Crucial para la supervivencia de un glaciar es su balance de masa , del cual el balance de masa superficial (SMB), la diferencia entre acumulación y ablación (sublimación y fusión). El cambio climático puede provocar variaciones tanto en la temperatura como en las nevadas, provocando cambios en el equilibrio de masa de la superficie. [2] Los cambios en el equilibrio 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 informaron el equilibrio de masa al Servicio Mundial de Monitoreo de Glaciares fue de -16 m. Esto incluye 23 años consecutivos de balances de masa negativos. [3]
Un glaciar con un equilibrio negativo sostenido está fuera de equilibrio y retrocederá, mientras que uno con un equilibrio 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 equilibrio de masa y potencialmente restableciendo el equilibrio. Sin embargo, si el balance de masa de una parte importante de la zona de acumulación del glaciar es negativo, está en desequilibrio con el clima local. Si este clima local continúa, un glaciar de este tipo se derretirá. [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 foto de abajo) probablemente se reducirá a la mitad de su tamaño, pero a un ritmo de reducción cada vez más lento, y se estabilizará en ese tamaño, a pesar de la temperatura más cálida, en unas pocas décadas. Sin embargo, el glaciar Grinnell (en la foto de abajo) se reducirá a un ritmo cada vez mayor hasta desaparecer. La diferencia es que la sección superior del glaciar Easton permanece sana y cubierta de nieve, mientras que incluso la sección superior del glaciar Grinnell está desnuda, se está derritiendo y se ha adelgazado. Los glaciares pequeños con pendientes poco profundas, como el glaciar Grinnell, tienen más probabilidades de caer en desequilibrio si se produce un cambio en el clima local.
En el caso de un balance de masa positivo, el glaciar seguirá avanzando ampliando su área de baja elevación, lo que provocará un mayor derretimiento. Si esto aún 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 del iceberg alcancen el equilibrio.
Los diferentes procesos mediante los cuales un glaciar puede ganar masa se conocen colectivamente como acumulación. Las nevadas son la forma más evidente de acumulación. Las avalanchas, particularmente en ambientes 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; deposición de escarcha en diversas formas; y la expansión de un área flotante de hielo mediante la congelación de hielo adicional. Las nevadas son 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 las cuencas de pequeños circos. [7]
La acumulación se puede medir en un solo punto del glaciar o en cualquier área del glaciar. Las unidades de acumulación son metros: 1 metro de acumulación significa que la masa adicional de hielo para esa área, si se convirtiera en agua, aumentaría la profundidad del glaciar en 1 metro. [8] [nota 1]
La ablación es lo contrario de la acumulación: incluye todos los procesos por los cuales un glaciar puede perder masa. El principal proceso de ablación de la mayoría de los glaciares que están enteramente en tierra es el derretimiento; El calor que provoca 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 del glaciar. La sublimación del hielo a vapor es un mecanismo de ablación importante para los glaciares en ambientes áridos, altitudes elevadas y ambientes 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 la fusión, por lo que altos niveles de sublimación tienen el efecto de reducir la ablación general. [10]
La nieve de los glaciares también puede ser erosionada por el viento, y las avalanchas pueden eliminar la nieve y el hielo; estos pueden ser importantes en algunos glaciares. El desprendimiento, en el que el hielo se desprende del morro 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 para cualquier área del glaciar, y las unidades son metros. [8]
Los glaciares suelen acumular masa durante parte del año y perder masa el resto del año; éstas 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 inicio de una temporada de acumulación hasta el inicio 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 balance para medir el balance de masa de los glaciares se conoce como método estratigráfico. La alternativa es utilizar una fecha del calendario fija, pero esto requiere una visita de campo al glaciar cada año en esa fecha, por lo que no siempre es posible cumplir estrictamente con las fechas exactas para el método del año fijo. [12]
El balance de masa de un glaciar es el cambio neto en su masa durante un año de equilibrio o un año fijo. Si la acumulación excede la ablación durante 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 dar el "equilibrio de masa específico" para ese punto; o a todo el glaciar o cualquier área más pequeña. [11]
En muchos glaciares, la acumulación se concentra en invierno y la ablación en verano; estos se conocen como glaciares de "acumulación invernal". En el caso de algunos glaciares, el clima local provoca que la acumulación y la ablación se produzcan en la misma estación. Estos se conocen como glaciares de "acumulación de verano"; Se encuentran ejemplos 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]
Para 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 llama línea de equilibrio; es la línea en la que el saldo 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 el ELA suele ser más fácil de medir que el balance de masa general del glaciar, a menudo se toma como un indicador del balance de masa. [11]
Las variables estándar utilizadas con más frecuencia en la investigación del balance de masas son: [13]
Por defecto, un término en minúscula 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 equilibrio de masas 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 utiliza capas anuales reveladas en la pared de una grieta. [14] Al igual que los anillos de los árboles, estas capas se deben a la deposición de polvo del verano y otros efectos estacionales. La ventaja de la estratigrafía en grietas es que proporciona una medición bidimensional de la capa de nieve, no una medición puntual. También se puede utilizar en profundidades donde no es posible realizar sondeos o pozos de nieve. En los glaciares templados, la resistencia a la 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 sobre esa capa. Los pozos de nieve excavados en la capa de nieve residual de los inviernos anteriores se utilizan para determinar la profundidad y densidad de la capa 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 la 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 del manto de nieve varía. La medición de la densidad del manto de nieve realizada al final de la temporada de ablación arroja valores consistentes para un área 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 mediante 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 derretimiento (ablación). La mayoría de las estacas deben reemplazarse cada año o incluso a mediados del verano.
El balance neto es el balance de masa determinado entre mínimos sucesivos de balance de masa. 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 del balance de masa es el final de la temporada de deshielo. El balance neto es entonces la suma del balance observado de invierno (bw) medido normalmente en abril o mayo y el balance de verano (bs) medido en septiembre o principios de octubre.
El balance anual es el balance de masa medido entre fechas específicas. El balance de masa se mide en la fecha fijada cada año, nuevamente a 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 un glaciar. Se pueden comparar mapas de un glaciar elaborados en dos momentos diferentes en el tiempo y la diferencia en el espesor del glaciar observada se puede utilizar para determinar el balance de masa a lo largo de un lapso de años. Esto se logra mejor hoy en día utilizando el Sistema de Posicionamiento Global Diferencial . A veces, los datos más antiguos sobre los perfiles de la superficie de los glaciares provienen de imágenes que se utilizan para hacer mapas topográficos y modelos digitales de elevación . Actualmente se utiliza la cartografía aérea o la fotogrametría para cubrir glaciares y casquetes de hielo más grandes, como los que se encuentran en la Antártida y Groenlandia ; sin embargo, debido a los problemas de establecer puntos precisos de control terrestre en terrenos montañosos y correlacionar características en la nieve y donde la sombra es común, los errores de elevación son comunes. normalmente no menos de 10 m (32 pies). [16] La altimetría láser proporciona una medición de la elevación de un glaciar a lo largo de un camino específico, por ejemplo, la línea central del glaciar. La diferencia entre dos mediciones de este tipo es el cambio de espesor, que proporciona el equilibrio de masa durante el intervalo de tiempo entre las mediciones.
Se han llevado a cabo estudios de equilibrio de masa en varios países del mundo, pero la mayoría se han realizado en el hemisferio norte debido a que hay más glaciares de latitud media en ese hemisferio. El Servicio Mundial de Vigilancia de Glaciares recopila anualmente mediciones del balance de masas de todo el mundo. De 2002 a 2006, se dispone de datos continuos de sólo 7 glaciares en el hemisferio sur y 76 glaciares en el hemisferio norte. El saldo 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 que impulsa . [19]
El glaciar Taku cerca de Juneau, Alaska, ha sido estudiado por el Programa de investigación del campo de hielo de Juneau desde 1946, y es el estudio continuo de equilibrio de masa más largo de cualquier glaciar en América del Norte . Taku es el glaciar alpino templado más grueso conocido del mundo y experimentó un equilibrio de masa positivo entre los años 1946 y 1988, lo que resultó en un enorme avance. Desde entonces, el glaciar ha tenido una tendencia de balance de masa negativo. [20] El Programa de Investigación del Campo 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. del espesor del hielo. Esta pérdida ha sido confirmada mediante altimetría láser. [21]
El balance de masa de los glaciares Hintereisferner y Kesselwandferner en Austria se controla continuamente desde 1952 y 1965, respectivamente. Después de 55 años de mediciones continuas, el Hintereisferner tiene uno de los períodos de estudio continuo más largos de cualquier glaciar del mundo, basado en datos medidos y un método de evaluación consistente. Actualmente esta red de medición comprende unos 10 pozos de nieve y unas 50 estacas de ablación distribuidas por todo el glaciar. En términos de saldos 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 continuamente en el 30 años 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 del balance de masa de los glaciares se han realizado en Nueva Zelanda desde 1957. Desde entonces, el Glaciar Tasman ha sido estudiado 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, se documentaron patrones de fluctuación incluso anteriores 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 llevado a cabo investigaciones sobre el retroceso de los glaciares y el equilibrio de masa en los glaciares de Monte Ruapehu desde 1955. En el Monte Ruapehu, las estaciones fotográficas permanentes permiten utilizar 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 mayoría de los años. Los datos se utilizaron para mostrar que entre 1976 y 2005 hubo una pérdida del 10% en el volumen de los glaciares. [25]
El Proyecto Climático del Glaciar North Cascade mide el equilibrio anual de 10 glaciares, más que cualquier otro programa en América del Norte, para monitorear toda una cadena montañosa glaciar, que fue catalogada como una alta prioridad de la Academia Nacional de Ciencias en 1983. Estos registros se extienden de 1984 a 2008 y representan el único conjunto de registros que documentan los cambios en el equilibrio de masa de toda una cadena cubierta de glaciares. El balance anual de los glaciares North Cascade ha promediado −0,48 m/a entre 1984 y 2008, una pérdida de espesor acumulada de más de 13 mo 20-40% de su volumen total desde 1984 debido a balances de masa negativos. La tendencia en el equilibrio de masa se está volviendo más negativa, lo que está provocando 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 del balance de masa en quince glaciares de Noruega. En el sur de Noruega, seis de los glaciares se han medido continuamente desde 1963 o antes, y constituyen un perfil de oeste a 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 ha sido medido durante un período de tiempo más largo que cualquier otro glaciar de 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). Del programa noruego se derivaron en gran medida los métodos tradicionales de medición del balance de masa. [27]
La estación de investigación 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 equilibrio de masa inmediatamente después de la Segunda Guerra Mundial y continúa hasta el día de hoy. Este estudio fue el inicio del registro del 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. Estos tres glaciares han tenido un fuerte equilibrio de masa negativo desde su inicio. [28]
La Autoridad Nacional de Energía mide el equilibrio de masa de los glaciares una o dos veces al año en numerosos puntos de los distintos casquetes polares de Islandia. Desde 1988 se llevan a cabo mediciones regulares del balance de masas en fosos y estacas en el lado norte de Hofsjökull y también en Þrándarjökull desde 1991. Se han establecido perfiles de balance de masas (fosos y estacas) en los lados este y suroeste de Hofsjökull. desde 1989. Se han evaluado perfiles similares en los glaciares de salida Tungnaárjökull, Dyngjujökull, Köldukvíslarjökull y Brúarjökull de Vatnajökull desde 1992 y en el glaciar de salida Eyjabakkajökull desde 1991. [29]
Los cambios temporales en la distribución espacial del balance de masa resultan 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 se miden desde hace muchos años. La distribución de las tasas de acumulación estacional y ablación se mide 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 Vigilancia de Glaciares y a la red internacional del Servicio Mundial de Vigilancia 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 equilibrio de masa de los glaciares, el movimiento de los glaciares y la escorrentía de los arroyos. Este programa está en marcha desde 1965 y examina 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 uno 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 del Clima de Glaciares de Canadá como parte de su Programa de Geociencia del Cambio Climático. Con sus socios universitarios, realiza monitoreo e investigación sobre cambios climáticos en 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 sensores remotos de los 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 Bolonia 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 de GSC se monitorean utilizando el método glaciológico estándar basado en estacas (estratigráfico) y evaluaciones geodésicas periódicas utilizando lidar aéreo. Información detallada, información 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) es cerca de esta cantidad. El glaciar Blanco del Ártico canadiense no ha sido tan negativo (-6 m) desde 1980.
La red de seguimiento de los glaciares en Bolivia , filial del sistema de observación glacio-hidrológica instalado en los Andes tropicales por el IRD y sus socios desde 1991, sigue el balance de masas en Zongo (6.000 m sobre el nivel del mar), Chacaltaya (5.400 m sobre el nivel del mar) y Charquini. glaciares (5380 m snm). Se ha utilizado un sistema de estacas, con frecuentes observaciones de campo, incluso mensuales. Estas mediciones se han realizado en conjunto con el balance energético para identificar la causa del rápido retroceso y pérdida del balance de masa de estos glaciares tropicales. [33]
Actualmente existen estaciones glaciológicas en Rusia y Kazajstán. En Rusia hay 2 estaciones: el glaciar Djankuat en el Cáucaso, está situado cerca de la montaña Elbrus, y el glaciar Aktru en las montañas de Altai. En Kazajstán existe una estación glaciológica en el glaciar Tuyuk-Su, en Tian Shan, situada cerca de la ciudad de Almaty.
Un modelo de equilibrio de glaciares desarrollado recientemente basado en los principios de Monte Carlo es un complemento prometedor tanto para las mediciones manuales de campo como para los métodos geodésicos de medición del equilibrio de masa utilizando imágenes de satélite. 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 prolongados e ininterrumpidos para poder 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 automática y simultáneamente valores para 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 equilibrio de masa, reajustando minuciosamente el equilibrio para cada iteración.
El modelo PTAA ha sido probado en ocho glaciares en Alaska, Washington, Austria y Nepal. Los saldos anuales calculados se comparan con los saldos 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 del GMB (equilibrio de masa de glaciares) en ptaagmb.com. Las regresiones lineales del modelo versus las mediciones de equilibrio manual 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 versus los balances anuales medidos arroja valores de R 2 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 durante 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 Estados Unidos al cambio climático futuro se muestra mediante 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 el Gulkana, un glaciar de referencia del USGS. [39]
