Groenlandia, la isla más grande del mundo, se encuentra entre el océano Ártico y el océano Atlántico Norte, al noreste de Canadá y el noroeste de Islandia. Groenlandia hace relativamente poco ha adquirido una frontera terrestre con Canadá tras varias discusiones políticas sobre la posesión de la Isla Hans en el noroeste de la isla en 1974, pero antes de eso, fue una isla sin fronteras terrestres. Tiene aproximadamente 44.087 kilómetros de costa y una escasa población se limita a pequeños asentamientos a lo largo de esta. Groenlandia posee la segunda capa de hielo más grande del mundo.
Groenlandia se encuentra sobre la placa de Groenlandia, una placa de conexión de la placa Norteamericana. El cratón de Groenlandia está compuesto por algunas de las rocas más antiguas sobre la faz de la tierra. El cinturón supracortical de Isua en el suroeste de Groenlandia contiene las rocas más antiguas conocidas en la Tierra, que datan de hace 3700 - 3800 millones de años.
La vegetación es generalmente escasa, con la única parte de tierras forestales localizadas en el municipio de Nanortalik en el extremo sur, cerca del Cabo Farewell.
El clima va desde ártico a subártico, con veranos frescos e inviernos fríos. El terreno es principalmente una capa de hielo con un suave declive que cubre toda la tierra a excepción de una estrecha, montañosa, árida y rocosa costa. La elevación más baja es el nivel del mar y la elevación más alta es la cumbre del Gunnbjorn Fjeld, el punto más alto en el Ártico a 3.694 metros. El punto más septentrional de la isla de Groenlandia es el cabo Morris Jesup, descubierto por el Almirante Robert Peary en 1909. Los recursos naturales son el zinc, el plomo, mineral de hierro, carbón, molibdeno, oro, platino, uranio, peces, focas y ballenas.
Geografía física miniaturadeimagen|Puntos extremos de Groenlandia 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.
Superficie 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.
Topografía 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. 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. Hay sesenta cimas de más de 1000 m.
Inlandsis y glaciares 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. 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.
Pérdida de masa glaciar miniaturadeimagen|left|Retroceso del glaciar Helheim, en el este de Groenlandia, entre 2001, abajo; 2003, en el centro, y 2005, arriba. El glaciar se observa a la izquierda, y a la derecha, grandes y pequeños icebergs llenan el canal del fiordo. miniaturadeimagen|left|Tasa de variación de altitudes medias del inlandsis calculadas a partir de datos del CryoSat-2 y el ICESat-2 entre 2018 y 2022 mediante altimetría láser y radar. 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 . 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.
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. 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. 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.
Impacto del flujo glaciar en el medio miniaturadeimagen|Varios glaciares deslizándose a través de un valle en el oeste de Groenlandia, capturadas por el satélite Earth Observing-1 de la NASA en 2009. 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.
Incidencia en el nivel de los océanos miniaturadeimagen|Foto aérea del glaciar Sermeq Kujatdlek, al oeste de Groenlandia.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.
Banquisa miniaturadeimagen|left|Una masa de hielo deslizándose sobre el inlandsis (Jeremy Harbeck, NASA). 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 , 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. miniaturadeimagen|Zona de contacto del inlandsis con el permafrost. 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.
Permafrost 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.