Geografía de Groenlandia

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Groenlandia está rodeada, en el sentido de las agujas del reloj a partir del cabo Farvewell, el punto más meridional, por el mar de Labrador, que la separa unos 1125 km de la región de Labrador, en Canadá, a lo largo de solo 25 km de norte a sur, seguido del estrecho de Davis, que separa Groenlandia del extremo sur de la isla de Baffin, que la separa de Nunavut, al norte de Canadá. Sigue la bahía de Baffin, que separa Groenlandia del norte de la isla de Baffin y de la isla Devon. La bahía comprende el estrecho de Nares, que separa Groenlandia de la isla de Ellesmere, la más septentrional de Nunavut y Canadá. Al final del estrecho se encuentra el canal Robeson, que termina en el cabo Bryant, que da paso hacia el norte al mar de Lincoln, que bordea Groenlandia por el norte hasta su extremo septentrional en el cabo Morris Jesup. Luego sigue hacia el este el mar de Groenlandia, que la separa de Spitzberg. En esta zona se encuentra el cabo Nordostrundingen, el más oriental de la isla de Groenlandia, y más al sur sigue el océano Atlántico hasta el cabo Farewell de nuevo, en el extremo sur.

La superficie terrestre total es de aprox 2.166.086 km², comparable a la de la meseta tibetana. La cobertura glaciar se estimó en 1.833.900 km² en 2025, y la zona libre de hielo de 332.186 km². La isla principal y las islas periféricas están cubiertas en cerca de un 85 % de hielo. La zona económica exclusiva se extiende sobre una superficie de 2.270.601 km². La zona territorial marina se extiende 3 millas náuticas, que equivalen a 5,6 km, y la zona de pesca exclusiva se extiende 200 millas náuticas, unos 370,4 km.

La altitud del territorio es muy variable. En general, se eleva de forma espectacular desde el litoral, al nivel del mar, al interior, que alcanza una media de 3200 m en la región centro-oriental. El punto culminante es el monte Gunnbjörn, de 3694 m en la costa este, en la cordillera Watkins, que agrupa las cimas más altas de la isla y que están parcial o totalmente recubiertas de hielo todo el año.^[1] En conjunto, hay 8 cimas de más de 2000 metros, siendo el monte Forel, de 3360 m, y el monte Ejnar Mikkelsen, de 3261, la segunda y la tercera después del Gunnbjörn.^[2] Hay sesenta cimas de más de 1000 m.^[3]

La superficie de Groenlandia está principalmente constituida de hielo. No solo en superficie, sino también en profundidad, formando un casquete glaciar que, debido a sus dimensiones, se llama indlandsis. El volumen ocupado el hielo se calculó en 2001 que era de 2,93 millones de m³.^[4] Está presente de manera continua en la mayor parte del territorio, si bien en el litoral hay casquetes periféricos separados del casquete principal. Entre estos, figuran Flade Isblink, en la Tierra del Príncipe Heredero Christian, en la Tierra del rey Federico VIII, al nordeste de Groenlandia; Gungnir, en la Tierra de Odín, al sudeste de Groenlandia, y Hans Tausen, en la Tierra de Peary, con sus numerosos glaciares.

El casquete de hielo de Groenlandia pierde masa de hielo a un ritmo que no cesa de crecer hace decenios, debido al calentamiento global. La masa de hielo perdida seguirá aumentando al menos hasta mediados del siglo XXI. Se han usado distintos métodos para evaluar esta pérdida. Las diferencias de altitud, evaluadas por altimetría satelital o láser y por fotogrametría orbital (SPOT), de precisión comparable, son consideradas fiables. La interferometría por radar de apertura sintética (InSAR) explora las diferencias de fase y permite evaluar el flujo glaciar. La gravimetría espacial utiliza una formación de satélites y deduce de su distancia relativa las variaciones locales del campo gravitatorio terrestre. Estas variaciones permiten evaluar la pérdida de masa con una resolución de 300 a 400 km. Los glaciólogos utilizan estos datos para modelizar el sistema glaciar.^[5]

La pérdida de masa glaciar no solo se debe a los hielos de la superficie por el calentamiento, sino a la aceleración de la dinámica glaciar, que hace que la masa de hielo se desplace hacia el aval del glaciar, es decir, hacia la parte baja.^[6] Esta aceleración es debida en parte al retroceso de la línea de descarga, inducida por los efectos acumulados del adelgazamiento del hielo en las altitudes bajas, de la fusión oceánica y de la intensificación progresiva del vêlage, es decir, el desprendimiento de bloques de hielo en el frente del glaciar. Por otra parte, el aumento de temperatura de las aguas subterráneas, unida a una transferencia creciente de calor del océano Atlántico Norte hacia los fiordos, así como el aumento del caudal de agua de fusión subglaciar, resulta en una amplificación de la erosión al nivel del frente oceánico y la velocidad de deslizamiento basal de los glaciares.

El flujo relativo de agua dulce hacia el mar de Irminger, procedente a la vez del deshielo y de las precipitaciones aumentó un 50 % en los veinte años anteriores a 2010.^[7] Una reconstrucción del balance masa glaciar total de Groenlandia indica que entre 1972 y 1980, el hielo aumentó de 25 a 47 millones de toneladas por año. Tras esta fecha, la ablación o pérdida de hielo es de una media de unas 80 gigatoneladas cada década.

En las regiones árticas y subárticas, la mayor parte del agua de fusión de los glaciares se vierte en el océano a través de los fiordos. Al agua dulce se unen las cargas sedimentarias liberadas por la abrasión del hielo sobre la roca, componentes inorgánicos que pueden actuar como nutrientes y, en menor medida, materia orgánica disuelta. Este flujo afecta directamente al ecosistema de la base del glaciar y es distinto según la configuración glaciar. El volumen de solutos aumenta a medida que lo hace el deshielo. Esto resulta en una fuente importante de nutrientes para los ecosistemas presentes en los estuarios. El flujo acrecentado de macronutrientes y su metabolización, acrecentada por las concentraciones más elevadas de componentes inorgánicos, como el ácido silícico y el hierro disueltos, hacen que prolifere el fitoplancton durante la estación de fusión. En las regiones costeras semicerradas la fusión glaciar provoca una estratificación de la columna de agua, enturbiando el agua con materiales de las rocas y creando una capa superficial pobre en nutrientes.

La pérdida de hielo del inlandsis de Groenlandia tiene una incidencia sobre el nivel del mar a escala mundial. Entre 1972 y 2018, el conjunto de hielos continentales de Groenlandia ha provocado una elevación mundial de unos 13,7 ± 1,1 mm, correspondiente a una media anual de 0,8 mm. La elevación futura se evalúa en unos 32 ± 17 mm para el escenario RCP 2.6 y unos 90 ± 50 mm para el escenario RCP 8.5. Los RCP (Representative Concentration Pathways) representan valores de forzamiento radiativo, en este caso entre 2,6 W/m² que equivalen a 1 grado y 8,5 W/m² que equivalen a 3,7 grados de calentamiento.

La banquisa de Groenlandia es adyacente a la banquisa ártica. En las costas, protege la estabilidad de las plataformas de hielo. La ruptura estacional de la banquisa da lugar a una importante producción de icebergs por desprendimiento de bloques de hielo. La banquisa es también una fuente de aerosoles de sal marina, con un impacto sobre el clima y la química atmosférica.

La banquisa alcanza su máximo en marzo y su mínimo en septiembre. Al norte, la cobertura del mar es total, impidiendo la formación de icebergs, salvo en veranos excepcionales y a pesar de la presencia de algunas polinias (espacios abiertos). El sur ve la llegada de la deriva del hielo a principio de la primavera. El espesor de la extensión de la banquisa ha disminuido durante los dos primeros decenios del siglo XXI, debido al calentamiento de las aguas árticas entrantes, sobre todo las principales corrientes de los mares nórdicos, y el aumento de la duración de los periodos libres de hielo en verano. En particular, el flujo de hielo ha disminuido a través del estrecho de Fram, responsable de la exportación del 90 por ciento del hielo desde el océano Ártico, que alimenta una parte de las aguas profundas en el Atlántico Norte.

Las disminución de la banquisa impacta también en el ecosistema marino. En 2016, se constató que la falta de hielo en la costa occidental de Groenlandia entrañó el desplazamiento de las belugas hacia el oeste. Por otra parte, la reducción de la banquisa contribuye a la pérdida de masa glaciar del casquete polar. En invierno, se produce un aumento de la humedad y las precipitaciones, provocando una retroalimentación entre la fusión del hielo y el albedo.

Según los modelos, un aumento de la temperatura de 2 ^oC comporta en 2040 la desaparición total de la banquisa ártica en septiembre, aunque persistirá más tiempo en la costa norte del archipiélago ártico canadiense y Groenlandia.

El permafrost está presente en cerca del 90 % de Groenlandia, su espesor es variable y puede alcanzar 500 m en el norte del territorio. Su rápida fusión provoca un aumento de la capa activa del suelo, favorecida por un aumento del exceso hídrico debido a las precipitaciones y la fusión de la nieve.

Los modelos climáticos indican una pérdida relativa del 6 al 29 % de la superficie mundial de permafrost por cada grado que aumente el calentamiento. En el caso de Groenlandia, el deshielo progresivo de vastas zonas entraña un descenso importante de la humedad y la escorrentía, debido a un aumento de la permeabilización del suelo. Al aumentar la materia vegetal, aumenta la probabilidad de incendios, provocando aun más el aumento de las emisiones de carbono. Por contra, el aumento de la vegetación hace disminuir el carbono en la atmósfera, pero la eventualidad de superar un punto de inflexión podría provocar cambios irreversibles.^[10]

Las costas son rocosas, generalmente áridas y salpicadas de fiordos. Los valles se deben al movimiento de los glaciares. Cuando el hielo se retira, los depósitos contienen arcillas, grava, arena y morrenas que dan lugar a colinas, diques y embalses que bloquean la salida del agua de los lagos.

En las costas hay numerosas islas pequeñas. Dieciséis de ellas tienen una superficie superior a 500 km², de las que cuatro tienen más de 2000 km². Las mayores son la isla Disko, al oeste, de 8612 km², la isla de Milne, al este, de 3913 km2, la isla Traill, al nordeste, de 3542 km², y la isla Ymer, de 2437 km². Una lista exhaustiva es difícil debido a la presencia de hielo. La fusión de este podría propiciar una modificación de las costas, La caída de bloques hielo de los glaciares produce icebergs que podrían parecer pequeños islotes.

En cuanto a los fondos marinos, el litoral norte está dominado por las aguas frías polares de la Corriente de Groenlandia Oriental, que se origina en el océano Ártico y cubre buena parte de las aguas costeras, bordeando Groenlandia por el este, el sur y el oeste. En el sur, estas corrientes se limitan a una estrecha franja a lo largo de la costa, debido a la presencia de las aguas cálidas y más saladas procedentes del giro del Atlántico Norte, transportadas por la corriente de Irminger. El conjunto de la ecorregión oceánica groenlandesa se caracteriza por aguas estratificadas, entre las aguas frías glaciares menos saladas y las aguas atlánticas.

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En Groenlandia hay lagos proglaciares, adyacentes a los glaciares, más conocidos como lagos glaciares, y lagos subglaciares, situados bajo su superficie. El sistema acuífero de la isla reacciona rápidamente a cualquier perturbación en el casquete glaciar.

Un inventario realizado entre 2016 y 2023 contabilizó 2918 lagos proglaciares en el conjunto de Groenlandia. Solo 16 de estos lagos tienen una superficie superior a 15 km². El más grande es el lago Romer, en el norte, con cerca de 126 km², considerado un fiordo de agua dulce, en el extremo occidental de la Tierra del Príncipe Heredero Christian y al oeste de los Alpes de la Princesa Isabel. La temperatura media del agua de los lagos varía entre 3,6 ^oC al norte y 7,3 ^oC al sur. El volumen y la superficie de los lagos aumenta de manera generalizada en Groenlandia como en el conjunto del Ártico.^[12] La Tierra del Príncipe Heredero Christian es una península en el norte de Groenlandia que forma parte del Parque nacional del noreste de Groenlandia, adyacente al mar de Wandel. Los Alpes de la Princesa Isabel o Élisabeth, son una cadena montañosa en la Tierra del rey Federico VIII, en el nordeste de Groenlandia.

Bajo el inlandsis, aunque los indicios sugieran que una proporción importante del lecho glaciar se descongela en verano, y que una parte del agua situada sobre el hielo forma balsas de varios metros de diámetro y más de 3 cm de espesor, solo se han identificado formalmente cuatro lagos subglaciares. Dos han sido detectados bajo el glaciar Bowdoin, al noroeste, y están separados por un pequeño islote rocoso, con una superficie inferior a 10 km². Los otros dos se han puesto en evidencia por la presencia de deslizamientos al borde del casquete, alimentados por las aguas de fusión que penetran hasta el lecho glaciar.^[13][14]

Un estudio sobre la química de los lagos glaciares en la región de Kangerlussuaq, en el oeste de Groenlandia, sugiere una débil interacción entre las aguas subterráneas y las aguas de superficie. Para los lagos en cuenca cerrada, el análisis de los isótopos del cloro y el bromo indican que la evaporación y la precipitación de las sales son factores determinantes para la composición química de los lagos. Una fuerte evaporación aumenta la salinidad de la cuenca.^[15]

En una gran parte del litoral de Groenlandia, las imágenes satelitales constatan una morfología costera constituida por un conjunto de deltas. Desde el Young Sound, en el estenordeste, los principales aportes fluviales son la fusión de la nieve y el hielo, las precipitaciones en la cuenca hidrográfica y los acontecimientos extremos, como las crecidas súbitas debidas a la ruptura de lagos glaciares. Las olas juegan un papel secundario sobre el caudal de ríos y orillas, formando únicamente bancos de arena en condiciones óptimas.

La mayor parte de cursos de agua son ríos alimentados por la fusión de los glaciares, tanto si terminan en tierra como si terminan en el mar y el río fluye por debajo del glaciar, dando lugar a penachos de sedimentos visibles desde satélite.^[16]

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El desarrollo geológico de Groenlandia empieza hace 4000 millones de años, a principios del Arcaico, cuando aparece la vida. Al oeste, el cinturón de rocas verdes de Isua (de hace unos 3750 millones de años), mantiene una gran variedad de estructuras relativamente bien conservadas: lavas acojinadas surgidas de las profundidades marinas con bordes de enfriamiento oscuros y de grano fino, con brechas y conglomerados. Los glóbulos y las venas de cuarzo, encerradas en una matriz basáltica alterada (compuesta de biotita, moscovita, cuarzo, turmalina y carbonato) indican la presencia de un sistema hidrotermal del tipo fondo marino anterior a la transformación metamórfica que dio lugar a los cojines.

Durante un periodo muy largo, que llega hasta el Proterozoico inferior, una sucesión de orogénesis da nacimiento a las rocas cristalinas del escudo precámbrico de Groenlandia, estabilizado progresivamente dentro del escudo canadiense hace aproximadamente 1600 millones de años. El escudo precámbrico se divide cronológicamente en tres zócalos distintos durante este periodo: rocas arcaicas casi inalteradas de las eras geológicas entre 3100 y 2600 millones de años, rocas arcaicas reconstituidas al inicio del proterozoico hace unos 1850 millones de años, y rocas jóvenes aparecidas al principio de esta misma era, de 2000 a 1750 millones de años.

Desde el Devónico hasta principios del Carbonífero, y hasta la abertura del Atlántico Norte a finales del Paleoceno, la extrusión de basaltos de las mesetas terciarias da lugar a la expansión del fondo oceánico del centro oeste, el centro y el sudeste de Groenlandia. En el mismo periodo, se forman importantes cuencas sedimentarias en el borde del escudo, durante el Proterozoico tardío y a lo largo de todo el Fanerozoico. Las cuencas de principios de la era primaria se desarrollan a lo largo de los márgenes continentales al norte, al este y al oeste (cuenca de Sverdrup, cuenca del mar de Wandel y meseta de Barents), conjuntamente con la fragmentación continental originada por los rifts. Las cuencas están relativamente conservadas, tanto en tierra como en el mar.

Durante la orogénesis ellesmeriana, el cratón de Groenlandia dio lugar a sedimentos que cubrieron el país con estratos que alcanzan 4 a 5 km de espesor (cuenca de Franklin), reposando sobre las rocas sedimentarias preservadas. Durante el Trias, la cuenca de Sverdrup se amplia y extiende al menos 370 km hacia el este. Los modelos sugieren un calentamiento entre el fin del Cretácico y el principio del Cenozoico, eventualmente a causa de la sedimentación o por un flujo de calor aportado por la fragmentación continental de mediados del Paleógeno. Una reconstitución precisa de la configuración tectónica anterior a la formación de la isla de Ellesmere es difícil, y necesitaría un conocimiento más profundo de los desplazamientos engendrados por las fallas transformantes.^[18]

Desde el Mioceno superior y en el curso de Cenozoico tardío (Plioceno y Pleistoceno) han tenido lugar una serie de glaciaciones y deshielos. Durante la glaciación saaliana (300 a 130 mil años) se alcanza la cobertura glaciar máxima en las montañas costeras de la región de Scoresby Sund, al este. La glaciación saaliana o de Saale es el nombre dado en Europa septentrional el panúltimo periodo glaciar tradicional de Pleistoceno, corresponde a la glaciación de Riss en nomenclatura alpina. Durante el periodo interglaciar Riss-Würm (entre 135 y 115 mil años), el análisis de los sedimentos marinos muestra un aumento del nivel del mar y una reducción del casquete del 70 % respecto al nivel actual. Luego, durante la glaciación Weichseliense (115-75 mil años) los glaciares progresan varios cientos de km a través de los fiordos y alcanzan la meseta continental interna.

El casquete glaciar de la meseta continental se retracta después del último máximo glaciar (entre 17 y 11,5 miles de años) a causa de factores climáticos. Varios cientos de años tras el óptimo climático del Holoceno, el casquete se reduce a su extensión mínima. Finalmente, hace unos 5000 años, tiene lugar una transición hacia condiciones polares más frías y menos salinas, puestas en evidencia por los flujos de carbonato de calcio, provenientes de la erosión de lutolitas del Cretácico que indican un movimiento de icebergs en la meseta continental. Durante un periodo que comienza hace 24.000 años y termina en la era preindustrial (1850), las variaciones de masa del casquete polar han contribuido a un alza de 6 a 7,5 m del nivel de los océanos.

Actualmente, dos domos distintos separan el inlandsis. El domo sur es un casquete glaciar que reposa sobre un zócalo rocoso a 500 m de altitud, relativamente sensible a las variaciones climáticas. Representa el 15 % del volumen total de hielo. El domo norte está ubicado bajo el nivel del mar y se mantiene relativamente estable durante los cambios climáticos del Cuaternario. Las investigaciones indican que el casquete glaciar mantiene una cierta inercia respecto a los cambios de temperatura.^[19]

El calentamiento y la fusión de los glaciares provocan un efecto de reequilibrio isostático que lleva al levantamiento de Groenlandia. La subida del nivel del mar transformaría además la morfología de las costas. Un estudio muestra que la línea costera de la isla se eleva más rápidamente de lo esperado debido al derretimiento continuo de la capa de hielo. En el sudeste de la isla se elevan a más de 15 mm/año. Otros modelos tienen en cuenta los cambios de viscosidad en el subsuelo. Debido a la deriva continental, Groenlandia pasó bajo la pluma volcánica que ahora está bajo Islandia hace más de 40 millones de años. Esto puede haber debilitado las rocas debajo del sudeste de Groenlandia, más cercana a Islandia, facilitando que esta región se eleve más deprisa.^[20]

El afloramiento rocoso se reduce a una estrecha franja costera de 0 a 300 km de amplitud. En el litoral, las zonas libres de hielo están en general constituidas por rocas cristalinas de zócalo arcaico y de principios del proterozoico (principalmente de ortogneis (un tipo de gneis de origen ígneo de grano grueso) y algunos enclaves de rocas supracrustales (depositadas en el zócalo). La meseta continental de Groenlandia estuvo prácticamente inexplorada hasta mediados del siglo XX. La dificultad de restituir con precisión la geología subglaciar se explica por la presencia del inlandsis, que limita las observaciones directas.

Hasta finales del siglo XX, la explotación minera de Groenlandia se limita a la criolita (iniciada en 1854^[21]), al plomo y al zinc, así como al carbón. La prospección en este mismo periodo se realiza también por el oro y los diamantes. Algunas prospecciones fuera de la costa al este y al oeste del territorio indican, según los datos geofísicos, combinados con las extrapolaciones de estudios terrestres, la presencia potencial de hidrocarburos (gas y petróleo marinos).^[22] A partir de los años 1960, el territorio fue objeto de exploraciones sistemáticas a la búsqueda de recursos. El estado groenlandés desarrolla la industria minera a partir de los años 1990, con el fin de aumentar su independencia, en particular económica, respecto a Dinamarca.

Las intrusiones primarias de sienita y carbonatita, en la provincia de Gardar, hoy Igaliku, entre Qaqortoq y Narsarsuaq, en el sur de Groenlandia, en la municipalidad de Kujalleq, alberga localmente grandes recursos en tierras raras (REE, niobio, tantalio, zinc, berilio y uranio como subproducto de la explotación minera). Esto genera una fuerte oposición social. Algunos estudios revelan una escasa evaluación de los riesgos medioambientales y humanos. En 2013, el 40 % de las licencias pertenecen a sociedades registradas en Australia, el 20 % son canadienses y el resto se reparten entre Groenlandia, los países nórdicos y otros países europeos.

En Groenlandia hay 25 minerales de los 30 considerados raros y estratégicos, además de oro, zinc y hierro, petróleo y gas. Solo nueve compañías tienen permiso de explotación,^[23] y solo había, en 2025, dos en activo.^[24]

En la última evaluación de 2023, de los 67 minerales encontrados en Groenlandia, 32 superaron los umbrales mínimos para ser considerados críticos, y otros dos, el cobre y el níquel, aunque no tan relativamente abundantes, se añadieron a la lista de materiales estratégicos, con un total de 34. Estos minerales se dividen, en cuanto a recurso potencial, en bajos, moderados y altos. Once de ellos tienen un potencial alto de cara a su explotación: grafito, hafnio, LREE (tierras raras ligeras: lantano (La), cerio (Ce), praseodimio (Pr), neodimio (Nd), samario (Sm)), HREE (tierras raras pesadas: europio (Eu), gadolinio (Gd), terbio (Tb), disprosio (Dy), holmio (Ho), erbio (Er), tulio (Tm), iterbio (Yb), lutecio (Lu) e itrio (Y)), molibdeno, niobio, PGMs (metales del grupo del platino, es decir, platino (Pt), paladio (Pd), rodio (Rh), rutenio (Ru), iridio (Ir) y osmio (Os)), estroncio, tantalio, titanio metal y circonio.^[25]

En el extremo sur hay depósitos de hafnio/circonio asociados con HREE ricos en itrio, en Kringlerne/Killavaat Alunnguat. Se dice que posee los mayores yacimientos de tierras raras del mundo. Kringlerne, también conocido como Killavaat Alannguat, es una gran zona en el sur de Groenlandia, cerca de la ciudad de Qaqortoq, la más grande del sur de Groenlandia, con una población de unas 3.000 personas. La extracción propuesta correspondería a la empresa Tanbreez Mining Greenland A/S, de propiedad australiana, que en 2024 vendió la mayoría de acciones a la estadounidense Critical Metals. Sería la primera explotación norteamericana de tierras raras en Groenlandia.^[26][27]

Cerca del anterior, al norte de Qaqortoq y muy cerca de Narsaq, se encuentra el depósito de Kuannersuit (Kvanefjeld), uno de los mayores y más accesibles de tierras raras, cerca de un puerto libre de hielo. Desde 2007, la empresa Energy Transition Minerals (ETM) investiga la posible extracción de minerales minimizando el impacto ecológico. Entre los posibles impactos se halla la presencia de uranio y torio, ligeramente radiactivos.^[28] Kvanefjeld forma parte del complejo intrusivo de Ilimaussaq, una intrusión peralcalina mesoproterozoica. La afluencia consiste en lujavrita, una oscura variedad agpaitica de sienita nefelínica que posee tierras raras y uranio. En las elecciones generales de Groenlandia de 2021, el partido Inuit Ataqatigiit impidió la explotación de la mina por poseer un contenido de uranio superior a 100 ppm. En este caso es de 250-350 ppm.^[29] En 2025, la explotación permanece en el limbo.^[30]

La empresa Lumina Sustainable Materials extrae anortosita, un feldespato rico en aluminio 80 km al oeste de Kangerlussuaq, en la costa oeste de Groenlandia, 125 km al sudeste de Nuuk. Este mineral se corresponde con las zonas claras de la luna, también formadas por anortosita y que se utiliza para el entrenamiento de los astronautas como polvo lunar, además de para fabricar fibra de vidrio, aislantes, pinturas y cerámicas.^[31] La empresa se llamaba hasta 2022 Greenland Anorthosite Mining.^[32]

La cordillera de Groenlandia Oriental, que forma parte del Parque nacional del noreste de Groenlandia, es un cinturón montañoso que se desarrolló desde finales del Precámbrico hasta mediados del Paleozoico (de 650 a 350 millones de años) a lo largo de una parte de la costa oriental del Groenlandia, muy rico en minerales. Entre finales del Silúrico y finales del Devónico se produjeron una serie de deformaciones que dieron lugar a pliegues, cabalgamientos y discordancias en las rocas sedimentarias del Devónico, con la intrusión de granitos silúricos y devónicos. Este cinturón de montañas representa el flanco occidental de la orogenia caledoniana, cuyos restos afloran en la costa noroccidental de Noruega y el norte de Gran Bretaña e Irlanda.^[33] En Groenlandia, este movimiento orogénico comprende en su parte meridional la cordillera Watkins, la más alta de Groenlandia. En la costa, en la isla Traill, se encuentra el cabo Simpson, en el que se han encontrado berilio, níquel y elevadas concentraciones de tierras raras. En el resto de la cordillera también se han encontrado bismuto, estaño, tungsteno, cobre, fluorita, molibdeno, niobio, itrio, titanio y zirconio, pero la mayoría son debidos a prospecciones y están sin explotar.^[34]

La extensión de tierra cultivable en Groenlandia fue del 0,592 %, unos 2431 km² en 2018. Su valor más alto fue de 0,698 % en 1996, y el más bajo de 0,582 % en 1997. En 2012, se cultivaron 2434 km² y en 1961, 2350 km².^[35] Asimismo, hay 220 hectáreas de bosque en el valle de Qinngua, a unos 40 km de Nanortalik. Está formado por un matorral dominado por abedules y sauces de hoja gris que crecen hasta 7-8 metros. Un tipo de serbal de Groenlandia (Sorbus groenlandica), crece hasta la altura de los árboles. también hay aliso verde.

La Unesco resalta las prácticas agrícolas en Kujataa, en el sur de Groenlandia, amenazadas por el cambio climático. Kujataa es patrimonio cultural de la Unesco desde 2017. En los valles se practica la agricultura desde hace más de mil años, primero por los colonos escandinavos, luego por los inuit. Es un paisaje de granjas con prados donde se crían ovejas. El cambio climático trae lluvias en invierno que luego se congelan e impiden la alimentación de las ovejas.^[36]

Población total: 56.000 habitantes de los cuales aprox. 15.000 viven en la capital Nuuk.

Las tierras emergidas de Groenlandia albergan una gran variedad de suelos y de climas debido a que se extienden de norte a sur a lo largo de 2800 km entre el cabo Farewell y el cabo Morris Jesup, principalmente en los suelos libres de hielo, un 15 % de la superficie, una parte del año. Los suelos están formados por la erosión glaciar, del hielo, el viento y las precipitaciones, el depósito de aluviones y la degradación de la roca por los líquenes. La actividad biológica del suelo empieza cuando el lecho rocoso es cubierto por la materia orgánica repleta de microorganismos, y esto solo sucede durante el periodo libre de hielo y depende de la insolación, que varía mucho de norte a sur.

El litoral está dividido en dos ecorregiones, norte y sur. Gran parte, en ambos casos, está ocupada por la tundra, bioma terrestre propio de las regiones polares. La temperatura media del suelo solo supera los cero grados de 2 a 6 meses cada año. Nunca supera los 10 grados. En el casquete polar se mantiene una débil actividad biológica dominada por los virus, las bacterias, los protozoarios y las algas, sobre todo en periodos de fusión.

Groenlandia tiene 18 ciudades - asentamientos con más de 500 habitantes. Nuuk es la ciudad más grande - y la capital - con aproximadamente un tercio de la población urbana del país. Sisimiut con aproximadamente 6.000 habitantes es la segunda ciudad más grande, mientras que Ilulissat es el número tres con 5.000 habitantes.

Groenlandia tiene un clima de tundra cerca de las costas y un clima gélido en el interior. Los veranos son frescos y los inviernos largos y moderadamente fríos. Debido a la influencia de la corriente del Golfo, las temperaturas invernales son suaves para la latitud. En Nuuk, la capital, las medias invernales de temperatura son solo de -9.oC.^[37] En comparación, la media invernal para Iqaluit, la capital de Nunavut, en Canadá, es de unos -27.oC. Por el contrario, en verano, las temperaturas son muy suaves, , con una media en torno a los 10.oC, insuficientes para mantener una vegetación arbórea.

En la capa de hielo de Groenlandia, la temperatura está por debajo de cero todo el año, y los récords de temperaturas elevadas apenas superan el punto de congelación. En el centro, en Summit Camp, a 3216 m de altitud, el récord es de 2,2.oC.^[38]

En el extremo sur de Groenlandia se encuentra el pequeño bosque del valle de Qinngua, ya que en ese lugar las temperaturas son lo bastante altas para permitir la existencia de árboles. Hay montañas de 1500 m rodeando el valle, que lo protegen del frío y de los vientos que atraviesan la capa de hielo. Es el único bosque de Groenlandia, pero solo tiene 15 km de largo.^[39]

En Nuuk caen una media de 780 mm anuales, con un mínimo en abril de 45 mm y un máximo en septiembre de 90 mm. La media de días anuales con lluvia es de 160 días, de los que 105 son de nieve. Llueve de 10 a 14 días mensuales. Las temperaturas oscilan entre los -5,6.oC a -10,4.oC de enero y los 4.oC a 10,4.oC de julio y agosto, aunque en estos meses se pueden alcanzar los 25.oC.

La capa de hielo permanente cubre el 84% del territorio, el resto representa el permafrost. Las amenazas son la protección del medio ambiente del Ártico, el cambio climático, la contaminación de la cadena alimentaria, la preservación de la forma de vida tradicional de los inuit, incluyendo la caza de ballenas, la caza excesiva de las especies en peligro de extinción (morsas, osos polares, ballenas narval, beluga y varias aves marinas) - Groenlandia participa activamente en el Inuit Circumpolar Council (ICC).

En 2021 llovió por primera vez en la cumbre más alta de Groenlandia, en la estación South Dome, el punto más alto de la capa de hielo que cubre Groenlandia (72.58°N, 38.46°W, 3.216 metros de altitud).^[40]

En 2023, hay unas 31 estaciones meteorológicas automáticas en el casquete de Groenlandia que forman la Greenland Climate Network (GC-Net). Miden la temperatura del aire, la humedad relativa, la velocidad del viento, la presión atmosférica, la radiación y la temperatura del hielo.^[41]

En 2017 se detectó desde el espacio un fuego incontrolado en el oeste de Groenlandia, tras un periodo de temperaturas muy altas.^[42]