Процессы роста морского льда - Sea ice growth processes

Морской лед представляет собой сложный композит, состоящий в основном из чистого льда в различных состояниях кристаллизация вместе с пузырьками воздуха и включенными карманами рассол. Понимая его процессы роста важно как для климат ученых для использования в симуляции также дистанционное зондирование специалистами, поскольку состав и микроструктурные свойства льда в конечном итоге влияют на то, как он взаимодействует с электромагнитное излучение.

Тонкая часть морского льда, видимая в кросс-поляризованном свете. Все кристаллы (имеют разные интерференционные цвета) содержат включения рассола (физиологический раствор) и воздуха - они находятся в пределах (0001) кристаллографическая плоскость.

Нилас Ледообразование в море.

Модели роста морского льда для прогнозирования распространение льда и протяженность также важны для проблем доставки. Модель роста льда можно комбинировать с дистанционное зондирование измерения в ассимиляция модель как средство получения более точных ледовые карты.

Обзор

Выявлено несколько механизмов образования морского льда. На самых ранних стадиях морской лед состоит из вытянутых, произвольно ориентированных кристаллы. Это называется Frazil и смешанный с водой в неконсолидированном состоянии известен как смазывать лед. Если волны 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 с образованием блины со льдом, который имеет более случайную структуру^[1][2]Другой распространенный механизм образования, особенно в Антарктика куда осадки над морским льдом высока из-за выпадения снега: на тонком льду снег будет утяжелять лед настолько, что вызовет наводнение. Последующее замораживание приведет к образованию льда с гораздо более зернистой структурой.^[3][4][5]

Один из наиболее интересных процессов, происходящих в консолидированных пакетах льда, - это изменения в физиологический раствор содержание. Когда лед замерзает, большая часть соль контент отклоняется и образует сильно засоленный рассол включения между кристаллы. С понижением температуры ледникового покрова размер солевых карманов уменьшается, а содержание соли увеличивается. Поскольку льда меньше плотный чем вода, увеличивая давление заставляет часть рассола выбрасываться как сверху, так и снизу, создавая характерный С-образный профиль солености однолетнего льда.^[6]Рассол также проходит через вертикальные каналы, особенно в сезон таяния. Таким образом многолетний лед будет иметь более низкую соленость и более низкую плотность, чем однолетний лед.^[2][7]

Вертикальный рост

Нисходящий рост сплошного льда в штиль определяется скоростью теплопередача, Q^*, на границе раздела лед-вода. Если предположить, что лед в тепловое равновесие как с самим собой, так и с его окружением, и что погодные условия известны, то мы можем определить Q^* путем решения следующего уравнения:

${\displaystyle hQ^{*}=k(T_{s}-T_{w})}$

за Т_s, температура поверхности. Температура воды, Т_ш, предполагается, что замораживание, а толщина льда час, считается известным, и мы можем аппроксимировать теплопроводность, k, как среднее значение по слоям (которые имеют разную соленость) или просто используйте значение для чистого льда. Чистый тепловой поток складывается из четырех компонентов:

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

которые представляют собой скрытые, ощутимые, длинноволновые и коротковолновые потоки соответственно. Для описания примерного параметризации, видеть определение поверхностного потока под толщина морского льда. Уравнение можно решить с помощью численного алгоритм поиска корней Такие как деление пополам: приведены функциональные зависимости от температуры поверхности, при этом е будучи равновесное давление пара.

В то время как Кокс и Уикс^[8]предположить тепловое равновесие, Тонбое^[9]использует более сложную термодинамическую модель, основанную на численное решение из уравнение теплопроводности. Это будет уместно, когда лед толстый или погодные условия быстро меняются.

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

${\displaystyle g={\frac {Q^{*}}{L\rho }}}$

куда L это скрытая теплота плавления для воды и ${\displaystyle \rho }$ плотность льда. Скорость роста, в свою очередь, определяет содержание соли в свежезамороженном льду. Эмпирические уравнения для определения начального улавливания рассола морским льдом были получены Коксом и Уиксом.^[8] и Накаво и Синха^[10]и принять вид:

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

куда S соленость льда, S₀ соленость исходной воды и ж является эмпирической функцией скорости роста льда, например:

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

куда грамм в см / с.^[10]

Содержание соли

Зависимость солености рассола от температуры

Отношение объема рассола к общей солености как функция температуры

Рассол, захваченный морским льдом, всегда будет при замерзании или близком к нему, поскольку любое его удаление приведет либо к замерзанию части воды в рассоле, либо к растоплению части окружающего льда. Таким образом, соленость рассола варьируется и может быть определена строго по температуре - см. депрессия точки замерзания. Рекомендации^[2][9] и^[11]содержат эмпирические формулы, связывающие температуру морского льда с соленостью рассола.

Относительный объем рассола, V_б, 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:

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

куда S соленость морского льда, S_б соленость рассола, ${\displaystyle \rho _{i}}$ - плотность льда и ${\displaystyle \rho _{b}}$ плотность рассола. Сравните с этой эмпирической формулой Улаби и др .:^[11]

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

куда Т температура льда в градусах Цельсия и S соленость льда в частей 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.^[8] приведите следующую формулу, определяющую соотношение общей солености льда между температурами, Т₁ и Т₂ куда Т₂ < Т₁:

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

куда c= 0,8 кг м⁻³ является постоянной величиной. По мере того, как лед проходит постоянные циклы нагревания и охлаждения, он становится все более пористый за счет выброса рассола и дренажа по образовавшимся каналам.

График зависимости объемной солености от толщины льда для кернов льда, взятых из моря Уэдделла. Предоставлено Hajo Eicken^[6]

На рисунке выше показан диаграмма рассеяния солености от толщины льда для кернов льда, взятых из Море Уэдделла, Антарктида, с экспоненциальной аппроксимацией вида, ${\displaystyle S=\exp(ah+b)}$, наложено, где час толщина льда и а и б являются константами.

Горизонтальное движение

Горизонтальное движение морского льда довольно сложно смоделировать, потому что лед - это неньютоновская жидкость.Морской лед будет деформироваться преимущественно при перелом точки, которые, в свою очередь, образуются в точках наибольшего стресс и самый низкий сила, или где соотношение между ними является максимальным. Толщина льда, соленость и пористость все повлияет 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 будут смещены на Кориолис эффекты - см., например, Спираль Экмана.

Смотрите также

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

Рекомендации

1. Г. Майкут; Т. Гренфелл и У. Уикс (1992). «Об оценке пространственных и временных изменений свойств льда в полярных океанах». Журнал морских систем. 3 (1–2): 41–72. Bibcode:1992JMS ..... 3 ... 41M. Дои:10.1016 / 0924-7963 (92) 90030-С.
2. У. Б. Такер; Д. К. Прерович; А. Дж. Гоу; У. Ф. Уикс; М. Р. Дринкуотер (ред.). Дистанционное микроволновое зондирование морского льда. Американский геофизический союз.
3. 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. Дои:10.1029 / 2006JC003702. ISSN  0148-0227.
4. 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. Дои:10.1029 / 2006JC004085.
5. 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 в холодных регионах. 49 (2): 170–177. Дои:10.1016 / j.coldregions.2007.03.005.
6. Хаджо Эйкен (1992). «Профили солености морского льда Антарктики: полевые данные и результаты моделирования». Журнал геофизических исследований. 97 (C10): 15545–15557. Bibcode:1992JGR .... 9715545E. Дои:10.1029 / 92JC01588.
7. М. Ванкоппенолле; К. М. Битц; Т. Фичефет (2007). «Летнее опреснение припайного льда в Пойнт-Барроу, Аляска: моделирование и наблюдения». Журнал геофизических исследований. 112 (C04022): C04022. Bibcode:2007JGRC..112.4022V. Дои:10.1029 / 2006JC003493.
8. Дж. Кокс и В. Уикс (1988). «Численное моделирование профильных свойств недеформированного однолетнего морского льда в период роста». Журнал геофизических исследований. 93 (C10): 12449–12460. Bibcode:1988JGR .... 9312449C. Дои:10.1029 / JC093iC10p12449.
9. 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 с морским льдом (Технический отчет). Институт физики окружающей среды Бременского университета. Контракт ESA / ESTEC № 21130/08 / NL / EL.
10. 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. Дои:10.1017 / S0022143000015409.
11. Ф. Т. Улаби; Р. К. Мур; А. К. Фунг, ред. (1986). Дистанционное микроволновое зондирование, активное и пассивное. Лондон, Англия: Эддисон Уэсли.