Fizika okieana - Doronin

Рис. 5.3. Концентрация рассола при вымораживании воды [ 3 ]. 1,2,3 - данные различных экспериментаторов.

Таблица 5.3.

Зависимость Мрс/Мв от температуры льда

Исходя из общей солености льда, массы кристаллических солей и солености рассола, можно определить массу рассола

Поскольку соленость рассола и масса кристаллических солей зависят от температуры, то масса рассола, как это следует из формулы (5.12), также является функцией температуры. Наглядное представление об этом дает рис.5.4. Видно, что скорость уменьшения содержания жидкой фазы с понижением температуры плавно убывает до момента, когда начинается кристаллизация хлористого натрия. При этой температуре происходит быстрое уменьшение массы рассола с последующим уменьшением этой скорости. Искажения в приведенные соотношения между содержанием солей, жидкой фазы и температурой вносит миграция рассола из морского льда.

162

9

Рис. 5.4 Масса рассола в 1 кг. морского льда при различной температуре [3] 1,2,3 - результаты, полученные различными

экспериментаторами..

В основном она происходит из-за действия гравитационной силы, способствующей стоку тяжелого рассола вниз, температурного градиента, приводящего к плавлению льда около нижней части ячейки с рассолом, имеющей более высокую температуру, чем верхняя часть ячейки, где происходит вымораживание рассола; силы поверхностного натяжения на включения рассола; осмотического процесса и т.д.

Экспериментальные данные показывают, что основная масса рассола вытекает из льда в период его образования, когда лед сравнительно тонкий и его температура довольно высокая, а также летом. При высокой температуре во льду увеличивается масса жидкой фазы, разрушаются сморози между кристаллами и открываются поры, по которым стекает рассол. В холодный период года скорость миграции существенно замедляется.

Наблюдения показывают, что соленость молодого льда очень сильно зависит от температуры воздуха и скорости ветра в период формирования ледяного покрова. Это объясняется тем, что при низкой температуре воздуха скорость роста кристаллов больше , чем при высокой, поэтому меньше рассола стекает из межкристаллических прослоек. Ветер и волнение приводят к хаотическому перемешиванию кристаллов, при котором скорость вытекания рассола меньше, чем при их упорядоченной, особенно вертикальной ориентировке.

Существенно повышает соленость образующегося льда снег, выпадающий на поверхность моря и удерживающий из-за ажурности снежинок большое количество морской воды. Это хорошо видно из рис.5.5, составленного по данным наблюдений в полярных широтах [6 ]. В дальнейшем вследствие миграции рассола соленость льда постепенно уменьшается и к началу таяния в Северном Ледовитом

163

10

Рис. 5.5 Профили солености молодого морского льда. Лед образовался в период ветрового волнения (а)

и в спокойных условиях ( б ).

1.- лед в виде снежных и ледяных кристаллов, 2.- конжеляционный лед.

океане и его морях составляет 3 - 6 0/00 .Льды акваторий умеренной зоны имеют соленость на 1 - 2 ‰ меньше, а морские антарктические льды на столько же больше. К концу лета соленость многолетнего льда редко превышает 1 - 2 ‰

5.3.Теплофизические характеристики морского льда

Наличие в морском льду рассола, пузырьков воздуха и других примесей приводит к тому, что его теплофизические характеристики не остаются постоянными, а меняются с изменением соотношения фаз, пористости льда и примесей в нем. Первые исследования влияния фазового состава морского льда на его некоторые тепловые свойства проводились Ф.Мальмгреном. Впоследствии уточнением его исследований занимались многие отечественные и зарубежные ученые и к настоящему времени основные теплофизические характеристики морского льда изучены достаточно полно. От фазового состава морского льда очень сильно зависит его теплоемкость СI , часто называемая эффективной теплоемкостью. Под ней понимается средневзвешенное значение суммы теплоемкостей кристаллов льда и рассола, а также теплота, выделяемая или потребляемая при фазовых переходах :

164

11

Здесь первые три члена правой части представляют собой вклад теплоемкостей пресного льда (кристаллов), рассола и кристаллических солей, а последние два слагаемых характеризуют теплоту фазовых превращений воды и солей. Энергетический вклад кристаллических солей и их фазовых переходов незначительный, и поэтому он обычно во внимание не принимается. Выразив с помощью формул п.5.2 соотношение масс компонентов морского льда и их зависимость от температуры через соленость, получим

Теплоемкости пресного льда и рассола сравнительно слабо зависят от температуры и по результатам экспериментальных определений они представляются формулами

фазовых преобразований, знаменатель−эффективная теплоемкость по экспериментам Б.А. Савельева [5].

Строго говоря, теплота, выделяемая или поглощаемая при фазовых переходах рассола, не является собственно теплоемкостью, но она играет ту же роль, что и теплоемкость, при изменениях температуры льда в результате его теплообмена с окружающей средой. Поэтому эта теплота и включена в теплоемкость.

Теплота фазовых переходов играет существенную роль при высокой температуре льда, когда масса рассола во льду большая. С понижением температуры, когда большая часть рассола вымерзает,

165

12

эффективная теплоемкость приближается к теплоемкости пресного льда.

Следующей теплофизической характеристикой морского льда, очень сильно зависящей от количества рассола, является теплота кристаллизации (плавления). Как уже отмечалось, морской лед, в отличие от пресноводного, не представляет собой монолитное тело. Чем выше температура, тем меньше в нем замерзшей воды и больше рассола, т.е. морской лед кристаллизуется не при фиксированной температуре, как пресный лед, а непрерывно от температуры замерзания морской воды до температуры, при которой весь рассол вымерзает. Таяние морского льда происходит постепенно, начиная с внутреннего плавления вокруг ячеек с рассолом. Такой характер фазовых переходов в морском льду был впервые отмечен Мальмгреном, который предложил вместо общепринятой удельной теплоты кристаллизации использовать понятие эффективного тепла Lе , требуемого на плавление единицы массы морского льда, взятого при некоторой температуре Т. Оно слагается из энергии, расходуемой на плавление кристаллов льда и на повышение температуры льда и рассола до температуры полного плавления морского льда Θ , которая может отличаться от температуры замерзания θ. Выражение для определения этого эффективного тепла можно получить, если проинтегрировать по температуре от Т до Θ эффективную теплоемкость льда (5.14) и зависимость солености рассола от температуры представить формулой (5.11)

Первые два члена этой формулы характеризуют количество энергии, потребное для нагревания кристаллов льда и рассола от Т до Θ , а последний - энергию фазовых переходов. Если лед пресный, то s = 0 и энергия, необходимая для плавления 1 кг. льда при Т = Θ , равна удельной теплоте кристаллизации пресной воды

166

Ln =334 кДж/кг.

13

В табл. 5.5 приведены некоторые значения Le , вычисленные с учетом формулы (5.19).

Таблица 5.5. Энергия, необходимая для плавления 1 кг. морского льда / кДж /.

Сравнение приведенных в таблице значений показывает, что при плавлении пресного льда требуется сравнительно небольшой приток энергии для повышения его температуры до точки плавления и большое количество энергии на само плавление. У морского льда фазовые переходы происходят не скачком, а постепенно, и поэтому на повышение температуры, особенно при высокой солености, требуется значительно больший, чем у пресного льда, приток энергии.

Важной теплофизической характеристикой морского льда является его теплопроводность Λ , характеризующая поток тепла через лед в направлении, обратном градиенту температуры .Различные компоненты морского льда обладают разной способностью проводить тепло. Наибольшей теплопроводностью обладают кристаллы льда. По оценкам В.В. Шулейкина [7] их теплопроводность Λ к равна 2,22

Вт/(м К ). Теплопроводность рассола Λ р примерно в 4 раза меньше

Λ к , а молекулярная теплопроводность пузырьков воздуха во льду Λ в на два порядка меньше Λ к . Поэтому с повышением солености и пористости льда его способность проводить тепло уменьшается.

Для учета влияния пузырьков воздуха на теплопроводность льда обычно используется полученная Максвеллом формула проводимости пористых тел, предполагающая равномерное распределение в них

где Λ п - теплопроводность пористого льда.

Из-за меньшего различия в теплопроводностях льда и рассола последний слабее влияет на общую теплопроводность морского льда,

167

чем воздух. Если ячейки с рассолом располагаются во льду равномерно, то, по-видимому, для определения их влияния на Λ льда

14

можно использовать формулу (5.20) , в которой вместо νв следует

использовать относительный объем рассола.

В тех случаях, когда рассол во льду располагается в вертикальных каналах цилиндрической формы, предлагается несколько иная форма зависимости Λ от солености льда. Так, например, в Океанографических таблицах [4] средняя теплопроводность соленого льда определена как сумма теплопроводностей пресного льда и рассола с учетом относительной доли последних В упрощенном виде такая зависимость представляется формулой

Из формулы видно, что теплопроводность морского льда уменьшается с ростом его солености. Это уменьшение тем больше, чем выше температура льда , приводящая к понижению концентрации рассола.

Зависимость теплопроводности морского льда от его пористости, солености и температуры приводит к тому, что Λ оказывается переменной, хотя в меньшей степени, чем эффективная теплоемкость. Послойные измерения Λ показали, что из-за повышения пористости поверхностных слоев морского льда их теплопроводность несколько понижена. Также уменьшается Λ нижних слоев льда вследствие более высокой их температуры и большего содержания рассола. Это хорошо видно из рис. 5.6 .

наблюдений на дрейфующих станциях в Северном Ледовитом океане[3].

1.- однолетний лед 1957г.;

2.- двухлетний лед 1957г.;

3.-однолетний лед 1956г.;

4.-двухлетний лед 1956г.;

5.- многолетний лед 1956г.

К весьма переменным свойствам ледяного покрова относится его

168

способность поглощать лучистую энергию. Поступающий к ледяному покрову интегральный поток радиации Q частично отражается, а остальная доля проходит в толщу льда. Здесь происходит поглощение

15

и рассеяние радиации с обратным выходом некоторой ее части на поверхность льда и суммирование с отраженной радиацией на самой поверхности. Этот суммарный поток называется отраженной радиацией. Отношение этой отраженной интегральной радиации к падающей, т.е. альбедо А, меняется в широких пределах и зависит как от длины волны света, так и от состояния льда.

Измерения показали, что альбедо снежно-ледяного покрова для радиации с длиной волны больше 760 нм. не превышает 3,5 % и поглощение этого лучистого потока происходит в очень тонком поверхностном слое льда или находящегося на нем снега. Излучение льда сосредоточено в области длинноволновой части спектра и составляет примерно 98% излучения абсолютно черного тела.

В противоположность длинноволновой альбедо коротковолновой радиации очень сильно зависит от состояния снежно-ледяной поверхности (табл. 5.6) .

Таблица 5.6 Среднее альбедо снежно-ледяного покрова (А)

в зависимости от ее разрушенности ( Nр%)

Из таблицы видно, что наиболее сильно альбедо изменяется во время таяния льда, когда на нем перемежаются участки, покрытые снегом, оголенные и снежницы. Из-за трудности количественной оценки их соотношения и степени таяния приведенные значения А носят ориентировочный характер.

Проникшая в лед коротковолновая радиация рассеивается и

169

поглощается с интенсивностью, зависящей от его монолитности. Чем больше пористость льда и его соленость, тем быстрее происходит ослабление лучистого потока, оцениваемое коэффициентом ослабления ε . Этот показатель зависит и от диапазона спектра. В

16

видимом диапазоне для чистого льда он равен примерно 2м-1 в синезеленой части спектра и увеличивается примерно до 5м-1 к концам этого диапазона. В инфракрасном диапазоне спектра величина ε быстро увеличивается с ростом длины волны от 5м-1. до 103 м-1 .

Общее ослабление потока радиации во льду происходит по экспоненциальному закону

характеризующему быстрое уменьшение лучистого потока тепла в толще льда . Особенно быстро происходит ослабление радиации при ее прохождении через снег, обладающей еще большей, чем лед, поглощательной способностью. Тем не менее сквозь тонкий лед проходит некоторая часть лучистого потока, влияющая на температуру подледной воды. Поглощенный в толще льда лучистый поток тепла видимой области спектра влияет на повышение температуры льда и его внутреннее вытаивание. Пропускание тонким льдом лучистой энергии приводит также к уменьшению доли рассеянной радиации и уменьшению суммарного потока отраженной коротковолновой радиации. Поэтому альбедо тонких льдов меньше, чем толстых. Длинноволновая радиация в лед практически не проникает и от нее зависит только радиационный баланс снежноледяной поверхности

5.4. Общие закономерности роста и таяния морского льда

В теориях замерзания моря и роста толщины льда обычно принимается, что при охлаждении поверхностного слоя моря до температуры замерзания θ образующиеся кристаллы льда сразу создают скопления ледяного сала. Оно представляет собой эластичный слой, увеличение толщины которого происходит за счет разности потоков тепла в атмосферу от льда Φ и поступающего к нему из моря ФМ . Если первый больше второго, то дефицит тепла компенсируется теплотой кристаллизации при замерзании новых порций воды у нижней поверхности льда.

Поскольку поток тепла через лед пропорционален теплопроводности льда Λ и градиенту температуры, а теплота кристаллизации пропорциональна массе образовавшегося льда М, уравнение теплового баланса, характеризующего соотношение между этими потоками тепла на границе раздела лед - вода, представляется следующим образом

170

17