Todos los procesos que ocurren en el límite entre la capa de hielo y el océano incluyen el desprendimiento de icebergs , las columnas ascendentes turbulentas cargadas de sedimentos provenientes de la descarga sub glacial, el derretimiento submarino del hielo glacial, la circulación del agua en los fiordos y los fuertes vientos catabáticos. Todos estos procesos son intrínsecamente difíciles de observar y cuantificar debido a su complejidad ya sus pequeñas escalas espaciales.
Los cambios en el límite entre la capa de hielo y el océano pueden desencadenar respuestas glaciales dinámicas, como perturbaciones de tensión en el equilibrio de momento de la capa de hielo.
Estos provocan el adelgazamiento del glaciar aguas arriba y una mayor pérdida de hielo GIS.
En otras palabras, los eventos en el límite marino-glacial tienden a desestabilizar al menos el extremo distal del glaciar.
Una consecuencia directa de la pérdida de hielo del SIG es el aumento de la descarga líquida (agua de deshielo) y sólida (iceberg) de agua dulce en el Atlántico Norte.
Como se mencionó anteriormente, esto puede tener un impacto en la AMOC, con consecuencias climáticas potencialmente importantes más allá del Ártico.
Para evaluar adecuadamente los impactos de un SIG en contracción en la circulación oceánica a gran escala, debemos obtener una mejor comprensión de las condiciones límite de descarga de agua dulce del SIG y aplicar este conocimiento para desarrollar modelos océano-atmósfera o solo océano mejor acoplados.
Las condiciones límite del modelo actual cuantifican la descarga de hielo y agua de deshielo en los márgenes de la capa de hielo-océano (generalmente en la cabecera de fiordos estrechos), pero descuidan lo que sucede dentro de los propios fiordos.
Sabemos que existen importantes procesos dentro de los fiordos, con base en observaciones de los fiordos de Groenlandia. Por ejemplo, existe una modificación sustancial de la descarga de agua de deshielo glacial por procesos dentro de los fiordos.
Estos incluyen el derretimiento de icebergs, la dilución del derretimiento superficial por columnas turbulentas y unos intercambios de agua dulce entre fiordos y océanos más complejos de lo que cabría esperar de una simple exportación superficial de agua dulce.
El desarrollo de nuestra comprensión de los mecanismos del flujo de agua dulce desde los fiordos de Groenlandia hasta el Atlántico Norte es un paso vital en el desarrollo de modelos para predecir el impacto de la futura pérdida de masa de GIS en el océano.
El nivel del mar y el crecimiento y el análisis de las capas de hielo marinas.
Las reducciones en las ELA pueden permitir que el hielo de la tierra fluya hacia el mar. Una vez en la costa, el flujo de hielo hacia el mar se verá restringido por el desprendimiento y derretimiento de los icebergs en la interfaz hielo-agua.
Se cree que la formación de masas de hielo de base marina es asistida por la caída del nivel del mar de dos maneras
Primero, como resultado de la disminución del nivel del mar, las regiones menos profundas de los mares continentales pueden quedar expuestas sub aéreamente mente, después de lo cual puede tener lugar la formación de la capa de hielo terrestre. Segundo , como los glaciares modernos que terminan y encallan en el agua experimentan pérdida de hielo por el desprendimiento de icebergs a una tasa vinculada a la profundidad del agua, la caída del nivel del mar puede resultar en una reducción en la tasa de desprendimiento de icebergs de dichos glaciares y, por lo tanto, su crecimiento en aguas anteriormente más profundas.
La reducción del nivel del mar durante una Edad de Hielo es causada por un aumento en el volumen de hielo global (es decir, la transferencia de agua de los océanos al continente).
El descenso del nivel del mar provoca el crecimiento de las capas de hielo marinas, lo que resulta en una mayor reducción del nivel del mar (aunque las capas de hielo marinas desplazan parte de su peso en agua, por lo que su efecto sobre el nivel del mar es menor que el de las capas de hielo terrestres).
Se define así un simple proceso de retroalimentación positiva mediante el cual el crecimiento del hielo puede resultar en un mayor crecimiento.
Dado que no es probable que las capas de hielo marinas puedan iniciar el descenso del nivel del mar, su crecimiento debe ser consecuencia de la expansión de las masas de hielo terrestres.
Sin embargo, durante la desglaciación , las capas de hielo marino pueden experimentar deterioro, al menos en parte, debido al aumento del nivel del mar por dos razones. En primer lugar, a medida que aumenta el nivel del mar, también puede aumentar la tasa de desprendimiento en los márgenes de hielo encallados.
En segundo lugar, el aumento del nivel del mar resulta en una disminución de la fricción en la base de las capas de hielo marino y, por consiguiente, en un mayor flujo de hielo hacia el margen.
Se establece así otra retroalimentación en la que el aumento del nivel del mar provoca el deterioro de la capa de hielo marino y, a su vez, un mayor aumento del nivel del mar.
Un ejemplo clásico de cómo el crecimiento y la evaluación de las capas de hielo marinas se ven influenciadas por los cambios del nivel del mar es la capa de hielo euroasiática del Weichselian tardío, que en su máximo aprovechado la totalidad del mar de Barents.
Durante el crecimiento de la capa de hielo entre 30 ka y el LGM , el hielo fluyó desde masas de tierra como Svalbard y Escandinavia hacia los yeguas continentales menos profundos, formando una gran masa de hielo continua a través del Ártico euroasiático.
La desglaciación ocurrió primero dentro de las secciones marinas más profundas de la capa de hielo poco después del LGM, y el frente de hielo migró rápidamente de regreso a las regiones costeras, des glaciando así rápidamente el mar de Barents.
Los resultados del modelado numérico del crecimiento y el análisis de la capa de hielo euroasiática se proporcionan en la
Inestabilidad en el retroceso de los glaciares de marea y las capas de hielo marino
Presupuesto de masa de los glaciares que terminan en el océano
El presupuesto de masa de estos glaciares que terminan en el océano difiere principalmente de sus contrapartes que terminan en tierra en que el proceso de ablación está dominado por el mecanismo de desprendimiento de icebergs , y el derretimiento superficial solo juega un papel menor o está completamente ausente como en los climas muy fríos.
Para la capa de hielo de Groenlandia, el desprendimiento, junto con el derretimiento submarino en el contacto hielo-océano, representa aproximadamente el 50% de la ablación, y para la capa de hielo de la Antártida, es cerca del 90% ( Van der Veen, 2002 )
Hay que tener en cuenta que en las estimaciones del presupuesto de masa para el desprendimiento, el derretimiento submarino a menudo se incluye implícitamente, ya que hasta hace poco, era difícil separar los dos procesos de ablación. Se han estimado tasas de derretimiento submarino del orden de metros por día para los glaciares de Groenlandia y Alaska y en la Antártida , la pérdida de masa por el derretimiento de los océanos es comparable a las pérdidas por desprendimiento
Los glaciares y las capas de hielo ganan material mediante la acumulación de nieve por encima de la línea de equilibrio; la masa se pierde por ablación y escorrentía de agua de deshielo a elevaciones inferiores a la línea de equilibrio, y por el desprendimiento de icebergs y el derretimiento frontal donde el extremo está en contacto con el océano o lagos pro glaciares.
Además, la masa puede ganar o perderse por congelación o derretimiento en la base del glaciar; En el caso de las masas de hielo en tierra, este componente del equilibrio de masa suele ser pequeño.
El objetivo de la modelización de glaciares es desarrollar modelos cuantitativos para describir la transferencia de masa desde la zona de acumulación a la región de ablación y predecir la respuesta de los glaciares a los cambios en los forzamientos climáticos.
El presupuesto de masa de los glaciares que terminan en el mar, conocidos como glaciares de marea , también está impulsado por procesos mecánicos y termodinámicos en la interfaz hielo-océano que impactan la tasa de desprendimiento de icebergs y el derretimiento submarino.
El contenido de calor del agua de mar puede conducir a un derretimiento submarino sustancial no solo bajo las plataformas de hielo flotantes en la Antártida sino también en los glaciares de marea hundidos fuera de las capas de hielo. Por ejemplo, Motyka] estimaron tasas de derretimiento submarino de hasta 17 m de equivalente de hielo por día en la cara de hielo terminal del glaciar LeConte, Alaska, corroborando un trabajo anterior que encontró tasas más altas de derretimiento submarino que de desprendimiento de icebergs en el extremo del glaciar.
El derretimiento submarino conduce al socavamiento térmico del extremo, lo que a su vez promueve el desprendimiento mecánico de icebergs.
Las altas tasas de derretimiento submarino se sustentan gracias a una circulación oceánica estuarina impulsada por la descarga de agua dulce sub glacial que arrastra agua oceánica cálida y, debido a su baja salinidad , asciende de manera boyante a la superficie a lo largo del frente de hielo submarino.
Por lo tanto, tanto los aumentos en la temperatura del océano como en la descarga sub glacial, esta última controlada principalmente por las condiciones atmosféricas, tienen el potencial de aumentar el derretimiento submarino.
Esto enfatiza la intrincada interacción entre el océano, la atmósfera y los glaciares en el impulso del cambio de los glaciares de marea.
Actualmente, la comprensión del proceso es limitada y los datos son demasiado escasos para identificar tendencias en el derretimiento submarino y el desprendimiento de los glaciares de marea fuera de las capas de hielo.
Sin embargo, el progreso reciente en la medición directa de los cambios del frente de hielo submarino utilizando tecnología de imágenes de alta resolución, como los estudios de sonar multihaz y vehículos marinos no tripulados brinda oportunidades prometedoras para mejorar en el monitoreo de los cambios en curso y avanzar en la comprensión de los procesos relevantes en los glaciares de marea.
La contribución de la ablación frontal al presupuesto total de masa de los glaciares de marea no se conoce bien en la mayoría de las regiones glaciares. McNabb y cols. encontraron que la ablación frontal de los 36 glaciares de marea en Alaska (13% del área total de glaciares) durante el período 1985-2013 representó un cambio de masa de −1,37 si la pérdida de masa se distribuyó equitativamente sobre el área de glaciares de marea.
Las pérdidas corresponden a ~4% de la ablación total anual de todos los glaciares de Alaska entre 2003 y 2010, pero ~20% de la pérdida neta de masa de la región, lo que indica que el derretimiento superficial es, con mucho, el proceso más importante de pérdida de masa anual en Alaska. En Svalbard , donde los glaciares de marea cubren ~60% del área total de glaciares, Schuler et al] estimaron que la ablación frontal representó aproximadamente entre el 10 % y el 20 % de la ablación total durante el período 2000-2019 y el 60 % de la pérdida neta de masa, pero existen grandes incertidumbres.
Con base en modelos de balance de masa, Huss y Hock, descubrieron que la ablación frontal representó aproximadamente el 10 % de la ablación total de todos los glaciares a nivel mundial (incluidos los de la periferia de las capas de hielo de Groenlandia y la Antártida) durante el período 1980-2000, con promedios regionales que alcanzaron el 30 % (Periferia Antártica).
Los glaciares que terminan en lagos han recibido relativamente poca atención aunque, por ejemplo, en Alaska, casi una quinta parte del área glaciar de la región drena en lagos pro glaciares, lo que es aproximadamente un 50% más que el área de glaciares de marea
Las observaciones, aunque escasas, indican que las tasas de ablación frontal tienden a ser considerablemente más bajas que en los glaciares de marea, posiblemente debido a un agua más fría y una circulación impulsada por la densidad más débil o nula.
Sin embargo, contra-intuitivamente, se ha encontrado que los glaciares que terminan en lagos experimentan balances de masa sustancialmente específicos más negativos que los glaciares de marea, por ejemplo, por un factor de más de tres para las masas de hielo de >4000 km 2 en la península de Kenai en Alaska.
Los glaciares que terminan en lagos también se adelgazaron un poco más que los glaciares que terminan en tierra, lo que también se ha observado en el Himalaya
Las razones parecen tener menos que ver con las diferencias en el tipo y la dinámica del término, y más bien con las diferencias en las características morfológicas promedio de los glaciares, como el área del término relativamente plana.
La pendiente baja fomenta altas tasas de ablación en el término, ya que dichos glaciares son demasiado grandes con respecto al clima actual debido a tiempos de respuesta más largos que los glaciares más empinados.
La cantidad y el tamaño de los lagos pro glaciares han aumentado en los últimos años y se puede esperar que sigan aumentando a medida que las profundizaciones erosionadas por los glaciares se vuelven libres de hielo cuando los glaciares se retiran , lo que posiblemente aumente la importancia de los glaciares que terminan en lagos en los presupuestos de masa regional.
Como se mencionó anteriormente, en las últimas décadas se han producido aumentos notables en las temperaturas del aire y del océano, así como reducciones en la nubosidad estival alrededor de Groenlandia.
. Estos cambios han producido aumentos en la escorrentía superficial, la formación y el drenaje de lagos supra glaciares, el desprendimiento de icebergs , el retroceso de los extremos de los glaciares, el derretimiento submarino y el flujo de hielo, lo que ha provocado cambios generalizados en la elevación de la superficie, especialmente cerca del borde de la capa de hielo.
La tendencia al calentamiento se extiende por todo el Ártico y acaparó titulares internacionales en el verano de 2020.
Ese verano se caracterizó por temperaturas récord en varias regiones del Ártico, así como por incendios forestales extremos en Siberia y una pérdida significativa de hielo marino.
Las observaciones espaciales ofrecen una oportunidad única para comprender los cambios que se están produciendo en esta remota región. Las imágenes captadas por la misión Sentinel-3 de Copernicus muestran la extensión del humo de los incendios en la región de Chukotka, la más nororiental de Rusia, en junio de 2020. El humo de los incendios forestales libera una amplia gama de contaminantes, como monóxido de carbono , óxidos de nitrógeno y partículas sólidas de aerosol. Solo en junio, se informó que los incendios forestales del Ártico emitieron el equivalente a 56 megatones de dióxido de carbono, así como cantidades significativas de monóxido de carbono y material particulado .
Estos incendios forestales afectan la radiación, las nubes y el clima a escala regional y global.
La ola de calor ártica también contribuye al deshielo del permafrost. Cerca de la superficie, los suelos de permafrost ártico contienen grandes cantidades de carbono orgánico y restos de plantas antiguas cuyo deterioro se ve impedido por las temperaturas bajo cero. Como se explica con más detalle en el Capítulo 12, una vez que estos materiales orgánicos se descongelan, se descomponen, liberando CO ₂ y metano a la atmósfera. Las capas más profundas del permafrost están dominadas por granos minerales de arena, limo y arcilla.
. El suelo permanentemente congelado, justo debajo de la superficie, cubre aproximadamente una cuarta parte de la superficie terrestre del hemisferio norte.
Según el Servicio de Cambio Climático de Copernicus, julio de 2020 fue el tercer julio más cálido registrado en el mundo, con temperaturas 0,5 °C superiores al promedio de 1981-2010. Además, el hemisferio norte experimentó su julio más caluroso desde que comenzaron los registros, superando el récord anterior establecido en 2019. El Ártico no se ha escapado al calor. El 20 de junio, la ciudad rusa de Verkhoyansk, que se encuentra por encima del Círculo Polar Ártico, registró unos asombrosos 38 °C También se registraron temperaturas extremas del aire en el norte de Canadá y en Svalbard . El 11 de agosto, la estación Eureka de Nunavut, ubicada en el Ártico canadiense a 80 °N de latitud, registró una máxima de 21,9 °C. Esta se ha reportado como la temperatura más alta jamás registrada tan al norte.
El régimen de temperaturas del SIG durante el verano de 2020 fue más complejo. Las temperaturas en Groenlandia se mantuvieron cercanas a la media entre el 21 de junio y el 1 de agosto de 2020. Las temperaturas superiores a la media (hasta 3,5 °C más altas) se limitaron al extremo norte de la capa de hielo. En la región de Scoresby Sund, en el centro-este de Groenlandia, se registraron temperaturas entre 1,5 y 2 °C inferiores a la media
NO SE DEBE SER DÉBIL, SI SE QUIERE SER LIBRE
