Физические свойства морского льда

Главная особенность морского льда — его соленость, под которой понимается соленость воды, образующейся при его таянии. Ее величина прямо зависит от солености воды, из которой лед кристаллизовался, и от скорости его нарастания. Соленость льда в среднем близка 10% солености воды. С течением времени соленость его уменьшается, и многолетний лед бывает почти совсем пресным.

Кристаллический лед всегда пресный, соленость привносится включениями ячеек с жидкой водой (рассолом) между кристаллами льда. Размер ячеек обычно невелик — десятки граммов на килограмм льда. Соленость рассола в них может значительно превышать соленость воды в море. Она зависит от температуры рассола, а следовательно, и льда. Так, при температуре -2 °С соленость равна 37‰,при -10 °С — 144‰, а при -20 °С — 237‰. При изменении температуры льда изменяется и соленость рассола: при понижении температуры соленость в ячейке растет вследствие вымерзания воды из рассола, при повышении — уменьшается вытаиванием льда из оболочки ячейки. Такие изменения температуры и солености рассола не влияют на среднюю соленость льда. Количество ячеек с рассолом хоть и невелико, но их существование сказывается на многих физических свойствах льда — тепловых, механических и т. п.

От количества ячеек с рассолом зависит теплоемкость льда. Чистый лед имеет теплоемкость вдвое меньшую, чем вода, а у морского льда она зависит от его средней солености и температуры. При низкой температуре теплоемкость морского льда приближается к 2,2 кДж/(кг • °С), а вблизи температуры замерзания сильно возрастает: при температуре -2 °С и солености 4‰она равна 19,4, а при солености 10‰ — 44,5 кДж/(кг • °С). Такие большие значения теплоемкости имеют весьма существенное значение при расчетах теплового баланса.

Плотность чистого морского льда меньше плотности воды и равна приблизительно 900 кг/м³. Плотность морского льда несколько больше плотности пресного из-за находящегося в нем рассола. На плотность льда влияют также включения пузырьков воздуха, минеральных частиц, различная в толще льда температура, поэтому плотность льда в его отдельных частях различна. Но среднюю плотность льда легко определить, используя закон Архимеда: если льдину представить в виде цилиндра или призмы, то среднюю ее плотность r_л дает формула

r_л = , (10.8)

где h _л — общая толщина льдины, м; z — ее осадка (толщина подводной части), м; r_в — плотность воды, кг/м³. Эта формула позволяет рассчитать отношение осадки льдины к ее возвышению над поверхностью воды (z/(h _л - z));при средней плотности льда 900 и воды 1030 кг/м³ это отношение равно 7,0.

Механические свойства морского льда также зависят от его структуры и температуры. Так, его твердость по шкале для минералов определяют при температуре 0°С в 1,5 балла (твердость льда находится между твердостью талька и каменной соли), а при -40 °С — около 4 баллов (как у плавикового шпата).

Движение льдов

Почти все льды в море находятся в постоянном движении и называются плавучими, лишь небольшая часть льдов неподвижна. Находясь в непосредственной близости от береговой линии, они примерзают к берегу, поэтому и называются береговым припаем или просто припаем. Обычно припай имеет небольшую ширину — сотни метров, километры, но на некоторых участках ширина его достигает сотни километров, например в море Лаптевых.

Движение льда вызывается двумя причинами: течениями и ветром. Как правило, обе причины действуют одновременно, создавая сложную систему движения льдов. Более отчетливо сказывается роль приливных течений. Они, изменяясь и повторяясь дважды в сутки, вызывают явление сжатий и разрежений льда также дважды в сутки. Велика роль течений и в формировании системы движения льда, переноса его в течение длительных промежутков времени. Ветер определяет движение льда только в период своего действия. Закономерности движения льдов под действием ветра — дрейф льда — установил Ф. Нансен в результате обработки наблюдений во время экспедиции на «Фраме» в Северном Ледовитом океане (1893—1896). Оказалось, что скорость льда меньше скорости ветра, его возбудившего, приблизительно в пятьдесят раз, т. е. V _л = 0,02 W, где V _л и W — скорости льда и ветра соответственно. При этом лед движется не по направлению ветра, а отклоняется от него на 30° вправо в Северном полушарии в связи с действием отклоняющей силы вращения Земли (Кориолиса). Н.Н. Зубов дополнил эти «правила Нансена» еще двумя «правилами Зубова»: лед дрейфует вдоль изобары (линии равного атмосферного давления) так, что высокое давление лежит справа по движению льда (в Северном полушарии), а скорость дрейфа пропорциональна горизонтальному градиенту атмосферного давления. Эти «правила Зубова» очень удобны в практическом применении и широко используются. Они же позволяют вычислить дрейф льдов на больших пространствах для выяснения его генеральной схемы.

Ветер, перемещая разреженные льды, создает на поверхности моря скопления льда, полосы и пространства чистой воды, полыньи. Он же вызывает торошение, разрушение льдов и т.д.

Ледовитость океанов и морей

Под ледовитостъю следует понимать сложную характеристику ледовых условий, связанную с массой льда, определяемой площадью льда, его средней толщиной и плотностью, сроками появления и исчезновения льда, продолжительностью ледостава и т. д. Из-за сложности учета всех компонентов, характеризующих ледовитость моря, пользуются приближенной оценкой ледовитости по площади, занятой льдом, причем нередко выражают ее в процентах. Помимо ледовитости, рассматривают также густоту (сплоченность) льда, которая оценивается, подобно облачности, в баллах. За десять баллов принимается поверхность, полностью покрытая льдом, чистая вода — ноль баллов.

Уже было сказано, что в Мировом океане льды при их наибольшем развитии занимают больше 30 млн км², т. е. около 10% его площади. Наибольшее развитие льдов в Арктике и в Антарктике не совпадает по времени: когда на севере максимум, на юге минимум развития, и наоборот.

Можно подразделить отдельные районы океанов и морей на ледовые (или ледовитые), замерзающие и безледные. Ледовые районы можно разделить на полярные, в которых льды существуют круглый год и даже летом ледовитость не бывает меньше 50%, и субполярные, в которых ледовитость летом сильно уменьшается, в некоторые годы льды исчезают вовсе. Замерзающие моря летом полностью очищаются от льдов, но зимой могут иметь большую или меньшую ледовитость. В безледных районах льдов не бывает, хотя в умеренных широтах в особо суровые зимы в виде исключения они могут появляться.

Ледовые районы могут иметь лед разного происхождения: собственный, появившийся на месте (как в полярных морях), или принесенный из других районов, как, например, лед в районе Ньюфаундленда.

В Арктике к апрелю — месяцу наибольшего развития ледяного покрова — полностью покрыты плавучим льдом все моря, за исключением части Баренцева и Норвежского: воды теплого Норвежского течения и его ветви — Нордкапского течения — за зиму не охлаждаются до температуры замерзания. Летом во всех морях Арктики открываются большие пространства чистой воды, преимущественно у берегов. Льды при этом остаются во всех морях, но скапливаются в некоторых районах, образуя ледяные массивы. Их насчитывается десять в морях российской Арктики и четыре в американском секторе. Ледяные массивы создаются системой течений и ветров и характеризуются приуроченностью к определенному географическому району и большой густотой льда — не меньше шести баллов.

В Антарктике льды существуют круглый год, но площадь, занятая ими, в течение года изменяется. При наибольшем развитии ледяного покрова в сентябре кромка льда проходит приблизительно по 60° ю. ш., поднимаясь до 55° к югу от Африки и спускаясь до 65° в районе к юго-западу от Южной Америки. В Антарктике весьма часто встречаются айсберги, причем они могут существовать долго и очень далеко уплывать от места «рождения»: они наблюдались далеко за пределами антарктических вод, на 50—40° и даже 30° ю. ш. Зарегистрированы айсберги длиной от десятков километров до 150—160 км и высотой над уровнем моря до 40—50 и даже 90 м. Об общем количестве айсбергов судить трудно, но в виде примера можно привести такие данные: за десять лет наблюдений (1958—1967) в некоторых одноградусных квадратах (1° по широте и долготе) отмечено до двухсот айсбергов, т. е. в среднем по 20 в год. Всего в секторе океана между 10 и 100° в. д. за эти 10 лет наблюдалось 33 500 айсбергов.