Procesos de crecimiento del hielo marino

El hielo marino es un compuesto complejo formado principalmente por hielo puro en varios estados de cristalización , pero que incluye burbujas de aire y bolsas de salmuera . Comprender sus procesos de crecimiento es importante para los modeladores climáticos y los especialistas en teledetección , ya que la composición y las propiedades microestructurales del hielo afectan la forma en que refleja o absorbe la luz solar.

Una sección delgada de hielo marino vista a través de luz polarizada cruzada. Todos los cristales (que tienen diferentes colores de interferencia) contienen inclusiones de salmuera (solución salina) y aire; estas se encuentran dentro del plano cristalográfico (0001) .

Formación de hielo Nilas en el mar.

Los modelos de crecimiento del hielo marino para predecir la distribución y extensión del hielo también son valiosos para el transporte marítimo. Un modelo de crecimiento del hielo se puede combinar con mediciones de teledetección en un modelo de asimilación como un medio para generar mapas de hielo más precisos .

Descripción general

Se han identificado varios mecanismos de formación del hielo marino. En sus primeras etapas, el hielo marino consiste en cristales alargados y orientados aleatoriamente . Esto se llama frazil , y mezclado con agua en estado no consolidado se conoce como hielo graso . Si las condiciones de las olas y el viento son tranquilas, estos cristales se consolidarán en la superficie y, por presión selectiva, comenzarán a crecer preferentemente en dirección descendente, formando nilas . En condiciones más turbulentas, el frazil se consolidará por acción mecánica para formar hielo panqueque , que tiene una estructura más aleatoria. ^{[1] [2]} Otro mecanismo de formación común, especialmente en la Antártida donde la precipitación sobre el hielo marino es alta, es la deposición de nieve: en el hielo delgado, la nieve pesará el hielo lo suficiente como para causar inundaciones. La congelación posterior formará hielo con una estructura mucho más granular. ^{[3] [4] [5]}

Uno de los procesos más interesantes que ocurren dentro de los paquetes de hielo consolidados son los cambios en el contenido salino . A medida que el hielo se congela, la mayor parte del contenido de sal se rechaza y forma inclusiones de salmuera altamente salinas entre los cristales . Con la disminución de las temperaturas en la capa de hielo, el tamaño de las bolsas de salmuera disminuye mientras que el contenido de sal aumenta. Dado que el hielo es menos denso que el agua, el aumento de la presión hace que parte de la salmuera sea expulsada tanto de la parte superior como de la inferior, produciendo el perfil de salinidad característico en forma de C del hielo del primer año. ^[6] La salmuera también se drenará a través de canales verticales, particularmente en la temporada de deshielo. Por lo tanto, el hielo de varios años tenderá a tener menor salinidad y menor densidad que el hielo del primer año. ^{[2] [7]} La ​​densidad del hielo marino es relativamente estable durante el invierno con valores cercanos a 910 kg/m ³ , ^[8] pero puede disminuir hasta 720 kg/m ³ durante el calentamiento, principalmente debido al aumento del volumen de aire. El volumen de aire del hielo marino puede llegar a ser del 15% en verano ^[9] y del 4% a finales de otoño. ^[10]

Los principales procesos físicos de la desalinización del hielo marino son el drenaje por gravedad y el lavado del agua de deshielo superficial y de los estanques de deshielo . ^[11] Durante el invierno, la desalinización se rige principalmente por el drenaje por gravedad, mientras que el lavado se vuelve importante durante el verano. El drenaje por gravedad puede ser desencadenado tanto por el calor atmosférico como por el deshielo del fondo debido al calor oceánico. ^[12] Una salinidad típica del hielo del primer año al final de la temporada de invierno es de 4 a 6, mientras que las salinidades típicas del hielo multianual son de 2 a 3. El deshielo, las inundaciones superficiales y la presencia de agua de deshielo debajo del hielo pueden afectar la salinidad del hielo marino. Durante la temporada de deshielo, el único proceso de crecimiento del hielo está relacionado con la formación de falsos fondos . ^[13]

Crecimiento vertical

El crecimiento descendente del hielo consolidado bajo el supuesto de un flujo de calor cero desde el océano está determinado por la tasa de flujo de calor conductivo , Q ^* , en la interfaz hielo-agua. Los flujos de calor oceánicos varían sustancialmente espacial y temporalmente y contribuyen en gran medida al derretimiento del hielo marino en verano y a la ausencia de hielo marino en algunas partes del océano Ártico. Si también asumimos un perfil de temperatura lineal dentro del hielo y ningún efecto de la inercia térmica del hielo, podemos determinar el flujo de calor latente Q ^* resolviendo la siguiente ecuación:

${\displaystyle Q^{*}=k_{i}{\frac {T_{si}-T_{w}}{h_{i}}}=k_{s}{\frac {T_{s}-T_{si}}{h_{s}}}}$

donde T _si es la temperatura de la interfase nieve-hielo, T _s es la temperatura de la interfase aire-nieve, h _i y h _s son los espesores de hielo y nieve. Se supone que la temperatura del agua T _w está en o cerca del punto de congelación ( problema de Stefan ). Podemos aproximar las conductividades térmicas del hielo y la nieve k _i y k _s como un promedio sobre las capas. El presupuesto de calor superficial define la temperatura de la superficie de la nieve T _s e incluye cuatro flujos de calor atmosférico:

${\displaystyle Q^{*}=Q_{E}\left[e(T_{s})\right]+Q_{H}(T_{s})+Q_{LW}(T_{s}^{4})+Q_{SW}}$

que son flujos de radiación latente, sensible, de onda larga y de onda corta, respectivamente. Para una descripción de las parametrizaciones aproximadas , véase determinación del flujo superficial bajo el espesor del hielo marino . La ecuación se puede resolver utilizando un algoritmo numérico de búsqueda de raíces como la bisección : se dan las dependencias funcionales de la temperatura de la superficie, donde e es la presión de vapor de equilibrio . La radiación de onda corta puede aumentar las temperaturas de la superficie del océano y los flujos de calor oceánicos correspondientes, lo que afecta el equilibrio térmico en la interfaz hielo-océano. Este proceso es parte de la retroalimentación hielo-albedo .

Mientras que Cox y Weeks suponen un equilibrio térmico, ^[14] Tonboe utiliza un modelo termodinámico más complejo basado en la solución numérica de la ecuación del calor . ^[15] Esto sería apropiado cuando el hielo es grueso o las condiciones climáticas cambian rápidamente.

La tasa de crecimiento del hielo se puede calcular a partir del flujo de calor mediante la siguiente ecuación:

${\displaystyle g={\frac {dh_{i}}{dt}}={\frac {Q^{*}}{L\rho }}}$

donde L es el calor latente de fusión del agua y es la densidad del hielo (para el hielo puro). Para el hielo marino, L es el calor latente efectivo del hielo marino y es la densidad del hielo marino. Estos dos parámetros dependen de la salinidad, la temperatura y la fracción volumétrica de gas del hielo marino, así como de la conductividad térmica del hielo marino. La tasa de crecimiento del hielo marino determina a su vez el contenido salino del hielo recién congelado. Cox y Weeks ^[14] y Nakawo y Sinha ^[16] han derivado ecuaciones empíricas para determinar el atrapamiento inicial de salmuera en el hielo marino , que toman la forma: ${\displaystyle \rho }$ ${\displaystyle \rho }$

${\displaystyle S=S_{0}f(g)}$

donde S es la salinidad del hielo, S ₀ es la salinidad del agua madre y f es una función empírica de la tasa de crecimiento del hielo, por ejemplo:

${\displaystyle f(g)={\frac {0.12}{0.12+0.88\exp(-4.2\times 10^{4}g)}}}$

donde g está en cm/s. ^[16]

Contenido de sal

Salinidad de la salmuera en función de la temperatura

Relación entre el volumen de salmuera y la salinidad total en función de la temperatura

La salmuera atrapada en el hielo marino siempre estará en el punto de congelación o cerca de él, ya que cualquier desviación provocará que parte del agua de la salmuera se congele o que parte del hielo circundante se derrita. Por lo tanto, la salinidad de la salmuera es variable y se puede determinar basándose estrictamente en la temperatura (véase depresión del punto de congelación ) . Existen fórmulas empíricas que relacionan la temperatura del hielo marino con la salinidad de la salmuera. ^{[17] [15] [2]}

El volumen relativo de salmuera, V _b , se define como la fracción de salmuera en relación con el volumen total. También es muy variable, pero su valor es más difícil de determinar, ya que los cambios de temperatura pueden provocar que parte de la salmuera se expulse o se mueva dentro de las capas, en particular en el hielo nuevo. Al escribir ecuaciones que relacionen el contenido de sal de la salmuera, el contenido total de sal, el volumen de salmuera, la densidad de la salmuera y la densidad del hielo y resolver el volumen de salmuera, se obtiene la siguiente relación:

${\displaystyle V_{b}={\frac {S\rho _{i}}{S_{b}\rho _{b}-S\rho _{b}+S\rho _{i}}}}$

donde S es la salinidad del hielo marino, Sb es la salinidad de _la salmuera, es la densidad del hielo y es la densidad de la salmuera. Compárese con esta fórmula empírica de Frankenstein y Garner: ^[17] ${\displaystyle \rho _{i}}$ ${\displaystyle \rho _{b}}$

${\displaystyle V_{b}=10^{-3}S\left(-{\frac {49.185}{T}}+0.532\right)}$

donde T es la temperatura del hielo en grados Celsius y S es la salinidad del hielo en partes por mil .

En el caso del hielo nuevo, la cantidad de salmuera expulsada a medida que el hielo se enfría se puede determinar suponiendo que el volumen total permanece constante y restando el aumento de volumen del volumen de salmuera. Tenga en cuenta que esto solo es aplicable al hielo recién formado: cualquier calentamiento tenderá a generar bolsas de aire, ya que el volumen de salmuera aumentará más lentamente de lo que disminuye el volumen de hielo, nuevamente debido a la diferencia de densidad. Cox y Weeks proporcionan la siguiente fórmula que determina la relación de la salinidad total del hielo entre las temperaturas, T ₁ y T _2, donde T ₂ < T ₁ : ^[14]

${\displaystyle {\frac {S(T_{2})}{S(T_{1})}}={\frac {S_{b}(T_{2})\left(1-1/\rho _{i}\right)}{S_{b}(T_{1})}}{\frac {\rho _{b}(T_{2})}{\rho _{b}(T_{1})}}\exp \left\lbrace {\frac {c}{\rho _{i}\left[S_{b}(T_{1})-S_{b}(T_{2})\right]}}\right\rbrace }$

donde c = 0,8 kg m ⁻³ es una constante. A medida que el hielo pasa por ciclos constantes de calentamiento y enfriamiento, se vuelve progresivamente más poroso , mediante la expulsión de la salmuera y el drenaje a través de los canales resultantes.

Gráfico de la salinidad en masa en función del espesor del hielo en los núcleos de hielo extraídos del mar de Weddell. Cortesía de Hajo Eicken ^[6]

La figura de arriba muestra un diagrama de dispersión de la salinidad versus el espesor del hielo para núcleos de hielo tomados del mar de Weddell , en la Antártida , con un ajuste exponencial de la forma, superpuesto, donde h es el espesor del hielo y a y b son constantes. ${\displaystyle S=\exp(ah+b)}$

Movimiento horizontal

El movimiento horizontal del hielo marino es bastante difícil de modelar porque el hielo es un fluido no newtoniano . El hielo marino se deformará principalmente en los puntos de fractura que, a su vez, se formarán en los puntos de mayor tensión y menor resistencia , o donde la relación entre los dos sea máxima. El espesor del hielo, la salinidad y la porosidad afectarán la resistencia del hielo. El movimiento del hielo es impulsado principalmente por las corrientes oceánicas, aunque en menor medida por el viento. Tenga en cuenta que las tensiones no estarán en la dirección de los vientos o las corrientes, sino que se desplazarán por los efectos de Coriolis ; consulte, por ejemplo, la espiral de Ekman .

Véase también

• Hielo marino
• Espesor del hielo marino
• Concentración de hielo marino
• Modelado de la emisividad del hielo marino

Referencias

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