表面烧蚀
表面烧蚀表面雪或冰的删除一个网站。它发生在升华,融化,在当地范围内,wind-scouring。表面的融化是占主导地位的烧蚀机制对所有全球冰质量除了南极冰盖,气温过低产生大规模的融化。夏季表面融化发生在所有主要的北极和高山冰原。融化是有限的在室内和格陵兰冰盖的北部地区,但狭窄消融区存在在整个的冰盖边缘(Abdalati &史蒂芬,2001;板32.1)。表面的融化格陵兰岛南部和西南部的消融区广泛,每年几米。融化率高达10 myr-1发生在海上冰原在冰岛,斯瓦尔巴特群岛和北美西部(例如Bjornsson, 1979)。相似的年度融化率在中纬度高山冰川的消融区群众(例如在安第斯山脉、阿尔卑斯山脉和落基山脉)。
Bintanja的案例研究(本卷,33章)讨论了升华在南极洲的重要性,质量在哪里失去了通过表面直接升华和大气,足够有风条件下,升华的被风吹的雪。后一种情况可能是一种非常有效的消融机制在哪里可以得到表面松散的雪,风可以把雪在近地表边界层,这很快就会变得饱和,表面升华。格陵兰冰盖物质平衡的模拟表明,表面和飞雪升华可能造成高达15%的总从冰盖消融(盒et al ., 2004),这表明这些过程是同样重要的冰川质量平衡在北极地区。一个突出的问题是升华的净效果类似于风冲刷,为重新分配雪而不是从系统中删除它。
冰雪融化的物理理解;融化率m是由当地的表面能量平衡ps / ILm = Qv (1 - 1) + Qml Qh + Ql - Qc - QjrT + + Qp - Qr (4)
我在哪里pS /雪还是冰的密度,我是熔化潜热水,是地表反照率,Qv传入的太阳辐射,Qir ^和Qirt传入和传出的红外辐射,Qh和Ql明智的和潜热通量,QC是能源的通量进行了雪或冰,QP平流能量由降水,QR是平流能源与雪或冰融水从关联的表面。通量都有单位Wm-2定义和通量呈阳性传热的大气的雪/冰。因此QIRT, QC和QR是能量损失surface-atmosphere接口。潜热交换发生通过升华、沉积和表面水的蒸发在融化季节。的
2 s 2
dtdT
降水源项,QP,占热转移积雪和冰表面的雨水温度TP冷却到0°C
pw和连续波水的密度和比热容。降雨温度测量TP°C。
进一步阐述了能量平衡的条件可以在阿诺et al。(1996),克莱因(1997 a, b),标志着et al。(1999)。Klok & Oerlemans(2002)讨论能量平衡条件的空间变异性Morteratschgletscher在瑞士阿尔卑斯山和Denby et al。(2002)引入边界层的能量平衡模型模拟冰盖规模。案例研究和章在这卷布雷斯韦特,Klok和Bintanja提供进一步洞察能量平衡条件和冰雪消融的相对重要性。
方程(4)和(5)假设雪/冰表面是熔点,这样雪/冰表面所有可用的能源致力于融水生产。在大多数冰川环境中,然而,夜间辐射冷却会导致重新冻结和冷却的雪/冰表面在消融季节,导致重新冻结阻塞地表水和近地表积雪孔隙水。这个延迟的发生“新”融化,直到表面变暖的熔点和refrozen第二天水融化。如果存在重大refrozen水这种延迟会很大,延迟融化,直到几个小时后当地日出在冰雪表面。这种效应可以通过上面的QL术语中,包含但不是一般占因为它需要一个独立的参数化的自由表面的水。
在最寒冷的冰川环境(极地和极高的高度),整个消融积雪仍低于熔点的季节,积雪融水射进表面,它会再冰冻和释放潜热。这也发生在春天的高山积雪,限制数量的净质量损失通过径流、m,积雪能量平衡产生影响。这refreez-ing很难量化,适当治疗的过程需要两到三维造型的地表径流,积雪融水渗流,详细的垂直热力降雪和积雪的进化。常用的方法在冰原的造型大致估计总数的一小部分融化凝结,订单的60%的冰原聚集区。重新冻结总数量少得多在消融区或高山的设置,2 - 5%的订单(Johannesson et al ., 1995)。
詹森的研究& Huybrechts(2000)探讨了重新冻结过程的显式建模在格陵兰岛,认为差异的假设60%重新冻结只有轻微影响建模质量平衡。重新冻结的程度,但是,在不同的气候和地形设置会有所不同,以及暂时融冰季节期间,所以基于物理模型的过程显然是更可取的应用程序在不同的环境中(如冰盖消融区与积累;极地和中纬度地区;陡峭,在冰川网点和坡度叶)。内部积雪热力学模型是发达的雪崩,海冰和snow-hydrology研究,有望成为glacier-climate造型的标准。raybet雷竞技最新除了改善融水重新冻结的表示,内部积雪热力学和水文模型将允许考虑重要的能量平衡方程(4)反馈,包括热动力学显式的造型内部热量通过降水、QC传导,对流热传输QP,融水热传输,QR。所有这三个术语better-quantified体积而不是表面的过程。
表面融化的控制是服从现场测量,使他们很容易理解,但他们很难量化空间分布模型由于其依赖当地的气象条件。的湍流热通量QH QL,例如,由当地的风、湿度、表面粗糙度特性,表现出巨大的时空变异性。其他进程如反射率演化和积雪水文空间复杂和难以量化的大型模型。
气象数据需求和管理过程的空间变异性,很难严格的申请能量平衡模型造型表面融化的冰盖模型。总值但驯良的简化,温度指数模型是广泛用于估计表面融化(例如Huybrechts et al ., 1991;Johannesson et al ., 1995)。这些模型利用辐射的观测,空气温度是一个强大的指标和明智的热能用于融化,随着时间的推移和参数化融水代间隔t m (t)的积极度日子,PDD (t) m (t) = dS /我PDD (t)
在dS /我是雪或冰的融化温度单位因素,一个不同的经验决定系数冰雪来反映高反照率的雪。温度单位因素单位米水当量融生产每°C。PDD是衡量综合热能超过熔点在感兴趣的时间间隔。表面融化估计从方程(6)方便因为温度(因此,PDD)是唯一管理气象变量和相对适合空间内插或外推法。从气候模型温度场或测量指向自动气象站可以通过应用raybet雷竞技最新程序分布在景观的大气温度直减率(例如Giorgi et al ., 2003)。
在冰川和冰原的造型,十年间的千禧年的时间尺度感兴趣的,按月或年平均温度是通过温度指数模型应用于估计每年净融化。在月度温度场,用于计算PDDm每月平均温度(布雷斯韦特&奥尔森,1989;布雷斯韦特,1995),
J T实验
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其中t是月天,sm的长度在月度温度标准差,在方程(1)。气温的统计分布的主要目的是捕获关键每日温度最大值对融水的影响生产。
如果年平均气候学,使用Reeh(1991)正弦函数方程(2)和(3),净年度PDD计算
dtdT
月度或年度PDD先对今年的积雪融化,。一旦没有剩余年度的雪积累,假设融化渗透到上一年的粒雪或冰表面,和剩余能量指向冰融化融化(cf。Marshall &克拉克,1999)。温度单位因素dS /我在冰原最常用的造型从格陵兰冰盖的研究(例如布雷斯韦特&张,2000),尽管它是意识到这些值可能不适合非常不同的中纬度和辐射机制热带的冰川。即使在格陵兰岛,不同的温度单位因素比出现在不同的地理领域的冰盖(B0ggild et al ., 1996;Lefebre et al ., 2002),这可能与当地的气象条件和雪/冰表面性质(反照率、粗糙度)。
改善snow-hydrology的技术步骤和在冰层融化速度的计算模型是触手可及,和更多的基于物理过程模型很可能会成为冰河学建模标准在未来几年。这个进步将驱动部分由当前努力改善复杂的大气和冰盖模型之间的耦合。应该有可能走向更多的物理能量平衡的方法,包括雪水文,遵循类似的大气环流模式的发展对当今季节性积雪(AGCM)模拟进化(例如Marshall & Oglesby, 1994;杨et al ., 1999)。
基于一个中间步骤的目标更多的身体融化模型没有禁止性的数据要求,包括太阳辐射的影响在炎热指数模型(例如Cazorzi & Dalla丰塔纳,1996;典当,1999)。这可以通过参数化的形式m = dS /我PDD + fS / (l 9 t) Q
m = dS /我[PDD + f (t) l, 9日QV
QV传入的太阳辐射和fS /我(1 9 t)是一个辐射指数雪/冰融化。时空上的变量是允许改变表面反照率参数化的影响(例如谢伊et al .,出版社)。
这种关系可以通过野外观察校准经验,它比纯粹的温度指数模型具有重要的优势。特别是,将传入的太阳辐射允许纬度和时间的影响(一天的长度,太阳能天顶效应),以及地形的影响(材质方面)显式地、客观地建立到融化模型中。分布式造型,空间估计需要的变量在一个更大的区域,而不是服从监控、典当(1999)潜在的直接太阳辐射用于QV,用一元回归方程形式的方程(9 b)。潜在的直接辐射可以计算出任何地点和时间,通过数字高程模型与阴影效应合并(民主党);纯粹的几何和易于实现的关系。
因为它是表面辐射(而不是潜在的直接辐射)重要的冰雪融化,需要额外的数据申请辐射温度融化模型广泛的地区,包括参数化的直接辐射和扩散与大气透射率,其中包括不同云量的重要影响。给予足够的见解关于实际气象条件或统计云分布在一个地区,辐射指数fS /我(1 9 t)可以更复杂的参数化云层的影响以及反照率的变化。这个尚未尝试glacier-climate造型,但它是一个有前途的大道去追求,直到一个raybet雷竞技最新完整的能量平衡变得实用。基于统计的见解和地区季节性云条件可以来自气候模型对地区级的核,或者他们可以更多地基于本地/地区降水率。raybet雷竞技最新
32.2.3海洋消融
在当今的南极洲,占主导地位的冰盖消融机制冰山崩解和基底融化下浮动冰架,空气温度太冷表面的融化在大多数的大陆。冰架的控制损耗通过崩解和量化subshelf融化是复杂的,并不好。崩解包括断裂生成和传播过程和被认为是依赖冰层厚度和抗拉强度(因此温度),水的深度,潮汐迫使沿海/湾几何和冰的通量跨接地线。也似乎与春夏气温关系密切,通过夏季融冰期的程度(Doake &沃恩,1991;沃恩& Doake, 1996)。Scambos et al。(2000)证明水裂隙的作用削弱整体冰架的能力,通过强迫的垂直裂纹扩展。
融化冰架之下也难以量化,是空间变量,从厘米每年每年几米。基底下吸积发生一些南极冰架。熔体(或吸积)利率是由海水控制温度、密度和subshelf深度测量法,许多相关的空间变异性对流细胞在subshelf水域(Jacobs et al ., 1992年,1996年;詹金斯et al ., 1997)。
冰架排水格陵兰冰盖和北极冰原在加拿大和俄罗斯是适度的规模相对于南极同行,但以类似的方式,大型平顶冰山崩解。提供其他海洋网点的格陵兰冰盖和北极群岛更类似于潮水山谷冰川、冰解块状冰山漂浮的冰舌或海洋接地线。断裂传播仍然是主要控制在崩解过程在这种情况下,但内陆的通量冰跨接地线的主要因素或崩解率。大约50%的总消融被认为发生在格陵兰岛冰山崩解(帕特森,1994)。最近的干涉研究在格陵兰北部冰架表明基底融化冰架之下是一个重要的烧蚀机制在格陵兰北部(2000年里格诺特et al ., 1997),与推断融化率高达20 myr-1。
目前的大陆冰盖模型没有技术能力的显式表示流程的冰山的崩离率,冰架分手和subshelf融化。每种情况的管理机制有一个比现在更好的规模模型分辨率(ca。20公里),和管理物理崩解和冰架分手并不完全理解,可能不是确定的。显式建模的冰架基底融化需要与对地区级的核海洋耦合模型(例如Hellmer & Olbers, 1989;贝克曼et al ., 1999)。这是技术上可行但尚未造成冰盖造型社区的尝试。
从造型的冰盖物质平衡的角度来看,它可以提供足够的许多研究忽视的细节海洋冰消融并接受所有穿过接地冰线ablates-the机制是不重要的。为一阶的冰盖重建这可能是可接受的,它本质上是有效的,如果一个不感兴趣的详细时间冰损失在沿海地区,随着海洋冰消融机制上面讨论将有效地处理跨接地线的时间框架内年世纪。然而,海洋消融过程变得非常重要的细节问题marine-triggered冰盖不稳定(如。潮水冰川或冰架坍塌)。因此这是不确定性的一个重要领域的十年,世纪预测南极西部冰原的应对气候变化,海洋变暖和海平面变化。raybet雷竞技最新
Zweck & Huybrechts(2003)给出一个总结当前的方法描绘海洋大陆冰层的消融机制模型。在最简单的治疗方法,所有冰跨接地线或一个预定义的等深线(例如400米水深)仅仅是删除。Zweck现代水深和Huybrechts引入一个轻微的变化控制,允许时变水深对产犊率的控制。这建立在水深和海平面影响海洋冰程度。其他研究参数化崩解损失,mC,水深的函数,冰厚度和冰的温度,代表冰强度/刚度(如马歇尔et al ., 2000):
真相;海洋环流的影响,空气温度(crevasse-forced断裂传播)和海洋湾的几何不捕获。菲et al .(1997)探讨崩解参数化上面类似,但包括显式处理裂缝延伸。Highresolution冰架的物理模型,包括冰架变形(纵向应力/应变和横向剪切应力)能更好地模拟这些过程和控制(MacAyeal et al ., 1995)。这些模型是很难与内陆冰模型,和周密的冰架模型尚未与大陆冰盖模型耦合。这个技术步骤迫在眉睫,然而,相当大的进展集中在南极西部冰盖(佩恩,1998;Hulbe & MacAyeal, 1999)。
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