LOS HIELOS: 2) EL HIELO DEL ARTICO

El hielo marino

El hielo marino del Artico tiene una estructura compleja, consistente en diferentes tipos de hielo, con diferentes espesores, que puede variar desde regiones recubiertas por finas láminas de hielo anual recién formado, hasta otras zonas en donde la compresión de hielo multianual origina amontonamientos de hasta 50 m de espesor. Se producen también unas grandes variaciones estacionales y anuales.

El espesor medio en el Polo Norte es entre 3 y 4 metros a final del invierno, pero la variación es grande debido a que la banquisa ártica se mueve. En el corazón del verano, cuando las temperaturas en el Polo Norte rondan los 0ºC, se está muy cerca de la descongelación y aparecen grandes calvas por donde asoma el agua marina.

Aproximadamente la mitad del hielo marino del Artico, a diferencia del de la Antártida, es hielo multianual, es decir hielo que sobrevive al menos un verano.

Fig. Extensión media máxima (Febrero) y extensión mínima (Septiembre) de la banquisa de hielo en el Artico.

Durante la primera mitad del siglo XX la extensión media estacional de los hielos marinos del Artico permaneció inalterada. Sin embargo, en las últimas décadas del siglo XX la extensión mínima que alcanza la banquisa tras el deshielo del verano ha tendido a ser menor, especialmente durante el verano del 2007. Los máximos de invierno también han tendido a disminuir (Kukla, 2004; Meier, 2005).

Fig. Evolución del área del hielo de la banquisa del Artico entre Enero de 1979 y Agosto de 2010 (fuente: Universidad de Illinois,(datos NSIDC:NASA SMMR y SSM

http://arctic.atmos.uiuc.edu/cryosphere/ )

Por otra parte, los cambios ocurridos son diferentes en unas zonas y otras: en las dos últimas décadas la extensión del hielo marino disminuyó en los mares de Barents y Kara, pero no mostró tendencia, o incluso aumentó, en el mar de Bering y en partes del mar de Beaufort y del Archipiélago Canadiense.

Los estudios realizados sobre la posible disminución del grosor de la banquisa del Artico, basados en las mediciones con sónar realizadas por los submarinos norteamericanos que cruzan en misiones militares el Polo Norte, muestran unos resultados contradictorios. En uno de ellos, comparando las mediciones con sónar efectuadas durante los cruceros del período 1958-1976 con el del período 1993-1997, se indica que ha habido un adelgazamiento considerable del grosor medio del hielo anual del Oceano Glacial Artico, que habría pasado de tener 3,1 metros a tener sólo 1,8 metros durante el verano (Rothrock, 1999). Otro estudio, también basado en la comparación de las mediciones tomadas en dos travesías efectuadas respectivamente en 1976 y 1996 apunta también a un adelgazamiento (Wadhams, 2000). Sin embargo, estudios no muy anteriores, por ejemplo uno basado también en las mediciones de submarinos durante el período 1977-1992, indica que existe una gran variabilidad interanual, pero no una tendencia, ni al engrosamiento, ni al adelgazamiento de la banquisa (Shy, 1996). Otros estudios más recientes también muestran desacuerdos, ya que algunos indican una fuerte disminución de los hielos (Comiso, 2002) y otros que la tendencia es incierta y la variabilidad interanual muy grande (Winsor, 2001; Laxon, 2003).

Al parecer es la extensión del hielo multianual la que más se ha reducido, por razones, aún poco claras, que algunos relacionan con el índice AO (Arctic Oscillation). Un índice alto supondría mayor desaparición de esta capa de hielo, quizás debida a una mayor emigración de hielo hacia el Atlántico a través del estrecho de Fram. Un estudio de mediciones desde satélites durante el período reciente 1978-1998 parece indicar una disminución sustancial, de hasta un 14 %, del área cubierta por el hielo multianual (Johannessen, 1999). El estudio indica, sin embargo, que la variabilidad es grande y que 20 años de mediciones son insuficientes para establecer una tendencia a medio o largo plazo. Otro estudio que analiza el período 1979-2004 también indica una disminución del hielo multianual desde comienzos de la década de los 90, aunque con excepciones como la del año 1996 en la que el hielo se recuperó totalmente. Al parecer existe una región central en el Artico con una cobertura de hielo densa y persistente, que está rodeada por regiones muy fluctuantes (Belchansky, 2005).

Por otra parte, la intensificación de los vientos del oeste durante los últimos 20 años ha podido contribuir a una entrada mayor de agua cálida y salada en el Artico, proveniente del Atlántico a través de los mares de Noruega y Barents (Polyakov, 2005). El agua del Artico bajo el hielo está fuertemente estratificada y se compone de tres niveles (superficial, intermedio y profundo). El agua proveniente del Atlántico avanza por el nivel intermedio, con temperaturas por encima de los 0ºC. A principios de los 90 el índice AO presentó unos valores muy positivos, que luego han tendido a disminuir, y es posible que entonces penetrase en el Artico una cantidad anómala de agua caliente que a lo largo de años posteriores haya ocupado toda la cuenca. El perfil térmico del agua bajo el Polo Norte indica un calentamiento en esa década, que últimamente, en el 2004, se ha visto truncado (Moon, 2005).

El movimiento del hielo

El movimiento del hielo, que es de varios metros por día en el Polo Norte, es variable, ya que está influenciado por el campo de presión y por los vientos, y ello puede ocasionar el engrosamiento temporal en unas zonas y su adelgazamiento en otras (Maslowski, 2000; Kimura, 2000; Tucker, 2001). Existen por regla general dos grandes estructuras circulatorias: el Giro de Beaufort y la Deriva Transpolar. Su variabilidad, en cuanto a intensidad y localización media, es decisiva en los movimientos del hielo.

Este movimiento del hielo está ligado a la variabilidad del índice NAO (North Atlantic Oscillation) y del índice AO (Arctic Oscillation). Se sabe que estos índices, que indican la intensidad de la componente zonal de los vientos atlánticos del oeste que penetran en Eurasia, están muy relacionados con la extensión de los hielos de la banquisa ártica (Rigor, 2004). Con valores altos, y una circulación de vientos fuertes del oeste, la extensión del hielo ártico es menor que cuando los valores son bajos. Ocurre que en esta situación la Deriva Transpolar se coloca más al oeste, lo que facilta que se escape más hielo multianual a través del estrecho de Fram (Belchansky, 2005).

Fig. Mapa del Artico. Se dibujan los principales ríos que desembocan en el Artico con sus caudales medios (en km3/año), los movimientos del hielo (Giro de Beaufort y Deriva Transpolar) y las corrientes marinas (cálidas en naranja y frías en azul).

El Artico pierde agua especialmente a través del estrecho de Fram y la gana a través del estrecho de Bering. En la zona subpolar de los Mares Nórdicos se mezcla el agua salada y cálida venida del Atlántico con el agua casi helada y más dulce llegada del Artico. En esta región se produce agua profunda (NADW, North Atlantic Deep Water), al igual que en la cuenca marina de Irminger y en la de Labrador.

Los ríos, al descargar aguas dulces en el Artico, hacen disminuir su salinidad. De esta forma favorecen la congelación del Artico y moderan probablemente la circulación termohalina del Atlántico, al hacer que sean menos densas las aguas superficiales. Las cuencas árticas se alimentan de la humedad acarreada por los vientos del Oeste. Una mayor evaporación en el Atlántico Norte y un índice NAO positivo provocan mayores precipitaciones y una mayor escorrentía. En las últimas décadas se ha observado un incremento de la escorrentía en las cuencas siberianas pero no así en las cuencas canadienses.

Las tierras costeras del Artico

El hecho más notable de la evolución de la temperatura en las costas del Artico en el último siglo fue una subida rápida, superior a 1ºC, entre 1920 y 1940. Después las temperaturas bajaron entre 1940 y 1970, y finalmente se produjo una nueva subida desde 1970, que se ha intensificado en los últimos años.

Fig. Anomalía de la temperatura en las costas del Artico durante el período 1880-2000 (en azul) con respecto al período 1960-90. Nivel de confianza del 95 % (en amarillo). Temperatura media en diversos períodos (en verde) (referencia: Polyakov, 2002)

En cuanto a Alaska, lo más destacado es un brusco calentamiento registrado hacia 1976 y el enfriamiento reciente .

Fig. Anomalías de la temperatura media anual en ºC en Alaska, 1918-2008 (fuente: NOAA)

¿Por qué se calienta el Artico?

a) Factores antrópicos

El reciente aumento de las temperaturas del Artico puede ser debido, al menos en parte, al aumento de los gases invernadero, no sólo del CO2 sino también del metano y del ozono troposférico. Se produciría además en el mar un efecto de retroalimentación positiva al irse deshelando la banquisa y disminuir el albedo. Por otra parte la reducción de la banquisa ha podido facilitar que el mar transfiera con más facilidad su calor al aire, al disminuir el aislamiento térmico de la capa de hielo.

En las costas continentales del Artico, el albedo también disminuiría poco a poco al ser sustituído un paisaje de tundra por otro boscoso más oscuro. La subida térmica de los últimos años puede también estar relacionada con el alargamiento en varios días de la estación veraniega libre de hielos. La disminución del albedo debido a este motivo es de unos 3 W/m2 por década (Chapin, 2005).

Un modelo del Instituto Goddard de la NASA indica que el ozono transportado hacia el Artico desde los cielos contaminados de Norteamérica y , sobre todo, de Rusia y de China, ha podido causar entre el tercio y la mitad del calentamiento del Artico registrado en la segunda mitad del siglo XX (Shindell, 2006).

Pero el calentamiento del Artico puede haber sido no sólo debido al incremento global del CO2 y de los otros gases invernadero como el metano y el ozono, sino también al efecto invernadero provocado por la suciedad del aire, es decir, por los aerosoles llegados desde regiones muy pobladas de latitudes medias como Estados Unidos, Europa, Rusia y China.

El calentamiento que provocan los bajos estratos nubosos (arctic haze) producidos por estos aerosoles puede notarse sobre todo en invierno, ya que retienen en la atmósfera las radiaciones infrarrojas terrestres que se escapan al espacio. La nubosidad en el Artico juega un importante papel de calentamiento. Se ha calculado que las nubes emiten hacia la superficie en el Artico unos 60 W/m2 de radiación infrarroja y el incremento de la concentración de aerosoles ha hecho aumentar esa cifra en 3,4 W/m2, que es mayor que los 2,4 W/m2 atribuidos al incremento de los gases invernadero (Ritter, 2005; Lubin, 2006; Garrett, 2006).

Gran parte del hollín (black carbon) producido en los incendios agrícolas que todas la primaveras, tras el deshielo invernal, acondicionan los campos del norte de Rusia, acaba depositado sobre el hielo del Artico si las corrientes de aire son favorables.  La suciedad del hielo, al disminuir su reflectividad, puede así ser también un importante factor creciente en el proceso del deshielo estival (Warneke, 2010).

b) Factores naturales

La temprana iniciación en el siglo XX de la subida térmica en el Artico sugiere que factores naturales, como la suciedad procedente de las erupciones volcánicas, las variaciones en las corrientes oceánicas o los cambios astronómicos en la insolación, han debido tener tanta importancia, al menos entonces, como los efectos derivados de las actividades humanas (Polyakov, 2002; Moritz, 2002; Overpeck, 1997).

Entre los factores atmosféricos naturales se señala un posible cambio en la circulación de vientos que haya propiciado una mayor entrada de masas de aire templadas desde el suroeste, debido a un reforzamiento tanto de la baja de Islandia como la de las Aleutianas, lo que vendría reflejado en un valor alto de los índices NAO y AO.

Esta circulación atmosférica puede además haber influído en el movimiento del hielo marino, provocando una mayor salida de témpanos del Artico hacia los mares Nórdicos a través del estrecho de Fram y una mayor entrada de agua cálida del Atlántico a través del Mar de Barents.

Finalmente es tambien posible que la entrada de agua al Artico proveniente del Pacífíco a través del estrecho de Bering haya aumentado en los últimos años durante el final de la primavera y principios del verano. En el año 2007, este mayor aumento del aporte de calor pudo servir de detonante para una temprana descongelación estival en el mar de Chukchi y mares aledaños (Woodgate, R. et al., 2010).

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