比势能
水的特殊性质之一是它的抗相变性。在0°C融化1克冰需要334 J，这是一个巨大的能量。在一般物质中，只有氨的比焓(潜热)．冰从固体相直接转化为蒸汽相是一个更大的能量吸收;冰在0°C的升华需要2834 J g-1。蒸发或升华所消耗的能量是不可用的融化的雪还有冰，这个过程限制了消融干旱的环境(例如，热带山区的高海拔地区和南极东部高原)。
水分子体积小，氢键强，缩短了分子间的距离，使得水的相变比焓高。一个水分子也与四个相邻的水分子形成氢键，这与其他具有氢键的化合物(如甲醇)不同。强的分子间键和稳定的四面体结构使水分子难以分离。这也使水的凝固点和沸点温度异常高。
使液态水变暖或变冷也需要大量的能量。水的比热容在0°C和标准大气压下为4.218 J g-1°C-1:在常见液体中再次仅次于氨。冰的热容量大约是这个的一半;雪和冰比较少热惰性比液态水的温度高，但它们仍然需要大量的能量来加热或冷却。对于0°c的冰，推荐文献值为2.05-2.13 J g-1°c -1。纯冰的热容随着温度的升高而略有增加，这一效应可以通过线性参数化来近似描述，
C = 2.115 + 0.008T J g-1°C-1， (2.1)
其中T是冰的温度以摄氏度为单位。这使ci = 1.955 J g-1°C-1在-20°C。雪的数值是类似的，尽管体积热容，(rc)s，由于低要小得多雪的密度．
寒冷的积雪推迟了融化季节的开始，因为雪必须先加热到0°C才能融化。这个过程被称为积雪。成熟，或者等温积雪的发展。在大多数情况下，所涉及的能量相对较小潜在的能量这是融雪所必需的。考虑1米深的积雪，平均温度为-10°C，密度为300kg m-3，热容量为2.09 J g-1°C-1。当净能量通量为200 W m-2时，需要8.7小时才能将积雪层加热到熔点。同样的能量会融化0.018米水当量(w.e)，这只是融化积雪所需能量的一小部分。中纬度冰川每年融化数米，相当于水，所以冬季积雪的早季变暖只是能量预算的一小部分。但在高纬度和海拔地区(如格陵兰岛和南极洲内陆)，情况并非如此。在这些地区，能量有限，冷积雪的热惯性有助于抑制融水的形成和径流。
在海冰中，液态盐水含量还有其他影响，通常通过构造有效比热容来描述。比热容的传统定义，如前所述，是指改变材料温度所需的每单位质量的能量，假设没有相变发生。有效热容包括相变潜能，可以伴随材料温度的变化;这对海冰来说是必要的，因为盐含量降低了熔点温度，为海冰的融化/冻结提供了一个过渡区，而不是在0°C时发生突然的相变。从理论上考虑，海冰的有效比热容，csl = ci + mL S/T 2 J g-1°C-1， (2.2)
其中m = 0.054°C pt-1是水的冰点下降作为盐度的函数，S是盐度千分率， Lf为纯水的聚变潜热。这个方程避免了T " 0°C时的奇点，因为假设S >为0，到那时所有的海冰都已经融化了。当S = 0时，csi = ci。当T = -10°C, S = 10 ppt时，csi = 2.037 J g-1°C-1。随着温度的升高，更多的能量被输送到相变(潜热)，有效热容增大(例如，当T = -2℃，S = 10 ppt时，csi = 2.144 J g-1°C-1)。
有效热容量的概念，结合了加热冰所需的能量和与融化焓相关的能量(在这个例子中)，对于任何在0°C时相变不会突然发生的系统的建模都是实用的。富含粘土的土壤结冰情况类似;细颗粒的表面张力效应会在远低于0°C的温度下产生自由水，因此有效热容量也可以用于模拟土壤中的冻结锋传播。
永久冻土和冰川冰中的杂质浓度通常比海水中的杂质浓度低得多，但它们仍然会使冰点略有降低。压力对水的冰点产生了另一种有趣的影响。淡水冰在标准大气压下0°C形成，但在较高的静水压力或岩石静压力下，如在地下、冰下和海洋环境中发现的，它能抵抗冻结。的克劳修斯——克拉珀龙方程关系式描述了纯水的凝固点下降是压力的函数，
2 t TAa
其中T是绝对温度，a是比体积(密度的倒数)。Da是与水到冰的相变相关的比容变化量。0°C时，式(2.3)给出9T/9P = 0.074°C MPa1。例如，覆盖层压力使1公里沉积物下纯冰的冰点变为-1.8°C平均密度2500公斤m-3。在较低的温度下，这种效应略有下降。Pressure-melting冰川冰的影响更大，在冰川冰的间隙和粒间孔隙空间中通常含有空气、水和杂质。在含空气饱和的水中，9T/9P = 0.098°C MPa-1。因为冰川中含有溶气气泡，这为冰川的冰点下降提供了更好的估计。这相当于8.8 x 10-4°C m-1冰的密度917公斤m-3，在200米和4公里的冰层下，压力熔点为-0.18°C和-3.53°C。
这种冰点下降对冰川或冰原底部的融水或与海洋接触的冰川冰有微妙但重要的影响。冰川中从厚冰区流向薄冰区的融水会过冷，并在较薄的冰的底部结冰。同样，浮动冰架底部的冰可能比周围海水更冷，也可能比周围海水更冷，这取决于冰架的厚度。结合复杂子架海洋环流模式，这就给出了冰架地区受到高速率的变化基底融化而其他冰架地区则经历了基础吸积(冻结)。
热导率
热导率可能是冰雪最有趣和最重要的热力学参数。由于其丰富的空气空间，雪是一种极好的天然绝缘体。只需要几分米的积雪就能将地下的地面或冰与大气温度隔离开来。这对永久冻土、淡水冰和海冰的生长和厚度起着至关重要的作用。厚厚的积雪限制了下面冰层的厚度。
文献估计纯冰在0°C时的热导率在2.0 ~ 2.4 W m-1°C-1之间。一般采用2.1 W m-1°C-1的值。随着温度的降低，导热系数略有增加。这可以近似为与dki/dT的线性关系。-0.01 W m-1°C-2。Pringle等人(2007)建议参数化ki(T) = 2.11 - 0.011T W m-1°C-1， (2.4)
温度单位是摄氏度。Cuffey和paterson(2010)推荐了一个指数关系，k(T) = 2.072 exp(-0.0057T) W m-1°C-1， (2.5)
温度仍然以摄氏度为单位。
在雪内部，温度对热导率也有影响(因为雪是由冰晶组成的)，以及雪的质地和微观结构的复杂影响。的值没有单一的值雪的导热系数，但对该参数的主要影响是体孔隙度或密度。Sturm等人(1997)回顾了文献中几种不同的参数化，并推荐了以下经验关系:
K f0.023+0.234ps> ps<0.156gcm- 3,1
(0.138 - 1.01 ps + 3.233 p > 0.156 < p < 0.6 g cm-31”()。
在哪里雪密度单位是克每立方厘米。这为季节性雪的典型密度提供了0.03至0.70 W m-1°C-1的范围。新鲜的,干雪具有低得多的值(表2.1)，而圆形颗粒、密集的风板和液态水含量促进了密集的雪和与水相似的热导率。当雪从冷山变成冰，导热性继续增加到与其他固体(如矿物土壤和岩石)相似的值。
在海冰中，盐水含量增加了传热的难度。盐水袋降低了热导率。文献中又出现了大量的参数化，通常是这种形式
S和T在哪盐度和温度以ppt (%o)和摄氏度为单位，pi是纯冰的密度，psi是海冰的密度。引入密度比来捕捉充满空气的孔隙空间的影响，这降低了相对于纯冰的热导率。b的文献值在0.09-0.12 W m- 1pt -1范围内。对于T = -2°C和S =10 ppt的情况，b = 0.09 W m-1 ppt-1得到ksi = 1.68pjp, W m-1°C-1。在-10°C和S = 10 ppt时，该值增加到ksi = 2.13 pjpi W m-1°C-1。
热导率是传热的主要参数，但热扩散也取决于材料的密度和比热容。的热扩散率， k = k/(pcp)，决定了大气温度信号穿透冰雪的深度和速率。典型数值见表2.1。在季节性积雪中，每天的温度信号(白天的变暖和变冷)可以穿透几十厘米。冰川、冰原和永久冻土的年度温度循环扩散深度约为10米。
向冰雪的热传递不是一个纯粹的扩散现象。也可能有来自风抽(通风)的热平流，来自渗透到积雪中的降雨和融水，以及来自由垂直蒸汽压梯度驱动的积雪中的蒸汽扩散。在浮冰和土壤中，毛细压力也会导致水向上流动。液态水渗透到寒冷的积雪中会重新冻结，第二章
穿过积雪的蒸汽会沉积下来。这两种传质过程都会释放潜热，使积雪变暖。这是冰川环境中成熟过程的重要组成部分:它可以使年平均表面温度比地球温度高几度年平均气温．
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