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 . Понимание процессов его 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 в 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 своего развития 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. ^{[1] [2]} 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. ^{[3] [4] [5]}

Одним из наиболее интересных процессов, происходящих в консолидированных ледяных пакетах, является изменение содержания соли . По мере замерзания льда большая часть соли выбрасывается и между кристаллами образуются высокосоленые включения рассола . С понижением температуры ледникового покрова размер рассолов уменьшается, а содержание соли увеличивается. Поскольку лед менее плотен , чем вода, увеличение давления приводит к выбросу части рассола как сверху, так и снизу, создавая характерный C-образный профиль солености однолетнего льда. ^[6] Рассол также будет стекать по вертикальным каналам, особенно в сезон таяния воды. Таким образом, многолетний лед имеет тенденцию иметь как меньшую соленость, так и меньшую плотность, чем однолетний лед. ^{[2] [7]} Эта разница связана, прежде всего, с более высокой объемной долей газа в двух- и многолетних льдах. ^[8]

Основными физическими процессами опреснения морского льда являются гравитационный дренаж и смыв поверхностных талых вод и талых прудов . ^[9] Зимой опреснение осуществляется в основном за счет гравитационного дренажа, а летом становится важным промывка. Гравитационный дренаж может быть вызван как атмосферным теплом, так и таянием дна из-за океанического тепла. ^[10] Типичная соленость однолетнего льда к концу зимнего сезона составляет 4-6, а типичная соленость многолетнего льда - 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 . ^[11]

Вертикальный рост

Рост консолидированного льда вниз в предположении отсутствия теплового потока из океана определяется скоростью кондуктивного теплового потока Q * ^на границе раздела лед-вода. Океанские тепловые потоки существенно различаются как в пространстве, так и во времени и вносят существенный вклад в летнее таяние морского льда и отсутствие морского льда в некоторых частях Северного Ледовитого океана. Если мы также предположим линейный профиль температуры внутри льда и отсутствие влияния теплового воздействия льда, мы можем определить поток скрытого тепла Q ^* , решив следующее уравнение:

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

где T _si — температура границы раздела снег-лёд, T _s — температура границы раздела воздух-снег, h _i и h _s — толщины льда и снега. Предполагается, что температура воды T _w равна нулю или близка к ней ( задача Стефана ). Мы можем аппроксимировать теплопроводность льда и снега 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:

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

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 .

В то время как Кокс и Уикс предполагают тепловое равновесие, ^[12] Тонбо использует более сложную термодинамическую модель, основанную на численном решении уравнения теплопроводности . ^[13] Это будет уместно, если лед толстый или погодные условия быстро меняются.

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

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

где L — скрытая теплота плавления воды, — плотность льда (для чистого льда). Для морского льда L — это эффективная скрытая теплота морского льда и плотность морского льда. Эти два параметра зависят от солености морского льда, температуры и объемной доли газа. Скорость роста морского льда, в свою очередь, определяет содержание соли во вновь замерзшем льду. Эмпирические уравнения для определения начального захвата рассола морским льдом были выведены Коксом и Уиксом ^[12] и Накаво и Синхой ^[14] и имеют вид: ${\displaystyle \rho }$ ${\displaystyle \rho }$

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

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

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

где g — см/с. ^[14]

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. ^{[15] [13] [2]}

Относительный объем рассола V _b определяется как доля рассола по отношению к общему объему. Он также сильно варьируется, однако его значение определить труднее, 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:

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

где S — соленость морского льда, S _b — соленость рассола, — плотность льда и — плотность рассола. Сравните с этой эмпирической формулой Франкенштейна и Гарнера: ^[15] ${\displaystyle \rho _{i}}$ ${\displaystyle \rho _{b}}$

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

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 T ₁ и T ₂ , где T ₂ < T ₁ : ^[12]

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

где c =0,8 кг·м ^-3 – константа. 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 ^[6]

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

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 .

Смотрите также

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

Рекомендации

1. Г. Майкут; Т. Гренфелл и В. Уикс (1992). «Об оценке пространственных и временных изменений свойств льда полярных океанов». Журнал морских систем . 3 (1–2): 41–72. Бибкод : 1992JMS.....3...41M. дои : 10.1016/0924-7963(92)90030-C.
2. У.Б. Такер; Д.К. Прерович; Эй Джей Гоу; Недели ВФ; М. Р. Дринкуотер (ред.). Дистанционное микроволновое зондирование морского льда . Американский геофизический союз.
3. Эн, Йенс К.; Хван, Бён Джун; Галли, Райан; Барбер, Дэвид Г. (1 мая 2007 г.). «Исследования новообразованного морского льда в полынье мыса Батерст: 1. Структурные, физические и оптические свойства». Журнал геофизических исследований . 112 (С5): C05002. Бибкод : 2007JGRC..112.5002E. дои : 10.1029/2006JC003702. ISSN  0148-0227.
4. Т. Максим и Т. Маркус (2008). «Толщина морского льда Антарктики и преобразование снега в лед на основе атмосферного реанализа и глубины пассивного микроволнового снежного покрова». Журнал геофизических исследований . 113 (C02S12). Бибкод : 2008JGRC..11302S12M. дои : 10.1029/2006JC004085 .
5. С. Тан; Д. Цинь; Дж. Рен; Дж. Канг и З. Ли (2007). «Структура, соленость и изотопный состав многолетнего припая во фьорде Нелла, Антарктида». Наука и технологии холодных регионов . 49 (2): 170–177. doi :10.1016/j.coldregions.2007.03.005.
6. Хаджо Эйкен (1992). «Профили солености морского льда Антарктики: полевые данные и результаты моделей». Журнал геофизических исследований . 97 (С10): 15545–15557. Бибкод : 1992JGR....9715545E. дои : 10.1029/92JC01588.
7. М. Ванкоппенолле; КМ Битц; Т. Фичефет (2007). «Летнее опреснение морского припая в Пойнт-Барроу, Аляска: моделирование и наблюдения». Журнал геофизических исследований . 112 (C04022): C04022. Бибкод : 2007JGRC..112.4022V. дои : 10.1029/2006JC003493.
8. Ван, К.; Лу, П.; Леппяранта, М.; Ченг, Б.; Чжан, Г.; Ли, З. (сентябрь 2020 г.). «Физические свойства летнего морского льда в тихоокеанском секторе Арктики в 2008–2018 гг.». Журнал геофизических исследований: Океаны . 125 (9). дои : 10.1029/2020JC016371. eISSN  2169-9291. ISSN  2169-9275. S2CID  225267189.
9. Нотц, Д., Ворстер, М.Г. (2008), «Измерения эволюции молодого морского льда на месте», Журнал геофизических исследований: Океаны , 113 , doi : 10.1029/2007JC004333, hdl : 11858/00-001M-0000 -0011-FA10-E
10. Гриванк, П.Дж., Нотц, Д. (2013), «Понимание динамики рассола и опреснения морского льда на основе одномерного модельного исследования гравитационного дренажа», Журнал геофизических исследований: Океаны , 118 (7): 3370–3386, doi : 10.1002/jgrc.20247, hdl : 11858/00-001M-0000-0014-69FD-7
11. Салганик, Э.; Кэтлейн, К.; Ланге, бакалавр; Матеро, И.; Лей, Р.; Фонг, А.А.; Фонс, Юго-Запад; Дивайн, Д.; Оггье, М.; Кастеллани, Дж.; Боццато, Д.; Чемберлен, Э.Дж.; Хоппе, CJM; Мюллер, О.; Гарднер, Дж.; Ринке, А.; Перейра, PS; Ульфсбо, А.; Марсей, К.; Вебстер, Массачусетс; Маус, С.; Хойланд, КВ; Гранског, Массачусетс (2023). «Временная эволюция подледных слоев талой воды и ложного дна и их влияние на летний баланс массы морского льда в Арктике». Элемента: Наука об антропоцене . 11 (1). дои : 10.1525/elementa.2022.00035 . HDL : 10037/30456 .
12. Г. Кокс и В. Уикс (1988). «Численное моделирование свойств профиля недеформированного однолетнего морского льда в период роста». Журнал геофизических исследований . 93 (С10): 12449–12460. Бибкод : 1988JGR....9312449C. дои : 10.1029/JC093iC10p12449.
13. Г. Хейгстер, С. Хендрикс, Л. Калешке, Н. Маасс, П. Миллс, Д. Стаммер, RT Тонбо и К. Хаас (2009). Радиометрия L-диапазона для исследований морского льда (технический отчет). Институт физики окружающей среды Бременского университета. Контракт ESA/ESTEC № 21130/08/NL/EL.{{cite tech report}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
14. М. Накаво и Н.К. Синха (1981). «Темпы роста и профиль солености однолетнего морского льда в высоких широтах Арктики». Журнал гляциологии . 27 (96): 315–330. Бибкод : 1981JGlac..27..315N. дои : 10.1017/S0022143000015409 .
15. Франкенштейн, Гюнтер; Гарнер, Роберт (1967). «Уравнения для определения объема рассола морского льда от -0,5 ° до -22,9 ° C». Журнал гляциологии . 6 (48): 943–944. дои : 10.1017/S0022143000020244 . eISSN  1727-5652. ISSN  0022-1430. S2CID  129064888.