Criosfera marina y terrestre

Las plataformas de hielo a lo largo de Península Antártica han cambiado rápidamente en las últimas décadas, con episodios de retroceso, desintegración y colapso que se han producido a ambos lados de la misma. La reducción global de la superficie total de la plataforma de hielo durante las últimas cinco décadas se ha calculado en más de 28.000 km2 (Cook y Vaughan, 2010). La pérdida de hielo en la zona oriental es consecuencia esencialmente del aire caliente traído sobre la península por los fuertes vientos del oeste, impuestos por los cambios en el SAM y, en última instancia, impulsado por el desarrollo del agujero de ozono. El adelgazamiento de la plataforma de hielo se ha atribuido fusión tanto en superficie como submarina (Scambos y otros, 2000; Pritchard y otros, 2012). El calentamiento de la superficie de la Península Antártica en el norte comenzó hace aproximadamente 600 años (Sterken y otros, 2012), por lo que las plataformas de hielo se pre-acondicionaron al colapso a medida que la tasa de calentamiento se intensificaba durante los últimos 100 años (Mulvaney y otros, 2012). El colapso de la plataforma de hielo se cree que es el resultado de hidro-fracturación de grietas llenas de agua combinadas con cambios en la densidad de la neviza y el espesor de hielo como resultado de cambios locales en el balance de masas de superficie y las tasas de fusión basal. El retroceso de las plataformas de hielo en la Antártida durante el período instrumental parece estar sincronizado con las del Ártico (Hodgson, 2011). La eliminación de las plataformas de hielo ha llevado a la aceleración del flujo de hielo corriente arriba desde el interior, debido a la reducción de las fuerzas de retención ejercidas por las plataformas.

Algunas islas sub-antárticas anteriormente cubiertas de nieve y hielo están ahora cada vez más libres de nieve durante el verano. El Glaciar Brown en Isla Heard perdió el 29% de su superficie entre 1947 y 2004, causando la formación de varias lagunas. En Isla Georgia del Sur, el 97% por ciento de los 103 glaciares costeros estudiados desde la

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década de 1950 hasta la actualidad han retrocedido, y la tasa media de retroceso ha aumentado de 8 m a-1 en la década de 1950 a 35 m a-1 en la actualidad (Cook y otros, 2010). Más al sur, en las Islas Shetland del Sur, el área cubierta de hielo de Isla Rey Jorge disminuyó un 1,6% durante 2000-2008 (Rückamp y otros, 2011), una tasa de pérdida similar a la del periodo 1956-1995, cuando el área cubierta de hielo disminuyó un 7%.

Desde 1953, de los 244 glaciares con terminación en mar que drenan el sector norte del casquete de hielo de la Península Antártica, 212 (87%) han presentado un retroceso general. Los 32 glaciares restantes (13%) han mostrado pequeños avances. Los estudios de la región que analizan tanto glaciares que terminan en mar como en tierra muestran también una tendencia general de retroceso en los frentes. Hay una serie de variaciones a lo largo del área de estudio incluyendo los frentes de hielo estacionarios en la costa noroeste de la península (Rau y otros, 2004). Los índices de recesión, sin embargo, parecen estar disminuyendo. En un estudio de 194 glaciares en la Península Trinity, Isla Vega e Isla James Ross, Davies y otros (2012) muestran que, durante 1988-2001, el 90% de los glaciares retrocedieron, mientras que, entre 2001-2009, retrocedió el 79%. Los glaciares en el lado occidental de la Península Trinity retrocedieron relativamente poco. El área total glaciada en el norte de la Península Antártica disminuyó un 11,1% de 1988-2001 y 3,3% de 2001-2009. Los glaciares con terminación en mar en el este de la Península Trinity, y los glaciares con terminación en tierra en la Isla James Ross, también retrocedieron más rápido en el periodo 1988-2001. Sólo los glaciares grandes con terminación en mar en la Isla James Ross están disminuyendo en extensión a velocidades más rápidas desde 2001. Un estudio reciente sobre el balance de masas de diferentes sectores de la Antártida sobre la base de diversos tipos de datos de satélites (Shepherd y otros, 2012) encontró que, durante 1992-2011, la masa de la península cambió en 20±14 Gt a-1. Una breve discusión sobre las técnicas de satélite empleadas puede encontrase en Hanna y otros (2013).

El sector del Mar de Amundsen de la Antártida Occidental es la región de cambios más rápidos de la capa de hielo de la Antártida (Jenkins y otros, 2010). En Pine Island la línea de anclaje (grounding line) ha retrocedido y el Glaciar Pine Island se está moviendo a una velocidad un 60% mayor que en la década de 1970. El Glaciar Thwaites y otros cuatro glaciares de este sector muestran una disminución de espesor acelerada. El Glaciar Smith ha aumentado la velocidad de flujo un 83% desde 1992. Pine Island y los sistemas glaciares adyacentes están actualmente en desequilibrio en más de un 40%, descargando 280±9 Gt a-1 de hielo, mientras que sólo reciben de nuevas nevadas 177±25 Gt a-1. Para el WAIS en su conjunto, Shepherd y otros (2012) encontraron que, durante 1992-2011, la masa de hielo cambió 65±26 Gt a-1.

Los cambios actuales en la región de la bahía del Mar de Amundsen podrían representar una respuesta continua al forzamiento histórica, o ser un resultado directo del aumento de suministro de agua cálida circumpolar profunda (Circumpolar Deep Water, CDW) (Jacobs y otros, 2011) a las cavidades de hielo sub-plataforma en las últimas décadas o, probablemente, una combinación de ambas. Aunque los cambios en la circulación atmosférica parecen ser responsables de la conducción de más CDW sobre la plataforma continental, no existe una relación establecida inequívoca con el índice SAM más positivo. El centro de bajas presiones del Mar de Amundsen ha sido señalado como un factor causal en el control del flujo de CDW (Thoma y otros, 2008), aunque los cambios en las temperaturas superficiales del Pacífico tropical central pueden ser un factor más

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importante para desencadenar respuestas críticas en la circulación del Mar de Amundsen (Steig y otros, 2012).

Los cambios son menos dramáticos en la mayor parte del manto de hielo de la Antártida Oriental, más significativos cerca de la costa. El manto de hielo muestra un engrosamiento interior de tasa moderada y una mezcla de engrosamiento y adelgazamiento moderado en los bordes de las plataformas de hielo (Pritchard y otros, 2012). La fusión, a partir de los datos de sensores de microondas pasivos, tiende a disminuir en las regiones costeras en los últimos años (2008, 2009). Estas anomalías están vinculadas a las tendencias del SAM en verano, que han suprimido el calentamiento en gran parte de la Antártida durante la era de los satélites. Shepherd y otros (2012) encontraron que, durante 1992-2011, la masa del manto de hielo de la Antártida Oriental cambió +14±43 Gt a-1.

La masa de hielo de la Antártida proporciona un registro notable de los niveles de base de los gases invernadero y contaminantes. Se ha demostrado que en la Antártida los contaminantes han sido transportados a lo largo de grandes distancias. Por ejemplo, el carbón negro medido en testigos de hielo de la Antártida proviene de la quema de biomasa del hemisferio sur (Wang y otros, 2010). Los sedimentos de lagos también proporcionan un registro temporal de la contaminación proveniente de la combustión a altas temperaturas de combustibles fósiles (Rose y otros, 2012).