RT.3.2 Cambios en la criosfera: registro instrumental
En la actualidad, el hielo cubre permanentemente un 10% de la superficie terrestre y solamente una fracción mínima se encuentra fuera de la Antártida y Groenlandia. Además, el hielo cubre aproximadamente el 7% de los océanos en la media anual. A mediados del invierno, la nieve cubre aproximadamente el 49% de la superficie terrestre del HN. Una propiedad importante de la nieve es su alto albedo de superficie. La nieve y las superficies de hielo reflejan el 90% de la radiación solar incidente, mientras que los océanos abiertos o tierras con vegetación reflejan sólo aproximadamente el 10%. Es por ello que los cambios en la nieve y la capa de hielo son mecanismos importantes de retroefecto en el cambio climático. Además, la nieve y el hielo son aisladores eficaces. El terreno congelado estacionalmente es más extenso que la cubierta de nieve y su presencia es importante para los flujos de energía y humedad. Por tanto, las superficies congeladas desempeñan funciones importantes en los procesos energéticos y climáticos. {4.1}
La criosfera almacena aproximadamente el 75% del agua dulce del planeta. A escala regional, las variaciones en las cubiertas de nieve de las montañas, glaciares y pequeños casquetes de nieve, desempeñan una función importante en la disponibilidad de agua dulce. El hielo se convierte en agua líquida a temperaturas específicas. Por tanto, el hielo es un componente del sistema climático que puede cambiar abruptamente después de un calentamiento considerable. Los análisis y observaciones del hielo aumentaron y mejoraron a partir del TIE, e incluyen la reducción del volumen del glaciar de montaña, disminución de la capa de nieve, los cambios en los terrenos congelados y permafrost, la merma de la extensión del hielo marino ártico, la reducción costera del manto de hielo de Groenlandia que supera el aumento en el interior de la tierra debido al aumento de nevadas, y la disminución del terreno congelado estacionalmente y de las capas de hielo de ríos y lagos. Esto permite comprender mejor el cambio de la criosfera, incluso sus aportes al cambio reciente del nivel del mar. Este informe se centra en los períodos desde 1961 hasta la actualidad y desde 1993 hasta la actualidad, debido tanto a la disponibilidad de datos del equilibrio de la masa de glaciares medidos directamente como a la de observaciones de altimetría de los mantos de hielo. {4. 1}
La capa de nieve disminuyó en la mayoría de las regiones, sobre todo durante la primavera. La capa de nieve del Hemisferio Norte observada por satélite durante el período de 1966 a 2005 disminuyó durante todos los meses excepto en noviembre y en diciembre, con un descenso gradual del 5% en la media anual a finales de la década de los 80 (véase Gráfico RT. 12). En el HS, los escasos registros principales o indicadores indirectos muestran en su mayoría disminuciones o no muestran cambios en los últimos 40 años o más. La extensión de la cubierta de nieve de abril en el Hemisferio Norte se corresponde con los 40°N hasta 60°N de la temperatura de abril. Esto refleja el retroefecto entre nieve y temperatura. {4.2}
En muchas regiones se registra la disminución de la capa de nieve del mundo según la serie de tiempo anual de aguanieve de montaña equivalente y la profundidad de la nieve. La nieve de montaña se puede ver afectada por pequeños cambios de temperatura climática donde la transición de lluvia a nieve se relaciona estrechamente con la latitud del nivel de congelación. La disminución de la capa de nieve de montaña en América del Norte occidental y en los Alpes Suizos es mayor en elevaciones más bajas y cálidas. El aguanieve de montaña equivalente disminuyó a partir de 1950 en un 75% en las estaciones supervisadas del oeste de América del Norte. La profundidad de la nieve de montaña también disminuyó en los Alpes y el sudeste de Australia. Las observaciones de la profundidad de la nieve para determinar los cambios en los Andes son escasas pero las mediciones de temperatura muestran que probablemente aumentaron las altitudes donde se forma la nieve (por encima del límite de nieve) en las regiones de América del Sur. {4.2}
El permafrost y el terreno congelado estacionalmente sufrieron grandes cambios en la mayoría de las regiones en los últimos decenios. Los cambios en las condiciones del permafrost pueden afectar la escorrentía de los ríos, el suministro de agua, el intercambio de carbono y la estabilidad del paisaje y puede dañar la infraestructura. El aumento de las temperaturas en la superficie de la capa de permafrost ascendió a más de 3°C a partir de la década de los 80. El calentamiento del permafrost se observó además, con una magnitud variable en el Ártico canadiense, en Siberia, la meseta tibetana y en Europa. La base del permafrost se derrite a razón de 0,04 m año–1 en Alaska y 0,02 m año–1 en la meseta tibetana. {4.7}
El área máxima cubierta por terreno congelado estacionalmente disminuyó en aproximadamente un 7% en el HN durante la última mitad del siglo XX, con una disminución en la primavera de hasta un 15%. Su profundidad máxima disminuyó aproximadamente 0,3 m en Eurasia a partir de la segundad mitad del siglo XX. Además, la profundidad máxima estacional del deshielo aumentó aproximadamente 0,2 m en el Ártico ruso desde 1956 hasta 1990. {4.7}
Como promedio, la tendencia general del hielo de los ríos y lagos del HN durante los últimos 150 años indica que la fecha de congelación se retrasa a una tasa promedio de 5,8 ± 1,9 días por siglo, mientras la fecha de disolución se adelanta a una tasa promedio de 6,5 ± 1,4 días por siglo. Sin embargo, se observó una variabilidad espacial considerable y algunas regiones mostraron tendencias de señales opuestas. {4.3}
Recuadro RT.3: Dinámica y estabilidad del manto de hielo
Los mantos de hielo son masas de hielo gruesas y extensas formadas principalmente por la consolidación de la nieve. Los mantos de hielo se extienden bajo su propio peso y transfieren masas hasta sus márgenes donde se pierden principalmente por la escorrentía del agua que se fusiona en la superficie o por el desgajamiento de los icebergs hacia las márgenes de mares o lagos. Los mantos de hielo fluyen por la deformación del hielo o el agua del deshielo que se desliza en su base. El movimiento rápido de la base necesita que la temperatura de ésta aumente hasta el punto de que se funda por el calor del interior de la Tierra, liberado por el trasporte de hielo fundido o por la “fricción” del movimiento del hielo. Las velocidades de deslizamiento bajo un estrés gravitacional determinado difieren en varios órdenes de magnitud, dependiendo de la presencia o ausencia de sedimentos deformables, la dureza del sustrato y el suministro y distribución del agua. Las condiciones de la base no suelen estar bien definidas lo que conduce a incertidumbres importantes a la hora de interpretar la estabilidad del manto de hielo. {4.6}
El flujo de hielo se canaliza generalmente en dos rápidas corrientes de hielo (que fluyen entre paredes de hielo de movimiento lento) o en glaciares de aflujo (con paredes de rocas). El flujo reforzado en corrientes de hielo surge debido al aumento del estrés gravitacional vinculado al hielo más grueso en las depresiones del lecho de roca o debido al aumento de de agua de deshielo en la base. {4.6}
A menudo el hielo fundido de la costa sigue conectado al manto de hielo convirtiéndose en una plataforma de hielo flotante. Las plataformas de hielo se mueven hacia delante, extendiéndose y haciéndose cada vez más finas bajo su propio peso, y alimentándose de las nevadas y del hielo del manto de hielo. La fricción en las laderas de las plataformas de hielo y bancos locales ralentiza el flujo de las plataformas de hielo y, por consiguiente, del manto de hielo. Una plataforma de hielo pierde masa al separase de los icebergs y por el deshielo de la base en la cavidad oceánica subyacente. Los estudios demuestran que el calentamiento oceánico de 1°C podría afectar al proceso a través del cual las plataformas de hielo se funden en 10 m año–1, pero el poco conocimiento de las cavidades de las plataformas de hielo inaccesibles reduce la exactitud de tales cálculos. {4.6}
El registro paleolítico de las eras glaciales pasadas indica que los mantos de hielo se reducen debido al calentamiento y crecen debido al enfriamiento, y que la reducción puede se más rápida que el crecimiento. Los volúmenes de los mantos de hielo de la Antártida y Groenlandia equivalen a aproximadamente 7 m y 57 m, respectivamente, por encima del nivel del mar. La información palaeoclimática indica que en el pasado probablemente se fundieron ambos mantos de hielo. Sin embargo, la información de los testigos de hielo muestra que ninguna de los mantos de hielo se eliminó completamente durante los períodos cálidos de al menos los últimos millones de años. Los mantos de hielo pueden responder a los forzamientos ambientales que se produzcan durante largos periodos de tiempo. Esto implica que los posibles cambios futuros sean fruto del calentamiento actual. Por ejemplo, puede que el calentamiento de la superficie tenga que durar más de 10.000 años para que penetre en el lecho y cambie sus temperaturas. La velocidad del hielo, por encima de todo el manto de hielo, cambia con mayor lentitud debido a los cambios en la forma del manto de hielo o la temperatura superficial. Sin embargo, pueden darse cambios con mayor velocidad en corrientes de hielo y glaciares de aflujo debido al cambio de las condiciones de la base, la penetración del hielo fundido de la superficie en el lecho o cambios en las plataformas de hielo donde afluyen. {4.6, 6.4}
Los modelos configurados en la actualidad para integraciones mayores son más fiables, pues tratan la acumulación o el desgaste superficial, según el TIE, pero no incluyen tratamientos completos de la dinámica del hielo; por ende, los análisis de proyecciones de cambios pasados y futuros, realizadas mediante el uso de tales modelos pueden infravalorar los aportes del flujo de hielo al aumento del nivel del mar, pero se desconoce la magnitud de tal efecto. {8.2}
La extensión media anual del hielo marino ártico se redujo aproximadamente en 2,7 ± 0,6% por decenio a partir de 1978 según observaciones de satélite (véase Gráfico RT.13). La extensión disminuye más en verano que en invierno, teniendo en cuenta que la mínima invernal disminuye a una tasa de aproximadamente 7,4 ± 2,4% por decenio. Otros datos indican que la disminución del verano comenzó aproximadamente en 1970. Observaciones similares en la Antártida revelan mayor variabilidad interanual pero sin tendencias fiables durante el período de observaciones de satélite. En contraposición con los cambios en el hielo continental tales como el manto de hielo y los glaciares, los cambios en el hielo marítimo no afectan directamente al cambio del nivel del mar (porque este hielo está flotando).
Sin embargo, pueden afectar los cambios de salinidad mediante adiciones de agua dulce. {4.4}
Durante el siglo XX, los glaciares y casquetes de hielo experimentaron una amplia pérdida de masa y contribuyeron al aumento del nivel del mar. La pérdida de masa de los glaciares y casquetes de hielo (exceptuando los cercanos al manto de hielo de Groenlandia y Antártida) se estima en 0,50 ± 0,18 mm año–1 en el nivel del mar equivalente (NME) entre 1961 y 2003, y 0,77 ± 0,22 mm año–1 NME entre 1991 y 2003. La pérdida finisecular de glaciares probablemente sea la respuesta al calentamiento mundial después de 1970. {4.5}
Las observaciones recientes muestran pruebas de cambios rápidos en el flujo de hielo de algunas regiones lo cual contribuye al aumento del nivel del mar e indica que la dinámica del desplazamiento de hielo puede ser un factor clave en las respuestas futuras de las plataformas de hielo, los glaciares costeros y los mantos de hielo frente al cambio climático. La reducción o pérdida de las plataformas de hielo en algunas regiones costeras de Groenlandia, la Península Antártica y Antártida occidental se asocian al flujo acelerado de glaciares corrientes y cercanos de hielo. Esta situación indica que las plataformas de hielo (incluidas plataformas de hielo pequeñas de apenas kilómetros o decenas de kilómetros de largo) pueden desempeñar una función más importante en la estabilización o contención del movimiento del hielo de la que se pensó anteriormente. Las temperaturas oceánicas y atmosféricas contribuyen a los cambios observados. Es muy probable que el calentamiento intenso del verano de 2002 en la región de la Península Antártica desempeñara una función en la disolución rápida de la plataforma de hielo Larsen B. Esto se produjo debido al deshielo del verano cuyas aguas se escurrieron por las grietas y las separaron. Los modelos no captan con exactitud todos los procesos físicos que al parecer participan en el desgajamiento observado de los icebergs (como la separación de Larsen B). {4.6}
Resulta muy probable que los mantos de hielo de Groenlandia y la Antártida juntos contribuyeran al aumento del nivel del mar en el decenio pasado. Resulta muy probable que el manto de hielo de Groenlandia se redujera de 1993 a 2003, con un espesor en las regiones centrales mayor que la compensación debida al aumento del deshielo en regiones costeras. Las observaciones no precisan bien si el manto de hielo crece o decrece durante escalas de tiempo mayores a los 10 años. La ausencia de consenso entre las técnicas y la escasez de cálculos evitan mejorar el cálculo o los límites de errores más rigurosos estadísticamente para conocer los cambios en el equilibrio de la masa del manto de hielo. Sin embargo, se observa un aumento del drenaje de hielo del interior de los glaciares de aflujo en ambos mantos de hielo (véase Gráfico RT.14). La evaluación de la información y técnicas sugieren un equilibrio de la masa del manto de hielo de Groenlandia de –50 a –100 Gt años–1 (la reducción contribuye al aumento del nivel del mar de en un 0,14 a 0,28 mm año–1) de 1993 a 2003, con aumento de pérdidas en 2005. Las incertidumbres crecen en los períodos de tiempo anteriores y en la Antártida. El nivel estimado de equilibrio de la masa del manto de hielo de Groenlandia durante el período de 1961 a 2003 va de un crecimiento de 25 Gt año–1 a una reducción de 60 Gt año–1 (–0,07 a +0,17 mm año–1 NME). La evaluación de toda la información representa un cálculo para la totalidad del equilibrio de la masa del manto de hielo antártico de un crecimiento de 100 Gt año–1 a una reducción de 200 Gt año–1 (–0,27 a +0,56 mm año–1 NME) desde 1961 hasta 2003, y de +50 a –200 Gt año–1 (–0,14 a +0,55 mm año–1 NME) de 1993 a 2003. Los cambios en el flujo de hielo son probablemente suficientes para explicar el total o la mayoría del desequilibrio estimado de la masa antártica, teniendo en cuenta los últimos cambios en el flujo de hielo, la escorrentía del agua de las nevadas o del deshielo, suficientes para explicar el desequilibrio de la masa de Groenlandia. {4.6, 4.8}