Área de estudio

La Isla Rey Jorge (IRJ) está ubicada en la parte norte de la Península Antártica en el Archipiélago de las Islas Shetland del Sur, entre 61° 54’ - 62° 16’S y 57° 35’-59° 02’ W (^{Ferron et al., 2004}) (Figura 1). Ocho estaciones de investigación permanentes, varias cabañas estacionales y campamentos de investigación se encuentran en la IRJ, y aproximadamente el 90 % de la superficie de la isla (1250 km²) está cubierta de glaciares (Rückamp et al., 2011). La capa de hielo de la isla consta de varios casquetes polares conectados con glaciares de salida pronunciados. Mientras que la costa norte presenta pendientes suaves, la costa sur tiene pendientes más empinadas y ensenadas parecidas a fiordos (Rückamp et al., 2011). El GL está ubicado en la parte sur de la IRJ, en la Bahía de Almirantazgo, en paralelo y cerca de la Península Antártica (Figura 1).

Figura 1 a. Ubicación de la Península Antártica en el continente Antártico (fuente del mapa: ^{Howat et al., 2019} www.pgc.umn.edu/data/rema). b. El mapa muestra un detalle de la Península Antártica, y c. la ubicación del Glaciar Lange (GL), en la Isla Rey Jorge. En este último mapa está marcada con una estrella negra, la Estación Científica Antártica Machu Picchu del Perú - ECAMP, que se encuentra cerca del GL y donde se ubico el mareógrafo. El mapa d. muestra una Ortofoto del GL. 

El GL se identifica como una de las principales salidas de hielo en la IRJ, que desemboca en la Bahía de Almirantazgo (^{Barboza et al., 2004}) (Figura 1c). Este glaciar tiene 6.2 km a lo largo del eje longitudinal, 5 km de ancho en la parte media, su frente tiene un ancho de aproximadamente 2 km y su cuenca de drenaje cubre 28.3 km² (Barboza et al., 2004). El agua superficial frente a este glaciar es fría y dulce debido al deshielo estacional, registrando rangos de temperatura y salinidad entre -0.13 a 0.79 °C y 32.43 a 33.73, respectivamente. Las mediciones en campo y la presencia de plumas de sedimentos en el frente del glaciar indican que se trata de un glaciar templado (^{Macheret y Moskalevsky, 1999}, ^{Pichlmaier et al., 2004}), cuyo lecho basal está próximo al punto de fusión permitiendo su deslizamiento y derretimiento basal. (^{Marangunic et al., 2008}). El GL ha evidenciado un alto retroceso en su frente desde 1956 (^{Simões et al., 1999}, ^{Braun, 2001}), con un retroceso de 1.4 km, perdiendo un total de 2.0 km² (^{Arigony-Neto, 2001}). Frente al GL se ubica la Bahía de Almirantazgo que tiene una batimetría variable, la cual es somera cerca del frente del glaciar con profundidades entre 10 a 220 m (Figura 5), aumentando de 300 a 1,000 m en las sub bahías adyacentes. Desde la parte central de la bahía hasta la salida hacia el estrecho de Bransfield, se ubican puntos más profundos con profundidades entre 1.200 y 1.800 m.

Gradiente térmico y dinámica del glaciar

Para evaluar el gradiente térmico de la superficie del glaciar, se instaló un sensor de temperatura Onset HOBO en cada una de las tres estacas de bambú (Figura 2a) a 200 m de distancia cada una, y 200 m del lado norte en la superficie del glaciar, el 24 de diciembre 2018. Cada estaca registró datos de temperatura cada 10 minutos durante el período de estudio (22 días). Se usó un taladro Kovacs para abrir un agujero sobre el glaciar e instalar una estaca (Figura 2b). Esta metodología se realizó para instalar todas las estacas, las cuales fueron georreferenciadas mediante un Sistema de Posicionamiento Global (GPS). Cada estaca se midió desde la base expuesta sobre la superficie del glaciar hasta su extremo superior (Figura 2c), para posteriormente evaluar la variación en el espesor del hielo. El 14 de enero de 2019, se volvió a medir la posición de la estaca utilizando un GPS con el fin de estimar la velocidad del glaciar.

Figura 2 Metodología para instalar estacas de bambú en el Glaciar Lange (GL), IRJ, Antártica. a. Uso de un taladro Kovacs para la apertura de orificios sobre el glaciar y la instalación de estacas de bambú. b. Mediciones en la estaca para determinar el derretimiento de hielo en la zona de ablación. c. Sensor de temperatura instalado en la estaca. Fotos: a. - b. Jhon Mojica y c. Diego Mojica, 2019. 

Los datos registrados a través de los sensores de temperatura fueron descargados a través del software Onset HOBO versión 3.7.13 (https://www.onsetcomp.com/hoboware-free-download). Para comparar y obtener una tendencia climática de las temperaturas del área en el GL, usamos algunos de los datos de temperatura registrados por la Estación Meteorológica Automática (EMA) de la Estación Científica Antártica Machu Picchu de Perú (ECAMP), ubicada cerca del GL (Figura 1). Además, se utilizaron un conjunto de datos climatológicos de temperatura de otras EMA (por ejemplo, ^{Turner et al., 2005}; ^{Ferron et al., 2004}; ver Tabla 2), y una serie de datos de temperatura de la Estación Frei (1970 - 2015) proporcionado por el Dr. Jorge Carrasco de la Universidad de Magallanes, Chile (Tabla 2).

Para confirmar nuestros resultados de la metodología utilizada para estimar la dinámica del glaciar, se compararon los datos obtenidos del desplazamiento de las tres estacas instaladas con los datos obtenidos de las imágenes del satélite Sentinel-1. Estas imágenes fueron filtradas a través de Copernicus (https://scihub.copernicus.eu/dhus/#/home) de la Agencia Espacial Europea. Para ello, se utilizó el nivel 1 de los productos de Rango de Tierra Detectado (GRD), que consisten en un radar de apertura sintética (SAR) enfocado. Estos datos fueron detectados y examinados de forma múltiple para proyectarse al rango terrestre utilizando el modelo de elipsoide terrestre WGS84. La proyección elipsoide de los productos GRD se corrigió utilizando la altura del terreno especificada en las características generales del producto. La altura del terreno utilizada varía en azimut pero es constante en el rango (^{Lu y Veci, 2016}).

Trabajamos con dos imágenes satelitales del área de estudio correspondientes al GL, las cuales fueron capturadas en diferentes momentos durante el verano austral (19 de enero de 2019 y 24 de febrero de 2019). La imagen más antigua que se adquirió se seleccionó como la “imagen maestra” y la más reciente se seleccionó como la “imagen esclava” (^{Lu y Veci, 2016}). Estas imágenes se analizaron posteriormente utilizando la herramienta SAR de Seguimiento de Desplazamiento (Offset Tracking) en la aplicación de la Plataforma de Aplicaciones de Sentinel (SNAP). El Offset Tracking es una técnica que mide el movimiento de las características entre dos imágenes mediante la optimización de la correlación cruzada de la intensidad del cuadro y se ha utilizado ampliamente en la estimación del movimiento de los glaciares (Lu y Veci, 2016).

Cálculo del ancho y área frontal del Glaciar Lange

Para evaluar la profundidad y el espesor del GL bajo el mar y mostrar sus variaciones históricas (por ejemplo, ^{Barboza et al., 2004}; ^{Braun, 2001}; ^{Arigony-Neto, 2001}), utilizamos una embarcación tipo Defender, proporcionada por el buque colombiano “ARC 20 de Julio” para realizar el levantamiento batimétrico, actividad apoyada por el Programa Antártico Colombiano, a través de la Armada Nacional de Colombia y la Dirección General Marítima (Autoridad Marítima Colombiana). Se utilizó una ecosonda multihaz Kongsberg de 80 y 200 kHz para capturar datos con mayor frecuencia y cobertura espacial. Además, se utilizó un mareógrafo instalado en las cercanías del GL (Lat. 62° 05’ 29” S Long. 58° 28’ 06” W) (Figura 1c). La adquisición y el procesamiento del conjunto de datos se llevó a cabo utilizando el software CARIS Easy View 4.4.1 y HYPACK. También se utilizaron datos batimétricos proporcionados por el buque peruano “BAP Carrasco”, de la Armada del Perú y Programa Antártico Peruano.

Para estimar el espesor actual del hielo y el ancho del frente del GL sobre el nivel del mar, se realizó un Modelo Digital de Elevación (MDE) utilizando una tecnología de Vuelo de Piloto Remoto (RPAS), que se ajustó geodésicamente con el método estático (2 horas - 1 por cada 5 segundos), y se generó una ortofoto (imagen georreferenciada y a escala del territorio) en ArcMap 10.3. Para calcular el área frontal del glaciar, se tomaron 10 m hacia adentro del glaciar para generar curvas en el Modelo Digital de Superficie (MDS), con un intervalo de 0.5 m de equidistancia para producir una Red Triangular Irregular (TIN), y se generó un Volumen Poligonal en ArcGIS 10.3.

Cálculo del flujo de Calving

Se estimó el flujo de Calving del GL utilizando los datos obtenidos del movimiento de las estacas, el levantamiento batimétrico y el MDE, según la siguiente ecuación:

Donde Q _C es el flujo de Calving (^{Motyka et al., 2003}, ^{Benn et al., 2007}). S representa el área del frente del glaciar, que se calculó sumando las áreas del frente del glaciar emergido y sumergido. Para evaluar el área emergida del frente del glaciar, usamos datos de ancho del frente del glaciar obtenidos con el MDE y ArcGIS; Para estimar el área sumergida del frente del glaciar, promediamos las profundidades obtenidas a partir del levantamiento batimétrico, y este valor se multiplicó por el valor del ancho del frente del glaciar sobre el nivel del mar. U _T corresponde a la velocidad del frente del glaciar, que se evaluó utilizando velocidades tanto superficiales como basales. La velocidad superficial se determinó a partir de las mediciones de las posiciones de las estacas al inicio y al final del período de estudio y la velocidad de deslizamiento basal se promedió en un 50 % debido a que este tipo de glaciares (templados) suelen mostrar velocidades entre el 40 % y el 60 % (^{Marangunic et al., 2008}). dx/dt es el cambio en la posición del frente del glaciar (por ejemplo, ^{Sikonia, 1982}; ^{Bindschadler y Rasmusen, 1983}; ^{Siegert y Dowdeswell, 2004}; ^{Van der Veen, 2002}; ^{Vieli et al., 2002}), que se estimó utilizando datos históricos del ancho del frente glaciar reportado por ^{Barboza et al. (2004)} para compararlos con los datos actuales calculados utilizando el MDE.

Estaciones oceanográficas

Se recopilaron los datos oceanográficos el 24 de diciembre de 2018, registrados en un período corto y caracterizando la dinámica océano-glaciar como un sistema cuasi-estable. El equipo utilizado fue un CastAway CTD (https://www.sontek.com/castaway-ctd) que proporciona perfiles de temperatura, conductividad (salinidad) y velocidad del sonido a diferentes presiones (profundidad). La precisión de la sonda de temperatura utilizada fue de + 0.05 °C, salinidad +0.1 PSU y presión + 0.01dBar, con una frecuencia de muestreo de 5Hz determinada por el fabricante. Los perfiles se registraron frente al GL, para la parte noreste y central de la bahía.

Para analizar los datos oceanográficos, dividimos las estaciones CTD en dos secciones, una paralela y una perpendicular frente al glaciar (Figura 3). Las estaciones posteriores se ubicaron a 1 km del frente del glaciar en dirección sureste. Debido a escombros y trozos de hielo de diferente tamaño presentes en la superficie del agua, en la parte sur de la bahía del frente del glaciar no fue posible realizar la navegación en bote para las mediciones de CTD. En este estudio se incluyeron un total de 29 datos de los perfiles de CTD para caracterizar la dinámica de la columna de agua. Los datos fueron procesados en el software del fabricante (V1.6) y graficados usando Ocean Data View 4.4. Teniendo en cuenta que los datos se obtuvierón durante la temporada de verano austral, no son representativos de la dinámica invernal, no obstante nos permite identificar las tendencias de la circulación del agua durante todo el año.

Figura 3 Ubicación de las estaciones CastAway-CTD registradas frente al Glaciar Lange (GL), Isla Rey Jorge, Antártica (puntos verdes). El rectángulo rojizo representa una sección paralela (=) y el rectángulo azulado indica una sección perpendicular (□) de estaciones oceanográficas frente al glaciar. 

Para describir la dinámica del océano frente al glaciar, calculamos algunas variables derivadas, que incluyen: 1) la frecuencia de Brunt Vaisala, para identificar la flotabilidad de las aguas la cual describe los niveles de estabilidad en el sistema y puede ayudar a impulsar la circulación termohalina en la zona (^{Llanillo et al., 2019}); 2) el ángulo de Turner, que define los niveles si las condiciones de la columna de agua son propensas a desarrollar procesos inestables como doble difusión, convección y dedos de sal; y 3) el coeficiente termobárico, que identifica la influencia de la composición del agua y la distribución de la relación entre la temperatura y la salinidad.

Gradiente térmico y dinámica del glaciar

La dinámica del glaciar se identificó a partir del desplazamiento de cada estaca en relación a su ubicación (GPS) inicial y final. La estaca 1 registró un movimiento de 10,19 m con dirección 155° sureste (SE), la estaca 2 un movimiento de 9,17 m con dirección 110° (SE) y la estaca 3 un movimiento de 7,11 m con dirección 90° (SE) (Figura 4).

Figure 4 a. - b. Dinámica de las tres estacas instaladas en el Glaciar Lange (GL), Isla Rey Jorge, Antártica. Los marcadores verdes muestran posición inicial, y los marcadores rojos muestran la posición final. Flecha azul representa la distancia de instalación de las estacas desde el borde norte del glaciar. Imágenes: a. DEM y b. Google Earth Pro, 2019. 

La red de estacas registró un movimiento promedio de 8.8 ± 1.5 m desde el punto inicial de instalación (24 de diciembre de 2018) hasta el punto de medición final (14 de enero de 2019) en dirección SE hacia el frente del glaciar, equivalente a 0.40 ± 0.07 m/día, y el Offset Tracking arrojó una velocidad de 0.43 ± 0.01 m/día para el sector de instalación de estacas (Figura 4). Los datos de reducción de hielo detectados en la estaca uno, dos y tres mostraron una reducción de 10,5 cm, 8 cm y 9,5 cm, respectivamente, registrando una pérdida de espesor de hielo promedio de 9,3 ± 1,3 cm equivalente a 0,42 ± 0,06 cm/día (Figura 5).

Figura 5 Disminución del espesor de hielo superficial por derretimiento a partir de las mediciones de las estacas instaladas en el Glaciar Lange (GL), Antártica, durante 22 días desde el 24 de diciembre de 2018 al 14 de enero de 2019, en el verano austral 2018 - 2019. 

Los sensores de temperatura registraron una temperatura promedio de 5.0 ± 5.2 °C, con temperaturas mínimas entre -2.3 y -2.6, y temperaturas máximas entre 19.4 y 19.9 °C (Tabla 1). Por el contrario, ECAMP registró una temperatura promedio de 1.2 ± 0.7 °C, con una temperatura mínima de -1.4 °C y una máxima de 5.6 °C.

Tabla 1 Datos de temperatura (°C) registrados por el sensor ubicado en cada estaca sobre el Glaciar Lange (GL), así como los datos registrados por la Estación Meteorológica Automática de la Estación Científica Antártica Machu Picchu del Perú (ECAMP). 

Cálculo del ancho y área frontal del glaciar Lange y su flujo de Calving

La batimetría registrada en la bahía frente al GL arrojo como resultado profundidades entre 10 y 220 m (Figura 6). La zona más profunda se ubica en un pequeño sector al noreste (NE), en la parte central del frente glaciar. Una zona poco profunda de 20 m de profundidad se encuentra a 1 km del frente del glaciar (Figura 6a - b). La ortofoto generada mostró que la longitud de la pared frontal de GL es de alrededor de 1,4 km (Figura 6c).

Figura 6 a. Área del levantamiento batimétrico y Modelo Digital de Elevación (MDE) frente al Glaciar Lange (GL), Bahía de Almirantazgo, Isla Rey Jorge, Antártica (Leyenda en metros). La elipse azul en el área central verde indica el punto más profundo frente a la bahía. b. Modelo tridimensional del GL; La leyenda se muestra en metros (Imágenes obtenidas de CARIS Easy View, Dirección General Marítima). c. La Ortofoto MDE es generada por ArcMap 10.3., en el cual la línea amarilla representa el frente del glaciar (Instituto Geográfico Nacional del Perú). 

El frente del GL se estimó en 198.079 m², incluidas áreas sumergidas y emergidas. El área sumergida del frente del glaciar se estimó en 137,805 m², con una profundidad promedio de 96,30 ± 53 m y un ancho de 1,431 m. En cuanto al área emergida, se estimó en 60.274 m². La velocidad estimada del frente del glaciar fue de 219 m/año y un retroceso de 48 m/año, lo cual arrojó como resultado un flujo de Calving (Q _C ) de 33.87 × 10⁶ m³/año.

Estaciones oceanográficas

La estructura vertical del frente del GL se presenta en los diagramas T-S (Figura 7). El agua de la superficie (~7 m) es fría y dulce debido al deshielo estacional, registrando valores mínimos de -0,13 °C y 32,43 para temperatura y salinidad, respectivamente. Sobre los 40 m de profundidad se registró la temperatura máxima (0,79 °C). Por debajo de la capa estacional, el rango de salinidad es bajo (33.56 - 33.73) con algunas variaciones en la densidad potencial para las estaciones seleccionadas.

Figura 7 a. Diagramas TS, y promedio de los perfiles completos para b. Ángulo de Turner, c. frecuencia de flotación, d. temperatura de congelación y e. coeficiente termobárico, de todas las estaciones de CTD frente al Glaciar Lange (GL), Antártica. 

Una columna de agua débilmente estratificada se define por los valores de frecuencia de flotabilidad más bajos, con respecto al promedio del océano (N_average = 3.0 cph) (^{Garret y Munk, 1979}). Esta condición se identificó debajo de la capa superficial estacional, lo que hace que la columna de agua sea propensa a perder su estabilidad, como lo muestra el ángulo de Turner en profundidades específicas por debajo de los 40 m. A esta profundidad, el coeficiente termobárico alcanzó los valores mínimos de 2.95 x 10^-12. Este valor se relaciona con la mayor expansión térmica y la menor concentración de la salinidad en la columna de agua, lo cual disminuye la estabilidad de esta. La temperatura de congelación es más baja que la del agua, sin expectativas de formación de hielo a mayor profundidad.

Gradiente térmico y dinámica del glaciar

El -GL, que ha sido descrito como un glaciar templado (^{Braun, 2001}), mostró un movimiento superficial promedio de 8.8 m ± 1.5 m durante 22 días (equivalente a 0.40 ± 0.07 m/día), indicando un desplazamiento de 146 m por año, lo cual es consistente con las velocidades máximas reportadas para glaciares templados (entre 10 y hasta más de 100 m por año; por ejemplo, ^{Lliboutry, 1956}). En particular, los glaciares que provienen de una extensa masa de hielo y fluyen hacia el mar muestran velocidades más altas que los glaciares dentro de la Antártica (Lliboutry, 1956). Por ejemplo, la dinámica reportada para el Glaciar Unión en el interior de la Antártica registró una dinámica más lenta, entre 0.06 y 0.10 m por día, con un promedio de 22,6 m por año (^{Rivera et al., 2010}; 2018). Las variaciones en las velocidades de los glaciares entre el exterior y el interior de la Antártica podrían estar relacionadas con las temperaturas más altas registradas en la Península Antártica y las Islas Shetland del Sur (^{Vaughan et al., 2013}), las diferencias en la dinámica también pueden estar relacionadas con las características de los glaciares, que muestran velocidades más altas en el centro del glaciar que el borde del glaciar (^{Marangunic et al., 2008}; ^{Tarbuck et al., 2005}).

Aunque en nuestro estudio las estacas se ubicaron en inmediaciones del borde del glaciar (Figura 4b), la dinámica registrada fue levemente mayor que en el centro. De acuerdo con los datos obtenidos de offset tracking, las imágenes de satélite reportaron una velocidad de 0.30 ± 0.03 m/día en el centro del glaciar, mientras que en el borde del glaciar reportaron una velocidad de 0.43 ± 0.01 m/día (Figura 8), corroborando los resultados obtenidos con las estacas instaladas de 0.40 ± 0.07 m/día. Estas pequeñas diferencias registradas entre el centro y el borde del glaciar pueden deberse a variaciones a pequeña escala de la profundidad de la nieve inducidas por patrones de grietas, efectos topográficos en el área que varían entre el centro o borde de un glaciar (^{Braun y Hock, 2004}), y también por el cambio de cota e inclinación más pronunciada en los lugares de instalación de las estacas (^{Wang et al., 2017}).

Figura 8 a. “Imagen maestra satelital” de la Isla Rey Jorge (IRJ), Antártica capturada el 19 de enero de 2019 por la Misión Sentinel-1 y descargada desde Copernicus Open Access Hub de la Agencia Espacial Europea (ESA). b. La imagen resultante a través del Radar de Apertura Sintética (SAR) Offset Tracking en la plataforma de aplicaciones Sentinel (SNAP). c. Ventana SNAP, para el procesamiento de las imágenes de satélite adquiridas (01192019 “imagen maestra” y 24022019 “imagen esclava”) para el GL en la IRJ. El óvalo amarillo corresponde al área y velocidad m/día registrados en el lugar donde se instalaron las estacas. 

El GL mostró una pérdida de hielo promedio de 0.42 cm/día, que es menor a la reportada por ^{Braun y Hock (2004)} en la parte occidental de la capa de hielo en la IRJ (promedio = 0.62 cm/día), quienes usaron un total de 15 estacas para monitorear la ablación en varios glaciares del área incluido el GL. Aunque estos autores no instalaron las estacas en la misma área del GL donde se instalaron para este estudio, nuestros hallazgos sugieren que el deshielo del glaciar ha disminuido en los últimos años. Sin embargo, los valores de deshielo registrados en este estudio fueron más altos que los reportados dentro de la Antártica (0.04 cm/día en el Glaciar Unión) (^{Rivera et al., 2010}). El GL es un glaciar de drenaje con una salida que emerge de una capa de hielo parcialmente drenada (^{Simões et al., 1999}); por lo tanto, y debido a la tendencia al aumento de la temperatura global, la velocidad en este glaciar puede aumentar en comparación con las masas de hielo dentro de la Antártica.

Las altas temperaturas registradas por los sensores instalados en las estacas sobre el GL, estuvieron el 85 % por encima del punto de fusión de 0 °C, lo cual puede incrementar la velocidad del glaciar a largo plazo. Sin embargo, los datos de temperatura obtenidos fueron más altos que los datos registrados por la EMA de ECAMP durante la misma temporada. Comparando las temperaturas registradas con los sensores de las estacas y la obtenida por la EMA de ECAMP, los resultados mostraron diferencias en términos de temperaturas mínima, máxima y promedio (Tabla 1). Estas diferencias podrían atribuirse a la exposición del sensor, ya que ECAMP utiliza un sensor de temperatura ventilado con un rotor que succiona aire para tener los datos más reales del lugar, mientras que los sensores en las estacas pueden verse afectados por un efecto invernadero local en las carcasas plásticas que los cubren. En otras palabras, los sensores en las estacas pueden verse afectados por el fuerte efecto del albedo del glaciar. Sin embargo, a pesar de estas diferencias entre los tipos de sensores utilizados, ambos registraron que la mayoría de las temperaturas estuvieron por encima del punto de fusión de 0 °C.

Estos hallazgos de temperatura están en concordancia con los promedios anuales de temperatura del verano austral reportados por estaciones ubicadas en la Península Antártica como Bellinghausen, Comandante Ferraz, Esperanza y Frei entre 1944 y 2015 (por ejemplo, ^{Marshall et al., 2002}; ^{Ferron et al., 2004}; ^{Turner et al., 2005}), que están todos por encima del punto de fusión de 0 °C (ver Tabla 2). En general, los datos históricos de temperatura anual entre 1957 y 1982 de la Antártica muestran una tendencia de calentamiento de aproximadamente 1,45 °C (^{Raper et al., 1984}), particularmente en la Península Antártica (Ferron et al., 2004). De hecho, la IRJ muestra la tendencia más cálida de aproximadamente 2 °C entre 1947 y 1997 (50 años) (^{King y Harangozo, 1998}; ^{Smith et al., 1996}).

Tabla 2 Promedios de temperatura anual y estacional (°C) por década para las estaciones meteorológicas automáticas (EMA) ubicadas en la isla Rey Jorge y cerca de la Península Antártica. 

(pc) periodo de calentamiento, (pe) periodo de enfriamiento* A excepción de 1946, los datos se tomaron de Deception Island (1944-1945, 1947, 1959-1967), Base “G” (1948-1960), Bellinghausen (1968-1976), Arctowski (1977-1985, 1988-1989), Ferraz (1986-1987, 1990-2013) Fuente: Datos tomados de http://antartica.cptec.inpe.br/EMA PROANTAR - Brasil. ** La distancia entre DI y BELL es de 123 km y BELL y EACF son 31,5 km. *** Temperatura promedio para el período descrito en la tabla.

No obstante, se debe mencionar que estudios más recientes como los de Carrasco (2013), reportan un período de ligero enfriamiento en la parte norte de la Península Antártica. Particularmente ^{Oliva et al. (2017)} reportan para la IRJ en verano una media anual en la temperatura del aire (diciembre a febrero) menor en 0,3 °C en la década de 2006 - 2015 que en el período 1986 - 2015, del mismo modo ^{Turner et al. (2016)} reportó para la Península Antártica posterior al período de calentamiento entre 1979 - 1997, un período de enfriamiento entre 1999 - 2014 consistente con la variabilidad natural. Sin embargo, hay que añadir que recientemente la Organización Meteorológica Mundial (2020), reporto el 06 de febrero de 2020, la temperatura más alta registrada en la Antártica: 18,3 °C en la Base Esperanza (parte norte de la península Antártica - inmediaciones de la IRJ) (Tabla 2). Todos estos valores históricos de temperatura en el área junto con los resultados de las mediciones de este estudio indican una tendencia de aumento de temperatura con un ligero período de enfriamiento durante aproximadamente 10 a 15 años, que según últimos registros podría retomar la tendencia de aumento de temperatura en la porción norte de la Península Antártica. Esta tendencia más cálida en las temperaturas tiene implicaciones directas en el derretimiento actual del GL, que puede continuar retrocediendo si aumentan las tendencias de aumento de temperatura actuales, contribuyendo con el aporte de agua dulce a la Bahía del Almirantazgo con incidencias en el aumento del nivel del mar y todas sus repercusiones en las zonas costeras del planeta.

Estaciones oceanográficas

El agua superficial se evidenció fría y dulce, por los procesos de Calving y deshielo. En las estaciones del sur, identificamos una alta salinidad y baja temperatura como producto de la salmuera producida por la formación de hielo, en concordancia con las observaciones visuales y la falta de datos en esta área debido a la presencia de escombros de hielo (Figura 9). En las estaciones ubicadas en paralelo, se observó una notable zona de alta temperatura (0,78 °C) entre los 20 y 60 m en la parte central de la bahía, asociada a una baja salinidad (33,52). Comparando con la sección de las estaciones ubicadas en perpendicular (registros de temperatura y densidad, Figura 9e-f), podemos interpretar que este núcleo de agua dulce y cálida proviene de aguas fuera de la bahíadel frente del Glaciar. Comparando el agua entrante con la residente, hay un pico de 0.3 °C de variabilidad que puede impactar directamente el frente del glaciar. Esta afirmación es relevante para las condiciones de estabilidad del glaciar porque la entrada de este núcleo de aguas puede producir un proceso de derretimiento bajo la superficie del glaciar, aumentando el retroceso del glaciar, como se presentó en secciones anteriores.

Las aguas frías sobre aguas cálidas, en un sistema estratificado débil, se conocen como parte de las condiciones previas para los procesos de convección. En consecuencia, la circulación oceánica transporta el calor oceánico a través de una columna de agua débilmente estratificada que aumenta la ventilación de la superficie (^{Schmitt, 1994}). A partir de esta suposición y los valores del ángulo de Turner y puntos calientes identificados sobre la columna de agua (Figura 9), podemos confirmar la entrada de aguas externas provocando una pérdida de estabilidad del sistema en la columna de agua. El proceso como formación de dedos de sal puede aumentar la mezcla de la columna de agua en el área y los procesos de convección, afectando el intercambio de energía que impacta los procesos océano-glaciar. No obstante, se necesitan más estudios para confirmar esta dinámica.

Figura 9 a. - b. Secciones de temperatura potencial, c. - d. salinidad, e. - f. densidad potencial y g. - h. Ángulo de Turner para las estaciones en la Bahía de Almirantazgo, Antártica dentro de cada sección paralela y perpendicular, respectivamente. 

La Corriente Circumpolar Antártica es una corriente oceánica que fluye de oeste a este alrededor de la Antártica, desempeñando un papel importante en el transporte y distribución de calor y sal, que tienen efectos sobre la dinámica del hielo oceánico, afectando las tasas de derretimiento basal y retroceso de los glaciares (^{Nitsche et al., 2007}; ^{Depoorter et al., 2013}). La cantidad de deshielo producido por el océano depende de la temperatura del agua del océano, que está controlada por la combinación de la estructura térmica del océano circundante y la circulación local del océano que a su vez está determinada por los vientos y la batimetría. A medida que el clima se calienta y la circulación atmosférica cambia, habrá cambios posteriores en la circulación y la temperatura del océano, particularmente en la circulación de una masa de agua más cálida (Circumpolar Deep Water - CDW), que es más densa debido a la mayor cantidad de sal contenida y se encuentran a profundidades por debajo de las aguas superficiales, alrededor de los 500 m (^{Holland et al., 2020}). Esta CDW está afectando el retroceso frontal de los glaciares, particularmente en el oeste de la Península Antártica (^{Cook et al., 2016}; Depoorter et al., 2013; ^{Jacobs et al., 2012}). Por lo tanto, la CDW cálida, salada y poco oxigenada se mezcla con el agua de alta salinidad recientemente ventilada y modificada, que es relativamente fría, dulcey se forma en el mar de Weddell para ser direccionado hacia el sur a lo largo de las cuencas profundas del Estrecho de Bransfield (^{Torres et al., 2020}), quizás invadiendo las aguas dulces y cálidas de la Bahía del Almirantazgo.

Batimetría y Modelo Digital de Elevación (MDE)

El levantamiento batimétrico en la bahía frente al GL mostró una forma de valle, en cuyo centro están los áreas más profundas con 220 m y mayor espesor del hielo (Figura 6a-b). Se evidenció un área de plumas de sedimentos en la bahía del frente del glaciar, lo que indica que este frente está en contacto con el lecho basal, en concordancia con estudios previos en el área (p. Ej., ^{Pichlmaier et al., 2004}; ^{Barboza et al., 2004}). Asimismo, se observó a 1 km del frente del glaciar algunas áreas someras de 20 m de profundidad en el suroeste (SW) y noreste (NE) de la bahía (Figura 6a-b), que pueden corresponder a morrenas por el arrastre de rocas glaciales, sedimentos y detritos depositados en la bahía. Estos hallazgos sugieren que en el pasado allí etuvo ubicado el frente del glaciar. De hecho, la longitud actual del frente GL mostró una notable disminución de 600 m en comparación con las mediciones de la longitud frontal del GL obtenidas hace 20 años por Barboza et al. (2004).

Según descripciones históricas del retroceso de GL, la primera fase de retroceso (440 m) se registró para el período entre 1956 y 1975, y la segunda fase de retroceso se registró en un corto período entre 1975 y 1979, retrocediendo unos 880 m de acantilado de hielo y perdiendo aproximadamente 1,1 km² (^{Braun, 2001}). Este proceso continuó posteriormente entre 1979 y 1988, cuando el glaciar retrocedió 280 m adicionales, perdiendo otros 0,56 km². Entre 1988 y 1995, el glaciar retrocedió 180 m, con una pérdida de superficie de 0,13 km². En total, el glaciar retrocedió alrededor de 1.780 m entre 1956 y 1995, perdiendo así aproximadamente 1,7 km² (Braun, 2001). De manera similar, ^{Arigony-Neto (2001)} registró un retroceso del glaciar de 1.4 km², perdiendo un total de 2.0 km². Con base en estos datos históricos, estimamos un retroceso promedio de 28 m/año para el período en el que no hubo registro de datos de su retroceso, entre 1995 y 1999, equivalente a 112 m. Según los anteriores datos y registros e incluyendo los resultados de este estudio, el retroceso del GL se estimó entre 1956 y 2019 en aproximadamente 2.492 m.

Consideraciones sobre el cambio climático

Nuestros resultados sugieren un balance de masa negativo para el GL según el flujo de Calving, la temperatura registrada en este estudio y el aumento de temperatura en la zona durante las últimas décadas. Los datos históricos en el área indican que el deshielo en GL está aumentando en forma continua (0.42 ± 0.06 cm/día) debido al aumento de la temperatura atmosférica con un aporte de agua dulce a la Bahía del Almirantazgo. A partir de los datos de las estaciones oceanográficas, hay indicios de una intrusión de aguas externas a la bahía frente al GL. Además, se evidenció un núcleo de aguas calientes externas, que desestabilizan la columna de agua y generan procesos de convección. Esa entrada de aguas externas puede producir niveles más altos de mezcla y energía, transferidos del océano al glaciar, impulsando su retroceso y deshielo basal debajo de la superficie del mar. Combinando la información de la dinámica del glaciar a partir de los datos de las imágenes satelitales, batimetría, topografía que evidenciaron el retroceso del glaciar e indicaciones de un balance de masa negativo, el GL es un muy buen indicador del efecto acelerado del cambio climático en la Península Antártica. Se requiere un estudio completo de toda la cuenca glaciar y un monitoreo continuo para establecer la contribución y aporte agua al aumento del nivel del mar debido al derretimiento de GL, que puede acelerarse por el cambio climático si aumentan las tendencias actuales de temperatura.