авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 7 | 8 || 10 | 11 |   ...   | 14 |

«ю. в. и с т о ш и н О К ЕА Н О Л О ГИ Я Д опу щ е н о Главным управлением ...»

-- [ Страница 9 ] --

Скорость приливо-отливных течений прямо пропорциональна величине прилива, но также зависит от того, через какое попе­ речное сечение и в какое время должна пройти определенная масса воды. В районах с большой величиной прилива и в узко­ стях приливо-отливные течения обладают очень большой ско­ ростью.

Силой, вызывающей приливо-отливные течения, является приливообразующая сила Луны и Солнца. Величина этой силы меняется главным образом в зависимости от фазы и склонения Луны.

Так, для полусуточных приливов в сизигию она приобретает наибольшее значение, в квадратуру— наименьшее. Поэтому максимум скорости течений наступает в сизигию, а минимум — в квадратуру. Разница между скоростями течения в сизигию и квадратуру достигает существенных значений;

в квадратуру скорость течения иногда в 2,5 раза меньше, чем в сизигию. Для суточных приливов скорость приливо-отливных течений увели­ чивается при увеличении склонения Луны;

Однако в зависимости от того, является ли приливная волна поступательной или стоячей, связь между скоростью приливо отливных течений и колебаниями уровня будет различной.

Кроме того, характер приливо-отливных течений зависит от размеров морского бассейна, конфигурации берегов и рельефа дна.

В у зк и х п р о л и в а х п р и л и в о -о тл и в н ы е т е ч е н и я и м ею т р е в е р ­ В это м сл у ч ае п р и л и в о -о тл и в н о е течен и е си вн ы й х а р а к т е р.

н ап р ав л ен о все в р ем я в одн у сторону, а отливн ое и м еет н а п р а в ­ ление, прям о противополож ное приливном у. П ри см ене п рили в­ н ого т е ч е н и я н а о тл и в н о е и о б р а т н о ск о р о сти т е ч е н и я с т а н о ­ в я т с я р а в н ы м и н у л ю, т. е. т е ч е н и я в э т о в р е м я н е т : В б о л е е ш и р оки х п р о л и в ах го д о гр аф п ри л и вн ы х течен и й и м еет ф ор м у у з к о г о э л л и п с а ( р и с. 69 а).

В открытом море течения чаще всего имеют вращательный характер (рис. 69 6): вместе с изменением скорости течений не­ прерывно изменяется и их направление, причем течение никогда не прекращается. Течения в таких местах обходят всю картушку компаса либо в течение 12 час. 25 мин. (полусуточ­ ный характер прилива), либо за 24 часа 50 мин. (суточный прилив).

Вращение приливных течений обязано отклоняющей силе вращения Земли. Поворот векторов в северном полушарии про­ исходит обычно по часовой стрелке, редкие случаи поворота векторов против часовой стрелки являются следствием интер­ ференции двух или более приливных волн.

Приливные течения наблюдаются во всей толще вод Миро­ вого океана. В открытом океане в поверхностном слое макси­ мальные скорости приливных течений могут достигать 1 узла, ко дну они несколько уменьшаются.

В придонных горизонтах на приливо-отливные течения влияет трение о дно. В слое трения D ' эллипс течения более вы­ тянут в направлении его большой оси. Максимальные скорости 18 Ю В. Истошин. течения наблюдаются раньше моментов полной и малой воды.

В мелководном море влияние трения сказывается во всей толще воды.

Р с 69. П и и о т и н е тчня и. р л в - л в ы ееи.

о а — реверсивное, б — вращ ательное.

§ 7. Глубинные течения Д о недавнего времени считалось, что скорости течений на больших глубинах океана малы. Теперь, с внедрением в океано­ графическую практику самописцев течений, устанавливаемых на заякоренных буях, поплавков нейтральной плавучести и поплавков-парашютов, доказано, что глубинные течения обла­ дают большими скоростями. Оказалось, что скорости неперио­ дических течений в некоторых районах на глубинах 1000 м до­ стигают 30 см/сек, а приливных - значительно больших значе­ — ний (до 50 см/сек). Течения на глубинах свыше 1000 м, судя по инструментальным наблюдениям, составляют примерно 5— 15 см/сек. Такие мощные океанические течения, как Гольфстрим и Куросио, сохраняют направление и значительные скорости до больших глубин (до 750— 1500 м).

В конце 50-х годов текущего столетия подтвердилась гипо­ теза (Стоммел), согласно которой под крупными океаниче­ скими течениями, например под Гольфстримом, должны наблю­ даться противотечения, т. е. течения, направленные в сторону, противоположную поверхностному течению. Такие противотече­ ния были действительно обнаружены сначала под Гольфстри­ мом, а затем и под Куросио.

Несравненно меньше натурных наблюдений над придонными течениями. Однако наличие крупнозернистого материала на дне глубоководных районов Мирового океана является косвенным доказательством наличия там значительных течений, по-види­ мому, приливного характера. Этот факт подтвердился также при глубоководных опусканиях батискафов.

Общий перенос вод в придонных слоях глубоких океанов осуществляется, как правило, с юга на север — из Антарктиче­ ской области вплоть до самых северных пределов океанов.

В промежуточных слоях картина циркуляции более слож­ ная: в Северной Атлантике, например, на глубинах 1500—2000 м наблюдается циклоническое движение вод. В западной части Атлантики промежуточные воды движутся с севера на юг, за­ тем они поворачивают на восток, северо-восток- и северо-запад, образуя замкнутый круговорот. В Тихом океане в тропической зоне на глубинах 100—300 м наблюдается движение вод преи­ мущественно на восток, которое, по-видимому, компенсирует нагон вод к западным берегам океана, выз-ванный действием пассатных ветров.

§ 8. Влияние на морские течения рельефа дна и очертания берегов Экман теоретически рассматривал вопрос о влиянии рельефа дна на течение. Он показал, что в северном полушарии над под­ водными возвышениями дна линии тока отклоняются вправо, а над углублениями дна — влево. Если течение движется по изо­ батам, то рельеф дна не оказывает влияния на течение. Если течение в северном полушарии проходит над углублением кони­ ческой формы, то, согласно сказанному выше, течение сначала отклоняется влево от начального направления (над понижаю­ щимся дном), а затем вправо, когда глубина начнет умень­ шаться.

На рис. 70 показано возникновение двух систем вторичных течений у «подветренного» (по отношению к течению) и «навет­ ренного» склонов подводной возвышенности. Вторичные тече­ ния показаны пунктирными стрелками, а вызывающее их основ­ ное течение— сплошными.

На рис. 71 показана циркуляция, возбуждаемая во всяком углублении морского дна проходящим над ним морским тече­ нием.

На рис. 72 воспроизведены результаты одного из опытов Крюммеля. При помощи вставленных в прямоугольный бассейн 18* Р с 70. С е а тчнй нд пдонй в з ы е ­ и. х м ееи а овдо о в ш н нсь.

от ю Р с 71. С е а тчнйн д и. х м ееи а Р с 72. В и н е бргв н т и. л я и еео а е улбеим мркг д а гулне осоо н. чня еи.

Р с 73. В и н е пяоглнй пе и. ляи р м у о ь о р­ г а ын тчне р д а ееи.

двух изогнутых перегородок получилось подобие тропической части Атлантического океана. Толстые стрелки показывают на­ правление воздушных струй, представляющих северо-восточный:

и юго-восточный пассаты. В опыте эти воздушные струи двига­ лись равномерно над поверхностью воды, где заранее были распределены специальные поплавки одинакового с водой удельного веса. Тонкие стрелки показывают направление дви­ жения поплавков. На рисунке видно, как поток, созданный юго восточным пассатом, встретив на своем пути мыс, который можно отождествить с мысом Сан-Рок, разделяется на две ча­ сти, из которых одна образует замкнутый водоворот, другая же отчасти участвует в образовании потока, направленного на во­ сток. Этот последний поток, без сомнения, можно отождествить с экваториальным противотечением. Опыт Крюммеля наглядно показывает значение берегов в образовании системы течений в океане.

Представляет интерес следующий эксперимент: если два по­ тока, вытекающие из двух труб, встречают на своем пути пре­ граду (берег), то между ними образуется противотечение (D )y как это показано на рис. 73, причем каждая выходящая из трубы струя разделяется на две части.

§ 9. Обмен вод в проливах Основоположником учения о проливах является С. О. Мака­ ров. Он первым изучил и объяснил водообмен между Средизем­ ным и Черным морями через пролив Босфор. Макаров не упус­ кал ни одного случая для производства гидрологических работ в проливах, причем всем замеченным им интересным явлениям всегда давал оригинальное и правильное объяснение.

На основании исследований С. О. Макарова можно сказать, что движение поверхностных вод в проливах северного полуша­ рия подчиняется следующим правилам:

1) вокруг достаточно больших островов и архипелагов тече­ ния направлены по часовой стрелке;

2) в достаточно широких проливах течение у одного берега противоположно направлению течения у другого берега, причем если встать поперек пролива и вытянуть правую руку вперед, а левую назад, то направления вытянутых рук укажут направ­ ления течений у соответствующих берегов.

Иначе говоря, у северных берегов пролива, ориентирован^ ного с запада на восток, течения обычно направлены на запад, у южных берегов — на восток. Если же пролив ориентирован с севера на юг, то у западного берега пролива течение будет направлено на юг, а у восточного — на север.

Так, еще С. О. Макаров наблюдал в Сангарском проливе Японского моря течение, направленное на восток в южной и средней частях пролива, а в северной части — течение, направ­ ленное на запад.

В Корейском проливе, ориентированном с севера на юг, в восточной и средней- частях пролива течение идет иа север, а в западной (по крайней мере на глубине) — на юг.

Наиболее характерной чертой, на основании которой можно подразделять морские проливы, является, по Н. Н. Зубову, дви­ Рс 74. В д о м н в Д в с и. ообе еио в м поие ( грзнаь о рлв в оиотл­ нй п окси о л сот).

жение в них водных масс. В этом отношении проливы разде­ ляются на проточные и обменные.

В проточных проливах течения, как в реке, по всему попереч­ ному сечению направлены в одну сторону. Такого типа, напри­ мер, пролив между Каспийским морем и Кара-Богаз-Голом.

Флоридский пролив также является проточным.

Обменные проливы, через которые осуществляется водооб­ мен между соседними морями, в свою очередь разделяются на Р с 75. С е а вдомн в поие Б с о и. х м оо б е а рлв о ф р ( вриаьо покси в етклнй лсот).

проливы с водообменом в вертикальной плоскости и на проливы с водообменом в горизонтальной плоскости.

В проливах с водообменом в вертикальной плоскости по­ верхностное течение направлено по всему проливу в одну сто­ рону, а глубинное — в противоположную. В проливах с водооб­ меном в горизонтальной плоскости течение у одного берега на­ правлено в одну сторону, а у другого — в другую. Примером такого, пролива является Девисов пролив (рис. 74), Лаперузов пролив. Ярким примером пролива с водообменом в вертикаль­ ной плоскости является пролив Босфор, соединяющий Черное и Мраморное моря (рис. 75).

С. О. Макаров, работавший с несовершенной, им самим сконструированной аппаратурой, удивительно точно определил 27.6 25.3 2А.6 216 18,0 i5,1 12,4 8,4 6,S 6,4 4,4 2,0 км M П--Г" г---- -i------- ) ------ ' -------- --------' '' ' ^ © if.

Р с 76. Сенеп л ж н я пврнсирзеа м ж у врнм ин ж и. рди о о е и оехот адл е д ехи и­ н мтчняип оипоиаБ с о.

и ееим о с рлв о ф р 1 — по Макарову, 2 — среднее положение границы, 3 — по Мерду (1917 г.), 4 — по М ерц у (1918 г.).

положение поверхности раздела между нижним течением в Бос­ форе, направленным из Мраморного моря в Черное, и верхним течением, направленным из Черного моря в Мраморное (рис. 76).

§ 1 0. Схема течений Мирового океана На рис. 77 представлена схема основных течений Мирового океана. На ней четко прослеживается система больших антици­ клонических круговоротов в северных частях трех океанов:

Атлантического, Тихого и Индийского, и циклонических круго­ воротов в южных частях этих океанов. Обращает на себя вни­ мание глубокое проникновение в высокие широты ветви Гольф­ стрима— Северо-Атлантического течения. В образовании боль­ шинства указанных на карте течений главенствующую роль играет ветер.

Подробное описание систем течений Мирового океана дано в разделе втором.

Рс 77. Сеа тчнй Мрвг оен.

и. хм ееи иооо каа 1 — теплые течения, 2 — холодные течения.

§ 11. Современные исследования течений Мирового океана Современные исследования течений в открытом море отли­ чаются повышенным интересом к непосредственным измере­ ниям течений на различных глубинах с помощью самописцев,, поплавков нейтральной плавучести и поплавков-парашютов.

К настоящему времени в Мировом океане исследователями ряда стран (СССР, США, Японии, Англии и др.) проведены многочисленные длительные наблюдения течений, в том числе и глубинных, на заякоренных буйковых станциях. Эти наблю­ дения позволили оценить изменчивость течений во времени и определить основные причины их колебаний. Непосредствен­ ные инструментальные измерения течений позволили обнару­ жить в океане ранее неизвестные мощные течения (подповерх­ ностные течения на экваторе: течение Кромвелла в Тихом океане и течение Ломоносова в Атлантике, глубинные противо­ течения под Гольфстримом и Куросио и т. д.).

Успешно развивается теория течений и океанической цир­ куляции. Большой вклад в теоретические исследования внесли советские ученые (П. С. Линейкин, В. Б. Штокман, А. С. Сар­ кисян, А. И. Фельзенбаум, В. М. Каменкович, П. А. Киткин„ М. Н. Кошляков и др.).

При обработке материалов наблюдений, помимо гармони­ ческого анализа, все чаще применяются спектральный и авто­ корреляционный анализы. Основной задачей ближайшего буду­ щего является изучение полей течений (на более или менее обширных полигонах) с постановкой многих буйковых станций несколькими кораблями, а также организация стационарной сети заякоренных буйковых станций, ведущих в фиксированных точках непрерывные наблюдения в течение круглого года. Ма­ териалы этих наблюдений послужат для разработки методов морских прогнозов и для проверки и усовершенствования тео­ рии.

§ 12. Практическое значение изучения течений Режим течений Мирового океана имеет большое практиче­ ское значение прежде всего для навигации. При расчете путей следования судов необходимо знать, будет ли течение встреч­ ным и, следовательно, задерживать продвижение судна вперед, или благоприятствующим попутным, будет ли оно сносить судно в сторону от курса, что сопряжено с опасностями. Для инфор­ мации судоводителя об ожидаемых приливных течениях в при­ брежных районах океана составляются таблицы приливо-от­ ливных течений, а для открытого океана — карты непериодиче­ ских, так называемых «постоянных» течений, информирующие мореплавателя о средних многолетних характеристиках течений. Информации о реально наблюдаемых в период плава­ ния судна течениях в настоящее время не имеется. Однако с ор­ ганизацией стационарной, постоянно действующей системы зая­ коренных буйковых станций с самописцами течений сведения о фактических течениях могут быть получены.

Изучение динамики течений (их изменчивости в простран­ стве и времени) необходимо для правильной организации ры­ боловного промысла. Как известно, многие виды рыб концент­ рируются во фронтальных зонах океана, где они находят себе обильную пищу. Зоны расхождения течений (дивергенции) ха­ рактеризуются подъемом глубинных вод к поверхности и выно­ сом питательных солей. Знание условий образования зон дивер­ генций, их смещения в пространстве помогает рыбакам выби­ рать наиболее перспективные районы промысла.

В далеком будущем возможно использование течений для мелиорации (улучшения) климата отдельных районов земного шара.

Г Л А В А XIII ЛЬДЫ В ОКЕАНАХ И МОРЯХ § 1. Замерзание пресной и морской воды. Образование и развитие морского льда Необходимыми условиями начала образования льда как в пресной, так и в морской воде являются:

1) сильная потеря тепла водой;

2) некоторое небольшое предварительное переохлаждение воды относительно точки замерзания;

3) наличие в воде ядер кристаллизации. Ядрами кристалли­ зации являются взвешенные частицы (например, мельчайшие частицы пыли или снежинки).

Однако процессы ледообразования в пресной и морской воде проходят неодинаково вследствие коренного различия их хими­ ческих и физических свойств. Пресная вода достигает наиболь­ шей плотности при 4° С, а замерзает при 0° (вернее, немного ниже 0°). В пресноводном бассейне, после того как вода охла­ дилась до 4°, т. е. до температуры наибольшей плотности, за­ мерзание при дальнейшем охлаждении поверхностного слоя воды наступает скоро. Это происходит потому, что дальнейшее охлаждение поверхностного слоя делает его легче нижележа­ щих слоев воды, имеющих температуру наибольшей плотности, поэтому перемешивание становится невозможным и, следова­ тельно, ускоряется дальнейшее понижение температуры воды у поверхности.

При замерзании морской воды большую роль играет ее со­ леность. Как было показано в главе VIII, для морской воды соленостью более 24,7% температура наибольшей плотности ниже, чем температура замерзания. Д о самого момента замер­ зания поверхностный слой воды благодаря охлаждению дела­ ется все тяжелее, что вызывает интенсивное перемешивание и подъем более теплых вод на поверхность. Это перемешивание и затрудняет ледообразование, так как, для того чтобы нача­ лось замерзание морской воды данной солености, необходимо, чтобы охладилась значительная толща воды.

Второй причиной, замедляющей замерзание морской воды по сравнению с пресной, является низкая температура ее за­ мерзания. Уже при солености 24,7%0 температура замерзания — 1,33°, а при солености 35%0^ - 1,9°.

После того как процесс ледообразования в морской воде начался, происходит осолонение поверхностного слоя моря за счет выпадения солей при ледообразовании. Дело в том, что только очень небольшая часть солей остается вмерзшей в лед в виде мельчайших ячеек раствора солей, большая же часть солей выпадает в морскую воду поверхностного слоя, увели­ чивая ее соленость. Это увеличение солености поверхностного слоя вызывает новое перемешивание его с нижележащими сло­ ями и тем самым замедляет рост толщины льда.

Процесс образования льда идет обычно следующим обра­ зом: вокруг ядер кристаллизации образуются частицы льда, имеющие форму мельчайших дисков. Эти диски, срастаясь меж собой, превращаются в удлиненные иглы— кристаллы чистого льда. Рост этих кристаллов происходит вначале преимущест­ венно в горизонтальном направлении. Размеры кристаллов, об­ разующихся на взволнованной поверхности моря, достигают 0,5—2 см, а на спокойной— 10 см.

Ледяные иглы, скапливаясь на поверхности моря и смер­ заясь друг с другом, образуют ледяное сало. Последнее имеет вид пятен или сплошного налета серовато-свинцового цвета, плавающего на поверхности моря, которая в этом случае имеет матовый оттенок. На ней при слабом ветре не образуется рябь.

Выпадение снега на охлажденную ниже нуля поверхность моря ускоряет процесс образования льда. Снег в этом случае не тает, а пропитывается водой, уплотняется и превращается в вязкую кашеобразную массу, называемую снежурой.

При волнении и ветре сало и снежура сбиваются в полосы или пятна, состоящие из рыхлых белесоватых комков, пропи­ танных морской водой. Такой лед называется шугой.

В условиях интенсивного турбулентного перемешивания под воздействием волнения или течения и при некотором переохла­ ждении воды кристаллы льда образуются не только на поверх­ ности, но и во всей толще перемешиваемой воды и даже на дне.

Возникший при этом лед называют внутриводным. Он подраз­ деляется на: 1) глубинный и 2) донный.

Внутриводный лед состоит из кристаллов самой разнообраз­ ной формы: иглообразных, пластинчатых, чичевице- и шарооб­ разных. Он отличается губчатым строением. Промежутки ме­ жду кристаллами внутриводного льда заполнены пузырьками воздуха, водой и рассолом.

Донный лед образуется преимущественно на скалистом дне и нередко достигает значительной толщины (до 1 м). Всплыв­ ший на поверхность внутриводный лед (как глубинный, так и донный) чаще всего представляет собой рыхлые комки льда и также называется шугой. Иногда всплывшие со дна глыбы донного льда имеют значительные размеры. Такие льдины спо­ собны поднять со дна камни, судовые якоря и другие тяжелые предметы. Ледяной покров, образовавшийся из смерзшегося глубинного или донного льда, непрозрачен, имеет белесоватый •оттенок и отличается пониженной прочностью.

При спокойном состоянии моря из сала образуется сплош­ ной тонкий ледяной покров толщиной до 5 см. В соленых водах моря он эластичен, легко изгибается на волне, имеет матовую поверхность и называется ниласом. В распресненных же водах этот покров имеет вид прозрачной, блестящей, хрупкой корки :и именуется склянкой (Ледяная корка).

Иногда при слабом волнении ледообразование происходит :как бы из многих центров и тогда образуются небольшие (диа­ метром 30—50 см, а иногда и более) округлой формы льдины в виде дисков, напоминающих по виду блины. Такой лед назы­ вается блинчатым (рис. 78). При разламывании ниласа или склянки волнением на мелкие куски и при дальнейшем вырав­ нивании краев при трении льдин друг о друга получается раз­ новидность блинчатого льда — ложноблинчатый. В таком льду много угловатых образований.

Характерной особенностью блинчатого льда является нали­ чие по краям льдин небольшого валика, состоящего из разру­ шенных кристаллов — следствие трения льдин.

Как указывалось выше, при замерзании воды не все соли успевают выпасть в морскую воду— небольшая их часть оста­ ется во льду. Таким образом, только что образовавшийся' мор­ ской лед обладает характерной особенностью: он соленый. Ко­ личество оставшихся во льду солей зависит от интенсивности процесса замерзания: чем быстрее идет процесс, т^м больше солей остается во льду. Следовательно, в самом начале про­ цесса, когда он наиболее интенсивен, во льду остается наиболь­ шее количество солей (часто на поверхности льда остаются кристаллы соли). В дальнейшем, после образования на некото­ ром участке моря сплошного ледяного покрова, процесс ледо­ образования замедляется и уже большее количество солей ус­ : певает стечь в толщу вод поверхностного слоя моря. Остав­ шиеся во льду соли заключаются между кристаллами льда в виде так называемых солевых ячеек. Концентрация рассола в ячейках зависит от температуры. При каждом понижении температуры льда (до —55°) в рассоле солевых ячеек обра­ зуются новые кристаллы чистого льда. Так как кристаллы льда солей не содержат, то концентрация солей в оставшейся части Р с 78. Б и ч т й лд и. л н а ы е.

рассола в ячейках увеличивается, а количество рассола, естест­ венно, уменьшается. При температуре ниже —55° весь рассол замерзает и образуется смесь кристаллов, льда и солей — крио­ гидрат.

Но не все соли кристаллизуются при столь низкой темпера­ туре: уже при некотором понижении температуры воды ниже точки замерзания иа нее выпадает карбонат кальция, при тем­ пературе ниже —8,2° из рассола ячеек выпадает сульфат нат­ рия, при температуре ниже —23° — хлориды, при —55°— хло­ ристый кальций. Эти температуры называются эвтектическими.

Н Н Збв в кие « ь ы А к и и пие мооилны п и е ы.. уо нг Л д р т к » рвл нгчсене р м р орзвня лд пи п л ж т л н х тмеауа взуа в п ионм баоаи ьа р о о и е ь ы епртрх одх рвдо со. Д я эоо н о х д м да улвя в - е в х пврнснй со ле л тг е б о и ы в сои: о р ы, оехоты лй п д л е бт оеьтн и ирзоолчтс п понсио н ж л ж щ х о ж н ыь чн ок м ек тиаья о лтот т и е е а и сов и в - т р х эфки н е илчне д л н бт дсаон ле,, о о ы, фет в о в зуеи о ж о ыь оттчо и т н и н м чооы н нбюатяпиш и е о, бзбанйпгд. О е н е с в ы, т б ч о алдес р т л в й еолчо оое ч ­ вдо чо пи эи улвя т н а ш й пврнснй со бдт иеь ин, т р тх соих о ч й и оехоты лй уе мт тмеауу змраи. О н к и мреа н пврнси м р т м е а епртр аезня д а о зеямя а оехот о я е п р ' уа в д вуа а н х суахоаыааь вед п л ж т л н й тккк тр о ы кз н ы лчя кзвлс сга о о и е ь о, а а пи с щ с в ю и мтдх н уааоь имрт тмеауу со тл р у е т у щ х еоа е двлс зеиь епртр ля о­ щ н йвнсоьосниерв ио еклк атмто.

О р з в в и с пи эо лд песалл сбй лб тни лднй б а о а ш й я р тм е рдтвя оо ио окй еяо нлт лб ил ии тни патни чшйаоо среи т л и о о ае, ио гы л оке лсик еучтг тоня о щ н й т нсоьи дстхм л и е р д 2 мм.

еклкх еяы и л м т а о § 2. Нарастание льда При дальнейшем нарастании (или наслоении) склянки и ни­ ласа или при смерзании снежуры, шуги и блинчатого льда об­ разуется сравнительно ровный лед, имеющий серый цвет и на­ зывающийся молодым льдом. Молодой лед менее эластичен, чем нилас, и, даже если он образовался из соленой воды, он ломается, а не изгибается на волне.

После того как образовался сплошной ледяной по-кров, по­ теря тепла водой, находящейся под ним, сильно затрудняется.

Дальнейшее увеличение толщины такого льда происходит за счет потери тепла водой через лед путем теплопроводности по­ следнего. Рост толщины льда в этом случае происходит мед­ ленно, а образующийся при этом рассол успевает стечь между кристаллами в воду. Нарастающий снизу лед имеет почти пра­ вильную кристаллическую структуру и более прозрачен, чем вышележащие слои льда. Верхняя поверхность молодого льда спокойного образования обычно гладкая, нижняя же не очень ровная.

Спокойное нарастание льда в течение зимы может происхо­ дить лишь в защищенных бухтах или в области припая, в от­ крытом же море лед с самого начала процесса ледообразова­ ния неоднократно взламывается. Отдельные льдины нагромо­ ждаются друг на друга, при небольшой толщине наслаиваются, смерзаются и в результате получаются льдины, состоящие из двух, а иногда и трех слоев, разделенных прослойками, образо­ вавшимися из снега, покрывающего поверхность нижней льдины (или льдин).

Характер нарастания ровного льда в зависимости от суро­ вости зимы (числа градусо-дней мороза) изучался многими ис­ следователями: Вайпрехтом, Стефаном, Барнесом, Ф. И. Бы диным, Д. Б. Карелиным, А. Г. Дралкиным, В. В. Лебеде­ вым и др.

В результате теоретических исследований и анализа фак­ тических материалов было установлено, что число градусо-дней мороза (R) приблизительно пропорционально квадрату тол­ щины льда h (формула Стефана) h2= aR, где а — коэф ф ициент пропорциональности, равный 3,4.

В большинстве предложенных указанными авторами фор­ мул не учитывается влияние снежного покрова *, обладающего меньшей по сравнению со льдом теплопроводностью и поэтому замедляющего нарастание льда.

А. Г. Колесников вывел теоретическим путем формулу, в ко­ торой учитывается влияние толщины и плотности снежного по­ крова, /2 + г -^§ А = 9/?, Ро где ро — плотность снега, б — высота снежного покрова в см, остальные обозначения прежние.

Если в этой формуле положить ро = 0,4, то формула при­ мет вид А + 8,25&А= 9 R.

С помощью этой формулы можно рассчитывать толщину ле­ дяного покрова с момента образования тонкой корочки льда на поверхности моря до любого момента времени. Для этой цели необходимо знать сумму градусо-дней мороза, накопив­ шуюся с момента появления ледяной корочки, до того дня, для которого нужно вычислить толщину льда, и среднюю толщину снежного покрова за это же время. Если к тому же имеются данные, позволяющие вычислить среднюю плотность снега, то вычисления толщины льда необходимо вести по первой фор­ муле А. Г. Колесникова. Если же в формуле Колесникова при­ нять высоту снега равной нулю, то формула примет вид h= V M.

По этой формуле рассчитана табл. 29, позволяющая опре­ делить толщину ровного бесснежного льда, получившегося в ре­ зультате естественного нарастания, вызванного приращением числа градусо-дней мороза. Первая сверху строка табл. дает толщину вновь образовавшегося льда с момента образова­ ния первичной корки льда. Последующие строчки позволяют определить для данного числа градусо-дней мороза увеличение некоторой начальной толщины льда ho, помещенной в первом слева столбце табл. 29.

1 Вре, н уиыатя вине имннй в с т и понси с е ­ ене е чтвес ляи зееи ы о ы лтот н ж нг пкоа авиненктрг псоноозаеи т л и ы ипон­ оо орв, ляи еоооо отянг нчня о щ н лто сисеауиыатяк э ф ц н о (Ред.).

т нг чтвес о ф и е т м Таблица Т л и а лд ( см), п л ч ю а с влдти пиот бснжоолд, о щ н ьа в о у а щ я я сесве ррса есенг ьа взанг п и а е и мчсагауо нймрз ывноо р р щ н е ил рдс- е ооа д Д V R h 250 500 3 000 4 000 5 000 7 000 8 1 000 2 000 6 3 3 67 6 1 0 30 95 3 32 6 68 96 9 1 10 72 3 1 3 25 39 54 98 6 4 3 5 58 84 0 50 69 0 2 4 1 2 5 0. 1 5 0 12 9 # 10 1 2 17.

3 7 9 5 5 5 9 7 0 2 0 1 7 0 2 4 0 2 5 0 4 6 0 0 0 1 2 5 6 3 0 0 0 0 Увеличение толщины ледяного покрова происходит не только в результате теплоотдачи путем естественного нарастания снизу. Часто под тяжестью снежного покрова лед изгибается и его верхняя граница опускается ниже уровня воды, которая при наличии трещин выступает на поверхность льда, пропитывает нижние слои снега и замерзает. Образуется дополнительный слой льда аморфной (не кристаллической) структуры. Таким образом, снег иногда не замедляет, а ускоряет нарастание льда.

Увеличение толщины льда местами происходит также за счет наползания одной льдины на другую при торошении.

§ 3. Классификация морских льдов Льды, встречающиеся в море, можно классифицировать по генетическому (происхождение льда), морфологическому (форма и размеры), возрастному (стадии развития) и динами­ ческому (подвижность) признакам.

По происхождению льды делятся иа три категории, или класса: морские, речные и материковые (глетчерные). В Се­ верном Ледовитом океане встречаются все три категории льдов, причем резко преобладают льды морского образования. Глет­ черные льды, встречающиеся в виде ледяных гор или айсбер­ гов, относительно редки. Речные льды также встречаются редко.

В водах, омывающих Антарктиду, совершенно не встре­ чается речной лед. Глетчерного льда здесь значительно больше, чем в Северном Ледовитом океане.

Пресноводный лед в Северном Ледовитом океане выносится летом из устьев сибирских рек. Речные льды совершенно прес­ ные, нередко загрязнены минеральными или органическими частицами. Глетчерные льды получаются при отламывании частей ледников, сползающих с берега в море. Они совершенно пресны и имеют голубоватый цвет. Морской лед образуется из морской воды, и характерным его свойством является со­ леность. С течением времени рассол стекает вниз и лед опрес­ няется. Многолетний лед имеет очень незначительную со­ леность.

По возрасту различают следующие стадии развития и виды морского льда:

начальные виды льда: ледяные иглы, сало, снежура, а) шуга, внутриводный лед, \ б) ниласовые (молодые) льды: блинчатый, склянка, нилас, серый (толщиной от 10 до 30 см), образующийся из ниласа или склянки при их нарастании или из блинчатого льда при его смерзании, и, наконец, белый лед (толщиной от 30 до 70 см).

Среди серых льдов различают серый молодик — лед толщиной от 10 до 15 см и серо-белый молодик (от 15 до 30 см) — переходная стадия к белому льду. Этот лед при сжатиях чаще всего торосится, а не наслаивается, как серый молодик.

Белый лед обычно имеет устойчивый снежный покров. В не­ арктических морях — это предельная возрастная стадия льдов, поэтому здесь его называют «взрослым» льдом. В Арктике он называется однолетним (годовалым). Лед, же, сохранившийся до осени и вступивший во второй годовой цикл нарастания, на­ зывается двухлетним. Он достигает к концу второй зимы 2 м толщины.

Лед, просуществовавший более двух лет, называется мно­ голетним (арктическим паком). Он имеет толщину 2,5 м и бо­ лее. Это сильно опресненный лед. Торосы на нем очень сгла­ жены в результате предыдущего летнего таяния. Поверхность многолетнего льда имеет холмистую форму.

По степени подвижности льды подразделяются на непо­ движные и плавучие (дрейфующие).

Неподвижные льды. Основной формой неподвижного льда является припай. Припаем называется сплошной ледяной по­ кров, связанный с берегом, островами и банками. Начальной формой припая, если он образовался на месте, а не из принос­ ного льда, является ледяной заберег. Забереги образуются прежде всего в закрытых бухтах, заливах и проливах. С тече­ нием времени забереги увеличиваются по толщине и ширине и становятся припаем. Припай от берегов распространяется в море, где к нему могут примерзать плавучие льды. Макси­ мального развития припай достигает к концу зимы. Припай, как правило,—-однолетний лед, так как каждое лето он обычно весь взламывается, но бывают места, где припай сохраняется 19 Ю. В. Истошин до следующей зимы, а иногда и на десятки лет. Многолетний припай встречается, например, у берегов Гренландии1, где он иногда блокирует айсберги, только что отделившиеся от лед­ ников. Раз в 20—25 лет припай все же взламывается и айс­ берги начинают свой дрейф на юг. Толщина многолетнего при­ пая превосходит 3 м, иногда она настолько велика, что припай доходит до грунта. Особенно характерен многолетний припай у берегов Антарктиды.

Толщина однолетнего припая в Северном Ледовитом океане доходит до 2—3 м, в морях умеренного пояса — до 1— 1,5 м, в наших южных морях — до 50— 100 см.

Наиболее благоприятными условиями для развития припая являются: а) мелководность района, б) изрезанность берегов, в) обилие островов, мелей и банок, г) защищенность района от волнения и д) распресненность вод района реками.

Такие условия, в частности, имеют место в некоторых окра­ инных морях сибирского побережья;

в море Лаптевых, напри­ мер, припай распространяется к северу на 500 км (в районе Новосибирских островов).

Особой формой неподвижных льдов являются стамухи. Ста­ мухами называются севшие на мель отдельные торосистые ле­ дяные образования, имеющие большие вертикальные размеры.

Высота надводной части стамух может достигать 10— 15 м, а подводной — 20—25 м. Стамухи распространены в мелковод­ ных районах морей, особенно арктических. Чаще встречаются одиночные стамухи, но иногда они располагаются цепочкой.

В последнем случае стамухи задерживают очищение ото льда прибрежных районов моря.

Плавучие льды. Плавучий лед не связан с берегом и обычно движется под воздействием ветра и течений, поэтому он часто называется дрейфующим льдом.

Плавучие льды различаются по форме и размерам, по воз­ расту, сплоченности и другим признакам. Плавучий лед в Ми­ ровом океане является преобладающей категорией льда.

К плавучим льдам относятся первичные формы льда — сало, Снежура, шуга, блинчатый лед, а также более взрослые льды, образовавшиеся из первичных форм льда, — нилас, склянка, мо­ лодик, однолетний, двухлетний и многолетний льды, плаваю­ щие в море в виде ледяных полей, их обломков и отдельных льдин разной крупности.

Горизонтальные размеры льдин обычно значительно пре­ восходят их вертикальные размеры. Плавучие льды обра­ зуются в море самостоятельно или в результате разлома припая.

1 М о о е н й пиа, о р з ю и с вф о д х Свро Гел н и, н г л т и рпй б а у щ й я и р а е енй р н а д и нзвес экмскмсоо « и к з к аыатя сиоси лвм с к о а ».

По размерам плавучие льды подразделяются на две основ­ ные группы: битый лед и ледяные поля. К группе битых льдов относятся:

крупнобитый лед, состоящий преимущественно из льдин, размером 20— 100 м в поперечнике, мелкобитый лед, состоящий из льдин размером от 2 до 20 м в поперечнике. Льдины размером от 0,5 до 2 ж называются кусками льда.

Ледяные поля подразделяются на:

обширные ледяные поля, состоящие из льдин размером свыше 10 /сж в поперечнике, большие ледяные поля — льдины размером от 2 до 10 км в поперечнике, малые ледяные поля (0,5—2,0 км в поперечнике), обломки полей (100—500 м в поперечнике).

Под воздействием ветра или течений отдельные льдины при­ ходят в движение как все вместе в направлении генерального дрейфа, так и относительно друг друга (в силу разного давле­ ния ветра на неодинаково всторошенную поверхность льдов или вследствие различного воздействия течений на льдины, имею­ щие разную осадку). В результате столкновения льдин, дви­ жущихся с разной скоростью, острые края их обламываются и округляются, а также происходит торошение льда.

Иногда льдины, сталкиваясь, разламываются и налезают друг на друга, в результате чего на ровной поверхности льда подчас остаются торчащие ребром кверху единичные' льдины, называемые ропаками.

Образовавшиеся же на ледяном покрове вследствие силь­ ного столкновения или сжатия льдов нагромождения, состоя­ щие из обломков льдин, называются торосами.

В течение зимы льдины, составляющие торосы, уплотня­ ются, делаются очень прочными. Весной и летом они не тают дольше других льдин.

Отдельные плавучие ледяные торосистые образования со сравнительно малыми горизонтальными и большими верти­ кальными размерами называются несяками*. Несяки имеют большую осадку (до 20—25 м), поэтому они часто садятся на мель.

Кроме того, выделяют ледяную кашу — измельченный и истертый лед — последнюю стадию морского льда, находяще­ гося в процессе разрушения. Иногда ледяная каша сбивается в плотную массу, достигающую нескольких метров по толщине.

Материковые льды. В море льды материкового происхож­ дения образуются либо при сползании в море ледников 1 Б л ш е и м синенск встйд 5 ж нд уонм м р зр­ оьи асвы еяи ыоо о а рве о я ау б ж ы мрпааеи и е у т ф о е г м, н тлк в т м суа, ел е н е оелвтл м н ю л б р а и о оьо о лче си чсомркеи п о с о д н ен в з в е смеи.

ит осо х р и х ж е и е ы ы а т оння 19* глетчеров, расположенных на суше, либо при отламывании боль­ ших ледяных массивов от шельфового л ь да1, расположенного у побережья полярных стран. В первом случае образуются айсберги, во втором — ледяные острова.

Ледяные острова — мощные поля материкового ('шельфо­ вого) льда, имеющие размеры в несколько десятков километ­ ров в поперечнике и толщину в несколько десятков метров. Л е­ дяные острова в Арктике откалываются от шельфового льда северной части Канадского архипелага (Земли Элсмира). Их размеры достигают 30X 35 км, высота над уровнем моря 7— 12 м, а толщина 40—75 м. Поверхность ледяных островов имеет волнистый характер: параллельные, чередующиеся увалы и ложбины пересекают острова от одного края до другого.

Айсберги — ледяные..горы — крупные обломки ледников, опустившихся в море. Под действием силы тяжести ледники Арктики и Антарктиды очень медленно движутся по направ­ лению к морю. В результате этого движения внешняя часть ледника переходит в плавучее состояние. При отделении (от ломе) от них разного размера обломков возникают дрейфую­ щие формы глетчерного льда — айсберги. Размеры айсбергов зависят от фронтальных размеров ледника: фронт ледников арктических островов не превышает нескольких сотен метров, фронт ледников Гренландии достигает нескольких километров, а ледниковые языки Антарктиды простираются на десятки и сотни километров.

Глетчерный лед образуется в районах высоких широт из снега путем его накопления в течение многих лет. Этот снег по мере накопления уплотняется в нижних слоях и постепенно перерождается сначала в фирновый лед белого цвета, затем в прозрачный лед, включающий большое количество пузырьков воздуха, и, наконец, в голубой глетчерный лед. Глетчерный лед абсолютно пресный.

Айсберги бывают нескольких видов, чаще всего встреча­ ются столообразные и пирамидальные. Столообразные айсберги (рис. 79) откалываются от больших ледниковых языков, имею­ щих ровную поверхность. Пирамидальные айсберги харак­ терны для быстро движущихся ледников. Образующиеся в этом случае сравнительно небольшие айсберги сразу же опро­ кидываются вершиной кверху. Столообразные айсберги также могут перейти в категорию пирамидальных при неравномерном таянии и опрокидывании. Столообразные айсберги наблюда­ ются в основном в Антарктике, где они образуются путем раз­ лома ровных ледяных барьеров. Подавляющее большинство 1 Ш л ф в йлдорзес птмееонг о л ж н яф р ан м о е ь о ы е баутя уе жгдоо т о е и и н а н ­ глте пиа иин в с у а щ м вмр гечро л д ;

иетоы н оенм рпе л а ы т п ю е ое лтенм ь у ме б ч о р в у пврнсьивст н мне2 м ндуонмм р.

о н ю оехот ыоу е ее а рве о я (около 95%) антарктических айсбергов — небольшие (менее 1,5 км в поперечнике), однако некоторые из них могут дости­ гать огромных размеров. В 1894 г. к югу от Новой Зеландии наблюдался столообразный айсберг длиной 130 км\ в 1854 г.

в Атлантическом океане (44° ю. ш., 28° з. д.) была встречена ледяная гора длиной 75— 120 км и высотой 90 м;

китобойная матка «Валена» в 1953 г. встретила айсберг длиной 145 км и шириной 45 км, а исследовательское судно «Вильям Скоресби»

наблюдало айсберг длиной 280 км.

Р с 79. С о о б а н й асег и. т л о р з ы йбр.

Главный центр оледенения Арктики — Гренландия. Из 2,1 млн. км2 ее площади 1,9 млн. км2 покрыто глетчерным льдом.

Гренландия дает 90% глетчерного льда всего северного полу­ шария. Кроме Гренландии, в Северном Ледовитом океане глет­ черный лед встречается на Земле Франца-Иосифа (97% пло­ щади которой покрыто ледниками), на Шпицбергене, Новой Земле, Северной Земле, на островах Белом, Виктории, Ушакова, Щмидта, Беннета, на островах американского сектора Арктики:

Мельвиля и Принца Патрика, на берегах Баффинова залива.

По размерам арктические айсберги сильно уступают антарк­ тическим. Наибольшие айсберги образуются у западного побе­ режья Гренландии.

Максимальные горизонтальные размеры имел айсберг, встре­ ченный у Баффиновой Земли, он был длиной 13 км и шириной б км при возвышении над водой 17—22 м. Восточногренланд­ ские айсберги еще меньше.

Пирамидальные айсберги характерны для быстро движу­ щихся ледников, расположенных в более южных широтах Арк­ тики. Айсберги, выносимые из Арктики, живут 1—2 года и очень редко более 2 лет. Антарктические айсберги живут до 10 лет и более.

Ледовая классификация. Деление льдов, встречающихся в море, на виды и формы несколько условно. Поэтому до не­ давнего времени не существовало единой для всех стран терми­ нологии и классификации льдов, что затрудняло использова­ ние материалов наблюдений и международную ледовую ин­ формацию. Для устранения этого неудобства Всемирной метео­ рологической организацией (ВМО) принята разработанная при участии советских океанографов международная ледовая но­ менклатура, предназначенная для использования моряками всех стран при обмене навигационными ледовыми информаци­ ями Кроме того, Комиссией по морской метеорологии ВМО одобрена для использования в научных целях составленная в СССР полная ледовая классификация2.

В настоящее время международная ледовая классификация перерабатывается в свете новых данных и с учетом предложе­ ний советских ученых.

§ 4. Таяние морского льда Таяние морского льда происходит при каждом повышении его температуры, начиная с —55°. Часть чистого льда при этом растапливается, и концентрация рассола в солевых ячейках при­ ходит в соответствие с установившейся температурой. Возоб­ новляется нисходящее движение рассола и выпадение солей в воду поверхностного слоя моря, причем лед делается более пористым.

Дальнейшее ослабление льда вызывается процессами испаре­ ния и собственно таяния льда. При первом процессе лед пре­ вращается в пар, при втором — в воду. Таяние льда происходит в результате поглощения льдом солнечной радиации, поглоще­ ния тепла из атмосферы и из прилегающей ко льду воды.

З м т м чоклчсв тпа п г о а м епиэо л д м п о о ц о а е и, т оието ел, о л щ е о р тм ь о, р п р и ­ нлн пврнся лд — врнй и н ж е. А тк кк о н ш н я п ­ аьо оехотм ьа ехе инй а а тоеи о врнситлки о ъ м тм б л ш, чм м н ш и р з е ы т вине ехот е х б е у е о ь е е е ь е х а м р, о ляи поесв ипрня и тяи оаыатя б л ш м в суа м л х л д ­ рцсо саеи аня кзвес о ь и лче а ы е я н х орзвнй Ч м м н ш л д н е орзвняп рзеу тм итн ы баоаи. е е ь е е я ы баоаи о амр, е не­ све ие поеси олбеи ир з у е и.

ине дт рцс х салня а р ш н я Чистый снег почти полностью отражает лучистую энергию, поэтому таяние начинается прежде всего там, где поверхность льда или снега несколько загрязнена. Но слишком большие ко 1 С. п и о е и к« к а о р ф и Ю. В И т ш н (1956 г) м рлжне О е н г а и ». соиа..

, 2 « л с и и а и итриоои лдв в т е а щ х явм р » Г д о К а с ф к ц я емнлгя ьо, с р ч ю и с о е ир.

мФоза, Л, 1954. « л б м л д в х орзвнй н м р х пд рд ееидт. Аьо е о ы баоаи а о я » о е., Ю. В П е б а е с о о Гдоееидт Л, 1955.

. р о р ж н к г, ирмтоза,.

лцчества грязи или ила благодаря своей малой теплопровод­ ности, наоборот, задерживают таяние льда. Наиболее загряз­ нены частицами терригенового происхождения льды, располо­ женные вблизи берега. Многолетние прибрежные льды легко отличить по их желтоватому и буроватому цвету от льдов от­ крытого моря.

При дальнейшем повышении температуры воздуха верхний слой снега пропитывается водой. В случае же похолодания на поверхности снега образуется ледяная корка. Эта ледяная корка ведет себя, как «парниковые рамы», т. е. не пропускает назад в атмосферу тепловых длинноволновых лучей. Таким об­ разом, в снеге и во льду происходит постепенное накопление тепла. С течением времени на льду образуются небольшие озерки талой пресной воды — снежницы. Так как вода является почти идеальным поглотителем тепла, то наличие снежниц ускоряет процесс таяния морского льда. Вследствие наличия на поверхности льда большого количества пыли, принесенной с берега, процесс таяния снега и образования снежниц идет особенно интенсивно в береговой зоне.

- Снежницы, разрастаясь, сливаются между собой. На плаву­ чем льду часто талая вода покрывает льдины, окруженные по краям торосами. Эта вода бывает настолько пресной, что в Арк­ тике в летние месяцы она используется судами в качестве пить­ евой.,На припае снежницы сливаются в сплошную полосу воды, вытянутую вдоль • берега и называемую водяным заберегом.

Иногда водяные забереги достигают б и в ширину. При этом может создаться впечатление, что море уже вскрылось ото льда, так как на всем видимом пространстве талая вода покры­ вает находящийся под ней лед. Над водой выступают только отдельные ропаки и торосистые гряды.

Л ед под водяными заберегами со временем протаивает на­ сквозь и образуются сквозные водяные забереги. С образова­ нием во льду сквозных отверстий (проталин и промоин) талая вода стекает вниз, иногда образуя бурные потоки, и поверх­ ность льда обсыхает.

При соприкосновении пресной талой воды, ушедшей под лед, с соленой холодной водой, температура которой — 1,2,— 1,5°, образуется добавочный слой кристаллического льда иногда тол­ щиной 10— 15 см.

Разрушение и таяние льдов усиливаются после весеннего перехода температуры воздуха через 0°, тогда начинается ин­ тенсивное поглощение льдом тепла из атмосферы. С течением времени все большее и большее число проталин становится сквозными. Повышение температуры и механическое разруше­ ние льда сильно понижают его прочность.

| При увеличении площади чистой воды между льдинами про­ цессы разрушения льда еще больше усиливаются вследствие влияния волнения. Наибольший эффект волнения получается при ветре, дующем с открытого моря на сбившиеся у берега льды. У кромки льдов при этом образуется прибой, всплески волн смачивают поверхность льдин, разламывают и крошат льдины на мелкие куски, которые в дальнейшем переходят в комки ледяной каши и в конце концов распадаются на от­ дельные кристаллы.

Таким образом, процесс ослабления и разрушения морского льда можно подразделить на следующие стадии (по Н. Н. З у­ бову) :

1) ослабление льда в результате внутреннего таяния крис­ таллов чистого льда при повышении его температуры. Созда­ ние на поверхности снега блестящей корки, способствующей накоплению тепла солнечной радиации, уплотнение снега, раз­ витие во льду термических трещин;

2) стаивание зимнего снежного покрова и образование снеж­ ниц на льду;

3) образование сквозных проталин и промоин, сквозных во­ дяных заберегов у побережья, уход снежной воды под лед и осушение и всплытие льда. Этой фазой заканчивается ослаб­ ление морских льдов;

4) частичный разлом ледяного покрова на отдельные части под воздействием ветра, волнения и колебаний уровня, начало подвижек льда;

5) полный разлом припая на части, округление льдин би­ того льда, образование ледяных карнизов и подсовов;

6) прогрессирующее уменьшение вертикальных (в резуль­ тате таяния) и горизонтальных (в результате торошения) раз­ меров льдин;

7) сокращение площади плавучих льдов и их густоты, при­ чем усиливается разрушающая роль волнения;

8) почти полное уничтожение старых торосов на льду, по­ верхность плавучих льдов становится гладкой, толщина льдов заметно уменьшается, прочность льда также резко уменьшается;

9) распадение льдов сначала на отдельные куски, а затем на отдельные кристаллы.

В СССР разработаны эффективные методы искусственного ослабления и разрушения льда, предназначенные для улучше­ ния условия плавания судов во льдах, продления сроков на­ вигации, освобождения судов из ледового плена и защиты пор­ товых сооружений. Помимо обычного механического разруше­ ния ледяного покрова с помощью ледоколов или взрывов, в настоящее время с успехом применяется разработанный И. С. Песчанским (ААНИИ) так называемый радиационный ме­ тод, основанный на уменьшении альбедо снега и льда.

Поверхность льда и снега на льду покрывается слоем из­ мельченного материала темного цвета: шлаком, каменноуголь­ ной пылью, черным песком, смесью обычного песка с уголь ной пылью и т. д. Опыление льда производится с саней, трак­ торов, вездеходов и самолетов. Наибольший эффект дают мелкозернистые материалы (частицы диаметром до 5 мм) при соблюдении следующих условий: опыление не должно быть чрезмерным, так как в этом случае толстый слой опылителя становится изолятором и замедляет таяние, опыление следует производить за несколько недель до начала естественного та­ яния льда. Метод оказывается успешным в районах с большим количеством ясных, солнечных дней — их много в Арктике и Антарктике. Для интенсивного разрушения ледяного покрова трлщиной до 1-— 1,5 м достаточно уменьшить альбедо на 20%.


Скорость стаивания опыленного снега составляет 8 см в сутки, а чистого льда — 4 см.

§ 5. Структура льда В § 1 главы V приведены особенности расположения моле­ кул льда. Указывалось, что в твердой фазе (лед) морская вода наиболее отвечает тетраэдрической структуре упаковки моле­ кул, т. е. типу наиболее «рыхлых» и наименее плотных кристал­ лических решеток. Этой особенностью объяснялось увеличение объема воды почти на 10% при ее замерзании и другие ано­ малии воды и льда.

Рассмотрим теперь структуру морского льда в смысле рас­ положения в нем самих кристаллов льда, их формы и разме­ ров (по Н. Н. Зубову).

Размеры, форма кристаллов и их ориентация в простран­ стве зависят от условий ледообразования. Если замерзание на­ чинается на поверхности чистой воды при штилевой погоде, то в самом начале процесса появляются призматические крис­ таллы, расположенные оптическими осями параллельно поверх­ ности моря;

между ними развиваются призматические и плас­ тинчатые кристаллы, ориентированные перпендикулярно по­ верхности моря. В дальнейшем начинает преобладать рост вертикально направленных кристаллов. Чем благоприятнее ус­ ловия ледообразования, тем меньше по размерам образующи­ еся кристаллы, тем они более однородны и правильно ориенти­ рованы.

Растворенные в воде соли и примеси переходят в прослойки между кристаллами в виде рассола, частью стекающего вниз в поверхностный слой моря, частью остающегося захороненным во льду. При спокойном и медленном процессе замерзания зна­ чительная часть рассола успевает стечь вниз, образующиеся при этом пузырьки воздуха между кристаллами частично вы­ тесняются вверх, частично остаются во льду. Чем больше пу­ зырьков осталось, тем более белесоватый цвет имеет лед.

Лед игольчатого строения более чист от примесей, более прозрачен и более прочен, чем какой-либо другой.

Другую структуру приобретает лед при неспокойном состо­ янии моря. В этом случае кристаллы ориентируются беспоря­ дочно и часто ломаются. Особенно отличаются своим строе­ нием и формой кристаллы глубинного льда, впоследствии всплывающего на поверхность. По В. Я. Альтбергу, первичные кристаллы глубинного льда, смерзаясь, образуют элементарные частицы в виде круглых дисков с зеркальными поверхностями и ровным как бы отполированным ободком. Такая форма час­ тиц объясняется сплавливанием отдельных кристаллов друг с другом и стиранием краев образующихся частиц при много­ кратных столкновениях с соседними частицами при движениях в неспокойной воде. После всплытия и смерзания такой лед имеет губчатую структуру.

Губчатый лед состоит из перепутанных в разных направле­ ниях игл, пластин, дисков и зерен (неориентированные кри­ сталлы).

Наконец, третий вид структуры льда получается, если лед образовался из снега или из льда при его механическом исти­ рании в результате давления льдин друг на друга. Получаю­ щийся при этом лед состоит из зерен и напоминает фирновый лед. Он почти непрозрачен и наименее прочен. В отдельных случаях (когда зерна очень сближены) такой лед напоминает матовое стекло.

Таким образом, морской лед по своей структуре подразде­ ляется на игольчатый, губчатый и зернистый. Это подразделе­ ние до некоторой степени условно. Часто лед по его внешнему виду подразделяют на стекловидный, ноздреватый и слоистый.

Очень часто данная глыба льда может состоять из частей различной структуры. Действительно, глубинный лед губчатой структуры после всплытия на поверхность начинает нарастать снизу, как игольчатый лед. И, наоборот, игольчатый лед, раз­ ломанный на куски, может обрастать губчатым льдом. При на­ двигании одной льдины на другую получается слоистый лед Ч Наконец, следует отметить особенности структуры льда, на­ ходящегося в стадии таяния и разрушения. Как известно, пер­ вые признаки разрыхления морского льда появляются на его поверхности. С повышением температуры воздуха и льда и на­ чалом таяния возобновляется стекание рассола вниз, вслед­ ствие чего во льду появляется множество сквозных канальцев, развитию которых способствует промывание их талой водой.

Морской лед, пропитанный талой водой, по своей структуре и прочности напоминает смоченные водой куски сахара: он ста­ 1 Т к ю д н м ч с у сосот сеутолчт о триекй со а у и а и е к ю литсь лде тиаь т емчсо л­ итси оулвенйн р в о е н мхркео поес змраи ин ­ сот, бсолно е а н м р ы аатрм рцса аезня а рсаи лд врзлтт клбнйтмеа у ы в п д н яоаквит д атня ьа еуьае оеаи епр т р, ы а е и сдо..

новится хрупким и легко разрушается при механических воз­ действиях. После стекания и вымывания рассола обнажается игольчатая структура морского льда.

§ 6. Главнейшие химические, физические и механические свойства льда Одним из важнейших свойств морского льда является его соленость. Под соленостью морского льда понимается количе­ ство солей в граммах в 1 кг воды, полученной при его растап­ ливании. Соленость морского льда зависит:

1) от солености морской воды, из которой лед образовался.

Соленость льда всегда меньше, чем соленость воды, так как часть рассола успевает из льда вытечь. При прочих равных ус­ ловиях, чем меньше соленость морской воды, тем меньше со­ леность льда;

2) от скорости ледообразования, зависящей от температуры воздуха и толщины льда. Чем ниже температура воздуха и тоньше лед, тем быстрее идёт процесс ледообразования и тем меньше рассола успевает просочиться вниз. Следовательно, чем больше скорость ледообразования, тем больше соленость льда.

По наблюдениям Мальмгрена в морях Сибирского побережья составлена табл. 30. В ней дана зависимость солености льда от температуры, при которой он образовался.

Т б и а алц Тмеауавзуа епртр одх, га................... — 16 — рд — 30 — Слнсьлд, % 0.. 5,64 8, оеот ьа 8,77 10, 3) от возраста льда: чем старше лед, тем меньше его соле­ ность.

Абсолютное значение солености морского льда колеблется от 0 до 18%0 (при среднем значении 3—8% 0). Обычно в начале зимы, когда соленость льда наибольшая, она в среднем в 4— 5 раз меньше солености воды, из которой он образовался.

Весьма важным физическим свойством морского льда яв­ ляется его плотность.

Плотность льда зависит от его температуры, солености и по­ ристости, точнее, от количества включенных в лед пузырьков воздуха. Плотность чистого (пресного), лишенного пузырьков воздуха льда равна 0,917. Отсюда удельный объем его равен 10898. Удельный объем дистиллированной воды при 0° равен 1,00013, следовательно, удельный объем при переходе воды из жидкой в твердую фазу увеличивается на 1,08980— 1,00013 = = 0,08967, или округленно на 9%. Приблизительно Ую часть та­ кой льдины будет возвышаться над водой, а 9/ю будет погру­ жено в воду.

С понижением температуры плотность чистого льда незна­ чительно повышается.

Плотность морского льда увеличивается с увеличением со­ лености. Принимают, что плотность морского льда увеличи­ вается с повышением солености так же, как повышается плотность морской воды с повышением солености, т. е. на 0, при повышении солености на 1% Таким образом, плотность о.

морского льда, лишенного пузырьков воздуха, при солености льда 15% будет 0,930, а при 25%о — 0,938.

о Значительно большее влияние на плотность льда оказывает его пористость, т. е. включенные в него пузырьки газа. Эти пузырьки попадают в лед при замещении вытекающего из него рассола, а также при вмерзании в лед газов, растворенных в воде или выделяемых грунтом в процессе его разложения.

Пористость льда выражается в процентах и характеризует отношение объема пузырьков воздуха или газов, находящихся во льду, к его общему объему. Пористость морского льда ко­ леблется от 4 до 13%.

Т б и а алц П л о тн о сть м о р ск о го льда S /.

°o пУ.

0 5 хо 0 0,918 0,922 0,925 0,930 0,934 0, 1, 0,908 0,912 0,916 0,920 0,924 0, 2 0, 0,903 0, 0,899 0,911 0, 0, 3 0, 0, 0,89 0,898 0, 0, 4 0,885 0,893 0,897 0, 0, 5 0,872 0,876 0,884 0, 0,880 0, 6 0,875 0, 0,863 0,867 0,871 0, 7 0,853 0,857 0,861 0,865 0, 0, 8 0,845 0,849 0,861 0, 0,853 0, 0,835 0,843 0,847 0,851 0, 9 0, В табл. 31 приведены плотности морского льда при различ­ ных соленостях льда и различном содержании пузырьков воз­ духа п, выраженном в процентах объема льдины.

Искусственно, под большим давлением, можно получить лед, плотность которого будет на 5—20% больше плотности воды.

Такой лед, естественно, не плавает, а опускается на дно.

Поскольку наибольшее влияние на плотность льда оказы­ вает содержание в нем пузырьков воздуха, а это содержание зависит главным образом от количества солевых ячеек, осво­ бодившихся от рассола, то наименее плотным будет лед, соле­ ность которого в момент ледообразования была большой. Ста­ рый морской лед, образовавшийся в морской воде высокой со­ лености при низких температурах, является наименее плотным.

Содержание воздуха во льду Балтийского моря, по Арнольд Алябьеву, колеблется около 4%, а для более соленого Барен­ цева моря достигает 8% : В айсбергах содержание воздуха доходит до 15% объема льдины. Такие айсберги обладают очень малой плотностью и поэтому неглубоко сидят в воде, т. е. имеют небольшую осадку.

В табл. 32 приведены отношения осадки льдины к ее над­ водному возвышению.

Т б и а алц О тн о ш ен и я осад ки льдины к ее надводном у возвы ш ени ю при р азли чн ы х (бв) (бл) п л о тн о стя х воды и льда 5в 5в 5л 5л 1, 1,030 1,010 1, 1, 1,010 1, 1, 3, 3,8 3, 0,80 4, 1,5 1, 0,60 1,5 1, 4, 5, 0,85 5, 0,65 1,8 1,8 5, 1,9 и 8,2 7, 2,2 0,90 9, 2,3 7, 0,70 2,3 2, 0,75 2,8 2, 3,0 2, К числу весьма важных физических характеристик мор­ ского льда относится его температура. Температура на ниж­ ней поверхности льда близка к температуре замерзания воды данной солености и приблизительно постоянна. Температура поверхностного слоя льда при отсутствии снега близка к тем­ пературе воздуха и следует за ее изменениями как в течение года, так и в течение суток. Амплитуды колебаний темпера­ туры льда с глубиной (углублением в лед) уменьшаются, а мо­ менты наступления максимумов и минимумов запаздывают.


Существенное значение имеют тепловые свойства морского льда: тепловое расширение, теплоемкость и теплопроводность.

' В отличие от пресного льда, для которого при понижении температуры удельный объем уменьшается, соленый морской лед, наоборот, при понижении температуры от 0 до —23° рас­ ширяется (удельный объем льда увеличивается). Это свойство морского льда объясняется тем, что при этом одновременно идут два процесса: нормальное уменьшение объема за счет по­ нижения температуры и преобладающий процесс увеличения объема за счет образования дополнительных порций льда из рассола солевых ячеек. При температуре —23° в солевых ячей­ ках кристаллизуются соли хлористого натрия и рассол прак­ тически полностью затвердевает. При дальнейшем понижении температуры действует только первый процесс (объем льда уменьшается).

Линейный термический коэффициент расширения морского льда при температуре от 0 до —20° составляет 0,000055. Возни­ кающее при понижении температуры расширение льда в гори­ зонтальном направлении сопровождается подвижками льда, пред­ ставляющими опасность для гидротехнических сооружений.

Удельная теплоемкость морского льда растет с увеличением солености льда и с повышением его температуры (табл. «Океанологических таблиц»).

Коэффициент теплопроводности льда немного повышается с увеличением плотности льда от 0,84 до 0,92 с 0,0049 до 0,0054.

Механические свойства льда. Под механическими свойст­ вами морского льда подразумевается его способность проти­ востоять воздействию внешних сил, прежде всего его упругость, твердость и пластичность. Следует оговориться, что вследствие неоднородности льда, различий в его структуре указанные свой­ ства сильно изменяются. Существенное значение оказывают на них и колебания гидрометеорологических условий. Кроме того, механические свойства льда, плавающего в воде (как на упру­ гом основании), совершенно отличны от свойств льда, извле­ ченного из воды.

Механические свойства морского льда зависят от его солено­ сти, температуры и плотности. Морской лед менее прочен, чем речной, но он обладает значительно большей упругостью и пла­ стичностью. Считается, что прочность морского льда состав­ ляет 75% прочности речного льда. Повышение температуры сильно уменьшает прочность льда, при резких потеплениях она понижается до 50% первоначальной.

При расчетах прочности льда пользуются следующими ха­ рактеристиками: пределом упругости —величиной напряжения, при котором лед перестает быть упругим и становится пластич­ ным (на практике этот предел принимается равным 0,5 кг/см2), модулем упругости, характеризующим способность льда вос­ станавливать свои форму и объем после прекращения действия внешних сил, временным сопротивлением на изгиб — пределом пластичности, т. е. напряжением, при котором происходит разру­ шение льда, и некоторыми другими (коэффициентом Пуассона).

Прочность речного льда иллюстрируется табл. 33, показы­ вающей проходимость льда в зависимости от его толщины.

Т б и а алц П о о и о т рчоолд взвсмсио еот л и ы р х д м с ь енг ьа аииот т г о щ н см Наименьшая толщина льда, переправа с нормальная Нагрузка риском, на переправа пределе проч­ ности 3 О и о н й лыжник............

днчы Оионй в а н к днчы с д и............ С н а онкна у р ж а сгу а н я д ооня п я к р­ 11..........

зм 300 кг...

о 16 Л г о о атмбл всм 3 т..

е к в й вооиь ео 26 Гуоо атмбл всм6,5 т..

рзвй вооиь ео Л г и татрво 6 т.

е к й рко см..

28 Татр Ч З 6 всм 10 г...

рко Т - 0 ео Татр Ч ЗС -5 всм 12 т..

рко Т - Т6 ео § 7. Д е ф о р м а ц и я л ь д о в Деформация льдов происходит с самого начала процесса ледообразования в результате столкновения отдельных элемен­ тарных частиц льда друг с другом, что приводит к изменению игольчатой структуры льда. Впоследствии сталкивание отдель­ ных льдин приводит к надвиганию льдин друг на друга или вызывает процессы торошения. Образование краевых валиков на блинчатом льду представляет собой результат первичного торошения. Однако наибольший практический интерес пред­ ставляют деформации однолетних и многолетних льдов.

Под деформацией морских льдов следует понимать широ­ кий круг явлений, вызываемых действием внешних и внутрен­ них сил. Таким образом, сюда включаются образование терми­ ческих трещин в результате термического сжатия льдов, закрытие трещин, вспучивание льда и его торошение при терми­ ческом расширении льда, торошение и другие явления, возни­ кающие под действием внешних сил: ветра, течений и приливо отливных явлений и, наконец, разлом и разрушение морских льдов.

Среди этих явлений наибольшее значение имеют процессы торошения, разлом отдельных льдин, полей и припая.

Торошение сопровождается следующими процессами:

1) сплочением льдов и уничтожением промежутков между би­ тыми льдами, 2) разломом и раздроблением льдов на различ­ ного размера обломки, 3) собственно торосообразованием, со­ стоящим из надвигания обломков льда на материнские льды, а также набиванием обломков под лед, 4) уплотнением льдов, заключающимся в выжимании из них пузырьков воздуха и рассола.

Различают три вида торошения: термическое — самое сла­ бое, приливо-отливное, вызываемое неодновременной сменой приливо-отливных явлений, происходящих на близком рассто­ янии, и, наконец, ветровое — самое мощное.

В Арктике чаще всего происходят одновременно все три вида торошения: если преобладает первый вид, то получается торос взлома, при преобладании второго вида образуется торос раздробления, а в случае преобладания третьего — набивные торосы.

Наибольшие по размерам торосы получаются при нажиме льдов на берег или на припай;

в последнем случае образуется прибрежный торос, окаймляющий мористую кромку припая.

По происхождению прибрежный торос может быть торосом взлома, раздробления и набивным (чаще всего двумя послед­ ними видами).

При нажиме льдов непосредственно на берег происходит выдвигание крупных монолитов льда на сушу, далеко за береговую черту, а при наличии прибоя берег покрывается обка­ танными обломками льда разных размеров (до 1 м и более), на­ зываемыми ледяными валунами. Если берег отмелый, то эти ледяные валуны остаются на берегу, а также на банках и при­ брежных отмелях в течение весьма длительного времени, ино­ гда до следующей осени. Кроме того, напор льдов вызывает образование берегового вала, окаймляющего береговую черту и состоящего из неотсортированного прибрежного материала — камней, гальки, песка и т. д.

Разлом битого льда и полей на более мелкие части проис­ ходит следующим образом: отдельная крупная льдина и тем более ледяное поле не может быть одинаково прочным на всем своем протяжении, так как оно в большинстве случаев состоит из отдельных небольших льдин и изобилует термиче­ скими и динамическими трещинами. Поэтому внешние силы вызывают различные по величине напряжения, которые могут превзойти предел пластичности наиболее слабых частей льдины или ледяного поля и они распадутся по линиям наименьшего сопротивления на отдельные части.

§ 8. Дрейф льдов Плавучие льды в море чрезвычайно редко находятся в со­ стоянии полного покоя, а обычно передвигаются под воздей­ ствием ветра и течений. Суммарный перенос льдов под воз­ действием этих факторов называется дрейфом льдов.

Именно этот дрейф определяется угломерными приборами на береговых гидрометеорологических станциях. В других слу­ чаях, например при наблюдениях дрейфующих станций «СП», определяется величина дрейфа за отрезки времени, равные од­ ним или нескольким суткам. В этом случае исключаются при­ ливо-отливные движения льда и величина переноса опреде­ ляется только действием ветра и непериодического течения.

Ф. Нансен, исследуя дрейф «Фрама» в Северном Ледови­ том океане, установил,что:

1) отношение скорости чисто ветрового дрейфа льдов (по исключении постоянного течения) к скорости ветра, т. е. так называемый ветровой коэффициент, составляет 0,02, таким об­ разом скорость дрейфа в 50 раз меньше скорости ветра;

2) направление дрейфа в открытом море, вне искажающего влияния берегов, отклоняется от направления ветра около 28° вправо.

В дальнейшем эти выводы были подтверждены (также эм­ пирическим путем) Н. Н. Зубовым, который проанализировал дрейф л/п «Седов». При этом Зубов установил два правила:

1) дрейф сплоченного льда происходит по изобарам таким образом, что область пониженного давления атмосферы нахо­ дится слева от линии дрейфа, а область повышенного давле­ ния— справа;

I 2) скорость дрейфа пропорциональна расстоянию между изобарами.

i Н. Н. Зубов так обосновал свое первое правило: в свобод­ ной атмосфере действует градиентный ветер, дующий по изо­ барам. По мере приближения к Земле из-за трения ветер от­ клоняется влево от изобары. Средний угол отклонения ветра равен 28° влево от изобары, а угол отклонения дрейфа льдов от ветра, по Нансену, — 28° вправо от ветра, таким образом, лед дрейфует по изобарам.

! Правила Н. Н. Зубова при расчете дрейфа льдов позво­ ляют ограничиться анализом ежедневных синоптических карт, на которых проведены изобары, вместо рассмотрения весьма изменчивых направлений и скоростей ветра. Влияние посто­ янного течения Н. Н. Зубовым при выводе его правила не учи­ тывалось. Однако в районах с сильно выраженными постоян­ ными течениями (Восточно-Гренландское, Лабрадорское) его следует учитывать, особенно при дрейфе айсбергов, имеющих большую осадку, которые движутся по равнодействующей сил ветра и течения, а при отсутствии ветра — по равнодействую­ щей движения слоев воды, в которых они погружены. Так как часто скорость течений уменьшается с глубиной, то, чем больше Осадка айсберга, тем медленнее его движение по сравнению с поверхностным течением (часто у айсбергов наблюдаются бу­ руны). Влияние глубинных течений проявляется также в том, что изменяется направление движения айсбергов сравнительно с движением битых льдов: айсберги иногда плывут поперек течения, увлекающего битые льды.

Отдельные льдины, разреженные и сплоченные льды дрей­ фуют по-разному. Так, по Н. Н. Зубову, угол отклонения оди­ ночной льдины от направления ветра определяется по формуле tg а = sin с, р где А • коэффициент пропорциональности, h — высота льдины, — с — скорость льдины, ф — географическая широта.

Из формулы следует, что угол а возрастает с широтой, прямо пропорционален высоте льдины и обратно пропорциона­ лен скорости ее движения (чем больше скорость льдины, тем меньше угол). Ветровой коэффициент отдельной льдины или айсберга в зависимости от их парусности достигает 0,04 (мак­ симальный 0,1). По П. А. Гордиенко, дрейф льда густотой 1 балл происходит в 4 раза быстрее дрейфа льда густотой 9 баллов, дрейф льда торосистостью 9 баллов почти в 10 раз быстрее дрейфа льда торосистостью 1 балл.

20 К). В. Истошин § 9. Х ар ак тер и сти к а л ь д а в н ави гац и он н ом отнош ении Льды являются, серьезным препятствием для судоходства.

Д аж е в морях умеренного пояса затруднения, связанные с ледовой обстановкой, бывают настолько существенны, что без помощи ледокола проводка судов становится невоз­ можной.

Морской лед легче ломается судами, чем речной лед той же толщины, но в мелкобитом пресном льду судно идет легче, чем в более вязком мороком льду. Наибольшей вязкостью обла­ дает снежура. Корпусом судна она только сжимается, а не колется, поэтому при образующейся снежуре судно быстро ли­ шается хода.

Прочность льда повышается с понижением температуры.

Для Балтийского моря 30 см «холодного» осеннего льда равны по прочности 40 см «теплого» весеннего льда. Наибольшей прочностью обладает многолетний опресненный лед. Взрыва­ ние такого льда дает только местные разрушения без образо­ вания трещин. Удар мощного ледокола о такой лед часто ока­ зывается безрезультатным или вызывает продвижение всего на 1—2 м.

Проходимость разреженных и редких льдов определяется их густотой и размерами льдин. Проходимость сплошных льдов зависит главным образом от их толщины, торосистости и прочности.

Основным препятствием являются торосы. Они заставляют лавировать во льдах, что существенно увеличивает путь. Ледо­ кол, форсируя торосистые льды, получает боковые удары и сбивается ими с курса, в результате чего канал оказывается искривленным, что осложняет проводку. Установлено, что ско­ рость следования каравана судов в сплоченном старом плавучем льду меньше, чем в неподвижном. Кроме того, на проходимости льдов сильно сказываются их дрейф, сжатия и разрежения.

Скорость дрейфа льдов может быть настолько большой, что превысит скорость, с которой судно пробивается через льды. Следовательно, в отдельных случаях суда фактиче­ ски могут перемещаться в сторону, противоположную той, в ка­ кую они стремятся пробиться. Иногда суда выносит вместе со льдом на мелководье, что приводит к серьезным авариям.

Наиболее быстрый дрейф льда вызывают приливо-отливные течения. Неодинаковые скорость и направление дрейфа льдов (как больших массивов льда, так и отдельных льдин) ведут к сжатиям льдов в одних местах и разрежениям в других. При­ ливо-отливные сжатия и разрежения периодически- повторя­ ются, но в морях со смешанными приливами чередование их происходит по сложному закону.

§ 10. Р а с п р е д е л е н и е л ь д о в в М и р о в о м о к е а н е Общепризнанной классификации вод Мирового океана по характеру встречающихся льдов не существует. Первая по­ пытка в этом отношении была сделана В. С. Назаровым. Ниже приводится его несколько видоизмененная классификация:

1) воды с эпизодическими льдами. Льды в таких водах бывают не ежегодно, зимой иногда появляются и исчезают не­ сколько раз. Примером могут служить Северное и Адриатиче­ ское моря;

2) воды с сезонными льдами (например, Охотское, Япон­ ское, Балтийское, Белое). В таких морях льды зимой бывают ежегодно, но летом полностью исчезают;

3) моря, в которых всегда можно встретить льды. Эту группу можно подразделить на две подгруппы: а) моря, в ко­ торых большая часть льдов летом тает (например, Баренцево и Карское), но часть их, как правило, остается;

в таких морях большая часть льдов сменяется ежегодно, и б) моря, в кото­ рых льды встречаются непрерывно, зимой и летом. В летнее время количество льдов лишь несколько уменьшается (напри­ мер, центральная часть Северного Ледовитого океана, Восточ­ но-Сибирское море и большинство морей Антарктического кон­ тинента). В таких морях полная смена льдов происходит по ис­ течении нескольких лет.

Распределение льдов в Мировом океане, мощность ледяного покрова, продолжительность его существования определяются балансом тепла и режимом ветров в зимнее время года, но также зависят в некоторой степени от запаса тепла, накоплен­ ного водой в данном водоеме.

Ледовитость морей существенно колеблется как от сезона к сезону, так и от года к году.

Айсберги вследствие своей большой массы дольше сохраня­ ются в океане по сравнению со льдами морского происхожде­ ния. Увлекаемые морскими течениями, айсберги проникают в более низкие широты, чем ледяные поля. Поэтому границы географического распределения айсбергов и морских льдов со­ вершенно различны. Если, например, айсберги от западных бе­ регов Гренландии выносятся в район Ньюфаундлендской банки, то морские льды не проникают далеко к югу и западу от юж­ ной оконечности Гренландии.

На рис. 80 представлено смещение кромки полярных льдов от апреля к августу. Меридиональное расположение кромки арктических льдов объясняется, с одной стороны, проникнове­ нием в Норвежское и Баренцево моря ветви теплого Северо Атлантического течения, препятствующей ледообразованию, а с другой стороны — выносом на юг льдов из Северного По­ лярного бассейна вдоль восточного берега Гренландии.

20* В южном полушарии граница льдов морского происхожде­ ния на западе Атлантического океана проходит южнее мыса Горн, а в центральной и восточной частях этого океана она несколько опускается к экватору (до 50р ю. ш.). В Индийском океане граница морских льдов держится около 55—60° ю. ш., так же как и в Тихом океане. Наибольшей ширины пояс мор­ ских льдов, окружающих Антарктиду, достигает в сентябре — к концу зимы южного полушария. С ноября начинается таяние льдов, продолжающееся до начала марта. С марта кромка мор­ ских льдов постепенно смещается к северу (рис. 81).

Р с 80. Сене мооене п л ж н е к о к лдв и. рде нглте о о е и р м и ьо вГелнсо иБрн е о м р хварл— агсе рнадкм ае ц в м о я пее вут.

Что касается антарктических айсбергов, то они проникают к северу значительно дальше, чем морские льды (рис. 82). Так, в Атлантическом и Тихом океанах некоторые айсберги дости­ гали 33° ю. ш.

В северной части Тихого океана лед встречается лишь в его крайнем северо-западном углу. Зимой лед дрейфует на юг вдоль восточных берегов Камчатки, постепенно разрушаясь, и часто не достигает мыса Лопатки. Вдоль южных островов Ку-' рильской гряды лед, выносимый из Охотского моря, спускается к восточным берегам Хоккайдо до параллели Сангарского про­ лива.

В Северном Ледовитом океане лед наблюдается зимой и летом. Он находится в постоянном дрейфе. В наших окраинных морях Северного Ледовитого океана зимой встречается припай и плавучие льды, а летом — только плавучие льды.

Работами советских ученых (В. Ю. Визе и др.) установлено, что интенсивная циркуляция атмосферы создает благоприят­ ную для плавания ледовую обстановку, так как перенос воз душных масс усиливает течения, проникающие в высокие ши­ роты Арктики, и „способствует выносу льда из Северного По­ лярного бассейна. Усиление атмосферной циркуляции с 20— 30-х годов текущего столетия вызвало повсеместное потепле­ ние Арктики.

Как уже указывалось выше, ледовый режим морей умерен­ ного пояса зависит от географической широты, солености вод моря, его глубины, системы течений, приливов и от особенно­ стей атмосферной циркуляции.

Так, средняя и южная части Берингова моря, несмотря на то что оно расположено в высоких широтах, свободны ото льда.

Это объясняется большими глубинами этой части моря, высо­ кой соленостью его вод и преобладающими ветрами южной по­ ловины горизонта (по крайней мере, в юго-восточной части моря).

Охотское море, несмотря на более южное положение, не­ редко покрывается плавучим льдом полностью, что объяс­ няется господством северо-западных ветров зимнего муссона, а также тем, что море сильно вдается в холодный зимой ма­ терик Азии.

Широкая мелководная полоса у берегов морей способствует охлаждению прибрежных вод и образованию льда. Большая изрезанность берегов способствует образованию припая. Ха­ рактер ледяного покрова в сильной степени зависит от величины приливо-отливных течений., Горло Белого моря с его сильными приливо-отливными течениями изобилует торосами, битым льдом и ледяной кашей, а в северной части Каспийского моря, где приливов нет, лед обычно гладок и состоит главным образом из полей. Процессы торошения вызываются здесь подвижками льда под действием ветра. Большую площадь в северной части Каспийского моря занимает припай.

Лед образуется на всех морях, омывающих берега Совет­ ского Союза, но во многих из них обычно не встречается в ю ж­ ной части и в открытом море (Черное, Каспийское, Японское и юго-западная часть Баренцева моря).



Pages:     | 1 |   ...   | 7 | 8 || 10 | 11 |   ...   | 14 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.