Процессы роста морского льда

Морской лед представляет собой сложное соединение, состоящее в основном из чистого льда в различных стадиях кристаллизации , но включая пузырьки воздуха и карманы рассола . его Понимание процессов роста важно для разработчиков климатических моделей и специалистов по дистанционному зондированию , поскольку состав и микроструктурные свойства льда влияют на то, как он отражает или поглощает солнечный свет.

Тонкий участок морского льда, видимый в кросс-поляризованном свете. Все кристаллы (имеют разные интерференционные цвета) содержат включения рассола (солевого раствора) и воздуха — они лежат в пределах кристаллографической плоскости (0001) .

Нилас Ледяное образование и море.

Модели роста морского льда для прогнозирования распределения и протяженности льда также полезны для судоходства. Модель роста льда может быть объединена с измерениями дистанционного зондирования в модели ассимиляции в качестве средства создания более точных ледовых карт .

Обзор

Выявлено несколько механизмов образования морского льда. На самых ранних стадиях морской лед состоит из вытянутых, беспорядочно ориентированных кристаллов . Это называется фракцией , а смешанная с водой в неконденсированном состоянии известна как жирный лед . Если условия волнения и ветра спокойны, эти кристаллы консолидируются на поверхности и под избирательным давлением начинают расти преимущественно в нисходящем направлении, образуя нилас . В более турбулентных условиях фракция за счет механического воздействия консолидируется с образованием блинного льда , который имеет более хаотичную структуру. Другим распространенным механизмом образования, особенно в Антарктике , где количество осадков над морским льдом велико, является отложение снега: на тонком льду снег утяжеляет лед настолько, что вызывает наводнение. Последующее замерзание приведет к образованию льда с гораздо более зернистой структурой.

Одним из наиболее интересных процессов, происходящих в консолидированных ледяных покровах, являются изменения в содержание солевого раствора . По мере замерзания льда большая часть содержащейся соли отбрасывается и образует сильно включения соляного раствора между кристаллами . С понижением температуры ледникового покрова Размер рассольных карманов уменьшается, а содержание соли увеличивается. Поскольку лед менее плотный, чем воды, повышение давления приводит к выбросу части рассола как сверху, так и снизу, создавая характерный С-образный профиль солености однолетнего льда. Рассол также будет стекать по вертикальным каналам, особенно в сезон таяния воды. Таким образом, многолетний лед будет стремиться иметь меньшую соленость и меньшую плотность, чем однолетний лед. Плотность морского льда относительно стабильна зимой и составляет около 910 кг/м. ³ , но может снизиться до 720 кг/м ³ при потеплении главным образом за счет увеличения объема воздуха. Летом объем воздуха в морском льду может достигать 15%. и 4% поздней осенью.

Основными физическими процессами опреснения морского льда являются гравитационный дренаж и смыв поверхностных талых вод и талых прудов . Зимой опреснение осуществляется в основном за счет гравитационного дренажа, тогда как летом важную роль играет промывка. Гравитационный дренаж может быть вызван как атмосферным теплом, так и таянием дна из-за океанического тепла. Типичная соленость однолетних льдов к концу зимнего сезона составляет 4–6, а типичная соленость многолетних льдов – 2–3. Таяние снега, поверхностное затопление и наличие подледной талой воды могут повлиять на соленость морского льда. В сезон таяния единственный процесс роста льда связан с образованием ложного дна .

Вертикальный рост

в предположении отсутствия теплового потока со стороны океана определяется скоростью кондуктивного теплового потока Q Рост консолидированного льда вниз ^* , на границе лед-вода. Океанские тепловые потоки существенно различаются в пространстве и времени и в значительной степени способствуют таянию морского льда летом и отсутствию морского льда в некоторых частях Северного Ледовитого океана. Если мы также предположим линейный профиль температуры внутри льда и отсутствие влияния тепловой инерции льда, мы можем определить поток скрытого тепла Q ^* решив следующее уравнение:

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

где T _si — температура границы раздела снег-лед, T _s — температура границы раздела воздух-снег, h _i и h _s — толщины льда и снега. температура воды T _w Предполагается, что равна нулю или близка к ней ( задача Стефана ). льда и снега Мы можем аппроксимировать теплопроводность k _i и k _s как среднее по слоям. Баланс поверхностного тепла определяет температуру поверхности снега T _s и включает в себя четыре атмосферных тепловых потока:

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

которые представляют собой потоки скрытого, явного, длинноволнового и коротковолнового излучения соответственно. Описание приблизительных параметризаций см. в разделе «Определение поверхностного потока под толщиной морского льда» . Уравнение можно решить, используя численный алгоритм поиска корня, такой как деление пополам : даны функциональные зависимости от температуры поверхности, где e — равновесное давление пара . Коротковолновое излучение может повысить температуру поверхности океана и соответствующие океанские тепловые потоки, влияя на тепловой баланс на границе раздела лед-океан. Этот процесс является частью обратной связи лед-альбедо .

Хотя Кокс и Уикс предполагают тепловое равновесие, Тонбо использует более сложную термодинамическую модель, основанную на численном решении теплопроводности уравнения . Это будет уместно, когда лед толстый или погодные условия быстро меняются.

Скорость роста льда можно рассчитать по тепловому потоку по следующему уравнению:

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

где L — скрытая теплота плавления воды и $\rho$ — плотность льда (для чистого льда). Для морского льда L — эффективная скрытая теплота морского льда и $\rho$ плотность морского льда. Эти два параметра зависят от солености морского льда, температуры и объемной доли газа, а также теплопроводности морского льда. Скорость роста морского льда, в свою очередь, определяет содержание соли во вновь замерзшем льду. Эмпирические уравнения для определения первоначального захвата рассола морским льдом были получены Коксом и Уиксом. и Накаво и Синха и примем форму:

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

где S — соленость льда, S ₀ — соленость исходной воды, а f — эмпирическая функция скорости роста льда, например:

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

где g — см/с.

Содержание соли

Соленость рассола как функция температуры

Отношение объема рассола к общей солености в зависимости от температуры

Рассол, захваченный морским льдом, всегда будет иметь температуру замерзания или близкую к ней, поскольку любое отклонение приведет либо к замерзанию части воды в рассоле, либо к таянию части окружающего льда. Таким образом, соленость рассола непостоянна и может быть определена строго на основе температуры — см . Понижение температуры замерзания . Существуют эмпирические формулы, связывающие температуру морского льда с соленостью рассола.

Относительный объем рассола V _b определяется как доля рассола по отношению к общему объему. Он также сильно варьируется, однако его значение труднее определить, поскольку изменения температуры могут привести к выбросу части рассола или его перемещению внутри слоев, особенно в новом льду. Написание уравнений, связывающих содержание соли в рассоле, общее содержание соли, объем рассола, плотность рассола и плотность льда, и решение объема рассола дает следующее соотношение:

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

где S — соленость морского льда, S _b — соленость рассола, $\rho _{i}$ плотность льда и $\rho _{b}$ плотность рассола. Сравните с этой эмпирической формулой Франкенштейна и Гарнера:

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

где T — температура льда в градусах Цельсия , а S — соленость льда в тысячных частях .

В новом льду количество рассола, выбрасываемого по мере охлаждения льда, можно определить, предполагая, что общий объем остается постоянным, и вычитая увеличение объема из объема рассола. Обратите внимание, что это применимо только к вновь образовавшемуся льду: любое потепление будет иметь тенденцию к образованию воздушных карманов, поскольку объем рассола будет увеличиваться медленнее, чем уменьшаться объем льда, опять же из-за разницы в плотности. Кокс и Уикс приводят следующую формулу, определяющую соотношение общей солености льда между температурами Т ₁ и Т ₂ , где Т ₂ < Т ₁ :

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

где с =0,8 кг·м ⁻³ является константой. По мере того, как лед подвергается постоянным циклам нагревания и охлаждения, он становится все более пористым за счет выброса рассола и дренажа через образующиеся каналы.

График зависимости объемной солености от толщины льда для кернов льда, взятых из моря Уэдделла. С разрешения Хаджо Эйкена

На рисунке выше показана диаграмма разброса зависимости солености от толщины льда для кернов льда, взятых из моря Уэдделла , Антарктида , с экспоненциальной аппроксимацией формы: $S=\exp(ah+b)$, наложенное, где h — толщина льда, а a и b — константы.

Горизонтальное движение

Горизонтальное движение морского льда довольно сложно смоделировать, поскольку лед является неньютоновской жидкостью . Морской лед деформируется в первую очередь в точках разрушения , которые, в свою очередь, формируются в точках наибольшего напряжения и наименьшей прочности или там, где соотношение между ними максимально. Толщина льда, соленость и пористость влияют на прочность льда. Движение льда осуществляется в основном океанскими течениями, хотя и в меньшей степени ветром. Обратите внимание, что напряжения не будут направлены в направлении ветров или течений, а скорее будут смещены эффектами Кориолиса — см., например, спираль Экмана .

См. также

• Морской лед
• Толщина морского льда
• Концентрация морского льда
• Моделирование излучательной способности морского льда