Introduzione all’oceanografia

Il ghiaccio che si vede galleggiare sulla superficie dell’oceano proviene da una delle due fonti. Il ghiaccio glaciale è formato dall’accumulo e dalla compressione della neve in ghiacciai, che poi si rompono e rilasciano ghiaccio nell’oceano. Poiché i ghiacciai possono essere spessi diversi chilometri, gli iceberg che si staccano da essi possono essere molto grandi; quindi gli iceberg alti in mare provengono sempre da lastre di ghiaccio glaciale. Il ghiaccio marino si riferisce al ghiaccio formato dal congelamento dell’acqua marina, e raramente supera uno spessore di alcuni metri (Figura 14.1.1). Il ghiaccio marino copre circa il 7% dell’oceano in qualsiasi momento, e costituisce circa il 66% della copertura di ghiaccio permanente della Terra per area, ma solo lo 0,1% del ghiaccio in termini di volume. Questo perché il ghiaccio marino è un vasto ma sottile strato di copertura rispetto alle calotte glaciali che sono più localizzate ma possono essere spesse diversi chilometri.

La copertura del ghiaccio marino intorno all’Antartide oscilla tra circa 21 milioni di km2 in inverno e circa 1,3 milioni di km2 in estate, con la maggior parte del ghiaccio marino antartico che dura solo un anno. I cambiamenti stagionali nella copertura del ghiaccio sono meno pronunciati nell’Artico, da circa 14 milioni di km2 in inverno a 6,5 milioni di km2 in estate. Circa la metà del ghiaccio marino nell’Artico dura più di un anno per diventare ghiaccio pluriennale. Questa differenza nasce dal fatto che l’Antartide è circondata dall’acqua, quindi il ghiaccio si espande nell’acqua più calda e alla fine si scioglie. L’Oceano Artico è racchiuso dai continenti, quindi solo il 10% circa del ghiaccio sfugge nell’Atlantico tra la Groenlandia e Spitzbergen. Il resto viene intrappolato e diventa ghiaccio pluriennale o perenne, con un’età media di circa 7 anni e uno spessore di 3-5 m, rispetto al ghiaccio del primo anno di 1-2 m di spessore.

Formazione del ghiaccio marino

A causa del contenuto di sale, l’acqua marina inizia a congelare a circa -1,8o C, una temperatura inferiore a quella dell’acqua dolce. La formazione del ghiaccio inizia in superficie con la formazione di piccoli cristalli di ghiaccio aghiformi chiamati frazil, che si accumulano e fanno apparire l’acqua fangosa e torbida; questo stadio è chiamato ghiaccio grasso (Figura 14.1.2 A). In acque più calme questi piccoli cristalli possono congelare insieme in un sottile strato superficiale chiamato nilas, che può raggiungere uno spessore fino a 10 cm (Figura 14.1.2 B).

L’azione delle onde può rompere le nilas in piccole stuoie di 1-2 m di diametro, che poi si scontrano tra loro e formano forme arrotondate con bordi rialzati, chiamate pancake ice (Figura 14.1.2 C). Se le temperature rimangono fredde, il ghiaccio pancake si congela insieme in solidi banchi di ghiaccio, una superficie dura che copre l’oceano (Figura 14.1.2 D). I banchi di ghiaccio poi si congelano insieme in campi di ghiaccio.

Una volta che i banchi di ghiaccio si formano, l’acqua sottostante diventa isolata e la perdita di calore nell’atmosfera diminuisce, così l’acqua non si raffredda più e non si verifica più la formazione di ghiaccio. Di conseguenza, il ghiaccio marino giovane è di solito relativamente sottile, non più di 3-4 m di spessore. Il ghiaccio può diventare più spesso attraverso le precipitazioni; non ci sono molte precipitazioni ai poli, ma a causa delle basse temperature, ciò che accade tende ad accumularsi piuttosto che a sciogliersi. Nel tempo il ghiaccio e la neve accumulati possono aumentare lo spessore complessivo del ghiaccio marino, ma non si avvicinerà mai allo spessore del ghiaccio glaciale.

Quando si formano i cristalli di ghiaccio marino, la maggior parte del sale viene escluso, così il ghiaccio marino contiene molto meno sale dell’acqua di mare, e può essere sciolto per bere se necessario. Ma circa il 20% del sale rimane intrappolato in sacche d’acqua tra i cristalli di ghiaccio. Man mano che il ghiaccio si forma e i sali vengono esclusi in queste sacche, la salinità dell’acqua rimanente aumenta e può diventare troppo salata per essere congelata. Queste sacche non congelate di acqua salata rendono il ghiaccio marino un po’ più morbido e fangoso del ghiaccio di acqua dolce, che è più duro e rigido. Alla fine la maggior parte di questa salamoia fuoriesce, e il ghiaccio marino diventa più solido, ma quando è “ghiaccio giovane” può essere più pericoloso da calpestare rispetto al ghiaccio di acqua dolce dello stesso spessore. Per esempio, 7-8 cm di ghiaccio d’acqua dolce sono sufficienti per sostenere il peso di una sola persona, ma ci vorrebbero almeno 15 cm di ghiaccio marino per fare lo stesso.

L’acqua salata molto fredda e densa fuoriesce dal ghiaccio e affonda. La salamoia è “superraffreddata”; è raffreddata al di sotto del normale punto di congelamento dell’acqua di mare, ma rimane liquida a causa dell’alto contenuto di sale. Quando questa salamoia super-raffreddata entra in contatto con l’acqua circostante, fa sì che l’acqua intorno si congeli, creando stalattiti di ghiaccio cave, o “brinicle” che possono essere lunghe diversi metri. La salamoia continua a scorrere attraverso il brinicolo cavo, e il brinicolo cresce verso il basso (vedi sotto per un incredibile video in time-lapse della formazione del brinicolo).

Quando i grandi strati di ghiaccio marino si formano, esistono in una delle due formazioni. Il ghiaccio veloce, o ghiaccio di terra, si riferisce alle grandi lastre di ghiaccio solido che sono attaccate alla terra. Il ghiaccio pack è costituito da pezzi di ghiaccio marino più piccoli, che galleggiano liberamente. Possono essersi formati indipendentemente, o possono essersi staccati dal ghiaccio veloce (Figura 14.1.3).

Il ghiaccio del pack galleggiante smorza le onde e le correnti, tamponando la superficie del mare dal movimento. Così i cambiamenti nella distribuzione del pack ice possono portare a cambiamenti nei modelli di corrente, e persino alterare la struttura dell’ecosistema. Ma il pack è anche soggetto alle correnti che scorrono sotto, e gli strati di ghiaccio sono costantemente in movimento, si rompono o vengono spinti insieme. Quando pezzi di ghiaccio convergono, spesso si piegano e si incrinano, o si sovrappongono l’un l’altro come nei confini convergenti delle placche litosferiche (sezione 4.6). Queste collisioni possono creare creste di pressione alte e frastagliate, che possono estendersi per diversi chilometri, e che creano pericoli per gli esploratori polari che navigano nel ghiaccio (Figura 14.1.4).

Negli oceani polari, la copertura di ghiaccio non è uniforme. Ci sono un certo numero di aree dove c’è costantemente acqua aperta, anche se le aree circostanti sono coperte da ghiaccio. Queste regioni di acqua aperta persistente sono chiamate polinie (Figura 14.1.5). Le polinie possono essere il risultato di correnti o venti che spostano il ghiaccio, o di aree di acqua più calda che impediscono la formazione di ghiaccio. Nella figura 14.1.5, venti molto forti che soffiano al largo dall’interno dell’Antartide hanno creato una polinìa vicino al bordo della calotta di ghiaccio.