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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 masa de hielo más grande 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 tiene más de 50.000 km2 ( 19.000 millas cuadradas). [3] Las únicas capas de hielo actuales son la capa de hielo antártica y la capa de hielo de Groenlandia . Las capas de hielo son más grandes que las plataformas de hielo o los glaciares alpinos . Las masas de hielo que cubren menos de 50.000 km2 se denominan capa de hielo . Una capa de hielo generalmente alimentará una serie de glaciares 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 derretimiento y el agua derretida lubrica la capa de hielo para que fluya más rápidamente. Este proceso produce canales de flujo rápido en la capa de hielo: se denominan corrientes de hielo .

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

El aumento de la temperatura global del aire debido al cambio climático tarda unos 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 de la superficie, produciendo más lagos supraglaciales . Estos lagos pueden suministrar agua caliente a las bases glaciares y facilitar el movimiento glaciar. [5]

En períodos geológicos anteriores ( períodos glaciares ) hubo otras capas de hielo. Durante el Último Período Glacial , en el Último Máximo Glacial , la capa de hielo Laurentide cubrió gran parte de América del Norte . En el mismo período, la capa de hielo Weichseliana cubrió el norte de Europa y la capa de hielo Patagónica cubrió el sur de América del Sur .

Descripción general

La capa de hielo de Groenlandia vista desde el espacio

Una capa de hielo es una masa de hielo que cubre una superficie terrestre de tamaño continental, lo que significa que supera los 50.000 km2 . [ 4] Las dos capas de hielo que existen actualmente en Groenlandia y la Antártida tienen una superficie mucho mayor que esta definición mínima, midiendo 1,7 millones de km2 y 14 millones de km2 , respectivamente. Ambas capas de hielo también son muy gruesas, ya que consisten en una capa de hielo continua con un espesor medio de 2 km (1 mi). [1] [6] Esta capa de hielo se forma porque la mayor parte de la nieve que cae sobre la capa de hielo nunca se derrite, y en cambio es comprimida por la masa de capas de nieve más nuevas. [4]

Este proceso de crecimiento de la capa de hielo todavía se está produciendo en la actualidad, como se puede ver claramente en un ejemplo que ocurrió durante la Segunda Guerra Mundial . Un avión de combate Lockheed P-38 Lightning se estrelló en Groenlandia en 1942. No fue recuperado hasta 50 años después. Para entonces, había quedado enterrado bajo 81 m (268 pies) de hielo que se había formado durante ese período de tiempo. [7]

Dinámica

Flujos glaciares

Tasa de flujo glacial en la capa de hielo de la Antártida.
El movimiento del hielo en la Antártida

Incluso las capas de hielo estables están en continuo movimiento a medida que el hielo fluye gradualmente hacia afuera desde la meseta central, que es el punto más alto de la capa de hielo, y hacia los márgenes. La pendiente de la capa de hielo es baja alrededor de la meseta, pero aumenta abruptamente en los márgenes. [4] Esta diferencia en la pendiente se produce debido a un desequilibrio entre la alta acumulación de hielo en la meseta central y la menor acumulación, así como una mayor ablación , en los márgenes. Este desequilibrio aumenta la tensión de corte en un glaciar hasta que comienza a fluir. La velocidad del flujo y la deformación aumentarán a medida que se acerque 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 fuerza de las bases de los glaciares individuales. Una serie de procesos alteran estos dos factores, lo que resulta en oleadas cíclicas de actividad intercaladas con períodos más largos de inactividad, en escalas de tiempo que van desde una hora (es decir, flujos de marea) hasta el centenario (ciclos de Milankovich). [9]

En una base horaria no relacionada, 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 establece 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, en cambio, las oleadas ocurren aproximadamente cada 12 horas. [11]

El aumento de la temperatura global del aire debido al cambio climático tarda unos 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 de la superficie, produciendo más lagos supraglaciales . Estos lagos pueden alimentar agua caliente a las bases glaciares y facilitar el movimiento glaciar. [5] Los lagos de un diámetro superior a ~300 m son capaces de crear una grieta llena de líquido en la interfaz glaciar/lecho. Cuando se forman estas grietas, la totalidad del contenido (relativamente cálido) del lago puede llegar a la base del glaciar en tan solo 2 a 18 horas, lubricando el lecho y haciendo que el glaciar se mueva . [13] El agua que llega al lecho de un glaciar puede congelarse allí, aumentando el espesor del glaciar empujándolo hacia arriba desde abajo. [14]

Condiciones de contorno

El colapso de la plataforma de hielo Larsen B tuvo efectos profundos en las velocidades de sus glaciares alimentadores.
Flujos de hielo acelerados después de la ruptura de una plataforma de hielo

A medida que 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  Esas plataformas de hielo luego 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 alimentado a la plataforma por la corriente de agua profunda circumpolar , que es 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 de ellas, mientras que la ausencia de una plataforma de hielo resulta desestabilizadora. Por ejemplo, cuando la plataforma de hielo Larsen B en la península Antártica se derrumbó en tres semanas en febrero de 2002, los cuatro glaciares que se encontraban detrás de ella ( 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 aceleraron su movimiento. [16]

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

Inestabilidad de la capa de hielo marino

En la década de 1970, Johannes Weertman propuso que, debido a que el agua de mar es más densa que el hielo, las capas de hielo que se encuentran por debajo del nivel del mar se vuelven inherentemente menos estables a medida que se derriten debido al principio de Arquímedes . [17] En efecto, estas capas de hielo marino deben tener suficiente masa para superar la masa del agua de mar desplazada por el hielo, lo que requiere un exceso de espesor. A medida que la capa de hielo se derrite y se vuelve más delgada, el peso del hielo suprayacente disminuye. En un momento determinado, 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 marino (MISI). [17] [18]

Incluso si la capa de hielo está en tierra por debajo del nivel del mar, no puede ocurrir MISI 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 tierra , es particularmente estable si está restringido en una ensenada . [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 tierra probablemente coincidiría con la acumulación anual de hielo de la nieve río 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 un efecto de contrafuerte menos sobre la capa de hielo, la llamada tensión posterior aumenta y la línea de tierra es empujada hacia atrás. [18] Es probable que la capa de hielo comience a perder más hielo desde la nueva ubicación de la línea de tierra y, por lo tanto, se vuelva más liviana y menos capaz de desplazar el agua de mar. Esto eventualmente empuja la línea de tierra aún más hacia atrás, creando un mecanismo de autorreforzamiento . [18] [20]

Ubicaciones vulnerables

Distribución de los puntos críticos de agua de deshielo causados ​​por pérdidas de hielo en la bahía de Pine Island , la ubicación de 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 está situada por debajo del 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 la MISI, y ambos glaciares han estado adelgazándose y acelerándose rápidamente en las últimas décadas. [24] [25] [26] [27] Como resultado, el aumento del nivel del mar de la capa de hielo podría acelerarse en decenas de centímetros solo en 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 que se sabe que está sujeto a 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 casi monótonamente en las últimas décadas, [30] lo que sugiere que es posible un retroceso rápido en el futuro cercano, 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 en la Antártida que no se cree que sea sensible al calentamiento. [26] En última instancia, incluso un aumento geológicamente rápido del nivel del mar 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 marino

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

Un proceso relacionado conocido como inestabilidad de los acantilados de hielo marino (MICI) postula que los acantilados de hielo que superan los ~ 90 m ( 295+1 ⁄ 2  pie) de altura sobre el suelo y son ~800 m ( 2,624+1 ⁄ 2  pie) de altura basal (subterránea) es probable que colapsen por su propio peso una vez que el hielo periférico que los estabiliza desaparezca. [36] Su colapso luego expone las masas de hielo que las siguen a la misma inestabilidad, lo que potencialmente resulta en un ciclo autosostenido 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 desde la Antártida. [18] [37] [19] [38] Esta teoría había sido muy influyente: en una encuesta de 2020 a 106 expertos, el documento que había presentado esta teoría se consideró más importante incluso que el Quinto Informe de Evaluación del IPCC del año 2014. [39] Las proyecciones de aumento del nivel del mar que involucran MICI son mucho más grandes que las otras, 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 en los acantilados de hielo. [41] [36] [42] La investigación en Pine Island Bay en la Antártida Occidental (la ubicación de Thwaites y el glaciar Pine Island ) había encontrado excavaciones en el fondo marino por el hielo del período Younger Dryas que parece consistente con MICI. [43] [41] Sin embargo, indica un retroceso "relativamente rápido" pero aún prolongado de la capa de hielo, 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 retroceso de la MICI, la estructura de la bahía glaciar (vista desde arriba) determinará en gran medida la velocidad a la que se producirá. Las bahías que son profundas o estrechas hacia la salida experimentarían un retroceso mucho menos rápido que el opuesto [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 parecía a las predicciones del colapso del acantilado de hielo al menos hasta fines de 2013, [41] [46] pero un evento observado en el glaciar Helheim en agosto de 2014 puede ajustarse a la definición. [41] [47] Además, el modelado realizado después de la hipótesis inicial indica que la inestabilidad del acantilado de hielo requeriría un colapso de la plataforma de hielo increíblemente rápido (es decir, dentro de una hora durante ~ 90 m ( 295+acantilados de 1 ⁄ 2  pie 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, conocidos 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 se puede descartar de manera efectiva si el SLR en ese momento era inferior a 4 m (13 pies), mientras que es muy probable que si el SLR fuera mayor a 6 m ( 19+1 ⁄ 2  pie). [41] A partir de 2023, el análisis más reciente indica que es poco probable que el último nivel del mar interglacial haya sido superior a 2,7 m (9 pies), [52] ya que los valores más altos en otras investigaciones, como5,7 m ( 18+1 ⁄ 2  pie), [53] parecen inconsistentes con los nuevosdatos 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

Capa de hielo de la Antártida

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 medio de más de 2 kilómetros (1,2 mi). Es la más grande 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 de la Tierra. Su superficie es casi continua, y las únicas zonas libres de hielo en el continente son los valles secos, los nunataks de las cordilleras antárticas y el lecho rocoso costero escaso . Sin embargo, a menudo se subdivide en capa de hielo de la Antártida Oriental (EAIS), capa de hielo de la Antártida Occidental (WAIS) y península Antártica (AP), debido a las grandes diferencias en topografía , flujo de hielo y balance de masa glaciar entre las tres regiones.

Capa de hielo de la Antártida occidental

La capa de hielo de la Antártida Occidental (WAIS) es el segmento de la capa de hielo continental que cubre la Antártida Occidental , la porción de la Antártida en el lado de las Montañas Transantárticas que se encuentra en el hemisferio occidental . Se clasifica como una capa de hielo de base marina, lo que significa que su lecho se encuentra muy por debajo del nivel del mar y sus bordes desembocan en plataformas de hielo flotantes. La WAIS está delimitada por la plataforma de hielo Ross , la plataforma de hielo Ronne y los glaciares de salida que desembocan en el mar de Amundsen . [56]

Como una parte más pequeña de la Antártida, WAIS también se ve más fuertemente afectada por el cambio climático . Ha habido un calentamiento sobre la capa de hielo desde la década de 1950, [57] [58] y un retroceso sustancial de sus glaciares costeros desde al menos la década de 1990. [59] Las estimaciones sugieren que agregó alrededor de 7,6 ± 3,9 mm ( 19 ⁄ 64  ±  5 ​​⁄ 32  pulgadas) al aumento global del nivel del mar entre 1992 y 2017, [60] 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. [61] Si bien algunas de sus pérdidas se compensan con el crecimiento de la capa de hielo de la Antártida Oriental , la Antártida en su conjunto probablemente perderá suficiente hielo para 2100 para agregar 11 cm (4,3 pulgadas) a los niveles del mar. Además, la inestabilidad de la capa de hielo marino puede aumentar esta cantidad en decenas de centímetros, en particular en condiciones de alto calentamiento. [62] El agua de deshielo fresca de WAIS también contribuye a la estratificación del océano y diluye la formación de agua salada del fondo antártico , lo que desestabiliza la circulación de retorno del Océano Austral . [62] [63] [64]

A largo plazo, es probable que la capa de hielo de la Antártida occidental desaparezca debido al calentamiento que ya se ha producido. [65] La evidencia paleoclimática sugiere que esto ya ha sucedido durante el período Eemiense , cuando las temperaturas globales eran similares a las de principios del siglo XXI. [66] [67] Se cree que la pérdida de la capa de hielo se produciría entre 2.000 y 13.000 años en el futuro, [68] [69] aunque varios siglos de altas emisiones pueden acortar este tiempo a 500 años. [70] Se producirían 3,3 m (10 pies 10 pulgadas) de aumento del nivel del mar si la capa de hielo colapsa pero deja atrás capas de hielo 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, [71] pero esto requeriría un mayor nivel de calentamiento. [72] El rebote isostático de tierra libre de hielo también puede añadir alrededor de 1 m (3 pies 3 pulgadas) al nivel global del mar durante otros 1.000 años. [70]

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. [73] 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, [74] pero sería extraordinariamente difícil y puede que no explique la aceleración en curso del calentamiento del océano en el área. [65] 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 así requeriría una de las mayores intervenciones de ingeniería civil de la historia.

Capa de hielo de la Antártida Oriental

La capa de hielo de la Antártida Oriental (EAIS) se encuentra entre 45° oeste y 168° este longitudinalmente. Se formó por primera vez hace unos 34 millones de años, [77] y es la capa de hielo más grande de todo el planeta, con un volumen mucho mayor que la capa de hielo de Groenlandia o la capa de hielo de la Antártida Occidental (WAIS), de las que está separada por las Montañas Transantárticas . La capa de hielo tiene alrededor de 2,2 km (1,4 mi) de espesor en promedio y tiene 4.897 m (16.066 pies) en su punto más grueso. [78] También es el hogar del Polo Sur geográfico , el Polo Sur Magnético y la Estación Amundsen-Scott del Polo Sur .

La superficie de la 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 elevación de la superficie [79] dan como resultado los registros de temperaturas frías registrados de casi -100 °C (-148 °F). [80] [81] 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 vuelve más fría a mayor altitud, la atmósfera durante el invierno antártico es más fría en la superficie que en sus capas medias. 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. [79]

Debido a estos factores, la Antártida Oriental había experimentado un ligero enfriamiento durante décadas mientras que el resto del mundo se calentaba como resultado del cambio climático . El calentamiento claro sobre la Antártida Oriental solo comenzó a ocurrir desde el año 2000, y no se detectó de manera concluyente hasta la década de 2020. [82] [83] A principios de la década de 2000, el enfriamiento sobre la Antártida Oriental aparentemente superó el calentamiento sobre el resto del continente fue malinterpretado con frecuencia por los medios y ocasionalmente utilizado como un argumento para la negación del cambio climático . [84] [85] [86] Después de 2009, las mejoras en el registro instrumental de temperatura de la Antártida han demostrado que el calentamiento sobre la Antártida Occidental resultó en un calentamiento neto constante en todo el continente desde 1957. [87]

Debido a que la capa de hielo de la Antártida Oriental apenas se ha calentado, todavía está ganando hielo en promedio. [88] [89] por ejemplo, los datos satelitales GRACE indicaron una ganancia de masa de la Antártida Oriental de 60 ± 13 mil millones de toneladas por año entre 2002 y 2010. [90] Es más probable que primero vea pérdidas sostenidas de hielo en sus lugares más vulnerables, como el glaciar Totten y la cuenca Wilkes . Esas áreas a veces se describen colectivamente como las cuencas subglaciales de la Antártida Oriental, y se cree que una vez que el calentamiento alcance alrededor de 3 °C (5,4 °F), entonces comenzarían a colapsar durante un período de alrededor de 2000 años, [91] [92] Este colapso finalmente agregaría entre 1,4 m (4 pies 7 pulgadas) y 6,4 m (21 pies 0 pulgadas) a los niveles del mar, dependiendo del modelo de capa de hielo utilizado. [93] La EAIS en su conjunto contiene suficiente hielo para elevar los niveles globales del mar en 53,3 m (175 pies). [78] Sin embargo, se necesitaría un calentamiento global de entre 5 °C (9,0 °F) y 10 °C (18 °F), y un mínimo de 10.000 años para que se perdiera toda la capa de hielo. [91] [92]

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 1,67 km (1,0 mi), y más de 3 km (1,9 mi) en su espesor máximo. [96] Tiene casi 2.900 kilómetros (1.800 mi) de largo en dirección norte-sur, con un ancho máximo de 1.100 kilómetros (680 mi) 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 aproximadamente el 12% del área de la capa de hielo de la Antártida . [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 capas de hielo durante al menos 18 millones de años, [102] pero una única capa de hielo cubrió por primera vez la mayor parte de la isla 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 es la más cálida que ha sido en los últimos 1000 años, [110] y está perdiendo hielo al ritmo más rápido en 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 de invierno, [99] pero debido al calentamiento global, la capa de hielo se está derritiendo entre dos y cinco veces más rápido que antes de 1850, [112] y las nevadas no han seguido este ritmo desde 1996. [113] Si se logra el objetivo del Acuerdo de París de permanecer por debajo de los 2 °C (3,6 °F), el derretimiento del hielo de Groenlandia por sí solo todavía agregaría alrededor de 6 cm ( 2+1 ⁄ 2  pulgada) al aumento global del nivel del mar para fines de siglo. Si no hay reducciones en las emisiones, el derretimiento agregaría alrededor de 13 cm (5 pulgadas) para 2100, [114] : 1302  con un peor caso de aproximadamente 33 cm (13 pulgadas). [115] A modo de comparación, el derretimiento hasta ahora ha contribuido con1,4 cm ( 1 ⁄ 2  pulgada) desde 1972, [116] mientras que el aumento del nivel del mar de 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 millas cúbicas) de la capa de hielo se derritieran, aumentaría el nivel global del mar 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 que este derretimiento fuera inevitable. [101] Sin embargo, 1,5 °C (2,7 °F) aún provocaría una pérdida de hielo equivalente a 1,4 m ( 4+1 ⁄ 2  pie) de aumento del nivel del mar, [118] y se perderá más hielo si las temperaturas superan ese nivel antes de disminuir. [101] Si las temperaturas globales continúan aumentando, la capa de hielo probablemente desaparecerá dentro de 10.000 años. [119] [120] Con un calentamiento muy alto, su vida útil futura se reduce a alrededor de 1.000 años. [115]

Papel en el ciclo del carbono

Depósitos y flujos de carbono en las capas de hielo actuales (2019) y su 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 depósitos 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 en gran medida se las ignoraba en los modelos globales. En la década de 2010, las investigaciones habían demostrado la existencia de comunidades microbianas especialmente adaptadas , altas tasas de erosión biogeoquímica y física en las capas de hielo y un almacenamiento y reciclaje de carbono orgánico superior a 100 mil millones de toneladas. [121]

Existe un enorme contraste en el almacenamiento de carbono entre las dos capas de hielo. Mientras que solo hay entre 500 y 2700 millones de toneladas de carbono puro debajo de la capa de hielo de Groenlandia, se cree que hay entre 6000 y 21000 millones de toneladas de carbono puro debajo de la Antártida. [121] Este carbono puede actuar como un factor de retroalimentación del cambio climático si se libera gradualmente a través del agua de deshielo, lo que aumenta las emisiones generales de dióxido de carbono . [122]

A modo de comparación, el permafrost del Ártico contiene entre 1400 y 1650 mil millones de toneladas . [123] También a modo de comparación, las emisiones anuales de dióxido de carbono causadas por los seres humanos ascienden a alrededor de 40 mil millones de toneladas de CO 2 . [28] : 1237 

En Groenlandia, hay 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 grandes cantidades de bacterias metanotróficas , que limitan esas emisiones. [125] [126]

En escalas de tiempo geológicas

Una reconstrucción de cómo probablemente habrían ocurrido los eventos de Heinrich, con la capa de hielo Laurentide creciendo primero hasta una posición insostenible, donde la base de su periferia se vuelve demasiado cálida, y luego perdiendo hielo rápidamente hasta reducirse a un tamaño sostenible [127].

Normalmente, las transiciones entre estados glaciales e interglaciales están regidas 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 de la Tierra y su ángulo con respecto al Sol, causados ​​por la atracción gravitatoria de otros planetas a medida que pasan por sus propias órbitas. [128] [129]

Por ejemplo, durante al menos los últimos 100.000 años, partes de la capa de hielo que cubre gran parte de América del Norte, la capa de hielo Laurentide, se rompieron enviando grandes flotillas de icebergs al Atlántico Norte. Cuando estos icebergs se derritieron, dejaron caer las rocas y otras rocas continentales que transportaban, dejando capas conocidas como escombros arrastrados por el hielo . Estos llamados eventos Heinrich , llamados así por su descubridor Hartmut Heinrich , parecen tener una periodicidad de 7.000 a 10.000 años y ocurren durante períodos fríos dentro del último interglaciar. [130]

Los ciclos internos de "atracón-purga" de la capa de hielo pueden ser responsables de los efectos observados, en los que el hielo se acumula hasta niveles inestables y luego una parte de la capa de hielo colapsa. Los factores externos también pueden desempeñar un papel en el forzamiento de las capas de hielo. Los eventos Dansgaard-Oeschger son calentamientos abruptos del hemisferio norte que ocurren en el espacio de quizás 40 años. Si bien estos eventos D-O ocurren directamente después de cada evento Heinrich, también ocurren con mayor frecuencia, aproximadamente cada 1500 años; a partir de esta evidencia, los paleoclimatólogos suponen que los mismos forzamientos pueden impulsar tanto los eventos Heinrich como los D-O. [131]

La asincronía hemisférica en el comportamiento de las capas de hielo se ha observado vinculando picos de metano a corto plazo en los núcleos de hielo de Groenlandia y los núcleos de hielo de la Antártida. Durante los eventos Dansgaard-Oeschger , el hemisferio norte se calentó considerablemente, lo que aumentó drásticamente la liberación de metano de los humedales, que de otro modo serían tundra durante las épocas glaciares. Este metano se distribuye rápidamente de manera uniforme por todo el mundo, incorporándose al hielo de la Antártida y Groenlandia. Con este vínculo, los paleoclimatólogos han podido decir que las capas de hielo de Groenlandia solo comenzaron a calentarse después de que la capa de hielo de la Antártida se hubiera estado calentando durante varios miles de años. Por qué ocurre este patrón aún está abierto a debate. [132] [133]

Capa de hielo de la Antártida en escalas de tiempo geológicas

Los cambios de temperatura climática polar a lo largo del Cenozoico muestran la glaciación de la Antártida hacia el final 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, hace entre 60 [134] y 45,5 millones de años [135], y se intensificó durante la extinción masiva del Eoceno-Oligoceno hace unos 34 millones de años. Los niveles de CO2 eran entonces de unas 760 ppm [136] y habían ido 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 isotópica del 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 cierto tamaño [138] . La apertura del Pasaje de Drake también puede 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 se redujo un poco durante la época cálida del Plioceno temprano , hace aproximadamente cinco a 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 en escalas de tiempo geológicas

Cronología de la formación de la capa de hielo desde hace 2,9 a 2,6 millones de años [98]

Aunque hay evidencia 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 inicialmente no eran adecuadas para que se desarrollara 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 una elevación y, en última instancia, formaron la superficie de la planicie superior a una altura de 2000 a 3000 metros sobre el nivel del mar . [143] [144]

Un levantamiento posterior, durante el Plioceno , formó una superficie de planicie 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 planicie. 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. [143] [144] Tan recientemente como hace 3 millones de años, durante el período cálido del Plioceno, el hielo de Groenlandia se limitaba a los picos más altos del este y el sur. [145] La cubierta de hielo se expandió gradualmente desde entonces, [103] hasta que los niveles atmosféricos de CO2 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 casquetes polares dispares se conectaran y cubrieran la mayor parte de la isla. [98]

Véase también

Referencias

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