Criosfera

La criosfera (del griego κρύος kryos , "frío", "escarcha" o "hielo" y σφαῖρα sphaira , "globo, bola") es un término que abarca todo para aquellas porciones de la superficie de la Tierra donde el agua está en forma sólida, incluido el hielo marino, el hielo de lagos, el hielo de ríos, la capa de nieve, los glaciares, los casquetes polares, las capas de hielo y el suelo congelado (que incluye el permafrost). Por lo tanto, existe una amplia superposición con la hidrosfera. La criosfera es una parte integral del sistema climático global con importantes vínculos y retroalimentaciones generadas a través de su influencia en los flujos de energía y humedad superficiales, las nubes, las precipitaciones, la hidrología, la circulación atmosférica y oceánica. A través de estos procesos de retroalimentación, la criosfera juega un papel importante en el clima global y en la respuesta del modelo climático a los cambios globales. Aproximadamente el 10% de la superficie de la Tierra está cubierta por hielo, pero está disminuyendo rápidamente. El término deglaciacióndescribe el retroceso de las características crioesféricas. La criología es el estudio de las criosferas.

Estructura

El agua congelada se encuentra en la superficie de la Tierra principalmente como capa de nieve, hielo de agua dulce en lagos y ríos, hielo marino, glaciares, capas de hielo y suelo congelado y permafrost (suelo permanentemente congelado). El tiempo de residencia del agua en cada uno de estos subsistemas criosféricos varía ampliamente. La capa de nieve y el hielo de agua dulce son esencialmente estacionales, y la mayor parte del hielo marino, a excepción del hielo en el Ártico central, dura solo unos pocos años si no es estacional. Sin embargo, una determinada partícula de agua en glaciares, capas de hielo o hielo terrestre puede permanecer congelada durante 10 a 100 000 años o más, y el hielo profundo en partes de la Antártida oriental puede tener una edad cercana a 1 millón de años.

La mayor parte del volumen de hielo del mundo se encuentra en la Antártida, principalmente en la capa de hielo de la Antártida Oriental. Sin embargo, en términos de extensión de área, la extensión de hielo y nieve invernal del Hemisferio Norte comprende el área más grande, ascendiendo a un promedio del 23% del área de superficie hemisférica en enero. La gran extensión de área y las importantes funciones climáticas de la nieve y el hielo, relacionadas con sus propiedades físicas únicas, indican que la capacidad de observar y modelar la extensión, el grosor y las propiedades físicas (propiedades radiativas y térmicas) de la nieve y la capa de hielo es de particular importancia. importancia para la investigación climática.

Hay varias propiedades físicas fundamentales de la nieve y el hielo que modulan los intercambios de energía entre la superficie y la atmósfera. Las propiedades más importantes son la reflectancia superficial (albedo), la capacidad de transferir calor (difusividad térmica) y la capacidad de cambiar de estado (calor latente). Estas propiedades físicas, junto con la rugosidad de la superficie, la emisividad y las características dieléctricas, tienen implicaciones importantes para observar la nieve y el hielo desde el espacio. Por ejemplo, la rugosidad de la superficie suele ser el factor dominante que determina la intensidad de la retrodispersión del radar. Las propiedades físicas como la estructura cristalina, la densidad, la longitud y el contenido de agua líquida son factores importantes que afectan las transferencias de calor y agua y la dispersión de la energía de microondas.

La reflectancia superficial de la radiación solar entrante es importante para el balance de energía superficial (SEB). Es la relación entre la radiación solar reflejada y la incidente, comúnmente conocida como albedo. Los climatólogos están interesados ​​principalmente en el albedo integrado en la porción de onda corta del espectro electromagnético (~300 a 3500 nm), que coincide con la principal entrada de energía solar. Por lo general, los valores de albedo para las superficies cubiertas de nieve que no se derrite son altos (~80–90%), excepto en el caso de los bosques. Los albedos más altos de la nieve y el hielo provocan cambios rápidos en la reflectividad de la superficie en otoño y primavera en latitudes altas, pero la importancia climática general de este aumento está modulada espacial y temporalmente por la cobertura de nubes. (El albedo planetario está determinado principalmente por la cobertura de nubes, y por la pequeña cantidad de radiación solar total recibida en latitudes altas durante los meses de invierno). El verano y el otoño son épocas de nubosidad promedio alta sobre el Océano Ártico, por lo que la retroalimentación del albedo asociada con los grandes cambios estacionales en la extensión del hielo marino se reduce considerablemente. . Groismanet al. observó que la cubierta de nieve exhibió la mayor influencia en el balance radiativo de la Tierra en el período de primavera (abril a mayo) cuando la radiación solar entrante era mayor sobre las áreas cubiertas de nieve.

Las propiedades térmicas de los elementos criosféricos también tienen importantes consecuencias climáticas. La nieve y el hielo tienen difusividades térmicas mucho más bajas que el aire. La difusividad térmica es una medida de la velocidad a la que las ondas de temperatura pueden penetrar una sustancia. La nieve y el hielo son muchos órdenes de magnitud menos eficientes que el aire para difundir el calor. La cubierta de nieve aísla la superficie del suelo y el hielo marino aísla el océano subyacente, desacoplando la interfaz superficie-atmósfera con respecto a los flujos de calor y humedad. El flujo de humedad de la superficie del agua es eliminado incluso por una capa delgada de hielo, mientras que el flujo de calor a través del hielo delgado continúa siendo considerable hasta que alcanza un espesor superior a 30 o 40 cm. Sin embargo, incluso una pequeña cantidad de nieve sobre el hielo reducirá drásticamente el flujo de calor y ralentizará la tasa de crecimiento del hielo. El efecto aislante de la nieve también tiene importantes implicaciones para el ciclo hidrológico. En regiones sin permafrost, el efecto aislante de la nieve es tal que solo se congela el suelo cerca de la superficie y el drenaje de aguas profundas no se interrumpe.

Mientras que la nieve y el hielo actúan para aislar la superficie de grandes pérdidas de energía en invierno, también actúan para retardar el calentamiento en primavera y verano debido a la gran cantidad de energía requerida para derretir el hielo (el calor latente de fusión, 3,34 x 10 J/ kg a 0 °C). Sin embargo, la fuerte estabilidad estática de la atmósfera sobre áreas de gran cantidad de nieve o hielo tiende a confinar el efecto de enfriamiento inmediato a una capa relativamente poco profunda, por lo que las anomalías atmosféricas asociadas suelen ser de corta duración y de escala local a regional. Sin embargo, en algunas áreas del mundo, como Eurasia, se sabe que el enfriamiento asociado con una gran capa de nieve y suelos húmedos de primavera juega un papel en la modulación de la circulación del monzón de verano.Gutzler y Preston (1997) presentaron recientemente evidencia de una retroalimentación similar de circulación de nieve y verano en el suroeste de los Estados Unidos.

El papel de la capa de nieve en la modulación del monzón es solo un ejemplo de una retroalimentación criosfera-clima a corto plazo que involucra la superficie terrestre y la atmósfera. En la Figura 1 se puede ver que hay numerosas retroalimentaciones criósfera-clima en el sistema climático global. Estos operan en una amplia gama de escalas espaciales y temporales, desde el enfriamiento estacional local de la temperatura del aire hasta variaciones a escala hemisférica en las capas de hielo en escalas de tiempo de miles de años. Los mecanismos de retroalimentación involucrados son a menudo complejos y no se comprenden por completo. Por ejemplo, Curry et al. (1995) demostraron que la llamada retroalimentación "simple" del albedo del hielo marino implicaba interacciones complejas con la fracción de plomo, los estanques de deshielo, el espesor del hielo, la cubierta de nieve y la extensión del hielo marino.

Nieve

La cubierta de nieve tiene la segunda extensión de área más grande de cualquier componente de la criosfera, con una extensión de área máxima media de aproximadamente 47 millones de km . La mayor parte del área cubierta de nieve (SCA) de la Tierra se encuentra en el hemisferio norte y la variabilidad temporal está dominada por el ciclo estacional; La extensión de la cubierta de nieve en el hemisferio norte varía de 46,5 millones de km en enero a 3,8 millones de km en agosto. La SCA invernal de América del Norte ha exhibido una tendencia creciente durante gran parte de este siglo, en gran parte en respuesta a un aumento de las precipitaciones.Sin embargo, los datos satelitales disponibles muestran que la capa de nieve invernal hemisférica ha mostrado poca variabilidad interanual durante el período 1972–1996, con un coeficiente de variación (COV=sd/mean) para la capa de nieve del hemisferio norte de enero de < 0,04. Según Groisman et al. La capa de nieve primaveral del Hemisferio Norte debería exhibir una tendencia decreciente para explicar el aumento observado en las temperaturas del aire primaveral del Hemisferio Norte este siglo. Las estimaciones preliminares de SCA a partir de datos históricos y reconstruidos de la capa de nieve in situ sugieren que este es el caso de Eurasia, pero no de América del Norte, donde la capa de nieve de primavera se ha mantenido cerca de los niveles actuales durante la mayor parte de este siglo.Debido a la estrecha relación observada entre la temperatura del aire hemisférico y la extensión de la cubierta de nieve durante el período de los datos satelitales (IPCC 1996), existe un interés considerable en monitorear la extensión de la cubierta de nieve en el hemisferio norte para detectar y monitorear el cambio climático.

La cubierta de nieve es un componente de almacenamiento extremadamente importante en el balance hídrico, especialmente en las capas de nieve estacionales en las zonas montañosas del mundo. Aunque de extensión limitada, las capas de nieve estacionales en las cadenas montañosas de la Tierra representan la principal fuente de escorrentía para el flujo de corrientes y la recarga de aguas subterráneas en amplias áreas de las latitudes medias. Por ejemplo, más del 85% de la escorrentía anual de la cuenca del río Colorado se origina como deshielo. La escorrentía del deshielo de las montañas de la Tierra llena los ríos y recarga los acuíferos de los que dependen más de mil millones de personas para obtener sus recursos hídricos. Además, más del 40 % de las áreas protegidas del mundo se encuentran en montañas, lo que demuestra su valor como ecosistemas únicos que necesitan protección y como áreas de recreación para los humanos. Se espera que el calentamiento climático produzca cambios importantes en la distribución de la nieve y la lluvia, y en el momento del deshielo, lo que tendrá implicaciones importantes para el uso y la gestión del agua. Estos cambios también implican retroalimentaciones decenales y de mayor escala de tiempo potencialmente importantes para el sistema climático a través de cambios temporales y espaciales en la humedad del suelo y la escorrentía hacia los océanos (Walsh 1995). Los flujos de agua dulce desde la cubierta de nieve hacia el entorno marino pueden ser importantes, ya que el flujo total es probablemente de la misma magnitud que las crestas desalinizadas y las áreas de escombros del hielo marino. Estos cambios también implican retroalimentaciones decenales y de mayor escala de tiempo potencialmente importantes para el sistema climático a través de cambios temporales y espaciales en la humedad del suelo y la escorrentía hacia los océanos (Walsh 1995). Los flujos de agua dulce desde la cubierta de nieve hacia el entorno marino pueden ser importantes, ya que el flujo total es probablemente de la misma magnitud que las crestas desalinizadas y las áreas de escombros del hielo marino. Estos cambios también implican retroalimentaciones decenales y de mayor escala de tiempo potencialmente importantes para el sistema climático a través de cambios temporales y espaciales en la humedad del suelo y la escorrentía hacia los océanos (Walsh 1995). Los flujos de agua dulce desde la cubierta de nieve hacia el entorno marino pueden ser importantes, ya que el flujo total es probablemente de la misma magnitud que las crestas desalinizadas y las áreas de escombros del hielo marino.Además, hay un pulso asociado de contaminantes precipitados que se acumulan durante el invierno ártico en forma de nevadas y se liberan en el océano tras la ablación del hielo marino.

Hielo marino

El hielo marino cubre gran parte de los océanos polares y se forma por congelación del agua de mar. Los datos satelitales desde principios de la década de 1970 revelan una considerable variabilidad estacional, regional e interanual en las cubiertas de hielo marino de ambos hemisferios. Estacionalmente, la extensión del hielo marino en el hemisferio sur varía por un factor de 5, desde un mínimo de 3 a 4 millones de km en febrero a un máximo de 17 a 20 millones de km en septiembre. La variación estacional es mucho menor en el hemisferio norte, donde la naturaleza confinada y las altas latitudes del Océano Ártico dan como resultado una cubierta de hielo perenne mucho más grande, y la tierra circundante limita la extensión del hielo invernal hacia el ecuador. Por lo tanto, la variabilidad estacional en la extensión del hielo del hemisferio norte varía solo por un factor de 2, desde un mínimo de 7 a 9 millones de km.en septiembre a un máximo de 14 a 16 millones de km en marzo.

La cubierta de hielo exhibe una variabilidad interanual a escala regional mucho mayor que hemisférica. Por ejemplo, en la región del Mar de Okhotsk y Japón, la extensión máxima del hielo disminuyó de 1,3 millones de km en 1983 a 0,85 millones de km en 1984, una disminución del 35%, antes de recuperarse al año siguiente a 1,2 millones de km . Las fluctuaciones regionales en ambos hemisferios son tales que durante cualquier período de varios años del registro satelital, algunas regiones exhiben una cobertura de hielo decreciente mientras que otras muestran una cobertura de hielo creciente. La tendencia general indicada en el registro de microondas pasivo desde 1978 hasta mediados de 1995 muestra que la extensión del hielo marino del Ártico está disminuyendo un 2,7% por década.El trabajo posterior con los datos de microondas pasivos del satélite indica que desde finales de octubre de 1978 hasta finales de 1996, la extensión del hielo marino del Ártico disminuyó un 2,9% por década, mientras que la extensión del hielo marino de la Antártida aumentó un 1,3% por década. La publicación del Panel Intergubernamental sobre el Cambio Climático Cambio climático 2013: la base de la ciencia física declaró que la extensión del hielo marino para el hemisferio norte mostró una disminución del 3,8% ± 0,3% por década desde noviembre de 1978 hasta diciembre de 2012.

Hielo de lago y hielo de río

El hielo se forma en ríos y lagos en respuesta al enfriamiento estacional. Los tamaños de los cuerpos de hielo involucrados son demasiado pequeños para ejercer algo más que efectos climáticos localizados. Sin embargo, los procesos de congelación/ruptura responden a factores climáticos locales y de gran escala, de manera que existe una gran variabilidad interanual en las fechas de aparición y desaparición del hielo. Largas series de observaciones de hielo lacustre pueden servir como un registro climático indirecto, y el seguimiento de las tendencias de congelación y ruptura puede proporcionar un índice de perturbaciones climáticas convenientemente integrado y específico para cada estación. La información sobre las condiciones del hielo del río es menos útil como indicador climático porque la formación de hielo depende en gran medida del régimen del caudal del río, que se ve afectado por las precipitaciones, el derretimiento de la nieve,

La congelación del lago depende del almacenamiento de calor en el lago y, por lo tanto, de su profundidad, la velocidad y la temperatura de cualquier flujo de entrada y los flujos de energía agua-aire. La información sobre la profundidad del lago a menudo no está disponible, aunque se puede obtener alguna indicación de la profundidad de los lagos poco profundos en el Ártico a partir de imágenes de radar aerotransportadas durante el final del invierno (Sellman et al. 1975) e imágenes ópticas espaciales durante el verano (Duguay y Lafleur 1997). El momento de la ruptura se modifica por la profundidad de la nieve en el hielo, así como por el espesor del hielo y la entrada de agua dulce.

Suelo congelado y permafrost

El suelo congelado (permafrost y suelo congelado estacionalmente) ocupa aproximadamente 54 millones de kmde las áreas terrestres expuestas del hemisferio norte (Zhang et al., 2003) y, por lo tanto, tiene la mayor extensión de área de cualquier componente de la criosfera. El permafrost (suelo permanentemente congelado) puede ocurrir donde la temperatura media anual del aire (MAAT) es inferior a -1 o -2 °C y generalmente es continuo donde MAAT es inferior a -7 °C. Además, su extensión y espesor se ven afectados por el contenido de humedad del suelo, la cubierta vegetal, la profundidad de la nieve en invierno y el aspecto. La extensión global del permafrost aún no se conoce por completo, pero subyace en aproximadamente el 20% de las áreas terrestres del hemisferio norte. Los espesores superan los 600 m a lo largo de la costa ártica del noreste de Siberia y Alaska, pero, hacia los márgenes, el permafrost se vuelve más delgado y discontinuo horizontalmente. Las zonas marginales estarán sujetas más inmediatamente a cualquier derretimiento causado por una tendencia al calentamiento. La mayor parte del permafrost existente en la actualidad se formó durante condiciones más frías anteriores y, por lo tanto, es una reliquia. Sin embargo, el permafrost puede formarse en los climas polares actuales donde los glaciares se retiran o la emergencia de la tierra expone el suelo no congelado. Washburn (1973) concluyó que la mayor parte del permafrost continuo está en equilibrio con el clima actual en su superficie superior, pero los cambios en la base dependen del clima actual y del flujo de calor geotérmico; por el contrario, la mayor parte del permafrost discontinuo es probablemente inestable o "en un equilibrio tan delicado que el más mínimo cambio climático o superficial tendrá efectos drásticos de desequilibrio". Washburn (1973) concluyó que la mayor parte del permafrost continuo está en equilibrio con el clima actual en su superficie superior, pero los cambios en la base dependen del clima actual y del flujo de calor geotérmico; por el contrario, la mayor parte del permafrost discontinuo es probablemente inestable o "en un equilibrio tan delicado que el más mínimo cambio climático o superficial tendrá efectos drásticos de desequilibrio". Washburn (1973) concluyó que la mayor parte del permafrost continuo está en equilibrio con el clima actual en su superficie superior, pero los cambios en la base dependen del clima actual y del flujo de calor geotérmico; por el contrario, la mayor parte del permafrost discontinuo es probablemente inestable o "en un equilibrio tan delicado que el más mínimo cambio climático o superficial tendrá efectos drásticos de desequilibrio".

Bajo condiciones de calentamiento, la profundidad creciente de la capa activa de verano tiene impactos significativos en los regímenes hidrológico y geomórfico. Se han informado descongelamiento y retroceso del permafrost en la parte superior del valle de Mackenzie y a lo largo del margen sur de su presencia en Manitoba, pero tales observaciones no se cuantifican ni generalizan fácilmente. Con base en los gradientes latitudinales promedio de la temperatura del aire, se podría esperar un desplazamiento promedio hacia el norte del límite sur del permafrost de 50 a 150 km, en condiciones de equilibrio, para un calentamiento de 1 °C.

Solo una fracción de la zona de permafrost consiste en hielo terrestre real. El resto (permafrost seco) es simplemente tierra o roca a temperaturas bajo cero. El volumen de hielo es generalmente mayor en las capas superiores de permafrost y comprende principalmente hielo poroso y segregado en el material de la Tierra. Las mediciones de las temperaturas de los pozos en el permafrost se pueden utilizar como indicadores de los cambios netos en el régimen de temperatura. Gold y Lachenbruch (1973) infieren un calentamiento de 2 a 4 °C durante 75 a 100 años en Cabo Thompson, Alaska, donde el 25 % superior del permafrost de 400 m de espesor es inestable con respecto a un perfil de equilibrio de temperatura con profundidad ( para la actual temperatura superficial media anual de −5 °C). Sin embargo, las influencias marítimas pueden haber sesgado esta estimación. En Prudhoe Bay, datos similares implican un calentamiento de 1,8 °C en los últimos 100 años (Lachenbruchet al. mil novecientos ochenta y dos). Pueden introducirse complicaciones adicionales por cambios en la profundidad de la cubierta de nieve y la perturbación natural o artificial de la vegetación superficial.

Osterkamp (1984) ha establecido que las tasas potenciales de descongelación del permafrost son de dos siglos o menos para un permafrost de 25 metros de espesor en la zona discontinua del interior de Alaska, suponiendo un calentamiento de -0,4 a 0 °C en 3 a 4 años. seguido de un aumento adicional de 2,6 °C. Aunque la respuesta del permafrost (profundidad) al cambio de temperatura suele ser un proceso muy lento (Osterkamp 1984; Koster 1993), existe amplia evidencia del hecho de que el espesor de la capa activa responde rápidamente a un cambio de temperatura (Kane et al. 1991) . Si, bajo un escenario de calentamiento o enfriamiento, el cambio climático global tendrá un efecto significativo en la duración de los períodos libres de heladas en ambas regiones con suelo congelado estacional y perennemente.

Glaciares y capas de hielo

Las capas de hielo y los glaciares son masas de hielo que fluyen y descansan sobre tierra firme. Están controlados por la acumulación de nieve, el derretimiento superficial y basal, el parto en los océanos o lagos circundantes y la dinámica interna. Este último es el resultado del flujo de fluencia impulsado por la gravedad ("flujo glacial") dentro del cuerpo de hielo y el deslizamiento sobre la tierra subyacente, lo que conduce al adelgazamiento y la expansión horizontal. Cualquier desequilibrio de este equilibrio dinámico entre ganancia, pérdida y transporte de masa debido al flujo da como resultado cuerpos de hielo que crecen o se reducen.

Las capas de hielo son la mayor fuente potencial de agua dulce mundial y contienen aproximadamente el 77% del total mundial. Esto corresponde a 80 m del nivel del mar mundial equivalente, y la Antártida representa el 90% de esto. Groenlandia representa la mayor parte del 10% restante, y otros cuerpos de hielo y glaciares representan menos del 0,5%. Debido a su tamaño en relación con las tasas anuales de acumulación y derretimiento de la nieve, el tiempo de residencia del agua en las capas de hielo puede extenderse a 100.000 o 1 millón de años. En consecuencia, cualquier perturbación climática produce respuestas lentas, que ocurren durante períodos glaciales e interglaciales. Los glaciares de valle responden rápidamente a las fluctuaciones climáticas con tiempos de respuesta típicos de 10 a 50 años.Sin embargo, la respuesta de los glaciares individuales puede ser asincrónica al mismo forzamiento climático debido a las diferencias en la longitud, la elevación, la pendiente y la velocidad de movimiento de los glaciares. Oerlemans (1994) proporcionó evidencia de un retroceso global coherente de los glaciares que podría explicarse por una tendencia de calentamiento lineal de 0,66 °C cada 100 años.

Si bien es probable que las variaciones de los glaciares tengan efectos mínimos sobre el clima global, su recesión puede haber contribuido entre un tercio y la mitad del aumento del nivel del mar observado en el siglo XX (Meier 1984; IPCC 1996). Además, es muy probable que una recesión glaciar tan extensa como la que se observa actualmente en la Cordillera Occidental de América del Norte,donde la escorrentía de las cuencas glaciales se usa para riego y energía hidroeléctrica, implica impactos hidrológicos y ecosistémicos significativos. La planificación eficaz de los recursos hídricos y la mitigación del impacto en dichas áreas depende del desarrollo de un conocimiento sofisticado del estado del hielo de los glaciares y los mecanismos que hacen que cambie. Además, una comprensión clara de los mecanismos en el trabajo es crucial para interpretar las señales de cambio global que están contenidas en la serie temporal de los registros de balance de masa de los glaciares.

Las estimaciones combinadas del balance de masa de los glaciares de las grandes capas de hielo tienen una incertidumbre de alrededor del 20%. Los estudios basados ​​en nevadas estimadas y producción masiva tienden a indicar que las capas de hielo están cerca del equilibrio o están extrayendo algo de agua de los océanos. Los estudios marinos sugieren un aumento del nivel del mar desde la Antártida o un rápido derretimiento basal de la plataforma de hielo. Algunos autores (Paterson 1993; Alley 1997) han sugerido que la diferencia entre la tasa observada de aumento del nivel del mar (aproximadamente 2 mm/año) y la tasa explicada de aumento del nivel del mar por el derretimiento de los glaciares de montaña, la expansión térmica del océano , etc. (aproximadamente 1 mm/año o menos) es similar al desequilibrio modelado en la Antártida (aproximadamente 1 mm/año de aumento del nivel del mar; Huybrechts 1990), lo que sugiere una contribución del aumento del nivel del mar desde la Antártida.

Las relaciones entre el clima global y los cambios en la extensión del hielo son complejas. El balance de masa de los glaciares terrestres y las capas de hielo está determinado por la acumulación de nieve, principalmente en invierno, y la ablación de la estación cálida debido principalmente a la radiación neta y los flujos de calor turbulentos al derretimiento del hielo y la nieve por advección de aire caliente (Munro 1990). Sin embargo, la mayor parte de la Antártida nunca experimenta el derretimiento de la superficie. Cuando las masas de hielo terminan en el océano, el desprendimiento de icebergs es el principal contribuyente a la pérdida de masa. En esta situación, el margen de hielo puede extenderse hacia aguas profundas como una plataforma de hielo flotante, como la del Mar de Ross. A pesar de la posibilidad de que el calentamiento global pueda resultar en pérdidas en la capa de hielo de Groenlandia que se compensen con ganancias en la capa de hielo de la Antártida,existe una gran preocupación por la posibilidad de un colapso de la capa de hielo de la Antártida occidental. La capa de hielo de la Antártida occidental se asienta sobre un lecho rocoso por debajo del nivel del mar, y su colapso tiene el potencial de elevar el nivel del mar mundial entre 6 y 7 m en unos pocos cientos de años.

La mayor parte de la descarga de la capa de hielo de la Antártida occidental se produce a través de las cinco principales corrientes de hielo (hielo que fluye más rápido) que ingresan a la plataforma de hielo de Ross, la corriente de hielo de Rutford que ingresa a la plataforma de hielo Filchner-Ronne del mar de Weddell y el glaciar Thwaites y la isla Pine. Glaciar entrando en la plataforma de hielo de Amundsen. Las opiniones difieren en cuanto al balance de masa actual de estos sistemas (Bentley 1983, 1985), principalmente debido a los datos limitados. La capa de hielo de la Antártida Occidental es estable mientras la plataforma de hielo Ross y la plataforma de hielo Filchner-Ronne estén restringidas por el arrastre a lo largo de sus límites laterales y fijadas por la puesta a tierra local de las elevaciones de hielo.

Las edades de hielo

En época glacial, la criosfera aumentó considerablemente su tamaño hasta cubrir una parte considerable de las tierras del norte de Eurasia y América, bajando el nivel del mar en más de cien metros y creando grandes plataformas de hielo que conectaban todo el norte del planeta. También gracias a esto (y a la deriva continental), los primeros homínidos, que surgieron en África, pudieron llegar a todas partes del mundo, que luego se separarían con la vuelta a la normalidad de los mares y océanos.

Ciencia

"Ciencias de la criosfera" es un término general para el estudio de la criosfera (similar a las ciencias atmosféricas, que abarcan la meteorología, la climatología y la aeronomía). Como ciencia de la Tierra interdisciplinaria, muchas disciplinas contribuyen a ella, en particular la geología, la hidrología y la meteorología y la climatología; en este sentido, es comparable a la glaciología.