Морской лёд
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/c/cd/Nilas_sea_ice_3.jpg/250px-Nilas_sea_ice_3.jpg)
Морско́й лёд — лёд, образовавшийся в море (океане) при замерзании воды. Так как морская вода солёная, её замерзание происходит при температуре около −1,8 °C для средней солёности Мирового океана.
Свойства
[править | править код]![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/0/02/%D0%A1%D1%82%D1%80%D1%83%D0%BA%D1%82%D1%83%D1%80%D0%B0_%D0%BF%D0%B0%D0%BA%D0%BE%D0%B2%D0%BE%D0%B3%D0%BE_%D0%BB%D1%8C%D0%B4%D0%B0.png/250px-%D0%A1%D1%82%D1%80%D1%83%D0%BA%D1%82%D1%83%D1%80%D0%B0_%D0%BF%D0%B0%D0%BA%D0%BE%D0%B2%D0%BE%D0%B3%D0%BE_%D0%BB%D1%8C%D0%B4%D0%B0.png)
Основные физические свойства морского льда — пористость, температура и солёность, определяющие его плотность (от 840 до 940 кг/м3)[1]. Из-за малой плотности льда льдины возвышаются над поверхностью воды на 7–10% от их толщины (при отсутствии снега на поверхности льда). По сравнению с пресноводным морской лёд труднее поддаётся дроблению. Оценка концентрации (сплочённости) морского льда обычно даётся в баллах — от 0 (чистая вода) до 10 (сплошной лёд/ледостав).
Солёность
[править | править код]Солёность морского льда зависит от солёности морской воды, скорости льдообразования, интенсивности перемешивания воды и возраста льда. Чем старше лёд, тем меньше его солёность, так как солёный рассол при таянии стекает в море[2]. В среднем, солёность льда значительно ниже солёности образовавшей его воды, колеблясь от 0 до 15 промилле (в среднем 3–8 ‰). В Антарктических водах встречались льды с солёностью более 22 промилле. Обычная солёность однолетнего морского льда составляет 5–6 г/кг, около 7 раз ниже солёности морской воды, а солёность многолетнего льда составляет около 1.5–2.0 г/кг[3].
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/6/63/Pack_ice_slow.gif/250px-Pack_ice_slow.gif)
Плотность
[править | править код]Морской лёд является сложным физическим телом, состоящим из кристаллов пресного льда, рассола, пузырьков атмосферного воздуха и различных иных примесей. Соотношение составляющих зависит от условий льдообразования и последующих ледовых процессов и влияет на среднюю плотность льда. Так, наличие пузырьков воздуха (пористость[4]) значительно уменьшает плотность льда. Солёность льда оказывает на плотность меньшее воздействие, чем пористость. При солёности льда в 2 г/кг и нулевой пористости плотность льда составляет 922 килограмма на кубический метр, а при пористости 6% понижается до 867 кг/м3. В то же время при нулевой пористости увеличение солёности с 2 до 6 г/кг приводит к увеличению плотности льда только с 922 кг/м3 до 928 кг/м3 [5]. Плотность чистого льда без примесей (воздуха, рассола или твёрдых солей) составляет около 917 кг/м3. Объёмная фракция воздуха однолетнего льда может достигать 4% осенью и 6% летом[6]. Зимой объёмая фракция воздуха обычно находится в диапазоне 1–2%[7], когда как объёмная фракция жидкого рассола обычно ниже 5%[8].
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/8/80/Ice%2C_Frozen_Sea_of_Azov%2C_Winter_in_Russia.jpg/250px-Ice%2C_Frozen_Sea_of_Azov%2C_Winter_in_Russia.jpg)
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/c/c0/Nilas_in_Arctica.jpg/220px-Nilas_in_Arctica.jpg)
Плотность морского льда зависит от его возраста и сезона измерений. Обычная плотность однолетнего льда поздней осенью и зимой составляет около 900–910 кг/м3, однако, весной и летом она может достигать 750 кг/м3. Плотность многолетнего льда находится в более широком диапазоне 720–940 кг/м3. Плотность льда ниже уровня воды обычно находится в более узком диапазоне 900–940 кг/м3 [9]. Существует несколько методов измерения плотности льда. Наиболее распространённый способ включает в себя измерение веса и объёма льда в воздухе, но из-за нерегулярной формы ледовых кернов этот способ сопряжён с относительной погрешностью измерений в 3-8%[10]. Более точный способ включает в себя измерение массы и объёма льда, помещённого в жидкость (чаще всего в керосин или другие жидкости с низкой плотностью), ошибка такого метода составляет всего 1.3%[11]. Также плотность льда может быть определена на основе измерений осадки и толщины льда и снега при условии выполнения гидростатического равновесия. Однако, из-за высокой шереховатости льда, этот баланс достигается только на линейных расстояниях более 100 м, что приводит к высокой неточности этого метода определения плотности льда[10]. Плотность льда в Антарктиде также зависит от сезона измерений: зимой плотность обычно около 920 кг/м3, а летом она опускается до 875 кг/м3 [12]. Сезонная изменчивость плотности льда приводит к нетоности определния точности льда с помощью спутниковых радиовысотомеров (например, Криосат-2) до 0.7 метров[13].
Теплофизические свойства
[править | править код]Средняя удельная теплопроводность морского льда примерно в пять раз выше, чем у воды и составляет около 2,1 Вт/м·К, но к нижней и верхней поверхностям льда может уменьшаться из-за увеличения солёности и роста пористости. Теплоёмкость морского льда приближается к теплоёмкости пресноводного льда с понижением температуры, когда солевой рассол вымерзает. С ростом солёности, а следовательно, и с увеличением массы рассола, теплоёмкость морского льда всё больше зависит от теплоты фазовых преобразований, — то есть изменений температуры. Эффективная теплоёмкость морского льда увеличивается с повышением его солёности и температуры. Теплота плавления (и кристаллизации) морского льда колеблется от 150 до 397 кДж/кг в зависимости от температуры и солёности (с повышением температуры или солёности теплота плавления понижается).
Оптические свойства
[править | править код]Чистый лёд прозрачен для световых лучей. Включения (воздушные пузырьки, солевой рассол, пыль) рассеивают лучи, значительно уменьшая прозрачность льда. Поэтому светопропускание однолетнего льда значительно выше, чем у многолетнего[14]. Оттенки цвета морского льда в больших массивах варьируют от белого до коричневого. Белый лёд образуется из снега и имеет много пузырьков воздуха или ячеек с рассолом. Молодой морской лёд зернистой структуры со значительным количеством воздуха и рассола часто имеет зелёный цвет (зеленоватый оттенок). Многолетние торосистые льды, из которых выдавлены примеси, и молодые льды, образовавшиеся в спокойных условиях, часто имеют голубой или синий цвет — голубоватый или синий оттенок. Голубым также бывает глетчерный лёд и айсберги. В голубом льду чётко видна игольчатая структура кристаллов. Коричневый или желтоватый лёд имеет речной или прибрежный генезис, в нём имеются примеси глины или гуминовых кислот. Начальные виды льда (ледяное сало, шуга) имеют тёмно-серый цвет, иногда со стальным оттенком. С увеличением толщины льда его цвет становится светлее, постепенно переходя в белый. При таянии тонкие льдинки снова становятся серыми. В случае, если лёд содержит большое количество минеральных или органических примесей (планктон, эоловые взвеси, бактерии), его цвет может меняться на красный, розовый, жёлтый, вплоть до чёрного. В связи со свойством льда задерживать длинноволновую радиацию, он способен создавать парниковый эффект, что приводит к нагреванию подлёдной воды.
Механические свойства
[править | править код]Под механическими свойствами льда понимают его способность противостоять деформациям. Типичные виды деформации льда: растяжение, сжатие, сдвиг, изгиб. Выделяют три стадии деформации льда: упругая, упруго-пластическая, стадия разрушения. Учёт механических свойств льда важен при определении оптимального курса ледокола, а также при размещении на льдинах грузов, полярных станций, при расчёте прочности и конфигурации корпуса судна[15]. Традиционно физико-механические свойства морского льда изучаются на основании кернов и образцов, выбуренных из ровных ледяных полей, торосов и стамух. Для определения прочности льда безобразцовым методом может применяться скважинный зонд-индентор, состоящий из гидростанции, индентора, регистратора показаний датчиков давления, перемещения и сигналов трещинообразования во льду во время испытания[16]. Применение данного способа позволяет значительно ускорить процесс исследования[17].
Условия образования
[править | править код]При образовании морского льда между целиком пресными кристаллами льда оказываются мелкие капли солёной воды, которые постепенно стекают вниз. Температура замерзания и температура наибольшей плотности морской воды зависит от её солёности. Морская вода, солёность которой ниже 24,695 промилле (так называемая солоноватая вода), при охлаждении сначала достигает наибольшей плотности, как и пресная вода, а при дальнейшем охлаждении и отсутствии перемешивания быстро достигает температуры замерзания. Если солёность воды выше 24,695 промилле (солёная вода), она охлаждается до температуры замерзания при постоянном увеличении плотности с непрерывным перемешиванием (обменом между верхними холодными и нижними более тёплыми слоями воды), что не создаёт условий для быстрого выхолаживания и замерзания воды, то есть при одинаковых погодных условиях солёная океаническая вода замерзает позже солоноватой.
Классификации
[править | править код]Морской лёд по своему местоположению и подвижности разделяется на три типа:
- припай (неподвижный лёд)
- плавучие (дрейфующие) льды
- паковые льды (дрейфующий лёд при сплоченности более 7/10)
Также морской лёд включает в себя недеформированные типы льда (ровный лёд) и деформированные типы (торосы, стамухи, наслоенный лёд). Деформированный лёд составляет до 40-50% от общей площади морского льда в Арктике[18].
![](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/4/44/Arctic_Ice_Thickness_-_2.png/250px-Arctic_Ice_Thickness_-_2.png)
По стадиям развития льда выделяют несколько так называемых начальных видов льда (в порядке времени образования):
- ледяные иглы
- ледяное сало
- снежура
- шуга
- внутриводный (в том числе донный или якорный), образующийся на некоторой глубине и на предметах, находящихся в воде, в условиях турбулентного перемешивания воды.
Дальнейшие по времени образования виды льда — ниласовые льды:
- нилас, образующийся при спокойной поверхности моря из сала и снежуры (тёмный нилас до 5 см толщиной, светлый нилас до 10 см толщиной) — тонкая эластичная корка льда, легко прогибающаяся на воде или зыби и образующая при сжатии зубчатые наслоения;
- склянки, образующиеся в распреснённой воде при спокойном море (в основном в заливах, около устьев рек), — хрупкая блестящая корка льда, которая легко ломается под действием волны и ветра;
- блинчатый лёд, образующийся при слабом волнении из ледяного сала, снежуры или шуги или вследствие разлома в результате волнения склянки, ниласа или так называемого молодого льда, представляет собой пластины льда округлой формы от 30 см до 3 м в диаметре и толщиной 10–15 см с приподнятыми краями из-за обтирания и ударов льдин.
Дальнейшей стадией развития льдообразования являются молодые льды, которые подразделяются на серый (толщина 10–15 см) и серо-белый (толщиной 15–30 см) лёд.
Морской лёд, развивающийся из молодого льда и имеющий возраст не более одного зимнего периода, называется однолетним льдом. Этот однолетний лёд может быть:
- тонким однолетним льдом — белый лёд толщиной 30–70 см
- средней толщины — 70–120 см
- толстым однолетним льдом — толщиной более 120 см
Если морской лёд подвергался таянию хотя бы в течение одного года, он относится к старым льдам. Старые льды подразделяются на:
- остаточный однолетний — не растаявший летом лёд, находящийся вновь в стадии замерзания
- двухлетний — просуществовавший более одного года (толщина достигает 2 м)
- многолетний — старый лёд толщиной 3 м и более, переживший таяние не менее двух лет. Поверхность такого льда покрыта многочисленными неровностями, буграми, образовавшимися в результате неоднократного таяния. Нижняя поверхность многолетних льдов также отличается большой неровностью и разнообразием формы
Толщина ровных многолетних льдов в Северном Ледовитом океане в некоторых районах достигает 4 м, однако медианная толщина льда в проливе Фрама составляет всего 1,5 м[19]. В антарктических водах в основном находится однолетний лёд толщиной до 1,5 м, который исчезает в летнее время. По структуре морской лёд условно делится на игольчатый, губчатый и зернистый, хотя обычно он встречается смешанной структуры. Таяние льда происходит неравномерно из-за обратной связи лёд – альбедо и приводит к образованию на его поверхности талых прудов[20]. При дренировании талых прудов могут также образоваться подлёдные слои талой воды и ложное дно[21].
Области распространения
[править | править код]По продолжительности сохранения ледяного покрова и его генезису акваторию Мирового океана обычно делят на шесть зон[22].
- Акватории, на которых ледяной покров присутствует круглый год (центр Арктики, северные районы морей Северного Ледовитого океана, антарктические моря Амундсена, Беллинсгаузена, Уэдделла.
- Акватории, на которых льды ежегодно меняются (Баренцево, Карское моря).
- Акватории с сезонным ледяным покровом, образующимся зимой и полностью исчезающим летом (Азовское, Аральское, Балтийское, Белое, Каспийское, Охотское, Японское моря).
- Акватории, на которых льды образуются только в очень холодные зимы (Мраморное, Северное, Чёрное моря).
- Акватории, на которых отмечается лёд, принесённый течениями из-за их границ (Гренландское море, район острова Ньюфаундленд, значительная часть Южного океана, включая область распространения айсбергов.
- Остальные акватории, составляющие бо́льшую часть Мирового океана, на поверхности которых льдов не бывает.
Примечания
[править | править код]- ↑ Timco, G.W.; Frederking, R.M.W. (January 1996). "A review of sea ice density". Cold Regions Science and Technology. 24 (1): 1—6. doi:10.1016/0165-232X(95)00007-X. ISSN 0165-232X.
- ↑ Griewank, P. J.; Notz, D. (2015-02-11). "A 1-D modelling study of Arctic sea-ice salinity". The Cryosphere. 9 (1): 305—329. doi:10.5194/tc-9-305-2015. ISSN 1994-0424.
- ↑ Cox, G. F. N.; Weeks, W. F. (1974). "Salinity Variations in Sea Ice". Journal of Glaciology. 13 (67): 109—120. doi:10.3189/S0022143000023418. eISSN 1727-5652. ISSN 0022-1430.
- ↑ При исследовании пористость оценивается в процентах от общего объёма образца льда.
- ↑ По данным таблицы в издании: Жуков Л. А. Общая океанология. — Л.: Гидрометиздат, 1976. с. 323
- ↑ Salganik, Evgenii; Lange, Benjamin A.; Katlein, Christian; Matero, Ilkka; Anhaus, Philipp; Muilwijk, Morven; Høyland, Knut V.; Granskog, Mats A. (2023-11-20). "Observations of preferential summer melt of Arctic sea-ice ridge keels from repeated multibeam sonar surveys". The Cryosphere. 17 (11): 4873—4887. doi:10.5194/tc-17-4873-2023. ISSN 1994-0424.
- ↑ Crabeck, Odile; Galley, Ryan; Delille, Bruno; Else, Brent; Geilfus, Nicolas-Xavier; Lemes, Marcos; Des Roches, Mathieu; Francus, Pierre; Tison, Jean-Louis; Rysgaard, Søren (2016-05-27). "Imaging air volume fraction in sea ice using non-destructive X-ray tomography". The Cryosphere. 10 (3): 1125—1145. doi:10.5194/tc-10-1125-2016. ISSN 1994-0424.
- ↑ Griewank, Philipp J.; Notz, Dirk (2013). "Insights into brine dynamics and sea ice desalination from a 1-D model study of gravity drainage: Gravity Drainage". Journal of Geophysical Research: Oceans. 118 (7): 3370—3386. doi:10.1002/jgrc.20247.
- ↑ Timco, G.W.; Frederking, R.M.W. (1996). "A review of sea ice density". Cold Regions Science and Technology. 24 (1): 1—6. doi:10.1016/0165-232X(95)00007-X.
- ↑ 1 2 Hutchings, Jennifer K.; Heil, Petra; Lecomte, Oliver; Stevens, Roger; Steer, Adam; Lieser, Jan L. (2015). "Comparing methods of measuring sea-ice density in the East Antarctic". Annals of Glaciology. 56 (69): 77—82. doi:10.3189/2015AoG69A814. ISSN 0260-3055.
- ↑ Nakawo, Masayoshi (1983). "Measurements on Air Porosity of Sea Ice". Annals of Glaciology. 4: 204—208. doi:10.3189/S0260305500005486. ISSN 0260-3055.
- ↑ Fons, Steven; Kurtz, Nathan; Bagnardi, Marco (2023-06-23). "A decade-plus of Antarctic sea ice thickness and volume estimates from CryoSat-2 using a physical model and waveform fitting". The Cryosphere. 17 (6): 2487—2508. doi:10.5194/tc-17-2487-2023. ISSN 1994-0424.
- ↑ Kern, S.; Khvorostovsky, K.; Skourup, H.; Rinne, E.; Parsakhoo, Z. S.; Djepa, V.; Wadhams, P.; Sandven, S. (2015-01-06). "The impact of snow depth, snow density and ice density on sea ice thickness retrieval from satellite radar altimetry: results from the ESA-CCI Sea Ice ECV Project Round Robin Exercise". The Cryosphere. 9 (1): 37—52. doi:10.5194/tc-9-37-2015. ISSN 1994-0424.
- ↑ Nicolaus, M.; Katlein, C.; Maslanik, J.; Hendricks, S. (2012-12-28). "Changes in Arctic sea ice result in increasing light transmittance and absorption". Geophysical Research Letters. 39 (24). doi:10.1029/2012GL053738. ISSN 0094-8276.
- ↑ V.N. Smirnov, S.M. Kovalev, A.V. Chernov, A.A. Nubom, N.V. Kolabutin, E.V. Shimanchuk, K.A. Kornishin, Y.O. Efimov, P.A. Tarasov. Large-Scale Ice Crushing Experiments with Icebreaker (англ.) // Proceedings of the Twenty-ninth (2019) International Ocean and Polar Engineering Conference : Труды конференции. — 2019. — 16 июня. — С. 792-798. — ISSN 1098-6189.
- ↑ Sinha, Nirmal K. (2011). "Borehole indentor — A tool for assessing in-situ bulk ice strength and micromechanics". Cold Regions Science and Technology. doi:10.1016/j.coldregions.2011.07.009.
- ↑ К.А. Корнишин, В.А. Павлов, А.И. Шушлебин, С.М. Ковалев, Я.О. Ефимов. Определение локальной прочности льда с помощью скважинного зонда-индентора в морях Карском и Лаптевых (рус.) // Научно-технический вестник ОАО «НК Роснефть : Журнал. — 2016. — Январь (№ 1). — С. 47-51. — ISSN 2074-2339.
- ↑ Leppäranta, M. (2005). The Drift of Sea Ice. Springer-Verlag, New York, 266 p.
- ↑ Sumata, Hiroshi; de Steur, Laura; Divine, Dmitry V.; Granskog, Mats A.; Gerland, Sebastian (2023-03-16). "Regime shift in Arctic Ocean sea ice thickness". Nature. 615 (7952): 443—449. doi:10.1038/s41586-022-05686-x. ISSN 0028-0836. PMC 10017516. PMID 36922610.
- ↑ Flocco, Daniela; Schroeder, David; Feltham, Daniel L.; Hunke, Elizabeth C. (2012). "Impact of melt ponds on Arctic sea ice simulations from 1990 to 2007". Journal of Geophysical Research: Oceans. 117 (C9). doi:10.1029/2012JC008195. ISSN 0148-0227.
- ↑ Notz, Dirk; McPhee, Miles G.; Worster, M. Grae; Maykut, Gary A.; Schlünzen, K. Heinke; Eicken, Hajo (2003). "Impact of underwater‐ice evolution on Arctic summer sea ice". Journal of Geophysical Research: Oceans. 108 (C7). doi:10.1029/2001JC001173. ISSN 0148-0227.
- ↑ Жуков Л. А. Общая океанология. — Л.: Гидрометиздат, 1976. с. 334
Литература
[править | править код]- Дерюгин К. К., Степанюк И. А. Морская гидрометрия. — Л.: Гидрометиздат, 1974. 392 с.
- Дитрих Г., Калле К. Общее мореведение. — Л.: Гидрометеоиздат, 1961. 464 с.
- Снежинский В. А. Практическая океанография. — Л.: Гидрометеоиздат, 1954. 672 с.
- Шамраев Ю. И., Шишкина Л. А. Океанология. — Л.: Гидрометеоиздат, 1980. 386 с.
- Четырёхъязычный энциклопедический словарь терминов по физической географии. — М.: Советская энциклопедия, 1980. С. 271.
См. также
[править | править код]Ссылки
[править | править код]- [bse.sci-lib.com/article078325.html Определение в БСЭ]
- Ледовые термины
Некоторые внешние ссылки в этой статье ведут на сайты, занесённые в спам-лист |