La medición del hielo marino es importante para la seguridad de la navegación y para el seguimiento del medio ambiente , en particular del clima . La extensión del hielo marino interactúa con grandes patrones climáticos, como la Oscilación del Atlántico Norte y la Oscilación Multidecadal Atlántica , por nombrar solo dos, e influye en el clima del resto del planeta.
La cantidad de hielo marino que cubre el Ártico ha sido de interés durante siglos, ya que el Paso del Noroeste era de gran interés para el comercio y la navegación. Existe una larga historia de registros y mediciones de algunos efectos de la extensión del hielo marino, pero las mediciones exhaustivas fueron escasas hasta la década de 1950 y comenzaron con la era de los satélites a fines de la década de 1970. Los registros directos modernos incluyen datos sobre la extensión del hielo, el área del hielo, la concentración, el espesor y la edad del hielo. Las tendencias actuales en los registros muestran una disminución significativa del hielo marino del hemisferio norte y un aumento pequeño pero estadísticamente significativo del hielo marino invernal del hemisferio sur .
Además, la investigación actual comprende y establece amplios conjuntos de registros históricos de varios siglos del hielo marino ártico y subártico y utiliza, entre otros, registros paleo-proxy de hielo marino de alta resolución. [1] El hielo marino ártico es un componente dinámico del sistema climático y está vinculado a la variabilidad multidecadal del Atlántico y al clima histórico a lo largo de varias décadas. Hay cambios circulares en los patrones del hielo marino, pero hasta ahora no hay patrones claros basados en predicciones de modelos.
Los registros recopilados por los vikingos que muestran el número de semanas por año en que se formaba hielo a lo largo de la costa norte de Islandia se remontan al año 870 d. C., pero existe un registro más completo desde 1600. Los registros escritos más extensos del hielo marino del Ártico se remontan a mediados del siglo XVIII. Los primeros de esos registros se relacionan con las rutas de navegación del hemisferio norte, pero los registros de ese período son escasos. Los registros de temperatura del aire que se remontan a la década de 1880 pueden servir como sustituto (proxy) del hielo marino del Ártico, pero inicialmente dichos registros de temperatura se recopilaron solo en 11 lugares. El Instituto de Investigación del Ártico y la Antártida de Rusia ha recopilado mapas de hielo que se remontan a 1933. Hoy en día, los científicos que estudian las tendencias del hielo marino del Ártico pueden confiar en un registro bastante completo que se remonta a 1953, utilizando una combinación de registros satelitales, registros de navegación y mapas de hielo de varios países. [2]
En la Antártida, los datos directos anteriores al registro satelital son aún más escasos. Para intentar ampliar el registro histórico de la extensión del hielo marino del hemisferio sur más atrás en el tiempo, los científicos han estado investigando varios indicadores indirectos de la extensión del hielo marino. Uno de ellos son los registros mantenidos por los balleneros antárticos que documentan la ubicación de todas las ballenas capturadas y se relacionan directamente con las observaciones del hielo marino. Parece haber una disminución abrupta a mediados del siglo XX en la extensión del hielo marino antártico a partir de los registros de caza de ballenas; las estimaciones globales directas de la cubierta de hielo marino antártico a partir de observaciones satelitales, desde 1970, no proporcionan tendencias claras. [3] Debido a que las ballenas tienden a congregarse cerca del borde del hielo marino para alimentarse, sus ubicaciones podrían ser un indicador indirecto de la extensión del hielo. Otros indicadores indirectos utilizan la presencia de compuestos orgánicos derivados del fitoplancton y otros rastros de extremófilos [4] en los núcleos de hielo y sedimentos antárticos . Dado que el fitoplancton crece con mayor abundancia a lo largo de los bordes de la capa de hielo, la concentración de estos compuestos orgánicos que contienen azufre y su geoquímica proporcionan indicadores de hasta qué punto se extendía el borde del hielo desde el continente. Existen otros conjuntos extensos de registros históricos de varios siglos del hielo marino ártico y subártico y se utilizan, entre otros, registros paleo-proxy de hielo marino de alta resolución. [1]
Los datos satelitales útiles sobre el hielo marino comenzaron en diciembre de 1972 con el instrumento ESMR ( Radiómetro de Microondas de Barrido Eléctrico ). Sin embargo, este no era directamente comparable con el posterior SMMR/SSMI, por lo que el registro práctico comienza a fines de 1978 con el lanzamiento del satélite SMMR ( Radiómetro de Microondas Multicanal de Barrido ) de la NASA, [5] y continúa con el SSMI ( Sensor Especial de Microondas/Generador de Imágenes ). El AMSR ( Radiómetro Avanzado de Microondas de Barrido ) y el Cryosat-2 proporcionan registros separados.
Desde 1979, los satélites han proporcionado un registro continuo y consistente del hielo marino. [6] Sin embargo, el registro se basa en la unión de mediciones de una serie de instrumentos satelitales diferentes, lo que puede provocar errores asociados con la intercalibración en los cambios de sensor. [7] Las imágenes satelitales del hielo marino se realizan a partir de observaciones de la energía de microondas irradiada desde la superficie de la Tierra. Debido a que el agua del océano emite microondas de manera diferente al hielo marino, el hielo "se ve" diferente desde el agua al sensor satelital (consulte modelado de emisividad del hielo marino) . Las observaciones se procesan en elementos de imagen digital o píxeles. Cada píxel representa un área de superficie cuadrada en la Tierra. Los primeros instrumentos proporcionaban una resolución de aproximadamente 25 kilómetros por 25 kilómetros; los instrumentos posteriores, una mayor. Los algoritmos examinan las emisiones de microondas y sus polarizaciones verticales y horizontales, y estiman el área de hielo. [2]
El hielo marino puede considerarse en términos de volumen total o de cobertura superficial. Las estimaciones del volumen del hielo son más difíciles de obtener, ya que requieren un conocimiento del espesor del hielo, que es complicado de medir directamente; esfuerzos como PIOMAS [8] utilizan una combinación de observaciones y modelos para estimar el volumen total.
Existen dos formas de expresar la cobertura total de hielo polar: área de hielo y extensión de hielo. Para estimar el área de hielo, los científicos calculan el porcentaje de hielo marino en cada píxel, lo multiplican por el área del píxel y suman las cantidades. Los científicos establecen un porcentaje umbral para estimar la extensión del hielo y cuentan cada píxel que alcanza o supera ese umbral como "cubierto de hielo". El umbral común es el 15 %. [2]
El método basado en umbrales puede parecer menos preciso, pero tiene la ventaja de ser más consistente. Cuando los científicos analizan datos satelitales, es más fácil decir si hay o no al menos un 15 % de cobertura de hielo en un píxel que decir, por ejemplo, si la cobertura de hielo es del 70 % o del 75 %. Al reducir la incertidumbre en la cantidad de hielo, los científicos pueden estar más seguros de que los cambios en la cobertura de hielo marino a lo largo del tiempo son reales. [2]
Un análisis cuidadoso de los ecos de la altimetría de radar satelital permite distinguir entre los ecos retrodispersados del océano abierto, el hielo nuevo o el hielo de varios años. La diferencia entre la elevación de los ecos de la nieve/hielo marino y el agua abierta proporciona la elevación del hielo sobre el océano; el espesor del hielo se puede calcular a partir de esto. [9] La técnica tiene una resolución vertical limitada y se confunde fácilmente con la presencia incluso de pequeñas cantidades de agua abierta. Por lo tanto, se ha utilizado principalmente en el Ártico, donde el hielo es más grueso y más continuo. Los avances recientes llevaron al desarrollo de nuevos productos experimentales de espesor de hielo marino a partir de la altimetría de radar satelital durante la temporada de deshielo del Ártico. [10]
A partir de 1958, los submarinos de la Armada de los Estados Unidos recopilaron perfiles de sonares que miraban hacia arriba , para navegación y defensa, y convirtieron la información en estimaciones del espesor del hielo. [11] Los datos de los submarinos de la Armada de los Estados Unidos y la Marina Real disponibles en el NSIDC incluyen mapas que muestran las trayectorias de los submarinos. Los datos se proporcionan como perfiles de calado del hielo y como estadísticas derivadas de los datos del perfil. Los archivos de estadísticas incluyen información sobre las características del calado del hielo, las quillas, el hielo nivelado, los canales, el hielo no deformado y deformado. [12]
Las boyas se colocan en el hielo para medir las propiedades del hielo y las condiciones climáticas por parte de los participantes del Programa Internacional de Boyas Árticas y su hermano, el Programa Internacional de Boyas Antárticas . Las boyas pueden tener sensores para medir la temperatura del aire , la presión atmosférica , el espesor de la nieve y el hielo, la temperatura de la nieve y el hielo, las corrientes oceánicas , el movimiento del hielo marino, la presión del nivel del mar, la temperatura y la salinidad de la superficie del mar , la temperatura de la piel, los vientos superficiales, la temperatura del agua, la radiación de onda larga y onda corta . [13] [14] [15] Las boyas de balance de masa de hielo (IMB) miden la temperatura del aire, la nieve, el hielo y el agua de mar in situ y la temperatura después de los ciclos de calentamiento interno. Dichos ciclos de calentamiento permiten una identificación más precisa de las interfaces nieve-hielo y hielo-agua. [16] Las boyas de temperatura permiten estimar los flujos de calor conductivo, latente y oceánico para el hielo no deformado [17] y para las crestas de presión . [18]
Los dispositivos de sonar de observación ascendente (ULS) se pueden desplegar bajo el hielo polar durante un período de meses o incluso años, y pueden proporcionar un perfil completo del espesor del hielo para un solo sitio. [19] Los sonares miden directamente el calado del hielo marino, por lo que la estimación precisa del espesor del hielo marino requiere conocimiento sobre el espesor de la nieve, la nieve y la densidad del hielo marino. La precisión de las mediciones del sonar también depende de la salinidad del agua de mar entre el sonar y el hielo marino, y muchas instalaciones de sonar también incluyen CTD y ADCP . Los sonares de observación ascendente o multihaz también se pueden montar en vehículos submarinos operados a distancia (ROV) para investigar el calado del hielo marino en un diámetro de varios cientos de metros y varios meses. [20]
Se realizan observaciones auxiliares del hielo marino desde estaciones costeras, barcos y aeronaves .
Aunque en los últimos años los datos obtenidos por teledetección han adquirido un papel importante en el análisis del hielo marino, todavía no es posible recopilar una imagen completa y precisa de las condiciones del hielo marino únicamente a partir de esta fuente de datos. Las observaciones auxiliares del hielo marino desempeñan un papel importante a la hora de confirmar la información obtenida por teledetección o de proporcionar correcciones importantes al panorama general de las condiciones del hielo. [21]
La observación auxiliar más importante del hielo marino es la ubicación del borde del hielo. Su valor refleja tanto la importancia de la ubicación del borde del hielo en general como la dificultad de localizar con precisión el borde del hielo con datos obtenidos por teledetección. También es útil proporcionar una descripción del borde del hielo en términos de indicaciones de congelación o descongelación, avance o retroceso impulsado por el viento y compacidad o difusión. Otra información auxiliar importante incluye la ubicación de los icebergs , los floebergs, las islas de hielo, el hielo antiguo, las dorsales y los montículos. Estas características del hielo se controlan poco mediante técnicas de teledetección, pero son aspectos muy importantes de la cubierta de hielo. [21]
La extensión del hielo marino es el área del mar con una cantidad específica de hielo, generalmente el 15 %. Para los sensores de microondas satelitales, el derretimiento de la superficie parece ser agua abierta en lugar de agua sobre el hielo marino. Por lo tanto, si bien son confiables para medir el área durante la mayor parte del año, los sensores de microondas tienden a subestimar la concentración y el área reales de hielo cuando la superficie se está derritiendo. [24]
Para estimar la superficie de hielo, los científicos calculan el porcentaje de hielo marino en cada píxel, lo multiplican por el área del píxel y suman las cantidades. Para estimar la extensión del hielo, los científicos establecen un porcentaje umbral y cuentan cada píxel que alcanza o supera ese umbral como "cubierto de hielo". El Centro Nacional de Datos sobre Nieve y Hielo , uno de los Centros de Archivo Activo Distribuido de la NASA, monitorea la extensión del hielo marino utilizando un umbral del 15 por ciento. [2]
La concentración de hielo marino es el porcentaje de un área que está cubierta de hielo marino. [2]
El espesor del hielo marino disminuye con el tiempo y aumenta cuando los vientos y las corrientes lo empujan. El satélite Cryosat-2 de la Agencia Espacial Europea fue lanzado en abril de 2010 con el objetivo de cartografiar el espesor y la forma de la capa de hielo polar de la Tierra. Su único instrumento, un altímetro de radar interferométrico (SAR), es capaz de medir la altura del hielo marino .
La edad del hielo es otro descriptor clave del estado de la capa de hielo marino, ya que el hielo más antiguo tiende a ser más grueso y más resistente que el hielo más joven. El hielo marino rechaza la sal con el tiempo y se vuelve menos salado, lo que resulta en un punto de fusión más alto . [5] Un enfoque simple de dos etapas clasifica el hielo marino en hielo de primer año y hielo de varios años. El de primer año es el hielo que aún no ha sobrevivido a una temporada de derretimiento de verano, mientras que el hielo de varios años ha sobrevivido al menos un verano y puede tener varios años. [25] Véase procesos de crecimiento del hielo marino .
El balance de masa del hielo marino es el balance de cuánto crece el hielo en invierno y cuánto se derrite en verano. En el caso del hielo marino del Ártico, prácticamente todo el crecimiento se produce en la parte inferior del hielo. El derretimiento se produce tanto en la parte superior como en la inferior. En la gran mayoría de los casos, toda la nieve se derrite durante el verano, normalmente en tan solo un par de semanas. El balance de masa es un concepto poderoso, ya que es el gran integrador del balance de calor. Si hay un aumento neto de calor, el hielo se adelgazará. Un enfriamiento neto dará como resultado un hielo más grueso. [26]
La medición directa del balance de masa es sencilla. Para medir la ablación y la acumulación de hielo y nieve en la parte superior e inferior de la capa de hielo se utiliza una serie de estacas y medidores de espesor. A pesar de la importancia de las mediciones del balance de masa y del equipo relativamente sencillo que se necesita para realizarlas, hay pocos resultados de observación. Esto se debe, en gran parte, al gasto que supone el funcionamiento de un campamento de campo a largo plazo que sirva de base para estos estudios. [26]
No existen mediciones del volumen de hielo marino a nivel ártico o antártico, pero el volumen del hielo marino ártico se calcula utilizando el Sistema de Modelado y Asimilación del Hielo Oceánico Panártico (PIOMAS) desarrollado en el Laboratorio de Física Aplicada/Centro de Ciencias Polares de la Universidad de Washington. PIOMAS combina las concentraciones de hielo marino observadas por satélite en los cálculos del modelo para estimar el espesor y el volumen del hielo marino. La comparación con observaciones submarinas, desde amarres y por satélite ayuda a aumentar la confianza de los resultados del modelo. [29]
ICESat era un satélite equipado con un altímetro láser que podía medir el francobordo de los flujos de hielo. [30] [31] Su período de servicio activo fue de febrero de 2003 a octubre de 2009. Junto con un conjunto de datos auxiliares como la densidad del hielo, el espesor de la capa de nieve, la presión del aire y la salinidad del agua, se puede calcular el espesor del flujo y, por lo tanto, su volumen. Sus datos se han comparado con los datos respectivos de PIOMAS y se ha llegado a una concordancia razonable. [32]
El Cryosat-2 , lanzado en abril de 2010, tiene la capacidad de medir el francobordo de los flujos de hielo, al igual que el ICESat , sólo que utiliza radar en lugar de pulsos láser. Los datos se calculan con el modelo PIOMAS.
Sólo durante la era satelital, desde 1979 en adelante, se dispone de registros confiables y consistentes para todas las estaciones.
Según mediciones científicas, tanto el espesor como la extensión del hielo marino de verano en el Ártico han mostrado una disminución drástica en los últimos treinta años. [24]
Los registros anteriores a la era de los satélites son escasos. William K. de la Mare, 1997, en Abrupt mid-twentieth-century decline in Antarctic sea-ice extension from whaling records [3] encontró un desplazamiento hacia el sur del borde del hielo basándose en registros de caza de ballenas; estos hallazgos han sido cuestionados, pero artículos posteriores de de la Mare y de Cotte respaldan la misma conclusión. [33] [34]
Las tendencias del hielo marino antártico derivadas de satélites muestran un aumento pronunciado en el sector del Pacífico central de ~4–10% por década y una disminución en el sector Bellingshausen/Weddell occidental con porcentajes similares pero de menor extensión. Existe una estrecha conexión con la Oscilación Antártica de los efectos de la Oscilación del Sur (ENSO) y las polaridades positivas de El Niño (ENOS) para este último. La magnitud de los cambios de hielo asociados con la AAO y el ENOS son menores que las tendencias de hielo regionales y los procesos de escala local (o menos comprendidos a gran escala) aún necesitan ser investigados para obtener explicaciones completas. [35]
Los científicos utilizan el promedio de 1981 a 2010 porque proporciona una base de referencia consistente para las comparaciones interanuales de la extensión del hielo marino. Treinta años se considera un período de referencia estándar para el tiempo y el clima, y el registro satelital es ahora lo suficientemente largo como para proporcionar un período de referencia de treinta años. [5]
