El hielo marino es un compuesto complejo compuesto principalmente de hielo puro en varios estados de cristalización junto con burbujas de aire y bolsas de salmuera incluidas . Comprender sus procesos de crecimiento es importante tanto para los científicos del clima para su uso en simulaciones como para los especialistas en teledetección, ya que la composición y las propiedades microestructurales del hielo afectan, en última instancia, cómo interactúa con la radiación electromagnética .
Los modelos de crecimiento del hielo marino para predecir la distribución y extensión del hielo también son valiosos para las preocupaciones del transporte marítimo. Un modelo de crecimiento de hielo se puede combinar con mediciones de sensores remotos en un modelo de asimilación como un medio para generar gráficos de hielo más precisos .
Descripción general
Se han identificado varios mecanismos de formación de hielo marino. En sus primeras etapas, el hielo marino consiste en cristales alargados orientados al azar . Esto se llama frazil y mezclado con agua en el estado no consolidado se conoce como grasa de hielo . Si las condiciones de oleaje y 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, Brasil se consolidará por acción mecánica para formar hielo en forma de 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 fino, la nieve pesará el hielo lo suficiente como para provocar una inundación. 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 bolsas de hielo consolidadas son los cambios en el contenido de solución salina . 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 la temperatura en la capa de hielo, el tamaño de las bolsas de salmuera disminuye mientras aumenta el contenido de sal. 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 la parte superior como por la inferior, lo que produce 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]
Crecimiento vertical
El crecimiento descendente del hielo consolidado en condiciones de calma está determinado por la tasa de transferencia de calor , Q * , en la interfaz hielo-agua. Si asumimos que el hielo está en equilibrio térmico tanto consigo mismo como con su entorno y que se conocen las condiciones meteorológicas, entonces podemos determinar Q * resolviendo la siguiente ecuación:
para T s , la temperatura de la superficie. Se supone que la temperatura del agua, T w , está en o cerca de la congelación , mientras que se supone que el espesor del hielo, h , es conocido y podemos aproximar la conductividad térmica , k , como un promedio de las capas (que tienen diferentes salinidades). o simplemente use el valor de hielo puro. El flujo de calor neto es un total de cuatro componentes:
que son flujos latentes, sensibles, de onda larga y de onda corta, respectivamente. Para obtener una descripción de las parametrizaciones aproximadas , consulte 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, siendo e la presión de vapor de equilibrio .
Mientras Cox y Weeks [8] asumen equilibrio térmico, Tonboe [9] usa un modelo termodinámico más complejo basado en la solución numérica de la ecuación de calor . Esto sería apropiado cuando el hielo es espeso 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:
donde L es el calor latente de fusión del agua yes la densidad del hielo. La tasa de crecimiento, a su vez, determina el contenido salino del hielo recién congelado. Cox y Weeks [8] y Nakawo y Sinha [10] han obtenido ecuaciones empíricas para determinar el atrapamiento inicial de salmuera en el hielo marino y toman la forma:
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:
donde g está en cm / s. [10]
Contenido en sal
La salmuera atrapada en el hielo marino siempre estará en el punto de congelación o cerca de ella, ya que cualquier salida hará que parte del agua de la salmuera se congele o que se derrita parte del hielo circundante. Por lo tanto, la salinidad de la salmuera es variable y puede determinarse estrictamente en función de la temperatura; consulte la depresión del punto de congelación . Las referencias [2] [9] y [11] contienen fórmulas empíricas que relacionan la temperatura del hielo marino con la salinidad de la salmuera.
El volumen relativo de salmuera, V b , se define como la fracción de salmuera en relación con el volumen total. También es muy variable, sin embargo, su valor es más difícil de determinar, ya que los cambios de temperatura pueden hacer que parte de la salmuera sea expulsada o se mueva dentro de las capas, particularmente en el hielo nuevo. Escribir ecuaciones que relacionen el contenido de sal de la salmuera, el contenido de sal total, el volumen de salmuera, la densidad de la salmuera y la densidad del hielo y resolver el volumen de salmuera produce la siguiente relación:
donde S es la salinidad del hielo marino, S b es la salinidad de la salmuera, es la densidad del hielo y es la densidad de la salmuera. Compare con esta fórmula empírica de Ulaby et al .: [11]
donde T es la temperatura del hielo en grados Celsius y S es la salinidad del hielo en partes por mil .
En hielo nuevo, la cantidad de salmuera expulsada cuando el hielo se enfría se puede determinar asumiendo 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 [8] 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 :
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 a través de la expulsión de la salmuera y el drenaje a través de los canales resultantes.
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 , Antártida , con un ajuste exponencial de la forma,, Sobrepuesto, donde h es el espesor del hielo y un y b son constantes.
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 es máxima. El espesor, la salinidad y la porosidad del hielo 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 serán desplazadas por los efectos de Coriolis ; consulte, por ejemplo, la espiral de Ekman .
Ver también
- Hielo marino
- Espesor del hielo marino
- Concentración de hielo marino
- Modelado de emisividad del hielo marino
Referencias
- ^ G. Maykut; T. Grenfell y W. Weeks (1992). "Sobre la estimación de variaciones espaciales y temporales en las propiedades del hielo en los océanos polares". Revista de sistemas marinos . 3 (1–2): 41–72. Código Bibliográfico : 1992JMS ..... 3 ... 41M . doi : 10.1016 / 0924-7963 (92) 90030-C .
- ^ a b c WB Tucker; DK Prerovich; AJ Gow; Semanas WF; MR Drinkwater (eds.). Detección remota por microondas del hielo marino . Unión Geofísica Americana.
- ^ Ehn, Jens K .; Hwang, Byong Jun; Galley, Ryan; Barbero, David G. (1 de mayo de 2007). "Investigaciones de hielo marino recién formado en la polinia de Cabo Bathurst: 1. Propiedades estructurales, físicas y ópticas" . Revista de Investigación Geofísica . 112 (C5): C05002. Código Bibliográfico : 2007JGRC..112.5002E . doi : 10.1029 / 2006JC003702 . ISSN 0148-0227 .
- ^ T. Maksym y T. Markus (2008). "Espesor del hielo marino antártico y conversión de nieve a hielo a partir del reanálisis atmosférico y profundidad de la nieve por microondas pasiva" . Revista de Investigación Geofísica . 113 (C02S12). Código bibliográfico : 2008JGRC..11302S12M . doi : 10.1029 / 2006JC004085 .
- ^ S. Tang; D. Qin; J. Ren; J. Kang y Z. Li (2007). "Estructura, salinidad y composición isotópica del hielo marino terrestre de varios años en el fiordo Nella, Antártida". Ciencia y Tecnología de las Regiones Frías . 49 (2): 170-177. doi : 10.1016 / j.coldregions.2007.03.005 .
- ^ a b Hajo Eicken (1992). "Perfiles de salinidad del hielo marino antártico: datos de campo y resultados del modelo". Revista de Investigación Geofísica . 97 (C10): 15545-15557. Código bibliográfico : 1992JGR .... 9715545E . doi : 10.1029 / 92JC01588 .
- ^ M. Vancoppenolle; CM Bitz; T. Fichefet (2007). "Desalinización de hielo marino de tierra firme de verano en Point Barrow, Alaska: modelado y observaciones" . Revista de Investigación Geofísica . 112 (C04022): C04022. Código Bibliográfico : 2007JGRC..112.4022V . doi : 10.1029 / 2006JC003493 .
- ^ a b c G. Cox y W. Weeks (1988). "Simulaciones numéricas de las propiedades del perfil de hielo marino de primer año no deformado durante la temporada de crecimiento". Revista de Investigación Geofísica . 93 (C10): 12449–12460. Código bibliográfico : 1988JGR .... 9312449C . doi : 10.1029 / JC093iC10p12449 .
- ^ a b G. Heygster, S. Hendricks, L. Kaleschke, N. Maass, P. Mills, D. Stammer, RT Tonboe y C. Haas (2009). Radiometría de banda L para aplicaciones de hielo marino (informe técnico). Instituto de Física Ambiental, Universidad de Bremen. Contrato ESA / ESTEC N. 21130/08 / NL / EL.CS1 maint: varios nombres: lista de autores ( enlace )
- ^ a b M. Nakawo y NK Sinha (1981). "Tasa de crecimiento y perfil de salinidad del hielo marino del primer año en el Ártico alto" . Revista de Glaciología . 27 (96): 315–330. Código Bibliográfico : 1981JGlac..27..315N . doi : 10.1017 / S0022143000015409 .
- ^ a b FT Ulaby; RK Moore; AK Fung, eds. (1986). Teledetección por microondas, activa y pasiva . Londres, Inglaterra: Addison Wesley.