Дерзкие мысли о климате

Собственно, однонаправленность теплообмена через плавучий лёд объясняется просто. С самого начала льдообразования и в период наращивания и существования ледяного покрова наиболее высокое значение температуры постоянно удерживается у нижней поверхности льда, а низкое – на внешней поверхности. И если весной внешняя поверхность всё же прогревается до температуры плавления, то следствием этого является прекращение сквозного кондуктивного теплообмена через ледяной покров.

Но и однонаправленный тепловой поток через ледяной покров водоёмов не бывает сколько-нибудь длительно постоянным, поскольку параметры его определяющие (разность температуры между поверхностями льда, его толщина) претерпевают изменения. Более стабильным бывает коэффициент теплопроводности пресноводного льда. Но морской лёд, за счет изменений количества замерзающих рассолов в разных его слоях, связанных с изменениями температуры, также не может сколько-нибудь длительно сохранять стабильность этой характеристики. Поэтому встречающиеся иногда данные расчетов за длительный промежуток времени теплопередачи через всю толщу ледяного покрова с помощью формулы теплопроводности, как правило, бывают ошибочны. Тем более таким путем нельзя определять потери тепла от воды в атмосферу через лёд.

Наибольшие искажения в решения вносит нестабильность температурного градиента. Он постоянно подвержен изменениям, зависимым от сезона года, от непериодических изменений температуры воздуха, вследствие изменения погодных условий, динамики толщины и плотности снега на льду, вытеканий воды на его поверхность и так далее.

Знание конкретной разности температуры между поверхностями ледяного покрова, что легко устанавливается по изменению температуры лишь верхней поверхности льда, ещё не свидетельствует о том, равномерно ли изменяется температура по всей толщине льда. А это условие также необходимо для удовлетворительного определения величины кондуктивного потока тепла через лёд.

Для сквозной кондуктивной передачи тепла через лёд необходимо непрерывное изменение температуры по нормали к плоскостям ледяного покрова. Эта передача будет лимитироваться участком нелинейного градиента, между концами которого разность температуры минимальна и совсем прекратится, если градиент будет разорван участком, лишенным разности температуры. Такой участок будет соответствовать положению безградиентного изотермического горизонтального слоя в ледяном покрове.

Поэтому встречающийся в печати вывод средне-интегрального температурного градиента, сделанный на основе одновременно выполненных ступенчатых измерений температуры льда по его толщине, чаще всего лишен практического смысла, а использование его при расчетах оказывается неправомерным. В любом случае величину общего теплообмена необходимо увязать с теплопроводящей способностью этого слоя льда, на границах которого обнаруживается наименьшая разность температуры. Обнаружить этот слой можно только прямым измерением температуры равных по глубине слоев льда, что сопряжено с большими трудностями.

Когда прикидочный расчет оказывается всё же необходим, полезно знать, что вероятность более удовлетворительного решения увеличивается в первой половине зимы, когда градиент температуры чаще бывает линейным и становится малой во второй половине зимы. Вероятность удовлетворительного решения оказывается тем больше, чем тоньше бывает лёд. Чтобы понять причины таких зависимостей полезно знать о составляющих теплового потока через лёд и характере их взаимодействия.

Чем бы не возбуждался и каким бы источником не обеспечивался тепловой поток через лёд, по величине он может быть только таким, каким определяют его конкретные параметры теплопроводности, но не больше и не меньше. Знание этого условия упрощает решение задачи о дифференциации источников тепла, обеспечивающих тепловой поток.

В общем случае тепловой поток через пресный плавучий лёд может слагаться из трех составляющих его величин: теплоты кристаллизации; тепла, обменивающегося при изменении энтальпии самого льда, то есть при его остывании ниже температуры замерзания; и, наконец, из потока теплоты, передаваемой от воды в атмосферу, но не принимающей участия в фазовых превращениях у нижней поверхности льда.

Поскольку удельная величина теплоты фазового превращения воды в лёд оказывается довольно стабильной (около 334 Дж/г), то величина интенсивности отвода теплоты кристаллизации легко определяется по скорости намерзания льда, а общее количество её потерь за всё время его намерзания – толщиной ледяного покрова.

Отвод тепла, определяющий уменьшение (иногда и увеличение) энтальпии самого льда способствует формированию градиента температуры, по «ступенькам» которого далее осуществляется весь кондуктивный теплообмен через толщу льда. Он определяется теми же параметрами теплопроводности и, сверх того, удельной теплоёмкостью льда, которая составляет около 2Дж/ г×°C.