具体的和潜在的能量
水的特性之一是其相变的阻力。它需要334 J 1 g融化的冰在0°C,一个巨大的能量。常见的物质,只有氨更高的比焓(潜热)的融合。从固体直接转换的冰汽相是一个更大的能量下沉;冰的升华在0°C需要2834 J g1。能源消耗的蒸发或升华不可用融化的雪和冰,这一过程限制消融干旱的环境(例如,高海拔热带东部南极山脉和高原)。
的高特定的相变焓变水的小分子大小和强烈的氢键,降低分子间的距离。水分子还伪造与四个相邻的水分子氢键,它有别于其他化合物的氢键(如甲醇)。较强的分子间债券和稳定的四面体结构很难单独的水分子。这也让水异常高的冰点和沸点温度。
变暖或冷却液体的水还涉及大量的能源。水的比热容是4.218 J g - 1°级颈- 1在0°C和标准大气压力:再一次,仅次于氨中常见的液体。冰的热容是这个的一半;冰雪已经少了热惰性比液态水,但他们仍然需要大量的能量来温暖或凉爽。文献值2.05 - -2.13 J颈- 1 g - 1°级推荐冰在0°c。纯冰的热容与温度略有增加,产生影响,可以通过一个线性近似的参数化,
C = 2.115 + 0.008 t J颈- 1 g - 1°级(2.1)
其中T是冰的温度在摄氏度。这给了ci = 1.955 J g - 1°级颈- 1在-20°C。雪的值是相似的,尽管体积热容,(rc)年代,由于低小的多密度的雪。
融冰季节的寒冷积雪的推迟,如雪之前必须先温暖0°C会出现融化。这个过程被称为积雪”成熟”,或者一个等温积雪的发展。在大多数情况下,涉及的能源价格相比还是相对较小的潜在的能量这是需要季节性积雪融化。考虑一个1-m-deep积雪平均温度为-10°C, 300公斤m3的密度和热容的2.09 J颈- 1 g - 1°级。净能量通量200 W m - 2,它需要8.7小时温暖层雪的熔点。相同数量的能量会融化0.018水当量(神秘),所需要的能量的一小部分融化的雪。中间纬度每年几米的水当量融化冰川经验,所以冬季积雪的赛季变暖是一个次要组件的能量预算。这不是真正的最高纬度和海拔(例如,格陵兰岛和南极洲的内部),能源是有限的和冷的热惯性积雪有助于抑制融水形成和径流。
在海冰,有额外的效果从液体盐水内容,通常描述通过构造一个有效的比热容。比热容的传统定义,使用前,指单位质量的能量改变温度的材料,如果没有相变发生。有效热容包括相变的潜能可以随温度变化的材料;这对于海冰是必要的,因为盐含量降低熔点的温度,给过渡区海冰的融化/冻结,而不是突然在0°C相变。理论考虑有效比热容的海冰,csl = ci +毫升S / T 2 J颈- 1 g - 1°级(2.2)
其中m = 0.054°C ppt-1水的冰点降低盐度的函数,盐度的千分之几,如果是纯水的熔化潜热。这个方程可以避免一个奇点T“0°C,因为所有的海冰融化了这一点,假设S > 0。S = 0时,csi = ci。T = -10°C和S = 10 ppt, csi = 2.037 J颈- 1 g - 1°级。随着温度升高,更多的精力致力于相变潜热热容),有效增加(例如,csi = 2.144 J颈- 1 g - 1°级当T = 2°C和S = 10 ppt)。
有效的热容的概念,结合所需要的能量温暖融化的冰,与焓(在本例中),是实用的建模任何系统的相变不突然发生在0°C。土壤冻结clay-rich相似;表面张力影响微粒导致自由水在温度低于0°C,所以有效的热容,也可用于建模在土壤冻结前传播。
杂质在永久冻土和冰川冰通常是发现在低浓度比海水,但他们仍然引入一个轻微的降低冰点。介绍了一个额外的压力,对水的冰点有趣的影响。淡水冰形式在0°C标准大气压力,但它拒绝冻结在静水或litho-static压力升高,在地下发现,冰川下的,和海洋环境。的克劳修斯——克拉珀龙方程关系描述了冰点抑郁症纯水作为压力的函数,
2 t TAa
其中T是绝对温度和特定的体积(密度的倒数)。达是比容的变化与水冰的相变有关。在0°C, Eq。(2.3)给出了9吨/ 9 p = 0.074°C MPa1。作为一个例子,上覆岩层压力变化的冰点纯冰到-1.8°C下1公里的沉积物平均密度2500公斤的m3。这种效应在较低温度下略有减少。Pressure-melting影响更大冰川冰,冰通常有空气,水,和杂质在孔隙和粒间孔隙空间。在水与空气饱和,9 t / 9 p = 0.098°C MPa-1。因为冰川冰包含溶气泡沫,这提供了一个更好的估计冰点萧条的冰川。这相当于8.8 4 x打败°C的m - 1冰的密度917公斤的m3,给压力熔点-0.18°C和-3.53°C下200米和4公里的冰。
这个冰点抑郁症有微妙但重要的融水影响冰川或冰盖底部或冰川冰接触大海。厚,下水道的厚冰薄冰的冰川将过冷,也可以冻结冰薄的底部。同样,冰的浮动冰架底部可能是也可能不是更冷比周围的海水,这取决于冰架厚度。结合复杂subshelf海洋环流模式,这给区域的冰架的高发病率基底融化而其他冰架地区经验基底吸积(冻结)。
热导率
热导率可能是最有趣和重要的热力学参数雪和冰。由于其丰富的空气空间,雪是一个很好的自然绝缘子。只需要几个分米的积雪从大气温度使底层地面或冰。这中起关键作用增长和冻土厚度,淡水冰和海冰。深积雪限制潜在的冰层厚度。
文学估计纯冰的热导率在0°C变化从2.0到2.4 W m - 1颈- 1°。值为2.1 W m - 1°颈- 1普遍采用。热导率略有增加,随着温度下降。这可以近似为线性关系dki / dT。-0.01 W m - 1°c - 2。普林格尔et al。(2007)表明,参数化ki (T) = 2.11 - 0.011 T W m - 1°颈- 1,(2.4)
温度在摄氏度。Cuffey和Pat-erson(2010)推荐指数关系,k (T) = 2.072 exp (-0.0057 T) W m - 1°颈- 1,(2.5)
又一次与温度摄氏度。
在雪也有温度对热导率的影响(如雪是由冰晶组成的),以及复杂的从雪结构和微观结构的影响。没有单一的值热导率的雪,但占主导地位的影响在这个参数是批量孔隙度或密度。Sturm et al。(1997)回顾文献中不同的参数化并推荐以下实证关系:
k f0.023 + 0.234 ps > p < 0.156 gcm-3, 1
(0.138 - 1.01 ps + 3.233 p > 0.156 < p < 0.6 g cm-31”()。
在哪里雪密度的单位是克每立方厘米。这给一个范围从0.03到0.70 W m - 1°颈- 1为密度的典型季节性雪。新鲜的,干雪有更低的值(表2.1),而圆形的谷物,密集的风板,密度和水含量促进雪和类似于水的热导率。如雪从积雪的转变冰,热导率继续增加到一个值,类似于其他固体,如矿物质的土壤和岩石。
在海冰,盐水的内容介绍了额外的并发症传热。盐水口袋降低热导率。再次有无数pa-rameterizations文献中,通常的形式
S和T是在哪里盐度和温度阿冰的ppt(%)和摄氏度,π是纯冰的密度,ψ是海冰的密度。介绍了密度比捕捉充气孔隙空间的影响,从而降低热导率相对于纯冰。文学的b值在0.09 - -0.12 W m - 1 ppt-1范围。对于一个T = 2°C和S = 10 ppt, b = 0.09 W m - 1 ppt-1 ksi = 1.68 pjp,颈- 1 W m - 1°。在-10°C和S = 10 ppt,这增加ksi = 2.13 pjpi颈- 1 W m - 1°。
导热系数是传热的主要参数,但热扩散还取决于材料的密度和比热容。的热扩散率k = k / (pcp),决定了深度和大气温度的渗透速度信号到冰雪。表2.1中给出了典型值。每日温度信号(昼夜气候变暖和变冷)渗透在季节性积雪几十厘米。扩散年度温度循环的冰川、冰盖和冻土达到大约10米的深度。
传热到冰雪并不是一个纯粹的扩散现象。也可以热平流从wind-pumping(通风),从降雨和meltwa-ter渗透进了积雪,积雪和蒸汽扩散,由垂直梯度的蒸汽压。在浮冰和土壤,毛细管压力也会导致水向上邪恶。液体水射进冰冷的积雪会再冰冻,第二章
可以存放和蒸汽穿过积雪。这两个传质过程释放潜热,变暖的积雪。这是一个重要的部分在冰川环境中成熟过程:它能给年平均表面温度几摄氏度比的暖和年平均气温。
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