Криосфера Мирового океана
ПРАВИТЕЛЬСТВО
РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
ФЕДЕРАЛЬНОЕ
ГОСУДАРСТВЕННОЕ
ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ
УЧРЕЖДЕНИЕ
ВЫСШЕГО
ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ
"САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ
ГОСУДАРСТВЕННЫЙ
УНИВЕРСИТЕТ"
Факультет
географии и геоэкологии
Кафедра
океанологии
КУРСОВАЯ
РАБОТА
"Криосфера
Мирового океана"
Санкт-Петербург
Оглавление
Введение
. Характеристика ледяного покрова
Мирового океана
.1 Ледяной покров Северного
полушария
.2 Ледяной покров Южного полушария
. Свойства морского льда
. Разновидности льда
. Дрейф
. Изменение ледяного покрова
Мирового океана
Заключение
Приложения
ледяной океан морской дрейф
Введение
Криосфера - прерывистая по конфигурации оболочка
Земли, расположенная в зоне взаимодействия атмосферы, гидросферы и литосферы и
характеризующаяся отрицательными температурами. Все оболочки нашей планеты
взаимосвязаны и образуют единый комплекс. Поэтому важно изучать каждую оболочку
в отдельности и их взаимодействие.
Морские льды- это важный физический элемент,
составляющий климатическую систему, наиболее значительные изменения во времени
испытывают морские льды и снежный покров, поэтому криосфера мирового океана-
это важный и надежный индикатор климатических изменений. Изучая как изменяется
с течением времени распространение льдов в Мировом океане, можно уверенно
судить о тенденциях глобального климата.
Так же изучение морских льдов важно для
навигации, для освоения новых морских путей, для развития судостроительства.
Целью своей курсовой работы я ставила изучение
основных понятий связанных с криосферой Мирового океана, свойств морского льда
и тенденций изменения ледяного покрова.
1. Характеристика ледяного покрова Мирового
океана
В Мировом океане льды преимущественно
концентрируются в полярных районах нашей планеты. Средняя годовая площадь их
распространения в Мировом океане составляет 26 млн.км2, или примерно
7% его площади. Акваторию Мирового океана можно разделить на шесть зон по
продолжительности сохранения ледяного покрова и его происхождению(В.С.Назаров).
К первой зоне относятся те области, в которых ледяной покров присутствует
круглый год, несмотря на уменьшение его сплоченности в теплый период. Это
центральная часть Арктического бассейна, северные районы большинства морей
Северного Ледовитого океана, моря Амундсена, Беллинсгаузена, Уэдделла. Зимой здесь
образуется больше льда, чем может растаять за лето, а обновление ледяного
покрова в результате дрейфа и действия термических факторов происходит за
несколько лет.
Ко второй зоне относятся акватории, на которых
льды ежегодно меняются. Большая часть льдов тает летом, но за счет дрейфа льды
в этой зоне присутствуют круглый год. Пример таких морей- это Карское и
Баренцево моря.
Третья зона- это зона с сезонным ледяным
покровом, образующимся ежегодно в холодный период года и полностью исчезающим в
результате таяния летом. Сюда относятся такие моря как Охотское, Японское,
Белое, Балтийское, Аральское, Каспийское и другие.
К четвертой зоне относятся моря, где льды
образуются только в очень холодные годы. Это Северное, Мраморное и Черное моря.
Также выделяется зона, в которой бывает лед
принесенный из других акваторий. Сюда относится Гренландское море, район
Нью-Фаундленда, большая часть Южного океана с включением области
распространения айсбергов.
На остальной части Мирового океана льдов не
бывает.
Общий объем морского льда в период его
максимального развития оценивается примерно в 25,5•103 км3
в северном полушарии и в 30•103 км3 в южном.
.1 Ледяной покров Северного полушария
В северном полушарии морские льды образуют
массив, покрывающий океаническое пространство вокруг географического полюса.
Ядро этого массива составляют многолетние льды. С внешней их стороны
располагаются льды сезонные, полностью вытаивающие летом и достигающие
наибольшего горизонтального и вертикального развития в феврале-марте.
На границе с Атлантическим и Тихим океанами эти
льды образуют три языка меридионального простирания: Восточно-Гренландский,
Восточно-Канадский и Тихоокеанский. Вдоль восточного побережья Северной Америки
морские льды распространяются зимой до 46°, а временами до 42°30´с.ш..В
Тихом океане льды проникают к югу до 43°с.ш. Такое глубокое проникновение
морских льдов к югу во многом объясняется характером поверхностной океанической
циркуляции в полярных и умеренных широтах. Дальше всего на юг льды
распространяются вдоль восточных берегов Гренландии, Северной Америки и Азии,
где проходят холодные морские течения: Восточно-Гренландское, Лабрадорское и
Ойя-Сио.
В районах подверженных воздействию теплых
течений, таких как отдельные ветви Северо-Атлантического и Куросио, граница льдов
отступает на север. Как результат наблюдается сильная асимметрия в
распределении температуры воды, солености и морских льдов между западными и
восточными частями Атлантического и Тихого океанов.
Основная масса льдов в северном полушарии- это
льды дрейфующие под влиянием ветров и морских течений. Исключение- это
береговой припай. В марте, когда припай наиболее развит, его площадь составляет
1,8 млн.км2 в одном только Северном Ледовитом океане.
Сильнее всего припай развит в проливах Канадского арктического архипелага и на
мелководье, окружающем Новосибирские острова. Если учитывать припай,
опоясывающий острова и побережье за пределами Северного Ледовитого океана,
суммарная площадь неподвижных льдов на полушарии приблизительно равна 2 млн. км2,
что составляет 12% всей площади морских льдов в момент годового максимума
развития (В.Ф.Захаров, 1996г.).
.2 Ледяной покров Южного полушария
Ледяной покров Южного океана характеризуется
большой сезонной изменчивостью. Период максимального развития ледяного покрова
приходится на сентябрь-октябрь, тогда его площадь достигает 18-19 млн.км2,
минимальное развитие приходится на летние месяцы(январь-февраль), тогда площадь
составляет всего 2-3 млн.км2 (Романов,1976г.).
Осенью, при достижении льдом толщин 20-50 см, у
берегов Антарктиды устанавливается припай. Сроки установления антарктического
припай, так же как и начала устойчивого льдообразования, меняются в широких
пределах в зависимости от физико-географических особенностей и
гидрометеорологических условий района. Формирование припая заканчивается в
апреле-мае и в далее происходит увеличение его ширины и толщины. В конце
периода формирования ширина припая изменяется от 2 до 90 км., а в среднем
составляет 25-50 км. Основные причины слабого развития припая обусловлены: большими
глубинами вблизи берега, слабой изрезанностью береговой черты, малым количество
островов, банок и отмелей в прибрежной зоне. В период максимального развития
ледяного покрова площадь антарктического припая оценивается в 0,5 млн км2.
Для ледового режима Южного океана характерны
полыньи довольно больших размеров. Они наблюдаются преимущественно в прибрежной
зоне вдоль всего побережья Антарктиды. Образуются они в основном под действием
отжимного ветра южного, юго-восточного и восточного направлений. Среди массива
дрейфующих льдов также встречаются обширные зоны открытой воды, образование
которых связано с притоком теплых вод к поверхности океана в результате
глубинной конвекции. Примером может служить полынья Уэдделла, расположенная в
окрестности поднятия Мод. Максимального развития полыньи достигают в
октябре-декабре, когда средняя площадь открытой воды составляет примерно
624-798 тыс км2, или 4-7% средней площади дрейфующих льдов.
К северу от припая располагается дрейфующие
льды, которые составляют главную часть ледяного покрова Южного океана. Вдоль
берегов континента наблюдается генеральный западный дрейф льдов. Вынос льдов от
берегов происходит в северном и северо-восточном направлениях.
Также выделяют несколько ледяных массивов-
Атлантический, Тихоокеанский и Балленский. В декабре-марте в ледяных массивах
сосредоточено 75-85% сплоченных льдов Южного океана.
Одна из главных особенностей ледового режима
Южного океана- большое распространение айсбергов, которые образуются в
результате облома внешних краев шельфовых и выводных ледников, ледниковых
куполов и других форм материкового оледенения Антарктиды. По существующим
оценкам, в среднем в антарктических водах находится свыше 200 тыс. айсбергов.
Их средняя длина около 500 м, высота 50м. Отдельные айсберги имеют длину до 5
км. Значительное влияние на концентрацию айсбергов в прибрежных районах
оказывают мелководья. Большие скопления айсбергов на мелководьях, расположенных
в дельтах выводных ледников, простираются в море на значительные расстояния и
называются "язык айсбергов", такие языки есть у ледников Хелен,
Тотена, Мерца и других.
2. Свойства морского льда
Соленость
Соленость льда- основной параметр, определяющий
многие его свойства.
Под соленостью льда понимают относительную масса
солей Мс в куске льда массой М, т.е.
S=
(1)
Соленость морского льда- суммарная масса
содержащихся в 1кг талой воды главнейших ионов хлора, брома, фтора, сульфат
иона, бикарбонат иона, натрия, калия, магния и кальция. Соленость льда, как и
соленость морской воды измеряется в промилле ‰ или г/кг.
Соленость льда зависит от солености воды, из
которой он образовался, а также от скорости роста льда.
Si=Sw
(2),
где Si
-
соленость льда, Sw
- соленость морской воды, ‰; W-
скорость нарастания льда, мм/ч.
Наблюдения показывают, что соленость льда сильно
зависит от температуры воздуха и скорости ветра в период его
формирования(Л.А.Жуков 1976г.). При низкой температуре скорость роста
кристаллов больше, а их размеры меньше, чем при повышенной температуре. Из-за
большой удельной поверхности они удерживают больше рассола. Ветер и волнение
приводят к хаотическому перемешиванию кристаллов, при котором скорость
вытекания рассола меньше, чем при их упорядоченном расположении. Поэтому низкая
температура и большая скорость ветра при совместном воздействии приводят
образованию льда с повышенной соленостью.
Из-за разнообразия условий, образования морских
льдов, их соленость меняется в пространстве. Наибольшую соленость до 9‰ имеет лед
недавнего образования. Начальные формы льда (нилас, блинчатый лед, серый лед)
содержат солей до 22-25‰, и в течение нескольких дней соленость снижается до
10‰. Далее, при нарастании льда до толщины 1-2 м соленость принимает значения
от 6 до 4‰.В период с апреля по июль скорость опреснения льда возрастает,
среднее значение солености снижается до 2-3‰. Также прослеживается зависимость
изменения солености от толщины льда: при толщине льда 0,7-1,2м средняя
соленость льда составляет 5,9‰, при толщине 1,2-1,7м- 4,9‰ и при толщине
1,7-2,2м- 3,2‰( Ю.Л. Назинцев, В.В. Панов 2000г.)
В Арктическом бассейне наблюдается С-образная
картина формирования солености для периода нарастания льда в спокойных погодных
условиях. Самые верхние слои льда имеют наиболее низкую температуру и здесь
жидкая фаза в большей мере оказывается вымороженной и ограниченной в
способности перемещения. Слои льда расположенные ближе к нижней поверхности,
имеют температуру близкую к температуре замерзания морской воды. Они более
насыщены рассолом и сток рассола из них более интенсивен, чем в верхних слоях.
Эти два максимума солености наблюдаются долгое время.
рис.1. Схема среднемесячных (октябрь- август)
изменений вертикального распределения солености однолетнего льда в Арктическом
бассейне (по данным Ф.Мальмгерна): 1- октябрь;2- декабрь;3- март; 4- июнь;
5-август. (Ю.Л.Назинцев, В.В.Панов)
В Арктическом бассейне основную площадь занимают
поля многолетнего льда, толщиной 2,5-3,5 м(иногда значительно больше). В
результате термического метаморфизма льда, избирательного характера таяния и
стока талых вод происходит ежегодное перемещение нижних горизонтов льда к
поверхности и постепенное опреснение его верхних слоев. Эти особенности
препятствуют упорядочению содержания солей по толщине и выравниванию значений
солености на различных участках ледяных полей. Однако, имеет место тенденция к
увеличению солености от верхних слоев к нижним и сохранению одного-двух
локальных повышений и понижений солености в промежуточных слоях.
Рис. 2. Идеализированные профили солености
арктического льда различной толщины (по данным Д.А. Мейката): а-г - профили
солености в однолетнем льду; д- профиль солености в многолетнем льду
пониженного участка;е- профиль солености в многолетнем торосистом льду.
(Ю.Л.Назинцев, В.В.Панов)
Морские льды в Южном океане в среднем на 0,5-1‰
более соленые чем в Северном Ледовитом. Вертикальные профили распределения
солености в антарктических водах имеют следющие закономерности:
. С увеличением возраста льда его
соленость падает;
. У молодых льдов имеется максимум
солености в верхних слоях и минимум в нижних;
. Максимум солености у однолетнего
среднего и толстого льда наблюдается, как правило, в слоях, расположенных
несколько ниже среднего горизонта;
. В летний период вертикальное
распределение солености характеризуется возрастанием ее в направлении от
верхних слоев к нижним;
. Соленость многолетнего льда уменьшается
от 6-8‰ в верхних слоях до 1-3‰ в нижних, среднее значение ее составляет 4‰.
Пористость
Пористость- наличие пор, заполненных водяным
паром или рассолом. Наличие пор влияет на плотность, теплофизические и
механические свойства ледяного покрова. По мере развития ледяного покрова с
начала его образования размер, форма и распределение пор во льду непрерывно
меняются. Это связано с изменением температуры и фазового состава льда, миграцией
солей из одного слоя в другой, расширением и сжатием льда в результате
колебаний объема отдельных фаз, составляющих морской лед, и выделением газов из
воды и рассола. Пористость обычно характеризуется безразмерным отношением
суммарного объема пор к объему образца льда или размерной величиной, равной
объему пор в куске льда массой 1кг.
Пористость прозрачного льда составляет не более
1см3/кг, морского льда- в пределах 1-50 см3/кг, и
пористость снегового инфильтрационного льда составляет 50-400 см3/кг.
Пористость льда меняется по вертикали: она максимальна (1,2-1,8%) в верхнем и
нижнем слоях молодого льда и минимальна (0,8%) в среднем слое. Отмечается также
сезонный ход пористости льда: максимальные значения наблюдаются в сером льду
осенью, а наименьшие- осенью в полях ниласа и зимой, весной в однолетнем
средней толщине льду.
Плотность
Морской лед является сложным физическим телом,
состоящим из кристаллов пресного льда, рассола, пузырьков воздуха и различных
посторонних примесей. Соотношение этих компонентов зависит от условий
образования льда и последующих происходящих в нем процессов. Плотность морского
льда, как многокомпонентная система, зависит от относительного объема отдельных
компонентов. Плотность чистого пресноводного льда, лишенного каких-либо пор,
газовых включений и примисей при температуре 0оС и атмосферном
давлении 1000 мбар равна 916,8 кг/м3 (П.А.Шумской).
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.
СsT =
Ci 
+
Cb 
+
Cs
+
Li
+
Ls
(3)
,
Где СsT-
эффективная теплоемкость морского льда, имеющего соленость Si
и температуру T; Ci-
удельная теплоемкость пресноводного льда; Mi-
масса пресноводного льда в 1 кг морского льда; Mb-
масса рассола в 1 кг морского льда; Cb-
теплоемкость рассола равновесной концентрации в ячейках льда; Mbs-
масса кристаллогидратов в твердом осадке в 1 кг морского льда; Cs-
средневзвешенное значение из теплоемкостей отдельных кристаллогидратов солей; Li-
удельная теплота плавления пресноводного льда; Ls-
средневзвешенное значение удельной теплоты растворения (или кристаллизации)
кристаллогидратов в морском льду.
Вычисления и экспериментальные определения,
показывают, что теплоемкость СsT
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 СsT.
Этот скачок существует из-за резкого изменения массы чистой воды Mw,
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 Le
, необходимое для полного плавления единицы массы морского льда, имеющего
начальную температуру Т и соленость Si.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; ρi-
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·Vg
·sinφ=
·
(5),
Где Vg
-
скорость геострофического ветра; ω-
угловая скорость вращения Земли; ∂P/∂n- горизонтальный градиент
атмосферного давления в направлении нормали к изобарам; 𝜌-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.
Вследствие крайней неустойчивости поля ветра,
дрейф льда изменяется как по скорости, так и по направлению. Траектория
истинного дрейфа (расстояния между двумя обсервациями с суточным интервалом)-
это всегда сложная линия с зигзагами, петлями и отходами назад. Но из-за
наличия постоянного течения в поверхностном слое океана генеральный дрейф льда
приобретает упорядоченность. Скорость истинного дрейфа может составлять 5,8
км/сутки, а средняя скорость перемещения льда в генеральном направлении
считается примерно равной 1,8 км/сутки, то есть примерно в три раза меньше.
По теории В.Х.Буйницкого влияние течений в
крупномасштабный дрейф льда составляет 2/3, а ветра всего 1/3. Поэтому
генеральный дрейф в Северном Ледовитом океане, в основном соответствует системе
поверхностных течений.
Рис.5 Схема дрейфа льда в Северном полушарии
а)октябрь-март б)апрель-сентябрь
Наиболее важными элементами крупномасштабной
циркуляции поверхностных вод и льдов в Арктике являются: трансарктический
перенос в восточной части полушария и антициклонический круговорот в
западной(круговорот Бофорта).
Трансарктический дрейф начинается на севере
Чукотского моря и, постепенно расширяясь, движется в район северного
географического полюса и далее в пролив Фрама. Этот поток постоянно подпитывается
льдами; с одной стороны за счет многолетних льдов, захваченных с периферии
антициклонического круговорота, а с другой стороны за счет однолетних льдов
морей Сибирского шельфа. Расстояние от Чукотского моря до пролива Фрама
составляет около 3000 км. Льды преодолевают его за 3-4 года. На первых 2/3 пути
скорость дрейфа практически не меняется и считается близкой к 400км/полугодие
(около 2км/сутки), а на последней трети скорость увеличивается примерно на 10%.
Но Трансарктический дрейф не заканчивается проливом Фрама. Его продолжением
является холодное Восточно-Гренландское течение. Таким образом, весь путь от
севера Чукотского моря и до южной оконечности Гренландии, длиной около 6000 км,
занимает примерно 4-5 лет.
В западной части Арктического бассейна, между
географическим полюсом с одной стороны, и северным побережьем Гренландии,
островов Канадского Арктического архипелага и Аляски с другой, расположен
антициклонический круговорот. Центр круговорота находится примерно на 78° с.ш.
и 150°з.д. Полный оборот занимает от 5 до 10 лет в зависимости от расстояния
траектории дрейфа от центра круговорота. Площадь льдов, вовлеченных в
антициклонический круговорот, составляет около половины всего Арктического
бассейна, она колеблется от 2,5 до 3,5 млн. км2(Н.А.Волков,
З.М.Гудкович). Но горизонтальные размеры круговорота заметно изменяются с
течением времени.
Если рассматривать более короткие временные
интервалы (от суток до месяца), можно заметить, что среднесуточное поле дрейфа
льда отличается крайней неоднородностью и сложностью структуры.
Важнейшими элементами суточного дрейфа являются
циклонические и антициклонические циркуляции, которые формируются под действием
ветра в соответствующих барических системах и существуют, пока над акваторией
существует атмосферный вихрь(2-4 суток). Средний диаметр таких вихрей в ледяном
покрове составляет более 1000км.
Другой важный элемент суточного дрейфа- это
дрейфоразделы- узкие зоны большой протяженности(100-1000км), разделяющие потоки
льдов противоположного направления.
Дрейф льда за короткие временные интервалы
характеризуется не только изменчивостью направления дрейфа, но и изменчивостью
скорости. Чаще всего поле скорости дрейфа льда характеризуется чередованием зон
с пониженной и повышенной скоростями. Зоны пониженной скорости дрейфа льда(1-4
км/сутки) наблюдаются вблизи центров вихревых образований и вблизи
дрейфоразделов, а повышенная на периферии вихрей и в зонах однонаправленного
дрейфа и может достигать значений до 10 км/сутки.
С увеличением интервала осреднения структура
поля дрейфа льда становится менее сложной и приближается к генеральной схеме
движения льдов.
Так на дрейф льда влияют течение и ветер, но
существуют также значимые факторы, обуславливающие движение вод и льдов- это
сток, возникающий в результате поступления в Северный Ледовитый океан большого
количества пресных вод. Они поступают, как осадки, которые в Арктике, как в
области избыточного увлажнения превышают испарение. Как материковый сток и как
айсберговый сток. Суммарное поступление пресных вод оценивается в 6927 км3/год(В.Ф.Захаров,1996).
Поступление этих вод может вызвать заметное стоковое течение.
Еще одним важным фактором является
горизонтальный градиент плотности в океане между полюсом и экватором, который
является причиной термохалинной циркуляции, способствующей устойчивости
поверхностных течений.
Таким образом, система атмосферной циркуляции
над Северным Ледовитым океаном, приток в него большого количества пресных вод и
горизонтальная неоднородность распределения температуры и солености являются причиной
непрекращающегося стока поверхностных вод и льдов из Арктики в умеренную зону.
Дрейф льда в Южном полушарии во многом
отличается от дрейфа льда в Северном. Антарктические льды дрейфуют с большей,
чем арктические льды, скоростью. Скорость дрейфа в среднем 6-8км/сутки, а в
отдельных случаях до 3,2 км/ч.
В общей схеме дрейфа льдов выделяется несколько
систем. В море Уэддела располагается циклоническая система, на южной и западной
периферии которой дрейф льдов идет вдоль береговой черты и продолжается дальше
в восточном направлении примерно вдоль 60° ю.ш. Обширная система с центром
между 20 и 30° в.д. охватывает акватории морей Лазарева, Рисер-Ларсена,
Космонавтов и прилегающие с севера районы океана. Западная ветвь этой системы,
взаимодействует с системой в море Уэдделла, способствуя поступлению дрейфующих
льдов из него на восток до 40°в.д.
Рис.6 Схема дрейфа льда в Южном океане.
Также выделяется крупная система с центром в
море Моусона. На западной периферии этой системы происходит вынос льдов из
морей Дейвиса, Содружества и восточной части моря Космонавтов. А в крайней
восточной части этой системы замкнутый характер дрейфа является причиной
скопления льдов.
В районе островов Баллени находится локальная
замкнутая циркуляция. В море Росса и прилегающей к нему с востока акватории
океана располагается двухцентровая циклоническая циркуляция. Циркуляция,
охватывающая моря Амундсена и Беллинсгаузена, почти полностью замкнута.
В целом вдоль берегов Антарктиды наблюдается генеральный
западный дрейф льдов. Вынос льдов от берегов происходит в северном и
северо-восточном направлении. В прикромочной зоне льды дрейфуют в генеральном
восточном направлении.
Дрейф айсбергов происходит под действием течений
и ветра. В генеральной схеме дрейфа выделяются три самостоятельные области:
прибрежная зона, зона преобладающего выноса и зона Антарктического
циркумполярного течения. В прибрежной зоне айсберги под действием Западного
прибрежного течения и преобладающих юго-восточных ветров двигаются в
генеральном западном направлении. Затем они попадают в зоны преобладающего
выноса: западно-атлантическую, центрально-индийскую и западно-тихоокеанскую.
Перемещаясь в зонах выноса в северном направлении, айсберги переходят в зону
Антарктического циркумполярного течения и продолжают дрейфовать в генеральном
восточном направлении.
5. Изменение ледяного покрова Мирового океана
Сейчас большое внимание уделяется изучению
проблем изменения климата и таяния льдов.
С 1979 года ведутся спутниковые наблюдения за
полярными областями обоих полушарий. Особое внимание общественности этот вопрос
привлек в последние 10 лет, когда стало заметно активное уменьшение площади
ледяного покрова Северного полушария.
Многие учение стали с интересом следить за
изменением площади Арктических льдов. В 2006-2007 годы были зарегистрированы
минимальные значения за весь период наблюдений.
Рис.7
Площади ледяного покрова в сентябре 2007 и 2009
годов. (nsidc.org)
Рекордно малая площадь Арктических льдов была
зарегистрирована в сентябре 2007 года, она составляла примерно 4,3 млн. км2,в
то время как в период с 1979 по 1988 годы средняя площадь в этот период
составляла примерно 7,4 млн. км2.
В 2008 году таяние льда в Арктике происходило
практически везде. Этот год стал первым, когда одновременно ото льда полностью
освободились: северо-западный проход у побережья Канады и северо-восточный
проход у берегов России.В 2009 году ожидалось продолжение процессов таяния
льдов.
Но в апреле 2009 года ледовитость уменьшалась
довольно медленно, в результате, общая ледовитость в северном полушарии была
близка к средней за период 1979-2000.
Средняя ледовитость в Апреле 2009 года
составляла 14.58 млн. км2. Это на 710000 км2 выше Апреля
2007 и на 420000 км2 ниже среднего за 1979-2000 годы.
Скорость уменьшения ледового покрова в апреля
2009 была третья по медленности за всю историю наблюдений. Она составляла 27300
км2 в день, тогда как средняя скорость по Апрелю составляет 41600 км2
в день (1979-2000). Ледовитость была больше нормальной в Беринговом море
но меньше нормальной в Баренцевом и Охотском морях.
Ледовитость в конце апреля 2009 находилась в
рамках ожидаемой естественной изменчивости. А в сентябре 2009 площадь ледяного
покрова составляла 5,4 млн. км2, что значительно превышало значения
предыдущих лет.
Зимой 2010 года площадь ледяного покрова
Северного Ледовитого океана оставалась близкой к площади ледяного покрова
прошлого года, в марте же достигла максимума своего развития 15,1 млн.км2.
Общая тенденция уменьшения площади ледяного
покрова продолжает наблюдаться, но за последние годы площадь льдов немного
увеличилась и стала сравнимой со значениями предыдущих лет.
Но помимо площади льда существуют другие важные
характеристики, такие как: толщина льда и температура поверхностного слоя воды.
Рис.8 Рост
летних
температур
(Applied Physics Laboratory/UW)
Рекордное количество открытой, свободной ото
льда воды в 2007 году лишило Северный ледовитый океан защитного ледяного
панциря. Эффект оказался настолько сильным, что поверхностная температура в
одном месте в этом году была на пять градусов выше среднего, величину, которая
никогда не наблюдалась до этого.
Такое экстремальное потепление поверхностной
воды может повлиять на то насколько толстым будет лёд, а также на его
способность пережить сезон таяния следующим летом. Так
считает
Майкл
Стил
(Michael Steele), океанолог
в
University of Washington's Applied Physics Laboratory. Так
в 2007 году в некоторых регионах замерзание началось на два месяца позже чем
обычно.
Потепление особенно заметно с 1995, а ещё больше
с 2000. Точка, где температура была на пять градусов выше среднего, находится
севернее Чукотского моря. Историческое среднее тут -1°С . В 2007 году вода в
этом районе потеплела до +4°С.
В этом большом районе, включающем в себя области
к северу от Аляски и восточной Сибири, захватывающем Берингов пролив и
Чукотское море, наблюдается наибольшее летнее потепление. Температуры здесь
были на 3.5° выше чем среднее и на 1.5° выше чем исторический максимум.
Площадь открытой воды в Арктике увеличивается с
начала 90х, в связи с уменьшением толщины ледового покрова, которое вызвано
потеплением атмосферы и частыми сильными штормами, выталкивающими лёд из
Северного Ледовитого океана через пролив Фрама в Атлантический океан, где он
таял. Ветровой эффект был особенно сильным летом 2007 года.
Также исследователи из CCAR обнаружили, что за
последние пять лет в Арктике более молодой и тонкий лёд пришёл на место
старого, более толстого. Естественно, тонкий лёд тает легче.
До недавнего времени, измерения показывали, что
большая часть Арктических льдов переживало по крайней мере одно лето, а часто и
несколько. Но теперь сезонный лёд образует 70% льда в Арктике зимой. В 80х и
90х годах его доля составляла всего от 40 до 50%. Толстый лёд, который пережил
один или два года, теперь составляет всего 10% ледового покрова, тогда как
раньше его доля доходила до 30-40%.
Рис.9 (nsidc.org)
Таким образом, проблема оценки изменения климата
и ледяного покрова требует комплексного подхода, изучения различных ледовых
характеристик, а также изучения процессов в происходящих в атмосфере и в
поверхностном слое океана.
Если оценивать изменения произошедшие в Южном
океане за тот же период времени, то мы можем заметить, что тенденция к
уменьшению площади ледяного покрова там не прослеживается. Наоборот, наблюдается
небольшая тенденция к увеличению площади ледяного покрова.
Заключение
В работе были рассмотрены основные аспекты в
изучении криосферы Мирового океана: распространение ледяного покрова,
разновидности льдов, особенности дрейфа льда в обоих полушариях, основные
свойства морского льда. Были описаны и проанализированы тенденции изменения
ледяного покрова и связь процессов, происходящих в северном и южном полушариях.
В дальнейшем я хочу более глубоко изучить
вопросы связанные с морскими льдами, с их свойствами и их влиянием на другие
оболочки Земли.
Приложения
1. Виды льдов
.1.Неподвижные виды льдов
Припай Стамуха
.2 Начальные виды льда
Ледяное сало Снежура
Шуга
1.3 Ниласовые льды
.4 Наслоенный лед
.5 Торосы
