Материал: Криосфера Мирового океана

Рис.3. Зависимость плотности льда от температуры для различных значений солености льда(Ю.Л.Назинцев, В.В.Панов):1-0‰, 2-2‰, 3-10‰, 4-20‰

Теплофизические свойства льда

Теплоемкость

Удельная теплоемкость- то количество тепла, котрое необходимо сообщить единице массы вещества, чтобы повысить его температуру на 1 К.

Теплоемкость сложного вещества, определяется теплоемкостями и массами компонентов(Ю.П.Доронин). Для морского льда это: пресноводный лед, рассол, соли в рассоле и соли в осадке.

С_sT = C_i  + C_b  + C_s + L_i + L_s (3) ,

Где С_sT- эффективная теплоемкость морского льда, имеющего соленость S_i и температуру T; C_i- удельная теплоемкость пресноводного льда; M_i- масса пресноводного льда в 1 кг морского льда; M_b- масса рассола в 1 кг морского льда; C_b- теплоемкость рассола равновесной концентрации в ячейках льда; M_bs- масса кристаллогидратов в твердом осадке в 1 кг морского льда; C_s- средневзвешенное значение из теплоемкостей отдельных кристаллогидратов солей; L_i- удельная теплота плавления пресноводного льда; L_s- средневзвешенное значение удельной теплоты растворения (или кристаллизации) кристаллогидратов в морском льду.

Вычисления и экспериментальные определения, показывают, что теплоемкость С_sT возрастает с повышением солености льда и может быть во много раз больше при температуре полного таяния льда, чем при значительных отрицательных температурах.

Рис.4 Зависимость эффективной теплоемкости морского льда соленостью 10‰(1) и 20‰(2) от температуры. (Ю.Л.Назинцев, В.В.Панов)

Из рис.4 видно, что при температуре -22,9°С, когда в осадок выпадает NaCl·2H₂O, имеет место некоторое скачкообразное возрастание значения С_sT. Этот скачок существует из-за резкого изменения массы чистой воды M_w, содержащейся в рассоле. С уменьшением солености льда, отмеченный скачок, как и нелинейность зависимости теплоемкости от температуры, становится менее выраженным и значения ее приближаются к значению теплоемкости пресного льда.

Теплота фазовых переходов

Под эффективной теплотой плавления морского льда понимается некоторое эффективное тепло L_e , необходимое для полного плавления единицы массы морского льда, имеющего начальную температуру Т и соленость S_i.Оно складывается из энергии, расходуемой на плавление чистого льда и на повышение температуры льда и рассола до температуры полного плавления морского льда Q.

Теплопроводность

Теплопроводность- одна из важнейших теплофизических характеристик льда. Ее знание необходимо для определения температурного поля льда: нарастание, таяние, теплообмен с атмосферой и океаном через ледяной покров. Теплопроводность морского льда выражается через удельную теплопроводность Λ,определяющую то количество тепла, которое проходит через единичную поверхность в единицу времени при единичном градиенте температуры.

Теплопроводность морского льда, как сложного вещества, зависит от теплопроводности его компонентов и их расположения. Например, теплопроводность рассола примерно в 4 раза меньше теплопроводности чистого льда, а молекулярная теплопроводность воздуха на 2 порядка меньше, чем теплопроводность льда. Поэтому с повышением солености и пористости льда его способность проводить тепло уменьшается.

В среднем у морского льда Λ≈2,1 Вт/(м·град), но к верхней и нижней его поверхностям может уменьшаться из-за возрастания пор и солености.

Температуропроводность

Коэффициент температуропроводности морского льда К показывает скорость изменения его температуры в зависимости от поступления к нему тепла от всех источников, в том числе от обусловленных фазовыми переходами. Он связан с коэффициентом теплопроводности Λ соотношением

К= (4),

где С- эффективная теплопроводность льда при постоянном давлении; ρ_i- плотность льда.

У морского льда, из-за выделения значительной энергии фазовых переходов, а значит, большой эффективной теплоемкости, значения К оказываются значительно ниже, чем у пресноводного льда. Возрастание пористости льда приводит к уменьшению его теплопроводности и плотности, а значения К при этом заметно возрастают.

Механические свойства льда

Механические свойства морского льда- его способность сопротивляться воздействию внешних механических сил.

Знание механических свойств льда важно для решения многих прикладных задач таких как, ограждение от льда нефтяных вышек на шельфе, портовых сооружений, строительство судов, организация ледовых переправ и др.

Действующую на лед силу, часто выражают через напряжение, равное силе приходящейся на единицу площади. Под действием этого напряжения лед деформируется либо упруго, либо пластически. В первом случае после снятия нагрузки, лед возвращается в исходное положение, во втором не возвращается.

Выделяют различные виды деформации: продольная деформация (или растяжение), поперечная деформация, сдвиг, сжатие.

Упругие характеристики морского льда зависят от его твердой структуры, которая составляет основную часть от массы льда. Эта основа и определяет упругое поведение льда. Она слабо меняется при встречающихся в природе изменениях температуры и солености.

Эксперименты с морским льдом показывают, что он ведет себя как упругое тело при сравнительно небольших и кратковременных нагрузках, В противном случае лед деформируется пластически. Механизм такой деформации объясняется взаимным смещением кристаллов, особенно интенсивно происходящим вдоль прослоек рассола, изменением размеров и формы кристаллов, внутрикристаллическими деформациями, связанными с перемещениями дефектов кристаллической решетки льда и смещением атомов кристалла.

Если напряжение во времени не уменьшается, то после достижения предельной деформации лед разрушается. При быстром приложении напряжения пластической деформации может не быть и лед разрушается в упругой стадии. Такой характер разрушения называют хрупким, в отличие от первого, пластического типа. То минимальное напряжение, которое вызывает разрушение льда, численно характеризует прочностные свойства льда и называется его прочностью. Прочность кристаллов льда довольно велика, но из-за наличия в морском льду пор и ячеек с рассолом, из-за слабости связей между кристаллами разрушение льда происходит при напряжениях, в тысячи раз меньших, чем получено для отдельных кристаллов. Прочность морского льда сильно зависит от его температуры и солености - она уменьшается с их ростом. Это связано с тем, что с увеличением температуры и солености льда возрастает объем рассола, который уменьшает связь между кристаллами, а следовательно, и прочность льда.

3. Разновидности льдов

Льды принято классифицировать по ряду признаков, существует множество возможных способов классификации. Но основными являются классификации по генетическому, динамическому, возрастному и морфологическому признакам.

По генетическому признаку, т.е. по происхождению, выделяют морской, материковый и речной лед.

Морской лед-лед образовавшийся из морской воды, когда ее температура понизилась до точки замерзания. Характерное свойство морского льда- наличие в нем солей.

Материковый лед-лед образовавшийся из снега на суше и при обламывании сползающих ледников попавший в океан в виде айсбергов, их обломков и ледяных островов. Этот лед, в отличие от морского, пресный, содержит сравнительно мало примесей и имеет в большинстве случаев голубоватый цвет. Большая часть материкового льда попадает в Мировой океан от антарктических ледников. В меньшей степени он встречается в Северном Ледовитом океане и в северной Атлантике.

Речной лед-лед образовавшийся в реках и вынесенный в море течениями. Для речного льда характерно очень большое содержание примесей, он тоньше материкового льда и совершенно пресный. Основная масса речного льда встречается в морях Северного Ледовитого океана.

По динамическому признаку выделяют подвижные и неподвижные льды.

Подвижные, или дрейфующие, льды меняют свое положение на акватории под действием ветра и течений.

Существуют специфические формы плавучего льда: блинчатый лед, ледяная каша.

Блинчатый лед- пластины льда преимущественно круглой формы от 30 см до 3 м в диаметре, толщиной до 10-15 см.

Ледяная каша- скопление плавучего льда, состоит из бесформенных кусков менее 2 метров в поперечнике, образовывается в результате разрушения (таяния) более крупных форм льда.

Дрейфующий лед классифицируют по сплоченности: сплошной дрейфующий лед, очень сплоченный, сплоченный, разреженный, редкий, отдельные льдины, айсберговые воды, чистая вода.

Также выделяют значительные по размерам, устойчивые скопления сплоченного дрейфующего льда- ледяные массивы, которые бывают локальные или отроговые, и небольшие скопления дрейфующего льда: пятно, пояс, язык и полоса.

Ледяной массив- скопление сплоченных морских льдов, занимающее площадь в сотни км², сохраняющееся летом в одном и том же районе.

Пояс льда- скопление дрейфующего льда, длина которого превышает ширину, последняя может быть от 1 км до 100 км и более.

Язык льда- выступающая часть кромки льда, достигающая нескольких км в длину, образовавшаяся под влиянием ветра и течений.

К неподвижным льдам относят припай и стамухи.(прил.1.1)

Припай- это морской лед прикрепленный к берегу или отмели, испытывающий лишь вертикальные колебания при изменениях уровня. Такой лед может образовываться на месте при замерзании морской воды или в результате примерзания дрейфующего льда. Припай в начальной стадии его образования из ниласа или молодого льда называется заберег.

Стамуха- сидящее на мели ледяное нагромождение. Часто образуют системы параллельных берегу валов льда и благоприятствуют образованию припая.

По возрасту морской лед подразделяется на:

I. Начальные виды льда: ледяные иглы, ледяное сало, снежура, шуга.(прил.1.2)

Как только температура поверхностного слоя воды опускается до температуры замерзания в воде образуются кристаллы в виде ледяных игл. При дальнейшем понижении температуры кристаллы быстро растут в размере и количестве и смерзаясь образуют ледяное сало- сплошной слой или пятна серовато-свинцового цвета. Если при замерзании на поверхность воды выпадает снег, он пропитывается водой и превращается в кашеобразную массу- снежуру. Образующиеся скопления ледяного сала, снежуры и внутриводного льда называются шугой.

II. Ниласовые льды- тонкий, эластичный лед толщиной до 10 см. Иногда нилас разделяют на темный, имеющий толщину до 5 см, и светлый- более толстый и имеющий большую отражательную способность.(прил.1.3)

III.Молодые льды. Они, в свою очередь, подразделяются на серый лед толщиной 10-15 см, и серо-белый лед толщиной от 15 до 30 см. Такие льды менее эластичны, чем ниласовые, под действием ветра часто ломаются, образуя нагромождения- торосы.

IV. Однолетний лед. Морской лед толщиной более 30 см, просуществовавший не более одной зимы.. Старый лед- лед не успевший растаять в течение по крайней мере одного лета. Выделяют остаточный однолетний, двухлетний и многолетний лед.

Остаточный однолетний- не растаявший за лето, однолетний лед, который по толщине и другим характеристикам еще не подходит под определение "двухлетний лед". Понятие "однолетний лед" употребляют только в переходный период- с начала нового ледообразования до конца календарного года.

Двухлетний- лед просуществовавший более одного года. Обычно имеет толщину более 2 м. Всегда присутствует в Центральной части Арктического бассейна, в виде сморозей из битого льда, иногда больших полей.

Многолетний лед- лед возрастом более двух лет. Это преобладающий вид льда в Центральной Арктике. Каждый год лед стаивает сверху и снизу, а за зиму нарастает. Но чем толще лед с начала зимы, тем медленнее идет его нарастание и тем меньше прирост его толщины за зиму. Величина летнего стаивания зависит не от толщины, а, главным образом, от района. Таким образов, толщина многолетнего льда спокойного намерзания не возрастает бесконечно, а стремится к пределу, который для различных районов Арктического бассейна примерно равен 3-4 метра. Средняя толщина многолетнего льда в Центральной Арктике принята примерно равной 3,3 м.

В морфологическом плане плавучий лед подразделяют на ледяные поля- плоские льдины размером более 20 м в поперечнике, и битый лед- совокупность льдин размером менее 20 м.

В обеих категориях выделяются еще несколько видов льдов по размерам: Ледяные поля подразделяются на собственно ледяные поля размером более 500м в поперечнике, обломки ледяных полей размером от 100 до 500 м в сечении и крупнобитый лед, а битые льды делятся на мелкобитый лед и тертый лед, размеры льдин которого менее 2 м.

Поверхность льдов практически никогда не бывает ровной. В результате столкновения льдин и их сжатия происходят деформации льда такие, как наслоение и торошение.

Торошение характерно для молодых и белых льдов.

По форме торосистости различают: торос(прил.1.5)- любое отдельное нагромождение льда, образовавшееся в результате сжатия; ропак- отдельная льдина, стоящая вертикально среди относительно ровной поверхности льда или особенно выдающаяся среди общей груды или гряды торосов; гряда торосов; полоса торосов и барьеры торосов, характерные для припайных зон.

После таяния торосы превращаются в сглаженные гряды, сильносглаженные гряды, старые гряды, ледяные холмы(бугры) или цепочки бугров.

Выделяют специфическую форму льда- несяк: большой торос или группа смерзшихся торосов, представляющих собой отдельную льдину, находящуюся на плаву. Может выступать над уровнем моря на высоту до 5 метров.

4. Дрейф

Большая часть морских льдов находится в непрерывном движении. Перемещение льда по акватории под совокупным действием различных сил называется дрейфом. Для решения многих прикладных задач важно знать о движении льда, главным образом это важно для мореплавания.

Наблюдения за движением льда в морях велись давно, еще Поморы знали, что направление движения льда в море зависит от направления ветра. Но серьезное, научно обоснованное изучение причин, приводящих к дрейфу льда, началось в XIX веке. Так исследуя дрейф "Фрама" (1893-1896г.) Ф.Нансен эмпирически установил, что в открытом море направление движения дрейфа льдов отклоняется от направления скорости ветра из-за силы Кориолиса вправо на угол 20-40°, а скорость дрейфа примерно равна 1/50 скорости ветра. Позднее в конце 30х годов XX века Н.Н.Зубов, проанализировав дрейф судна "Седов" в Северном Ледовитом океане, заметил, что направление дрейфа проходило примерно вдоль изобар атмосферного приземного давления, оставляя область повышенного давления справа. Скорость изобарического дрейфа Зубов определили из условия равновесия ускорений Кориолиса и барического градиента:

ω·V_g ·sinφ=· (5),

Где V_g - скорость геострофического ветра; ω- угловая скорость вращения Земли; ∂P/∂n- горизонтальный градиент атмосферного давления в направлении нормали к изобарам; ????-плотность воздуха. Также Н.Н.Зубов вывел соотношение между скоростью дрейфа льда V и барическим градиентом:

V=· (6).

На основе выведенных закономерностей и характера распределения атмосферного давления в Арктике, Н.Н.Зубов обосновал существование важного звена крупномасштабной циркуляции в Западной Арктике: антициклонического круговорота поверхностных вод и льдов.

В 1938 году В.В.Шулейкин разработал теорию дрейфа льда, учитывающую сопротивление воды. Суть его теории состоит в следующем: если лед дрейфует со скоростью V, то подо льдом развивается дрейфовое течение с поверхностной скоростью u₀, направленной под углом к абсолютной скорости V.