El hielo marino se forma cuando el agua de mar se congela. Debido a que el hielo es menos denso que el agua, flota en la superficie del océano (al igual que el hielo de agua dulce ). El hielo marino cubre aproximadamente el 7% de la superficie de la Tierra y aproximadamente el 12% de los océanos del mundo. [1] [2] [3] Gran parte del hielo marino del mundo está encerrado dentro de los paquetes de hielo polares en las regiones polares de la Tierra : el paquete de hielo ártico del océano Ártico y el paquete de hielo antártico del océano Austral . Los paquetes polares experimentan un ciclo anual significativo en la extensión de la superficie, un proceso natural del que depende la ecología ártica , incluidos los ecosistemas oceánicos . Debido a la acción de los vientos, las corrientes y las fluctuaciones de temperatura, el hielo marino es muy dinámico, lo que da lugar a una amplia variedad de tipos y características de hielo. El hielo marino puede contrastarse con los icebergs , que son trozos de plataformas de hielo o glaciares que se desprenden en el océano. Dependiendo de la ubicación, las extensiones de hielo marino también pueden incorporar icebergs.
El hielo marino no crece y se derrite sin más. A lo largo de su vida, es muy dinámico. Debido a la acción combinada de los vientos, las corrientes y las fluctuaciones de la temperatura del agua y del aire, las extensiones de hielo marino suelen sufrir una deformación significativa. El hielo marino se clasifica según su capacidad de deriva y según su edad.
El hielo marino se puede clasificar según esté o no adherido (o congelado) a la costa (o entre bancos de arena o a icebergs varados ). Si está adherido, se denomina hielo fijo o, más a menudo, hielo fijo (como en fijado ). Alternativamente y a diferencia del hielo fijo, el hielo a la deriva se produce más lejos de la costa en áreas muy amplias y abarca hielo que es libre de moverse con las corrientes y los vientos. El límite físico entre el hielo fijo y el hielo a la deriva es el límite del hielo fijo . La zona de hielo a la deriva puede dividirse a su vez en una zona de cizallamiento , una zona de hielo marginal y un paquete central . [4] El hielo a la deriva consiste en témpanos , piezas individuales de hielo marino de 20 metros (66 pies) o más de ancho. Hay nombres para varios tamaños de témpanos: pequeño : de 20 a 100 m (66 a 328 pies); mediano : de 100 a 500 m (330 a 1640 pies); grande : de 500 a 2000 m (1600 a 6600 pies); vasto : de 2 a 10 kilómetros (1,2 a 6,2 millas); y gigante : más de 10 km (6,2 millas). [5] [6] El término hielo flotante se utiliza como sinónimo de hielo a la deriva , [5] o para designar la zona de hielo a la deriva en la que los témpanos están densamente empaquetados. [5] [6] [7] La cubierta total de hielo marino se denomina dosel de hielo desde la perspectiva de la navegación submarina. [6] [7]
Otra clasificación que utilizan los científicos para describir el hielo marino se basa en la edad, es decir, en sus etapas de desarrollo. Estas etapas son: hielo nuevo , nilas , hielo joven , primer año y viejo . [5] [6] [7]
El término hielo nuevo se utiliza para designar el agua de mar recientemente congelada que aún no forma hielo sólido. Puede consistir en hielo frazil (placas o espículas de hielo suspendidas en el agua), aguanieve (nieve saturada de agua) o shuga (grumos de hielo blanco esponjoso de unos pocos centímetros de diámetro). Otros términos, como hielo graso y hielo panqueque , se utilizan para las acumulaciones de cristales de hielo bajo la acción del viento y las olas. [ cita requerida ] Cuando el hielo marino comienza a formarse en una playa con un oleaje leve, se pueden crear huevos de hielo del tamaño de una pelota de fútbol. [8]
El término nilas designa una corteza de hielo marino de hasta 10 centímetros (3,9 pulgadas) de espesor. Se dobla sin romperse cuando se encuentra con olas y oleajes. Los nilas se pueden subdividir en nilas oscuros (de hasta 5 cm (2,0 pulgadas) de espesor) y nilas muy oscuros y claros (de más de 5 cm (2,0 pulgadas) de espesor y de color más claro).
El hielo joven es una etapa de transición entre el hielo nilas y el hielo de primer año y su espesor varía de 10 cm (3,9 pulgadas) a 30 cm (12 pulgadas). El hielo joven se puede subdividir en hielo gris , de 10 cm (3,9 pulgadas) a 15 cm (5,9 pulgadas) de espesor, y hielo gris-blanco , de 15 cm (5,9 pulgadas) a 30 cm (12 pulgadas) de espesor. El hielo joven no es tan flexible como el hielo nilas, pero tiende a romperse bajo la acción de las olas. Bajo compresión, se aplanará (en la etapa de hielo gris) o formará crestas (en la etapa de hielo gris-blanco).
El hielo marino de primer año es hielo que es más grueso que el hielo joven pero que no tiene más de un año de crecimiento. En otras palabras, es hielo que crece en otoño e invierno (después de haber pasado por las etapas de hielo nuevo – nilas – hielo joven y crecer más) pero no sobrevive los meses de primavera y verano (se derrite). El espesor de este hielo varía típicamente de 0,3 m (0,98 pies) a 2 m (6,6 pies). [5] [6] [7] El hielo de primer año puede dividirse en delgado (30 cm (0,98 pies) a 70 cm (2,3 pies)), medio (70 cm (2,3 pies) a 120 cm (3,9 pies)) y grueso (>120 cm (3,9 pies)). [6] [7]
El hielo marino antiguo es hielo marino que ha sobrevivido al menos a una temporada de fusión ( es decir , un verano). Por esta razón, este hielo es generalmente más grueso que el hielo marino de primer año. El hielo antiguo se divide comúnmente en dos tipos: hielo de segundo año , que ha sobrevivido a una temporada de fusión y hielo multianual , que ha sobrevivido a más de una. (En algunas fuentes, [5] el hielo antiguo tiene más de dos años). El hielo multianual es mucho más común en el Ártico que en la Antártida . [5] [9] El espesor del hielo marino antiguo normalmente varía de 2 a 4 m. [10] La razón de esto es que el hielo marino en el sur se desplaza hacia aguas más cálidas donde se derrite. En el Ártico, gran parte del hielo marino está encerrado en tierra.
Si bien el hielo fijo es relativamente estable (porque está adherido a la costa o al fondo marino), el hielo a la deriva (o paquete) sufre procesos de deformación relativamente complejos que, en última instancia, dan lugar a la amplia variedad de paisajes que suele tener el hielo marino. El viento es la principal fuerza impulsora, junto con las corrientes oceánicas. [1] [5] También se han invocado la fuerza de Coriolis y la inclinación de la superficie del hielo marino. [5] Estas fuerzas impulsoras inducen un estado de estrés dentro de la zona de hielo a la deriva. Un témpano de hielo que converge hacia otro y lo empuja generará un estado de compresión en el límite entre ambos. La capa de hielo también puede sufrir un estado de tensión , lo que da lugar a la divergencia y la apertura de fisuras. Si dos témpanos se desplazan lateralmente uno al lado del otro mientras permanecen en contacto, esto creará un estado de cizallamiento .
La deformación del hielo marino resulta de la interacción entre los témpanos de hielo, a medida que se empujan unos contra otros. El resultado puede ser de tres tipos de características: [6] [7] 1) Hielo en balsa , cuando una pieza está superpuesta a otra; 2) Crestas de presión , una línea de hielo roto forzado hacia abajo (para formar la quilla ) y hacia arriba (para hacer la vela ); y 3) Montículo , un montículo de hielo roto que forma una superficie irregular. Una cresta de cizallamiento es una cresta de presión que se forma bajo cizallamiento; tiende a ser más lineal que una cresta inducida solo por compresión. [6] [7] Una nueva cresta es una característica reciente: tiene una cresta afilada, con su lado inclinado en un ángulo que excede los 40 grados. Por el contrario, una cresta erosionada es una con una cresta redondeada y con lados inclinados a menos de 40 grados. [6] [7] Los stamukhi son otro tipo de amontonamiento, pero están anclados en el suelo y, por lo tanto, son relativamente estacionarios. Son el resultado de la interacción entre el hielo fijo y el hielo flotante.
El hielo plano es hielo marino que no se ha visto afectado por la deformación y, por lo tanto, es relativamente plano. [6] [7]
Los canales y polinias son áreas de agua abierta que se encuentran dentro de extensiones de hielo marino a pesar de que las temperaturas del aire están por debajo del punto de congelación y proporcionan una interacción directa entre el océano y la atmósfera, lo cual es importante para la vida silvestre. Los canales son estrechos y lineales: varían en ancho de escala de metros a kilómetros. Durante el invierno, el agua en los canales se congela rápidamente. También se utilizan para fines de navegación: incluso cuando se vuelve a congelar, el hielo en los canales es más delgado, lo que permite a los rompehielos acceder a una ruta de navegación más fácil y a los submarinos salir a la superficie con mayor facilidad. Las polinias son más uniformes en tamaño que los canales y también son más grandes: se reconocen dos tipos: 1) polinias de calor sensible , causadas por el afloramiento de agua más cálida y 2) polinias de calor latente , resultantes de vientos persistentes de la costa. [5]
Sólo la capa superior de agua necesita enfriarse hasta el punto de congelación. [11] La convección de la capa superficial involucra los 100 a 150 m superiores (330 a 490 pies), hasta la picnoclina de mayor densidad.
En aguas tranquilas, el primer hielo marino que se forma en la superficie es una capa de cristales separados que inicialmente tienen la forma de pequeños discos, flotando planos sobre la superficie y con un diámetro inferior a 0,3 cm (0,12 pulgadas). Cada disco tiene su eje c vertical y crece hacia afuera lateralmente. En un momento determinado, la forma del disco se vuelve inestable y los cristales aislados que crecen adoptan una forma hexagonal, estelar, con largos brazos frágiles que se extienden sobre la superficie. Estos cristales también tienen su eje c vertical. Los brazos dendríticos son muy frágiles y pronto se rompen, dejando una mezcla de discos y fragmentos de brazos. Con cualquier tipo de turbulencia en el agua, estos fragmentos se rompen aún más en pequeños cristales de forma aleatoria que forman una suspensión de densidad creciente en el agua superficial, un tipo de hielo llamado hielo frazil o hielo graso . En condiciones tranquilas, los cristales de frazil pronto se congelan juntos para formar una fina capa continua de hielo joven; en sus primeras etapas, cuando aún es transparente, ese es el hielo llamado nilas . Una vez que se ha formado el nilas, se produce un proceso de crecimiento bastante diferente, en el que el agua se congela en la parte inferior de la capa de hielo existente, un proceso llamado crecimiento por congelación . Este proceso de crecimiento produce el hielo del primer año.
En aguas turbulentas, el hielo marino fresco se forma por el enfriamiento del océano a medida que el calor se pierde en la atmósfera. La capa superior del océano se sobreenfría hasta ligeramente por debajo del punto de congelación, momento en el que se forman pequeñas plaquetas de hielo (hielo frazil). Con el tiempo, este proceso conduce a una capa superficial blanda, conocida como hielo graso . La formación de hielo frazil también puede iniciarse por nevadas , en lugar de por sobreenfriamiento. Las olas y el viento actúan entonces para comprimir estas partículas de hielo en placas más grandes, de varios metros de diámetro, llamadas hielo panqueque . Estas flotan en la superficie del océano y chocan entre sí, formando bordes vueltos hacia arriba. Con el tiempo, las placas de hielo panqueque pueden apilarse unas sobre otras o congelarse juntas en una capa de hielo más sólida, conocida como hielo panqueque consolidado. Este hielo tiene un aspecto muy rugoso en la parte superior e inferior.
Si cae suficiente nieve sobre el hielo marino como para hundir el francobordo por debajo del nivel del mar, entrará agua de mar y se formará una capa de hielo de una mezcla de nieve y agua de mar. Esto es particularmente común alrededor de la Antártida .
El científico ruso Vladimir Vize (1886-1954) dedicó su vida a estudiar el hielo del Ártico y desarrolló la teoría de predicción científica de las condiciones del hielo , por la que fue ampliamente aclamado en los círculos académicos. Aplicó esta teoría sobre el terreno en el mar de Kara , lo que condujo al descubrimiento de la isla de Vize .
El ciclo anual de congelación y derretimiento está determinado por el ciclo anual de insolación solar y de temperatura oceánica y atmosférica y por la variabilidad de este ciclo anual.
En el Ártico, la superficie del océano cubierta por hielo marino aumenta durante el invierno desde un mínimo en septiembre hasta un máximo en marzo o, a veces, febrero, antes de derretirse durante el verano. En la Antártida, donde las estaciones están invertidas, el mínimo anual suele ser en febrero y el máximo anual en septiembre u octubre, y se ha demostrado que la presencia de hielo marino junto a los frentes de desprendimiento de las plataformas de hielo influye en el flujo de los glaciares y, potencialmente, en la estabilidad de la capa de hielo antártica . [13] [14]
El crecimiento y la tasa de fusión también se ven afectados por el estado del hielo en sí. Durante el crecimiento, el engrosamiento del hielo debido a la congelación (en oposición a la dinámica) depende en sí mismo del espesor, de modo que el crecimiento del hielo se desacelera a medida que el hielo se engrosa. [5] Asimismo, durante el derretimiento, el hielo marino más delgado se derrite más rápido. Esto conduce a un comportamiento diferente entre el hielo de varios años y el de primer año. Además, los estanques de fusión en la superficie del hielo durante la temporada de derretimiento reducen el albedo de modo que se absorbe más radiación solar, lo que conduce a una retroalimentación donde se acelera la fusión. La presencia de estanques de fusión se ve afectada por la permeabilidad del hielo marino (es decir, si el agua de derretimiento puede drenar) y la topografía de la superficie del hielo marino (es decir, la presencia de cuencas naturales para que se formen los estanques de fusión). El hielo de primer año es más plano que el hielo de varios años debido a la falta de crestas dinámicas, por lo que los estanques tienden a tener una mayor superficie. También tienen un albedo menor ya que están sobre hielo más delgado, lo que bloquea menos radiación solar que llega al océano oscuro que se encuentra debajo. [15]
El hielo marino es un material compuesto formado por hielo puro, salmuera líquida, aire y sal. Las fracciones volumétricas de estos componentes (hielo, salmuera y aire) determinan las propiedades físicas clave del hielo marino, incluida la conductividad térmica, la capacidad calorífica, el calor latente, la densidad, el módulo elástico y la resistencia mecánica. [16] La fracción de volumen de salmuera depende de la salinidad y la temperatura del hielo marino, mientras que la salinidad del hielo marino depende principalmente de la edad y el espesor del hielo. Durante el período de crecimiento del hielo, su volumen de salmuera a granel suele ser inferior al 5 %. [17] La fracción de volumen de aire durante el período de crecimiento del hielo suele ser de alrededor del 1-2 %, pero puede aumentar sustancialmente con el calentamiento del hielo. [18] El volumen de aire del hielo marino puede llegar al 15 % en verano [19] y al 4 % en otoño. [20] Tanto el volumen de salmuera como el de aire influyen en los valores de densidad del hielo marino, que suelen rondar los 840-910 kg/m 3 para el hielo del primer año. La densidad del hielo marino es una fuente importante de errores en la recuperación del espesor del hielo marino mediante altimetría satelital por radar y láser, lo que genera incertidumbres de 0,3 a 0,4 m. [21]
Los cambios en las condiciones del hielo marino se demuestran mejor por la tasa de fusión a lo largo del tiempo. Un registro compuesto del hielo del Ártico demuestra que el retroceso de los témpanos comenzó alrededor de 1900, experimentando un derretimiento más rápido a partir de los últimos 50 años. [22] El estudio satelital del hielo marino comenzó en 1979 y se convirtió en una medida mucho más confiable de los cambios a largo plazo en el hielo marino. En comparación con el registro extendido, la extensión del hielo marino en la región polar en septiembre de 2007 era solo la mitad de la masa registrada que se había estimado que existía dentro del período 1950-1970. [23]
La extensión del hielo marino del Ártico alcanzó un mínimo histórico en septiembre de 2012, cuando se determinó que el hielo cubría solo el 24% del océano Ártico, compensando el mínimo anterior del 29% en 2007. Las predicciones sobre cuándo podría ocurrir el primer verano ártico "sin hielo" varían.
La extensión del hielo marino antártico aumentó gradualmente durante el período de observaciones satelitales, que comenzó en 1979, hasta una rápida disminución en la primavera del hemisferio sur de 2016.
El hielo marino proporciona un ecosistema para varias especies polares, en particular el oso polar , cuyo entorno se ve amenazado a medida que el calentamiento global hace que el hielo se derrita más a medida que aumenta la temperatura de la Tierra. Además, el hielo marino en sí mismo funciona para ayudar a mantener fríos los climas polares, ya que el hielo existe en cantidades lo suficientemente expansivas como para mantener un ambiente frío. En este sentido, la relación del hielo marino con el calentamiento global es cíclica: el hielo ayuda a mantener climas fríos, pero a medida que aumenta la temperatura global, el hielo se derrite y es menos eficaz para mantener esos climas fríos. La superficie brillante y reluciente ( albedo ) del hielo también cumple una función en el mantenimiento de temperaturas polares más frías al reflejar gran parte de la luz solar que lo golpea de regreso al espacio. A medida que el hielo marino se derrite, su área superficial se encoge, disminuyendo el tamaño de la superficie reflectante y, por lo tanto, haciendo que la Tierra absorba más calor del sol. A medida que el hielo se derrite, disminuye el albedo, lo que hace que la Tierra absorba más calor y aumente aún más la cantidad de hielo derretido. [24] Aunque el tamaño de los témpanos de hielo se ve afectado por las estaciones, incluso un pequeño cambio en la temperatura global puede afectar en gran medida la cantidad de hielo marino y, debido a la reducción de la superficie reflectante que mantiene fresco el océano, esto desencadena un ciclo de reducción del hielo y aumento de las temperaturas. Como resultado, las regiones polares son los lugares más susceptibles al cambio climático en el planeta. [5]
Además, el hielo marino afecta el movimiento de las aguas oceánicas. En el proceso de congelación , gran parte de la sal del agua del océano se expulsa de las formaciones de cristales congelados, aunque una parte permanece congelada en el hielo. Esta sal queda atrapada debajo del hielo marino, lo que crea una mayor concentración de sal en el agua debajo de los témpanos de hielo. Esta concentración de sal contribuye a la densidad del agua salada y esta agua fría y más densa se hunde hasta el fondo del océano. Esta agua fría se mueve a lo largo del fondo del océano hacia el ecuador, mientras que el agua más cálida de la superficie del océano se mueve en dirección a los polos. Esto se conoce como " movimiento de cinta transportadora " y es un proceso que ocurre con regularidad. [5]
Para comprender mejor la variabilidad, se utilizan modelos numéricos del hielo marino para realizar estudios de sensibilidad . Los dos componentes principales son la dinámica del hielo y las propiedades termodinámicas (consulte Modelado de la emisividad del hielo marino , Procesos de crecimiento del hielo marino y Espesor del hielo marino ). Hay muchos códigos informáticos de modelos del hielo marino disponibles para realizar esto, incluido el paquete numérico CICE .
Muchos modelos climáticos globales (GCM) tienen hielo marino implementado en su esquema de simulación numérica para capturar correctamente la retroalimentación hielo-albedo . Algunos ejemplos incluyen:
El Proyecto de Intercomparación de Modelos Acoplados ofrece un protocolo estándar para estudiar los resultados de los modelos acoplados de circulación general atmósfera-océano. El acoplamiento se produce en la interfaz atmósfera-océano, donde puede haber hielo marino.
Además de los modelos globales, existen diversos modelos regionales que abordan el hielo marino. Los modelos regionales se emplean para experimentos de pronóstico estacional y para estudios de procesos .
El hielo marino es parte de la biosfera de la Tierra . Cuando el agua del mar se congela, el hielo se llena de canales llenos de salmuera que sustentan a organismos simpáticos como bacterias, algas, copépodos y anélidos, que a su vez proporcionan alimento a animales como el krill y peces especializados como el notothen épico , de los que se alimentan a su vez animales más grandes como los pingüinos emperador y las ballenas minke . [25]
La disminución del hielo marino estacional pone en riesgo la supervivencia de especies del Ártico, como las focas anilladas y los osos polares . [26] [27] [28]
Se ha especulado sobre la existencia de otros elementos y compuestos en forma de océanos y mares en planetas extraterrestres. Los científicos sospechan, en particular, la existencia de "icebergs" de diamante sólido y mares correspondientes de carbono líquido en los gigantes de hielo , Neptuno y Urano . Esto se debe a la presión y el calor extremos en el núcleo, que convertirían el carbono en un fluido supercrítico . [29] [30]
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