Inestabilidad de la capa de hielo marino

La inestabilidad de la capa de hielo marino (MISI) describe la posibilidad de que las capas de hielo conectadas a tierra debajo del nivel del mar se desestabilicen de manera descontrolada. El mecanismo se propuso por primera vez en la década de 1970 [1] [2] y se identificó rápidamente como un medio por el cual incluso el calentamiento antropogénico gradual podría conducir a un aumento relativamente rápido del nivel del mar . [3] [4] En la Antártida, la capa de hielo de la Antártida occidental , la cuenca subglacial de Aurora y la cuenca de Wilkes están cada una en tierra por debajo del nivel del mar y están inherentemente sujetas a MISI.

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Un collage de imágenes y animación para explicar los cambios que están ocurriendo en la capa de hielo de la Antártida Occidental, narrado por el glaciólogo Eric Rignot.

El término capa de hielo marino describe una capa de hielo cuya base descansa sobre el suelo por debajo del nivel del mar, y la inestabilidad de la capa de hielo marina describe la naturaleza precaria inherente de las capas de hielo marino debido al principio de Arquímedes . Debido a que el agua de mar es más densa que el hielo, las capas de hielo marino solo pueden permanecer estables donde el hielo es lo suficientemente grueso como para que su masa exceda la masa de agua de mar desplazada por el hielo. En otras palabras, dondequiera que exista hielo por debajo del nivel del mar, se mantiene en su lugar solo por el peso del hielo que lo cubre. A medida que se derrite una capa de hielo marino, el peso del hielo que lo recubre disminuye. Si el derretimiento provoca un adelgazamiento más allá de un umbral crítico, es posible que el hielo superpuesto ya no sea lo suficientemente pesado como para evitar que el hielo submarino debajo de él se levante del suelo, permitiendo que el agua penetre por debajo.

La ubicación de la línea de conexión a tierra , el límite entre la capa de hielo y las plataformas de hielo flotantes, es inestable en este caso. La cantidad de hielo que fluye sobre la línea de conexión a tierra inicialmente coincide con la producción de hielo de la nieve corriente arriba. Cuando la línea de conexión a tierra se empuja hacia atrás, debido, por ejemplo, al derretimiento del agua caliente, la capa de hielo es más gruesa en la nueva ubicación de la línea de conexión a tierra y la cantidad total de hielo que fluye a través puede aumentar. (Esto depende de la pendiente de la superficie subaérea ). Como esto hace que la capa de hielo pierda masa, la línea de conexión a tierra se empuja aún más hacia atrás y este mecanismo de autorrefuerzo es la causa de la inestabilidad. Las capas de hielo de este tipo han acelerado la retirada de las capas de hielo. [5] [6]

Estrictamente hablando, la teoría MISI solo es válida si las plataformas de hielo flotan libremente y no están limitadas en una ensenada . [7]

La perturbación inicial o el retroceso de la línea de conexión a tierra puede ser causado por las altas temperaturas del agua en la base de las plataformas de hielo, de modo que aumenta el derretimiento (derretimiento basal). Las plataformas de hielo adelgazadas, que anteriormente estabilizaron la capa de hielo, ejercen un efecto de refuerzo menor (tensión de espalda). [5]

Inestabilidad del acantilado de hielo marino

Un proceso relacionado conocido como Marina de hielo acantilado de inestabilidad postula (MICI) que, debido a las características físicas del hielo, subaerial acantilados de hielo superiores a ~ 90 metros de altura, es probable que colapsan bajo su propio peso, y podría conducir a la retirada capa de hielo fuera de control en una moda similar a MISI. [5] Para una capa de hielo asentada debajo del nivel del mar con un lecho inclinado hacia el interior, la falla del acantilado de hielo elimina el hielo periférico, que luego expone acantilados de hielo más altos e inestables, perpetuando aún más el ciclo de falla y retroceso del frente de hielo. El derretimiento de la superficie puede mejorar aún más el MICI a través del encharcamiento y la hidrofractura . [7] [8]

Esquema de retroalimentación de amplificación de estratificación y precipitación. Estratificación: el aumento del flujo de agua dulce reduce la densidad del agua superficial, lo que reduce la formación de AABW, atrapa el calor de NADW y aumenta el derretimiento de la plataforma de hielo. Precipitación: el aumento del flujo de agua dulce enfría la capa mixta del océano, aumenta el área de hielo marino, lo que hace que la precipitación caiga antes de que llegue a la Antártida, lo que reduce el crecimiento de la capa de hielo y aumenta el frescor de la superficie del océano. El hielo en la Antártida occidental y la cuenca de Wilkes, en la Antártida oriental, es más vulnerable debido a la inestabilidad de los lechos retrógrados.

Según un estudio publicado en 2016, el agua de deshielo fría proporciona un enfriamiento de la capa superficial del océano, actúa como una tapa y también afecta las aguas más profundas al aumentar el calentamiento del océano subsuperficial y, por lo tanto, facilita el derretimiento del hielo.

Nuestros experimentos de “agua dulce pura” muestran que la tapa de baja densidad causa el calentamiento de las profundidades del océano, especialmente en las profundidades de las líneas de conexión a tierra de la plataforma de hielo que proporcionan la mayor parte de la fuerza de restricción que limita la descarga de la capa de hielo. [9]

Otra teoría discutida en 2007 sobre el aumento de las aguas cálidas del fondo es que los cambios en los patrones de circulación del aire han provocado un aumento de las aguas oceánicas profundas y cálidas a lo largo de la costa de la Antártida y que esta agua cálida ha aumentado el derretimiento de las plataformas de hielo flotantes. [10] Un modelo oceánico ha demostrado cómo los cambios en los vientos pueden ayudar a canalizar el agua a lo largo de canales profundos en el fondo del mar, hacia las plataformas de hielo de los glaciares de salida. [11]

En la Antártida occidental, se ha identificado que los glaciares Thwaites y Pine Island son potencialmente propensos a MISI, y ambos glaciares se han adelgazado y acelerado rápidamente en las últimas décadas. [12] [13] [14] [15] En la Antártida oriental, el glaciar Totten es el glaciar más grande que se sabe que está sujeto a MISI [16] y su potencial del nivel del mar es comparable al de toda la capa de hielo de la Antártida occidental. Totten Glacier ha estado perdiendo masa de forma casi monótona en las últimas décadas, [17] lo que sugiere que es posible un rápido retroceso en un futuro próximo, aunque se sabe que el comportamiento dinámico de Totten Ice Shelf varía en escalas de tiempo estacionales e interanuales. [18] [19] [20] La cuenca de Wilkes es la única cuenca submarina importante en la Antártida que no se cree que sea sensible al calentamiento. [14]

  1. ^ Weertman, J. (1974). "Estabilidad de la unión de una capa de hielo y una plataforma de hielo" . Revista de Glaciología . 13 (67): 3-11. doi : 10.3189 / S0022143000023327 . ISSN  0022-1430 .
  2. ^ Thomas, Robert H .; Bentley, Charles R. (1978). "Un modelo para la retirada del Holoceno de la capa de hielo de la Antártida occidental". Investigación Cuaternaria . 10 (2): 150-170. doi : 10.1016 / 0033-5894 (78) 90098-4 . ISSN  0033-5894 .
  3. ^ Mercer, JH (1978). "Capa de hielo de la Antártida occidental y efecto invernadero de CO2: una amenaza de desastre". Naturaleza . 271 (5643): 321–325. Código Bibliográfico : 1978Natur.271..321M . doi : 10.1038 / 271321a0 . ISSN  0028-0836 .
  4. ^ Vaughan, David G. (20 de agosto de 2008). "Colapso de la capa de hielo de la Antártida occidental: la caída y el surgimiento de un paradigma" (PDF) . Cambio Climático . 91 (1–2): 65–79. doi : 10.1007 / s10584-008-9448-3 . ISSN  0165-0009 .
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  19. ^ Roberts, Jason; Galton-Fenzi, Benjamin K .; Paolo, Fernando S .; Donnelly, Claire; Gwyther, David E .; Padman, Laurie; Young, Duncan; Warner, Roland; Greenbaum, Jamin (23 de agosto de 2017). "Variabilidad forzada por el océano de la pérdida de masa del glaciar Totten" (PDF) . Sociedad Geológica, Londres, Publicaciones especiales . 461 (1): 175–186. Código bibliográfico : 2018GSLSP.461..175R . doi : 10.1144 / sp461.6 . ISSN  0305-8719 .
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