海冰生长和融化
Maykut(1985,1986)、Weeks和Ackley(1986)、Parkinson等人(1987)、Barry等人(1993)和Wadhams(2000)对海冰生长和融化过程进行了综述。最初的冰在表面形成小的血小板和针状冰，称为碎冰。Frazil晶体的大小一般小于3-4毫米。持续冷却形成一种松散的破碎晶体，称为脂冰。在平静的条件下，破碎的晶体冻结在一起，形成一个坚固的，连续的冰层，厚度为1-10厘米。然而，在更典型的情况下，一个坚实的冰盖是抑制风引起的湍流水。风波浪在顺风处平流脆弱的冰，在障碍物(例如，现有的浮冰)前可以形成高达1米厚的堆积。
一旦被冰覆盖的面积超过30-40%，单个冰晶之间就会有足够的结合，从而大大降低它们的流动性，开始向固态冰盖过渡。在海洋中，这通常出现在向薄冰过渡的过程中，薄冰是由风和波浪作用形成的直径为0.3至3.0米的半固结冰泥的圆形团块。最初，冰保持在盐度调整后的附近水冻结点，巨大的湍流热量和长波辐射损失从表面导致快速形成冰。一旦冰凝固，它的温度就开始接近近地表空气的温度。额外的生长主要发生在底部的吸积。如第三章所述，潜在的热释放来自冰的生长代表着显著热源在冬季进入北极大气
大量的实地调查表明，年轻海冰的生长(例如<100厘米)与冰冻日数密切相关。这表示冰点与低于冰点的日平均气温之间的差值的绝对值，在一定时期内求和。许多经验公式已经被开发来表达这种关系(见Maykut, 1986)。以下是几个例子:
其中H为冰厚，0为冰冻度天数(°C / d)。虽然这些研究人员给出的公式是针对不同地点、不同气候和降雪条件的冰而开发的，但在0-100厘米冰厚度范围内的结果是相当相似的。raybet雷竞技最新
Maykut(1986)指出，年轻(薄)冰的厚度和温度之间的强关系可以解释为冰中的温度梯度基本上是线性的。在最简单的情况下，可以假设冰中的温度梯度是冰点处的温度差ocean-ice界面(在盐度调节的冰点处)和表面空气温度，除以冰厚度。如第5章所述，冰底部的生长(或消融)速率用的和表示海洋热通量(Fw)和通过冰的传导热通量(Ki d Ti/dz)。当它们的总和为负时，就会发生增长(吸积)。当它们的和为正时，就会发生消融。在假定温度梯度为线性的情况下，厚度立即响应表面热强迫的变化。
年轻冰的生长速率对H非常敏感，随着H的增加，冰中的温度梯度减小，生长速率减慢(假设表面和冰-海洋界面之间的温度差保持不变)。这是负反馈的一个很好的例子——尽管人们需要将热量通过冰传导到表面来形成冰，但冰的形成本身就抑制了它的进一步生成。回到第3章，在冬季，与冰的产生有关的向大气释放的热量主要发生在边缘冰区，大多数新冰在那里形成，这应该不足为奇。Anderson(1961)的观察表明，在H = 10 cm和H = 100 cm之间，生长速度几乎下降了一个数量级。显然，增长率取决于Fw的大小。如果海洋热通量变大，冰的生长就会减少。积雪也很重要。如果有一层雪，并规定穿过雪的导电通量与冰中的导电通量相等，则增长速度就会下降。这是因为有了雪，冰
H = 1.330058 (Lebedev, 1938) H2 + 5.1 H = 6.70 (Anderson,1961) H2 + 50 H = 80 (Zubov, 1945)
有效地厚。事实上，通过雪的传导往往比通过冰的传导效率低得多(表5.1)，导致增长率比我们的例子更低。
随着冰层变厚，厚度与冰冻天数(或气温)之间的关系减弱。年轻冰生长的经验公式往往只适用于大约100厘米。为了描述MYI或更厚的供参考指数的增长，人们必须放弃冰中线性温度梯度的想法。正如Maykut(1986)所讨论的，厚冰的增长在很大程度上取决于对季节性强迫的滞后响应。观测表明，在初夏，冰的底部可能发生吸积，而顶部则发生融化，其原因是夏季变暖没有渗透到冰的最低部分。相反，在10月份，当冰在引线上快速增长时，厚冰的厚度通常会由于底部的消融而减少，原因是秋季的冷却还没有影响到冰的最低部分。
Maykut和Untersteiner(1971)建立了第一个一般的冰热力学模型。他们的模型解释了温度梯度的非线性，这是由于对季节强迫的滞后响应，短波辐射穿透冰，以及积雪的存在。它还包含了对困在冰中的盐水袋的处理。冰的冷却导致盐水冻结，释放潜热并减缓冷却速度。温度升高导致盐水袋周围的冰融化，减缓变暖的速度。换句话说，盐水袋作为热缓冲器，可以减缓温度在两个方向上的变化(Maykut, 1986)。
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