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 recien formado, hasta otras zonas en donde la compresión de hielo 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 del espesor de hielo 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.
Extensión media mínima (Septiembre) y máxima (Febrero) de la banquisa de hielo en el Artico
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 (ver mapa). Su variabilidad, en cuanto a intensidad y colocación, es decisiva en los movimientos del hielo.
Este movimiento del hielo está ligado a la variabilidad del índice NAO y del índice AO. 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 artico es menor que cuando los valores son bajos. Ocurre que ensta 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).
En el mapa de arriba se dibujan los principales ríos que desembocan en el Artico con sus caudales medios (en km3/año) y las corrientes marinas: cálidas en naranja y frías en azul. Tanto el Giro de Beaufort como la Deriva Transpolar son movimientos típicos de la banquisa helada.
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 subpolar se produce agua profunda (NADW), 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 la circulación termohalina del Atlántico. Las cuencas 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 en las cuencas siberianas pero no así en las cuencas canadienses.
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.
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 los últimos años, desde 1990, la subida de la temperatura en el Artico ha sido aún más acusada. En la figura de abajo se representa la evolución de la anomalía térmica (diferencia con respecto a la media del período 1979-1998) en la baja troposfera (0-3000 m) de la zona polar (70ºN-90ºN) según las mediciones del aparato MSU transportado por satélites. La subida se ha manifestado especialmente en los meses invernales.
Pero la subida de temperaturas no ha sido homogénea en todas las regiones (ver figura aquí). En casi todas partes ha subido pero la zona central de la costa siberiana ha registrado más bien una tendencia a la baja.
En cuanto a Alaska, lo más destacado es un brusco calentamiento registrado hacia 1976.
Temperatura media anual en ºC en Alaska (estaciones de Fairbanks, Anchorage, Nome y Barrow). Las líneas horizontales verdes representan las medias de los períodos 1954-1976 y 1977-1994.
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 así el albedo (la reflectividad de la luz y la pérdida de energía al espacio). 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).
Pero el calentamiento del Artico puede haber sido no sólo debido al incremento global del CO2 y de los otros gases invernadero, 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 unos 60 W/m2 de radiación infrarroja y el incremento de a concentración de aerosoles ha hecho aumentar esa cifra en 3,4 W/m2, qu es máyor que los 2,4 W/m2 atribuidos al incremento de los gases invernadero (Ritter, 2005; Lubin, 2006; Garrett, 2006).
También el ozono troposférico transportado hacia el Artico desde los cielos contaminados de las zonas industrializadas de las latitudes medias y altas del hemisferio norte, ha podido ser un factor importante (Shindell, 2006).
factores naturales
La temprana iniciación 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 refelejado en un valor alto de los ó índice 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. Lo vemos a continuación.
evolución de la banquisa marina
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, aunque muy irregularmente, a ser menor. También el máximo de invierno ha tendido a disminuir (Kukla, 2004; Meier, 2005). De todas maneras la variabilidad sigue siendo muy grande (Stroeve, 2005). 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 aumentó en el mar de Bering y en partes del mar de Beaufort y del Archipiélago Canadiense.
Extensión de las banquisas de hielo en el hemisferio norte (izquierda)y en el hemisferio sur durante el período 1972-2002, en millones de kilómetros cuadrados. En el Artico oscila anualmente entre los 15 millones de km2 de finales de invierno y los 5 millones de km2 a finales del verano
Los estudios empíricos realizados sobre la posible disminución del grosor de la banquisa del Artico, basados en las mediciones con sonar 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 sonar 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. 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 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, durante los últimos 20 años (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 compone principalmente 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 una calentamiento en esa década, que últimamente, en el 2004, se ha visto truncado (Moon, 2005).
referencias
Belchansky G. et al., 2005, Variations in the Arctic’s multiyear sea ice cover: a neural network analysis of SMM-SSM/I data, 1979-2004, Geophysical Research Letters, 32, L09605
Belchansky G. et al., 2005, Spatial and temporal variations in the age structure of Arctic sea ice
Cavalieri, D.J., C.L. Parkinson, and K.Y. Vinnikov. 2003. 30-year satellite record reveals contrasting Arctic and Antarctic decadal sea ice variability. Geophysical Research Letters doi:10.1029/2003GL018031.
Comiso J., 2002, A rapidly declining perennial sea ice cover in the Arctic, Geophysical Research Letters, 29, 20, 17
Garrett T. & C. Zao, 2006, Increased Arctic cloud longwave emissivity associated with pollution from mid-latitudes, Nature, 440, 787-789
Johannessen O. M. et al. 1999, Satellite evidence for an arctic sea ice cover in transformation, Science, 286, 1937-1939
Kimura N. & Wakatsuchi M., 2000, Relationship between sea-ice motion and geostrophic wind in the Northern Hemisphere, Geophysical Research Letters,27, 22, 3735-3738
Kukla G. 2004, Central Arctic: Battleground of natural and man-made climate forcing, EOS, 85, 20, 200
Laxon S. et al., 2003, High interannual variability of sea ice thickness in the Arctic region, Nature, 425, 947-950
Liu J. & Curry J., 2004, Recent Arctic sea ice variability: connections to the Arctic Oscillation and the ENSO, Geophysical Research Letters, 31, L09211
Lubin D. & A.M.Vogelman, 2006, A climatologically significant aerosol long-wave indirect effect in the Arctic, Nature 439, 453-456
Maslowski W., 2000, Modelling recent climate variability in the Arctic, Geophysical Research Letters, 27, 22, 3743-3746
Meier W. et al., 2005, Reductions in Arctic sea ice cover no longer limited to summer, EOS, 86, 326
Moon S. & M.Johnson, 2005, The relationship between the 0ºC isotherm and atmospheric forcing in the Arctic Ocean, Geophysical Research Letters, 32, L20608
Polyakov I. et al. 2002, Observationally based assessment of polar amplification of global warming, Geophysical Research Letters, 29, 18, 25-1/4
Polyakov I. et al., 2005 One more step toward a warmer Arctic, Geophysical Research Letters, 32, L17605
Rigor I., 2004, Variations in the age of Arctic sea-ice and summer sea-ice extent, Geophysical Research Letters, 31, L09401
Rothrock D.A. et al. 1999, Thinning of the Arctic sea-ice cover, Geophysical Research Letters, 26, 23, 3469-3472
Shindell D., 2006,The influence of tropospheric ozone on Arctic climate, www.ametsoc.org/atmospolicy/documents/May312006_DrewShindell.pdf
http://www.nasa.gov/centers/goddard/news/topstory/2006/troposphere_ozone.html
Shy T. & Walsh J. 1996, North Pole ice thickness and association with ice motion history 1977-1992, Geophysical Research Letters. 23, 2975-2978
Stroeve J., 2005, Tracking the Arctic’s shrinking ice cover: another extreme September minimum in 2004, Gepphysical Research Letters, 32, L04501
Tucker et al., 2001, Evidence for rapid thinning of sea ice in the western Arctic Ocean at the end of the 1980s, Geophysical Research Letters, 28, 14, 2851-2854
Wadhams P. & Davis N. 2000, Further evidence of ice thinning in the Arctic ocean, Geophysical Research Letters. 27, 24, 3973-3975
Winsor P., 2001, Arctic sea ice thickness remained constant during the 1990’s, Geophysical Research Letters, 28, 6, 1039-1041