El hielo es la capa de hielo que se forma en la superficie de un cuerpo de agua por solidificación de las primeras capas de agua, el mar pero también los lagos y ríos . Este hielo más o menos perenne no debe confundirse con los casquetes polares y el inlandsis que están formados por hielo continental, es decir nevadas acumuladas y compactadas.
El hielo perenne, de 3 a 4 metros de espesor, tiene varios años porque persiste después del deshielo del verano. El hielo estacional (también llamado hielo anual o de invierno) tiene menos de un año. Se forma durante el invierno polo , cuando la temperatura del agua de mar cae por debajo de -1,8 ° C . En pleno invierno, el espesor del hielo puede alcanzar de 1 a 2 metros , sin contar la nieve que se acumula allí.
En 1980, el espesor medio del hielo marino del Ártico variaba de 1,89 a 2,62 m , en 2012: de 1 a 1,72 m ; entre 1980 y 2012, el espesor máximo se sitúa entre finales de marzo y mediados de mayo y el mínimo entre finales de agosto y mediados de noviembre.
La flotabilidad del hielo se debe a la diferencia entre la densidad del hielo y la del agua líquida (alrededor del 9%): el hielo, menos denso, sufre el empuje de Arquímedes .
Después del verano, el hielo marino aumenta rápidamente a 9,5 millones de km 2 . Entonces, el aumento es menos rápido tan pronto como el bloque de hielo toca las costas de Canadá y Rusia.
El hielo marino del Ártico ha perdido el 8% de su superficie total por década desde la década de 1980. Sin embargo, a partir de la década de 2010, su declive se aceleró.
Contrariamente a la creencia popular, debido al empuje de Arquímedes , el deshielo marino no interviene en la subida del nivel de los océanos , siendo exactamente el mismo el volumen que ocupa el hielo marino que flota sobre el agua, ya sea sólido o líquido. .
Al final del verano, comienza el frío polar, a veces de forma repentina ( -40 ° C ); la superficie del océano se enfría, pero debido a los movimientos del mar ( oleaje , olas , etc.), el hielo marino no se solidifica de una vez.
Cuando la temperatura del agua alcanza los -1,86 ° C , se cristalizan los primeros copos de hielo.
Es en primer lugar el frazil (o frasil) que se forma. Estos cristales de hielo que se crean en el agua modifican su viscosidad. Los vientos y las corrientes unen a Brasil en una capa aceitosa y de aspecto opaco llamada " melaza " (o " sorbete " en Canadá). En otras condiciones, la yuxtaposición de estos pequeños cristales de hielo forma una especie de lechada llamada " aguanieve ".
Si el mar está en calma, la melaza se espesa formando una corteza más gruesa y flexible (las " nilas "), luego más rígida: el hielo. Si el mar está agitado, las nilas se aglomeran en pequeñas bolas llamadas " shuga ". Luego, los pequeños cristales se agregarán para formar placas redondeadas de hielo, los bordes pueden elevarse bajo la acción del viento o las olas: el crepe de hielo (o panqueque de hielo ). Este se solidificará con bastante rapidez, pero mientras tenga solo unos centímetros de espesor, permanece frágil y los movimientos del agua pueden romperlo en placas más o menos extensas, los “ témpanos ”.
Una vez que la superficie está congelada, el agua de mar se aísla del aire y el proceso se ralentiza. A continuación, el bloque de hielo se espesa lentamente, en su parte inferior mediante la adición de cristales filiformes finos de "hielo columnar" o frazil, hasta que alcanza unos dos metros. Más allá de un cierto espesor, el hielo ya no constituye un solo bloque que cubre una vasta área: es el propio bloque de hielo (bloque de hielo perenne). El agua de mar se desaliniza por congelación (“expulsando” la sal a aguas más profundas).
El agua de mar proyectada por las olas sobre el bloque de hielo que luego se congela, así como las precipitaciones de nieve que se acumulan en su superficie durante el invierno, aumentan aún más el espesor del bloque de hielo.
Los vientos, corrientes y choques con icebergs a la deriva hacen que el hielo se mueva, lo fracture (un fenómeno que se puede medir con hidrófonos , geófonos y sismómetros que registran " temblores de hielo "), lo comprime y crea grietas, canales, fallas, crestas de compresión , placas superpuestas, etc.
Témpanos de mermelada de hielo
Témpano de hielo en el Atlántico norte.
Patio en el casquete polar de la Antártida.
Desintegración en el Ártico.
Cuando vuelve a estar sujeto a los movimientos del mar, el bloque de hielo se fragmenta, se rompe, se abre, se superpone en grandes placas y luego en pedazos cada vez más pequeños. El hielo así dividido recibe el nombre de paquete . Estas placas son utilizadas frecuentemente por mamíferos marinos como morsas , focas y leones marinos para calentarse y descansar.
La parte restante persistirá de 2 a 4 años o incluso más y su grosor alcanzará de 4 a 5 metros. Durante este tiempo, esta corteza de hielo cruzará el Océano Helado , arrastrada por las corrientes: es la deriva ártica.
El bloque de hielo es una estructura compleja, producto de una multitud de fenómenos. El hielo del primer año suele alcanzar de 1,5 a 2 metros al final de la temporada de invierno. El límite termodinámico del aumento de espesor es del orden de 3,5 metros. Esto se debe a la no linealidad de las transferencias termodinámicas. Si está bien, solo aísla débilmente el océano, que luego pierde fácilmente calor a la atmósfera. El océano se está enfriando rápidamente, el hielo se está espesando. A medida que el hielo se espesa, aumenta el aislamiento del océano, lo que ralentiza la pérdida de calor. Llega un punto de equilibrio en el que el bloque de hielo es lo suficientemente grueso como para evitar que el océano se enfríe, lo que bloquea su crecimiento.
Otra no linealidad es el albedo de la banquisa que teóricamente es alrededor de 0,7, mientras que el del océano es de alrededor de 0,15, pero en realidad no hay un "albedo de". Banquisa "ni un" albedo oceánico ", solo un continuo de albedos dependiendo de las condiciones. El hielo viejo, por lo tanto grueso, tendrá un albedo más alto cuando se derrita; mientras que el albedo del hielo delgado del primer año está disminuyendo muy rápidamente (ayudado por la formación de charcos de deshielo ). Para mostrar esta no linealidad, el modelo de hielo de Eisenman, incluso si se trata de una simplificación, modela el albedo como una tangente hiperbólica en función de la altura, lo que significa que el albedo disminuye rápidamente a valores entre 0,4 y 0,6 cuando el espesor de la bolsa de hielo es inferior a 1 metro. De una manera práctica, esto implica que incluso una simple disminución en el grosor del paquete de hielo, y no su pérdida total, es suficiente para desencadenar la retroalimentación positiva del albedo.
La termodinámica no explica completamente el espesor del hielo marino. Si la nieve se acumula en la superficie o el hielo flotante fuerza la formación de una cresta de compresión, el espesor puede ser mucho mayor. El modelo más adecuado para la reología de los témpanos de hielo es el elasto-frágil.
El barco atrapado en el hielo que se forma generalmente no tiene más alternativa que quedarse quieto y prepararse para el invierno . Solo un barco diseñado para resistir la presión ejercida por el hielo en sus costados tiene buenas posibilidades de resistir. Un barco de este tipo tiene un casco que forma un ángulo muy inclinado con el agua: cuando aumenta la presión sobre el casco, en lugar de intentar resistirlo, se eleva mecánicamente.
Algunos barcos están especialmente diseñados para atravesar un espesor de hielo (generalmente menos de 2 metros), estos son los rompehielos . Pueden abrirse camino rompiendo el hielo debajo de su masa o simplemente empujándolos; también sirven para despejar el camino a otras embarcaciones.
Las mediciones se llevan a cabo mediante satélites desde 1979. El NSIDC mantiene así una serie homogénea de datos sobre la superficie del hielo marino con una resolución horizontal de 25 kilómetros. Estos datos son de libre acceso. Con anterioridad a esta fecha, Canadá había establecido levantamientos sistemáticos desde 1971, y Estados Unidos, a través del NIC, desde 1972. Un esfuerzo por recopilar datos de las armadas de diferentes países permitió reconstruir con buena precisión el área de bloques de hielo desde 1953, y con una precisión media desde 1901.
También hay modelos disponibles para permitir interpolar y complementar los datos disponibles. Estos modelos permiten, en particular, medir el volumen de la banquisa. Estos datos también son de libre acceso.
En vista de los peligros para la navegación que plantean las extensiones de hielo, en varias regiones del mundo se han implementado sistemas para monitorear las condiciones del hielo, recolectar datos y proporcionar retroalimentación a los usuarios.
Este es particularmente el caso en el Ártico y en la región de los Grandes Lagos de América del Norte. Esta información está disponible en forma de mapas.
Estas tarjetas son vitales para los capitanes de rompehielos , transportistas y pescadores. Ayudan a encontrar y planificar el paso más fácil a través del hielo o incluso, si es posible, a evitarlo.
Los gráficos de análisis de hielo diarios se crean utilizando un paquete de software para generar mapas geográficos y analizar imágenes.
Este sistema permite a los pronosticadores dibujar líneas y guiones, colocar códigos, símbolos y flechas de deriva, y marcar las posiciones de los barcos en las cartas.
Las “cartas de análisis de hielo” no deben confundirse con las “cartas de análisis de imágenes”, estas últimas se desarrollan a medida que se reciben imágenes de un área operativa determinada, a partir de “imágenes transmitidas desde un barco, avión o satélite ( icebergs ).
Frecuencia : los gráficos de análisis de hielo se producen a diario durante la temporada de hielo.
Nivel de detalle: la otra diferencia notable está en el nivel de detalle de cada gráfico, ya que los gráficos de análisis de hielo diarios tienen una apariencia más general que los gráficos de análisis de imágenes.
El código del huevoLas características del hielo están codificadas y colocadas sobre un símbolo gráfico ovoide. Como resultado, este método de codificación se ha denominado "código de huevo".
El huevo tiene valores numéricos que corresponden a cuatro características del helado:
NB: las concentraciones de hielo observadas Ca, Cb y Cc corresponden respectivamente a las etapas de formación Sa a Sc y a las formas Fa a Fc.
Los códigos externos al huevo (por ejemplo, So) pueden proporcionar detalles adicionales sobre la configuración del hielo, que puede ser muy compleja.
Para las características S y F, el huevo menciona un código según las tablas siguientes.
Descripción | Grosor | Código S |
---|---|---|
Hielo nuevo | <10 cm | 1 |
Hielo gris | 10 cm hasta 15 cm | |
Hielo blanquecino | 15 cm hasta 30 cm | 5 |
Helado de primer año | > 30 cm | 6 |
Hielo fino del primer año | 30 cm hasta 70 cm | 7 |
Hielo promedio del primer año | 70 cm hasta 120 cm | 1. |
Hielo grueso del primer año | > 120 cm cm | 4. |
Hielo viejo | 7. | |
Helado de segundo año | 8. | |
Hielo de varios años | 9. | |
Hielo de origen terrestre | Símbolo de iceberg | |
Temerario | - |
Descripción | Dimensión | Código F |
---|---|---|
Pequeños cubitos de hielo, trigo sarraceno | <2 m | 1 |
Cubos de hielo | 2 ma 20 m | 2 |
Pequeños témpanos | 20 ma 100 m | 3 |
Témpanos medianos | 100 ma 500 m | 4 |
Grandes témpanos | 500 ma 2000 m | 5 |
Enormes témpanos | 2 km a 10 km | 6 |
Témpanos gigantes | > 10 km | 7 |
Hielo marino costero | 8 | |
Icebergs | 9 | |
Informe | X |
El Océano Ártico cambió mucho durante el Cenozoico . Al comienzo del Eoceno , el Océano Ártico tenía una temperatura promedio en verano de alrededor de 24 ° C y el hielo marino nunca estuvo presente. Los primeros indicios que sugieren la formación de un témpano de hielo se remontan a hace 46 o 47 millones de años, durante el enfriamiento continuo del Eoceno tras la colisión de la península de la India con el continente asiático. El hielo perenne (que no se derrite en verano) apareció aparentemente hace 13 millones de años, hacia el final del Mioceno . El bloque de hielo alcanzó su máxima extensión durante los últimos 3 millones de años, particularmente durante las edades de hielo . Durante estos períodos fríos, la banquisa podría haber alcanzado espesores de varios cientos de metros. Sin embargo, es evidente que el hielo marino se redujo considerablemente durante los períodos interglaciares. Por lo tanto, durante el Eemian , el bloque de hielo perenne podría desaparecer por completo.
Durante el Holoceno del hielo marino era probablemente siempre presente, aunque sea muy fuertemente reducida en zona hace 6.000 a 8.000 años, durante el máximo térmico del Holoceno cuando el ártico era varios grados más caliente que en el XX ° siglo. Los datos disponibles muestran que la disminución del hielo marino no tuvo precedentes allí durante al menos 1.500 años; El estudio no se remonta más al pasado; sin embargo, observamos que la desintegración de las plataformas de hielo de Ellesmere , que se remonta a 4500 años, está en marcha.
La influencia del hombre en el calentamiento global del Ártico parece haber sido demostrada desde principios de la década de 1990 , solo del 30 al 50% del retroceso actual del hielo marino del Ártico podría explicarse por la variabilidad natural de la atmósfera. El resto (50 a 70%) parece deberse solo al calentamiento antropogénico, concluye un estudio reciente (2017) publicado por Nature Climate Change. Esto explica, según Chris Rapley (climatólogo del University College London), en parte por qué "los modelos climáticos siempre han subestimado este declive", lo cual es claro: a este ritmo, la región estará desprovista de hielo de verano antes de 2050 (los 12 meses de 2016 fueron los más cálidos allí desde los primeros registros en 1900). Se espera que las lluvias sean más frecuentes allí que la nieve, con importantes efectos sobre la hidrografía y el deshielo del permafrost .
Durante el Plioceno , el hielo marino antártico se redujo considerablemente.
Todos los modelos climáticos informáticos predicen que el calentamiento global afectará con más fuerza a la región polar ártica. En esta región, el aumento de temperatura sería aproximadamente el doble del aumento promedio en la superficie del planeta. Este desarrollo es confirmado sobre el terreno por la NASA y el Centro Nacional de Datos de Nieve y Hielo (NSIDC), que revela que la extensión del hielo marino del Polo Norte nunca ha sido tan pequeña en más de un siglo.
En septiembre de 2005, el área del hielo marino del Ártico era un 25% menor que en promedio en la década de 1980. En septiembre de 2006, la extensión del hielo marino estaba cerca del récord de 2005, sin romperlo. Al 18 de septiembre de 2007, sólo quedaban 4,17 millones de kilómetros cuadrados de hielo en el Ártico, rompiendo el récord de 2005 (5,32) de más de 1 millón de kilómetros cuadrados. Normalmente, los satélites miden el área de la banquisa donde hay hielo en una concentración del 15% o más. El NSIDC y la UIUC toman estos datos con regularidad. Por otro lado, solo había 2,92 millones de kilómetros cuadrados de bloques de hielo con una concentración de hielo del 95% y más, lo que muestra un debilitamiento del hielo perenne. Es, con mucho, el área más pequeña observada por satélites. Desde 1979 (inicio de las observaciones regulares por satélite) hasta 2011, el hielo marino disminuyó casi un 30% en verano. Este descenso siguió acelerándose. En 2012, el mínimo el 16 de septiembre de 2012 alcanzó los 3,41 millones de kilómetros cuadrados de extensión, o el 50% de lo normal (el máximo se alcanzó el 20 de marzo de 2012 con 15,24).
Durante el período 1979-2000, el bloque de hielo con al menos un 15% de hielo, se extendió más de 15,7 millones de kilómetros cuadrados en promedio como máximo y 6,70 en promedio como mínimo el 13 de septiembre.
En el máximo de 2007, los satélites midieron 14,7 millones de kilómetros cuadrados (-6%) y el mínimo el 18 de septiembre con 4,17 (-38%). El paquete de hielo tiene menos de 6,7 millones de kilómetros cuadrados entre el 29 de julio (2,0 millones de kilómetros cuadrados por debajo del promedio de 1979-2000) y el 24 de octubre de 2007 (2,8 por debajo).
El promedio entre 1979 y 2011 del volumen de hielo es de 28,7 mil km 3 en abril (21,5 mil km 3 en 2013) y 12,3 mil km 3 en septiembre (3,4 mil km 3 con el mínimo de 3,263 mil km 3 en 2012). Todo esto se ve confirmado por la pérdida acelerada de hielo marino de varios años. Esto sufre una pérdida de superficie mucho más rápida que el hielo marino estacional. Como resultado, el hielo marino del Ártico está formado por una mayor porción de hielo marino del primer año. El paquete de hielo es entonces más frágil y menos resistente a la temporada de deshielo. También acentúa la retroalimentación del albedo. Además, la gran fracción de pozos de fondo en 2007 y 2011 amplificó el fenómeno.
Así, en 2012, las condiciones atmosféricas no fueron tan favorables para el deshielo y, sin embargo, el bloque de hielo se derrumbó debido a su gran vulnerabilidad. Esto ilustra el ciclo de retroalimentación positiva en curso, con la pérdida de hielo de varios años.
La extensión del derretimiento del hielo marino es tal que probablemente se alcanzará un punto sin retorno en la próxima década (2010-2020). De hecho, las oscuras y descubiertas aguas del Océano Ártico absorben mucha más luz solar que la capa de hielo altamente reflectante que actúa como un espejo ( albedo ). Por lo tanto, cuanto más se encoge el bloque de hielo, más rápido se calienta el Océano Ártico, acelerando así el derretimiento del resto del bloque de hielo y así sucesivamente ( retroalimentación positiva). Además, se espera una aceleración de los flujos de los meridianos en respuesta al cambio climático, lo que contribuye a la amplificación del Ártico.
La desaparición de la banquisa al final del verano se califica como una situación ártica libre , el océano está libre de hielo. La pérdida de hielo marino en agosto y septiembre es una consecuencia esperada del calentamiento global. El reciente colapso del hielo marino de verano ha llevado a los científicos a interesarse por las causas exactas de este desarrollo. Parece que el forzamiento antropogénico es el factor dominante, lo que no excluye que la variabilidad natural pueda haber ayudado marginalmente, todo lo cual está fuertemente amplificado por los mecanismos de amplificación ártica. Así, un estudio demostró, desde finales de los años 1990, que la evolución del hielo marino no tenía posibilidades de ser únicamente de origen natural. Sin embargo, los expertos consideran que el Ártico "libre" es un estado en el que sólo hay menos de un millón de kilómetros cuadrados de extensión de hielo marino, ya que físicamente un resto tan pequeño ya no marca una diferencia notable para el sistema en su conjunto. .
La virtual desaparición del hielo marino al final del verano fue subestimada por todos los modelos del IPCC 2007 en comparación con el pronóstico de 2008 y aún más en comparación con el pronóstico para el final del verano de 2012. De hecho, “según algunas proyecciones del SRES ( IPCC 2007 ), las aguas del Ártico serían casi libre de hielo a finales del verano en la segunda mitad del XXI ° siglo (2050). ".
Desde 2012, se ha aceptado que la banquisa desaparecerá casi por completo a finales del verano a más tardar en 2030, en el sentido del Ártico libre (todavía puede haber algo de hielo residual al norte de la isla de Ellesmere y Groenlandia ). Incluso parece cada vez más probable una desaparición del hielo marino de verano antes de 2020. Así, las estimaciones se extienden desde 2016 hasta 2030. La dificultad de los modelos para seguir la tendencia proviene de varios factores, dos de los cuales destacan en particular. Por un lado, se utiliza una mala reología, es decir que la dinámica del hielo está mal simulada. El marco de modelado clásico es una reología viscosa-plástica que no es realista y debe abandonarse en favor de una reología elasto-frágil. Asimismo, el espesor del hielo marino no se simula correctamente. Este pobre modelado de la dinámica del hielo marino también resulta en una subestimación de la exportación de hielo marino. Por otro lado, los modelos simulan mal el aumento de los flujos de calor del océano; esto probablemente se deba en parte a una mala resolución espacial. Sobre todo para el estrecho de Bering , que es muy estrecho y cuya representación es entonces difícil. Por lo tanto, los flujos de calor oceánico se han medido con buena precisión desde la década de 1990 y las observaciones confirman un rápido aumento en el transporte. Así, en 2007, el flujo de calor oceánico que atraviesa el Estrecho de Bering fue el doble que en 2001.
De hecho, es posible que el Ártico haya entrado en una fase de colapso, que los expertos denominan RILE para Rapid Ice Loss Event, o “evento de rápida pérdida de hielo”. Por tanto, un RILE implica un aumento en el flujo de calor oceánico y una modificación de la nubosidad. Estas modificaciones son consistentes con las observaciones.
Una vez que desaparece el paquete de hielo de verano, el Ártico entra en un estado inestable, donde una bifurcación puede conducir rápidamente a la pérdida del paquete de hielo de invierno. Por lo tanto, es probable que la capa de hielo invernal desaparezca una vez que la pérdida de la capa de hielo de verano sea lo suficientemente significativa. Esta transición es una característica cualitativamente sólida del Ártico. Sin embargo, es difícil evaluarlo cualitativamente. El hielo marino del Ártico puede volverse inestable tan pronto como el bloque de hielo desaparece al final del verano, o volverse inestable cuando al menos 8 meses del año están libres de hielo. Incluso si esta opinión puede parecer extrema, Ian Dunlop del club de Roma cree que el témpano de hielo habrá desaparecido durante todo el año para 2030.
Sin embargo, los científicos creen que el hielo marino del Ártico, desde cierto punto de vista, ya ha desaparecido. De hecho, la pérdida de hielo marino de varios años es casi total y las propiedades del hielo marino del Ártico están esencialmente vinculadas a este hielo. Asimismo, la energía del Ártico se acerca a la de un verano sin hielo. Por lo tanto, la banquisa ya no es una barrera para la navegación, para la pesca. Y desde un punto de vista físico, el sistema ha entrado en un nuevo estado climático con importantes consecuencias para el resto de la atmósfera del hemisferio norte.
El hielo marino pierde superficie en todas las cuencas, de manera desigual a lo largo de los meses. La plus forte perte de la banquise est le mois de septembre, avec une tendance linéaire de − 13 % par décennie en 2012, sachant que l'évolution n'a plus rien de linéaire, et elle est de − 2,5 % par décennie en mayo. Esta diferencia en la evolución se debe en gran parte al hecho de que la extensión del hielo marino es detenida cada año por las tierras de Canadá y Rusia . El aumento en el retroceso hacia el norte del bloque de hielo es aproximadamente uniforme a lo largo del ciclo estacional.
El récord de extensión promedio de octubre de 2007 con 6,8 se rompió en 2016 con 6,4 millones de km 2 . Entre 1979 y 2016 en octubre, la extensión cayó un 7,4% cada diez años.
Un riesgo adicional de acelerar el proceso de fusión está relacionado con la posible desestabilización de los depósitos de hidrato de metano y la liberación de CH 4.atribuible a la reanudación de la fermentación bacteriana en las tundras donde el permafrost se ha descongelado masivamente desde el verano de 2005. Además, un RILE está asociado con una pérdida masiva de permafrost.
La evolución anual del hielo marino también tiene un papel importante en la circulación termohalina : su deshielo provoca una dilución de la sal marina , haciendo que el agua sea menos densa, lo que disminuye el hundimiento del agua fría hacia el fondo marino, con consecuencias climáticas. desaceleración de las corrientes del Golfo y Kuroshio o incluso una reorganización importante de las principales corrientes oceánicas y una disminución en la captura de dióxido de carbono . Sin embargo, los modelos convergen para mostrar que el riesgo de una parada de la circulación termohalina es casi nulo. Por tanto, sólo debería producirse una ralentización, del orden del 25% para el ramal atlántico.
El bloque de hielo permite el desarrollo de la vida animal por debajo y por encima de la capa de hielo.
Los témpanos de hielo proporcionan un hábitat sólido para algunos animales como los osos polares y las focas. “Si no actuamos de inmediato, el Ártico se volverá irreconocible rápidamente”, dijo Tonje Folkestad, especialista en cambio climático de WWF . “Los osos polares serán historia y nuestros nietos solo se enterarán de ellos en los libros. "
El paquete de hielo aísla el agua de abajo del aire frío. Por lo tanto, la vida es posible bajo témpanos de hielo, por ejemplo, los krills que viven en el Océano Austral cerca de la Antártida.
Las consecuencias más significativas son sin duda las relacionadas con la alteración de la circulación atmosférica. A medida que el Ártico se calienta más, el gradiente de temperatura del sur se debilita. Esta amplificación ártica se debe tanto al derretimiento del hielo marino como al derretimiento de la nieve en la primavera. Por lo tanto, las interrupciones del tráfico en primavera y verano están más relacionadas con la pérdida temprana de nieve, mientras que las de otoño e invierno están más relacionadas con la pérdida de la banquisa. La corriente en chorro se ralentiza porque es un resultado directo de este gradiente de temperatura Norte-Sur. Las ondas de Rossby luego se ralentizan, a medida que viajan con la corriente en chorro. Además, el calentamiento diferencial de picos y valles aumenta su amplitud, ralentizándolos aún más. Esto provoca más eventos extremos recurrentes en latitudes medias. Entre otros ejemplos, el invierno especialmente frío de 2009/2010, la ola de calor y la sequía europeas de 2010, la ola de calor estadounidense y la sequía de 2012. Los sistemas climáticos tienden a bloquearse y persistir durante más tiempo en una región. Por tanto, la consecuencia no es solo un calentamiento uniforme. La respuesta es compleja y no lineal, y puede generar más olas de calor y más períodos de frío, más sequías y más inundaciones. Sin embargo, no existe una relación de proporción entre los eventos fríos, que no son tan fríos como normalmente se espera para la situación sinóptica, y los eventos calientes que adquieren proporciones excepcionales. Para dar una medida de la magnitud de los eventos calientes que podrían haberse generado, ahora se batieron récords de verano, incluso en diciembre en el Ártico. Estos eventos extremos también tienen un impacto en las sociedades humanas. Así, la amplificación del Ártico fue causa de malas cosechas en 2010, lo que favoreció el inicio de la Primavera Árabe . Además, la pérdida de la capa de nieve en la primavera favorece el bloqueo de eventos en América del Norte, lo que a su vez amplifica la pérdida del hielo marino del Ártico. También están surgiendo nuevos patrones de circulación, con el debilitamiento del patrón de oscilación del Ártico y la formación de un dipolo ártico . Estudios recientes muestran que el patrón de circulación dominante hasta ahora, el de la Oscilación del Ártico, se vería profundamente afectado por el calentamiento. Esto afecta aún más a los modelos y reduce su utilidad. Por lo tanto, los científicos están preocupados por el impacto potencialmente catastrófico del cambio climático en nuestra civilización. De même, des inquiétudes se font jour quant à la possibilité qu'une partie de la communauté scientifique, face à la brutalité de l'évolution du climat, tente de s'intéresser plus aux modèles qu'aux données pour éviter de faire face à la realidad ; y que el IPCC tiene serias deficiencias internas que le impiden comunicar adecuadamente la urgencia de la situación.
Al regresar de dos años de expedición a bordo de la goleta Tara , los miembros de la expedición anunciaron, a fines de octubre de 2007, haber observado sobre el terreno varios indicios probados de las transformaciones en curso en el gélido Océano Ártico :
En el lado ruso, solo las islas del norte de la Tierra permanecieron congeladas en 2007.
El derretimiento del hielo polar podría modificar profundamente el tráfico marítimo entre Europa, Asia y América del Norte, y aumentar drásticamente el interés geoestratégico del Paso del Noroeste y el Paso del Noreste , despejado de los témpanos de hielo durante un período estival cada vez más largo. Los pasajes por aguas del norte servirían como alternativas preferidas (el camino posiblemente sea más corto) para llegar al norte de Europa y Japón, por ejemplo sin pasar por el Canal de Suez (la ruta más frecuente hasta la hora actual), o de California al Océano Atlántico sin pasando por el Canal de Panamá . El control del agua por parte de los dos países soberanos de la zona, Rusia y Canadá , está en el centro de un debate animado por el gran interés económico y estratégico de estas vías fluviales.
En 2011, 34 barcos pasaron por el Paso Noreste para transportar un total de 820.789 toneladas de carga. La navegación había sido posible hasta el 18 de noviembre, un récord. En 2012, al 15 de octubre, ya han pasado 35 buques que transportan 1.022.577 toneladas
Estos son los mínimos de área con al menos un 15% de hielo en millones de kilómetros cuadrados:
Con el calentamiento, también se espera que el hielo marino antártico retroceda, y esto es lo que se ha observado durante el último siglo. El bloque de hielo ha registrado una marcada disminución en su superficie. Así pues, su superficie media de invierno ha aumentado de 26 millones de kilómetros cuadrados a principios del XX ° siglo, aproximadamente 19 millones de kilómetros al comienzo del XXI ° siglo. Esto es confirmado por varias líneas de evidencia que muestran una tendencia a la fuerte caída durante el XX ° siglo, con una posible red de aterrizaje en la década de 1950 que no podrían ser. Sin embargo, desde finales de la década de 1970, el hielo marino antártico ha aumentado ligeramente, pero no es uniforme en las diferentes cuencas. Sin embargo, tenga en cuenta que el crecimiento del hielo marino antártico no tiene una medida común con el colapso del hielo marino del Ártico. En el Polo Sur, la tendencia lineal ronda el 0,9% por década y no es uniforme. En el Polo Norte, la tendencia es de alrededor de -2 a -3% por década durante los meses de primavera, y hasta -13% por década en septiembre, pero la tendencia ya no es lineal y la pérdida se acerca más bien al 50%. - y afecta a todas las piscinas.
En 2012, la extensión máxima del hielo marino del sur alcanzó así un nuevo récord, situándose en 19,44 millones de kilómetros cuadrados.
Este desarrollo se debe, por un lado, al agujero en la capa de ozono. Esta pérdida de ozono enfría y, por lo tanto, fortalece el vórtice polar al reducir la absorción de rayos UV. El fortalecimiento del vórtice polar se propaga en la troposfera y refuerza la circulación circumpolar (oscilación antártica positiva), lo que también explica en parte la evolución no uniforme del hielo marino. Además, el aumento de las precipitaciones debido al calentamiento se encuentra actualmente en forma de nieve, ya que la Antártida es más fría y por lo tanto su temperatura se mantiene en promedio por debajo del punto de congelación a pesar del calentamiento. Esto favorece en particular la estratificación del océano (las capas cálidas del océano están aisladas en profundidad), lo que favorece la extensión del hielo marino. Además, la nieve tiene un alto albedo que aumenta la pérdida de energía. Esta mayor estratificación también se debe, y probablemente más ampliamente, a una caída en la salinidad de la superficie luego de la retroalimentación con el hielo marino.
Además, la pérdida del hielo marino del Ártico es más importante para el clima global por consideraciones de radiación. El aumento en el área del hielo marino antártico permite que se refleje más energía solar, pero esto no compensa la absorción adicional debida al colapso del hielo marino ártico .
Alerta tiene un clima polar . Allí puede nevar y congelarse durante todo el año. La precipitación es muy baja con 153,8 mm (173,3 cm de nieve) en promedio durante el período 1971 - 2000. Es de día durante 6 meses seguidos y la noche reina al mismo tiempo. 1961-1990, los meses más fríos la temperatura media es -33,6 ° C y los meses más calurosos es la temperatura media de 3,4 ° C . De 1971 a 2000, de 8,5 días en promedio por año tienen temperaturas máximas superiores a 10 ° C . La temperatura récord más baja, -50 ° C , se registró el 9 de febrero de 1979 y la más caliente, + 20 ° C , el 8 de julio de 1956.
La estación de alerta está a 30,5 m de distancia , latitud: 82 ° 31'04N longitud: 62 ° 16'50W.
Mes | Ene. | Feb. | marzo | abril | mayo | junio | Jul. | agosto | Sep. | Oct. | Nov. | Dic. | año |
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Temperatura mínima media ( ° C ) | −35,9 | −37 | −36,1 | −28,2 | −14,9 | −3,2 | 0,7 | −1,8 | −12,2 | −22,8 | −30 | −33,7 | −21,3 |
Temperatura media (° C) | −32,4 | −33,4 | −32,4 | −24,4 | −11,8 | −0,8 | 3.3 | 0,8 | −9,2 | −19,4 | −26,4 | −30,1 | −18 |
Temperatura máxima promedio (° C) | −28,8 | −29,8 | −28,7 | −20,5 | −8,7 | 1,6 | 5.9 | 3.3 | −6 | −15,8 | −22,8 | −26,4 | −14,7 |
Registre la fecha de registro en frío (° C) |
−48,9 1966 |
−50 1979 |
−49,4 1970 |
−45,6 1954 |
−29 1989 |
−13,9 1963 |
−6,3 1982 |
−15 1952 |
−28,2 1979 |
−39,4 1962 |
−43,5 1980 |
−46,1 1951 |
−50 1979 |
Registro de calor (° C) fecha de registro |
0 1958 |
1.1 1965 |
−2,2 1957 |
−0,2 1978 |
7.8 1951 |
18,2 2000 |
20 1956 |
19,5 1990 |
11.2 1989 |
4.4 1968 |
0,6 1963 |
3.2 1978 |
20 1956 |
Sol ( h ) | 0 | 0 | 0 | 377 | 415.1 | 308,5 | 293,4 | 238 | 91,3 | 0 | 0 | 0 | 1,723 |
Precipitación ( mm ) | 6,8 | 6.3 | 7 | 10,3 | 11 | 11,1 | 27,8 | 21,2 | 23,4 | 12,3 | 9,7 | 6,8 | 153,8 |