La capa de hielo de Groenlandia

Esto es un resumen del último informe del IPCC AR6 para Groenlandia.

Cambios recientes observados

En este artículo se presentan cambios en el tiempo de la masa de hielo de  Groenlandia y se evalúan los diferentes procesos que está causando el aumento de la pérdida de masa. El cambio de masa total de la capa de hielo de Groenlandia comparada con la pérdida en la Antártida, se presenta en la Figura 1. 

 

Figura 1 Pérdidas en la capa de hielo antártica  y en la capa de hielo de Groenlandia (cambios de masa). Los valores que se muestran en gigatoneladas (1 Gt = 1000.000.000 toneladas, los números grandes muchas veces son inimaginables y los pasamos por alto, 1 Gt equivale a 1 Km3 de hielo)  y provienen de mediciones de satélites mediciones para el período 1992–2020. El rango de incertidumbre estimado, aparece en colores sombreados, para los respectivos cambios acumulativos. 

En la actualizad Groenlandia habría perdido unos 5000 Km3 de hielo desde 1992.

La extensión estimada de la capa de hielo en diferentes momentos se muestra en la Figura 3.

Para el siglo XX hay reconstrucciones del cambio de masa estimado para la capa de hielo de Groenlandia y sus glaciares periféricos para el periodo 1900–1983 y para el período 1901–1990. El registro de satélites se remonta a 1972  (Figura 2). La tasa de cambio de masa de la capa de hielo fue positiva (es decir, ganó masa) entre 1972-1980 (47 ± 21 Gt por año) y luego negativa (es decir, perdió masa; –51 ± 17 Gt por año  y –41 ± 17 Gt por año) en los periodos  1980–1990 y 1990–2000, respectivamente. Después de 1992, es muy probable que la tasa del cambio de la masa de hielo fuera más negativa durante 2012-2016 que durante 1992-2001, con un nivel de confianza muy alto de que la fusión en verano ha aumentado desde la década de 1990 a un nivel sin precedentes durante al menos los últimos 350 años. El registro se ha extendido hasta 2020. La capa de hielo de Groenlandia perdió 4890 [4140–5640] Gt de hielo entre 1992 y 2020, provocando un aumento del nivel del mar de 13,5 [11,4 a 15,6] mm. (Figura1 y 2). En resumen: los aproximadamente 5000 Km3 de hielo perdidos en Groenlandia entre 1992 y 2020 han hecho aumentar el nivel del mar entre 1,1 y 1,5 cm.

Datos recientes muestran que, después de dos veranos fríos en 2017 y 2018, con una pérdida de masa relativamente moderada de alrededor de 100 Gt  al año, el cambio de masa de 2019 (–532 ± 58 Gt por año) fue la mayor pérdida de masa anual en el registro. La tasa de pérdida de hielo fue, en promedio, 39 [–3 a 80] Gt por año durante el período 1992–1999, 175 [131 a 220] Gt por año durante el período 2000–2009 y 243 [197 a 290] Gt por año durante el período 2010-2019.

Recientemente ha comenzado a dominar la pérdida de masa de la capa de hielo de Groenlandia [balance de masa superficial (SMB)], en lugar de la descarga del hielo sobre los fiordos (debido al aumento del derretimiento de la superficie y escorrentía), aumentando del 42% de la pérdida de masa total para 2000–2005 al 68% para el periodo 2009–2012. La descarga de hielo en los fiordos fue relativamente constante entre 1972-1999, con una variación de alrededor del 6% para toda la capa de hielo, mientras que la fusión superficial varió por un factor de más de dos interanualmente, lo que lleva a una pérdida o ganancia de masa en un año dado (Figura 2). 

 

 

Figura 2.  Cambios de masa de hielo y tasas de cambio para las regiones de la capa de hielo de Groenlandia. 

(a) Serie temporal de cambios de masa para cada una de las principales cuencas de drenaje que se muestran en la figura del recuadro para los períodos 1972–2016, 1992–2018 y 1992–2020.

(g) Groenlandia dividida en siete regiones. Estimaciones de las tasas de cambio de masa del balance de masa superficial por región.

El patrón temporal en estos conjuntos de datos más largos conduce a una alta confianza que las pérdidas de masa de la capa de hielo de Groenlandia están cada vez más dominadas por la SMB, pero existe un alto nivel de confianza en que la pérdida de masa varía fuertemente, debido a la gran variabilidad interanual de esta. A escala regional, la altura de la superficie está disminuyendo en todas las regiones, y se han observado retiros generalizados del frente terminal y de ruptura de bloques de hielo (frentes glaciares).

Las mayores pérdidas masivas han ocurrido a lo largo de la costa oeste y en sureste de Groenlandia (Figura 2), concentrándose la descarga en unos pocos glaciares. Este patrón en esta región es consistente con las observaciones del sistema (GPS) que muestra el levantamiento elástico del lecho rocoso de decenas de centímetros entre 2007 y 2019 como resultado de la pérdida continua de masa de hielo. La serie temporal regional muestra que la fusión superficial ido reduciendo la cantidad de hielo gradualmente en todas las regiones, mientras que el aumento de la descarga en el sureste, centro este, noroeste y el centro-oeste se ha relacionado con el retroceso de los glaciares de marea. En resumen, los registros regionales detallados muestran un aumento en la pérdida de masa en todas las regiones después de la década de 1980, causado tanto por aumentos en la descarga de hielo por los glaciares en sus frentes, como por el derretimiento de hielo sobre la superficie (confianza alta), aunque los patrones varían entre las regiones. La pérdida de hielo más grande se produjo en el noroeste y el sureste de Groenlandia (confianza alta).

La variabilidad a gran escala la circulación atmosférica es un importante impulsor de la SMB a corto plazo. Este efecto de variabilidad atmosférica de la circulación tanto en la precipitación como en las tasas de fusión 

 

Figura 3 Cambio de masa acumulada de la capa de hielo de Groenlandia y contribución equivalente al nivel del mar. 

(a) Una estimación basada en el rango de valores de la masa de la capa de paleo hielo de Groenlandia y los equivalentes del nivel del mar en relación con la actualidad y la mediana de todas las estimaciones centrales.

(b) (b, izquierda) pérdida de masa acumulada (y nivel del mar equivalente) desde 2015 desde 1972, la estimación pérdida de masa desde 1840 indicada con un recuadro sombreado, y proyecciones hasta 2100 Se muestran interpretaciones esquemáticas de reconstrucciones individuales de la extensión espacial de la capa de hielo de Groenlandia.

     (c) período cálido del Plioceno medio; 

     (d) Último Interglacial

(e) el Último Máximo Glacial: el sombreado gris muestra la extensión del       hielo en tierra. Mapas de cambios de elevación media 

    (f) 2010-2017 derivados de la altimetría del radar 

(g) cambios proyectados (2093-2100) 

fue impulsado por condiciones atmosféricas altamente anómalas. Patrones de circulación, tanto diarios como estacionales a escalas temporales. El derretimiento de la capa de hielo de Groenlandia está más fuertemente correlacionado con el índice de bloqueo de Groenlandia que con el índice de la Oscilación del Atlántico Norte de verano. Estudios han demostrado que una mayor insolación (reducción de la cobertura de nubes) conduce a un aumento de las tasas de fusión, particularmente sobre la zona de ablación de bajo albedo en la parte sur de la capa de hielo de Groenlandia. Por el contrario, un aumento de la nubosidad sobre las partes centrales de alto albedo de la capa de hielo, demostró que la radiación saliente conduce a una mayor fusión y una recongelación reducida de agua de deshielo. 

Los efectos de las nubes se compensan entre sí, el aumento en el derretimiento es causado por aumento de los flujos de calor. En resumen, existe una confianza media en que los cambios en la cobertura de nubes son un importante impulsor del aumento de las tasas de fusión en el parte sur y oeste de la capa de hielo de Groenlandia.

Las retroalimentaciones positivas de albedo contribuyeron sustancialmente a aumentar el derretimiento de la capa de hielo de Groenlandia posteriormente a la década de 1990. Varias retroalimentaciones (en su mayoría positivas) que involucran albedo de superficie operan sobre las capas de hielo. La amplificación de la fusión por el aumento observado de la exposición al hielo desnudo a través de la migración de la línea de nieve a partes más altas de la capa de hielo desde el año 2000  fue cinco veces más fuerte que el efecto de los procesos hidrológicos y biológicos que conducen a la reducción de albedo del hielo. Las impurezas, en las partes biológicamente activas conducen a una reducción del albedo y se estima que han aumentado la escorrentía de hielo desnudo en el sector suroeste de la capa de hielo de Groenlandia alrededor del 10%. En resumen,  existe un alto nivel de confianza en que el derretimiento de la capa de hielo de Groenlandia aumentó desde alrededor de 2000 amplificado por retroalimentaciones positivas de albedo, siendo la expansión de la extensión del hielo desnudo el factor dominante, y el albedo en la zona de hielo desnudo está controlado principalmente por impurezas biológicas.

Alrededor de la mitad del agua de deshielo de la superficie de la capa de hielo de Groenlandia entre 1960-2014 fue escorrentía, mientras que la mayor parte del resto se infiltró en el firn (nieve compactada)  y nieve, donde o bien se volvió a congelar o se acumuló en acuíferos. Una disminución del contenido de aire en el firm entre 1998-2008 y 2010-2017 en el área de percolación de baja acumulación del oeste de Groenlandia, redujo la capacidad de retención de agua de deshielo.

Además, la infiltración de agua de deshielo en el firn puede estar fuertemente limitada por losas de hielo de baja permeabilidad creadas por la recongelación de infiltrado agua de deshielo. Observaciones y modelos recientes indican que las capas de baja permeabilidad que se expanden rápidamente conducen a un aumento en el área de escorrentía desde 2001.

En resumen el almacenamiento de agua de deshielo y recongelación puede amortiguar temporalmente un aumento de derretimiento a gran escala, pero se han identificado factores limitantes.

Las temperaturas del océano cerca de la zona de puesta a tierra de los glaciares de marea es críticamente importante para su tasa de descarga por ruptura, pero hay poca confianza en la comprensión de su respuesta al forzamiento oceánico. 

El aumento de icebergs sobre el mar, se ha asociado con un período de retroceso generalizado de los glaciares de marea. Hay pruebas sólidas de un rápido derretimiento submarino en glaciares de marea. Cambios en el derretimiento submarino y la descarga de agua de deshielo subglacial pueden desencadenar un aumento descarga de hielo al reducir el apoyo al flujo de hielo y promover su ruptura; El calentamiento de las aguas oceánicas ha estado implicado en el reciente adelgazamiento y ruptura del hielo flotante lenguas en el noreste y noroeste de Groenlandia. En escalas temporales decenales, La posición final de los glaciares de marea se correlaciona con el derretimiento submarino. En escalas de tiempo más cortas, glaciares individuales o grupos de glaciares pueden comportarse de manera diferente y asincrónica, y no hay asociaciones siempre claras entre la temperatura del agua y las tasas de ruptura glaciar o retroceso. En resumen, las aguas oceánicas más cálidas y el aumento de la temperatura de descarga subglacial de superficie fundida en los márgenes de la terminación marina de los glaciares aumentan el derretimiento submarino, lo que conduce a un aumento de la descarga de hielo. Hay confianza media en que esto contribuyó a la aumento de la tasa de pérdida de masa de Groenlandia, particularmente en el período 2000-2010 cuando se observó un aumento de la descarga en el sureste y noroeste.

Permanecen aún grandes incertidumbres en el espesor del hielo de alrededor de la mitad de los glaciares de descarga y las regiones de icebergs siguen estando pobremente muestreadas cerca de los extremos del glaciar. Existe un alto grado de confianza en que la batimetría (que rige las masas de agua que desembocan en los fiordos) y la geometría del fiordo y topografía del lecho rocoso (control de la dinámica del hielo) modulan la respuesta de glaciares individuales al forzamiento climático.

Evaluación del modelo

El progreso reciente confirma que existe una confianza media en la capacidad de los modelos del clima para simular cambios en el derretimiento de la capa superficial de hielo de Groenlandia. Las deficiencias restantes en el acoplamiento entre modelos de clima y las capas de hielo (p. ej., baja resolución espacial) limitaron la adecuada representación de las retroalimentaciones entre ellos. Las simulaciones de derretimiento superficial resultantes se comparan mejor con modelos climáticos regionales y observaciones, pero las deficiencias restantes conducen a problemas para reproducir un estado actual de la capa de hielo a las observaciones. En resumen, hay una confianza media en los datos cuantitativos sobre las simulaciones del estado actual de la capa de hielo de Groenlandia.

Las interacciones hielo-océano siguen siendo poco conocidas y difíciles de modelar, con parametrizaciones a menudo utilizadas para estimar la ruptura de glaciares que terminan en el mar. Debido a las dificultades de modelar gran cantidad de terminaciones marinas glaciares y la disponibilidad limitada de datos sobre la roca madre de alta resolución, la mayoría del trabajo de modelado reciente sobre los glaciares de descarga de Groenlandia está centrado en glaciares individuales o en un número limitado, o una región específica.

El estudio de las contribuciones de los cuatro glaciares más grandes sobrestimó el total de la contribución de los glaciares de la capa de hielo de Groenlandia, debido a las diferencias en respuesta entre glaciares grandes y pequeños. Las interacciones hielo-océano tienen el potencial de desencadenar un retroceso extensivo de los glaciares en escalas de décadas, como lo indican las observaciones. Un punto de interés de los modelos de la capa de hielo continental ha sido el tratamiento mejorado de glaciares que terminan en el mar a través de la inclusión de procesos de ruptura. Un conjunto de datos topográficos mejorados del lecho rocoso permiten capturar mejor la descarga de hielo para los glaciares en modelos de capa de hielo continental, y las simulaciones indican que la topografía del lecho rocoso controla la magnitud y la tasa de retroceso. En general, los glaciares que desembocan en los fiordos están controlados por la topografía del lecho rocoso, y hay poca confianza en la cuantificación de la futura pérdida de masa de Groenlandia provocada por el calentamiento de las condiciones oceánicas, debido a las limitaciones en la comprensión actual de las interacciones hielo-océano, su implementación en modelos de capas de hielo y conocimiento de la topografía del lecho rocoso.

Un desafío pendiente es la baja confianza en la reproducción histórica de cambios de masa de la capa de hielo de Groenlandia (Recuadro 1). Sin embargo, hay confianza media en los modelos de capa de hielo que reproducen el presente estado de la capa de hielo de Groenlandia, lo que lleva a una confianza media en la capacidad actual para proyectar con precisión su evolución futura. 

Proyecciones al 2100

Los cambios en el derretimiento superficial del hielo de Groenlandia o SMB contribuirán a elevar el nivel del mar en 2100 entre 3 y 16 cm con un valor promedio más probable de 7 cm. Según proyecciones de SMB obtenidas por dos modelos climáticos regionales y reconstrucciones basadas en conjuntos de temperatura. Este valor puede verse incrementado hasta 6 cm en simulaciones de modelos climáticos regionales en las que se atribuye una mayor amplificación ártica y retroalimentaciones de nubes y hielo marino asociadas que en otras simulaciones.

La contribución de Groenlandia al nivel futuro del mar (Tabla 1) muestra una contribución probable de 7 cm (entre 0 y 11 cm) para estimaciones bajas y de 14 cm (entre 8 y 27 cm) según estimaciones altas. Nuevas proyecciones para el siglo XXI han incluido el comportamiento del manto de hielo dinámico acoplado ESM a modelos atmosféricos regionales (Tabla 1). El modelo  acoplado ESM de capa de hielo proyecta un aumento del nivel del mar de 10,9 cm hacia 2100 respecto al nivel del  mar de 2015 y una contribución similar  bajo un escenario idealizado de un aumento de un 1% por año en las emisiones de CO2. Las simulaciones incluyen Interacciones entre la capa de hielo y la atmósfera y el agua de deshielo en la superficie de la capa de hielo encaminado al océano. El modelo atmosférico regional acoplado y modelo de capa de hielo proyecta un aumento del nivel del mar de 7,9 cm en 2100 en relación con el año 2000.

Un ESM de menor complejidad acoplado a un modelo de capa de hielo da una contribución del nivel del mar de 2,5 a 6,4 cm  y 5,6 a 12 cm  (el rango se debe a cuatro simulaciones con diferentes conjuntos de parámetros para el modelo de atmósfera) identifican una simulación con un conjunto de parámetros más probables que proyectan entre 3,4 y 7,3 cm según diferentes escenarios. 

Es posible que la respuesta dinámica esté subestimada. Las proyecciones multimodelo se corrigen con una evaluación de la respuesta dinámica histórica al clima anterior a 2015 forzamiento (Recuadro 1). Para el período 2015–2100, se proyectan contribuciones al nivel del mar que van desde 1 a 5 cm. La mayor pérdida de masa se atribuye a una mayor disminución en SMB debido a la alta sensibilidad climática de los modelos utilizados. Las proyecciones fueron corregidas con la tendencia histórica. En segundo lugar, un emulador de las proyecciones está forzado por las distribuciones de temperatura del aire en la superficie para cada modelo a partir de un emulador de balance energético de dos capas y luego corregido con la tendencia histórica. Estos dos enfoques resultan en proyecciones que son similares en sus valores medianos y proyecciones pero difieren en su rango. Resultados similares se obtienen cuando se aplica el ajuste paramétrico. Groenlandia podría contribuir con hasta 33 cm al aumento del nivel del mar en 2100 en relación con 2000. Se señaló que el potencial alto en la contribución del nivel del mar en este estudio podría deberse a la suposición de calentamiento espacialmente uniforme, que puede sobrestimar tasa de derretimiento superficial, Sin embargo, también refleja la profunda incertidumbre que rodea el forzamiento atmosférico, procesos superficiales, fusión submarina, ruptura y dinámica del hielo. Se atribuye un 40% de dispersión del conjunto de modelos múltiples a la incertidumbre del modelo de la capa de hielo, 40% de incertidumbre del modelo climático y 20% de incertidumbre al forzamiento oceánico.

 

Cuadro 1 Contribuciones del nivel del mar proyectadas,  en metros para la capa de hielo de Groenlandia para 2100 en relación con el periodo 1995-2014, Las cursivas denotan contribuciones parciales. La respuesta dinámica histórica  de las simulaciones ISMIP6 se estima en 0,19 ± 0,10 mm por año (0,02 m ± 0,01 m en 2100 en relación con 2015). 

Por tanto, existe una confianza media en que la pérdida de masa de la capa de hielo de Groenlandia está dominada por la incertidumbre en los escenarios climáticos y procesos superficiales, mientras que la incertidumbre en la fusión por ruptura frontal juega un papel menor.

Los procesos superficiales, en lugar del hielo descargado en el océano, dominarán la pérdida de hielo de Groenlandia durante el siglo XXI, independientemente del escenario de emisiones (alta confianza). Así lo confirman las proyecciones. La pérdida masiva proyectada de Groenlandia se debe predominantemente al aumento del agua de deshielo en la superficie y a la pérdida en capacidad de recongelamiento que da como resultado una disminución de SMB (nivel de confianza alto), concurrente con el aumento de las temperaturas y el oscurecimiento de la capa de hielo superficie  Los cambios de masa debidos a SMB y la dinámica de los glaciares de salida están vinculados, como la pérdida de masa por un proceso disminuye la pérdida de masa por el otro – por ejemplo, SMB elimina el hielo antes de que pueda llegar al glaciar marino término. Existe un grado de confianza medio de que la pérdida de masa a través del hielo de descarga disminuirá en el futuro, porque un aumento en la pérdida de masa (mediante el aumento de escorrentía superficial) conduce, en la mayoría de las áreas, a un retroceso del margen del glaciar hacia la tierra sobre el nivel del mar, aislando el capa de hielo de la influencia marina.

En resumen, es prácticamente seguro que la capa de hielo de Groenlandia continuará perdiendo masa este siglo bajo todos los diferentes escenarios de emisiones,  y una alta confianza en que la pérdida de masa total para 2100 aumentará con las emisiones acumuladas. La evaluación del nivel del mar está basada en proyecciones, lo que permite un enfoque más consistente a una gama más amplia de forzamientos climáticos y oceánicos. Es probable que la capa de hielo de Groenlandia contribuya entre 1 cm y 10 cm  con un nivel más probable de 6 cm para un escenario de bajas emisiones y entre 9 cm y 18 cm con un nivel más probable de 13 cm para un escenario de emisiones más alto para 2100 en relación con el periodo 1995–2014.

Existe un alto grado de confianza en que la pérdida de Groenlandia estará cada vez más dominada por el derretimiento de la superficie (SMB), ya que la respuesta dinámica de los glaciares forzada por el océano disminuirá a medida que los márgenes marinos se retiran a tierras más altas.

Proyecciones más allá de 2100

Las proyecciones del nivel del mar para 2300 son de 15 cm en escenarios de bajas emisiones y de 31 cm a 1.19 m en escenarios de  altas emisiones. Un nuevo estudio da una contribución del nivel del mar de 11 a 20 cm en escenarios de bajas emisiones  y de 61 cm a 1,29 m en escenarios de altas emisiones. Otras proyecciones de altas emisiones indican que Groenlandia podría contribuir entre 25 cm y 1,74 m. Se proyectan pérdidas en Groenlandia de 54 cm (entre 28 cm y 1,28 m) para un calentamiento de 2 °C y 97 cm ( entre 40 cm y 2,23 m) con un calentamiento de 5 °C. Estos estudios coinciden en que estas evaluaciones están en el extremo inferior del rango de proyecciones. Además, las observaciones sugieren que las pérdidas de la capa de hielo de Groenlandia están siguiendo el rango superior de las proyecciones. Por lo tanto, el rango probable para la contribución de la capa de hielo de Groenlandia al nivel medio mundial del nivel del mar (GMSL) hacia 2300 puede ser  de entre 11 y 25 cm o entre 31 cm y 1,74 m bajo diferentes escenarios. Sin embargo, dada la incertidumbre de los modelos climáticos utilizados para proyectar el cambio de la capa de hielo durante el siglo XXI y la amplia gama de simulaciones que se extienden más allá de 2100, solo hay  poca confianza en la contribución a GMSL para 2300 y más allá.

El papel de la retroalimentación elevación-masa para futuras proyecciones de Groenlandia se puede evaluar a partir de simulaciones paleolíticas.

La pérdida total de hielo de Groenlandia, contribuiría en unos 7 m al nivel del mar, durante un milenio o más ocurriría para una temperatura superficial media global sostenida (GMST) entre 1 °C (confianza baja) y 4 °C (confianza media) por encima de los niveles preindustriales. Nuevos estudios confirman esta evaluación y  estiman que una pérdida completa podría suceder en alrededor de 8000 años a 5,5°C y en unos 3000 años a 8,6°C. Basado en la concordancia entre estudios nuevos y previos, por lo tanto, existe una alta confianza en que la tasa a la cual el comportamiento de la capa de hielo de Groenlandia depende de la cantidad de calentamiento.

Se ha encontrado un umbral de pérdida de hielo irreversible vinculada al tamaño de la capa de hielo. Si la capa de hielo pierde una masa equivalente a unos 3-3,5 m de aumento del nivel del mar, no volvería a crecer a su estado actual, y con 2 m de aumento del nivel del mar sería irreversible. El momento en el que la  capa de hielo podría alcanzar este volumen crítico depende de las condiciones oceánicas y  atmosféricas, la dinámica del hielo y la retroalimentación clima-capa de hielo. Por lo tanto, las proyecciones difieren en  magnitud y tasa de cambio de temperatura para cruzar el umbral de pérdida irreversible. Proyecciones de conjunto indican que el umbral de masa puede alcanzarse en tan solo 400 años si el calentamiento alcanza 10°C o más por encima del presente. En resumen, hay una confianza alta en la existencia de un umbral de comportamiento de la capa de hielo de Groenlandia en  un clima más cálido; sin embargo, hay poco acuerdo sobre la naturaleza de los umbrales y los puntos de inflexión asociados. 

Resumen

Está claro que Groenlandia está perdiendo hielo a un ritmo cada vez mayor, sobre todo debido a procesos de derretimiento de la capa superficial. (5000 km cúbicos entre 1992 y 2020). Existen incertidumbres de la velocidad de pérdida y de su contribución al aumento del nivel del mar en función de los diferentes modelos empleados y de los diferentes escenarios de emisiones futuras, pero es claro la contribución de la masa total de hielo sería en torno a 7 m lo cual tardaría miles de años en suceder con altos niveles de calentamiento. Dentro de nuestro siglo podemos esperar elevaciones de centímetros y derretimientos más moderados.