hielo comience a perder más hielo desde la nueva ubicación de la línea de anclaje y, por lo tanto, se vuelva más ligera y menos capaz de desplazar el agua de mar. Esto eventualmente empuja la línea de conexión a tierra aún más hacia atrás, creando un mecanismo de autorrefuerzo . [ 18 ] [ 20 ]

Ubicaciones vulnerables

Distribución de puntos críticos de agua de deshielo causados ​​por la pérdida de hielo en la bahía de Pine Island , donde se ubican los glaciares Thwaites (TEIS se refiere a la plataforma de hielo oriental de Thwaites) y Pine Island. [ 21 ]

Debido a que toda la capa de hielo de la Antártida Occidental se encuentra bajo el nivel del mar, sería vulnerable a una pérdida de hielo geológicamente rápida en este escenario. [ 22 ] [ 23 ] En particular, los glaciares Thwaites y Pine Island son los más propensos a sufrir un deslizamiento de hielo inducido por la erosión (MISI, por sus siglas en inglés), y ambos glaciares se han estado adelgazando y acelerando rápidamente en las últimas décadas. [ 24 ] [ 25 ] [ 26 ] [ 27 ] Como resultado, el aumento del nivel del mar debido a la capa de hielo podría acelerarse en decenas de centímetros solo durante el siglo XXI. [ 28 ]

La mayor parte de la capa de hielo de la Antártida Oriental no se vería afectada. El glaciar Totten es el glaciar más grande de la zona que se sabe que está sujeto a la inestabilidad de la capa de hielo de la Antártida Occidental (MISI), sin embargo, su contribución potencial al aumento del nivel del mar es comparable a la de toda la capa de hielo de la Antártida Occidental. [ 29 ] El glaciar Totten ha estado perdiendo masa de forma casi monótona en las últimas décadas, [ 30 ] lo que sugiere que es posible un rápido retroceso en un futuro próximo, aunque se sabe que el comportamiento dinámico de la plataforma de hielo Totten varía en escalas de tiempo estacionales a interanuales. [ 31 ] [ 32 ] [ 33 ] La cuenca de Wilkes es la única cuenca submarina importante de la Antártida que no se considera sensible al calentamiento. [ 26 ] En última instancia, incluso un aumento del nivel del mar geológicamente rápido probablemente requeriría varios milenios para que se perdiera la totalidad de estas masas de hielo (WAIS y las cuencas subglaciales). [ 34 ] [ 35 ]

Inestabilidad de los acantilados de hielo marinos

Un montaje de imágenes y animaciones para explicar los cambios que se están produciendo en la capa de hielo de la Antártida Occidental, narrado por el glaciólogo Eric Rignot.

Un proceso relacionado conocido como Inestabilidad de Acantilados de Hielo Marinos (MICI) postula que los acantilados de hielo que superan los ~ 90 m ( 295 + 1/2 pies ) de altura sobre el suelo y tienen ~ 800 m ( 2624 + 1/2 pies) de altura basal (subterránea) son propensos a colapsar bajo su propio peso una vez que desaparece el hielo periférico que los estabiliza. [ 36 ] Su colapso expone entonces a las masas de hielo que les siguen a la misma inestabilidad, lo que potencialmente resulta en un ciclo autosostenible de colapso de acantilados y rápido retroceso de la capa de hielo, es decir, un aumento del nivel del mar de un metro o más para 2100 solo en la Antártida. [ 18 ] [ 37 ] [ 19 ] [ 38 ] Esta teoría ha sido muy influyente: en una encuesta de 2020 a 106 expertos, el documento que había promovido esta teoría fue considerado más importante incluso que el Quinto Informe de Evaluación del IPCC de 2014 . [ 39 ] Las proyecciones de aumento del nivel del mar que involucran MICI son mucho mayores que las demás, particularmente bajo una alta tasa de calentamiento. [ 40 ]    

Al mismo tiempo, esta teoría también ha sido muy controvertida. [ 36 ] Originalmente se propuso para describir cómo pudo haber ocurrido el gran aumento del nivel del mar durante el Plioceno y el Último Interglacial [ 36 ] [ 37 ] -sin embargo, investigaciones más recientes encontraron que estos episodios de aumento del nivel del mar pueden explicarse sin que se produzca ninguna inestabilidad de acantilados de hielo. [ 41 ] [ 36 ] [ 42 ] La investigación en Pine Island Bay en la Antártida Occidental (ubicación de Thwaites y el glaciar Pine Island ) había encontrado surcos en el lecho marino por hielo del período del Dryas Reciente que parecen consistentes con MICI. [ 43 ] [ 41 ] Sin embargo, indica un retroceso de la capa de hielo "relativamente rápido" pero aún prolongado, con un movimiento de > 200 km (120 mi) tierra adentro que tuvo lugar durante un estimado de 1100 años (desde ~12 300 años antes del presente hasta ~11 200 BP) [ 43 ]  

Si se produce un MICI, la estructura de la bahía glaciar (vista desde arriba) influiría mucho en la rapidez con que avance. Las bahías profundas o estrechas hacia la salida experimentarían un retroceso mucho menos rápido que las opuestas [ 44 ].

En los últimos años, el rápido retroceso del glaciar Crane entre 2002 y 2004 , inmediatamente después del colapso de la plataforma de hielo Larsen B (antes de que alcanzara un fiordo poco profundo y se estabilizara), podría haber involucrado MICI, pero no hubo suficientes observaciones para confirmar o refutar esta teoría. [ 45 ] El retroceso de los tres glaciares más grandes de la capa de hielo de Groenlandia ( Jakobshavn , Helheim y Kangerdlugssuaq ) no se asemejó a las predicciones del colapso de acantilados de hielo al menos hasta finales de 2013, [ 41 ] [ 46 ] pero un evento observado en el glaciar Helheim en agosto de 2014 podría ajustarse a la definición. [ 41 ] [ 47 ] Además, el modelado realizado después de la hipótesis inicial indica que la inestabilidad de los acantilados de hielo requeriría un colapso implausiblemente rápido de la plataforma de hielo (es decir, en una hora para acantilados de ~ 90 m ( 295 + 1/2 pies) de altura), [ 48 ] a menos que el hielo ya hubiera sido dañado sustancialmente de antemano. [ 45 ] Además, la ruptura de los acantilados de hielo produciría una gran cantidad de escombros en las aguas costeras, conocida como mezcla de hielo , y múltiples estudios indican que su acumulación ralentizaría o incluso detendría por completo la inestabilidad poco después de que comenzara. [ 49 ] [ 50 ] [ 51 ] [ 44 ]  

Algunos científicos, incluidos los creadores de la hipótesis, Robert DeConto y David Pollard, han sugerido que la mejor manera de resolver la cuestión sería determinar con precisión el aumento del nivel del mar durante el Último Interglacial . [ 41 ] El MICI puede descartarse efectivamente si el SLR en ese momento fue inferior a 4 m (13 pies) , mientras que es muy probable si el SLR fue superior a 6 m ( 19 + 1/2 pies ) . [ 41 ] A partir de 2023, el análisis más reciente indica que es improbable que el SLR del Último Interglacial haya sido superior a 2,7 m (9 pies) , [ 52 ] ya que valores más altos en otras investigaciones, como 5,7 m ( 18 + 1/2 pies ) , [ 53 ] parecen inconsistentes con los nuevos datos paleoclimáticos de las Bahamas y la historia conocida de la capa de hielo de Groenlandia . [ 52 ]        

Las dos capas de hielo actuales de la Tierra

El derretimiento total de las capas de hielo y los glaciares del planeta podría tardar miles de años, pero produciría un aumento del nivel del mar de 66 m (216 pies) . [ 54 ] (El derretimiento del hielo marino y las plataformas de hielo no afecta al nivel del mar).  

capa de hielo antártica

La capa de hielo antártica es un glaciar continental que cubre el 98% del continente antártico , con una superficie de 14 millones de kilómetros cuadrados (5,4 millones de millas cuadradas) y un espesor promedio de más de 2 kilómetros (1,2 millas). Es la mayor de las dos capas de hielo actuales de la Tierra , conteniendo 26,5 millones de kilómetros cúbicos (6.400.000 millas cúbicas) de hielo, lo que equivale al 61% de toda el agua dulce del planeta. Su superficie es casi continua, y las únicas áreas libres de hielo en el continente son los valles secos, los nunataks de las cordilleras antárticas y el lecho rocoso costero disperso . A menudo se subdivide en la Península Antártica (PA), la Capa de Hielo de la Antártida Oriental (CAO) y la Capa de Hielo de la Antártida Occidental (CAO), debido a las grandes diferencias en el balance de masa glaciar , el flujo de hielo y la topografía entre las tres regiones.    

Capa de hielo de la Antártida Oriental

La capa de hielo de la Antártida Oriental (EAIS) es el sector de la capa de hielo antártica que cubre la Antártida Oriental . La capa de hielo se formó hace unos 34 millones de años, [ 57 ] y, considerada de forma independiente, es la capa de hielo más grande de la Tierra, con un volumen mayor que la capa de hielo de Groenlandia o la capa de hielo de la Antártida Occidental (WAIS). Tiene un espesor promedio de unos 2,2  km (1,4 mi) y alcanza los 4897 m (16 066 pies) en su punto más grueso. [ 58 ] Está separada de la WAIS por las montañas Transantárticas . La EAIS alberga el Polo Sur geográfico , el Polo Sur magnético y la Estación del Polo Sur Amundsen-Scott .   

La superficie de la capa de hielo de la Antártida Oriental (EAIS) es el lugar más seco, ventoso y frío de la Tierra. La falta de humedad en el aire, el alto albedo de la nieve y la constante altitud de la superficie [ 59 ] dan como resultado los registros de temperaturas frías de casi -100  °C (-148  °F) [ 60 ] [ 61 ] . Es el único lugar de la Tierra lo suficientemente frío como para que se produzca una inversión térmica atmosférica de forma constante. Es decir, mientras que la atmósfera suele ser más cálida cerca de la superficie y se enfría a mayor altitud, durante el invierno antártico la atmósfera es más fría en la superficie que en sus capas intermedias. En consecuencia, los gases de efecto invernadero atrapan el calor en la atmósfera media y reducen su flujo hacia la superficie mientras dura la inversión térmica [ 59 ] .

La Antártida Oriental ha experimentado un ligero enfriamiento durante décadas, mientras que el resto del mundo se ha calentado como resultado del cambio climático . El calentamiento claro sobre la Antártida Oriental comenzó al menos desde el año 2000, pero no se detectó de manera concluyente hasta la década de 2020. [ 62 ] [ 63 ] A principios de la década de 2000, el enfriamiento sobre la Antártida Oriental aparentemente superó el calentamiento sobre el resto del continente. Esto fue frecuentemente malinterpretado por los medios y ocasionalmente utilizado como argumento para la negación del cambio climático . [ 64 ] [ 65 ] [ 66 ]

Después de 2009, las mejoras en el registro de temperatura instrumental de la Antártida demostraron un calentamiento constante sobre la Antártida Occidental . El calentamiento neto ha ocurrido en todo el continente desde 1957. [ 67 ] Debido a que la capa de hielo de la Antártida Oriental se ha calentado de manera desigual, todavía está ganando hielo en promedio. [ 68 ] [ 69 ] Los datos del satélite GRACE indicaron una ganancia de masa de la Antártida Oriental de 60 ± 13 mil millones de toneladas por año entre 2002 y 2010. [ 70 ] Es muy probable que vea pérdidas sostenidas de hielo en sus lugares más vulnerables, como el glaciar Totten y la cuenca de Wilkes .

Capa de hielo de la Antártida Occidental

La capa de hielo de la Antártida Occidental (WAIS, por sus siglas en inglés) es el sector de la capa de hielo antártica que cubre la Antártida Occidental . La WAIS es una capa de hielo marina, ya que la mayor parte de su hielo se asienta muy por debajo del nivel del mar , sobre roca y sedimentos que constituirían el fondo oceánico si el hielo retrocediera. La capa de hielo se formó hace aproximadamente 27 millones de años, probablemente alimentada en parte por el avance de los glaciares de la antigua capa de hielo de la Antártida Oriental [ 73 ] [ 74 ] . La WAIS está delimitada por la plataforma de hielo de Ross , la plataforma de hielo de Ronne y los glaciares de salida que desembocan en el mar de Amundsen [ 75 ] .

Como parte más pequeña de la Antártida, la WAIS también se ve más afectada por el cambio climático . Ha habido un calentamiento sobre la capa de hielo desde la década de 1950, [ 76 ] [ 77 ] y un retroceso sustancial de sus glaciares costeros desde al menos la década de 1990. [ 78 ] Las estimaciones sugieren que agregó alrededor de 7,6  ±  3,9  mm (0,30  ±  0,15  in) al aumento global del nivel del mar entre 1992 y 2017, [ 79 ] y ha estado perdiendo hielo en la década de 2010 a una tasa equivalente a 0,4 milímetros (0,016 pulgadas) de aumento anual del nivel del mar. [ 80 ] Si bien algunas de sus pérdidas son compensadas por el crecimiento de la capa de hielo de la Antártida Oriental , es muy probable que la Antártida en su conjunto pierda suficiente hielo para 2100 como para agregar 11  cm (4,3  in) a los niveles del mar. Además, la inestabilidad de la capa de hielo marina puede aumentar esta cantidad en decenas de centímetros, particularmente bajo un calentamiento elevado. [ 81 ] El agua dulce de deshielo de la WAIS también contribuye a la estratificación oceánica y diluye la formación de agua salada del fondo antártico , lo que desestabiliza la circulación de vuelco del Océano Austral . [ 81 ] [ 82 ] [ 83 ]

A largo plazo, es probable que la capa de hielo de la Antártida Occidental desaparezca debido al calentamiento que ya ha ocurrido. [ 84 ] La evidencia paleoclimática sugiere que esto ya ocurrió durante el período Eemiense , cuando las temperaturas globales eran similares a las de principios del siglo XXI. [ 85 ] [ 86 ] Se cree que la pérdida de la capa de hielo tendría lugar entre 2000 y 13000 años en el futuro, [ 87 ] [ 88 ] aunque varios siglos de altas emisiones podrían acortarlo a 500 años. [ 89 ] Se produciría un aumento del nivel del mar de 3,3  m (10  pies 10 pulgadas) si la capa de hielo colapsara pero dejara casquetes polares en las montañas. El aumento total del nivel del mar de la Antártida Occidental aumenta a 4,3 m (14 pies 1 pulgada) si también se derriten, [ 90 ] pero esto requeriría un nivel de calentamiento más alto. [ 91 ] El rebote isostático de la tierra libre de hielo también puede agregar alrededor de 1 m (3 pies 3 pulgadas) a los niveles globales del mar durante otros 1000 años. [ 89 ]       

La preservación de WAIS puede requerir una reducción persistente de las temperaturas globales a 1  °C (1,8  °F) por debajo del nivel preindustrial, o a 2  °C (3,6  °F) por debajo de la temperatura de 2020. [ 92 ] Debido a que el colapso de la capa de hielo estaría precedido por la pérdida del glaciar Thwaites y el glaciar Pine Island , algunos han propuesto intervenciones para preservarlos. En teoría, agregar miles de gigatoneladas de nieve creada artificialmente podría estabilizarlos, [ 93 ] pero sería extraordinariamente difícil y puede que no explique la aceleración continua del calentamiento del océano en el área. [ 84 ] Otros sugieren que construir obstáculos a los flujos de agua caliente debajo de los glaciares podría retrasar la desaparición de la capa de hielo por muchos siglos, pero aún requeriría una de las mayores intervenciones de ingeniería civil de la historia.

capa de hielo de Groenlandia

La capa de hielo de Groenlandia es una capa de hielo que forma la segunda masa de hielo más grande del mundo. Tiene un espesor promedio de 1673  m (5489  pies) y más de 3488  m (11 444  pies) en su máximo. [ 96 ] Tiene casi 2900 kilómetros (1800  millas) de largo en dirección norte-sur, con un ancho máximo de 1100 kilómetros (680  millas) a una latitud de 77°N , cerca de su borde norte. [ 97 ] La capa de hielo cubre 1 710 000 kilómetros cuadrados (660 000 millas  cuadradas  ), alrededor del 80 % de la superficie de Groenlandia , o alrededor del 12 % del área de la capa de hielo antártica . [ 96 ] El término "capa de hielo de Groenlandia" a menudo se abrevia como GIS o GrIS en la literatura científica . [ 98 ] [ 99 ] [ 100 ] [ 101 ]

Groenlandia ha tenido grandes glaciares y casquetes polares durante al menos 18 millones de años, [ 102 ] pero una sola capa de hielo cubrió la mayor parte de la isla por primera vez hace unos 2,6 millones de años. [ 103 ] Desde entonces, ha crecido [ 104 ] [ 105 ] y se ha contraído significativamente. [ 106 ] [ 107 ] [ 108 ] El hielo más antiguo conocido en Groenlandia tiene alrededor de 1 millón de años. [ 109 ] Debido a las emisiones antropogénicas de gases de efecto invernadero , la capa de hielo ahora está más caliente que nunca en los últimos 1000 años, [ 110 ] y está perdiendo hielo al ritmo más rápido de al menos los últimos 12 000 años. [ 111 ]

Cada verano, partes de la superficie se derriten y los acantilados de hielo se desprenden hacia el mar. Normalmente, la capa de hielo se repondría con las nevadas invernales, [ 99 ] pero debido al calentamiento global, la capa de hielo se está derritiendo de dos a cinco veces más rápido que antes de 1850, [ 112 ] y las nevadas no han sido suficientes desde 1996. [ 113 ] Si se logra el objetivo del Acuerdo de París de mantenerse por debajo de 2  °C (3,6 °F), el  derretimiento del hielo de Groenlandia por sí solo agregaría alrededor de 6  cm ( 2 + 1/2 pulg  ) al aumento del nivel del mar global para finales de siglo. Si no hay reducciones en las emisiones, el derretimiento agregaría alrededor de 13  cm ( 5  pulg) para 2100, [ 114 ] : 1302 con un peor escenario de aproximadamente 33  cm ( 13  pulg). [ 115 ] A modo de comparación, el deshielo ha contribuido hasta ahora con 1,4  cm ( 1/2 pulgada  ) desde 1972, [ 116 ] mientras que el aumento del nivel del mar por todas las fuentes fue de 15 a 25 cm  (6 a 10  pulgadas) entre 1901 y 2018. [ 117 ] : 5

Si los 2.900.000 kilómetros cúbicos (696.000  mi³  ) de la capa de hielo se derritieran, aumentaría el nivel del mar global en ~7,4  m (24  pies). [ 96 ] El calentamiento global entre 1,7  °C (3,1  °F) y 2,3  °C (4,1  °F) probablemente haría inevitable este derretimiento. [ 101 ] Sin embargo, 1,5  °C (2,7  °F) aún causarían una pérdida de hielo equivalente a 1,4 m  ( 4 + 1/2 pies  ) de aumento del nivel del mar, [ 118 ] y se perderá más hielo si las temperaturas superan ese nivel antes de descender. [ 101 ] Si las temperaturas globales continúan aumentando, la capa de hielo probablemente desaparecerá en 10.000 años. [ 119 ] [ 120 ] Con un calentamiento muy alto, su vida útil futura se reduce a alrededor de 1.000 años. [ 115 ] Debajo de la capa de hielo de Groenlandia hay montañas y cuencas lacustres.

Función en el ciclo del carbono

Almacenes y flujos de carbono en las capas de hielo actuales (2019) y el impacto previsto en el dióxido de carbono (donde existen datos). Los flujos de carbono estimados se miden en Tg C a −1 (megatoneladas de carbono por año) y los tamaños estimados de los almacenes de carbono se miden en Pg C (miles de megatoneladas de carbono). DOC = carbono orgánico disuelto , POC = carbono orgánico particulado . [ 121 ]

Históricamente, las capas de hielo se consideraban componentes inertes del ciclo del carbono y se ignoraban en gran medida en los modelos globales. En la década de 2010, las investigaciones demostraron la existencia de comunidades microbianas con adaptaciones únicas , altas tasas de meteorización biogeoquímica y física en las capas de hielo, y el almacenamiento y el ciclo de carbono orgánico por encima de los 100 mil millones de toneladas. [ 121 ]

Existe un enorme contraste en el almacenamiento de carbono entre las dos capas de hielo. Mientras que bajo la capa de hielo de Groenlandia solo hay entre 0,5 y 27 mil millones de toneladas de carbono puro, se estima que bajo la Antártida hay entre 6000 y 21 000 mil millones de toneladas de carbono puro. [ 121 ] Este carbono puede actuar como un mecanismo de retroalimentación del cambio climático si se libera gradualmente a través del agua de deshielo, aumentando así las emisiones totales de dióxido de carbono . [ 122 ]

A modo de comparación, entre 1400 y 1650  mil millones de toneladas se encuentran dentro del permafrost ártico . [ 123 ] Asimismo, a modo de comparación, las emisiones anuales de dióxido de carbono causadas por el ser humano ascienden a alrededor de 40  mil millones de toneladas de CO₂ . [ 28 ] : 1237

En Groenlandia, existe una zona conocida, en el glaciar Russell , donde el carbono del agua de deshielo se libera a la atmósfera en forma de metano , que tiene un potencial de calentamiento global mucho mayor que el dióxido de carbono. [ 124 ] Sin embargo, también alberga un gran número de bacterias metanotróficas , que limitan esas emisiones. [ 125 ] [ 126 ]

En escalas de tiempo geológicas

Una reconstrucción de cómo probablemente habrían transcurrido los eventos de Heinrich, con la capa de hielo Laurentina creciendo primero hasta una posición insostenible, donde la base de su periferia se calienta demasiado, y luego perdiendo hielo rápidamente hasta que se reduce a un tamaño sostenible [ 127 ].

Normalmente, las transiciones entre los estados glaciales e interglaciales se rigen por los ciclos de Milankovitch , que son patrones de insolación (la cantidad de luz solar que llega a la Tierra). Estos patrones son causados ​​por las variaciones en la forma de la órbita terrestre y su ángulo con respecto al Sol, provocadas por la atracción gravitatoria de otros planetas al recorrer sus propias órbitas. [ 128 ] [ 129 ]

Por ejemplo, durante al menos los últimos 100 000 años, partes de la capa de hielo que cubría gran parte de Norteamérica, la capa de hielo Laurentina, se fragmentaron, enviando grandes flotillas de icebergs al Atlántico Norte. Cuando estos icebergs se derritieron, dejaron caer los cantos rodados y otras rocas continentales que transportaban, dejando capas conocidas como detritos transportados por el hielo . Estos llamados eventos de Heinrich , que reciben su nombre de su descubridor, Hartmut Heinrich , parecen tener una periodicidad de 7 000 a 10 000 años y ocurren durante períodos fríos dentro del último interglacial. [ 130 ]

Los ciclos internos de "acumulación y purga" de la capa de hielo podrían ser responsables de los efectos observados, donde el hielo se acumula hasta niveles inestables y luego una porción de la capa de hielo colapsa. Los factores externos también podrían influir en la formación de las capas de hielo. Los eventos de Dansgaard-Oeschger son calentamientos abruptos del hemisferio norte que ocurren en un lapso de quizás 40 años. Si bien estos eventos D-O ocurren inmediatamente después de cada evento de Heinrich, también ocurren con mayor frecuencia, alrededor de cada 1500 años; a partir de esta evidencia, los paleoclimatólogos suponen que los mismos factores podrían impulsar tanto los eventos de Heinrich como los de D-O. [ 131 ]

Se ha observado una asincronía hemisférica en el comportamiento de las capas de hielo al vincular picos de metano a corto plazo en núcleos de hielo de Groenlandia y la Antártida. Durante los eventos de Dansgaard-Oeschger , el hemisferio norte se calentó considerablemente, aumentando drásticamente la liberación de metano de los humedales, que durante los períodos glaciales eran tundra. Este metano se distribuye rápidamente de manera uniforme por todo el planeta, incorporándose al hielo de la Antártida y Groenlandia. Gracias a esta relación, los paleoclimatólogos han podido afirmar que las capas de hielo de Groenlandia solo comenzaron a calentarse después de que la capa de hielo antártica llevara miles de años calentándose. El motivo de este patrón sigue siendo objeto de debate. [ 132 ] [ 133 ]

Capa de hielo antártica durante escalas de tiempo geológicas

Cambios en la temperatura climática polar a lo largo del Cenozoico , que muestran la glaciación de la Antártida hacia finales del Eoceno , el deshielo cerca del final del Oligoceno y la posterior reglaciación del Mioceno .

La formación de hielo en la Antártida comenzó a finales del Paleoceno o mediados del Eoceno , entre 60 [ 134 ] y 45,5 millones de años atrás [ 135 ] , y se intensificó durante el evento de extinción del Eoceno-Oligoceno, hace unos 34 millones de años. Los niveles de CO₂ eran entonces de aproximadamente 760 ppm [ 136 ] y habían estado disminuyendo desde niveles anteriores de miles de ppm. La disminución del dióxido de carbono, con un punto de inflexión de 600 ppm, fue el principal agente que forzó la glaciación antártica. [ 137 ] La ​​glaciación se vio favorecida por un intervalo en el que la órbita de la Tierra favoreció veranos fríos, pero los cambios en los marcadores del ciclo de la relación de isótopos de oxígeno fueron demasiado grandes para ser explicados únicamente por el crecimiento de la capa de hielo antártica, lo que indica una edad de hielo de cierta magnitud. [ 138 ] La apertura del Paso Drake también pudo haber jugado un papel [ 139 ], aunque los modelos de los cambios sugieren que la disminución de los niveles de CO₂ fue más importante. [ 140 ]

La capa de hielo de la Antártida Occidental disminuyó ligeramente durante la época cálida del Plioceno temprano , hace aproximadamente entre cinco y tres millones de años; durante este tiempo se abrió el mar de Ross . [ 141 ] Pero no hubo una disminución significativa en la capa de hielo terrestre de la Antártida Oriental. [ 142 ]

La capa de hielo de Groenlandia durante escalas de tiempo geológicas

El patrón de flujos de hielo en la capa de hielo de Groenlandia, con flechas que señalan los glaciares de salida donde se produce el desprendimiento de hielo [ 143 ].
Cronología de la formación de la capa de hielo desde hace 2,9 a 2,6 millones de años [ 98 ]

Aunque existen evidencias de grandes glaciares en Groenlandia durante la mayor parte de los últimos 18 millones de años, [ 102 ] estos cuerpos de hielo probablemente eran similares a varios ejemplos modernos más pequeños, como Maniitsoq y Flade Isblink , que cubren 76 000 y 100 000 kilómetros cuadrados (29 000 y 39 000 millas  cuadradas  ) alrededor de la periferia. Las condiciones en Groenlandia no eran inicialmente adecuadas para el desarrollo de una única capa de hielo coherente, pero esto comenzó a cambiar hace unos 10 millones de años , durante el Mioceno medio , cuando los dos márgenes continentales pasivos que ahora forman las tierras altas del oeste y el este de Groenlandia experimentaron un levantamiento y, finalmente, formaron la superficie de aplanamiento superior a una altura de 2000 a 3000 metros sobre el nivel del mar . [ 144 ] [ 145 ]

El levantamiento posterior, durante el Plioceno , formó una superficie de aplanamiento inferior a 500 a 1000 metros sobre el nivel del mar. Una tercera etapa de levantamiento creó múltiples valles y fiordos debajo de las superficies de aplanamiento. Este levantamiento intensificó la glaciación debido al aumento de la precipitación orográfica y las temperaturas superficiales más frías , lo que permitió que el hielo se acumulara y persistiera. [ 144 ] [ 145 ] Hace tan solo 3 millones de años, durante el período cálido del Plioceno, el hielo de Groenlandia se limitaba a los picos más altos del este y del sur. [ 146 ] La capa de hielo se expandió gradualmente desde entonces, [ 103 ] hasta que los niveles de dióxido de carbono atmosférico cayeron a entre 280 y 320 ppm hace 2,7–2,6 millones de años, momento en el que las temperaturas habían bajado lo suficiente como para que los distintos casquetes polares se conectaran y cubrieran la mayor parte de la isla. [ 98 ]

Véase también

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  • Programa de las Naciones Unidas para el Medio Ambiente: Perspectivas mundiales sobre el hielo y la nieve.
  • Inestabilidad de las capas de hielo marinas "Para principiantes"
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