Морской лед представляет собой сложный состав, состоящий в основном из чистого льда в различных состояниях кристаллизации, а также пузырьков воздуха и включенных карманов рассола . Понимание процессов его роста важно как для климатологов для использования в моделировании, так и для специалистов по дистанционному зондированию, поскольку состав и микроструктурные свойства льда в конечном итоге влияют на то, как он взаимодействует с электромагнитным излучением .
Модели роста морского льда для прогнозирования распространения и протяженности льда также важны для судоходства. Модель роста льда может быть объединена с измерениями дистанционного зондирования в модели ассимиляции как средство создания более точных карт ледового покрова .
Обзор
Выявлено несколько механизмов образования морского льда. На самых ранних стадиях морской лед состоит из вытянутых, беспорядочно ориентированных кристаллов . Это называется фразилом, а смешанный с водой в неконсолидированном состоянии известен как жирный лед . Если волна и ветер спокойные, эти кристаллы будут консолидироваться на поверхности и под действием избирательного давления начнут расти преимущественно в нисходящем направлении, образуя нилас . В более турбулентных условиях фрезил будет консолидироваться за счет механического воздействия, образуя блинный лед , который имеет более случайную структуру [1] [2] Другой распространенный механизм образования, особенно в Антарктике, где количество осадков над морским льдом велико, - это осаждение снега : на тонком льду снег утяжеляет лед настолько, что вызывает наводнение. Последующее замораживание приведет к образованию льда с гораздо более зернистой структурой. [3] [4] [5]
Один из наиболее интересных процессов, происходящих в плотных пакетах льда, - это изменение содержания соли . Когда лед замерзает, большая часть содержания соли отбрасывается, и между кристаллами образуются высокосолевые включения соляного раствора . С понижением температуры ледникового покрова размер солевых карманов уменьшается, а содержание соли увеличивается. Поскольку лед менее плотен, чем вода, повышение давления приводит к выбросу части рассола как сверху, так и снизу, создавая характерный С-образный профиль солености для однолетнего льда. [6] Рассол также будет стекать через вертикальные каналы, особенно в сезон таяния снегов. Таким образом, многолетний лед будет иметь как более низкую соленость, так и более низкую плотность, чем однолетний лед [2] [7]
Вертикальный рост
Вниз рост консолидированного льда в спокойных условиях определяется скоростью теплопередачи , Q * , на границе раздела лед-вода. Если мы предположим, что лед находится в тепловом равновесии как с самим собой, так и с окружающей средой, и что погодные условия известны, то мы можем определить Q * , решив следующее уравнение:
для T s - температура поверхности. Температура воды, Т ш , предполагается, что на или вблизи замораживания , в то время как толщина льда, ч , как предполагается, будет известно , и мы можем аппроксимировать теплопроводность , K , так как в среднем по слоям (которые имеют различные минерализации) или просто используйте значение для чистого льда. Чистый тепловой поток складывается из четырех компонентов:
которые представляют собой скрытые, ощутимые, длинноволновые и коротковолновые потоки соответственно. Описание приблизительной параметризации см. В разделе « Определение поверхностного потока под толщиной морского льда» . Уравнение может быть решено с использованием численного алгоритма поиска корня, такого как деление пополам : приведены функциональные зависимости от температуры поверхности, где e - равновесное давление пара .
В то время как Кокс и недель [8] предположить тепловое равновесие, Tonboe [9] использует более сложную термодинамическую модель , основанную на численном решении этого уравнения теплопроводности . Это будет уместно, когда лед толстый или погодные условия быстро меняются.
Скорость роста льда можно рассчитать по тепловому потоку по следующему уравнению:
где L - скрытая теплота плавления воды иплотность льда. Скорость роста, в свою очередь, определяет содержание соли в свежезамороженном льду. Эмпирические уравнения для определения начального улавливания рассола морским льдом были выведены Коксом и Уиксом [8] и Накаво и Синха [10] и имеют следующий вид:
где S - соленость льда, S 0 - соленость исходной воды, а f - эмпирическая функция скорости роста льда, например:
где g в см / с. [10]
Содержание соли
Рассол, захваченный морским льдом, всегда будет при замерзании или близком к нему, поскольку любое его отклонение приведет либо к замерзанию части воды в рассоле, либо к растоплению части окружающего льда. Таким образом, соленость рассола варьируется и может быть определена строго в зависимости от температуры - см. Депрессию точки замерзания . Ссылки [2] [9] и [11] содержат 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 вызвать выброс или перемещение части рассола 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 для объема рассола дает следующее соотношение:
где S - соленость морского льда, S b - соленость рассола, плотность льда и плотность рассола. Сравните с этой эмпирической формулой Улаби и др .: [11]
где T - температура льда в градусах Цельсия, а S - соленость льда в частях на тысячу .
В новом льду количество рассола, выбрасываемого при охлаждении льда, можно определить, если предположить, что общий объем остается постоянным, и вычесть увеличение объема из объема рассола. Обратите внимание, что это применимо только к недавно сформированному льду: любое потепление будет иметь тенденцию к образованию воздушных карманов, поскольку объем рассола будет увеличиваться медленнее, чем объем льда, опять же из-за разницы в плотности. Кокс и Уикс [8] предоставляют следующую формулу, определяющую отношение общей солености льда между температурами T 1 и T 2, где T 2 < T 1 :
где c = 0,8 кг м −3 - постоянная величина. Поскольку лед проходит через постоянные циклы нагревания и охлаждения, он становится все более пористым за счет выброса рассола и дренажа через образовавшиеся каналы.
На рисунке выше показан график разброса солености в зависимости от толщины льда для кернов льда, взятых из моря Уэдделла , Антарктида , с экспоненциальной аппроксимацией формы:, наложено, где h - толщина льда, a и b - постоянные.
Горизонтальное движение
Горизонтальное движение морского льда довольно сложно смоделировать, поскольку лед - неньютоновская жидкость . Морской лед будет деформироваться в основном в точках разрушения, которые, в свою очередь, образуются в точках наибольшего напряжения и наименьшей прочности , или где соотношение между ними является максимальным. Толщина, соленость и пористость льда влияют на прочность льда. Движение льда вызывается в основном океанскими течениями, хотя и в меньшей степени ветром. Обратите внимание, что напряжения не будут направлены в сторону ветров или течений, а скорее будут смещены за счет эффектов Кориолиса - см., Например, спираль Экмана .
Смотрите также
- Морской лед
- Толщина морского льда
- Сплоченность морского льда
- Моделирование излучательной способности морского льда
Рекомендации
- ^ Г. Майкут; Т. Гренфелл и В. Уикс (1992). «Об оценке пространственных и временных вариаций свойств льда в полярных океанах». Журнал морских систем . 3 (1–2): 41–72. Bibcode : 1992JMS ..... 3 ... 41M . DOI : 10.1016 / 0924-7963 (92) 90030-C .
- ^ а б в У. Б. Такер; Д.К. Пршерович; AJ Gow; WF Weeks; MR Дринкуотер (ред.). Дистанционное микроволновое зондирование морского льда . Американский геофизический союз.
- ^ Ehn, Jens K .; Хван, Бён Джун; Галлей, Райан; Барбер, Дэвид Г. (2007-05-01). «Исследования новообразованного морского льда в полынье мыса Батерст: 1. Структурные, физические и оптические свойства» . Журнал геофизических исследований . 112 (C5): C05002. Bibcode : 2007JGRC..112.5002E . DOI : 10.1029 / 2006JC003702 . ISSN 0148-0227 .
- ^ Т. Максим и Т. Маркус (2008). «Толщина антарктического морского льда и преобразование снега в лед на основе атмосферного реанализа и пассивной микроволновой глубины снежного покрова» . Журнал геофизических исследований . 113 (C02S12). Bibcode : 2008JGRC..11302S12M . DOI : 10.1029 / 2006JC004085 .
- ^ С. Тан; Д. Цинь; J. Ren; Дж. Канг и З. Ли (2007). «Структура, соленость и изотопный состав многолетнего припаяного льда во фьорде Нелла в Антарктиде». Наука и технологии холодных регионов . 49 (2): 170–177. DOI : 10.1016 / j.coldregions.2007.03.005 .
- ^ а б Хаджо Эйкен (1992). «Профили солености антарктического морского льда: полевые данные и результаты моделирования». Журнал геофизических исследований . 97 (C10): 15545–15557. Bibcode : 1992JGR .... 9715545E . DOI : 10.1029 / 92JC01588 .
- ^ М. Ванкоппенолле; CM Bitz; Т. Фичефет (2007). «Летнее опреснение припайного льда в Пойнт-Барроу, Аляска: моделирование и наблюдения» . Журнал геофизических исследований . 112 (C04022): C04022. Bibcode : 2007JGRC..112.4022V . DOI : 10.1029 / 2006JC003493 .
- ^ а б в Дж. Кокс и В. Уикс (1988). «Численное моделирование свойств профиля недеформированного однолетнего морского льда в течение вегетационного периода». Журнал геофизических исследований . 93 (C10): 12449–12460. Bibcode : 1988JGR .... 9312449C . DOI : 10.1029 / JC093iC10p12449 .
- ^ а б Г. Хейгстер, С. Хендрикс, Л. Калешке, Н. Маасс, П. Миллс, Д. Стаммер, Р. Т. Тонбо и К. Хаас (2009). Радиометрия в L-диапазоне для приложений морского льда (Технический отчет). Институт физики окружающей среды Бременского университета. Контракт ESA / ESTEC № 21130/08 / NL / EL.CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
- ^ а б М. Накаво и Н.К. Синха (1981). «Скорость роста и профиль солености однолетнего морского льда в высоких широтах Арктики» . Журнал гляциологии . 27 (96): 315–330. Bibcode : 1981JGlac..27..315N . DOI : 10.1017 / S0022143000015409 .
- ^ а б FT Ulaby; РК Мур; А.К. Фунг, ред. (1986). Микроволновое дистанционное зондирование, активное и пассивное . Лондон, Англия: Аддисон Уэсли.