La retroalimentación hielo-albedo es una retroalimentación del cambio climático , en la que un cambio en el área de los casquetes polares , los glaciares y el hielo marino altera el albedo y la temperatura de la superficie de un planeta. Debido a que el hielo es muy reflectante, refleja mucha más energía solar hacia el espacio que el agua abierta o cualquier otra cubierta terrestre . [1] Ocurre en la Tierra y también puede ocurrir en exoplanetas . [2]
Dado que las latitudes más altas tienen las temperaturas más frías, es más probable que tengan una cubierta de nieve perenne , glaciares generalizados y capas de hielo, hasta incluir el potencial de formar capas de hielo . [3] Sin embargo, si se produce un calentamiento, las temperaturas más altas reducirían el área cubierta de hielo y expondrían más agua o tierra abiertas. El albedo disminuye y, por lo tanto, se absorbe más energía solar, lo que conduce a un mayor calentamiento y una mayor pérdida de las partes reflectantes de la criosfera . Inversamente, las temperaturas más frías aumentan la cubierta de hielo, lo que aumenta el albedo y da como resultado un mayor enfriamiento, lo que hace que sea más probable una mayor formación de hielo. [4]
Por lo tanto, la retroalimentación hielo-albedo juega un papel importante en el cambio climático global . Fue importante tanto para el comienzo de las condiciones de la Tierra Bola de Nieve hace casi 720 millones de años como para su final hace unos 630 millones de años: [5] la desglaciación probablemente había involucrado un oscurecimiento gradual del albedo debido a la acumulación de polvo . [6] En un pasado geológicamente más reciente, esta retroalimentación fue un factor central en los avances y retrocesos de la capa de hielo durante el período Pleistoceno (hace ~2,6 Ma a ~10 ka). [7] Más recientemente, los aumentos de las emisiones de gases de efecto invernadero causados por los humanos han tenido muchos impactos en todo el mundo, y la disminución del hielo marino del Ártico había sido uno de los más visibles. A medida que la capa de hielo marino se encoge y refleja menos luz solar, [8] el Ártico se calienta hasta cuatro veces más rápido que el promedio mundial. [9] A nivel mundial, la pérdida de hielo que ha durado décadas en el Ártico y la disminución más reciente del hielo marino en la Antártida han tenido el mismo impacto de calentamiento entre 1992 y 2018 que el 10% de todos los gases de efecto invernadero emitidos durante el mismo período. [10]
La retroalimentación hielo-albedo ha estado presente en algunos de los primeros modelos climáticos , por lo que han estado simulando estos impactos observados durante décadas. [3] [11] En consecuencia, sus proyecciones de calentamiento futuro también incluyen futuras pérdidas de hielo marino junto con los otros impulsores del cambio climático. [12] Se estima que la pérdida persistente durante el verano ártico, cuando el sol brilla más intensamente y la falta de superficie reflectante tiene los mayores impactos, produciría un calentamiento global de alrededor de 0,19 °C (0,34 °F). [12] [13] También hay estimaciones de modelos del impacto del calentamiento por la pérdida de glaciares de montaña y las capas de hielo en Groenlandia y la Antártida . Sin embargo, el calentamiento por su pérdida es generalmente menor que el de la disminución del hielo marino, y también tomaría mucho tiempo para verse en su totalidad. [12] [14]
En la década de 1950, los primeros climatólogos como Syukuro Manabe ya habían intentado describir el papel de la capa de hielo en el balance energético de la Tierra . [11] En 1969, tanto Mikhail Ivanovich Budyko de la URSS como William D. Sellers de los Estados Unidos publicaron artículos que presentaban algunos de los primeros modelos climáticos de balance energético para demostrar que la reflectividad del hielo tenía un impacto sustancial en el clima de la Tierra, y que los cambios en la capa de nieve y hielo en cualquier dirección podían actuar como una poderosa retroalimentación. [1] [15] [16] [11]
Este proceso fue reconocido rápidamente como una parte crucial del modelado climático en una revisión de 1974 [3] , y en 1975, el modelo de circulación general utilizado por Manabe y Richard T. Wetherald para describir los efectos de duplicar la concentración de CO2 en la atmósfera -una medida clave de la sensibilidad climática- también había incorporado lo que describió como "retroalimentación de la capa de nieve". [17] La retroalimentación del albedo del hielo sigue estando incluida en los modelos posteriores. [12] Los cálculos de la retroalimentación también se aplican a los estudios paleoclimáticos , como los del período Pleistoceno (hace unos 2,6 Ma a unos 10 ka). [7]
La retroalimentación del albedo entre la nieve y el hielo tiene un efecto sustancial en las temperaturas regionales. En particular, la presencia de una capa de hielo y hielo marino hace que el Polo Norte y el Polo Sur sean más fríos de lo que hubieran sido sin ellos. [4] En consecuencia, la reciente disminución del hielo marino del Ártico es uno de los principales factores que explican el calentamiento del Ártico casi cuatro veces más rápido que el promedio mundial desde 1979 (el año en que comenzaron las lecturas satelitales continuas del hielo marino del Ártico), en un fenómeno conocido como amplificación del Ártico . [9]
Los estudios de modelización muestran que la fuerte amplificación del Ártico solo ocurre durante los meses en que se produce una pérdida significativa de hielo marino, y que desaparece en gran medida cuando la capa de hielo simulada se mantiene fija. [8] Por el contrario, la alta estabilidad de la capa de hielo en la Antártida, donde el espesor de la capa de hielo de la Antártida Oriental le permite elevarse casi 4 km sobre el nivel del mar, significa que este continente ha experimentado muy poco calentamiento neto en las últimas siete décadas, la mayor parte del cual se concentró en la Antártida Occidental. [18] [19] [20] La pérdida de hielo en la Antártida y su contribución al aumento del nivel del mar están impulsadas en cambio abrumadoramente por el calentamiento del Océano Austral , que había absorbido entre el 35 y el 43% del calor total absorbido por todos los océanos entre 1970 y 2017. [21]
La retroalimentación hielo-albedo también tiene un efecto menor, pero aún notable, en las temperaturas globales. Se estima que la disminución del hielo marino del Ártico entre 1979 y 2011 fue responsable de 0,21 vatios por metro cuadrado (W/m2 ) de forzamiento radiativo , lo que equivale a una cuarta parte del forzamiento radiativo de los aumentos de CO2 [13] durante el mismo período. En comparación con los aumentos acumulados en el forzamiento radiativo de los gases de efecto invernadero desde el inicio de la Revolución Industrial , es equivalente al forzamiento radiativo estimado de 2019 del óxido nitroso (0,21 W/m2 ) , casi la mitad del forzamiento radiativo de 2019 del metano (0,54 W/m2 ) y el 10% del aumento acumulado de CO2 (2,16 W/ m2 ) . [22] Entre 1992 y 2015, este efecto fue parcialmente compensado por el crecimiento de la capa de hielo marino alrededor de la Antártida , que produjo un enfriamiento de alrededor de 0,06 W/m2 por década. Sin embargo, el hielo marino antártico también había comenzado a disminuir después, y el papel combinado de los cambios en la capa de hielo entre 1992 y 2018 es equivalente al 10% de todas las emisiones antropogénicas de gases de efecto invernadero . [10]
El impacto de la retroalimentación del albedo del hielo sobre la temperatura se intensificará en el futuro a medida que se proyecta que la disminución del hielo marino del Ártico se vuelva más pronunciada, con una probable pérdida casi completa de la cubierta de hielo marino (cayendo por debajo de 1 millón de km2 ) al final del verano ártico en septiembre al menos una vez antes de 2050 en todos los escenarios de cambio climático [22] , y alrededor de 2035 en el escenario de emisiones de gases de efecto invernadero en continua aceleración. [24]
Dado que septiembre marca el final del verano ártico, también representa el nadir de la capa de hielo marino en el clima actual, con un proceso de recuperación anual que comienza en el invierno ártico . Se considera muy poco probable que haya septiembres consecutivos sin hielo en el futuro cercano, pero su frecuencia aumentará con mayores niveles de calentamiento global: un artículo de 2018 estimó que un septiembre sin hielo ocurriría una vez cada 40 años con un calentamiento de 1,5 °C (2,7 °F), pero una vez cada 8 años con un calentamiento de 2 °C (3,6 °F) y una vez cada 1,5 años con un calentamiento de 3 °C (5,4 °F). [25] Esto significa que la pérdida de hielo marino del Ártico durante septiembre o antes en el verano no sería irreversible, y en los escenarios en los que el calentamiento global comience a revertirse, su frecuencia anual también comenzaría a disminuir. Como tal, no se considera uno de los puntos de inflexión en el sistema climático . [14] [23]
Cabe destacar que, si bien la pérdida de la capa de hielo marino en septiembre sería un evento histórico con implicaciones significativas para la vida silvestre del Ártico, como los osos polares , su impacto en la retroalimentación hielo-albedo es relativamente limitado, ya que la cantidad total de energía solar que recibe el Ártico en septiembre ya es muy baja. Por otro lado, incluso una reducción relativamente pequeña en la extensión del hielo marino en junio tendría un efecto mucho mayor, ya que junio representa el pico del verano ártico y la transferencia más intensa de energía solar. [13]
Los modelos CMIP5 estiman que una pérdida total de la capa de hielo marino del Ártico entre junio y septiembre aumentaría las temperaturas globales en 0,19 °C (0,34 °F), con un rango de 0,16–0,21 °C, mientras que las temperaturas regionales aumentarían en más de 1,5 °C (2,7 °F). Esta estimación incluye no solo la retroalimentación hielo-albedo en sí, sino también sus efectos de segundo orden, como el impacto de dicha pérdida de hielo marino en la retroalimentación de la tasa de gradiente térmico , los cambios en las concentraciones de vapor de agua y las retroalimentación de las nubes regionales. [12] Dado que estos cálculos ya forman parte de todos los modelos CMIP5 y CMIP6, [26] también se incluyen en sus proyecciones de calentamiento bajo cada trayectoria de cambio climático, y no representan una fuente de calentamiento "adicional" además de sus proyecciones existentes.
Un calentamiento global muy elevado podría impedir que el hielo marino del Ártico se vuelva a formar durante el invierno ártico. A diferencia de un verano sin hielo, este invierno ártico sin hielo puede representar un punto de inflexión irreversible. Es más probable que se produzca alrededor de los 6,3 °C (11,3 °F), aunque podría ocurrir tan pronto como a los 4,5 °C (8,1 °F) o tan tarde como a los 8,7 °C (15,7 °F). [14] [23] Aunque el hielo marino del Ártico desaparecería durante un año entero, solo tendría un impacto en la retroalimentación hielo-albedo durante los meses en los que el Ártico recibe luz solar, es decir, de marzo a septiembre. La diferencia entre esta pérdida total de hielo marino y su estado de 1979 equivale a un billón de toneladas de emisiones de CO2 [13] , alrededor del 40% de los 2,39 billones de toneladas de emisiones acumuladas entre 1850 y 2019 [22] , aunque alrededor de una cuarta parte de este impacto ya se ha producido con la actual pérdida de hielo marino. En comparación con la situación actual, un invierno sin hielo tendría un impacto en el calentamiento global de 0,6 °C (1,1 °F), con un calentamiento regional de entre 0,6 °C (1,1 °F) y 1,2 °C (2,2 °F). [23]
La retroalimentación hielo-albedo también ocurre con las otras grandes masas de hielo en la superficie de la Tierra, como los glaciares de montaña , la capa de hielo de Groenlandia , la capa de hielo de la Antártida Occidental y la capa de hielo de la Antártida Oriental . Sin embargo, se espera que su derretimiento a gran escala tome siglos o incluso milenios, y cualquier pérdida de área entre ahora y 2100 será insignificante. Por lo tanto, los modelos de cambio climático no los incluyen en sus proyecciones del cambio climático del siglo XXI: los experimentos donde modelan su desaparición indican que la pérdida total de la capa de hielo de Groenlandia agrega 0,13 °C (0,23 °F) al calentamiento global (con un rango de 0,04-0,06 °C), mientras que la pérdida de la capa de hielo de la Antártida Occidental agrega 0,05 °C (0,090 °F) (0,04-0,06 °C), y la pérdida de glaciares de montaña agrega 0,08 °C (0,14 °F) (0,07-0,09 °C). [12] Estas estimaciones suponen que el calentamiento global se mantiene en un promedio de 1,5 °C (2,7 °F). Debido al crecimiento logarítmico del efecto invernadero , [27] : 80 el impacto de la pérdida de hielo sería mayor en el nivel de calentamiento ligeramente inferior de la década de 2020, pero se volvería menor si el calentamiento continúa hacia niveles más altos. [12]
Como la capa de hielo de la Antártida Oriental no correría el riesgo de desaparecer por completo hasta que se alcance el altísimo calentamiento global de 5 a 10 °C (9,0 a 18,0 °F), y como se espera que su derretimiento total tarde un mínimo de 10.000 años en desaparecer por completo incluso entonces, rara vez se la tiene en cuenta en dichas evaluaciones. Si sucede, se espera que el impacto máximo en la temperatura global sea de alrededor de 0,6 °C (1,1 °F). La pérdida total de la capa de hielo de Groenlandia aumentaría las temperaturas regionales en el Ártico entre 0,5 °C (0,90 °F) y 3 °C (5,4 °F), mientras que es probable que la temperatura regional en la Antártida aumente 1 °C (1,8 °F) después de la pérdida de la capa de hielo de la Antártida Occidental y 2 °C (3,6 °F) después de la pérdida de la capa de hielo de la Antártida Oriental. [23]
La retroalimentación descontrolada entre el hielo y el albedo también fue importante para la formación de la Tierra Bola de Nieve , un estado climático de una Tierra muy fría con una cubierta de hielo prácticamente completa. La evidencia paleoclimática sugiere que la Tierra Bola de Nieve comenzó con la glaciación Sturtiana hace unos 717 millones de años . Persistió hasta unos 660 millones de años, pero fue seguida por otro período Bola de Nieve, la glaciación Marinoana , solo varios millones de años después, que duró hasta unos 634 millones de años. [5]
La evidencia geológica muestra que en ese momento había glaciares cerca del ecuador, y los modelos han sugerido que la retroalimentación hielo-albedo jugó un papel. [28] A medida que se formaba más hielo, más radiación solar entrante se reflejaba de vuelta al espacio, lo que hacía que las temperaturas en la Tierra cayeran. Aún se debate si la Tierra era una bola de nieve sólida completa (completamente congelada) o una bola de nieve con una delgada banda ecuatorial de agua, pero el mecanismo de retroalimentación hielo-albedo sigue siendo importante para ambos casos. [29]
Además, el final de los períodos de Tierra Bola de Nieve también habría involucrado la retroalimentación del albedo del hielo. Se ha sugerido que la desglaciación comenzó una vez que se acumuló suficiente polvo de la erosión en capas sobre la superficie de la nieve y el hielo para reducir sustancialmente su albedo. Esto probablemente habría comenzado en las regiones de latitudes medias , ya que si bien habrían sido más frías que los trópicos , también reciben menos precipitaciones , y por lo tanto habría habido menos nieve fresca para enterrar la acumulación de polvo y restaurar el albedo. Una vez que las latitudes medias hubieran perdido suficiente hielo, no solo habría ayudado a aumentar la temperatura de todo el planeta, sino que el rebote isostático eventualmente habría llevado a un mayor vulcanismo y, por lo tanto, a la acumulación de CO 2 , lo que antes habría sido imposible. [6]
En la Tierra, el clima está fuertemente influenciado por las interacciones con la radiación solar y los procesos de retroalimentación. Se podría esperar que los exoplanetas alrededor de otras estrellas también experimenten procesos de retroalimentación causados por la radiación estelar que afectan el clima del mundo. Al modelar los climas de otros planetas, los estudios han demostrado que la retroalimentación hielo-albedo es mucho más fuerte en los planetas terrestres que orbitan estrellas (ver: clasificación estelar ) que tienen una alta radiación cercana al ultravioleta . [2]