Introducción a la oceanografía

El hielo que se ve flotando en la superficie del océano proviene de una de dos fuentes. El hielo glacial se forma a partir de la acumulación y compresión de la nieve en los glaciares, que luego se rompen y liberan hielo al océano. Como los glaciares pueden tener varios kilómetros de grosor, los icebergs que se desprenden de ellos pueden ser muy grandes, por lo que los icebergs altos en el mar siempre proceden de las capas de hielo glaciar. El hielo marino se refiere al hielo formado por la congelación del agua del mar, y rara vez supera un grosor de varios metros (Figura 14.1.1). El hielo marino cubre alrededor del 7% del océano en cualquier momento, y constituye alrededor del 66% de la cubierta de hielo permanente de la Tierra por área, pero sólo el 0,1% del hielo en términos de volumen. Esto se debe a que el hielo marino es una capa vasta pero delgada en comparación con los casquetes glaciares que están más localizados pero pueden tener varios kilómetros de espesor.

La cobertura de hielo marino alrededor de la Antártida fluctúa entre unos 21 millones de km2 en invierno y alrededor de 1,3 millones de km2 en verano, y la mayor parte del hielo marino antártico sólo dura un año. Los cambios estacionales en la cobertura de hielo son menos pronunciados en el Ártico, de unos 14 millones de km2 en invierno a 6,5 millones de km2 en verano. Aproximadamente la mitad del hielo marino del Ártico dura más de un año para convertirse en hielo plurianual. Esta diferencia se debe a que la Antártida está rodeada de agua, por lo que el hielo se expande en aguas más cálidas y acaba fundiéndose. El océano Ártico está rodeado de continentes, por lo que sólo un 10% del hielo se escapa al Atlántico entre Groenlandia y Spitzbergen. El resto queda atrapado y se convierte en hielo plurianual o perenne, con una media de unos 7 años y un grosor de entre 3 y 5 m, mientras que el hielo de primer año tiene un grosor de entre 1 y 2 m.

Formación del hielo marino

Debido a su contenido en sal, el agua de mar comienza a congelarse a unos -1,8o C, una temperatura inferior a la del agua dulce. La formación de hielo comienza en la superficie con la formación de pequeños cristales de hielo en forma de aguja llamados frazil, que se acumulan y hacen que el agua parezca granizada y turbia; esta etapa se denomina hielo graso (figura 14.1.2 A). En aguas más tranquilas, estos pequeños cristales pueden congelarse juntos formando una fina capa superficial llamada nilas, que puede alcanzar un grosor de hasta 10 cm (Figura 14.1.2 B).

La acción de las olas puede romper las nilas en pequeñas esteras de 1 a 2 m de ancho, que luego chocan entre sí y forman formas redondeadas con bordes elevados, llamadas hielo en panqueque (Figura 14.1.2 C). Si las temperaturas permanecen frías, el hielo en forma de panqueque se congela para formar témpanos sólidos, una superficie dura que cubre el océano (Figura 14.1.2 D). Una vez que se forman los témpanos de hielo, el agua que hay debajo se aísla y la pérdida de calor hacia la atmósfera disminuye, por lo que el agua ya no se enfría y no se forma más hielo. En consecuencia, el hielo marino joven suele ser relativamente delgado, no más de 3-4 m de espesor. El hielo puede engrosarse por las precipitaciones; en los polos no hay muchas precipitaciones, pero debido a las bajas temperaturas, las que se producen tienden a acumularse en lugar de fundirse. Con el tiempo, el hielo y la nieve acumulados pueden aumentar el grosor total del hielo marino, pero nunca se acercará al grosor del hielo glacial.

Cuando se forman los cristales de hielo marino, se excluye la mayor parte de la sal, por lo que el hielo marino contiene mucha menos sal que el agua de mar, y puede fundirse para beber si es necesario. Pero alrededor del 20% de la sal permanece atrapada en bolsas de agua entre los cristales de hielo. Al formarse el hielo y excluirse las sales en estas bolsas, la salinidad del agua restante aumenta y puede volverse demasiado salada para congelarse. Estas bolsas de agua salada sin congelar hacen que el hielo marino sea un poco más blando y más granizado que el hielo de agua dulce, que es más duro y más rígido. Con el tiempo, la mayor parte de esta salmuera se escapa y el hielo marino se vuelve más sólido, pero cuando es «hielo joven» puede ser más peligroso caminar sobre él que sobre el hielo de agua dulce del mismo grosor. Por ejemplo, 7-8 cm de hielo de agua dulce son suficientes para soportar el peso de una sola persona, pero se necesitarían al menos 15 cm de hielo marino para hacer lo mismo.

El agua salobre, muy fría y densa, se escapa del hielo y se hunde. La salmuera está «sobreenfriada»; se enfría por debajo del punto de congelación normal del agua de mar, pero sigue siendo líquida debido al alto contenido de sal. Cuando esta salmuera sobreenfriada entra en contacto con el agua circundante, hace que el agua que la rodea se congele, creando estalactitas de hielo huecas, o «brinículos» que pueden tener varios metros de longitud. La salmuera sigue fluyendo a través del brinicle hueco, y el brinicle crece hacia abajo (véase más abajo un asombroso vídeo de lapso de tiempo sobre la formación de brinicles).

Cuando se forman las grandes capas de hielo marino, existen en una de dos formaciones. El hielo rápido, o hielo rápido terrestre, se refiere a las grandes capas de hielo sólido que están adheridas a la tierra. El hielo compacto está formado por los trozos de hielo marino más pequeños que flotan libremente. Pueden haberse formado de forma independiente o haberse desprendido del hielo rápido (Figura 14.1.3).

El hielo compacto flotante amortigua las olas y las corrientes, amortiguando el movimiento de la superficie del mar. Por ello, los cambios en la distribución del paquete de hielo pueden provocar cambios en los patrones de las corrientes, e incluso alterar la estructura del ecosistema. Pero el paquete de hielo también está sujeto a las corrientes que fluyen por debajo, y las capas de hielo están en constante movimiento, rompiéndose o juntándose. Cuando los trozos de hielo convergen, a menudo se doblan y se agrietan, o se sobreponen unos a otros como en los límites de las placas litosféricas convergentes (sección 4.6). Estas colisiones pueden crear crestas de presión altas y dentadas, que pueden extenderse varios kilómetros, y que crean peligros para los exploradores polares que navegan por el hielo (Figura 14.1.4).

En los océanos polares, la cubierta de hielo no es uniforme. Hay una serie de zonas en las que hay constantemente aguas abiertas, aunque las zonas que las rodean estén cubiertas de hielo. Estas regiones de aguas abiertas persistentes se denominan polinias (Figura 14.1.5). Las polinias pueden ser el resultado de corrientes o vientos que mueven el hielo, o de zonas de agua más cálida que impiden la formación de hielo. En la figura 14.1.5, los vientos muy fuertes que soplan desde el interior de la Antártida han creado una polinia cerca del borde de la capa de hielo.