Дерзкие мысли о климате. Лев Иванович Файко
теплообмен через толщу льда. Он определяется теми же параметрами теплопроводности и, сверх того, удельной теплоёмкостью льда, которая составляет около 2Дж/ г×°C.
Определение удельной теплоёмкости морского ледяного покрова требует особого подхода. Так как в обычном случае ледяной покров имеет наименьшую температуру на поверхности, а наибольшую – на нижней, то и отвод (расход) тепла при уменьшении энтальпии льда наибольший вблизи внешней поверхности и наименьший вблизи нижней. Он вовсе исключается в слое изотермического протекания фазового превращения. Общее количество тепла, отводимого при охлаждении пресного льда, обычно оказывается во много раз меньше, чем его высвобождается при фазовом превращении. Поэтому большинство известных решений задачи о наращивании плавучего льда, часто называемых «стефановскими» по имени ученого, впервые предложившего общий принцип решения таких задач, игнорируют количеством теплоты, передаваемым при охлаждении льда ниже 0 °C.
Однако в мощных многолетних арктических льдах доля тепла, участвующего в изменении энтальпии в общем теплообмене через лёд, становится значительной и часто требует учета. Простой метод определения этой величины был недавно предложен (Л. И. Файко, 1986).
Ещё более неопределенными долго остаются представления о возможной величине сквозного потока тепла от воды в атмосферу через лёд. Здесь в первую очередь возникает вопрос – может ли вообще существовать такой поток тепла? Если известно, что нижний «конец» градиента температуры во льду всегда равен температуре фазового превращения, то есть температуре предельно возможного, в присутствии ядер кристаллизации, охлаждения воды.
Но он может быть. Чтобы убедиться в этом, достаточно представить случай, когда путем добавления, определенного количества теплой воды под лёд можно вовсе остановить его наращивание и, тем самым, полностью заменить поток теплоты кристаллизации таким же по величине сквозным потоком тепла от воды в атмосферу. Если же могут иметь место тот и другой (крайние случаи), то могут быть и разные сочетания в соотношениях долей теплоты кристаллизации и теплоты, передающейся непосредственно от воды. Всякие отклонения температуры воздуха соответственно деформируют температурный градиент во льду, зачем следует и изменение интенсивности оттока теплоты через лёд.
Замерзания открытой воды не произойдёт до тех пор, пока потери тепла с её поверхности будут восстанавливаться таким же количеством тепла, конвективно поступающего из глубины водоёма. Когда же снизу тепла станет поступать меньше, поверхностный слой воды вынужденно начнет переохлаждаться и замерзать. С этого момента общая потеря тепла водоёмом в атмосферу резко сократится, так как будет лимитироваться намного менее интенсивной кондуктивной теплопроводностью через лёд. Того, кто захочет познакомиться с математической интерпретацией изложенных положений, можно отослать к упомянутой выше работе автора.
3.4.