Para la supervivencia de un glaciar es crucial su balance de masa , del cual el balance de masa superficial (SMB), es la diferencia entre acumulación y ablación (sublimación y fusión). El cambio climático puede provocar variaciones tanto en la temperatura como en las nevadas, lo que provoca cambios en el balance de masa superficial. [2] Los cambios en el balance de masa controlan el comportamiento a largo plazo de un glaciar y son los indicadores climáticos más sensibles en un glaciar. [3] De 1980 a 2012, la pérdida de masa acumulada media de los glaciares que informan el balance de masa al Servicio Mundial de Monitoreo de Glaciares es de -16 m. Esto incluye 23 años consecutivos de balances de masa negativos. [3]
Un glaciar con un balance negativo sostenido está fuera de equilibrio y retrocederá, mientras que uno con un balance positivo sostenido está fuera de equilibrio y avanzará. El retroceso del glaciar da como resultado la pérdida de la región de baja elevación del glaciar. Dado que las elevaciones más altas son más frías que las más bajas, la desaparición de la porción más baja del glaciar reduce la ablación general, aumentando así el balance de masa y potencialmente restableciendo el equilibrio. Sin embargo, si el balance de masa de una porción significativa de la zona de acumulación del glaciar es negativo, está en desequilibrio con el clima local. Un glaciar de este tipo se derretirá con la continuación de este clima local. [4] El síntoma clave de un glaciar en desequilibrio es el adelgazamiento a lo largo de toda la longitud del glaciar. [5] Por ejemplo, el glaciar Easton (en la imagen de abajo) probablemente se reducirá a la mitad de su tamaño, pero a un ritmo más lento de reducción, y se estabilizará en ese tamaño, a pesar de la temperatura más cálida, en unas pocas décadas. Sin embargo, el glaciar Grinnell (en la imagen de abajo) se irá reduciendo a un ritmo cada vez mayor hasta desaparecer. La diferencia es que la sección superior del glaciar Easton sigue en buen estado y cubierta de nieve, mientras que incluso la sección superior del glaciar Grinnell está desnuda, se está derritiendo y ha perdido espesor. Los glaciares pequeños con pendientes poco profundas, como el glaciar Grinnell, son los más propensos a entrar en desequilibrio si se produce un cambio en el clima local.
En el caso de un balance de masa positivo, el glaciar seguirá avanzando y ampliará su área de baja elevación, lo que provocará un mayor derretimiento. Si esto no crea un equilibrio, el glaciar seguirá avanzando. Si un glaciar está cerca de una gran masa de agua, especialmente un océano, el glaciar puede avanzar hasta que las pérdidas por desprendimiento de icebergs generen un equilibrio.
Los diferentes procesos por los cuales un glaciar puede ganar masa se conocen colectivamente como acumulación. La nevada es la forma más obvia de acumulación. Las avalanchas, particularmente en entornos montañosos escarpados, también pueden agregar masa a un glaciar. Otros métodos incluyen la deposición de nieve arrastrada por el viento; la congelación de agua líquida, incluida el agua de lluvia y el agua de deshielo; la deposición de escarcha en diversas formas; y la expansión de una zona flotante de hielo mediante la congelación de hielo adicional. La nevada es la forma predominante de acumulación en general, pero en situaciones específicas otros procesos pueden ser más importantes; por ejemplo, las avalanchas pueden ser mucho más importantes que las nevadas en pequeñas cuencas de circo. [7]
La acumulación se puede medir en un único punto del glaciar o en cualquier zona del mismo. Las unidades de acumulación son metros: 1 metro de acumulación significa que la masa adicional de hielo para esa zona, si se convirtiera en agua, aumentaría la profundidad del glaciar en 1 metro. [8] [nota 1]
La ablación es el proceso inverso de la acumulación: incluye todos los procesos por los cuales un glaciar puede perder masa. El principal proceso de ablación para la mayoría de los glaciares que son totalmente terrestres es el derretimiento; el calor que causa el derretimiento puede provenir de la luz solar, del aire ambiente, de la lluvia que cae sobre el glaciar o del calor geotérmico debajo del lecho glaciar. La sublimación del hielo a vapor es un mecanismo de ablación importante para los glaciares en entornos áridos, grandes altitudes y entornos muy fríos, y puede explicar toda la pérdida de hielo superficial en algunos casos, como el glaciar Taylor en las montañas Transantárticas. La sublimación consume una gran cantidad de energía, en comparación con el derretimiento, por lo que los altos niveles de sublimación tienen el efecto de reducir la ablación general. [10]
La nieve también puede erosionarse de los glaciares por el viento, y las avalanchas pueden remover nieve y hielo; estos fenómenos pueden ser importantes en algunos glaciares. El desprendimiento, en el que el hielo se desprende de la parte delantera de un glaciar que termina en agua, formando icebergs, es una forma importante de ablación para muchos glaciares. [10]
Al igual que con la acumulación, la ablación se puede medir en un solo punto del glaciar o en cualquier área del mismo, y las unidades son metros. [8]
Los glaciares suelen acumular masa durante una parte del año y perderla el resto del año; estas son la "temporada de acumulación" y la "temporada de ablación", respectivamente. Esta definición significa que la tasa de acumulación es mayor que la tasa de ablación durante la temporada de acumulación, y durante la temporada de ablación ocurre lo contrario. [11] Un "año de equilibrio" se define como el tiempo entre dos mínimos consecutivos en la masa de los glaciares, es decir, desde el comienzo de una temporada de acumulación hasta el comienzo de la siguiente. La superficie de nieve en estos mínimos, donde la nieve comienza a acumularse nuevamente al comienzo de cada temporada de acumulación, es identificable en la estratigrafía de la nieve, por lo que el uso de años de equilibrio para medir el balance de masa de los glaciares se conoce como el método estratigráfico. La alternativa es utilizar una fecha fija del calendario, pero esto requiere una visita de campo al glaciar cada año en esa fecha, por lo que no siempre es posible adherirse estrictamente a las fechas exactas para el método del año fijo. [12]
El balance de masa de un glaciar es el cambio neto de su masa a lo largo de un año de balance o de un año fijo. Si la acumulación supera a la ablación en un año determinado, el balance de masa es positivo; si ocurre lo contrario, el balance de masa es negativo. Estos términos se pueden aplicar a un punto particular del glaciar para obtener el "balance de masa específico" para ese punto; o a todo el glaciar o a cualquier área más pequeña. [11]
En muchos glaciares, la acumulación se concentra en invierno y la ablación en verano; se los denomina glaciares de "acumulación invernal". En algunos glaciares, el clima local hace que la acumulación y la ablación se produzcan en la misma estación; se los conoce como glaciares de "acumulación estival"; se encuentran ejemplos de ellos en el Himalaya y el Tíbet. Las capas que hacen que los glaciares de acumulación invernal sean fáciles de monitorear mediante el método estratigráfico no son utilizables, por lo que es preferible el monitoreo con fecha fija. [11]
En el caso de los glaciares de acumulación invernal, el balance de masa específico suele ser positivo para la parte superior del glaciar; en otras palabras, el área de acumulación del glaciar es la parte superior de su superficie. La línea que divide el área de acumulación del área de ablación (la parte inferior del glaciar) se denomina línea de equilibrio; es la línea en la que el balance neto específico es cero. La altitud de la línea de equilibrio, abreviada como ELA, es un indicador clave de la salud del glaciar; y dado que la ELA suele ser más fácil de medir que el balance de masa general del glaciar, a menudo se la toma como un indicador indirecto del balance de masa. [11]
Las variables estándar más frecuentemente utilizadas en la investigación de balance de masa son: [13]
De forma predeterminada, un término en minúsculas se refiere al valor en un punto específico de la superficie del glaciar; un término en mayúsculas se refiere al valor en todo el glaciar. [13]
Para determinar el balance de masa en la zona de acumulación, la profundidad del manto de nieve se mide mediante sondeos, pozos de nieve o estratigrafía de grietas . La estratigrafía de grietas hace uso de capas anuales reveladas en la pared de una grieta. [14] Similares a los anillos de los árboles, estas capas se deben a la deposición de polvo de verano y otros efectos estacionales. La ventaja de la estratigrafía de grietas es que proporciona una medición bidimensional de la capa de nieve, no una medición puntual. También se puede utilizar en profundidades donde el sondeo o los pozos de nieve no son factibles. En los glaciares templados, la resistencia de inserción de una sonda aumenta abruptamente cuando su punta alcanza el hielo que se formó el año anterior. La profundidad de la sonda es una medida de la acumulación neta por encima de esa capa. Los pozos de nieve excavados a través del manto de nieve residual de los inviernos anteriores se utilizan para determinar la profundidad y la densidad del manto de nieve. El balance de masa del manto de nieve es el producto de la densidad y la profundidad. Independientemente de la técnica de medición de profundidad, la profundidad observada se multiplica por la densidad del manto de nieve para determinar la acumulación en equivalente de agua. Es necesario medir la densidad en primavera, ya que la densidad de la capa de nieve varía. La medición de la densidad de la capa de nieve realizada al final de la temporada de ablación proporciona valores consistentes para una zona particular en los glaciares alpinos templados y no es necesario medirla todos los años. En la zona de ablación, las mediciones de ablación se realizan utilizando estacas insertadas verticalmente en el glaciar, ya sea al final de la temporada de deshielo anterior o al comienzo de la actual. La longitud de la estaca expuesta por el hielo derretido se mide al final de la temporada de deshielo (ablación). La mayoría de las estacas deben reemplazarse cada año o incluso a mediados del verano.
El balance neto es el balance de masas determinado entre mínimos de balance de masas sucesivos. Este es el método estratigráfico que se centra en los mínimos que representan un horizonte estratigráfico. En las latitudes medias del norte, el año de un glaciar sigue al año hidrológico, comenzando y terminando cerca de principios de octubre. El mínimo de balance de masas es el final de la temporada de deshielo. El balance neto es entonces la suma del balance de invierno observado (bw) que normalmente se mide en abril o mayo y el balance de verano (bs) que se mide en septiembre o principios de octubre.
El balance anual es el balance de masas medido entre fechas específicas. El balance de masas se mide en una fecha fija cada año, nuevamente en algún momento cerca de principios de octubre en las latitudes medias del norte. [15]
Los métodos geodésicos son un método indirecto para la determinación del balance de masa de los glaciares. Los mapas de un glaciar hechos en dos puntos diferentes en el tiempo se pueden comparar y la diferencia en el espesor del glaciar observada se usa para determinar el balance de masa en un lapso de años. Esto se logra mejor hoy en día usando el Sistema de Posicionamiento Global Diferencial . A veces, los primeros datos para los perfiles de la superficie del glaciar provienen de imágenes que se usan para hacer mapas topográficos y modelos de elevación digitales . La cartografía aérea o fotogrametría ahora se usa para cubrir glaciares y capas de hielo más grandes, como los que se encuentran en la Antártida y Groenlandia ; sin embargo, debido a los problemas de establecer puntos de control terrestre precisos en terreno montañoso y correlacionar características en la nieve y donde el sombreado es común, los errores de elevación normalmente no son menores a 10 m (32 pies). [16] La altimetría láser proporciona una medición de la elevación de un glaciar a lo largo de una ruta específica, por ejemplo, la línea central del glaciar. La diferencia de dos de estas mediciones es el cambio en el espesor, que proporciona el balance de masa durante el intervalo de tiempo entre las mediciones.
Se han realizado estudios de balance de masa en varios países del mundo, pero la mayoría se han realizado en el hemisferio norte debido a que hay más glaciares en latitudes medias en ese hemisferio. El Servicio Mundial de Monitoreo de Glaciares recopila anualmente las mediciones de balance de masa de todo el mundo. De 2002 a 2006, solo hay datos continuos disponibles para 7 glaciares en el hemisferio sur y 76 glaciares en el hemisferio norte. El balance medio de estos glaciares fue el más negativo de cualquier año en 2005/06. [18] La similitud de la respuesta de los glaciares en el oeste de América del Norte indica la naturaleza a gran escala del cambio climático impulsor . [19]
El glaciar Taku, cerca de Juneau, Alaska, ha sido estudiado por el Programa de Investigación de Campos de Hielo de Juneau desde 1946, y es el estudio de balance de masa continuo más largo de cualquier glaciar en América del Norte . Taku es el glaciar alpino templado más grueso conocido del mundo, y experimentó un balance de masa positivo entre los años 1946 y 1988, lo que resultó en un gran avance. Desde entonces, el glaciar ha tenido una tendencia de balance de masa negativo. [20] El Programa de Investigación de Campos de Hielo de Juneau también ha estudiado el balance de masa del glaciar Lemon Creek desde 1953. El glaciar ha tenido un balance anual promedio de -0,44 m por año desde 1953 hasta 2006, lo que resultó en una pérdida media de más de 27 m de espesor de hielo. Esta pérdida ha sido confirmada por altimetría láser. [21]
El balance de masa de los glaciares Hintereisferner y Kesselwandferner en Austria se ha monitoreado de forma continua desde 1952 y 1965 respectivamente. Habiendo sido medido de forma continua durante 55 años, Hintereisferner tiene uno de los períodos más largos de estudio continuo de cualquier glaciar en el mundo, basado en datos medidos y un método consistente de evaluación. Actualmente, esta red de medición comprende alrededor de 10 pozos de nieve y alrededor de 50 estacas de ablación distribuidas por todo el glaciar. En términos de balances específicos acumulados, Hintereisferner experimentó una pérdida neta de masa entre 1952 y 1964, seguida de un período de recuperación hasta 1968. Hintereisferner alcanzó un mínimo intermitente en 1976, se recuperó brevemente en 1977 y 1978 y ha perdido masa de forma continua en los 30 años transcurridos desde entonces. La pérdida total de masa ha sido de 26 m desde 1952 [22]. El glaciar Sonnblickkees se ha medido desde 1957 y el glaciar ha perdido 12 m de masa, una pérdida anual promedio de -0,23 m por año. [23]
Los estudios de balance de masa de los glaciares se han llevado a cabo en Nueva Zelanda desde 1957. El glaciar Tasman ha sido estudiado desde entonces por el Servicio Geológico de Nueva Zelanda y más tarde por el Ministerio de Obras, midiendo la estratigrafía del hielo y el movimiento general. Sin embargo, incluso antes se documentaron patrones de fluctuación en los glaciares Franz Josef y Fox en 1950. Otros glaciares estudiados en la Isla Sur incluyen el glaciar Ivory desde 1968, mientras que en la Isla Norte , se han realizado investigaciones sobre el retroceso de los glaciares y el balance de masa en los glaciares del monte Ruapehu desde 1955. En el monte Ruapehu, las estaciones fotográficas permanentes permiten que se utilicen fotografías repetidas para proporcionar evidencia fotográfica de los cambios en los glaciares de la montaña a lo largo del tiempo. [24]
Desde 1977 se ha llevado a cabo un estudio fotográfico aéreo de 50 glaciares en la Isla Sur durante la mayor parte de los años. Los datos se utilizaron para demostrar que entre 1976 y 2005 hubo una pérdida del 10% en el volumen de los glaciares. [25]
El Proyecto Climático de los Glaciares de North Cascade mide el balance anual de 10 glaciares, más que cualquier otro programa en América del Norte, para monitorear toda una cadena montañosa cubierta de glaciares, que fue catalogada como una alta prioridad de la Academia Nacional de Ciencias en 1983. Estos registros se extienden desde 1984 hasta 2008 y representan el único conjunto de registros que documenta los cambios en el balance de masa de toda una cadena montañosa cubierta de glaciares. El balance anual de los glaciares de North Cascade ha promediado -0,48 m/a desde 1984 hasta 2008, una pérdida de espesor acumulada de más de 13 m o 20-40% de su volumen total desde 1984 debido a balances de masa negativos. La tendencia en el balance de masa se está volviendo más negativa, lo que está impulsando un mayor retroceso y adelgazamiento de los glaciares. [26]
Noruega mantiene el programa de balance de masas más extenso del mundo y está financiado en gran medida por la industria hidroeléctrica. Actualmente (2012) se realizan mediciones de balance de masas en quince glaciares de Noruega. En el sur de Noruega, seis de los glaciares se han medido de forma continua desde 1963 o antes, y constituyen un perfil oeste-este que se extiende desde el glaciar marítimo Ålfotbreen, cerca de la costa occidental, hasta el glaciar continental Gråsubreen, en la parte oriental de Jotunheimen . El glaciar Storbreen en Jotunheimen se ha medido durante un período de tiempo más largo que cualquier otro glaciar en Noruega, a partir de 1949, mientras que el glaciar Engabreen en Svartisen tiene la serie más larga en el norte de Noruega (a partir de 1970). El programa noruego es de donde se derivaron en gran medida los métodos tradicionales de medición del balance de masa. [27]
La estación de investigación de Tarfala en la región de Kebnekaise en el norte de Suecia es operada por la Universidad de Estocolmo . Fue aquí donde se inició el primer programa de balance de masa inmediatamente después de la Segunda Guerra Mundial , y continúa hasta el día de hoy. Este estudio fue el inicio del registro de balance de masa del glaciar Storglaciären, y constituye el estudio continuo más largo de este tipo en el mundo. Storglaciären ha tenido un balance de masa negativo acumulado desde 1946 hasta 2006 de −17 m. El programa comenzó a monitorear el glaciar Rabots en 1982, Riukojietna en 1985 y Mårmaglaciären en 1988. Los tres glaciares han tenido un fuerte balance de masa negativo desde el inicio. [28]
La Autoridad Nacional de Energía mide el balance de masa de los glaciares una o dos veces al año en numerosas estacas en los diversos casquetes glaciares de Islandia. Se han realizado mediciones periódicas del balance de masa con pozos y estacas en el lado norte de Hofsjökull desde 1988 y también en Þrándarjökull desde 1991. Se han establecido perfiles de balance de masa (pozos y estacas) en el lado este y suroeste de Hofsjökull desde 1989. Se han evaluado perfiles similares en los glaciares de salida de Vatnajökull Tungnaárjökull, Dyngjujökull, Köldukvíslarjökull y Brúarjökull desde 1992 y en el glaciar de salida de Eyjabakkajökull desde 1991. [29]
Los cambios temporales en la distribución espacial del balance de masas son resultado principalmente de cambios en la acumulación y el derretimiento a lo largo de la superficie. Como consecuencia, las variaciones en la masa de los glaciares reflejan cambios en el clima y los flujos de energía en la superficie de la Tierra. Los glaciares suizos Gries en los Alpes centrales y Silvretta en los Alpes orientales, han sido medidos durante muchos años. La distribución de la acumulación estacional y las tasas de ablación se miden in situ. Los métodos de campo tradicionales se combinan con técnicas de teledetección para rastrear los cambios en la masa, la geometría y el comportamiento del flujo de los dos glaciares. Estas investigaciones contribuyen a la Red Suiza de Monitoreo de Glaciares y a la red internacional del Servicio Mundial de Monitoreo de Glaciares (WGMS). [30]
El USGS opera un programa de monitoreo de glaciares de "referencia" a largo plazo que se utiliza para examinar el cambio climático, el balance de masa de los glaciares, el movimiento de los glaciares y la escorrentía fluvial. Este programa ha estado en marcha desde 1965 y ha estado examinando tres glaciares en particular. El glaciar Gulkana en la cordillera de Alaska y el glaciar Wolverine en la cordillera costera de Alaska han sido monitoreados desde 1965, mientras que el glaciar South Cascade en el estado de Washington ha sido monitoreado continuamente desde el Año Geofísico Internacional de 1957. Este programa monitorea un glaciar en cada una de estas cadenas montañosas, recopilando datos detallados para comprender la hidrología de los glaciares y las interacciones climáticas de los glaciares. [31]
El GSC opera el Sistema de Observación de Glaciares y Clima de Canadá como parte de su Programa de Geociencias sobre Cambio Climático. Con sus socios universitarios, lleva a cabo monitoreo e investigación sobre cambios en el clima y los glaciares, recursos hídricos y cambios en el nivel del mar utilizando una red de sitios de observación de referencia ubicados en la Cordillera y el Archipiélago Ártico Canadiense. Esta red se complementa con evaluaciones de teledetección de cambios en los glaciares regionales. Los sitios en la Cordillera incluyen los glaciares Helm, Place, Andrei, Kaskakwulsh, Haig, Peyto, Ram River, Castle Creek, Kwadacha y Bologna Creek; en el Archipiélago Ártico se incluyen los glaciares White, Baby y Grise y los casquetes polares Devon, Meighen, Melville y Agassiz. Los sitios de referencia del GSC se monitorean utilizando el método glaciológico estándar basado en estacas (estratigráfico) y evaluaciones geodésicas periódicas utilizando lidar aéreo. Información detallada, datos de contacto y base de datos disponibles aquí: [32] El glaciar Helm (−33 m) y el glaciar Place (−27 m) han perdido más del 20% de su volumen total desde 1980; el glaciar Peyto (−20 m) está cerca de esta cantidad. El glaciar White del Ártico canadiense no ha tenido un volumen tan negativo (−6 m) desde 1980.
La red de vigilancia de glaciares de Bolivia , rama del sistema de observación glaciohidrológica instalado en los Andes tropicales por el IRD y sus socios desde 1991, ha monitoreado el balance de masas de los glaciares Zongo (6000 m snm), Chacaltaya (5400 m snm) y Charquini (5380 m snm). Se ha utilizado un sistema de estacas, con frecuentes observaciones de campo, con una frecuencia mensual. Estas mediciones se han realizado en conjunto con el balance de energía para identificar la causa del rápido retroceso y la pérdida del balance de masas de estos glaciares tropicales. [33]
En la actualidad existen estaciones glaciológicas en Rusia y Kazajstán. En Rusia hay dos estaciones: el glaciar Djankuat en el Cáucaso, situado cerca del monte Elbrus, y el glaciar Aktru en las montañas de Altai. En Kazajstán hay una estación glaciológica en el glaciar Tuyuk-Su, en Tian Shan, situado cerca de la ciudad de Almaty.
Un modelo de balance glaciar desarrollado recientemente basado en los principios de Monte Carlo es un complemento prometedor tanto para las mediciones de campo manuales como para los métodos geodésicos de medición del balance de masa utilizando imágenes satelitales. El modelo PTAA (precipitación-temperatura-área-altitud) requiere solo observaciones diarias de precipitación y temperatura recopiladas en estaciones meteorológicas generalmente de baja altitud, y la distribución área-altitud del glaciar. [34] [35] Los resultados son la acumulación diaria de nieve (Bc) y la ablación (Ba) para cada intervalo de altitud, que se convierte en balance de masa mediante Bn = Bc – Ba. La acumulación de nieve (Bc) se calcula para cada intervalo de área-altitud en función de la precipitación observada en una o más estaciones meteorológicas de menor altitud ubicadas en la misma región que el glaciar y tres coeficientes que convierten la precipitación en acumulación de nieve. Es necesario utilizar estaciones meteorológicas establecidas que tengan registros ininterrumpidos largos para que se puedan determinar las medias anuales y otras estadísticas. La ablación (Ba) se determina a partir de la temperatura observada en las estaciones meteorológicas cercanas al glaciar. Las temperaturas máximas y mínimas diarias se convierten en ablación de glaciares utilizando doce coeficientes.
Los quince coeficientes independientes que se utilizan para convertir la temperatura y la precipitación observadas en ablación y acumulación de nieve aplican un procedimiento de optimización simplex. El simplex calcula automáticamente y simultáneamente los valores de cada coeficiente utilizando principios de Monte Carlo que se basan en un muestreo aleatorio para obtener resultados numéricos. De manera similar, el modelo PTAA realiza cálculos repetidos del balance de masa, reajustando minuciosamente el balance para cada iteración.
El modelo PTAA se ha probado en ocho glaciares de Alaska, Washington, Austria y Nepal. Los balances anuales calculados se comparan con los balances medidos durante aproximadamente 60 años para cada uno de los cinco glaciares: Wolverine y Gulkana en Alaska, Hintereisferner, Kesselwandferner y Vernagtferner en Austria. También se ha aplicado al glaciar Langtang en Nepal. Los resultados de estas pruebas se muestran en el sitio web GMB (balance de masa de glaciares) en ptaagmb.com. Las regresiones lineales de las mediciones de balance manual frente al modelo se basan en un enfoque de muestra dividida, de modo que los balances de masa calculados son independientes de la temperatura y la precipitación utilizadas para calcular el balance de masa.
La regresión del modelo frente a los balances anuales medidos arroja valores R2 de 0,50 a 0,60. La aplicación del modelo al glaciar Bering en Alaska demostró una estrecha concordancia con la pérdida de volumen de hielo para el período 1972-2003 medida con el método geodésico. La determinación del balance de masa y la escorrentía del glaciar Langtang parcialmente cubierto de escombros en Nepal demuestra una aplicación de este modelo a un glaciar en la cordillera del Himalaya . [36]
La correlación entre la ablación de los glaciares en la cordillera Wrangell en Alaska y las temperaturas globales observadas en 7000 estaciones meteorológicas en el hemisferio norte indica que los glaciares son más sensibles al clima global que las estaciones de temperatura individuales, que no muestran correlaciones similares. [37]
La validación del modelo para demostrar la respuesta de los glaciares en el noroeste de los Estados Unidos al cambio climático futuro se muestra en un enfoque de modelado jerárquico. [38] La reducción de escala climática para estimar la masa de los glaciares utilizando el modelo PTAA se aplica para determinar el equilibrio de los glaciares Bering y Hubbard y también se valida para Gulkana, un glaciar de referencia del USGS. [39]
