Морські криги. Загальні відомості. Фази льодових явищ Основні стадії утворення морського льоду

Вступ

Найважливішою характерною рисою морів полярних і помірних широт є більш-менш стійкого крижаного покриву. Практичне освоєння районів істотно залежить від того, якою мірою вивчений цей постійно діючий природний фактор.

Зрозуміло, що досить повний облік крижаного покриву під час вирішення океанологічних, технічних та інших завдань неможливий без докладного вивчення фізичних властивостейта динаміки морського льоду.

Велика кількість даних натурних спостережень та експериментів, теоретичні дослідження, і навіть використання обчислювальної техніки сприяють нині поглибленому вивченню морських льодів.

Дослідженню окремих приватних завдань цієї проблеми присвячено велику кількість робіт різних авторів. Опубліковано низку монографій, де фізика крижаного покриву розглядається дуже докладно. Однак у більшості цих робіт морський лід вивчається або з позицій фізики твердого тіла (В.В. Лавров, П.А. Шуйський та інших.), або з погляду інженерно-технічних додатків (І.С. Піщанський).

У цій роботі лід розглядається як фізичний об'єкт, існування та властивості якого визначаються процесами взаємодії океану та атмосфери. Утворення та танення льоду, зміна його товщини та міцності залежать від властивостей льоду як твердого тіла. У той же час розповсюдження льоду, його дрейф, здатність крижаного покриву та ряд інших характеристик проявляються тільки в умовах його взаємозв'язку з водним і повітряним середовищами.

Не залишаючи осторонь фізичні та технічні аспекти проблеми в цілому, я бачу своє головне завдання у можливо більш повному розкритті властивостей морського крижаного покриву як одного з гідрологічних елементів морів, що замерзають.

Метою курсовоїРобота розглядає льодові явища в морях і океанах.

Для досягнення мети було поставлено такі завдання:

.Опис льодових явищ та їх видів

.Вивчення поняття льодового режиму

.Вивчення властивостей та будова морського льоду

.Аналіз класифікацій морського льоду

Курсова робота складається з вступу, 3 розділів, висновків, списку літературних джерел та додатку. Загальний обсяг роботи – 29 сторінок. Текст проілюстрований таблицями, малюнками та схемами.

1. Льодові явища

Льодові явища - елементи льодового режиму морів та океанів, характеристики стану водних об'єктів з погляду льодового режиму, фази виникнення, розвитку та зникнення різних видів льоду. Зазвичай до льодових явищ відносять також крижані утворення, що є формами існування льоду у водних об'єктах. Залежно від контексту іноді все ж таки доцільно розділяти поняття льодові явища та крижані утворення. Наприклад, крижані утворення - шуга, крижаний покрив, крижини та крижані поля; льодові явища, відповідно - шугохід, льодостав, льодохід.

Льодові явища та крижані утворення поділяють на 3 групи:

періоду осінніх льодових явищ;

льодоставу;

весняних льодових явищ.

1.1 . Льодові явища та крижані утворення періоду замерзання

Види льодових явищ:

Забереги - смуги льоду, що змерзли з берегом при незамерзлій основній частині водного простору. Розрізняють три види заберегів: первинні, що утворюються шляхом замерзання води біля берегів; наносні, що виникають внаслідок примерзання до берега льоду та шуги під час льодоходу або дрейфу льоду; залишкові, що зберігаються біля берегів при руйнуванні крижаного покриву. На великих озерах ці крижані утворення називаються припаєм.

Сало - поверхневі первинні крижані утворення, що складаються з голкоподібних і пластинчастих, слабо пов'язаних між собою кристалів льоду, зовнішньому виглядущо нагадують плями застиглого жиру (звідси і назва) і перетворюються в міру наростання в тонкі крижані плівки. Утворюється в поверхневому переохолодженому (тобто має температуру нижче 0°C) шарі води. Спостерігається із настанням негативних температур повітря.

внутрішньоводний лід - крижані кристали або їх скупчення у вигляді губчастої непрозорої маси в товщі води або на дні; сплив внутрішньоводний лід на поверхні води має вигляд сніжно-білих грудок різної форми.

Шуга - скупчення внутрішньоводного льоду (рис. 1). Осінній льодохід - рух крижин і крижаних полів в океані та морях.

Мал. 1 Шуга (Фото Процькой М.П)

Шугохід - рух шуги поверхнею або всередині водного потоку. Іноді з часом окремі грудки змерзаються, утворюючи шуговые поля, унаслідок чого шугоход важко від льодоходу.

Сніжинка - сніговий покрив на воді, що утворюється при рясному випадінні снігу на поверхню води, близької до точки замерзання. Швидко просочується водою і утворює в'язку кашоподібну масу. Змерзаючи, утворює шугу. (Рис. 2)

Мал. 2 Сніжура (Фото Замоського Ю.П.)

Блінчатий лід - плаваючі крижини округлої форми діаметром від 0,5 до 3 м, що мають по краях валик із подрібненого льоду. Утворюється при змерзанні сала, шуги та дрібних крижин.

Битий лід - плаваючі крижини неправильної форми. Розрізняють великий (від 20 до 100 м) і дрібнобитий (крижини розміром від 2 до 20 м) лід та шматки льоду розміром (від 0,5 до 2 м).

Крижана каша - суміш подрібненого льоду, іноді з шугою та сніжурою. Набивається біля кромки льоду або берегів щільним шаром кілька метрів.

Крижані поля – крижини розміром понад 100 м. Розрізняються малі крижані поля з найбільшим розміром від 100 до 500 м та великі крижані поля – понад 500 м.

Крижані вали - крижані утворення у вигляді гряд, складених з шуги і битого льоду. Утворюються в період осіннього льодоходу вздовж берегів. Висота валів сягає 1 м; річка тече наче в крижаних берегах.

Крижана перемичка - коротка ділянка крижаного покриву, що утворюється в місцях змикання заберегів або внаслідок зупинки і змерзання крижин і шуги.

Айсберг – великий вільно плаваючий шматок льоду в океані та морі (рис. 3). Як правило, відколюються від шельфових льодовиків. Оскільки щільність льоду становить 920 кг/мі, а густина морської води - близько 1025 кг/мі, близько 90% обсягу айсберга знаходиться під водою.

Форма айсберга залежить від його походження:

· Айсберги вивідних льодовиків мають столоподібну форму із злегка опуклою верхньою поверхнею, яка розчленована різного видунерівностями та тріщинами. Характерні для Південного океану.

· Айсберги покривних льодовиків відрізняються тим, що їхня верхня поверхня практично не буває рівною. Вона дещо нахилена, на кшталт односхилим даху. Їхні розміри, в порівнянні з іншими видами айсбергів Південного океану, найменші.

· Айсберги шельфових льодовиків мають, як правило, значні горизонтальні розміри (десятки і сотні кілометрів). Їх висота в середньому становить 35-50 м. У них рівна горизонтальна поверхня, майже строго вертикальні та рівні бічні стінки

Мал. 3 Вид айсберга під водою (#"justify"> Льодові явища та крижані утворення періоду льодоставу

Крижаний покрив - крига як суцільного нерухомого покриву лежить на поверхні водних об'єктів.

Тороси - нагромадження крижин на крижаному покриві, що утворюються в результаті зрушень і стискування крижаного покриву (рис. 4)

Мал. 4 Гряда торосів (Фото Ляхівця Сергія).

Полин - простір з відкритою водною поверхнею в крижаному покриві.

Тріщини - розриви в крижаному покриві, що утворюються під впливом коливань температури повітря та рівня води, зрушень та інших причин. Розрізняють поверхневі сухі тріщини та наскрізні, заповнені водою.

Крижа - крижане утворення, що виникає в результаті виходу води на поверхню льоду і її замерзання внаслідок стиснення водного перерізу наростаючим крижаним покривом і промерзання русла на дрібних місцях. У деяких випадках утворюється при стіканні ґрунтових вод зі схилів берегів на поверхню крижаного покриву.

Шугова доріжка - частина крижаного покриву, що утворився з шуги, що змерзлася, у вигляді поздовжньої смуги між заберегами. Лід шугової доріжки зазвичай торосистий.

Осілий обсохлий лід - ділянка крижаного покриву поблизу берега або на мілководді, що осів на дно при зниженні рівня води.

Сніжниця - вода на льоду, що утворюється в результаті танення снігу при тривалих відлигах.

Нашарований лід - двошарові і багатошарові крижини, що утворюються при насуванні крижин один на одного. Багатошарові крижини досягають товщини 2-3 м і більше.

Льодові явища та крижані утворення періоду розтину

Закраїни - смуги відкритої води вздовж берегів, що утворюються перед розкриттям в результаті танення льоду, підвищення рівня води, а також внаслідок притоку грунтових вод, що посилився.

Вода на льоду - скупчення стоячої води на льоду, що утворюються від танення снігу або за рахунок води, що виступила з-під крижаного покриву. Лід підняло - спливання та відокремлення від берегів крижаного покриву без розламування при підвищенні рівня води; якщо крига підняла без відриву від берегів - крига спукала. Зсув льоду - невеликі переміщення крижаного покриву на окремих ділянках річки, що відбуваються під дією течії, вітру, підйому рівня. Зсув буває один або кілька.

Наслуд - лід, що утворюється при замерзанні талої води на крижаному покриві після відлиги (близький за звучанням термін насолод позначає зовсім іншу освіту - малопрозорий лід, що утворюється зі снігу на прозорому шарі озерного льоду). Розлучення - простір відкритої води в крижаному покриві, що утворюється в результаті льодових рухів.

Навали льоду - нагромадження крижин, часто у вигляді валів на берегах і заплаві річки, що утворилися під час весняного льодоходу. Досягають особливо великих розміріву місцях колишніх заторів льоду. Залишкові забереги - смуги нерухомого льоду, що залишилися навесні біля берегів під час руйнування крижаного покриву.

2.Фази льодового режиму морів та океанів

крижаний океан покрив

Фази льодового режиму - сукупність процесів виникнення, розвитку та руйнування крижаних утворень на водних об'єктах, що закономірно повторюються. Виділяють такі основні типи льодового режиму:

) крижані утворення та льодові явища відсутні. Цей тип уражає тропічних широт;

) спостерігаються льодові явища, але льодостав відсутній (переважно гірські райони субтропічного поясу);

) спостерігається нестійкий льодостав (помірний клімат західних узбереж материків);

) щорічно в зимовий період спостерігається стійкий льодостав різної тривалості (субарктичний та помірний пояс);

) льодостав протягом усього року (зустрічається тільки біля озер арктичного поясу та близького до нього клімату високогір'їв). Для 4-го типу, що займає переважну частину території Росії, виділяють три основні фази льодового режиму:

замерзання;

льодоставу;

розтину.

Замерзання - фаза льодового режиму, що характеризується утворенням крижаного покриву на водотоках та водоймищах. Період замерзання починається з появи льоду та закінчується утворенням льодоставу. Розрізняють процеси льодоутворення (поява плавучого льоду) та формування суцільного крижаного покриву. Льодоутворення відбувається при кристалізації води в будь-якій точці водної товщі і на дні, а утворення суцільного крижаного покриву відбувається як за рахунок замерзання води на поверхні, так і за рахунок змерзання мас льоду, що спливли, забережів і льоду, що приноситься течією або дрейфом. За характером утворення крижаного покриву виділяють два типи: статичний та динамічний. Статичний тип замерзання характерний для мілководних та невеликих за площею озер, водосховищ, ставків, ділянок невеликих річок та каналів з повільною течією. У поверхневому шарі формуються кристали льоду у вигляді тонких прозорих голок, скупчення яких створюють матові плями (сало), біля берегів на мілководді формуються забереги, що поступово наростають від берега до глибоководної частини. За спокійних умов замерзання вони мають рівну поверхню та невелику початкову товщину. Подальше їх поширення та примерзання до них плаваючих крижаних утворень призводить до встановлення суцільного крижаного покриву. Динамічний тип замерзання характеризується інтенсивним перемішуванням, остигання води відбувається по всій глибині шару, що перемішується, що сприяє переохолодженню всієї товщі і занесення на глибину ядер кристалізації. Внутрішньоводний лід, що утворюється при цьому, може перевищувати кількість льоду, що утворюється на поверхні. На дні утворюються скупчення донного льоду. Змерзання плаваючих на поверхні крижаних утворень і уламків крижин збільшує кількість крижаного матеріалу і зрештою призводить до утворення суцільного крижаного покриву.

Льодостав - фаза льодового режиму, що характеризується наявністю нерухомого крижаного покриву, період, протягом якого спостерігається нерухомий крижаний покрив. Вперше дні льодоставу, коли лід ще тонкий, і тепловий потік від води повітря значно перевищує приплив тепла з водної товщі до поверхні, наростання льоду відбувається порівняно швидко. Надалі, у міру збільшення товщини льоду та наростання шару снігу на льоду, процес уповільнюється. При встановленні рівноваги між витратою тепла через снігокрижаний покрив і припливом його до нижньої поверхні льоду зростання товщини льоду знизу припиняється. У другу половину зими може спостерігатися значне наростання льоду за рахунок змерзання насиченого водою снігу, коли в результаті прогинання льоду під вагою снігової маси вода виходить на поверхню через тріщини. На початку весни крига починає підтаювати знизу за рахунок зменшення втрат тепла в атмосферу. Після звільнення крижаного покриву снігу починається інтенсивне стаювання льоду зверху.

Розтин - фаза льодового режиму, що характеризується руйнуванням крижаного покриву. Початок руйнування крижаного покриву відбувається під впливом термічних факторів - підтавання льоду знизу за рахунок зменшення тепла в атмосферу. Після звільнення крижаного покриву снігу починається інтенсивне стаювання льоду зверху. Механічні фактори або доповнюють процеси термічного руйнування льоду, або є головною причиною розтину водотоків та водойм. До механічних факторів відноситься рух води під льодом, що створює постійне зусилля, прикладене до нижньої кромки льоду і направлене вниз за течією, а також весняний підйом рівня, що створює зусилля, спрямоване вгору, лід, що відриває біля берегів, що створює прогин крижаного покриву. Руйнування льоду посилюється при утворенні відкритих водних просторів - до роботи вітру додається вплив хвиль, руйнування крижин під час дрейфу і т.п.

[(#"justify">)]

. Морський лід

Властивість морського льоду

Найважливіші властивості морського льоду - пористість та солоність, що визначають його густину (від 0,85 до 0,94 г./смі). Через малу щільність льоду крижини піднімаються над поверхнею води на 1/7 - 1/10 їх товщини. Танення морського льоду починається за температури вище?2,3°C. У порівнянні з прісноводним він важче піддається роздробленню на частини і еластичніший.

1. Солоність

Солоність морського льоду залежить від солоності води, швидкості льодоутворення, інтенсивності перемішування води та її віку. У середньому солоність льоду в 4 рази нижче солоності води, що утворила його, коливаючись від 0 до 15 проміле (у середньому 3-8 проміле).

Морська вода, солоність якої нижче 24,695 проміле (так звана солонувата вода), при охолодженні спочатку досягає найбільшої щільності, як і прісна вода, а при подальшому охолодженні та відсутності перемішування швидко досягає температури замерзання.

Якщо солоність води вище 24,695 проміле (солона вода), вона охолоджується до температури замерзання при постійному збільшенні щільності з безперервним перемішуванням (обміном між верхніми холодними і нижніми теплішими шарами води), що не створює умов для швидкого вихолоджування та замерзання води, тобто однакових погодних умовах солона океанічна вода замерзає пізніше солонуватою.

2. Щільність

Морський лід є складним фізичним тілом, що складається з кристалів прісного льоду, розсолу, бульбашок повітря та різних домішок. Співвідношення складових залежить від умов льодоутворення та подальших льодових процесів та впливає на середню щільність льоду. Так, наявність бульбашок повітря (пористість) значно зменшує щільність льоду. Солоність льоду надає щільність менший вплив, ніж пористість. При солоності льоду 2 проміле і нульової пористості щільність льоду становить 922 кілограми на кубічний метр, а при пористості 6 відсотків знижується до 867. У той же час при нульовій пористості збільшення солоності з 2 до 6 проміле призводить до збільшення щільності льоду 9 кілограмів на кубічний метр.

Теплофізичні властивості

Середня питома теплопровідність морського льоду приблизно вп'ятеро вища, ніж у води, і у вісім разів вища, ніж у снігу, і становить близько 2,1 Вт/м·градус, але до нижньої та верхньої поверхонь льоду може зменшуватися через збільшення солоності та зростання кількості пір.

Теплоємність морського льоду наближається до теплоємності прісного льоду зі зниженням температури льоду, коли сольовий розсіл вимерзає. Зі зростанням солоності, отже, збільшенням маси розсолу, теплоємність морського льоду дедалі більше залежить від теплоти фазових перетворень, тобто змін температури. Ефективна теплоємність льоду збільшується з підвищенням його солоності та температури.

Теплота плавлення (і кристалізації) морського льоду коливається від 150 до 397 кДж/кг залежно від температури та солоності (з підвищенням температури чи солоності теплота плавлення знижується).

Оптичні властивості

Чистий лід прозорий для світлових променів. Включення (повітряні бульбашки, сольовий розсіл, пил) розсіюють промені, значно зменшуючи прозорість льоду.

Відтінки кольору морського льоду у великих масивах варіюють від білого до коричневого.

Білий лід утворюється зі снігу і має багато бульбашок повітря або осередків із розсолом.

Молодий морський лід зернистої структури зі значною кількістю повітря та розсолу часто має зелений колір.

Багаторічні торосисті льоди, з яких видавлені домішки, та молоді льоди, які замерзали в спокійних умовах, часто мають блакитний чи синій колір. Блакитним також буває льодовик льоду і айсберги. У синього льодучітко видно голчасту структуру кристалів.

Коричневий чи жовтуватий лід має річковий чи прибережний генезис, у ньому є домішки глини чи гумінових кислот.

Початкові види льоду (крижане сало, шуга) мають темно-сірий колір, іноді зі сталевим відтінком. Зі збільшенням товщини льоду його колір стає світлішим, поступово переходячи в білий. При таненні тонкі крижинки знову стають сірими.

У разі, якщо лід містить велика кількістьмінеральних або органічних домішок (планктон, еолові суспензії, бактерії), його колір може змінюватися на червоний, рожевий, жовтий, аж до чорного.

У зв'язку з властивістю льоду затримувати довгохвильову радіацію, він здатний створювати парниковий ефект, що призводить до нагрівання води, що знаходиться під ним.

Механічні властивості

Під механічними властивостями льоду розуміють його здатність протистояти деформаціям.

Типові види деформації льоду: розтягування, стискування, зсув, вигин. Вирізняють три стадії деформації льоду: пружна, пружно-пластична, стадія руйнування. Облік механічних властивостей льоду важливий щодо оптимального курсу криголамів, і навіть при розміщенні на крижинах вантажів, полярних станцій, під час розрахунку міцності корпусу судна (Іванов, 1976), (Назаров, 1938)

Структура морського льоду

При охолодженні поверхні моря до температури точки замерзання у верхньому шарі води (товщиною кілька сантиметрів) з'являється велика кількість дисків або пластинок чистого льоду, званих шугою . мм,а форма може бути надзвичайно різноманітною – від квадратів (або майже квадратів) до гексагональних утворень. Оптична вісь такої платівки завжди перпендикулярна площині її поверхні. Ці елементарні крижані кристали плавають на поверхні води, утворюючи так зване крижане сало, що надає поверхні моря дещо маслянистого вигляду. У спокійній воді пластинки плавають у горизонтальному положенні та їх з-осі спрямовані вертикально. Вітер і хвилі змушують платівки зіштовхуватися, перевертатися і приймати внаслідок різних положень; поступово змерзаючи, вони утворюють постійний крижаний покрив, у якому окремі кристали орієнтовані хаотично. На першій стадії формування молодий лід напрочуд гнучкий; під дією хвиль, що йдуть з відкритого моря або викликаних судном, що рухається, він згинається, не ламаючись, причому амплітуда коливань поверхні льоду може досягати декількох сантиметрів.

Надалі, якщо температура не підвищується, окремі платівки грають роль зародкових кристалів. Цілком механізм цього процесу досі не вивчений. Як видно з рис. 4, лід складається з окремих кристалів, кожен з яких має суто індивідуальні властивості, наприклад ступенем пропускання поляризованого світла (однаковою для всього даного кристала, «але відмінною від інших). У деяких випадках структурну комірку льоду називають зерном, а не окремим кристалом, оскільки ясно, що вона має складну субструктуру і складається з безлічі паралельних пластинок. Взаємозв'язок цієї субструктури згадуваний вище первинної шугою досить очевидна. Немає сумніву, що деяка частина зерна утворюється з пластинок шуги, що змерзаються, які потім зберігаються як окремі шари кристала. Однак, мабуть, існує і якийсь інший процес, так як у деяких випадках кристали починають рости на нижній поверхні досить товстого крижаного покриву, причому вони також мають пластинчасту будову. Яким би не був механізм утворення кристалів, всі вони - як у морському льоду, так і в прісноводному - складаються з великої кількості платівок, точно паралельних один одному. Оптична вісь кристала розташована перпендикулярно до цих платівок.

Цікаві результати дає вивчення розподілу кристалів за орієнтацією їх оптичних осей залежно від глибини їхнього залягання в товщі льоду. Орієнтація може бути охарактеризована двома кутами - полярним, який є кутом між з-віссюі вертикаллю, і азимутальним, тобто. кутом, виміряним від якогось довільного напрямку, наприклад, від лінії північ - південь. Величини азимутальних кутів зазвичай не підкоряються будь-якому закону; Рідкісні винятки з цього правила можуть бути викликані незвичайними припливними явищами. Полярні кути виявляють певну закономірність. Як зазначалося вище, орієнтація кристалів біля поверхні льоду дуже різноманітна, оскільки залежить від впливу вітру під час льдоутворення. Але в міру заглиблення в крижану товщу полярні кути зростають, і на глибині близько 20 смоптичні осі багатьох кристалів орієнтуються горизонтально. Лабораторне дослідження замерзання дистильованої води (Перей і Паундер, 1958) за умови, що її охолоджували тільки з одного напрямку, а вода перебувала у спокійному стані, дало результати, наведені у табл. Горизонтальні зрізи були взяті з поверхні льоду та з глибин 5 та 13 див.Кожен шліф досліджували на універсальному полярископі. При цьому визначалося співвідношення площ (у відсотках), зайнятих кристалами з однаковою – у межах 10-градусних інтервалів – орієнтуванням оптичних осей.

Орієнтація кристалів у крижаному покриві (Паундер, 1967)

Глибина, см% площі, зайнятої кристалами з полярними кутами в межах0 - 10 градусів10 - 20 градусів70 - 80 градусів80 - 90 градусів0 5 1368 12 137 3 26 18 145 26 43

Аналогічна ситуація спостерігається і в природному морському льоду, який досяг певного «віку». Винятки бувають у тих випадках, коли в процесі зростання крижаного покриву відбуваються зрушення, що викликають здавлювання та злам льоду. Таким чином, основна маса морського льоду, що проіснував рік або більше, складається з кристалів, оптичні осі яких спрямовані горизонтально, а азимуту орієнтовані хаотично. Довжина (висота вертикалі) таких кристалів досягає 1 мі більше, при діаметрі від 1 до 5 див.Причини переважання кристалів у льоду з горизонтальними оптичними осями допомагають зрозуміти рис. 4. Оскільки крижаний кристал має одну головну вісь симетрії, він може зростати переважно у двох напрямках. Молекули льоду приєднуються до кристалічних ґрат або в площинах (кристала), перпендикулярних с-осіі званих базисними площинами , або у напрямку с-осі, що у свою чергу призводить до збільшення площі базових площин. Грунтуючись на законах термодинаміки, можна дійти висновку, що перший тип росту кристала має бути більш інтенсивним, ніж другий, що підтверджується експериментами.

Мал. 5 Переважання зростання кристалів з похилими оптичними осями, що викликає поступове зникнення кристала з вертикальною з-Віссю. (Паундер, 1967)

Поверхня розділу крига - вода

Дослідження нижньої поверхні зростаючого морського льоду допомагає зрозуміти процес замерзання води. Нижні 1-2 см крижаної товщі складаються з пластин чистого (прісного) льоду з прошарками розсолу між ними. Платівки, що становлять частину окремого кристала, паралельні один одному і розташовані, як правило, вертикально. Це так званий скелетний (або каркасний) шар. Механічна міцність цього шару зазвичай дуже мала. При подальшому заморожуванні пластинки дещо потовщуються, між ними з'являються крижані перемички і поступово утворюється суцільний лід, в якому розсіл міститься у вигляді крапель або осередків між пластинками. Зниження температури льоду призводить до зменшення розмірів заповнених розсолом осередків, які набувають форми довгих вертикальних циліндрів майже мікроскопічних розмірів у поперечному перерізі. Такі осередки можна знайти на рис. 4 у вигляді рядів чорних точок, розташованих уздовж ліній між пластинками. Деяка кількість осередків розсолу є також у меж між кристалами, проте, основна маса розсолу міститься всередині окремих зерен. На рис. 5 наводяться результати статистичного дослідження товщини пластин у зразку річного морського льоду. Видно, що платівки мають однорідну товщину, в середньому в межах 0,5-0,6 мм.Діаметр гнізд, що містять розсіл, зазвичай близько 0,05 мм.

Мал. 6 Статистичне розподіл товщини платівок в однорічному морському льоду. (Паундер, 1967)

Достатньої кількості даних про довжину таких гнізд досі немає; відомо лише, що вона коливається значно ширших межах, ніж діаметр. Орієнтовно вважатимуться, що довжина гнізд порядку 3 див.

Таким чином, ми бачимо, що в більшості випадків морський лід складається з макроскопічних кристалів зі складною внутрішньою структурою – містить пластинки чистого льоду та велику кількість осередків, що містять розсіл. Крім цього, у льоду зазвичай є безліч дрібних сферичних повітряних бульбашок, що утворюються з розчиненого у воді повітря, що виділяється в процесі замерзання. Частина обсягу морського льоду, зайнята рідиною - розсолом, є надзвичайно важливим параметром, званим вмістом розсолу. v (Рис. 6). Його можна розрахувати, знаючи солоність, температуру та щільність морського льоду. Грунтуючись на знанні фазових співвідношень розчинів солей, що містяться в морській водіпри низьких температурах, (Ассур, 1958) обчислив v для тих значень солоності та температури льоду, які зустрічаються на земній кулі. В отриманих Ассуром результатах не враховується наявність у льоду бульбашок повітря, проте вплив останніх на величину v може бути експериментально визначено порівнянням щільності зразка морського льоду з щільністю прісноводного льоду при тій же температурі. (Паундер, 1967)

Мал. 7 Міграція розсолу у напрямку температурного градієнта (Паундер, 1967)

Типи морського льоду

Морський лід за своїм місцем розташування і рухливості поділяються на три типи:

плавучі (дрейфуючі) льоди;

пакові багаторічні льоди (пак)

Припай - вид нерухомого льоду морях і океанах та його затоках вздовж берегів.

Мал. 8 (Покритий снігом припай і лід, що дрейфує, на Балтійському морі)

У динамічному відношенні морський лід поділяється на рухливий (дрейфуючий) і нерухомий. До нерухомих льодів відносяться припай та стамуха.

Припай є прикріпленим до берега або мілини крижаний покрив, що простягається на відстань від декількох метрів до сотень кілометрів від берега при замерзанні води. Припай зазнає тільки вертикальних коливань при змінах рівня води. Він може утворюватися як дома перебування при замерзанні морської хвилі, і у результаті примерзания. Цей вид може зламуватися і таким чином стає льодом, що дрейфує. У високоширотних районах припай може існувати кілька років і досягати товщини 10-20 м. З метою боротьби з припаєм на морських шляхах використовуються криголамки.

Плавучі льоди не пов'язані з берегом і дрейфують під впливом вітру та течії. До них відносяться початкові стадіїльоду (сало, снігура, шуга, млинець), пізніші його форми (нілас, молодик, однорічний, дворічний і багаторічний лід), лід у вигляді полів, їх уламків або окремих крижин, а також айсберги, їх уламки та крижані острови.

Залежно від розмірів крижин плавучі криги поділяються на такі форми:

§ крижані поля - це найбільші за площею утворення дрейфуючого льоду, які за розмірами діляться на гігантські (понад 10 км у поперечнику), великі (2-10 км), великі (0,5-2 км) та уламки полів - крижини розміром 100 - 500 м;

§ крупнобитий лід - крижини розміром 20-100 м;

§ дрібнобитий лід - крижини розміром 2-20 м;

§ тертий лід - крижини розміром 0,5-2 м;

§ сморозь - шматки льоду різного віку, що змерзли в крижаному полі;

§ тороси - окремі нагромадження уламків крижин (пагорби) на крижаному покриві, що утворюються внаслідок сильного зіткнення або стиснення льодів;

§ несяк - великий торос або група торосів, що змерзли разом, що являють собою окрему крижину з порівняно малими горизонтальними і великими вертикальними розмірами; осаду до 20-25 м-код і висота над рівнем моря до 5 м-коду .

Паковий лід - багаторічний полярний морський лід, що проіснував понад 2 річні цикли наростання та танення. Зазвичай спостерігається у вигляді великих крижаних полів у Арктичний басейн, а також у вигляді припаю вздовж північних берегів Гренландії, у північних протоках Канадського Арктичного архіпелагу та в Антарктиці. Тороси на полях паркового льоду зазвичай згладжені неодноразовим таненням, через що їх поверхня переважно горбиста. В Арктиці парковий лід займає площу від 60 до 90% крижаного покриву. Потужний парковий лід непрохідний для суден.

Паковий лід розуміються, як крижані масиви, що вільно плавають, сповзли у воду і відірвалися від льодовиків на суші, а також крижини, що дрейфували, захоплені згодом прибережним льодом. У морського льоду є така властивість: вже при освіті він відрізняється меншою солоністю, ніж морська вода. У міру продовження «життя» він дедалі більше наближається до прісного стану і, нарешті, стає придатним для споживання.

Мал. 9 Паковий лід

Висновок

крижаний океан покрив

Вивчення та аналіз даних дозволило зробити такі висновки:

.До льодових явищ відносять також крижані утворення, що є формами існування льоду у водних об'єктах.

.Фазам льодового режиму відповідають характерні періоди льодового режиму – осінніх льодових явищ, льодоставу, весняних льодових явищ.

.Морський лід є складне, неоднорідне за своїми теплофізичними властивостями освіту, що формується під впливом цілого комплексу зовнішніх факторів.

.Найважливіші властивості морського льоду - пористість та солоність, що визначають його густину (від 0,85 до 0,94 г./смі).

.Структура морського льоду складається з великої кількості дисків або платівок чистого льоду, які називаються шугою.Товщина цих крижинок дуже мала, середні розміри приблизно 2,5 см * 0,5 мм,а форма може бути надзвичайно різноманітною – від квадратів (або майже квадратів) до гексагональних утворень.

.Льоди в океанах і морях прийнято класифікувати по ряду
ознак, основними з яких є генетичний, динамічний, віковий та морфологічний.

Список літератури

1. Бартон В., Кабрера Н., Франк Ф. Зростання кристалів та рівноважна структура їх поверхонь // У сб.: Елементарні процеси зростання кристалів. Пров. з англ. М: Вид-во іностр. літ., 1959. С. 11 - 168.

2.Бурке А.К. Морський лід. Л.: Головсевморшляху, 1940. 94 с.

Доронін Ю.П., Хейсін Д.Є., Морський лід. Л.: Гідрометеоздат, 1975. 318 с.

Жуков Л.А. Загальна океанологія. Л.: Гідрометеоздат, 1976. 376 с.

Зубов Н.М. Морські води та льоди. Л., Гідрометеоздат, 1938. 451 с.

Назаров В.С. До вивчення властивостей морського льоду//Праці ААНІІ 1938, т. 110. С. 101-108.

Паундер Е.Ф. Фізика льоду. М: «СВІТ». Пров. з англ. Шинкар Г.Г., 1967, с. 30 – 39.

Савельєв Б.А. Будова, склад та властивості крижаного покриву морських та прісних водойм. Вид. МДУ, 1963. 541 с.

Хейсін Д.Є. Динаміка крижаного покриву. Л., Гідрометеоздат, 1967. 215 с.

Репетиторство

Потрібна допомога з вивчення якоїсь теми?

Наші фахівці проконсультують або нададуть репетиторські послуги з цікавої для вас тематики.
Надішліть заявкуіз зазначенням теми прямо зараз, щоб дізнатися про можливість отримання консультації.

3.2. МОРСЬКИЙ ЛІД

Всі наші моря, за рідкісними винятками, взимку покриваються льодом різної потужності. У зв'язку з цим в одній частині моря навігація в холодну половину року утруднюється, в іншій припиняється і може здійснюватися лише за допомогою криголамів. Таким чином, замерзання морів порушує нормальну роботу флоту та портів. Тому для більш кваліфікованої експлуатації флоту, портів та морських споруд необхідні певні знання фізичних властивостей морського льоду.

Морська вода, на відміну прісної, немає певної точки замерзання. Температура, коли він починають утворюватися кристали льоду (крижані голки), залежить від солоності морської води S . Досвідченим шляхом встановлено, що температуру замерзання морської води можна визначити (розрахувати) за такою формулою: t 3 = -0,0545S. При солоності 247% температура замерзання дорівнює температурі найбільшої щільності морської води (-133°С). Ця обставина (властивість морської води) дозволило розділити за рівнем солоності морську воду на дві групи. Вода із солоністю меншою 24,7% називається солонуватою і при охолодженні спочатку досягає температури найбільшої щільності, а потім замерзає, тобто. веде себе як прісна, у якої температура найбільшої густини 4° С. Вода із солоністю більше 24,7°/00 називається морською.

Температура при максимальній щільності нижче температури замерзання. Це веде до виникнення конвективного перемішування, яке затримує замерзання морської води. Замерзання уповільнюється також і через осолоніння поверхневого шару води, яке спостерігається при появі льоду, так як при замерзанні води тільки частина солей, розчинених у ній, залишається у льоду, значна ж частина їх залишається у воді, збільшуючи її солоність, а отже, і густина поверхневого шару води, тим самим знижуючи температуру замерзання. У середньому солоність морського льоду вчетверо менше солоності води.

Як же відбувається утворення льоду в морській воді, що має солоність 35 ° / 00 і температуру замерзання -1,91 ° С? Після того, як поверхневий шар води охолоне до зазначеної вище температури, щільність його збільшиться і вода опускатиметься вниз, а тепліша вода з нижчого шару буде підніматися вгору. Перемішування буде продовжуватися доти, поки температура всієї маси води верхнього діяльного шару не знизиться до -1,91 ° С. Потім, після деякого переохолодження води нижче температури замерзання, на поверхні починають з'являтися кристали льоду (крижані голки).

Крижані голки утворюютьсяяк на поверхні моря, а й у всій товщі перемішаного шару. Поступово крижані голки змерзають, утворюючи на поверхні моря крижані плями, що нагадують застиглий вигляд. сало. За кольором воно мало чим відрізняється від води.

При випадінні снігу на поверхні моря процес льодоутворення прискорюється, так як при цьому поверхневий шар опріснюється і охолоджується, крім того, у воду вводяться готові ядра кристалізації (сніжинки). Якщо температура води нижче 0°С, то сніг не тане, а утворює в'язку кашоподібну масу, яка називається снігурою. Сало та сніжинка під дією вітру та хвиль збивається в шматки білого кольору, звані шугою. При подальшому ущільненні та змерзанні початкових видів льоду (крижані голки, сало, шуга, сніжинка) на поверхні моря утворюється тонка, еластична кірка льоду, що легко прогинається на хвилі і при стисканні утворює зубчасті нашарування. ніласом. Нілас має матову поверхню та товщину до 10 см, поділяється на темний (до 5 см) та світлий (5-10 см) нілас.

Якщо поверхневий шар моря сильно опріснений, то при подальшому охолодженні води та спокійному стані моря в результаті безпосереднього замерзання або з крижаного сала поверхня моря покривається тонкою блискучою кіркою, яка називається склянкою. Склянка прозора, як скло, легко ламається при вітрі чи хвилі, товщина її до 5 см.

На легкій хвилі з крижаного сала, шуги або сніжури, а також в результаті розлому склянки і ніласу при великій брилі утворюється так званий млинчастий лід. Він має переважно круглу формувід 30 см до 3 м в діаметрі і приблизно до 10 см товщини, з піднятими краями внаслідок удару крижин одна об іншу.

У більшості випадків льодоутворення починається біля берега з появи заберегів (ширина їх 100-200 м від берега), які поступово поширюються в море, переходять в припай.Забережи і припай відносяться до нерухомого льоду, тобто до льоду, який утворюється і залишається нерухомим уздовж узбережжя, де він прикріплений до берега, крижаної стіни, крижаного бар'єру.

Верхня поверхня молодого льодув більшості випадків гладка або трохи хвиляста, нижня, навпаки, дуже нерівна і в деяких випадках (за відсутності течій) схожа на щітку з крижаних кристалів. Протягом зими товщина молодого льоду поступово збільшується, поверхня його покривається снігом, а колір за рахунок стікання розсолу змінюється від сірого до білого. Молодий лід завтовшки 10-15 см називається сірим, а завтовшки 15-30 см - сіро-білим. При подальшому наростанні товщини льоду лід набуває білого кольору. Морська крига, що проіснувала одну зиму і має товщину від 30 см до 2 м, прийнято називати білим однорічним льодом, який поділяється на тонкий(Товщина від 30 до 70 см), середній(від 70 до 120 см) та товстий(Більше 120 см).

У районах Світового океану, де крига не встигає розтанути за літо і з початку наступної зими починає вдруге наростати і до кінця другої зими товщина його збільшується і становить вже понад 2 м, називається дворічним льодом. Лід, що проіснував понад два роки, називається багаторічним, Товщина його більше 3 м. Він має зеленувато-блакитний колір, а при великій домішки снігу та бульбашок повітря, має білуватий колір, склоподібного вигляду. З часом опріснений і ущільнений стисненням багаторічний лід набуває блакитного кольору. Морські льоди з їхньої рухливості поділяють на нерухомий лід (припай) і лід, що дрейфує.

Дріфуючий лід за формою (розмірами) поділяють на млинцевий лід, крижані поля, дрібнобитий лід(шматок морського льоду менше 20 м у поперечнику), тертий лід(битий лід менше 2 м у поперечнику), несяк(великий торос або група торосів, що змерзли разом, висотою над рівнем моря до 5 м), сморозь(змерзлі в крижане поле шматки льоду), крижана каша(Скупчення дрейфуючого льоду, що складається з уламків інших форм льоду не більше 2 м у поперечнику). У свою чергу крижані поля, залежно від горизонтальних розмірів, поділяються на:

Гігантські крижані поля, понад 10 км у поперечнику;

Великі крижані поля, від 2 до 10 км у поперечнику;

Великі крижані поля, від 500 до 2000 м-коду в поперечнику;

Уламки крижаних полів, від 100 до 500 м у поперечнику;

Крупнобитий лід, від 20 до 100 м у поперечнику.

Дуже важливою характеристикою для судноплавства є згуртованість льоду, що дрейфує. Під згуртованістю розуміється відношення площі морської поверхні, фактично покритої льодом, загальної площіповерхні моря, на якій розташовується лід, що дрейфує, виражене в десятих частках.

У СРСР прийнято 10-бальну шкалу згуртованості льоду (1 бал відповідає 10% покритій льодом площі), у деяких зарубіжних країнах (Канаді, США)-8-бальна.

По згуртованості лід, що дрейфує, характеризується так:

1. Стиснутий лід, що дрейфує. Дрейфуючий лід, згуртованість якого становить 10/10 (8/8), води не видно.

2. Суцільний лід, що змерз. Дрейфуючий лід, згуртованість якого становить 10/10 (8/8), і крижини змерзли разом.

3. Дуже згуртований лід. Дрейф лід, згуртованість якого більше 9/10, але менше 10/10 (від 7/8 до 8/8).

4. Згуртований лід. Дрейфуючий лід, згуртованість якого від 7/10 до 8/10 (від 6/8 до 7/8), що складається з крижин, більшість яких стикається один з одним.

5. Розріджений лід. Дрейфуючий лід, згуртованість якого становить від 4/10 до 6/10 (від 3/8 до 6/8), з великим числом розлучень, крижини зазвичай не стикаються одна з одною.

6. Рідкісний лід. Дрейфуючий лід, у якому згуртованість становить від 1/10 до 3/10 (від 1/8 до 3/8), і простір чистої води переважає над льодом.

7. Окремі крижини. Велика площа води, де є морський лід згуртованістю менше 1/10 (1/8). За повної відсутності льоду цю площу слід називати чиста вода.

Дрейфуючі льоди під впливом вітру та течій перебувають у постійному русі. Будь-яка зміна вітру над районом, покритим льодом, що дрейфує, викликає зміни в розподілі льоду: тим більше, чим сильніша і триваліша дія вітру.

Багаторічні спостереження над вітровим дрейфом згуртованого льоду показали, що дрейф льоду знаходиться у прямій залежності від вітру, що його викликав, а саме: напрямок дрейфу льоду відхиляється від напрямку вітру приблизно на 30° у північній півкулі вправо, а в південній - вліво, швидкість дрейфу зі швидкістю вітру вітровим коефіцієнтом, що дорівнює приблизно 0,02 (r = 0,02).

У табл. 5 наведено обчислені значення швидкості дрейфу льоду залежно від швидкості вітру.

Таблиця 5

Дрейф окремих крижин (дрібних айсбергів, їх уламків та невеликих крижаних полів) відрізняється від дрейфу згуртованого льоду. Швидкість його більша, тому що вітровий коефіцієнт зростає від 0,03 до 0,10.

Швидкість переміщення айсбергів (у Північній Атлантиці) при свіжих вітрівколивається від 01 до 07 уз. Що ж до кута відхилення їх руху від напряму вітру, він становить 30-40°.

Практика льодового плавання показала, що самостійне плавання звичайного морського судна можливе при згуртованості льоду, що дрейфує, 5-6 балів. Для великотоннажних суден зі слабким корпусом і для старих суден межа згуртованості 5 балів, для суден середнього тоннажу, що знаходяться в хорошому стані, - 6 балів. Для суден льодового класу ця межа може бути підвищена до 7 балів, а для криголамних транспортних суден – до 8-9 балів. Зазначені межі прохідності дрейфуючого льоду виведені з практики для середньоважкого льоду. При плаванні у важких багаторічних льодах ці межі слід зменшити на 1-2 бали. При хорошій видимості плавання у льодах згуртованістю до 3 балів можливе для кораблів будь-якого класу.

У разі необхідності слідувати через район моря, покритий дрейфуючим льодом, необхідно мати на увазі, що легше і безпечніше входити в край льоду проти вітру. Входити в лід при побіжному або бічному вітрі небезпечно, оскільки створюються умови навалу на лід, що може призвести до пошкодження борту судна або його вилицевої частини.

Вперед
Зміст
назад

Донний лід

Донний лід - скупчення мас льоду пухкої губчастої будови на дні природних водотоків, зазвичай перед початком льодоходу.

Wikimedia Foundation. 2010 .

Дивитись що таке "Донний лід" в інших словниках:

ДОННИЙ, донна, донне (спец.). дод. до дна. Донний лід (що осів на дно). Донна вудка (прибудована так, щоб ліси з гачком доходили до дна). Тлумачний словник Ушакова. Д.М. Ушаків. 1935 1940 … Тлумачний словник Ушакова

Ґрунтовий, низовий Словник російських синонімів. донний дод., кіл у синонімів: 2 грунтовий (4) … Словник синонімів

Див дно. Тлумачний словник Ожегова. С.І. Ожегов, Н.Ю. Шведова. 1949 1992 … Тлумачний словник Ожегова

Скупчення внутрішньоводного льоду на дні незамерзаючих ділянок (полин) річок і озер. Велика Радянська Енциклопедія

I дод. 1. соотн. із сут. дно I, що з ним 2. Властивий дну [дно I], характерний йому. 3. Який живе, що росте, розташований на дні [дно I 1.] або біля самого дна водойми. II дод. 1. соотн. із сут. буркун, пов'язаний з ним 2.… … Сучасний тлумачний словникросійської мови Єфремової

Морський лід - лід, що утворився в морі (океані) при замерзанні води. Оскільки морська вода солона, замерзання води з солоністю, що дорівнює середньої солоності Світового океану, відбувається при температурі близько?1,8°C.

Найважливіші властивості морського льоду - пористість та солоність, що визначають його густину (від 0,85 до 0,94 г/смі). Через малу щільність льоду крижини височіють над поверхнею води на 1/7 - 1/10 їх товщини. Танення морського льоду починається за температури вище?2,3 °C. У порівнянні з прісноводним він важче піддається роздробленню на частини і еластичніший.

Морський лід є складним фізичним тілом, що складається з кристалів прісного льоду, розсолу, бульбашок повітря та різних домішок. Співвідношення складових залежить від умов льодоутворення та подальших льодових процесів та впливає на середню щільність льоду. Так, наявність бульбашок повітря (пористість) значно зменшує щільність льоду. Солоність льоду надає щільність менший вплив, ніж пористість. При солоності льоду 2 ‰ і нульової пористості щільність льоду становить 922 кг/мі, а при пористості 6 % знижується до 867. /мі.

Морські льоди за рівнем своєї рухливості поділяються на нерухомі та дрейфуючі. Основною формою нерухомого льоду є припай, який може утворюватися шляхом природного замерзання води або в результаті примерзання до берега льоду, що дрейфує, будь-якої вікової категорії. До нерухомих льодів відносяться такожстамухи - торосисті утворення, що сидять на грунті на мілководді або біля берега. Решта видів морського льоду ставляться до категорії дрейфуючих, які переміщаються під впливом вітру і течій. Внаслідок неоднорідності полів вітру та течій, відмінностей у товщині та будові крижаних полів та складної взаємодії з берегами дрейф крижаних полів, крижин і шматків льоду відбувається нерівномірно. Це призводить до їх зіштовхувань, деформацій та розломів.

Дрейфуючі льоди по згуртованості поділяються на окремі крижини, рідкісний лід, згуртований лід, дуже згуртований лід і суцільний лід. Рух згуртованих льодів супроводжується деформаціями, що включають зрушення і зрушення крижаних полів і крижин відносно один одного, обертання крижин, утворення торосів, тріщин і розлучень. Внаслідок переміщень та деформації відбувається перерозподіл льодів на поверхні моря, змінюється їхня згуртованість, змінюються будова та морфологія крижаного покриву.

Після згуртування льодів до 9-10 балів, якщо сили, що викликали його, продовжують діяти, починається стиск, при якому відбуваються нашарування і рошення льодів. Процес зрошення полягає в розламуванні крижаного покриву з наступним нахилом уламків, аж до вертикального положення, роздроблення кромок крижин, насуву крижин одна на одну, нагромадженні крижаних валів і гряд. При відносному переміщенні крижаних полів утворюються довгі прямі гряди торосів із дрібнороздробленого льоду. Гряди торосів зрушення характерні для районів, де спостерігаються суттєві відмінності швидкостей дрейфу. На кордоні припаю з рухомим льодом в залежності від напрямку дрейфу можуть виникати тріщини або розводи або утворюються гряди зсуву торосів або тороси стиснення. При малій глибині моря та інтенсивному торосоутворенні підошви торосів можуть досягати ґрунту. Такі тороси проорюють борозни на дні.

Залежно від причин, що викликають поступальний рух льодів, виділяють кілька різновидів дрейфу. Вітровий дрейф виникає під дією вітру. Такий дрейф триває деякий час і після припинення вітру, так як лід, що дрейфує, залучає в рух верхні шари води. Швидкість вітрового дрейфу морських льодів близька до 1:50 швидкості вітру. Напрям дрейфу зазвичай не збігається з напрямом вітру. В арктичних морях під дією сил Коріоліса напрямок дрейфу відхиляється праворуч від напрямку вітру на кут 28°, а в антарктичних морях - у протилежний бік. У багатьох морях, наприклад, у Білому, Баренцевому, Беринговому, Охотському та інших, важливу роль відіграє приливний дрейф льодів, зумовлений течіями при припливах та відливах.

На напрям дрейфу великий вплив мають близькість берегової лінії, наявність островів і мілин, рельєф дна. В результаті одночасного впливу безлічі факторів дрейф льодів часто буває нерівномірним, окремі масиви та скупчення льодів можуть дрейфувати в різних напрямках та з різними швидкостями. Межі між ними називаються дрейфрозділами, для яких характерна наявність смуг тертого льодута поясів торосів.

По стадіях розвитку льоду виділяють кілька про початкових видів льоду (у порядку часу освіти):

крижані голки,

крижане сало,

внутрішньоводний (у тому числі донний або якірний), що утворюється на певній глибині та предметах, що знаходяться у воді в умовах турбулентного перемішування води. Подальші за часом утворення види льоду - ніласові льоди:

нілас, що утворюється при спокійній поверхні моря з сала і сніжури (темний нілас до 5 см завтовшки, світлий нілас до 10 см завтовшки) - тонка еластична кірка льоду, що легко прогинається на воді або брилі і утворює при стисканні зубчасті нашарування;

склянки, що утворюються в розпресненій воді при спокійному морі (в основному, в затоках, біля усть рік) - тендітна блискуча кірка льоду, яка легко ламається під дією хвилі та вітру;

млинець, що утворюється при слабкому хвилюванні з крижаного сала, сніжури або шуги або внаслідок розлому внаслідок хвилювання склянки, ніласу або так званого молодого льоду. Являє собою пластини льоду округлої форми від 30 см до 3 м в діаметрі і товщиною 10 - 15 см з піднятими краями через обтирання та удари крижин. Подальшою стадією розвитку льодоутворення є молоді льоди, які поділяються на сірий (товщина 10 – 15 см) та сіро-білий (товщиною 15 – 30 см) лід. Морський лід, що розвивається з молодого льоду і має вік не більше одного зимового періоду, називається однорічним льодом. Цей однорічний лід може бути:

тонким однорічним льодом - білий лід товщиною 30 - 70 см,

середньої товщини - 70 - 120 см,

товстим однорічним льодом - товщиною понад 120 см. Якщо морський лід піддавався танення хоча б протягом одного року, він відноситься до старих льодів. Старі льоди поділяються на:

залишковий однорічний - лід, що не розтанув влітку, перебуває знову в стадії замерзання,

дворічний - що проіснував більше одного року (товщина досягає 2 м),

багаторічний - старий лід товщиною 3 м і більше, що пережив танення не менше двох років. Поверхня такого льоду вкрита численними нерівностями, пагорбами, що утворилися внаслідок неодноразового танення. Нижня поверхня багаторічних льодів також відрізняється великою нерівністю та різноманітністю форми.

Поширення морських льодів.

Площа поширення морських льодів змінюється за сезонами від 9 до 18 млн кмІ у Північній півкулі та від 5 до 20 млн кмІ у Південній. Максимальний розвиток крижаного покриву у Північній півкулі спостерігається у лютому-березні, а в Антарктиці – у вересні-жовтні. Загалом на земній кулі морські льоди з урахуванням сезонних коливань покривають 26,3 млн кмІ при середній товщині покриву близько 1,5 м. Морські льоди утворюються у всіх морях Північного Льодовитого океану. Взимку вони формуються також у Беринговому, Охотському, Азовському, Аральському та Білому морях, у Фінській, Ботницькій та Ризькій затоках Балтійського моря, у північних частинах Японського та Каспійського морів та часом на північно-західному узбережжі Чорного моря.

В Арктиці виділяють шість градацій однорічних і багаторічних льодів, що різняться за товщиною та часом їх існування. Однорічний лід називається тонким при товщині 30-70 см, середньої товщини - від 70 до 120 см і товстим - понад 120 см. Дворічні льоди мають товщину 180-280 см, три- і чотирирічні - 240-280 см. Товщина багаторічних льодів досягає -360 см. У період максимального розвитку крижаного покриву в Північному Льодовитому океані багаторічні льоди займають 28% загальної площі, дворічні – 25%, однорічні та молоді – 47%.

У Південній півкулі крижаний покрив розвивається з квітня по вересень концентрично навколо Антарктиди. Багаторічні льодитам мало зустрічаються, а дворічні займають менше 25% площі максимального розвитку льодів.

Льодовиковий літопис

Сніг, що випадає на льодовик, лягає шаром на його поверхню, причому зимові відкладення за будовою сильно відрізняються від літніх. Щороку новий шар снігу ховає під собою торішній, і так – протягом десятків та сотень тисяч років. Льодовик росте, стародавні шари виявляються все глибшими і глибшими, і вся крижана товща розбивається на річні шари, схожі на річні кільця дерев. Так пишеться льодовиковий літопис, але, щоб її прочитати, необхідно принаймні навчитися визначати вік кожного льодовикового шару.

У верхній частині льодовика, що утворилася «зовсім недавно» - за останні кілька тисяч років, - вік шару визначається без особливих зусиль. Для цього просто підраховують річні шари, що складаються із зимових та літніх відкладень. Зі збільшенням глибини зробити це стає все важче, оскільки крига повільно тече. Тому щодо віку древніх верств використовують спеціальні розрахунки, враховують цей рух.

У льодовиках записано набагато більше докладних відомостей про минулі епохи, ніж у річних кільцях дерев. Вони можуть розповісти вченим про те, який клімат, температура повітря, атмосфера були на нашій планеті не 10 – 20, а 200 – 300 тисяч років тому. Навіть відомості про вітри, що дмухали в ті далекі епохи, залишаються в пам'яті льодовиків. Як же зберігається в товщі льоду вся ця багата інформація? Відомо, що вода складається з двох хімічних елементів- водню та кисню. Але кисень і водень бувають різні – «легкі» і «важкі». З так званих легких ізотопів утворюється звичайна вода, а з важких – важка. Серед безлічі молекул звичайної води завжди можна знайти кілька молекул важкої – у природі вони, як правило, нерозлучні. Але річ у тому, що вміст важкої води у льоду залежить від температури, за якої він утворився. Що температура, то більше в складі льоду молекул важкої води. Тому, вимірявши кількість важкої води в товщі льоду, можна досить точно дізнатися, яка температура була на момент його утворення. Разом із водою в товщі льодовика зберігається і атмосферний пил, який осів на поверхні льоду багато тисяч років тому. Зробивши її аналіз, можна дізнатися, чим було забруднене повітря в ті епохи, звідки він принесений вітрами, чи тоді не було великих вивержень вулканів і багато іншого.

Ще цікавіші записи льодовикового літопису стосуються складу давньої атмосфери. Проблема забруднення повітря є однією з нагальних проблем сучасного людства. А дізнатися, наскільки сильно зіпсувалася атмосфера, можна лише порівнявши її сучасний склад із тим, який вона мала задовго до появи людини та промисловості. А де знайти стародавнє повітря?

У льодовиках. Випавши на поверхню, сніг спочатку перетворюється на фірн - пухкий зернистий лід з великою кількістю повітря.

Ущільнюючись і замерзаючи, фірн утворює лід, і бульбашки повітря, що містяться в ньому, щільно закупорюються в льодовиковій товщі. Виділивши ці дрібні бульбашки стародавнього повітря, вчені роблять їхній хімічний аналіз і визначають, скільки в ньому було вуглекислого газу, кисню, метану та багатьох інших атмосферних газів.

Найважливіше і найцікавіше полягає в тому, що всю інформацію, записану в льодовиковому літописі, можна читати крок за кроком, рік за роком, окремо і по порядку аналізуючи кожен річний шар льоду. Рухаючись згори донизу, можна простежити, як поступово змінювалися температура, забрудненість і склад земної атмосфери, як вагалися кліматичні умови Землі протягом сотень тисяч років. Для того щоб це дізнатися, треба пробурити тисячометрову товщу льодовиків, дістати проби льоду з різних глибин і потім їх аналізувати в наукових лабораторіях.

Перша свердловина в льоду була зроблена в Альпах в Альпах в 1841, а через півстоліття кілька альпійських свердловин вже досягали льодовикового ложа. Нині буріння льодовиків стало традиційним заняттям дослідників. Глибина деяких свердловин у Гренландії та Антарктиді перевищила 2 км.

Бурити лід дуже нелегко через його пластичність: варто вийняти буровий снаряд, як стінки свердловини швидко стуляються. Тому свердловину доводиться заповнювати рідиною, що незамерзає, яка має ту ж щільність, що і лід. Зазвичай для буріння застосовують або електромеханічний, або електротермічний спосіб, коли лід плавлять коронкою, що нагрівається, бура.

Колонка льоду, що виймається під час буріння з товщі льодовика, називається "керн". Його дбайливо відвозять до спеціальних лабораторій-холодильників, де докладно вивчають, застосовуючи самі сучасні методианалізу.

Найцікавіші результати поки що принесло буріння на полярній станції «Схід» в Антарктиді, розпочате ще у 70-х роках XX століття. Станція «Схід» розташована в центральній частині Східної Антарктиди на висоті 3490 м. Середня річна температура тут -56, б З снігу за рік накопичується трохи більше 2 см. Товща льодовика в 3500 м містить лід, відкладений протягом сотень тисяч років.

При охолодженні поверхні моря до температури точки замерзання у верхньому шарі води (товщиною кілька сантиметрів) з'являється велика кількість дисків або пластинок чистого льоду, званих шугою . Товщина цих крижинок дуже мала, середні розміри приблизно 2,5 см * 0,5 мм,а форма може бути надзвичайно різноманітною – від квадратів (або майже квадратів) до гексагональних утворень. Оптична вісь такої платівки завжди перпендикулярна площині її поверхні. Ці елементарні крижані кристали плавають на поверхні води, утворюючи так зване крижане сало, що надає поверхні моря дещо маслянистого вигляду. У спокійній воді пластинки плавають у горизонтальному положенні та їх з-осі спрямовані вертикально. Вітер і хвилі змушують платівки зіштовхуватися, перевертатися і приймати внаслідок різних положень; поступово змерзаючи, вони утворюють постійний крижаний покрив, у якому окремі кристали орієнтовані хаотично. На першій стадії формування молодий лід напрочуд гнучкий; під дією хвиль, що йдуть з відкритого моря або викликаних судном, що рухається, він згинається, не ламаючись, причому амплітуда коливань поверхні льоду може досягати декількох сантиметрів.

Орієнтація кристалів у крижаному покриві (Паундер, 1967)

Поверхня розділу лід -вода

Мал. 6

Таким чином, ми бачимо, що в більшості випадків морський лід складається з макроскопічних кристалів зі складною внутрішньою структурою – містить пластинки чистого льоду та велику кількість осередків, що містять розсіл. Крім цього, у льоду зазвичай є безліч дрібних сферичних повітряних бульбашок, що утворюються з розчиненого у воді повітря, що виділяється в процесі замерзання. Частина обсягу морського льоду, зайнята рідиною - розсолом, є надзвичайно важливим параметром, званим вмістом розсолу. v (Рис. 6). Його можна розрахувати, знаючи солоність, температуру та щільність морського льоду. Ґрунтуючись на знанні фазових співвідношень розчинів солей, що містяться в морській воді при низьких температурах, (Ассур, 1958) обчислив v для тих значень солоності та температури льоду, які зустрічаються на земній кулі. В отриманих Ассуром результатах не враховується наявність у льоду бульбашок повітря, проте вплив останніх на величину v може бути експериментально визначено порівнянням щільності зразка морського льоду з щільністю прісноводного льоду при тій же температурі. (Паундер, 1967)

Мал. 7 Міграція розсолу у напрямку температурного градієнта (Паундер, 1967)