El hielo marino surge cuando el agua de mar se congela. Como el hielo es menos denso que el agua, flota en la superficie del océano (al igual que el hielo de agua dulce , que tiene una densidad aún menor). 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 su extensión superficial, un proceso natural del que depende la ecología del Ártico , incluidos los ecosistemas del océano . 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 hunden en el océano. Dependiendo de la ubicación, las extensiones de hielo marino también pueden incorporar icebergs.
El hielo marino no crece y se derrite simplemente. Durante su vida útil, es muy dinámico. Debido a la acción combinada de los vientos, las corrientes, la temperatura del agua y las fluctuaciones de la temperatura del aire, las extensiones de hielo marino suelen sufrir una importante deformación. El hielo marino se clasifica según su capacidad o no a la deriva y según su edad.
El hielo marino se puede clasificar según si está adherido (o congelado) a la costa (o entre bancos de arena o a icebergs varados ) o no. Si está adherido, se llama hielo fijo o, más a menudo, hielo fijo (de sujetado ). Alternativamente, y a diferencia del hielo fijo, el hielo a la deriva se encuentra más lejos de la costa en áreas muy amplias y abarca hielo que puede moverse libremente 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 corte , una zona de hielo marginal y un paquete central . [4] El hielo a la deriva está formado por témpanos , trozos 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 (de 66 a 328 pies); medio : de 100 a 500 m (de 330 a 1640 pies); grande : de 500 a 2000 m (de 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 a la deriva 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 capa general de hielo marino se denomina cubierta de hielo desde la perspectiva de la navegación submarina. [6] [7]
Otra clasificación utilizada por 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]
Hielo nuevo es un término general utilizado para el agua de mar recientemente congelada que aún no forma hielo sólido. Puede consistir en hielo frágil (placas o espículas de hielo suspendidas en agua), aguanieve (nieve saturada de agua) o shuga (grumos de hielo blanco y 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 necesaria ] Cuando el hielo marino comienza a formarse en una playa con un ligero oleaje, se pueden crear huevos de hielo del tamaño de una pelota de fútbol. [8]
Nilas designa una corteza de hielo marino de hasta 10 centímetros (3,9 pulgadas) de espesor. Se dobla sin romperse ante las olas y el oleaje. Las nilas se pueden subdividir en nilas oscuras , de hasta 5 cm (2,0 pulgadas) de grosor, y nilas muy oscuras y claras , de más de 5 cm (2,0 pulgadas) de grosor 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 : 10 cm (3,9 pulgadas) a 15 cm (5,9 pulgadas) de espesor y hielo blanco grisáceo : de 15 cm (5,9 pulgadas) a 30 cm (12 pulgadas) de espesor. El hielo joven no es tan flexible como el nilas, pero tiende a romperse con la acción de las olas. Bajo compresión, formará una balsa (en la etapa de hielo gris) o una cresta (en la etapa de hielo gris-blanco).
El hielo marino del 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 crece más) pero que no sobrevive a los meses de primavera y verano (se derrite). El espesor de este hielo suele oscilar entre 0,3 m (0,98 pies) y 2 m (6,6 pies). [5] [6] [7] El hielo del primer año se puede dividir en fino (30 cm (0,98 pies) a 70 cm (2,3 pies)), mediano (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 deshielo ( es decir, un verano). Por esta razón, este hielo es generalmente más grueso que el hielo marino del primer año. El hielo viejo se divide comúnmente en dos tipos: el hielo de segundo año , que ha sobrevivido a una temporada de derretimiento, y el hielo de varios años , que ha sobrevivido a más de una. (En algunas fuentes, [5] el hielo viejo tiene más de dos años). El hielo de varios años es mucho más común en el Ártico que en la Antártida . [5] [9] 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 no tiene salida al mar.
Si bien el hielo fijo es relativamente estable (porque está adherido a la costa o al fondo marino), el hielo a la deriva (o compactado) sufre procesos de deformación relativamente complejos que, en última instancia, dan lugar a la amplia variedad de paisajes típicos del hielo marino. El viento es el principal motor, 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 tensión 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 resulta en divergencia y apertura de fisuras. Si dos témpanos se desplazan lateralmente uno sobre el otro mientras permanecen en contacto, se creará un estado de cizallamiento .
La deformación del hielo marino resulta de la interacción entre los témpanos de hielo, cuando chocan entre sí. El resultado puede ser de tres tipos de características: [6] [7] 1) Hielo en balsa , cuando una pieza está anulando a otra; 2) Crestas de presión , una línea de hielo roto que se fuerza hacia abajo (para formar la quilla ) y hacia arriba (para formar la vela ); y 3) Hummock , un montículo de hielo roto que forma una superficie irregular. Una cresta de corte es una cresta de presión que se formó bajo corte; tiende a ser más lineal que una cresta inducida únicamente por compresión. [6] [7] Una nueva cresta es una característica reciente: tiene una cresta afilada y su lado inclinado en un ángulo superior a 40 grados. Por el contrario, una cresta erosionada es aquella con una cresta redondeada y con lados inclinados a menos de 40 grados. [6] [7] Los stamukhi son otro tipo de acumulación, pero están conectados a tierra y, por lo tanto, son relativamente estacionarios. Resultan de la interacción entre el hielo fijo y el hielo a la deriva.
El hielo nivelado es hielo marino que no se ha visto afectado por la deformación y, por lo tanto, es relativamente plano. [6] [7]
Los plomos y las polinias son áreas de aguas abiertas 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 cables son estrechos y lineales; su ancho varía de una escala de metros a kilómetros. Durante el invierno, el agua de los conductos se congela rápidamente. También se utilizan con fines de navegación: incluso cuando se vuelven a congelar, el hielo en los cables 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 tienen un tamaño más uniforme que los plomos 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. [10] 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 forma de pequeños discos, flotan planos sobre la superficie y tienen un diámetro inferior a 0,3 cm (0,12 pulgadas). Cada disco tiene su eje c vertical y crece lateralmente hacia afuera. En cierto momento, la forma del disco se vuelve inestable y los cristales aislados en crecimiento adquieren una forma estelar hexagonal, con largos y frágiles brazos 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 fragmentan en pequeños cristales de formas aleatorias que forman una suspensión de densidad creciente en la superficie del agua, un tipo de hielo llamado frasil o hielo graso . En condiciones tranquilas, los cristales de frasil pronto se congelan para formar una delgada y continua capa de hielo joven; en sus primeras etapas, cuando aún es transparente: ese es el hielo llamado nilas . Una vez que se han formado los nilas, se produce un proceso de crecimiento bastante diferente, en el que el agua se congela en el fondo de la capa de hielo existente, un proceso llamado crecimiento por congelación . Este proceso de crecimiento produce 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 frasil). Con el tiempo, este proceso conduce a una capa superficial blanda, conocida como hielo graso . La formación de hielo en Brasil 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 en forma de panqueque . Estos flotan en la superficie del océano y chocan entre sí, formando bordes invertidos. Con el tiempo, las placas de hielo tipo panqueque pueden colocarse unas sobre otras o congelarse juntas formando una capa de hielo más sólida, conocida como hielo tipo panqueque consolidado. Este tipo de hielo tiene un aspecto muy rugoso en la parte superior e inferior.
Si cae suficiente nieve sobre el hielo marino para deprimir el francobordo por debajo del nivel del mar, el agua de mar fluirá hacia adentro y se formará una capa de hielo de una mezcla de nieve y agua de mar. Esto es particularmente común en la Antártida .
El científico ruso Vladimir Vize (1886-1954) dedicó su vida a estudiar la capa de hielo del Ártico y desarrolló la teoría de la predicción científica de las condiciones del hielo , por la que fue ampliamente aclamado en los círculos académicos. Aplicó esta teoría en el campo del 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 colindante con 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 de la Antártida . [12] [13]
El crecimiento y la tasa de derretimiento también se ven afectados por el estado del propio hielo. Durante el crecimiento, el espesamiento del hielo debido a la congelación (a diferencia de la dinámica) depende en sí mismo del espesor, de modo que el crecimiento del hielo se ralentiza a medida que se espesa. [5] Del mismo modo, 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 del primer año. Además, los estanques de derretimiento en la superficie del hielo durante la temporada de deshielo reducen el albedo de modo que se absorbe más radiación solar, lo que genera una retroalimentación que acelera el derretimiento. La presencia de estanques de deshielo se ve afectada por la permeabilidad del hielo marino (es decir, si el agua de deshielo 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 deshielo). El hielo del primer año es más plano que el de varios años debido a la falta de crestas dinámicas, por lo que los estanques tienden a tener una superficie mayor. También tienen un albedo más bajo ya que están sobre hielo más delgado, lo que impide que una menor cantidad de radiación solar llegue al océano oscuro que se encuentra debajo. [14]
Los cambios en las condiciones del hielo marino se demuestran mejor mediante el ritmo de derretimiento a lo largo del tiempo. Un registro compuesto del hielo del Ártico demuestra que la retirada de los témpanos comenzó alrededor de 1900, experimentando un derretimiento más rápido a partir de los últimos 50 años. [15] 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 ampliado, la extensión del hielo marino en la región polar en septiembre de 2007 era sólo la mitad de la masa registrada que se había estimado que existía en el período 1950-1970. [dieciséis]
La extensión del hielo marino del Ártico alcanzó un mínimo histórico en septiembre de 2012, cuando se determinó que el hielo cubría sólo el 24% del Océano Ártico, compensando el mínimo anterior del 29% en 2007. Predicciones de cuándo se creará el primer Ártico "libre de hielo" El verano puede variar.
La extensión del hielo marino antártico aumentó gradualmente durante el período de observaciones satelitales, que comenzó en 1979, hasta una rápida disminución en el hemisferio sur en la primavera 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 propio hielo marino funciona para ayudar a mantener frescos los climas polares, ya que el hielo existe en cantidades 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 los 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 desempeña un papel en el mantenimiento de temperaturas polares más frías al reflejar gran parte de la luz solar que incide sobre él de regreso al espacio. A medida que el hielo marino se derrite, su superficie se reduce, disminuyendo el tamaño de la superficie reflectante y, por lo tanto, provocando que la Tierra absorba más calor del sol. A medida que el hielo se derrite, reduce el albedo, lo que provoca que la Tierra absorba más calor y aumente aún más la cantidad de hielo que se derrite. [17] 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 el océano fresco, esto desencadena un ciclo de hielo. contracción y calentamiento de las temperaturas. Como resultado, las regiones polares son los lugares más susceptibles al cambio climático del planeta. [5]
Además, el hielo marino afecta el movimiento de las aguas del océano. En el proceso de congelación , gran parte de la sal del agua del océano se extrae de las formaciones de cristales congelados, aunque parte permanece congelada en el hielo. Esta sal queda atrapada debajo del hielo marino, creando 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 la cinta transportadora " y es un proceso que ocurre regularmente. [5]
Para comprender mejor la variabilidad, se utilizan modelos numéricos de hielo marino para realizar estudios de sensibilidad . Los dos ingredientes principales son la dinámica del hielo y las propiedades termodinámicas (consulte Modelado de emisividad del hielo marino , Procesos de crecimiento del hielo marino y Espesor del hielo marino ). Hay varios códigos informáticos de modelos de hielo marino disponibles para hacer esto, incluido el conjunto numérico CICE .
Muchos modelos climáticos globales (GCM) tienen hielo marino implementado en su esquema de simulación numérica para capturar correctamente la retroalimentación del albedo del hielo . Ejemplos incluyen:
El Proyecto de Intercomparación de Modelos Acoplados ofrece un protocolo estándar para estudiar el resultado de modelos de circulación general acoplados atmósfera-océano. El acoplamiento tiene lugar en la interfaz atmósfera-océano, donde puede formarse el hielo marino.
Además de los modelos globales, varios modelos regionales se ocupan del hielo marino. Los modelos regionales se emplean para experimentos de pronóstico estacional y para estudios de procesos .
El hielo marino forma parte de la biosfera de la Tierra . Cuando el agua de mar se congela, el hielo queda plagado de canales llenos de salmuera que sustentan organismos simpágicos como bacterias, algas, copépodos y anélidos, que a su vez proporcionan alimento a animales como el krill y peces especializados como el nototen calvo , de los que se alimenta a su vez. por animales más grandes como los pingüinos emperador y las ballenas minke . [18]
La disminución del hielo marino estacional pone en riesgo la supervivencia de especies del Ártico como las focas anilladas y los osos polares . [19] [20] [21]
Se ha especulado que existen otros elementos y compuestos como océanos y mares en planetas extraterrestres. Los científicos sospechan, en particular, de la existencia de "icebergs" de diamante sólido y correspondientes mares de carbono líquido en los gigantes helados Neptuno y Urano . Esto se debe a la presión y al calor extremos en el núcleo, que convertirían el carbono en un fluido supercrítico . [22] [23]
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