冰雪反照率

raybet雷竞技最新气候科学家不直接感兴趣的雪反射的光谱反射率,而是全球传入的太阳辐射。幽灵似地集成反射所描述的反照率,这是传入的比值反映了全球短波辐射。积雪反照率不仅取决于类型,但是

图2.18。烟尘浓度对反射率的影响(从沃伦和Wiscombe 1980,版权1980美国气象协会)。

入射辐射的光谱分布。在大型白雪覆盖的地区,反照率也取决于植被和表面粗糙度。

雪花类型在反照率的影响

对于一个给定的入射太阳辐射的光谱分布,均匀的反照率足够深的雪雪层主要取决于质量,即对其类型及其杂质含量。因为颗粒和杂质含量通常会随着年龄增长而增加(通过变质作用和干沉积机制),通常的积雪反照率随时间的刷新,直到一个新的降雪(奥尼尔和灰色,1973;Nolin, 1993)。融化期间尤其如此,因为快速增长和舍入雪谷物的积雪,因为老雪进步出现的层,这可能有高表面杂质浓度的回收。几天后,冰雪反照率可以从0.90下降到0.50,导致增加了五倍的吸收太阳辐射,融化率急剧增加。这个过程的一个主要因素的快速融化极地北半球积雪在春末。然而,反照率并不总是随时间减少。当积雪受到高温梯度数周,其反射率

0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 2.2 2.4 2.6 2.8

波长(毫米)

图2.19。半无限直接反照率作为波长的函数为各种颗粒半径(从Wiscombe和沃伦,1980,版权1980美国气象协会)。

0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 2.2 2.4 2.6 2.8

波长(毫米)

图2.19。半无限直接反照率作为波长的函数为各种颗粒半径(从Wiscombe和沃伦,1980,版权1980美国气象协会)。

保持不变,有时甚至可以增加,因为表面雪转变成面晶体或由于表面白霜的形成。

雪中使用的大多数参数化模型考虑类型的雪计算它的反照率。通常,只有雪表面的老化被认为是,尽管一些模型甚至考虑粒径和颗粒类型。反射率的变化与晶粒尺寸有一个功能结构,无法对整个分析太阳光谱。因此,它更方便的反照率参数化和吸收系数考虑几种光谱波段,比如模型中使用的磨粉(布朗et al ., 1992),已被来自中士et al。(1998):

=最小(0.94,0.96,1.58 ^ ^),P = max(0.04、0.0192 ^ / 7 ^)为0.3 < X < 0.8 m ^, ^ ^ d = 0.95 - 15, P = max (1.0、0.1098 pj jd ^)为0.8 < X < 1.5 ^ m = 0.88 + 346.3 dopt - 32.31 7 ^, P = 1.5 +有限公司< X < ^ 2.8 m,其中X是波长,的反照率被认为是乐队,P cm - 1表达的吸收系数,和dopt表达的光学晶粒尺寸m,这取决于晶粒尺寸和形状。杂质的影响反照率的计算年龄的雪面。表2.6给出了反照率的值和主要的吸收系数雪类型忽视了杂质。

表2.6典型的雪的反射和吸收系数样本的主要类集成在三个光谱波段。

波带

表2.6典型的雪的反射和吸收系数样本的主要类集成在三个光谱波段。

波带

	(0.3 - -0.8 | xm)		(0.8 -	-1.5 | xm)	(1.5 - -2.8 | xm)
类型的雪	一个	P	一个	P	P
类1	0.94	0.40	0.80	1.10	0.59
二班	0.94	0.40	0.73	1.36	0.49
3班	0.93	0.40	0.68	1.90	0.42
第4类	0.93	0.40	0.64	1.10	0.37
类5	0.92	0.40	0.57	1.12	0.30
6类	0.91	0.40	0.42	1.27	0.18

光谱分布对反射率的影响雪反射滴从近1 0之间0.3 | ~我和2.8 | ^ m,积雪反照率给定积雪层强烈的光谱的影响传入的太阳辐射的分布。这个分布变化很多据混浊和直接辐射和晴空散射辐射的相对贡献。晴空的光谱散射辐射集中在干净的雪的可见部分总是显示了一个高反射率。只有少数模型考虑这个分布来计算积雪反照率。

大规模的对积雪反照率的影响

积雪往往是异构和白雪覆盖的表面的反射率不同的积雪。除了在大冰盖(格陵兰岛和南极洲),大型表面反照率通常远低于雪覆盖这些表面的反射率。这种减少的主要原因是下面。

•一个不完整的积雪。由于融雪的雪堆和局部变化,积雪通常是不完整的,特别是在融化。反照率参数化的气候模型考虑这种影响通过考虑,只考虑表面的一部分raybet雷竞技最新实际上是被雪覆盖。白雪覆盖的表面总表面的比例通常是推导出平均积雪深度。

•植被。由植被拦截的辐射强烈改变了反照率的雪如北方森林覆盖地区。这个改变取决于类型和植被密度,雪花沉积在树冠上,入射辐射的发病率。大多数的积雪反照率参数化气候模型考虑这种影响。raybet雷竞技最新

•表面粗糙度不同尺度的植被,但,也有类似的影响。这是理由高山以及小sastruggi等救援。

夏天融化极地海冰也可以导致反照率显著变化,值从0.1深熔体池到0.65之间光秃秃的,白色的冰,当所有的雪都融化(Perovich et al ., 2002)。

2.5.3雪发射率

热谱(有些人| ~ im),雪的行为几乎是一个完美的黑体(生气和沃伦,1982;沃伦,1982)。这意味着它可以吸收所有的长波辐射大气中或周围的障碍和排放由其表面温度允许的最大热辐射。长波辐射是完全沉浸在第一个毫米的雪。这个属性来自于高发射率的冰(约0.97)(霍布斯,1974)。半球形的平均雪发射率大约是0.98。可视角度较低的定向辐射率略有下降。

高发射率的雪,加上其高反射的短波频段,扮演着重要的角色在地球的气候和大部分占大陆地区冬天的快速冷却。raybet雷竞技最新

2.5.4地下加热

部分透明的雪在长波短波频谱及其高发射率光谱产生一个不同寻常的现象:地下加热(布朗et al ., 1989;Colbeck, 1989 b;Koh和约旦,1995)。这种现象通常发生在晴空条件下和在相对低的温度下,当一个表面新鲜的雪层是提交给太阳辐射。在这样的条件下,净长波辐射损失在表面只有部分平衡表面吸收的短波辐射。

几厘米以下的表面,雪继续吸收太阳辐射通过上层。这个吸收变暖雪地下一层,直到平衡上下两层导电损失。这种现象类似于温室效应。在某些情况下,吸收足够大或传导足够弱雪几厘米以下表面达到熔点,尽管表面温度仍几度低于0°c,如果这种现象是紧随其后的是夜间冷却,它形成一个melt-freeze地壳(类9 e)低于表面,而表面仍然powder-like。

2.6总结和未来的发展方向

雪粒子由冰中形成云,生长最初通过气相沉积,然后到达地面蒸发或融化。雪的形成条件包括大气温度小于0°C和过冷的存在水。雪开始是冰晶,成核均匀或不均匀的表面上冰核。基本形状共同冰晶是一个六角棱镜和两个基底飞机和六棱柱的飞机。面临的相对增长率随温度和过度饱和,导致各种各样的晶体形状。当一个冰晶生长大小,它有一个显著的下降速度,它变成了一个雪晶体。更大的雪晶继续增长通过吸积(底盘)或聚合成雪花。雪就由一个错综复杂的各种各样的雪晶,以及rim和总版本的这些形式。

后沉积在地面上或前一个雪层,雪雪晶积累并生一个新的层。降雪量深度和测量雪水当量深度或瑞典文,雪的深度如果融化了。典型的降雪率h - h - 1厘米的深度或0.8毫米的。刚刚下过雪的密度通常60至120公斤m3干雪低到中度下降风,但湿或御雪密度可以达到400公斤m3。当前函数预测新雪密度从温度和风速单独给不确定的结果,可以提高了考虑晶体类型和大小。这样的功能,例如,经常低估了极地雪的密度,通常认为是大约300公斤m3。吹雪、变质沉降和缓慢变形从上覆岩层应力紧凑的积雪。

一旦在地上,雪粒子沉积快速键在一起形成一个冰划入毛孔充满了潮湿的空气和矩阵,的情况湿雪,液态水。雪因此属于多孔介质的大家庭,其中还包括土壤。季节性雪覆盖了通常,雪孔隙度范围在40%和98%之间。因为活动高水的三相点热力学,固体基质的雪不断,有时快速进化的,这使得雪一个独特而复杂的组件的地球表面。独立的孔隙度,雪纹理(或大小、形状和分布的谷物)影响大多数物理和机械属性的雪。

冰矩阵发生变质反应热力学中强调水阶段和持续发展对机械平衡(拉普拉斯方程)和相平衡(克劳修斯——克拉珀龙方程和Gibbs-Duhem方程)。活动增强了雪大冰/空气界面的特定区域,这也解释了为什么雪通常是饱和蒸汽。微观变化曲率和温度诱导当地引起蒸汽压力梯度升华高度凸或温暖的表面和凸或少冷表面凝结。沉积的蒸汽使舍入雪颗粒随时间和更大的谷物和债券的增长为代价较小的谷物和精细结构。最近的研究表明,其他机制,如散装扩散从晶界冰表面,在债券增长中发挥作用。当温度梯度超过5°cm - 1,这种平衡增长形式取代冷表面结冰的动能增长方面甚至条痕。在高度湿雪或泥浆,熔点温度较低凸表面。在这种情况下,重新冻结的融水小颗粒在大颗粒的快速粗化雪。

扩散和对流过程传输热量通过积雪。没有流体(空气或水),热流是线性温度梯度有关,比例系数的导热系数。导热系数的测量包括热传导的影响通过连接谷物和空气空间,随着“白刃战的”交通水蒸气的潜热。雪热导率和比热主要依赖于冰的几何矩阵,从而改变随着时间的推移一个数量级与雪结构变化。最有用的估计日期热性能雪是基于聚合,然后相关的宏观测量雪类型和物理特征等密度和温度。困难在雪地描述微观结构和几何克服,包含这些更根本的属性应该提高参数化。越来越多的证据表明,大风用平流输送空气通过上面的积雪,这或许可以解释为什么高有效热导率需要匹配观察热传输在刮风,极地地区。

在高孔隙度和低导热系数使雪保护毯极端寒冷,同样的开放让雪很渗透流动的空气和水。流体通过雪是类似于其他颗粒材料,但复杂的冻结/解冻效果,冰的变质作用矩阵,分层雪覆盖的性质。不同土壤,雪是充分开放的,允许空气间隙的孔隙空间的运动。流动的空气或水通过雪非常缓慢,达西定律适用。在这种情况下,流体速度与线性组合压力和引力,比例系数是饱和或内在渗透率除以流体粘度。内在渗透率变化与雪类型广泛,包括细粒度之间的约两个数量级,wind-packed雪和大粒度的深度灰白色。这取决于晶粒尺寸的平方,在较小程度上,在孔隙度。对于一个给定的孔隙度和晶粒尺寸、颗粒形状和施加更大的表面体积比高拖累液体。

迫使间隙气流被称为通风或windpumping。风致表面边界层湍流导致高频压力波动传播毫米或厘米到雪。“拖”压力差异,引起的气流在粗糙表面的特性,可能导致更强大和更持续的气流深处的雪。只有在非常高的渗透率雪,例如灰白色,没有干预深度层,buoyancy-induced自然对流发生。自然和强制对流加速水汽的运输和化学物种通过降雪和积雪。

在不饱和湿雪,空气和水分享孔隙空间和界面两个阶段之间出现的紧张关系。由于开放孔隙结构和粗结构,然而,在水流引力支配毛细管力。引力的解决方案是因此常常用来描述水流通过雪,生产前与冲击波或阶跃函数的形状。因为毛细管吸力加速水运动到积雪,重力近似均匀的波速会有点低估了雪,但这种影响是微不足道的。毛细管力,然而,扮演着重要的角色在毛细管的形成壁垒,向上流动的手指和毛细作用的积水。低粘度润湿液体(例如水)开发流不稳定,因此渗透通常发生在优先流渠道,或流的手指,而不是作为一个更湿润锋。效果特别明显的隆冬时节rain-on-snow事件或在赛季早期融化,当优先流到达雪基地湿润锋前的背景。然而,一旦重成熟了积雪融化,甚至流出的预测与润湿方法可能是足够的。地层inhomogenieties渗透率,毛细管张力可以阻碍水流横向转移,以及引发的发展流的手指。

辐射能事件在地球表面主要发生在两大乐队:太阳能或短波辐射(0.3 - -2.8点)和热或长波辐射(有些人点)。雪在短波频谱范围内的主要特征是它的反射率很高,尤其是在可见光谱,这也解释了它白色的颜色。的平均光谱反射率太阳辐射事件雪,积雪反照率,主要是对气候变化的重要性。raybet雷竞技最新积雪反照率范围在0.50和0.90之间,并与粒度降低,太阳能入射的角度,杂质,直接比漫射阳光。冰雪反照率因此更高的新雪和多云的天空下或当太阳在天空中的低角度。根据冰的相对取向的各向同性/空气界面雪,雪反射的短波辐射的散射和相对各向同性。双向效应敏感只在高入射角度和更明显的近红外光谱的可见光谱。然而,双向反射在雪模型是很重要的,需要进一步关注。

在热谱(有些人点),雪的行为几乎是一个完美的黑体长波辐射和吸收和激光会超过97%的事件在第一个毫米的雪。释放出辐射表面的四次方成正比温度。雪发射率小幅减少肤浅的入射角度。因为部分透明的雪在短波频段,意义重大太阳能穿透10厘米的积雪深度。雪的地下太阳能普及率是相当重要的生态系统。

雪迄今主要是一维模型及其参数化严重依赖聚合属性,如雪孔隙度。目前的趋势的研究对更好的理解微和大规模的行为都应该导致更多的身体建立这些模型的参数化。继续努力取代基于经验的,因此区域,参数化与基于物理参数化将大大受益的全球气候模型。raybet雷竞技最新

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