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1975年的一天 图6.10底部消融在厚冰(仪表BB4-6)与模型(虚线)。b在假底高程变化网站相比,模型。模型参数(上市)都是相同的(改编自Notz et al . 2003。美国地球物理联盟许可) 厚冰消融,Zg = 0.6厘米,啊= 0.0058,啊/ ag) = 1.0 图6.10底部消融在厚冰(仪表BB4-6)与模型(虚线)。b在假底高程变化网站相比,模型。模型参数(上市)都是相同的(改编自Notz et al . 2003。美国地球物理联盟许可)  210 212 214 216 218 220 假底高程变化、Zg = 0.6厘米,啊= 0.0058,啊/ ag) = 1.0 214 216 1975年的一天 图6.11在图6.10中,但对于平等的热量和盐交换系数,选择保持现实的斯坦顿数 Ocean-To-lce热通量 Ocean-To-lce热通量
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210 212 214 216 218 220
x轴方向有效的总传热系数 x轴方向有效的总传热系数  假底面积分数 图6.12时间序列厚冰的热通量(深色阴影)和热通量成虚假的海洋底部(轻)。平均值,如右图所示。b总斯坦顿数的函数区域覆盖错误的底部和淡水(改编自Notz et al . 2003。同意美国地球物理学联合会)(见也彩色版207页) 假底面积分数 图6.12时间序列厚冰的热通量(深色阴影)和热通量成虚假的海洋底部(轻)。平均值,如右图所示。b总斯坦顿数的函数区域覆盖错误的底部和淡水(改编自Notz et al . 2003。同意美国地球物理学联合会)(见也彩色版207页) 在错误的底部,他们代表热源在夏天除了上面的海洋吸收太阳辐射渗透到混合层。取决于无处不在的假底部(或任何淡水或海水界面在冰上底面)在融化季节,他们可能产生重大影响的总IOBL和浮冰之间的热交换。一个有效的聚合斯坦顿数 {圣*)eS = pc Htotai / pcp =(1 -空军基地)(w ') 0 +空军基地(w 'T1) fb和空军基地是底面的面积分数由错误的底部或融水池塘,包括积极的和消极的通量结合厚冰(w 'Tand从虚假的底部((w)神奇动物)。它与假底面积增加迅速下降。AIDJEX仿真(圣*)eS几乎减半,如果面积分数接近3/10。 假底部和其他表现的冰下融化水质量平衡可能产生重大影响,甚至是力平衡,北极的包。Notz et al。(2003)报道估计假底面积分数从至少10% (Jeffries et al . 1995年)超过50%(1965年Hanson)。杰弗里斯等人表明,血小板在北极冰核他们起源的分析主要是从假底形成或“ice-pump”机制,这冰下熔体池可能比先前更普遍赞赏。我们的经验而部署的美女站在波弗特环流在1997年9月,是当我们钻夏末冰,我们经常遇到的多层液体融水薄冰层之间的点缀,暗示假底连续几个周期的形成和迁移。也有显著区别与早春期间建立hydroholes下降。在后者,通常可以提取冰,冰底干在10 - 15厘米,虽然在前,我们遇到了一个“水位”相对较高的在下面的冰列横向水运动似乎相对不受限制的(和冰做进一步挖掘更加困难)。多孔水位的概念,从表面向下迁移的冰从上面列变暖意味着任何既存的凹陷了冰层底面将装满淡水不管直接垂直连接到表面。 假底部影响一般冰反射反馈问题在两个重要方面。首先,他们可能会大大延迟的热量的传递从上层海洋浮冰减少效率(圣*),它允许上层海洋保持其热容量过去的时候太阳的角度是很高的。第二,随着淡水开始收集在融冰季节的早期在冰下的凹陷了,假底形成保护最薄的冰从接触海洋变暖上因此推迟公开开放的海水。的冰反射反馈是最有效的,当冰/上层海洋系统可以吸收太阳辐射有时接近夏至。两个假底这里描述机制倾向于延缓这种时机,因此可能代表一个重要的负反馈系统。常年包的一般变薄(Rothrock et al . 1999年)将意味着夏季变暖,假定向下迁移“水位”将达到冰基地在夏天早些时候,因此加强冰下的减轻影响熔体池和虚假的底部。 6.7冷冻是双扩散重要? Mellor et al。(1986)和斯蒂尔et al。(1989)显示,如果double-diffusive倾向继续冻结以同样的方式,他们显然影响融化,然后应该有重要的生产过冷水,因为热量会从上海洋中提取速度比盐会被注入。据推测,过冷的水要么原位成核并形成结块的冰晶通过IOBL分布在某种程度上,或将成核或多或少地在冰下面均匀,冰的厚度无关。斯蒂尔et al。(1989),使用交换参数推断从MIZEX测量,估计过冷和随后的冰针生产可能占一半的冰吸积薄(20厘米)冰30% 80 - 100厘米厚冰。 如果只有一个冰的厚度是,随着时间的推移是否也没什么大不了的形式从冻结的冰直接接口,或者通过吸积的冰针晶体的界面。然而,随着不同的冰厚度有一个潜在的有趣的皱纹。如果冰总产量的一个重要部分是形式的冰针晶体增长的类别在低端的厚度分布将低于否则,而厚冰将合生的更快。如果推迟薄冰的增长,其陡峭的温度梯度(负责大部分的总传热)将持续更长的时间,更多的整体传热的可能性的海洋。荷兰et al。(1997)研究了这种建模研究耦合上层海洋模型冰模型与八厚度类别。建议使用“three-equation”参数化McPhee et al。(1987),他们发现平衡年均冰层厚度增加了约10厘米,而相同的模型运行是相同的除了交换系数保持相等。在建模基础存在很大差异增大。 在北极的多年冰包,观测表明过冷和冰针生产广泛的冬天。通过检查在海冰薄片,区分是相对简单的柱状冰不断继续通过与水平c-axis取向和冻结,从冰针,用更多的随机取向。周,《(1986)报告说,冰针只占约5%的冰总量在北极浮冰和海冰快速两半球。发现主要在表面附近,产生初始冻结成冰。在南极,frazil-dominated结构更为常见,可能是由于强烈的海气相互作用巨大边际冰区域南大洋。例如,在大多数的威德尔环流季节性冰依然很薄,经常与双模厚度分布由海浪漂流。这样有利于冰针生产的条件。 虽然不常见,过冷水已经观察到在北极冰包。昂特斯坦纳和索姆费尔德(1964)报道过冷大约4可(即。,水温约为0.004 K温度低于冰点,依赖于盐度和压力)冰岛附近ARLIS 2(平顶冰山漂流)从测量水中邻浮冰。他们使用了微分温度测量技术,不需要精确的盐度的决心,一个重要的考虑因素。在这种情况下,过冷可能是归因于Foldvik描述的“ice-pump”效应和Kvinge(1974)和路易斯和珀金(1983)。在典型的浮冰,水冰混合IOBL会接触不同的压力,例如,脊龙骨压力10 dbar和超越。水的冻结温度的水平未变形的冰(说,2 dbar)将6可零上10 dbar。3冰泵发生在这个水融化冰在深度,从而实现冻结温度与压力有关,发生融化。当这个水上升后,冰形态,它将过冷相对于其原位压力,将存款冰遇到冰/水界面成核的网站。这样,冰可以通过厚度分布运输从厚到薄的类别。 The ice pump is especially effective under floating ice shelves where large基底融化附近的接地线是“存”海冰在终点站附近的高水平。 3我们使用联合国教科文组织公式的冰点海水从Millero(1978)据吉尔(1982),他指出,这个公式符合测量的精度±4可。 过冷的另一个可能的原因可以从微分混合产生的盐和热当有大型水平梯度温度和盐度。2007年测量的瞬态过冷事件在一个充满活力的潮流Fremansundet,斯瓦尔巴特群岛,暗示了这种机制。事件发生在不同的时间在两个不同级别之间的面前时略低于盐水从外面快速流水成冰的声音潮流。水两岸的面前在微k冻结,尽可能这样水流水声音有点温暖。我们解释瞬态事件(每个持续约一个小时)的热混合比盐更迅速,所以传入水质量跌破其冰点锋区。或许值得注意的是,斯瓦尔巴特群岛北部的过冷刘易斯和帕金(1983)报道了发生在一个地区的强劲水平梯度温度和盐度。 给出几种可能的来源的过冷和随后的冰针生产(但缺乏证据,它广泛出现在多年浮冰),有可能孤立地研究过冷与双扩散有关的假设机制冰快速增长期间在接口?我们走近这个问题如下。考虑海水薄冰的增长与下列条件下冻结:s_1 u * 0 = 5毫米,sw = 34个事业单位,Tw特遣部队(sw) = = - 1.865°C,向上的热传导的20 W m - 2在冰上列,对应于一个温度梯度的冰大约-10 K m -我们假设马夫= 7的要求。首先解决盐度的界面方程(6.9),没有双扩散,即。啊= = 0.0058(上面显示匹配斯坦顿数约束,圣* = 0.0057)。事业单位,在这种情况下,s0 = 34.067冰生长的速度每天约7毫米,盐度为7和假设下的冰,这产生一个盐度通量(w % = -1.96 x 10-6psu m年代一个向上的热流从0.4 w m - 2的水柱,这将是很难检测covari-ance测量。很容易确认(w = - m (w) 0,即。,从水中提取热量的速度必须保持水的冻结温度盐添加在表面。请注意,这些数量,以任何标准衡量都是极端的。 与相同条件下解决这个问题,除了我们现在让双扩散操作界面的控制体积水平用于假底仿真(啊= 0.0111;雷竞技csgo=啊/ 50,见图6.10)。s0 = 34.859,凝结增长显著减少每天约3.3毫米,现在热通量的水柱是10.7 w m - 2。这是容易衡量,这样的思想实验让我们相信,最好的办法找过冷的效果由于双扩散在冻结界面是通过测量向上的热流在水下面界面。 从这些考虑,我们设计了一个现场试验在一个相对固定冰提供的受控环境和温柔的潮流范Mijen峡湾,斯瓦尔巴特群岛。2001年3月,我们在光滑的冰快,占领了一个网站和安装仪器来测量冰的特点和湍流1 m以下冰/水界面(在媒体McPhee et al . 2008年)。温度剖面测量在该领域项目(图6.13)显示表面温度变化的影响(有
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图6.13冰温度资料三天快冰VanMijen峡湾,斯瓦尔巴特群岛(见也彩色版207页)
小雪),但显示较低的梯度10厘米左右的冰列显示向上热传导大约21 w m - 2。介绍湍流测量图6.14,平均湍流数据本根据的意思当前的速度1米以下每个下半场动荡实现接口。通过最小二乘回归原点很近的法律为水力光滑的边界墙(Hinze 1975)。 回归在图6.14 a和b行显示轻微的通量之间的相关性大小和当前的速度,但几乎无法区分从0 90%置信水平。总体状况没有太大的区别上面提到的例子中,测量热通量是仅略高于怎样才能保持好混合层接近冰点,因为它变得更咸。缺乏多海洋热通量在受控的环境中可能是最令人信服的证据,在冰冷的双扩散相对不重要,而融化。通过应用数值模型使用本地湍流闭合(第8章中描述)从VMF长期测量实验中,我们表明,交换系数必须接近统一在2001年VMF锻炼(新闻McPhee et al . 2008年)。 x 10 x 10
高频= pc < wT > U vs | | (SonTek集群) 高频= pc < wT > U vs | | (SonTek集群)  x 10” x 10”
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0.04 0.05 0.06 0.07 0.08 0.02 0.03 0.04 0.05 0.06 0.07 0.08 0.09 图6.14平均湍流测量VMF运动期间,根据潮汐流速扔进垃圾箱。误差线显示±标准差之一下半场动荡实现为每个垃圾箱。(一)摩擦速度。实线是一个最小二乘适合通过原点;墙的点划曲线就是法律水力光滑的表面。(b)湍流热通量。实线是热通量的最小二乘回归对当前速度;光限制的虚线是信心。(c)和b一样除了盐度通量 为什么冷冻过程应该从根本上不同于融化(double-diffusive而言影响IOBL)显然是由于这一事实吗凝固发生的进步的软层对流冰格内缓解了双重扩散趋势:看,例如,Wettlaufer et al。(1997), Notz(2005),和Feltham et al。(2006)。冰在融化过程中,水面下的观察是均匀光滑,撒盐的扩散晶格明显呈现一个完全不同的角色。 引用 我Barenblatt, g。:缩放、自相似性和中间渐近。剑桥大学 剑桥出版社,(1996)Feltham, d . L。昂特斯坦纳,N。Wettlaufer, j·S。糟糕,m·G。:海冰是糊状的层。 地球物理学。卷。33岁的L14501 (2006), doi: 10.1029/2006 GL026290 Foldvik, a Kvinge, T。:条件不稳定的海水在冰点。深海 Res, 21岁,160 - 174(1974)吉尔,a E。:硕士动力学。学术、纽约(1982) 汉森,a . M。:质量的研究预算的北极浮冰。j . Glaciol。41岁,701 - 709 (1965)Hinze, j . O。:湍流,第二版。纽约麦格劳-希尔(1975) 荷兰,M . M。,咖喱,j。施拉姆,j . L。:热力学的海冰厚度分布建模2。海冰与海洋相互作用。j .地球物理学。Res, 102, 23093 - 23107 (1997) Ikeda, M。:一个混合层的冰层融化的海冰的边际区域使用一维湍流闭合模式,j .地球物理学。Res, 91, 5054 - 5060 (1986)。Incropera,平安险和德维特,d . P。:传热传质原理,第二版。 Wiley, New York (1985) 杰弗里斯,m . O。施瓦兹,K。莫里斯,K。Veazey, a D。Krouse, h·R。库欣,S。:依据血小板在北极海冰冰吸积发展。j .地球物理学。Res。, 100 (C6), 1090510914 (1995) Josberger, e . G。:海冰融化的边际地带,j .地球物理学。Res, 88, 2841 - 2844(1983)刘易斯·e·l·帕金,r G。:过冷和北冰洋表面附近的能量交换。 j .地球物理学。Res, 88 (C12), 7681 - 7685 (1983) Maykut, g . a .昂特斯坦纳和N。:从一个依赖于时间的一些结果海冰的热力学模型。j .地球物理学。Res, 76, 1550 - 1575 (1971) Maykut, g。:在极地海洋冰介绍,报告APL-UW 8510,应用物理 实验室,华盛顿大学西雅图,佤邦(1985)McPhee, m·G。:湍流压力冰/海洋接口和底部表面水力粗糙在示巴漂移。j .地球物理学。Res, 107 (C10) 8037 (2002), doi: 10.1029/2000 jc000633 McPhee, m·G。Maykut, g。莫里森,j . H。:冰/上层海洋系统的动力学和热力学的边际格陵兰海的冰区域。j .地球物理学。Res, 92, 7017 - 7031 (1987) 麦克菲,m·G。菊池,T。莫里森,j . H。斯坦顿,t . P。:Ocean-to-ice热流在北极环境观测站。地球物理学。卷。,30 (24)2274 (2003),gl018580 doi: 10.1029/2003 麦克菲,m·G。莫里森,j . H。流行病学,F。:回顾热量和盐交换ice-ocean接口:海洋通量和建模考虑,j .地球物理学。Res, doi: 10.1029/2007 jc004383,新闻(2008)Mellor g . L。、McPhee m·G。斯蒂尔,M。:Ice-seawater湍流边界层相互作用或冻结融化。期刊。Oceanogr。,16岁,1829 - 1846 (1986)Millero, f·J。:冰点的海水,在:第八报告的联合委员会海洋表和标准、联合国教科文组织技术,Pap。3月科学。附件6号28日,联合国教科文组织巴黎(1978)Notz, D。: Thermodynamic and fluid-dynamical processes in sea ice. Ph. D. dissertation, Trinity College (2005) Notz D。、McPhee m·G。糟糕,m·G。Maykut, g。Schliinzen, k . H。Eicken, H。:水下冰演化对北极夏季海冰的影响。j .地球物理学。Res, 108 (C7) 3223 (2003), doi: 10.1029/2001 jc001173欧文,p·R·汤姆森和w·R。:在粗糙表面传热。j .流体机械。321334 (1963) 帕金森,c . l .和华盛顿,w . M。:一个大规模的海冰数值模型。j .地球物理学。 Res, 84, 311 - 337 (1979) Rothrock, d。Yu, Y。Maykut, g。:北极冰层变薄。地球物理学。卷。,26岁,3469 - 3472 (1999) 斯蒂尔,M。Mellor, g . L。,McPhee m·G。:角色的分子子层在海冰的融化或冻结。期刊。Oceanogr。昂特斯坦纳,19岁,139 - 147 (1989),n和索姆费尔德,R。:过冷水和底部地形的浮冰。J。 地球物理学。Res, 69, 1057 - 1062(1964)周,w . F .和Ackley, s F。:经济增长、结构和海冰的属性。昂特斯坦纳:n . (eds)。海冰的地球物理学,9 - 164页。纽约(1986)Wettlaufer充气,j·S。糟糕,m·G。于佩尔、h P。:自然对流在凝固的合金从上面应用海冰的进化,j .流体机械。、344、291 - 316 (1997) Yaglom, A . m .,就b。:一个粗略的墙之间的传热传质和湍流雷诺和沛克莱数字。j .流体机械。、62、601 - 623 (1974) 命名h我w0 wp w问 新鲜的 冰的增长率 Isostatically调整底部融化速率接口速度由于淡水渗流界面垂直速度(我们+ Wp)导热在冰上列除以卡式肺囊虫肺炎热导率冰热导率纯冰(2.04 J 1 KT1冰盐度 垂直温度梯度在冰 比例常数在昂特斯坦纳(1961)公式(0.117 J 1 熔化潜热盐水冰除以Cp潜热纯冰(335.5 kj公斤)湍流交换系数对热量和盐远场(混合层)温度、盐度温度、盐度在冰/水界面Tw - Sw - S0 基于摩擦速度雷诺数,表面粗糙度:u * oZo / v普朗特数v / vj施密特数,v / vs斯坦顿数 斯坦顿没有。基于u * o;体积传热系数的混合层温度从冻结 |
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