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Inestabilidad de la capa de hielo marina

Un collage de imágenes y animaciones para explicar los cambios que están ocurriendo en la capa de hielo de la Antártida occidental, narrado por el glaciólogo Eric Rignot.

La inestabilidad de la capa de hielo marina (MISI) describe la posibilidad de que las capas de hielo encalladas por debajo del nivel del mar se desestabilicen de manera desbocada. El mecanismo fue propuesto por primera vez en la década de 1970 [1] [2] por Johannes Weertman y rápidamente fue identificado como un medio por el cual incluso un calentamiento antropogénico gradual podría conducir a un aumento relativamente rápido del nivel del mar . [3] [4] En la Antártida, la capa de hielo de la Antártida occidental , la cuenca subglacial de la Aurora y la cuenca de Wilkes están enterradas por debajo del nivel del mar y están inherentemente sujetas a MISI.

General

El término capa de hielo marina describe una capa de hielo cuya base descansa en el suelo debajo del nivel del mar, y la inestabilidad de la capa de hielo marina describe la naturaleza precaria inherente de las capas de hielo marinas debido al principio de Arquímedes . Debido a que el agua de mar es más densa que el hielo, las capas de hielo marinas sólo pueden permanecer estables cuando el hielo es lo suficientemente grueso como para que su masa supere la masa del agua de mar desplazada por el hielo. En otras palabras, dondequiera que exista hielo por debajo del nivel del mar, se mantiene en su lugar sólo por el peso del hielo que lo cubre. A medida que una capa de hielo marino se derrite, el peso del hielo que la cubre disminuye. Si el derretimiento provoca un adelgazamiento más allá de un umbral crítico, es posible que el hielo suprayacente ya no sea lo suficientemente pesado como para evitar que el hielo submarino que se encuentra debajo se levante del suelo, permitiendo que el agua penetre por debajo.

La ubicación de la línea de puesta a tierra , el límite entre la capa de hielo y las plataformas de hielo flotantes, es en este caso inestable. La cantidad de hielo que fluye sobre la línea de puesta a tierra inicialmente coincide con la producción de hielo de la nieve aguas arriba. Cuando la línea de conexión a tierra se empuja hacia atrás, debido, por ejemplo, al derretimiento con agua tibia, la capa de hielo es más gruesa en la nueva ubicación de la línea de conexión a tierra y la cantidad total de hielo que fluye a través de ella puede aumentar. (Esto depende de la pendiente de la superficie subaérea .) Como esto hace que la capa de hielo pierda masa, la línea de tierra se empuja aún más hacia atrás y este mecanismo de autorrefuerzo es la causa de la inestabilidad. Las capas de hielo de este tipo han acelerado su retroceso. [5] [6]

Estrictamente hablando, la teoría MISI sólo es válida si las plataformas de hielo flotan libremente y no están constreñidas en una bahía . [7]

La perturbación inicial o el retroceso de la línea de tierra podría ser causado por las altas temperaturas del agua en la base de las plataformas de hielo , de modo que el derretimiento aumenta (derretimiento basal). Las plataformas de hielo adelgazadas, que antes estabilizaban la capa de hielo, ejercen menos efecto de refuerzo (tensión de espalda). [5]

Inestabilidad del acantilado de hielo marino

Un proceso relacionado conocido como Inestabilidad de los Acantilados de Hielo Marinos (MICI, por sus siglas en inglés) postula que, debido a las características físicas del hielo, los acantilados de hielo subaéreos que superan ~90 metros de altura probablemente colapsen bajo su propio peso y podrían provocar un retroceso descontrolado de la capa de hielo en un Moda similar a MISI. [5] Para una capa de hielo situada por debajo del nivel del mar con un lecho inclinado hacia el interior, la falla de los acantilados de hielo elimina el hielo periférico, lo que luego expone acantilados de hielo más altos e inestables, perpetuando aún más el ciclo de falla y retroceso del frente de hielo. El derretimiento de la superficie puede mejorar aún más el MICI mediante encharcamiento e hidrofractura. [7] [8]

Calentamiento del océano

Esquema de retroalimentaciones amplificadoras de estratificación y precipitación. Estratificación: el aumento del flujo de agua dulce reduce la densidad del agua superficial, lo que reduce la formación de AABW, atrapa el calor de NADW y aumenta el derretimiento de la plataforma de hielo. Precipitación: el aumento del flujo de agua dulce enfría la capa mixta del océano, aumenta el área de hielo marino, lo que provoca que las precipitaciones caigan antes de llegar a la Antártida, lo que reduce el crecimiento de la capa de hielo y aumenta el enfriamiento de la superficie del océano. El hielo en la Antártida occidental y en la cuenca de Wilkes, en la Antártida oriental, es más vulnerable debido a la inestabilidad de los lechos retrógrados.

Según un estudio publicado en 2016, el agua fría de deshielo enfría la capa superficial del océano, actúa como una tapa y también afecta las aguas más profundas al aumentar el calentamiento del subsuelo del océano y facilitar así el derretimiento del hielo.

Nuestros experimentos de "agua dulce pura" muestran que la tapa de baja densidad provoca el calentamiento de las profundidades del océano, especialmente en las profundidades de las líneas de conexión a tierra de las plataformas de hielo que proporcionan la mayor parte de la fuerza restrictiva que limita la descarga de la capa de hielo. [9]

Otra teoría discutida en 2007 sobre el aumento de las aguas cálidas del fondo es que los cambios en los patrones de circulación del aire han llevado a un mayor afloramiento de aguas cálidas y profundas del océano a lo largo de la costa de la Antártida y que esta agua cálida ha aumentado el derretimiento de las plataformas de hielo flotantes. [10] Un modelo oceánico ha demostrado cómo los cambios en los vientos pueden ayudar a canalizar el agua a lo largo de canales profundos en el fondo del mar, hacia las plataformas de hielo de los glaciares de salida. [11]

Observaciones

En la Antártida occidental, se ha identificado que los glaciares Thwaites y Pine Island son potencialmente propensos a MISI, y ambos glaciares se han adelgazado y acelerado rápidamente en las últimas décadas. [12] [13] [14] [15] En la Antártida Oriental, el glaciar Totten es el glaciar más grande que se sabe que está sujeto a MISI, [16] y su contribución potencial al aumento del nivel del mar es comparable a la de todo el hielo de la Antártida Occidental. Hoja. El glaciar Totten ha estado perdiendo masa de manera casi monótona en las últimas décadas, [17] lo que sugiere que es posible un rápido retroceso en un futuro cercano, aunque se sabe que el comportamiento dinámico de la plataforma de hielo Totten varía en escalas de tiempo estacionales a interanuales. [18] [19] [20] La cuenca Wilkes es la única cuenca submarina importante en la Antártida que no se cree que sea sensible al calentamiento. [14]

En octubre de 2023, un estudio publicado en Nature Climate Change proyectó que el calentamiento de los océanos a aproximadamente el triple de la tasa histórica probablemente sea inevitable en el siglo XXI, sin diferencias significativas entre los escenarios de emisiones de rango medio y el logro de los objetivos más ambiciosos del Acuerdo de París. lo que sugiere que la mitigación de los gases de efecto invernadero tiene una capacidad limitada para prevenir el colapso de la capa de hielo de la Antártida occidental . [21]

Ver también

Referencias

  1. ^ Weertman, J. (1974). "Estabilidad de la unión de una capa de hielo y una plataforma de hielo". Revista de Glaciología . 13 (67): 3–11. doi : 10.3189/S0022143000023327 . ISSN  0022-1430.
  2. ^ Thomas, Robert H.; Bentley, Charles R. (1978). "Un modelo para la retirada holocena de la capa de hielo de la Antártida occidental". Investigación Cuaternaria . 10 (2): 150-170. Código Bib : 1978QuRes..10..150T. doi :10.1016/0033-5894(78)90098-4. ISSN  0033-5894. S2CID  129039758.
  3. ^ Mercer, JH (1978). "La capa de hielo de la Antártida occidental y el efecto invernadero del CO2: una amenaza de desastre". Naturaleza . 271 (5643): 321–325. Código Bib :1978Natur.271..321M. doi :10.1038/271321a0. ISSN  0028-0836. S2CID  4149290.
  4. ^ Vaughan, David G. (20 de agosto de 2008). "Colapso de la capa de hielo de la Antártida occidental: la caída y el ascenso de un paradigma" (PDF) . Cambio climático . 91 (1–2): 65–79. Código Bib : 2008ClCh...91...65V. doi :10.1007/s10584-008-9448-3. ISSN  0165-0009. S2CID  154732005.
  5. ^ a B C David Pollard; Robert M. DeConto; Richard B. Callejón (2015). "Posible retirada de la capa de hielo de la Antártida impulsada por la hidrofractura y la falla de los acantilados de hielo". Naturaleza . 412 : 112-121. Código Bib : 2015E y PSL.412..112P. doi : 10.1016/j.epsl.2014.12.035 .
  6. ^ David Docquier (2016). "Inestabilidad de la capa de hielo marino" para principiantes"". EGÚ .
  7. ^ ab Pattyn, Frank (2018). "El cambio de paradigma en la modelización de la capa de hielo de la Antártida". Comunicaciones de la naturaleza . 9 (1): 2728. Código bibliográfico : 2018NatCo...9.2728P. doi :10.1038/s41467-018-05003-z. ISSN  2041-1723. PMC 6048022 . PMID  30013142. 
  8. ^ Dow, Christine F.; Lee, Won Sang; Greenbaum, Jamin S.; Greene, Chad A.; Blankenship, Donald D.; Poinar, Kristin; Forrest, Alejandro L.; Joven, Duncan A.; Zappa, Christopher J. (1 de junio de 2018). "Los canales basales impulsan la hidrología superficial activa y la fractura transversal de la plataforma de hielo". Avances científicos . 4 (6): eaao7212. Código Bib : 2018SciA....4.7212D. doi :10.1126/sciadv.aao7212. ISSN  2375-2548. PMC 6007161 . PMID  29928691. 
  9. ^ J. Hansen; M. Sato; P. Abundante; R. Ruedy; el señor Kelley; V. Masson-Delmotte; G. Russell; G. Tselioudis; J. Cao; E. Rignot; I. Velicogna; E. Kandiano; K. von Schuckmann; P. Kharecha; AN Legrande; Sr. Bauer; K.-W. Lo (2016). "Derretimiento del hielo, aumento del nivel del mar y supertormentas: evidencia de datos paleoclimáticos, modelos climáticos y observaciones modernas de que un calentamiento global de 2 ° C podría ser peligroso". Química y Física Atmosférica . 16 (6): 3761–3812. arXiv : 1602.01393 . Código Bib : 2016ACP....16.3761H. doi : 10.5194/acp-16-3761-2016 . S2CID  9410444.
  10. ^ "Declaración: El adelgazamiento de la capa de hielo de la Antártida occidental exige un mejor seguimiento para reducir la incertidumbre sobre el posible aumento del nivel del mar". Jsg.utexas.edu . Consultado el 26 de octubre de 2017 .
  11. ^ Thoma, M.; Jenkins, A.; Holanda, D.; Jacobs, S. (2008). "Modelado de intrusiones circumpolares de aguas profundas en la plataforma continental del mar de Amundsen, Antártida" (PDF) . Cartas de investigación geofísica . 35 (18): L18602. Código Bib : 2008GeoRL..3518602T. doi :10.1029/2008GL034939. S2CID  55937812.
  12. ^ "Después de décadas de pérdida de hielo, la Antártida ahora está sufriendo una hemorragia". El Atlántico . 2018.
  13. ^ "Inestabilidad de la capa de hielo marina". AntártidaGlaciers.org . 2014.
  14. ^ ab Gardner, AS; Moholdt, G.; Scambos, T.; Fahnstock, M.; Ligtenberg, S.; van den Broeke, M.; Nilsson, J. (13 de febrero de 2018). "Aumento de la descarga de hielo de la Antártida occidental y sin cambios en la Antártida oriental durante los últimos 7 años". La criósfera . 12 (2): 521–547. Código Bib : 2018TCry...12..521G. doi : 10.5194/tc-12-521-2018 . ISSN  1994-0424.
  15. ^ Equipo IMBIE (2018). "Balance de masa de la capa de hielo antártica de 1992 a 2017". Naturaleza . 558 (7709): 219–222. Código Bib :2018Natur.558..219I. doi :10.1038/s41586-018-0179-y. hdl :2268/225208. ISSN  0028-0836. PMID  29899482. S2CID  49188002.
  16. ^ Joven, Duncan A.; Wright, Andrés P.; Roberts, Jason L.; Warner, Roland C.; Joven, Neal W.; Greenbaum, Jamin S.; Schroeder, Dustin M.; Holt, John W.; Sugden, David E. (2 de junio de 2011). "Una capa de hielo dinámica de la Antártida oriental temprana sugerida por paisajes de fiordos cubiertos de hielo". Naturaleza . 474 (7349): 72–75. Código Bib :2011Natur.474...72Y. doi : 10.1038/naturaleza10114. ISSN  0028-0836. PMID  21637255. S2CID  4425075.
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  18. ^ Greene, Chad A.; Joven, Duncan A.; Gwyther, David E.; Galton-Fenzi, Benjamin K.; Blankenship, Donald D. (2018). "Dinámica estacional de la plataforma de hielo Totten controlada por contrafuertes de hielo marino". La criósfera . 12 (9): 2869–2882. Código Bib : 2018TCry...12.2869G. doi : 10.5194/tc-12-2869-2018 . ISSN  1994-0416.
  19. ^ Roberts, Jason; Galton-Fenzi, Benjamin K.; Paolo, Fernando S.; Donnelly, Claire; Gwyther, David E.; Padman, Laurie; Joven, Duncan; Warner, Roland; Greenbaum, Jamin (23 de agosto de 2017). "Variabilidad forzada por el océano de la pérdida de masa del glaciar Totten" (PDF) . Sociedad Geológica, Londres, Publicaciones especiales . 461 (1): 175–186. Código Bib : 2018GSLSP.461..175R. doi : 10.1144/sp461.6 . ISSN  0305-8719.
  20. ^ Greene, Chad A.; Blankenship, Donald D.; Gwyther, David E.; Silvano, Alejandro; Wijk, Esmee van (1 de noviembre de 2017). "El viento provoca el derretimiento y la aceleración de la plataforma de hielo Totten". Avances científicos . 3 (11): e1701681. Código Bib : 2017SciA....3E1681G. doi :10.1126/sciadv.1701681. ISSN  2375-2548. PMC 5665591 . PMID  29109976. 
  21. ^ Travieso, Kaitlin A.; Holanda, Paul R.; De Rydt, enero (23 de octubre de 2023). "Aumento futuro inevitable en el derretimiento de la plataforma de hielo de la Antártida occidental durante el siglo XXI". Naturaleza Cambio Climático . 13 (11): 1222-1228. doi : 10.1038/s41558-023-01818-x . S2CID  264476246.

Otras lecturas

enlaces externos