procesos de crecimiento del hielo marino

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

Los modelos de crecimiento del hielo marino para predecir su distribución y extensión también son valiosos para la navegación. Un modelo de crecimiento del hielo puede combinarse con mediciones de teledetección en un modelo de asimilación para generar mapas de hielo más precisos .

Se han identificado varios mecanismos de formación del hielo marino. En sus etapas iniciales, el hielo marino consiste en cristales alargados y orientados aleatoriamente . Esto se denomina frazil , y mezclado con agua en estado no consolidado se conoce como hielo graso . Si las condiciones de oleaje y viento son tranquilas, estos cristales se consolidarán en la superficie y, por presión selectiva, comenzarán a crecer preferentemente hacia abajo, 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: sobre hielo delgado, la nieve pesará 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 las capas de hielo consolidadas son los cambios en el contenido de sal . A medida que el hielo se congela, la mayor parte del contenido de sal se rechaza y forma inclusiones de salmuera altamente salina 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 por arriba como por abajo, produciendo el perfil de salinidad característico en forma de C del hielo de primer año. ^{[ 6 ]} La salmuera también drenará a través de canales verticales, particularmente en la temporada de deshielo. Por lo tanto, el hielo multianual tenderá a tener menor salinidad y menor densidad que el hielo de 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 en el volumen de aire. ^{[ 9 ]} El volumen de aire de hielo marino puede llegar a ser tan alto como el 15% en verano ^{[ 10 ]} y el 4% a finales de otoño. ^{[ 11 ]}

Los principales procesos físicos de desalinización del hielo marino son el drenaje por gravedad y el lavado del agua de deshielo superficial y las balsas de deshielo . ^{[ 12 ]} 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. ^{[ 13 ]} Una salinidad típica del hielo de 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 bajo el 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 fondos falsos . ^{[ 14 ]}

El crecimiento descendente del hielo consolidado, bajo el supuesto de un flujo de calor nulo proveniente del océano, está determinado por la tasa de flujo de calor conductivo , Q ^* , en la interfaz hielo-agua. Los flujos de calor oceánicos varían sustancialmente en el espacio y el tiempo, y contribuyen significativamente al deshielo del hielo marino en verano y a la ausencia de hielo marino en algunas partes del océano Ártico . Si además suponemos 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 interfaz nieve-hielo, T _s es la temperatura de la interfaz aire-nieve, h _i y h _s son los espesores del hielo y la 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 balance de calor superficial define la temperatura superficial de la nieve T _s e incluye cuatro flujos de calor atmosféricos:

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

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 puede resolverse utilizando un algoritmo numérico de búsqueda de raíces como la bisección : se dan las dependencias funcionales de la temperatura superficial, 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, afectando el balance de calor en la interfaz hielo-océano. Este proceso es parte de la retroalimentación hielo-albedo .

Mientras que Cox y Weeks asumen el equilibrio térmico, ^{[ 15 ]} Tonboe utiliza un modelo termodinámico más complejo basado en la solución numérica de la ecuación del calor . ^{[ 16 ]} 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${\displaystyle \rho }$es la densidad del hielo (para hielo puro). Para el hielo marino, L es el calor latente efectivo del hielo marino y${\displaystyle \rho }$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, a su vez, determina el contenido salino del hielo recién congelado. Cox y Weeks ^{[ 15 ]} y Nakawo y Sinha ^{[ 17 ]} derivaron ecuaciones empíricas para determinar el atrapamiento inicial de salmuera en el hielo marino , las cuales tienen la siguiente forma:

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

donde S es la salinidad del hielo, S ₀ es la salinidad del agua original 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. ^{[ 17 ]}

La salmuera atrapada en el hielo marino siempre estará a un 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 puede determinarse basándose estrictamente en la temperatura (véase descenso del punto de congelación ). Existen fórmulas empíricas que relacionan la temperatura del hielo marino con la salinidad de la salmuera. ^{[ 18 ] [ 16 ] [ 2 ]}

El volumen relativo de salmuera, V _b , se define como la fracción de salmuera con respecto al volumen total. También es altamente variable; sin embargo, 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, particularmente en 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 al despejar 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, S _b es la salinidad de la salmuera,${\displaystyle \rho _{i}}$es la densidad del hielo y${\displaystyle \rho _{b}}$es la densidad de la salmuera. Compárese con esta fórmula empírica de Frankenstein y Garner: ^{[ 18 ]}

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

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

En el hielo nuevo, la cantidad de salmuera expulsada a medida que el hielo se enfría se puede determinar asumiendo que el volumen total permanece constante y restando el aumento de volumen del volumen de salmuera. Nótese 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 que la disminución del volumen de hielo, nuevamente debido a la diferencia de densidad. Cox y Weeks proporcionan la siguiente fórmula para determinar la relación de la salinidad total del hielo entre las temperaturas T ₁ y T ₂ , donde T ₂ < T ₁ : ^{[ 15 ]}

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

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 , debido a la expulsión de la salmuera y el drenaje a través de los canales resultantes.

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

El movimiento horizontal del hielo marino es bastante difícil de modelar porque el hielo es un fluido no newtoniano . El hielo marino se deforma principalmente en los puntos de fractura , que a su vez se forman en los puntos de mayor tensión y menor resistencia , o donde la relación entre ambos es máxima. El espesor, la salinidad y la porosidad del hielo afectan su resistencia. El movimiento del hielo es impulsado principalmente por las corrientes oceánicas, aunque en menor medida por el viento. Cabe señalar que las tensiones no se producen en la dirección de los vientos o las corrientes, sino que se ven afectadas por los efectos de Coriolis (véase, por ejemplo, la espiral de Ekman) .

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• espesor del hielo marino
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• Modelización de la emisividad del hielo marino