湖泊冰的形成

湖水温度结构的年度演变是湖泊冰盖形成的背景。在大多数湖泊在夏季，一层密度较低的温水位于其下较冷的水之上。夏末，随着气温的下降，表层开始冷却。当它冷却并达到与下面的水相同的密度后，水柱就变成等温的(即，在所有深度都有相同的温度)。随着进一步冷却，顶部的水密度变得更大，并与下面的水混合，因此湖水继续保持等温，但温度越来越低。这一过程一直持续到温度降至最高温度为止水的密度(约4°C，或39°F)。进一步的冷却会导致水分子之间的空间扩大，这样水的密度就会降低。

这种密度的变化往往会形成一种新的分层热结构，这次是更冷、更轻的水覆盖在更热、密度更大的水之上。如果没有风或水流将水混合，顶层将冷却到冰点(0°C或32T)。一旦到达冰点，进一步冷却将导致表面结冰。这层冰会有效地阻止上面的冷空气和下面的温水之间的能量交换;因此，表面的冷却将继续，但是，不是降低下面的水的温度，热损失将表现为冰的产生。

上面所概述的简单逻辑表明，在冬季，湖泊中某些深度的水将始终保持在4°C(39°F)，这是密度最大的温度，事实上，在受风保护的较小的湖泊中通常是这种情况。然而，更常见的情况是，当水柱冷却到4°C以下时，风继续混合，从而克服了向密度分层．例如，在4至0°C(39至32T)之间，密度差可能仅为0.13千克/立方米(3.5盎司/立方码)。最终，冷空气温度、辐射损失和低风的某种特殊组合使第一个冰盖形成并足够厚，以承受可能将其打破的风力。因此，即使在公平深湖冰下的水温通常低于

随着气温下降，湖泊开始从上到下结冰。在较深的地方，水往往保持液态，受到表面冰层的保护而不结冰。Shutterstock.com

4°C，通常更接近于0°C。初始冰形成时的温度可能每年都有所不同，这取决于在形成和稳定第一个初始覆盖层的条件合适之前发生了多少冷却。在一些大湖，如北美的伊利湖，风的影响非常大，以至于整个湖上很少形成稳定的冰层，整个冬天的水温都非常接近零度。

冰晶成核

在冰形成之前，水必须过冷才能形成冰晶。均匀成核(不受外来颗粒影响)发生在远低于冰点的温度下，在水体中观察不到这种温度。非均相成核(从外来粒子表面开始成核)的温度取决于粒子的性质，但一般在冰点以下几度。同样，这种程度的过冷在大多数天然水域中都没有观察到，尽管一些研究人员认为，在高热量损失率下，薄的表层水可能会达到这种过冷。然而，在一个冰粒上开始成核只会在轻微过冷的情况下发生，一般认为起源于水面以上的冰粒是湖泊表面开始结冰的原因。

一旦有了冰，进一步的形成就取决于晶体生长的速度。这可能很快。在寒冷、宁静的夜晚，当湖水冷却到冰点，然后表面略微过冷时，就可能看到冰晶在湖面上迅速蔓延。通常情况下，这种初始冰形成的形式是这样的，晶体c轴是垂直方向的，与通常的水平方向的c轴形成对比，后来的增厚。在理想条件下，这些第一批晶体可能有一米(约三英尺)或更大的尺寸。由这种晶体组成的冰盖将呈现黑色和非常透明。

风混合的影响

如果湖面暴露在风中，水面上最初的冰晶会被风对水面附近的水的搅动作用所混合，并形成一层小晶体。这一层将减少混合，由许多小晶体组成的第一个冰盖将形成。无论它是由大晶体或小晶体组成，冰盖可能会反复形成、消散和重新形成，直到它变得足够厚，足以承受后来的风的影响。在较大的湖泊上，如果风阻止了稳定的冰盖最初形成，就会形成大的浮冰，当这些浮冰冻结在一起时，冰盖最终会稳定下来，有时会形成大的冰脊和冰堆。冰脊的水下吃水通常是其水面高度的几倍。如果它们被风吹来吹去，它们可能会在较浅的地区冲刷海底。在某些情况下，特别是在稳定的冰盖形成之前，风的混合可能足以乘火车冰粒和过冷水深入到相当深的地方。在这种情况下，几十米深的进水口被冰堵住了。

增长率

一旦湖面上形成了最初的一层冰，进一步的生长就会以相应的速度进行能量被转移从冰层的底部表面到上面的空气。因为在标准大气压下，水和冰的边界是0°C(32°F)，所以底部表面总是在冰点。如果没有显著性热的流动从下面的水到冰，就像通常的情况一样，所有通过冰层的热量损失都会导致底部的冰生长。通过冰的热量损失是通过传导发生的;指定^在图中,它是冰的热导率成正比(ki)和温差的底部和顶部表面冰(Tm - Ts),冰的厚度成反比(h)。热损失上方的空气(还指定发生的各种流程,包括辐射和对流,但它可能是大约的体积特征传递系数(h)次表面之间的区别

冰的温度和空气的温度(t - Ta)。

(实际上，冰层的上表面并不在空气温度，而是在空气温度和冰点之间的某个地方。确切的数据很少，但幸运的是，分析不需要顶部表面温度Ts。)

假设流经冰的热流等于热流从冰的表面向空气上方，可形成以下冰的增厚公式:

在这个公式中，h是冰的厚度，T是

' a空气温度，Tm是冰点，k是冰的导热系数(2.24瓦特每米开尔文)，π是冰的密度(916公斤每立方米[57磅每立方英尺])，L是聚变潜热(3.34 x 105焦耳/千克)，t是从初始冰形成开始的时间。体积传递系数的确切值(H.)

Ia取决于能量预算的各个组成部分，但它通常在每平方米开尔文10到30瓦之间。较高的数值与有风的条件有关，较低的数值与无风的条件有关，但是，由于没有其他信息，20瓦特每平方米开尔文的数值与冰生长的数据非常吻合。这个公式在预测冰盖薄时特别有用。冰盖的第一次增长速度与自形成以来的时间成正比;然而，当冰变厚时，顶部表面的温度更接近空气温度，并且增长速度与时间的平方根成正比。

如果在冰面上有一层雪，它就会提供一个阻力，防止热量从冰面底部流向上面的空气。在这种情况下，增量增稠率(即增量时间段[dt]内的增量增稠[dh])可由下式预测:

现在带导热系数的冰厚度在哪里

I为k，且为具有热导率的雪厚k。的雪的导热系数取决于它的密度。在更高的密度下，它更大，在密度为200至500千克/立方米(12至31磅/立方英尺)时，范围分别为0.1至0.5瓦特/米开尔文

冰结构的变化

当积雪的重量足以超过支撑它的冰的浮力时，通常冰就会被淹没，水就会从冰的裂缝中流过，使雪饱和，然后结冰。这种冰的生长方式与上面分析的不同，但很常见，这样形成的冰被称为雪冰。在典型的雪密度下，一层约为支撑冰厚度一半的雪就会导致雪的形成冰层。

当冰变厚时，具有水平c轴方向的晶体倾向于楔出相邻的具有垂直c轴方向的晶体，因此直径随着深度的增加而变大。所得到的结构是相邻的单晶柱状结构之一，称为柱状冰。当切割一块非常薄的冰，并通过交叉的偏光片进行光检查时，可以清楚地看到晶体结构。

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随着周围空气和液态水的温度升高，以固态冰形式隔离的水又恢复到液态。在微观层面上，这种逆转通过变薄和腐烂发生。湖泊表面的大量融化受到湖泊与海岸线的关系、河流的温水以及它能吸收的太阳辐射量的影响。

变薄和腐烂

在春天，当平均日气温上升到冰点以上时，冰开始衰变。在这期间有两个过程是活跃的，一个是体积变薄，另一个是边界处的冰晶颗粒变坏。冰层变薄是由热量传递和顶部或底部表面的融化(或两者兼而有之)引起的。退化，有时被称为腐烂或蜡烛，因为退化的冰晶类似于紧密排列的蜡烛，是由太阳辐射吸收引起的。当来自太阳的能量使冰变暖时，冰从晶界处开始融化，因为那里的熔点被冻结过程中聚集在晶粒之间的杂质所降低。

腐烂可能从底部开始，也可能从顶部开始，这取决于特定的热条件，但最终整个厚度的冰都腐烂了。这大大降低了冰的强度，因此腐烂的冰只能承受固体的、未腐烂的冰所能承受的载荷的一小部分。变薄和变质可能同时发生或相互独立，因此有时冰变薄而没有内部变质，有时冰内部变质而很少或没有整体变薄。然而，这两个过程通常发生在冰盖最终破裂之前。

变质的冰具有灰色的斑点状外观，看起来已经腐烂。因为腐烂只通过吸收太阳辐射发生，所以只在白天进行。此外，雪或雪冰的存在，要么能反射大部分太阳辐射，要么能在一层薄层中迅速吸收太阳辐射，从而防止下面的冰腐烂，直到雪完全融化。

融化

湖冰的融化通常首先发生在海岸线附近或河口附近。在这些与流入的温水接触的地方，冰融化的速度比在中心湖的地方要快，在中心湖的大部分融化是由冰川融化造成的热的传递来自大气。对主要冰盖变薄速度的估计通常基于一种温度指数法，这种方法将一个系数应用于冰点以上的空气温度。

冰下的水温通常在结冰时达到最低，然后在整个冬天逐渐变暖。气候变暖的原因是吸收了穿透冰层的太阳辐射，释放了去年夏天储存在底部沉积物中的热量，以及温暖的海水流入。在深湖，这种变暖是轻微的，而在浅水湖泊可能达到几度。春天，冰面上的雪融化后，更多的太阳辐射会穿透冰层，因此可能会发生明显的变暖。温水的混合

融化季节结束时，湖冰迅速消融，原因是冰的变质。在大多数湖泊上，冰层最终清理的时间每年都非常一致，通常与长期平均清理日期相差不到一周。

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