海冰生长和融化
评论的海冰生长和融化过程是由Maykut(1985、1986),周,《(1986),帕金森et al .(1987),巴里et al。(1993)和Wadhams (2000)。初始成冰作用发生在小型血小板和针表面称为内冰。冰针晶体一般小于3 - 4毫米大小。继续冷却形成泥浆疏松的冰针晶体,称为润滑脂冰。在平静的情况下,冰针晶体冻结在一起形成一个坚实的,连续1 - 10厘米厚的冰层覆盖。然而,在更加典型的情况下,一个坚实的冰盖风致扰动的抑制水。风和海浪用平流输送内冰顺风,积累厚达1米可以形成的障碍(例如,现有浮冰)。
一旦冰雪覆盖区域的分数超过30 - 40%,个体之间有足够的粘结冰晶大大减少他们的机动性,开始过渡到一个坚实的冰盖。在海洋中,这通常是在过渡到荷叶冰,全面的质量semi-consolidated泥浆0.3到3.0米的直径由风能和波浪作用。最初,冰仍然salinity-adjusted附近水冻结点,与大动荡的地表长波辐射和热损失导致快速冻结成冰。一旦冰变得统一,其温度开始近地表空气的方法。额外的增长然后由底部吸积主要发生。第三章中概述,潜热释放从冰增长代表一个意义重大热源在冬季北极大气。
大量现场调查表明,年轻的海冰的增长(例如,< 100厘米)天冷冻程度密切相关。这代表冰点之差的绝对值和每日平均气温低于冰点,总结在一个给定的时期。一些已经开发的经验公式来表达这种关系(见Maykut, 1986)。下面给出一些例子:
H是冰层厚度和0是冷冻程度天(每天°C)。而这些研究者给出的公式是冰在不同的位置,不同的气候和降雪条件下,结果在一个冰厚度范围0 - 100厘米非常相似。raybet雷竞技最新
Maykut所指出的(1986),强烈的冰层厚度和温度之间的关系对于年轻(薄)冰是冰的温度梯度解释本质上是线性的。在最简单的情况下,可以认为冰的温度梯度温度之间的差异ocean-ice接口(在salinity-adjusted冰点)和表面空气温度,除以冰层厚度。第五章中概述,增长率(或消融)底部的冰是由之和表示海洋热通量(弗兰克-威廉姆斯)和导电热流通过冰(Ki d Ti / dz)。当他们的总和是负的,增长(增长)。当他们的总和是正数,消融。的假设一个线性温度梯度,厚度响应立即热强迫在表面的变化。
小冰的增长率是非常敏感的H, H增加,冰的温度梯度减少,增长率放缓(假设表面之间的温差和ice-ocean接口保持不变)。这是一个很好的例子,一个负面的反馈——尽管需要进行热透冰表面形成冰,冰的形成行为抑制其进一步生产。回到第三章,这应该不足为奇的热量释放到大气中的冬天与冰有关生产主要是在边际冰区域,大多数新冰是从哪里发出的。观察由安德森(1961)表明,增长率下降了近一个数量级之间的H = 10厘米和H = 100厘米。显然,增长率取决于弗兰克-威廉姆斯的大小。如果海洋热通量变大,冰增长下降。积雪也很重要。如果一个包括一层雪和指定导电通量雪等于在冰上,增长率下降。这是因为雪,冰
H = 1.330058(列别捷夫,1938)H2 + 5.1 H = 6.70(安德森,1961)H2 + 50 H = 80 (Zubov, 1945)
有效地厚。在现实中,传导通过雪往往是低效率的多冰(表5.1),导致增长率仍然低于我们的例子。
随着冰厚,厚度和冻结度天之间的关系(或空气温度降低。经验公式对年轻冰增长往往是有效的只有100厘米。见这种情况称之为描述的增长多年并或厚通知你,一个人必须放弃的想法一个线性温度梯度在冰上。所讨论的Maykut(1986),厚冰的发展很大程度上取决于季节性迫使滞后响应。观测表明,在初夏,吸积可能出现底部的冰在融化发生,原因是,夏季变暖并没有渗透到最低的冰的一部分。相反,今年10月,当冰正在快速增长,厚厚的冰层厚度通常是减少由于底部消融,原因是,秋季降温尚未影响最低的冰的一部分。
Maykut和昂特斯坦纳(1971)开发第一个冰一般热力学模型。他们的模型非线性温度梯度占由于季节性迫使滞后反应,渗透的短波辐射到冰,积雪的存在。它还集成了一个治疗被困在冰盐水的口袋。冷却导致盐水冻结的冰,释放潜热,减缓冷却速率。增加温度引起周围融化的冰盐水的口袋,减缓变暖的速度。换句话说,盐水口袋作为热缓冲延迟两个方向上的温度变化(Maykut, 1986)。
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