Fusión heterogénea en el glaciar Thwaites

Traducción adaptada del artículo:

Heterogeneous melting near the Thwaites Glacier grounding line

B. E. Schmidt, P. Washam, P. E. D. Davis, K. W. Nicholls, D. M. Holland,J. D. Lawrence, K. L. Riverman, J. A. Smith, A. Spears, D. J. G. Dichek, A. D. Mullen, E. Clyne, B. Yeager, P. Anker, M. R. Meister, B. C. Hurwitz, E. S. Quartini, F. E. Bryson, A. Basinski-Ferris, C. Thomas, J. Wake, D. G. Vaughan, S. Anandakrishnan, E. Rignot, J. Paden & K. Makinson

https://doi.org/10.1038/s41586-022-05691-0

Para los profanos puede ser un artículo bastante árido, pues está casi traducido literalmente del original. Próximamente pondré un resumen más digerido de este artículo y otro similar.

Introducción

El glaciar Thwaites representa el 15% de la descarga de hielo de la capa de hielo antártico occidental e influye en una cuenca más amplia. Al introducirse el hielo bajo el nivel del mar, se cree que el glaciar Thwaites es susceptible a un retroceso desbocado desencadenado en la línea de puesta a tierra (GL) en la que el glaciar llega al océano. Una reciente aceleración del flujo de hielo y retroceso del frente de hielo y su GL  indican que la pérdida de hielo puede continuar. Sin embargo, los impactos relativos de los mecanismos que subyacen a la reciente retirada son inciertos. 

Se sabe que este glaciar está sufriendo una retirada sostenida de  su GL desde al menos 2011 hasta la actualidad. Se han realizado observaciones de la plataforma de hielo oriental de Thwaites (TEIS) desde un vehículo submarino, extendiéndose desde el GL hasta 3 km hacia el océano y desde la interfaz hielo-océano hasta el suelo marino. Estas observaciones muestran una base de hielo rugoso sobre un lecho marino que se inclina hacia arriba, cerca del GL y una cavidad oceánica en la que el agua más caliente supera los 2 °C por encima del punto de congelación. Los datos más cercanos a la base del hielo muestran que se produce un mayor derretimiento a lo largo superficies inclinadas que se inician cerca de la GL y evolucionan hacia terrazas empinadas.

Este derretimiento pronunciado a lo largo de las paredes empinadas del hielo, incluso en las grietas, produce estratificación que suprime el derretimiento a lo largo de interfaces planas. Estos datos implican que el derretimiento dependiente de la pendiente esculpida bajo la base del hielo y actúa como una respuesta importante al calentamiento del océano.

Visión general

Las condiciones atmosféricas y oceánicas en alta mar fuerzan el calentamiento circumpolar de las aguas profundas en la plataforma continental del Mar de Amundsen, donde contribuyen a la pérdida de hielo y al retroceso de la GL de los glaciares que drenan este sector de la capa de hielo de la Antártida occidental, incluido el glaciar Thwaites. 

El glaciar Thwaites se extiende hacia el mar desde la costa de Walgreen, formando la lengua glaciar de Thwaites (TGT) al oeste y el TEIS que descansa sobre un punto de anclaje saliente del fondo marino (Fig. 1a). Un calentamiento circumpolar de las aguas profundas fluye hacia el glaciar a lo largo de la costa y a través de los canales del lecho marino, donde impulsa el derretimiento. El lecho debajo del hielo se profundiza hasta un máximo de 2.300 m bajo el nivel del mar, haciéndolo susceptible a una retirada a gran escala del derretimiento impulsado por el océano. El colapso del glaciar Thwaites, que en sí representa más de medio metro de potencial global de aumento del nivel del mar, también podría desestabilizar glaciares que representan otros 3 m de futuro aumento del nivel del mar. Los cambios en el sistema Thwaites se han acelerado en los pasados 20 años, lo que resulta en la ruptura de la lengua del glaciar y la propagación de grietas en el TEIS. El retiro reciente de GL ha pasado de retroceder unos 600 m al año a retroceder cerca de 1,2 km al año. Un derretimiento propiciado por aguas oceánicas más templadas junto con un adelgazamiento dinámico provoca que las tasas de flujo de hielo influyan en esta retirada, pero saber exactamente cómo operan estos factores es difícil por la limitación de observaciones generalmente pobres debajo del hielo. 

Las observaciones satelitales, que miden la elevación de la superficie del glaciar, sugieren que el TEIS está adelgazando en promedio 25 metros por década, Considerando que el radar aerotransportado de penetración de hielo que mide directamente espesor del hielo estima tasas de hasta 45 metros por década. Aunque el derretimiento impulsado por el océano influye directamente en la estabilidad del hielo alrededor de la Antártida, pocos datos resuelven la interacción entre la hielo y océano directamente. Los modelos de forzamiento oceánico a menudo están limitados por resolución o parametrizaciones disponibles. En general, los modelos representan plataformas de hielo de manera simple como cuñas de hielo con interfaces planas o curvas y una geometría inferida del fondo marino en función de la distancia desde el presunto GL. Por lo general, se impone una condición de fusión cero en el GL, lo cual es inconsistente con la evidencia de adelgazamiento y retroceso del GL. A pesar de que las pendientes retrógradas del lecho facilitan la retroalimentación positiva en la pérdida de hielo en tierra por fusión  forzada por el océano, los glaciares que descansan sobre laderas progresivas aún enfrentan influencia del agua caliente socavando el hielo. La temperatura y las variaciones de salinidad influyen en la circulación y el intercambio de calor entre el hielo y el océano. 

Fig. 1  El agua tibia llega cerca de la base de hielo retirando la GL de los TEI.

a, las posiciones históricas de GL (líneas de colores) muestran un  retiro notable de la línea de base GL en las últimas dos décadas; La caja roja denota la región de estudio). 

b, c, agua tibia entra cerca a la base de hielo (regiones grises superiores), mostrados por contornos de conducción térmica (Grados por encima del punto de congelación in situ). El hielo (línea negra) y el fondo marino (marrón) Los perfiles de elevación representan la batimetría descendente del hielo y el fondo oceánico. La línea roja y la azul (recuadro) denotan la pista del movimiento de hielo, a lo largo de dos transectos que se acercan al GL, T1 (rojo) y T2 (azul) que se muestran en el recuadro inferior (caja roja de A). 

El círculo en el recuadro y la línea vertical a través del hielo denota la ubicación del pozo. La pista T1 está orientada 5–10 ° oblicua a la dirección de flujo de la glaciar y T2 aproximadamente 50 ° oblicuo al flujo; La capa de hielo alcanzó el fondo en punto del glaciar al final de T2. Triángulos en b y c marcando ubicaciones históricas de la GL,  ubicaciones estimadas a partir de interferometría satelital para 2011 (blanco) y la estimación en 2016 (azul). En b, el triángulo amarillo denota la cuña potencial de la GL detectada ver (Fig. 2). 

Más cercana a la GL, aunque Las temperaturas son más frías que el agua profunda, el agua del océano se mantiene más de grado por encima del punto de congelación. La base de hielo pasa de áspera cerca del GL a escalonada cerca y aguas abajo del pozo, lo que sugiere una fusión progresiva. Las grietas también contienen escalones, especialmente claros en c.

Estas variaciones ocurren a escalas mucho más pequeñas que aquellos resueltos por teledetección o capturados en modelos de toda la plataforma de hielo de las interacciones hielo-océano. Se han hecho pocas mediciones directas cerca de la base de hielo, y ninguna en el GL, lo que ayudaría a los modelos de gran y pequeña escala a representar mejor la fusión del hielo. Por lo tanto, sabe exactamente cómo se produce el derretimiento bajo las plataformas de hielo y particularmente en el GL, que influye en la pérdida de hielo, sigue sin resolverse en gran medida. 

Se llevó a cabo una campaña de perforación de la plataforma de hielo para acceder a la cavidad oceánica y a los sedimentos del fondo para observar el sistema cambiante directamente. El hielo en esta región está anclado a unos 500 m bajo el nivel del mar (Figs. 1 y 2), típico de la mayor parte del sistema Thwaites fuera del tronco occidental. Se desplegó un vehículo submarino llamado Icefin (datos extendidos Fig. 1) a través de un pozo el hielo. El vehículo midió la temperatura oceánica, la salinidad, oxígeno disuelto y velocidades de la corriente (Fig. 1 y Fig. 2), se mapeó el fondo del mar y la base de hielo y se tomaron imágenes del hielo y el fondo marino (Fig. 3).

Condiciones bajo la plataforma de hielo 

La base de hielo a la que se encuentra la línea de tierra (GL) se sitúa a  aproximadamente 500 m a 520 m bajo el nivel sobre la línea de estudio T1 de casi 3 km (Fig. 1b) y con una pendiente descendente más pronunciada a lo largo de la línea T2 desde un mínimo de 475 m profundidad en el GL (Fig. 1c). La temperatura, salinidad y el contenido de oxígeno disuelto en el agua, reflejan la mezcla de diferentes depósitos, incluyendo el océano, el agua del hielo glacial derretido (GMW) y agua subglacial (SGW) procedente de la fusión del hielo en tierra (es decir el hielo aguas arriba  de la GL). El agua templada ocupa gran parte del volumen oceánico bajo la plataforma de hielo, con temperaturas del océano 2,25 °C por encima del punto de congelación, disminuyendo solo ligeramente a 2 °C a unos 5 a 10 m de la base del hielo y a 400 m de la GL (Fig. 1b,c).

El oxígeno disuelto, refleja el intercambio del agua con la atmósfera antes de sumergirse debajo del hielo y el que se libera al derretirse el hielo, aumentó la concentración en esta región. Lo que indica una columna de agua relativamente bien mezclada cubierta por una capa superior estratificada, generalmente de 5 a 10 m de espesor, en la que el océano se enfrió, refrescó y aumentó en oxígeno debido al derretimiento del hielo local que produce una mayor mezcla de GMW.

El lecho marino en esta zona se caracteriza principalmente por crestas orientadas paralelamente al eje norte-sur correspondiente al flujo del glaciar (Fig. 2). El espacio cresta–cresta del fondo marino varía en un orden de magnitud de 3 a 25 m y su altura desde decenas de centímetros a 10 m de altura; la mayoría de las crestas tienen alturas de 0,5 a 2 m (Figuras 4–6). Son visibles cantos rodados esporádicos y piedras caídas a través del sedimento (Fig. 3). Los canales que atraviesan las crestas sugieren una reelaboración del sedimento, lo que podría ocurrir si el glaciar estuviera anclado cerca de este ugar que coincide con la posición estimada de GL en 2011 (Fig. 2a). Aguas arriba del pozo, una sola característica semilineal corta a través de las crestas de flujo a lo largo y crestas, con un pronunciado escalón en profundidad de 2-3 m de altura (Fig. 2b); 

 

Figura 2 La batimetría del fondo marino muestra un retroceso suave e interacciones con el hielo cerca de la GL de la plataforma de hielo. La batimetría del fondo marino cerca de la GL se caracteriza por formas de lecho con surcos de flujo a lo largo con varias longitudes de onda, así como evidencia de dos posibles posiciones anteriores de la GL (recuadros blanco y rojo) y canales de salida del flujo subglaciar (recuadro negro). Los datos en a–d son del sonar batimétrico orientado hacia abajo y e del sonar frontal de la sonda submarina Icefin. Se observan sedimentos reelaborados (recuadro blanco) cerca del pozo (círculo amarillo). b, Una sola pendiente sinuosa de 2 a 3 m de altura consistente con una cuña de sedimento de un GL se encuentra a unos 200 m al norte de la GL de 2016 estimada a partir de distancia de detección (región encuadrada en rojo desde a; las flechas rojas indican la cuña). Esta cuña cruza las formas de lecho de flujo a lo largo de la longitud de onda de 2 a 5 m (Figs. 5 y 6 datos extendidos). 

c, Un canal aislado de 4 m de profundidad muestra dos giros y un segmento que corta perpendicular a la mayoría de las formas del lecho marino, lo que sugiere que esta característica se formó a partir del desvío del agua subglaciar cuando se retiró la GL (Datos extendidos Fig. 5). 

d, La topografía en forma de lecho cerca de la GL de T2 muestra evidencia de crestas lineales que apuntan al norte (Datos extendidos Fig. 4). 

e, Los datos del sonar prospectivo de la base de hielo cerca de la GL muestran que el hielo tiene las mismas crestas de longitud de onda de 2 a 5 m que las características de longitud de onda más corta en el fondo del mar Estos datos juntos sugieren que el retiro de la GL ha sido en gran parte continuo durante el período observable, desde al menos 2011 basado en datos remotos viendo las similitudes entre el lecho y la morfología del hielo en la GL sugiere que las interacciones del lecho de hielo establecen pendientes que luego son progresivamente derretidas por la intrusión del agua de mar. 

Esto es aguas abajo de todas las posiciones estimadas de la GL para 2016–2017 (ref. 12). esta característica se interpreta como una cuña de sedimento producida cuando el hielo estante fue puesto a tierra en esta posición, aproximadamente 1.250 m desde el final de la prospección T1 y 1.500 m de la ubicación más alejada de la GL 2017 aguas arriba. No se observa ninguna otra evidencia clara de cuñas de la GL en esta región. Por lo tanto, la batimetría sugiere que la GL se retiró suavemente por el fondo marino de forma progresiva, con una sola ubicación estable desde al menos 2011. Variaciones locales en la influencia de la pendiente basal (topografía) del derretimiento de la plataforma de hielo a través de la modulación de gradientes de densidad oceánica cerca del hielo (estratificación) y turbulencia a pequeña escala que controlan el calor del océano y fundentes salinos. Más cercano a la GL, la base de hielo comprende un sistema de crestas de longitud de onda corta que tienen una forma similar y unos 2 a 5 m de espaciamiento entre las crestas de pequeña amplitud (0,1–0,5 m) en el fondo del mar (Fig. 2b–d y Datos Extendidos Fig. 4) que se superponen sobre ondulaciones topográficas más amplias (alrededor de 50 m). Un kilómetro hacia aguas abajo de la GL, la superficie del hielo es muy rugosa, aproximadamente el 30% consiste en grandes fisuras. El hielo relativamente claro cargado de sedimento, llamado hielo basal, se encuentra constantemente en esta región y en parches aguas abajo abajo, interrumpiendo el hielo meteórico blanco rico en burbujas. Los escombros de grano fino (arena a lodo) (Fig. 3a, derecha) y clastos angulares intercalados que varían en tamaño desde unos pocos hasta decenas de centímetros comprende fuertes capas laminadas en el hielo basal en espaciamiento en escala centimétrica. Se observó un derretimiento visible en toda la región, con granos y pequeñas piedras caídas constantemente del hielo basal, agregando turbidez a la columna de agua. Aparecen pequeñas terrazas y morfología festoneada talladas en el hielo dentro de los 200 m de la GL, lo que indica que el derretimiento erosiona rápidamente estas caras inclinadas de hielo. Las paredes empinadas crecen en escala vertical con la distancia al la GL, que muestra la evolución progresiva de la forma del hielo derritiéndose cuanto más tiempo está expuesto al océano cálido. La base de hielo rugoso observada en el GL se erosiona aguas abajo, dando camino a terrazas de techo plano y empinadas (Figs. 1 y 3). Los muros de estas características forman ángulos de hasta 90° con sus techos planos y quillas, subiendo decenas de centímetros a más de 6 m de altura (Fig. 1b,c) y exhibiendo uniformemente texturas superficiales festoneadas (Fig. 3b, derecha), indicativo de fusión turbulenta impulsada por el océano. También se observan terrazas en grietas Por el contrario, el hielo aguas abajo bajo el TEIS es extremadamente plano, con pendientes superficiales menores a 5° (Figs. 1, 4 y 5). La topografía de la base de la plataforma de hielo tallada por derretimiento se ha observado en otros lugares, como quillas y canales, incluidas terrazas en el cercano glaciar Pine Island asociado con pendientes empinadas a lo largo de las características marginales y del canal que se argumentaba que se formaban por medio de la retroalimentación entre pendientes y derritiendo. 

Se observan terrazas distribuidas a lo largo del TEIS, en muchas diferentes orientaciones, las terrazas son características basales generalizadas de plataformas de hielo.

 

Figura 3  Las condiciones del océano influyen en la morfología de la base del hielo, que varía con distancia a la GL. La trayectoria del vehículo Icefin está sombreada por su recorrido relativo a lo largo de la trayectoria. Distancia  aguas abajo (blanco) a aguas arriba (negro). Los datos en azul claro indican regiones con enfriamiento en terrazas y azul oscuro denota datos más fríos/frescos observados. a, Las condiciones en la cavidad de agua cercana a GL muestran la influencia de la fusión cerca de la GL a lo largo de T2 (izquierda). Las estrellas de colores denotan pasos cercanos al hielo que también tienen distintas firmas de mezcla y derretemiento. Perfiles verticales de conducción térmica (Θ − Θf), salinidad absoluta (SA) y oxígeno disuelto (DO) combinado con la distancia desde la base del hielo muestran firmas  complejas que varían con la ubicación (Datos extendidos Fig. 3), lo que sugiere la influencia tanto de la fusión como del flujo de salida de SGW (centro). Imágenes cerca del GL (recuadro rojo) muestran la topografía del hielo estriado y el hielo basal claro cargado de sedimentos en la GL (estrella amarilla) (derecha). La barra de escala es de aproximadamente 0,5 m. b, Condiciones del océano en un gran terraza formada en la base de hielo implica derretimiento cerca de las paredes laterales (cajas rojas,  A 800 m de la GL por la T2) (izquierda). Se encuentra agua tibia y salada (negra, gris) a lo largo de las paredes laterales, mientras que el agua mucho más fría y oxigenada con baja conducción térmica (frío en relación con la congelación in situ) se acumula en el techo de la terraza (centro). Las imágenes de las paredes laterales de la terraza a lo largo del TEIS muestran uniformemente superficies que reflejan fusión turbulenta (Datos extendidos Fig. 8) (derecha). Barra de escala, aproximadamente 0,5 m. c, Como en b pero para una pequeña terraza a 2.400 m aguas abajo por la T1 que contiene agua fría y rica en oxígeno a lo largo de su techo. Aquí el agua se sobreenfría, con cristales de hielo. formándose lateralmente (derecha) a través de la interfaz altamente estratificada (recuadro rojo) entre esta capa límite superior de 0,1 m y la cálida, salina y más pobre en oxígeno aguas oceánicas inferiores. Barra de escala, aproximadamente 0,1 m.

Interacciones hielo-océano

Observaciones in situ de la capa límite hielo-océano no perturbada debajo de las plataformas de hielo son inherentemente difíciles de hacer a través de pozos debido a la contaminación del agua dulce calentada utilizada para perforar el orificio de acceso. 

En toda la región, la conducción térmica fue de aproximadamente 1,75 °C dentro de 1 m de la base de hielo, proporcionando suficiente calor para impulsar el derretimiento. En general, la columna de agua casi helada debajo del TEIS se ajusta estrechamente a la líneas de mezcla bien definidas entre GMW y una masa de agua de origen, implican una mezcla turbulenta completamente desarrollada (Datos extendidos Fig. 3), aunque los datos más cercanos al hielo reflejan un aumento de la fusión. Antes de este artículo, no existían mediciones in situ que podría limitar el comportamiento en el GL. Para hacer estas observaciones, se condujo el vehículo submarino a lo largo de la base del hielo para capturar la capa límite a lo largo de interfaces planas, en un ángulo hacia y luego en contacto con el hielo para medir gradientes hasta el hielo, y directamente en las paredes laterales verticales, en algunos casos midiendo dentro de unos 5 cm de la interfaz.

 

Figura 4 Las corrientes oceánicas y la topografía del hielo contribuyen al derretimiento variable en terrazas y grietas. Aquí el recorrido del vehículo está sombreada por la distancia relativa a lo largo de la trayectoria desde aguas abajo (blanco) hasta aguas arriba (negro) y las velocidades de la corriente están sombreadas desde la más lenta (blanco) hasta la más rápida (púrpura). a, horizontales y tendencias verticales cerca de una esquina de una amplia terraza (1.900 m aguas abajo en T1 cerca el pozo) muestran el agua fria dentro de la terraza y la desaceleración de las corrientes a medida que el agua siente la influencia de la interfaz de hielo. Las líneas grises denotan la parte inferior de la terraza. Perfiles verticales de velocidad de las corrientes oceánicas (U), conducción térmica (Θ − Θf), salinidad absoluta (SA) y oxígeno disuelto (DO) agrupados con la distancia desde la base del hielo muestran que, aunque el agua está tibia cerca de la interfaz, la velocidad de la corriente disminuye en la capa límite, lo que sugiere rotura por fricción en la interfaz. b, c, como en a para la grieta más lejana del GL, observado a lo largo de T1 (b) y T2 (c). Los paneles de la derecha están agrupados con la distancia desde la parte superior de un escalón en la pared lateral de la grieta a lo largo de T1 marcada con la línea gris superior. La línea gris inferior indica la altura del fondo de la grieta en T1. Las estrellas en b se relacionan con la ubicación del panel a la izquierda. Estos paneles muestran agua templada con conducción térmica de casi 1,8 °C (Θ − Θf) alcanzando las paredes de la grieta acompañada de un muy ligero enfriamiento y aumento de oxígeno que indican fusión (SA y DO) que luego subiría a la grieta.

En toda la región, la conducción térmica fue de aproximadamente 1,75 °C dentro de 1 m de la base de hielo, proporcionando suficiente calor para impulsar el derretimiento.  En general, la columna de agua casi helada debajo del TEIS se ajusta estrechamente a la  líneas de mezcla bien definidas entre GMW y una masa de agua de origen, y observaciones implican una mezcla turbulenta completamente desarrollada (Métodos y Datos extendidos Fig. 3), aunque los datos más cercanos al hielo reflejan un aumento en la fusión. Las observaciones muestran una fuerte estratificación vertical acercándose 

 

Figura 5 Las tasas de fusión altamente variables se encuentran debajo del TEIS. a, b, estimaciones de la tasa de derretimiento de la plataforma de hielo que varía espacialmente se muestran para cada una de las cuatro subregiones a lo largo de T1 (a) y T2 (b) (r1–r4 son las mismas regiones que en la Tabla de datos extendida 2). La superficie del hielo está coloreada por la tasa de fusión calculada a lo largo de cada pendiente (paneles superiores) el bajo promedio regional condiciones del océano, lo que demuestra el aumento de la tasa de fusión a lo largo de pendientes pronunciadas. Las líneas de colores horizontales (paneles inferiores) corresponden a las tasas medias de fusión en cada región. Para las regiones r2 en T1 y r3 en T2, se presentan dos medias, como se observó que las condiciones cambiaban con la altura en las grietas, en las que el agua más alta en las grietas era más fría y fresca que el agua más baja en estas características. La barra inferior indica la tasa de fusión determinada por la fuerza variable oceánica en la grieta superior por encima de las líneas discontinuas en los paneles superiores; la barra superior representa la tasa de fusión media por debajo de la línea discontinua en el grietas las medias para cada una de estas regiones son las siguientes: T1: r1: 3,07 m por año; r2: 16,16 m por año (por debajo de los guiones), 9,72 m por año (por encima de los guiones); r3: 3,48 m por año; r4: 4,11 m por año; T2: r1: 1,47 m por año; r2: 4,18 m por año; r3: 9,12 m por año (debajo de los guiones), 6,82 m por año (arriba de los guiones); r4: 5,76 m por año. 

porciones planas de la interfaz hielo-océano que contienen GMW formadas a partir de fusión a lo largo de las laderas vecinas que ascienden hasta la base del hielo (Figs. 3 y 4). Las corrientes oceánicas se debilitan a menos de 5 m del hielo desde una velocidad de fondo cercana a 3 cm por segundo a casi cero cerca de la interfaz (Fig. 4a). Por el contrario, las corrientes aumentaron en las grietas hasta un máximo medido de 5,90 cm por segundo (Fig. 4b,c). En las terrazas, el oxígeno disuelto aumenta al disminuir la temperatura y salinidad, consistente con la aportación de la fusión del hielo. Una estratificación más fuerte fue observada en una terraza poco profunda formada a lo largo del techo de otra gran terraza, en la que la salinidad de la capa límite era de 20 g por kg, o aproximadamente un tercio más fría que la agua del océano circundante. Capas extremadamente frías con  (36–42 % de agua dulce) los huecos a lo largo de los techos de las terrazas no son completamente turbulentos, ya que la salinidad y el oxígeno disuelto exhibe firmas mucho más grandes que la temperatura, sugiriendo un régimen en el que los procesos de difusión controlan el calor y el flujo de sal. Los espesores de estas capas más frías son del orden de decenas de centímetros y probablemente reflejan la transición entre las porciones exteriores completamente turbulentas e interiores más viscosas en la capa límite hielo-océano.

El agua más cercana al GL es más fría y fresca que la circundante. Océano (excluyendo el agua dulce en los techos de las terrazas), con una firma de oxígeno disuelta distinta de otras partes de la región. Estos datos tienen una pendiente de temperatura-salinidad (T-S) más superficial de 2,05 °C (g kg−1)−1 que la línea de mezcla de fusión (aproximadamente 2,5 ° C (g kg-1)-1) y disminución del oxígeno disuelto con enfriamiento (Datos extendidos Fig. 3). Esta mezcla de agua fría pobre en oxígeno sugiere la presencia de SGW descargado aguas arriba de la GL. Aunque no se observa directamente ninguna fuente SGW, la batimetría cerca del GL a lo largo de T1 sugiere un canal subglaciar reciente (Fig. 2c), y el flujo de salida de SGW medido aguas abajo varía con el tiempo. Estimaciones de la concentración de SGW calculadas a partir de las propiedades T–S y DO–S indican valores máximos de 7 ml l−1 y 24 ml l−1, respectivamente. La estimación de SGW mucho más alta implícita en DO-S sugiere que el hielo basal cargado de escombros que prevalece cerca del GL también tiene poco oxígeno y se originó como SGW que se acrecentó en la más profunda cuenca aguas arriba (Datos extendidos Fig. 7). Para probar el impacto del derretimiento en la región, se calcularon las tasas de derretimiento suponiendo una mezcla turbulenta impulsada por cizalla, de acuerdo con la base del hielo local pendiente y usando las velocidades actuales y las condiciones hidrográficas que fueron promediado sobre regiones con condiciones similares (indicadas en la Fig. 5). Se compararon estos con otros resultados (Fig. 5). Este enfoque utilizando promedio regional  las condiciones del océano produce tasas de derretimiento ascendentes promedio de 5 m por año, pero el fundido en la región es muy variable (Figs. 5 y 6).

 

Figura 6 La tasa de derretimiento de la plataforma de hielo depende en gran medida de la pendiente y las pendientes pronunciadas contribuyen hasta el 27% de la pérdida de hielo bajo el TEIS a lo largo de solo el 9% del hielo base. a, Las tasas de derretimiento de la plataforma de hielo espacialmente variables estimadas a lo largo de T1 y T2 muestran la fuerte influencia de la pendiente local. Aquí cada curva consta de puntos de datos de velocidad de fusión que se han calculado utilizando el promedio regional de las condiciones oceánicas  correspondientes a las regiones etiquetadas en la Fig. 5. Las curvas rojas son de T1 y las curvas azules son de T2. b, Fusión lateral a lo largo pendientes superiores a 30° contribuyen en un 27% estimado de la fusión bajo el TEIS, mientras que estas pendientes representan solo el 9% de la base de hielo. La fusión hacia arriba a lo largo de pendientes bajas sigue siendo la fuente más notable de fusión, en la que las pendientes de menos de 30° representan el 73% del derretimiento, mientras que representan el 91% del hielo.

La estratificación suprime la fusión a lo largo de interfaces planas, mientras que las tasas de fusión estimadas a lo largo de las caras verticales se acercan a los 30 m por año. 

Aunque la estratificación suprime la fusión hacia arriba (moderado vertical derretimiento o dilución), mayor mezcla turbulenta lateral y desestabilización el aumento de GMW permite que el agua caliente alcance superficies inclinadas y promueve la fusión (fundición lateral alta; Figs. 5 y 6). La superficies de hielo festoneadas observadas solo en caras empinadas es consistente con lados altos fusión (Fig. 3b y datos extendidos Fig. 8). La fusión es más fuerte a lo largo las paredes casi verticales de las grietas, en las que el agua está a 1,8 °C por encima del punto de congelación se observó que alcanzaba 1 m de la pared vertical de la grieta (Fig. 4b). 

El agua se enfría con altura en medio de las grietas, refresca y se vuelve más oxigenada, lo que sugiere una acumulación local de agua de deshielo superior a 3 ml por litro por la erosión de las paredes de las grietas. Corrientes fueron más rápidas en las grietas por hasta un factor de dos en comparación con la media de base, con velocidades de flujo que alcanzan unos 6 cm por segundo. Estas observaciones implican tasas de fusión a lo largo de las paredes laterales de la grieta de hasta 43 m por año en una grieta en la ubicación de estas observaciones, mientras que la fusión en otros lugares está más suprimida (Fig. 6).

Controles topográficos sobre la evolución de la plataforma de hielo indican que las interacciones hielo-océano bajo el TEIS son influenciadas incluso por la topografía del hielo a pequeña escala, que se extendería a otras plataformas de hielo de base cálida en las que corrientes bajas a moderadas las velocidades permiten que persistan altos niveles de estratificación oceánica cercana al hielo. Se calcula un derretimiento ascendente promedio moderado a lo largo de superficies planas en 5 m al año, que coincide con las tasas de fusión medidas en interfaces similares y son consistentes con las estimaciones históricas del radar de penetración de hielo. Más cercano al GL a lo largo de cada línea de estudio, las tasas de fusión promedian 2 m al año pero el rango de 1 a 10 m al año (Figs. 5 y 6). Las observaciones muestran que la retroalimentación entre la pendiente del hielo y el derretimiento es relevante para toda la base de plataformas de hielo, incluso cerca del GL. La variada topografía del hielo. La base en el GL, tallada a medida que fluía sobre el lecho antes de llegar al océano, se convierte en una red ampliamente distribuida de superficies de hielo inclinadas a lo largo de la cual se promueve la fusión. Estas observaciones sugieren que el derretimiento a lo largo del hielo inclinado es un factor importante en la pérdida total de hielo cerca del GL del glaciar Thwaites. En la región estudiada, el 27% del derretimiento total ocurre a lo largo de las laderas que son mayores de 30° (Fig. 6). Porque las grietas canalizan el agua a través ellas a velocidades que pueden transferir eficientemente el calor y la sal a las paredes empinadas de las grietas (Fig. 4), estas tasas de fusión localmente altas deberían ensanchar tanto grietas y fisuras basales a través del glaciar, incluyendo el TGT y el TEIS, y podrían contribuir al aumento del desprendimiento del glaciar. La topografía accidentada cerca de la GL puede permitir que persista la fusión en esta región a pesar de las bajas velocidades de la corriente. Este trabajo implica que la fusión basal de plataformas de hielo de base cálida es heterogénea y aprovecha la topografía del hielo heredado de interacciones con el lecho formado por grietas. Dichos efectos son difíciles de observar, aún no capturados en modelos de retroceso de la GL y probablemente contribuya a la pérdida de hielo en otros lugares a lo largo la costa antártica.

 

Datos extendidos Fig. 2  La salinidad y el oxígeno disuelto generalmente van correlativos con la temperatura cerca de la GL en retirada del TEIS. 

a, Como en la Fig. 1, imagen de la TEIS, con posiciones históricas de GL en líneas de colores que muestran un retroceso notable en las últimas dos décadas, los recuadros rojos indican la región de estudio y la ubicación geográfica del TEIS en relación con la Antártida. 

b–g, Hidrografía del océano bajo el hielo muestra que la salinidad absoluta (d,e) y el oxígeno disuelto (f,g) y la temperatura (Fig. 1b, c) bajo el TEIS. El recuadro en b proporciona una vista ampliada de la región de estudio: el círculo amarillo indica la ubicación del orificio de acceso perforado con agua caliente, la línea roja representa T1 (5–10° oblicua a la dirección del flujo del glaciar) y la línea azul representa T2 (50° oblicua al flujo). Triángulos en b–g marcan las ubicaciones históricas de la GL estimadas a partir de datos satelitales (blanco, 2011; azul, 2016-2017) y mostrado por los datos del sonar batimétrico Icefin (amarillo).

Datos extendidos Fig. 3 Perfiles de salinidad, temperatura y oxígeno disuelto muestran firmas de fusión y mezcla debajo del TEIS. T–S (a) y DO–S (b) Los diagramas comparan los datos hidrográficos de T1 y T2. Los datos se colorean después los datos mostrados en las Figs. 3 y 4 (con distancia a lo largo de la pista y para los cuales los colores azules denotan una sección extremadamente nueva) y las estrellas denotan ubicaciones colocadas fuera con estrellas en las Figs. 3 y 4. Los datos que muestran el agua más cálida, salada y pobre en oxígeno (en rojo) no se muestran en las Figs. 3 o 4 pero provienen de los datos más externos de los datos extendidos Fig. 2 a distancias superiores a 10 m desde la base del hielo. Este agua no interactúa con la base de hielo en la región estudiada. Las líneas gruesas muestran una mezcla lineal entre la masa de agua de origen responsable de derretir la base de hielo localmente (estrella roja) y una mezcla pura de GMW o SGW bajo unas condiciones de mezcla completamente turbulenta. Estos datos pueden no describir completamente los ambientes protegidos a lo largo cubiertas de terrazas, en las que pueden dominar los procesos difusivos.

 

Datos extendidos Fig. 4  La batimetría cerca de la GL del TEIS a lo largo del  estudio T2 se caracteriza por formas de lecho rugosas de diferentes longitudes de onda. 

a, Batimetría derivada de sonar más cercano a la GL, coloreada por profundidad, que muestra ejemplos de crestas lineales (después de la batimetría de la Fig. 2). Las líneas blancas indican la posición de los perfiles. encontrados en c y d. b, El sonar con visión frontal muestra la topografía de la base de la plataforma de hielo topografía cerca de la GL (Fig. 2) se caracteriza por crestas similares, que tienen una distancia entre cumbre y valle de aproximadamente 2,5 m y caras inclinadas. 

c,d, Perfiles lineales de la topografía del lecho en toda la región muestran evidencia de crestas con aproximadamente 1 m, 2–2.5 m y longitudes de onda de 5 m. Estos datos muestran que la forma de la superficie del hielo en la GL se hereda del raspado sobre las formas del lecho y luego se modifica en gradas.

 

Datos extendidos Fig. 5 Formas de lecho acanalado con crestas pronunciadas. Las amplitudes se encuentran a lo largo de T1. 

a, Batimetría derivada de sonar del pozo hasta el acercamiento más cercano hecho a la GL, coloreado por profundidad, Los recuadros  indican las secciones que se muestran en b y c. 

b,c, vistas en primer plano que muestran detalles de dos regiones de la exploración. Las líneas rojas (b) y blancas (c) indican el posición de los perfiles encontrados en d y e.

d,e, Perfiles lineales de la topografía del lecho mostrando que las crestas a pequeña escala se formaron a través de topografía de ondas más grandes y de longitud de onda más larga. 

f,g, más cercana a la GL, longitud de onda de 1 m, 5 m y 10 m a lo largo del flujo se observan crestas.

 

Datos extendidos Fig. 6 La topografía del fondo marino sugiere dinámicas pasadas influyendo en la retirada del glaciar Thwaites. 

a, batimetría derivada de sonar  desde el pozo hasta el acercamiento más cercano hecho a la GL, coloreada por profundidad, con leyendas para los paneles b y c.

 b,c, Vistas de primer plano que muestran detalles de dos regiones de la exploración. Las líneas rojas y blancas indican la posición de perfiles encontrados en d-g. 

d,e, Perfiles lineales de un corte transversal muestran una cresta sinuosa de aproximadamente 3 m de altura consistente con un evento de puesta a tierra anterior que permite aumento de la deposición de sedimentos en este área. Esta es la única característica de este tipo en los datos de la exploración. 

f,g, perfiles lineales a través de un posible antiguo canal subglaciar cerca de la GL. En f, una depresión en forma de U de 5 m de profundidad en el sedimento comienza paralela a flujo de hielo pero luego corta perpendicularmente al flujo de hielo a través de las características del lecho lineal y luego gira bruscamente, lo que podría ser consistente con un canal inciso por salida subglaciar en el sedimento. En g, la extensión aguas arriba del canal es menos notable, lo que sugiere una modificación como el hielo sin conexión a tierra o que el SGW no fue enrutado discretamente a través de este área.

Datos ampliados Fig. 7  La elevación del lecho y la velocidad del hielo para el TEIS muestran un sistema cambiante susceptible de retroceso de GL.

 a, elevación del lecho coloreado para el TEIS se superpone en una imagen con las posiciones históricas de GL; el cuadrado rojo indica la región de estudio. Debe tenerse en cuenta que las regiones aguas arriba de la presente GL están enterradas a más de 800 m bajo el nivel del mar. 

b, Como en a pero coloreada por las velocidades medias del flujo de hielo hacia el mar en 2019 para esta región. Tener en cuenta que las velocidades de flujo aumentan a medida que el hielo cruza  la GL y disminuye cerca del punto de fijación.

 

Datos ampliados Fig. 8 La topografía de las terrazas de hielo bajo el TEIS demuestran procesos de fusión fuertemente asimétricos. 

a–d, Imágenes de una terraza aguas arriba del pozo a lo largo de T1 muestran una pared lateral empinada y curva (a), techo plano (b), transición pronunciada de la pared a la base plana (c) y primer plano de oquedades redondeadas en la pared muestran diferencias entre los modos de fusión hacia arriba a lo largo del techo y base con fusión turbulenta lateral a lo largo de la pared lateral. Vistas hacia arriba de la base (e) y pared lateral (f) otra terraza aguas abajo del pozo muestra características similares. Pequeñas terrazas cerca dela  GL a lo largo de la T1 muestran la iniciación de oquedades a lo largo de rasgos más pequeños en el hielo basal (g), en el que el hielo asimétrico la fusión es clara por la forma y las corrientes de partículas (h,i).

Lo que nos dicen los climas pasados sobre el actual cambio climático

Introducción

Esto es una traducción adaptada del resumen del capítulo 5 del informe del IPCC AR5 de 2013. “ Information from Paleoclimate Archives”

Masson-Delmotte, V., M. Schulz, A. Abe-Ouchi, J. Beer, A. Ganopolski, J.F. González Rouco, E. Jansen, K. Lambeck, J. Luterbacher, T. Naish, T. Osborn, B. Otto-Bliesner, T. Quinn, R. Ramesh, M. Rojas, X. Shao and A. Timmermann, 2013: Information from Paleoclimate Archives. In: Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Stocker, T.F., D. Qin, G.-K. Plattner, M. Tignor, S.K. Allen, J. Boschung, A. Nauels, Y. Xia, V. Bex and P.M. Midgley (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA. 

En azul mis comentarios personales

Variaciones de gases de efecto invernadero y respuestas climáticas pasadas

Es un hecho que las concentraciones actuales de la atmósfera de gases de efecto invernadero (GEI) dióxido de carbono (CO₂), metano (CH₄) y el óxido nitroso (N₂O) superan el rango de concentraciones registradas en núcleos de hielo durante los últimos 800.000 años. Los cambios en las concentraciones atmosféricas de GEI se pueden determinar con confianza muy alta a partir de núcleos de hielo polar.

Las concentraciones atmosféricas y el forzamiento radiativo asociado no tienen precedentes con respecto a la resolución más alta registros de testigos de hielo de los últimos 22.000 años. Es posible también que no tenga precedentes con los registros de menor resolución los últimos 800.000 años.

Existe un alto grado de confianza en que los cambios en la concentración de CO₂ atmosférico juegan un papel importante en los ciclos glaciales e interglaciares. Aunque el principal impulsor de los ciclos glaciales e interglaciares radica en la distribución estacional y latitudinal de la energía solar entrante impulsada por cambios en la geometría de la órbita de la Tierra alrededor del Sol ("forzamiento orbital”), las reconstrucciones y simulaciones  muestran que la magnitud de los cambios de volumen de hielo y temperatura glacial-interglaciar no pueden explicarse sin tener en cuenta los cambios en el contenido atmosférico de CO₂ y las retroalimentaciones climáticas asociadas. Durante la última desglaciación, la temperatura media mundial aumentó entre   3°C y 8°C. Si bien la tasa media de calentamiento global era de entre 0.3°C a 0.8°C por cada mil años, dos periodos estuvieron marcados por cambios más rápidos en tasas de calentamiento, probablemente entre 1 °C y 1,5 °C  cada mil años, aunque regionalmente y en escalas de tiempo más cortas pueden haber ocurrido tasas más altas.

Nuevas estimaciones de la sensibilidad climática de equilibrio basadas en reconstrucciones y simulaciones del Último Máximo Glacial (hace 21.000 años a 19.000 años) muestran que al duplicar la concentración de CO₂ atmosférico son muy improbables valores tanto por debajo de 1°C como por encima de 6°C. En algunos modelos, la sensibilidad climática difiere entre climas cálidos y fríos debido a las diferencias en la representación de retroalimentaciones en las nubes.

La temperatura superficial media mundial estuvo significativamente por encima de los niveles preindustriales durante varios periodos caracterizados por altas concentraciones atmosféricas de CO₂. Durante el Plioceno medio (hace 3,3 a 3,0 millones de años), la concentración atmosférica de CO₂ estuvo entre 350 ppm y 450 ppm (confianza media) las temperaturas medias globales en la superficie eran de 1,9°C.a 3,6°C  superiores al del clima preindustrial. Durante el Eoceno temprano (hace 52 a 48 millones de años), la atmósfera tenía concentraciones de CO₂  alrededor de 1000 ppm (confianza media) cuando las temperaturas superficiales medias globales eran de 9°C a 14°C  mayores que para las condiciones preindustriales.

Nuevas reconstrucciones de temperatura y simulaciones de climas pasados  muestran con alta confianza una amplificación polar en respuesta a los cambios en la concentración de CO₂ atmosférico. Para altos niveles de CO₂ como sucedió en el Eoceno o del Plioceno y niveles bajos de CO₂ como como el Último Máximo Glacial (hace 21.000 a 19.000 años), reconstrucciones y simulaciones de la temperatura global del aire, muestran una respuesta más fuerte a los cambios en las concentraciones de GEI en la atmósfera en latitudes altas en comparación con el promedio mundial.

Es decir, para concentraciones de CO₂ similares a las actuales y una vez alcanzado el equilibrio térmico del sistema océano-criosfera,  podemos esperar temperaturas entre 2 y 3,5 ºC superiores  a la época preindustrial. (Actualmente son de entre 1 y 1,2 ºC, hay que tener en cuenta la inercia térmica del sistema océano-criosfera). Por cierto la tasa de calentamiento es aproximadamente de 1ºC cada 100 años, en el mejor de los casos es 10 veces más rápida que cualquier tasa de calentamiento natural.

Resumiendo. Si hoy dejásemos de emitir gases de invernadero, el calentamiento continuaría durante un mínimo de 100 a 150 años hasta alcanzar un valor cercano a los 3ºC respecto a la época preindustrial.

Cambios globales en el nivel del mar durante períodos cálidos pasados

La tasa actual de cambio del nivel medio global del mar, a partir del finales del siglo XIX y principios del XX, es, con confianza media, inusualmente alta en el contexto de variaciones a escala centenaria de la últimos dos milenios. La magnitud de la media mundial a escala centenaria las variaciones del nivel del mar no superaron los 25 cm en los últimos milenios (confianza media).

Hay un nivel de confianza muy alto en que la media global máxima nivel del mar durante el último período interglaciar (129.000 a 116.000 hace años) fue, durante varios miles de años, al menos 5 m más alto que el presente y alta confianza de que no superó los 10 m por encima del presente. La mejor estimación es 6 m más alta que la actual. Basado en cambios de elevación derivados de una muestra de un núcleo de hielo de Groenlandia, la capa de hielo de Groenlandia muy probablemente contribuyó entre 1,4 y 4,3 m equivalentes al nivel del mar, lo que implica con confianza media una contribución de la capa de hielo antártica al nivel medio global del mar durante el último período interglaciar.

Existe un alto grado de confianza en que el nivel medio global del mar estaba por encima presente durante algunos intervalos cálidos del Plioceno medio (3.3

a 3,0 millones de años), lo que implica un volumen reducido de las capas de hielo polar. Las mejores estimaciones de varios métodos implican con alta confianza que el nivel del mar no ha superado los +20 m durante los períodos más cálido períodos del Plioceno, debido a la desglaciación de Groenlandia y el  área occidental de la Antártida y algunas áreas de la capa de hielo de la Antártida oriental.

 

Se habla mucho de si el nivel del mar aumentará un metro de aquí al año 2100. Los registros geológicos nos dicen que si hoy dejásemos de emitir gases de invernadero, el nivel del mar subirá hasta cerca de 20 metros. El único consuelo que podemos tener, es que no será en este siglo.

 

Cambio climático reciente observado en el contexto de variabilidad climática interglacial

 

Nuevas reconstrucciones de temperatura y simulaciones de los milenios más cálidos del último período interglaciar (129.000 a 116.000 hace años) muestran con confianza media que la media global las temperaturas superficiales anuales nunca fueron más de 2°C más altas que las temperaturas preindustriales. La temperatura de la superficie en latitudes altas, promediada sobre varios miles de años, fue al menos 2°C más cálida que la actual (alta confianza). Un mayor calentamiento estacional y anual debido a un forzamiento orbital en latitudes altas, confirma la importancia de las retroalimentaciones de la criosfera para la estacionalidad. Durante estos períodos, las concentraciones atmosféricas de GEI estaban cerca del nivel preindustrial.

 

Hay un nivel de confianza alto en que el calentamiento medio anual de la superficie desde el siglo XX ha revertido las tendencias de enfriamiento a largo plazo de los últimos 5000 años en latitudes medias a altas del hemisferio norte. Las reconstrucciones de la temperatura de la superficie revelan una  tendencia multimilenaria al enfriamiento a lo largo de los últimos 5000 años. La última tendencia al enfriamiento persistió hasta el siglo XIX y puede atribuirse con alta confianza al forzamiento orbital, según simulaciones de modelos climáticos.

 

Existe una confianza media a partir de las reconstrucciones de que la actual la retirada del hielo marino en el verano (1980–2012) no tiene precedentes y las temperaturas de la superficie del mar en el Ártico han sido anormalmente altas en la perspectiva de al menos los últimos 1450 años. Existe un alto grado de confianza en que la retirada de los glaciares extratropicales del hemisferio norte hace entre 8000 y 6000 años se debieron principalmente a la alta insolación de verano (forzamiento orbital). El retroceso glaciar actual ocurre dentro de un contexto de forzamiento orbital que sería favorable para el crecimiento de los glaciares en el hemisferio Norte. Si los glaciares continúan reduciéndose al nivel actual, la mayoría de los glaciares extratropicales se reducirán a la mínima extensión, que existió entre hace 8000 y 6000 años, dentro de este siglo (confianza media).

 

Para las temperaturas medias anuales del hemisferio Norte, el período 1983–2012 fue muy probablemente el período de 30 años más cálido de los últimos 800 años (nivel de confianza alto) y probablemente el período de 30 años más cálido del últimos 1400 años (confianza media). Esto está respaldado por la comparación de temperaturas instrumentales con múltiples reconstrucciones de una variedad de datos indirectos y métodos estadísticos. En respuesta a la radiación solar, forzamiento volcánico  y antropogénico, los modelos climáticos simulan los cambios de temperatura observados durante los últimos 1200 años en el hemisferio norte, que son generalmente consistentes en magnitud con las reconstrucciones, dentro de sus rangos de incertidumbre.

 

Las reconstrucciones de temperatura de la superficie a escala continental muestran, con alta confianza, períodos de varias décadas durante el óptimo climático medieval (950 a 1250) que algunas regiones fueron tan cálidas como  como a mediados del siglo XX y en otros tan cálidas como a finales del siglo XX. Con un nivel de confianza alto, estos períodos cálidos regionales no fueron tan sincrónicos entre regiones como el calentamiento desde mediados del siglo XX. Basado en la comparación entre reconstrucciones y simulaciones, hay un alto nivel de confianza en que no solo influyeron los forzamientos orbitales externos, el forzamiento solar y el volcánico, también contribuyó sustancialmente la variabilidad interna, al patrón espacial y al momento en que  la temperatura de la superficie cambió entre las condiciones de óptimo climático medieval y la pequeña edad de hielo (1450 a 1850).

 

Existe un alto nivel de confianza para las sequías durante el último milenio fueron de mayor magnitud y mayor duración que las observadas desde principios del siglo XX en muchas regiones. Hay confianza media en que ocurrieron más megasequías en el monzón de Asia y condiciones más húmedas prevalecieron en las zonas áridas de Asia Central y el Sur Región monzónica americana durante la Pequeña Edad de Hielo (1450 a 1850) en comparación con el óptimo climático medieval (950 a 1250).

 

Con confianza alta, durante los últimos cinco siglos, ocurrieron inundaciones mayores que las registradas desde 1900 en el norte y Europa central, región del Mediterráneo occidental y Asia oriental. Hay confianza media en que las grandes inundaciones modernas son comparables igualan o superan las inundaciones históricas en magnitud y/o frecuencia en el Cercano Oriente, India y América del Norte central.

 

Cambios pasados en los modos climáticos

 

Nuevos resultados de registros de coral de alta resolución con confianza alta indican que el sistema El Niño-Oscilación del Sur (ENSO) se ha mantenido muy variable a lo largo de los últimos 7000 años, sin mostrar evidencia perceptible de una modulación orbital. Esto es consistente con una débil reducción de la amplitud a mediados del Holoceno de solo un 10% simulada por la mayoría de  modelos climáticos.

Con alta confianza, los cambios decadales y multidecadales en el Índice de Oscilación del Atlántico Norte (NAO) de invierno observado desde del siglo XX  tiene precedentes en el contexto de los últimos 500 años. Períodos de NAO invernal negativa o positiva con fases persistente, similares a las observadas en las décadas de 1960 y 1990 a 2000, respectivamente, no son inusuales en el contexto de las reconstrucciones NAO durante al menos los últimos 500 años.  

 

Cambio climático abrupto e irreversibilidad

 

Con confianza alta, el modo interglaciar de la circulación de vuelco meridional del océano Atlántico (AMOC) [Corriente del Golfo] puede recuperarse de una entrada de agua dulce a corto plazo en el norte subpolar Atlántico. Hace aproximadamente 8200 años, una repentina liberación de agua dulce ocurrió durante las etapas finales del derretimiento de la capa de hielo de América del Norte. Las observaciones  paleoclimáticas y los resultados del modelo indican, con un alto nivel de confianza, una marcada reducción en la fuerza de la AMOC seguida por una recuperación rápida, dentro de aproximadamente 200 años después de la perturbación.

 

A partir de nuevas reconstrucciones paleoclimáticas y estudios de modelado, hay un nivel de confianza muy alto de que la AMOC se ha reducido y el enfriamiento en la región asociada del Atlántico Norte, ha provocado desplazamientos hacia el sur de la Zona de Convergencia Intertropical Atlántica, y también ha afectado a América (Norte y Sur), y a los sistemas monzónicos africanos y asiáticos.

Es virtualmente seguro que el forzamiento orbital no podrá desencadenar una glaciación generalizada durante los próximos 1000 años. Los registros paleoclimáticos indican que, para configuraciones orbitales cercanas a la actual, los comienzos de la eras glaciares solo ocurrieron para concentraciones de CO₂ atmosférico significativamente más bajas que los niveles preindustriales.

 Los modelos climáticos no simulan un inicio glacial durante los próximos 50.000 años si Las concentraciones de CO₂ se mantienen por encima de 300 ppm.  Hay un nivel de confianza alto en que los volúmenes de hielo de Groenlandia y las capas de hielo de la Antártida occidental se redujeron durante los períodos de la últimos millones de años que fueron globalmente más cálidos que el presente. Las simulaciones de modelos de la capa de hielo y los datos geológicos sugieren que la capa de hielo de la Antártida Occidental es muy sensible al calentamiento del subsuelo del Océano Austral e implican con confianza media que la capa de hielo de la Antártida Occidental se puede  retirar si la concentración de CO₂ atmosférico se mantiene dentro o por encima del rango de 350 ppm a 450 ppm durante varios milenios.

El cambio climático actual ha trastocado múltiples procesos naturales hasta el punto de que algunos de ellos, como las glaciaciones no se producirán con los niveles actuales de CO₂  durante miles de años en el futuro.

 

 

Calendario climático de Madrid

En este estudio me propongo averiguar realmente cuantos días ha avanzado la primavera y cuantos días se ha retrasado el otoño en Madrid debido al cambio climático. Es una percepción de todo el mundo que actualmente la primavera lleva unos días de adelanto respecto a décadas anteriores y lo mismo para el retraso el otoño. Pero nadie lo ha cuantificado con datos. El objetivo de este estudio es cuantificarlo con datos reales.

Para ello se han tomado las temperaturas medias diarias de la estación de Madrid-Retiro durante dos bloques de 30 años. Un primer bloque que representaría el clima considerado “normal” que va desde 1960 a 1989 y un segundo bloque de temperaturas de “cambio climático” que iría desde 1990 hasta 2019.

Para visualizar el cambio, se ha tomado un código de colores correspondiente a bloques de temperaturas de 2 ó 3 grados centígrados. 

Se ha establecido arbitrariamente esta escala de colores a la temperatura media diaria en ºC:

Y sin más preámbulos se muestran los resultados en forma de calendario. Uno para el periodo 1960-1989

Y otro para el periodo 1990-2019

Adelanto de la primavera

Cada color se corresponde con una temperatura media diaria dentro del rango indicado anteriormente, en el primer bloque podemos ver que los meses de enero y febrero tienen cada mes un color diferente, esto es pura casualidad, como se puede ver el resto de meses tiene dos o más colores. En estos dos calendarios podemos ver como exceptuando enero donde las temperaturas se han mantenido exactamente dentro del mismo rango, el resto de meses la primavera se adelanta varios días en el segundo bloque de 30 años. Por ejemplo la temperatura media diaria de 9 grados centígrados  (verde claro) en el primer bloque se alcanzaba el 1 de marzo mientras que en el segundo bloque se alcanza el 18 de febrero, lo que supone un adelanto de 11 días en apenas 30 años.  Si nos fijamos en el resto de colores, tenemos adelantos de  12 días (verde oscuro 11-14ºC)  y los colores que siguen 11, 10 , 3 y 11 días respectivamente. Con lo que exceptuando las temperaturas de 22 a 24ºC (marrón oscuro) que apenas han avanzado 3 días el resto lo ha hecho como mínimo 10 u 11 días.

Así que ya tenemos un primer dato objetivo. En los últimos 30 años la primavera se ha adelantado unos 11 días aproximadamente lo que nos da 1 día de adelanto cada 3 años.

Retraso del otoño

En el caso del retraso del otoño los colores rojos (de 26 a 24ºC) se retrasan 5 días, el marrón oscuro (de 24 a 22ºC) lo hace solo dos días y curiosamente el marrón claro (de 22 a 20ºC) se adelanta un día, pero es la excepción, después observamos retrasos de 3, 6, 4, 4, y 8 días respectivamente lo que nos da una media de 3,9 días (casi 4 días de retraso) que es menos de la mitad que el adelanto de la primavera. Es decir el retraso del otoño además de ser más irregular que el adelanto de la primavera es menos de la mitad, no llega a 4 días. Aun así podemos afirmar que en los últimos 30 años el otoño se ha retrasado casi 4 días lo que indica más de un día de retraso cada década.

Invierno

Aparentemente en el invierno no se han producido cambios, pero este hecho es engañoso simplemente por el código de colores utilizado, el color azul más oscuro utilizado representa temperaturas medias diarias entre 5 y 7ºC dentro de las cuales ha permanecido el mes de enero y parte de diciembre. Aunque aparentemente enero tiene 31 días en este color en ambos bloques, su temperatura media ha pasado de 6,1ºC a 6,5ºC lo que apenas representa un incremento de 0,4ºC y no es suficiente para cambiar de color. Sin embargo vemos como diciembre ha perdido 8 días del color azul más oscuro.

En total se pasa de 60 días entre 5 y 7ºC a 52 días.

Verano

En verano lo más destacado es que en el segundo bloque vemos la aparición de un nuevo color (un nuevo clima desconocido para Madrid en décadas anteriores) con valores entre 26 y 28ºC de temperatura media diaria. Pasando de un plumazo de 0 días de estas características a 29 días con estos valores, lo que implica casi un mes de temperaturas desconocidas hasta ahora. Y un aumento de casi un día por año con días de estos valores extremos.

Es decir cada año ganamos en el verano un día de temperaturas desconocidas para Madrid en los 30 años anteriores.

Los días por encima de 24ºC han pasado de 56 a 43( rojos) + 29 (rosas)  = 72 días, lo que representa ya más de dos meses con temperaturas de pleno verano.

Como dato curioso, podemos ver que da la impresión que una vez alcanzado cierto valor máximo de temperatura media diaria, esta no es capaz de aumentar por encima de un cierto valor, (concretamente 26,8ºC) y forma una especie de techo plano del cual no pasa. Este hecho no deja de ser una simple hipótesis, más que un hecho contrastado, habría que ver la evolución de las temperaturas medias diarias en el futuro para comprobar si estas aumentan por encima de dicho valor, o curiosamente no superan dicho umbral.

Conclusiones

El cambio climático está haciendo aumentar las temperaturas y este aumento lleva asociado una adelanto de la primavera y un retraso del otoño, así como una pérdida de días fríos en lo más crudo del invierno y una ganancia neta más que considerable de días de calor extremo en el centro del verano. En total el aumento neto experimentado en el segundo bloque de 30 años es 1,2ºC pasando de una temperatura media anual de 14,2ºC en el bloque de 1960-1989 a 15,4ºC de temperatura media anual en el bloque de 1990 a 2019. Lo que representa un aumento de la temperatura de aproximadamente 0,4ºC por década lo que está muy por encima del calentamiento esperado para el conjunto del planeta.

Este estudio además de poner de manifiesto con datos lo que se viene percibiendo por el conjunto de la población, también nos alerta sobre un aumento alarmante de días de calor extremo en verano que se va extendiendo a gran velocidad a medida que pasan los años, lo que debe ponernos en alerta sobre las medidas a tomar para combatir unos veranos cada vez más largos y más extremos.

Efectos climáticos de la erupción del volcán Hunga Tonga

Introducción

Hunga Tonga-Hunga Ha'apai (HT-HH), es un volcán submarino en el Pacífico Sur (20,54°S, 175,38°O), alcanzó el clímax de su fase de erupción el 15 de enero de 2022. La explosión envió una columna volcánica a la mesosfera hasta altitudes de 57 km, un récord en la era de los satélites. También disparó alertas de tsunami en todo el mundo, olas que se propagaron a nivel mundial y perturbaciones ionosféricas. 

Además de partículas, las erupciones volcánicas pueden arrojar grandes cantidades de gases a la estratosfera. Aunque alrededor del 80% de este volumen de gas puede ser vapor de agua H2O magmático hasta el 90% de la humedad emitida por los volcanes suele eliminarse por condensación en el punto frío de la tropopausa. También se encuentran a menudo cantidades considerables de dióxido de carbono CO2 y dióxido de sulfuro SO2 en las columnas volcánicas, junto con ácido clorhídrico HCl y otros gases traza. El SO2 reacciona con el H2O y el ión oxidrilo OH para formar aerosoles de sulfato submicrónicos que reflejan la radiación solar y reducen la temperatura de la superficie. Por ejemplo, la influencia radiativa de la erupción del Monte Pinatubo de 1991 “puso fin a varios años de temperatura superficial globalmente cálida”, lo que ilustra la capacidad de las erupciones volcánicas para alterar sustancialmente el clima global.

La composición de la pluma del volcán HT-HH no tiene precedentes, ya que la erupción inyectó grandes cantidades de H2O directamente en la estratosfera. El alto contenido de humedad de la pluma quizás no sea sorprendente ya que la caldera del HT-HH estaba situada a 150 m bajo el nivel del mar, donde el agua en contacto con el magma en erupción (a temperaturas de ∼1100–1470 K ) fue sobrecalentado, resultando en vapor explosivo.

El Microwave Limb Sounder (MLS) a bordo del satélite Aura de la NASA proporciona mediciones de 15 gases traza, entre ellos H2O, HCl y SO2. El MLS mide la emisión térmica del limbo de la Tierra, cubriendo regiones espectrales cercanas a 118, 190, 240 y 640 GHz. MLS es muy adecuado para observar penachos volcánicos, ya que la radiación de microondas no se ve afectada en gran medida por los aerosoles de sulfato. 

Inyección de H2O estratosférico sin precedentes

La Figura inferior  compara las inyecciones estratosféricas del volcán HT-HH HCl, SO2 y H2O con otras inyecciones estratosféricas (volcánicas o de otro tipo) observadas por MLS. Las inyecciones grandes se marcan individualmente.

Serie temporal de proporciones de mezcla máximas de H2O, SO2 y HCl con selección de calidad a diferentes niveles de presión. Los máximos de SO2 a 14 hPa y los máximos de HCl a 31 hPa después de la erupción HT-HH se muestran en rosa.

La erupción del HT-HH no inyectó grandes cantidades de HCl o SO2 en la estratosfera. La masa total inyectada de SO2 estratosférico fue de 0,41 ± 0,02 Tg, que palidece en comparación con erupciones anteriores medidas por MLS, como el volcán Kasatochi de 2008 ,o el  Sarychev de 2009 o las erupciones de del Raikoke de 2019, cada una de las cuales emitió ~1 Tg. La masa de SO2 inyectada por el HT-HH es aún menos notable en el contexto de las 17 Tg inyectadas por la erupción del Pinatubo de 1991.

El único aspecto inusual de la pluma de SO2 es su altura de inyección. Las columnas de SO2 normalmente se inyectan a altitudes no superiores a 46 hPa (∼21 km). HT-HH es la única inyección observada por MLS que produjo valores máximos de SO2 a 14 hPa (∼29 km), con valores detectados hasta 6,8 hPa (∼35 km). Para el 27 de enero, la pluma de SO2 cayó por debajo de los niveles de fondo. 

La inyección de HCl fue igualmente normal. Al igual que con el SO2, el único aspecto inusual de la pluma de HCl es su altura de inyección de 31,6 hPa (∼24 km), mientras que las erupciones anteriores no alcanzaron más de 68 hPa (∼18,6 km).

Por el contrario, la magnitud de la inyección del HT-HH de H2O no tiene precedentes. Existen tres vías naturales para la inyección directa de H2O en la estratosfera: convección excesiva, tormentas de pirocumulonimbos (piroCb) y erupciones volcánicas. El registro anterior de H2O estratosférico medido por MLS fue de 26,3 ppmv a 100 hPa asociado con un evento convectivo de exceso en agosto de 2019 que abarcó miles de kilómetros cuadrados y persistió durante varias horas. Dos eventos de pirocúmulos se destacan en el registro de H2O de la MLS: el Noroeste del Pacífico de 2017  y el Año Nuevo australiano de 2019/2020. Solo los pirocúmulos australianos inyectaron suficiente H2O para permitir una estimación precisa de la masa (19 ± 3 Tg).

Las erupciones volcánicas del Kasatochi de 2008  y del Calbuco de 2015 fueron las únicas en el registro de la MLS que inyectaron cantidades apreciables de H2O en la estratosfera. Ninguno depositó H2O a altitudes superiores a 68 hPa (∼18,6 km), y ambas inyecciones fueron demasiado pequeñas para una estimación fiable de la masa de H2O.

La erupción del HT-HH inyectó al menos 146 ± 5 Tg de H2O en la estratosfera, no solo superando las magnitudes de todas las demás inyecciones en el registro de la MLS, sino también eclipsando una estimación teórica de 37,5 Tg del Pinatubo. Esta inyección de H2O estratosférico es única en el registro satelital (1979 a la fecha). Para poner la inyección del HT-HH en perspectiva, representa aproximadamente el 10% de la carga estimada de H2O estratosférico de 1400 Tg. Además, la altura de la inyección de la pluma de H2O superó con creces la de cualquier otra inyección en el registro de la MLS

 Evolución de la pluma de H2O

El 15 de enero, la pluma alcanzó los 0,46 hPa (∼53 km). El 16 de enero fueron visibles dos penachos separados, uno en la estratosfera superior (entre 1 y 8 hPa) y el otro en la estratosfera inferior (entre 10 y 80 hPa), donde se inyectó la mayor parte del volumen de H2O. En este día, los efectos en la pluma de una fuerte cizalladura del viento entre 1 y 8 hPa fueron evidentes.

Para el 22 de enero, el penacho había dado la vuelta casi por completo al globo a 2,1 hPa, mientras que solo viajaba a la mitad de velocidad  a 26 hPa. En promedio, durante enero y febrero, la pluma se movió aproximadamente  37° de longitud por día a 2,1 hPa, pero solo unos  18° de longitud por día de 31 a 6 hPa, en consonancia con los vientos de los análisis meteorológicos. Para el 5 de febrero, la pluma cubría todas las longitudes, con las mayores concentraciones de 38 a 21 hPa (∼ 22–26 km). Para el 31 de marzo, la pluma de alrededor de 4,6 hPa se había reducido a valores cercanos al fondo.

Las mediciones del 31 de marzo muestran la persistencia de la pluma de H2O en la estratosfera baja y media. Al mismo tiempo que rodeaba el globo, la pluma de H2O se ensanchaba lentamente, extendiéndose principalmente hacia el norte alrededor de 26 hPa. Este penacho requerirá un mayor seguimiento a medida que la señal de la erupción se propague hacia la estratosfera superior y hacia los polos en la Circulación Brewer-Dobson (BDC).

Discusión 

La importancia del H2O estratosférico está bien establecida; afecta la química y la dinámica estratosférica, así como la radiación atmosférica. Por ejemplo, el exceso de H2O estratosférico podría aumentar las concentraciones de OH, aumentando ligeramente la producción de ozono O3 a través del ciclo de oxidación del metano  CH4 pero empeorando el agotamiento de O3 a través del ciclo de HOx, lo que lleva a una disminución neta de O3. El incremento en las concentraciones de OH también podrían aumentar la pérdida de CH4, lo que resultaría en una disminución de su vida y, por lo tanto, reduciría su efecto a largo plazo sobre el clima. Además, si el incremento de las concentraciones de H2O se incorporaran al vórtice antártico en desarrollo en una medida suficiente para elevar la temperatura de formación de las nubes estratosféricas polares, se aumentaría la pérdida química acumulativa de O3. En términos de transporte, un estudio de la respuesta dinámica a una duplicación uniforme del H2O estratosférico concluyó que dicha humectación podría reducir la temperatura estratosférica y aumentar la fuerza del BDC; también podría resultar en que los chorros troposféricos del oeste se vuelvan más fuertes y las trayectorias de las tormentas se desplacen hacia los polos. Dado que la inyección del HT-HH es aproximadamente el 10% de la carga de H2O estratosférica, una respuesta dinámica de menor magnitud sería lo esperado.

El H2O ingresa a la estratosfera principalmente en los trópicos, donde se liofiliza 

en el punto frío de la tropopausa. Este mecanismo da lugar a la “grabadora”, mediante la cual el ciclo anual de las temperaturas de la tropopausa se imprime en bandas alternas de aire seco y húmedo que se elevan en la estratosfera tropical. Al cortocircuitar la vía a través del punto frío, el HT-HH ha interrumpido esta señal de "latido del corazón" (ver figura inferior)

(a) La grabadora atmosférica (anomalías zonales medias de H2O en los trópicos). (b) Serie temporal de H2O casi global (60°S a 60°N) a 100 y 31 hPa. Las abundancias de H2O se basan en datos del Microwave Limb Sounder.

De acuerdo con el mecanismo de liofilización, las temperaturas inusualmente bajas de la tropopausa alrededor del año  2001 provocaron una fuerte caída en la cantidad de H2O que ingresa a la estratosfera. Esta anomalía seca se propagó a través del BDC, ascendiendo lentamente a través de la estratosfera y moviéndose hacia los polos. Usando la propagación de la caída de H2O de 2001 como un análogo para el transporte de la pluma del  HT-HH, esperamos que el ascenso pueda transportar H2O volcánico a 10 hPa dentro de aproximadamente 9 meses después de la erupción. El exceso de H2O podría llegar a las latitudes medias del norte y del sur en aproximadamente 18 y 24 meses respectivamente, en un amplio dominio en la estratosfera superior. Dado que parte de la pluma ha entrado en la rama inferior del BDC, el H2O elevado puede alcanzar latitudes medias estratosféricas más bajas en unos pocos meses. La escala de tiempo para la disipación completa del penacho puede ser de 5 a 10 años.

Los cálculos radiativos de la caída repentina de H2O de ~0,4 ppmv (a 100 hPa) en 2001 demostraron que el forzamiento radiativo de incluso pequeñas variaciones en el H2O de la estratosfera inferior podría inducir cambios a escala decenal en la temperatura superficial media global. En el caso del volcán HT-HH serían sin precedentes lo que corresponde a ∼1,5 ppmv (a 31 hPa) si se promediara entre 60°S y 60°N.

Estudios previos de los efectos radiativos de las perturbaciones del H2O estratosférico, incluida la inyección volcánica directa, han demostrado que pueden provocar el calentamiento de la superficie. Como se estableció anteriormente, la erupción del HT-HH fue inusual porque inyectó cantidades extremadamente grandes de H2O. Las simulaciones preliminares del modelo climático sugieren un forzamiento radiativo efectivo  en la tropopausa de +0,15 W/m2 debido al incremento del H2O. A modo de comparación, el aumento del forzamiento radiativo debido al crecimiento del CO2 entre 1996 y 2005 fue de aproximadamente +0,26 W/m2. De modo que el incremento de H2O del HT-HH ejercerá un forzamiento radiativo positivo en la superficie, compensando el enfriamiento de la superficie causado por el forzamiento radiativo de los  aerosoles. 

En otras palabras, el forzamiento radiativo del HT-HH nos ha hecho avanzar en el cambio climático aproximadamente 5 o 6 años lo que quiere decir que este verano de 2022 hemos vivido un verano típico de 2027 o 2028. Además como la inyección de vapor tardará aproximadamente ese tiempo o incluso más en disiparse. Muy probablemente los veranos de aquí a 2028 sean similares al de 2022 con la variabilidad natural esperada. 

No es una buena noticia, pues este verano de 2022 ha sido el más cálido jamás registrado en amplias zonas el mundo y también el más seco. Lo que nos pone de manifiesto que los próximos veranos de aquí a 2028 podrían ser todos tan catastróficos como este 2022 y después de 2028 lejos de mejorar, debido al cambio climático, continuaríamos por la senda ascendente de las temperaturas y posiblemente de las sequías.

Dada la extraordinaria magnitud de la inyección de H2O del HT-HH y el hecho de que su tiempo de residencia estratosférico anticipado supera la escala de tiempo típica de 2 a 3 años para que los aerosoles de sulfato caigan de la estratosfera, El volcán HT-HH puede ser la primera erupción volcánica observada que impactó el clima no a través del enfriamiento de la superficie causado por los aerosoles de sulfato volcánico, sino más bien a través del calentamiento de la superficie causado por el exceso de forzamiento radiativo de H2O.

Resumen

En resumen, las mediciones del MLS indican que la erupción del HT-HH inyectó una cantidad excepcional de H2O directamente en la estratosfera. La magnitud de la inyección constituyó al menos el 10% de la carga total de H2O estratosférico. El día de la erupción, el penacho de H2O alcanzó una altitud de ~53 km. La inyección de H2O pasó el punto frío de condensación de la tropopausa, interrumpió la señal de la grabadora de cinta de H2O, estableció un nuevo récord de altura de inyección de H2O en el récord de 17 años de la MLS y podría alterar la química y la dinámica estratosférica a medida que la pluma de H2O de larga duración se propaga a través de la estratosfera en el BCD. A diferencia de anteriores erupciones fuertes en la era de los satélites, el HT-HH podría afectar el clima no a través del enfriamiento de la superficie debido a los aerosoles de sulfato, sino más bien a través del calentamiento de la superficie debido al exceso de forzamiento de H2O estratosférico. Dadas las posibles consecuencias de alto impacto de la inyección de H2O del HT-HH, es fundamental continuar monitoreando los gases volcánicos de esta erupción y las futuras para cuantificar mejor sus diferentes roles en el clima.

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