книги из ГПНТБ / Смирнов Г.Н. Океанология (в инженерном изложении) учебник

Рис. II-2. Структура льда с вертикальной ориентировкой кристал­ лов (по И. С. Песчанскому)

Лед представляет собой своеобразный конгломерат, состоящий из смерзшихся кристаллов пресного льда, рассола, заключенного в ячейках между кристаллами, и включений из газовых пузырьков.

Структура льда зависит от условий льдообразования [52]. При отсутствии волнения и течений и при постоянной разнице темпера­ тур воды и воздуха образуется лед с вертикальным развитием кристаллов (рис. П-2). При интенсивном перемешивании и быстром понижении температуры воздуха образуется лед с кристаллами изометрической неправильной формы (рис. ІІ-З).

В природе чаще встречается лед смешанного строения, так как условия образования льда весьма различны, а, кроме того, во льдах непрерывно происходят механические, термические и другие про­ цессы.

После того как образовался сплошной ледяной покров, потеря теплоты водой сильно затрудняется и определяется теплопровод­ ностью льда. Увеличение толщины льда происходит относительно медленно и поэтому нарастающий снизу лед имеет почти правиль­ ную вертикальную ориентацию кристаллов и более прозрачен, чем в вышележащих слоях, так как образующийся рассол успевает стечь между кристаллами в воду.

60

Гдры as ff т а л ь и я ü ср$ $;

Рис. ІІ-З. Структура мелкозернистого льда с кристалла­ ми изометрической, неправильной формы (по И. С. Песчанскому). Увеличено в 2,5 раза

Спокойно нарастать лед может только в защищенных бухтах. В открытом море он неоднократно взламывается, льдины нагромож­ даются друг на друга, смерзаются и в результате образуются то­ росистые многослойные льды.

Характер и интенсивность нарастания льда зависят в первую очередь от температуры воздуха.

Одним из первых формулу для определения толщины льда предложил И. Стефан в 1891 г. Рассмотрев движение теплового по­ тока через элементарный слой льда в вертикальном направлении, Стефан записал условие Фурье

где 6 л — плотность льда; Я — теплота плавления; k — коэффициент теплопроводности; t — время замерзания, сутки; Та— температура воздуха, град; h — толщина льда, см.

Проинтегрировав (II-1) и подставив значения входящих в это выражение величин, Стефан получил достаточно простую расчет-

61

ную формулу

Впоследствии аналогичные формулынеоднократнопредлага­ лись рядом авторов как у нас, так и за рубежом.

Известный советский ученый Н. Н. Зубов, много сделавший в области изучения льда, . предложил эмпирическую формулу для расчета толщины льда в условиях арктических морей в зависимости от числа градусо-дней мороза '

равное сумме среднесуточных отрицательных температур воздуха, отсчитанных от начала замерзания воды, т. е. продолжительность стояния отрицательных температур.

Эта формула позволяет определить толщину льда, нарастающе­ го от момента образования, или определить приращение уже имею­ щегося льда. Причем, чем больше начальная толщина, тем медлен­ нее идет нарастание льда.

В приведенных формулах не учтено влияние снежного покрова, обладающего меньшей чем лед теплопроводностью и замедляюще­ го поэтому льдообразование.

Предположив, что лед покрыт ровным слоем снега, А. Г. Колес­ ников вывел теоретически формулу для определения толщины при­ пайного льда. Не останавливаясь на выводе, приведем эту формулу

щаяся от 0,02 для свежевыпавшего до 0,7 для намокшего и за­ мерзшего.

Для приближенных расчетов можно принять 6о=0,3 и тогда

очередь каплями рассола, вокруг них лед протаивает, и рассол, стекая вниз, образует во льду систему сквозных отверстий. Процесс этот продолжается и во время таяния льда, которое начинается при переходе температуры через 0°С. Поэтому весной лед, сохра­ няя еще свои внешние формы, оказывается как бы изъеденным изнутри, теряет свою прочность и легко разрушается при нагрева­ нии и механическом воздействии.

Таяние начинается прежде всего там, где снег или лед несколь­ ко загрязнены, так как это способствует большему поглощению теп­

* Если положить Д=0, то получим формулу Стефана.

62

лоты. Чистый снег или лед отражают до 50% лучистой энергии. С началом таяния верхний слой снега пропитывается водой, на его поверхности образуются лужи— снежницы. Если наступает похо­ лодание, то на снегу и на снежницах образуется ледяная корка, которая препятствует выделению теплоты в атмосферу, и, подобно стеклам в парнике, обусловливает накопление теплоты водой и льдом. При новом повышении температуры развивающиеся снежни­ цы ускоряют таяние льда, так как вода является почти идеальным аккумулятором теплоты. Под водой лед протаивает, образуются сквозные отверстия (проталины), через которые вода стекает вниз

илед обсыхает. Опресненная вода, попадая в воду с температурой

—1,5° С, замерзает,и в результате одновременно с таянием льда сверху происходит его нарастание снизу.

При дальнейшем повышении температуры происходит интен­

сивное поглощение льдом теплоты, появляется все большее число проталин, образуются трещины, которые, расширяясь, превращают­ ся в пространства открытой воды, появляется возможность образо­ вания волнения. Волны заплескиваются на лед, размывают и кро­ шат его; лед превращается в ледяную кашу, затем в кристаллы и, наконец, исчезает.

В высоких широтах лед в летнее время полностью не тает и на­ ходится на поверхности воды круглый год.

§ 2. ВИДЫ ЛЬДОВ В МОРЕ

По своему происхождению наблюдаемые в море льды делятся на мо р с к и е , п р е с н о в о д н ы е (речные или озерные) и г л е т ­ ч е р н ы е (айсберги). Морские льды в свою очередь делятся на

неподвижные и плавучие льды.

Основной формой неподвижных льдов является припай — сплош­ ной ледяной покров, связанный с берегом, иногда шириной до не­ скольких десятков и сотен километров. Начальная форма при­ пая—-это ледяной заберег, если припай не образован принесенным льдом.

Неподвижная часть припая, которая не испытывает вертикаль­ ных колебаний при приливе, называется подошвой припая. Как правило, припай — однолетний лед, взламывающийся весной, но есть места, где припай сохраняется до следующей зимы, например, у берегов Гренландии. Однолетний припай в Северном Ледовитом океане имеет толщину около 2 —3 м, в морях умеренного пояса — 1 —1,5 ж, и в наших южных морях — 0,5—1,0 м. Благоприятными условиями для развития припая являются мелководность, изрезанность берегов, наличие островов, банок и мелей, защищенность от волнения, распресненность воды реками.

К плавучим льдам относятся все первичные формы — сало, снежура, шуга, блинчатый лед, а также более поздние формы — нилас, молодик, однолетний, двухлетний и многолетний лед, в виде полей, их обломков или отдельных льдин.

63

§ 3. СВОЙСТВА МОРСКОГО ЛЬДА

Одно из важнейших свойств морского льда— это его соленость, которая определяется, как количество солей в граммах на 1 кг во­ ды, полученной при растоплении льда. Соленость морского льда в первую очередь зависит от солености морской воды, и чем она боль­ ше, тем больше и соленость льда, но всегда меньше солености воды.

В антарктических водах соленость льда доходит до 22—23%0. В других бассейнах соленость льда в среднем составляет 3—8%о и не превышает 15%о- Максимальная соленость льда у берегов Си­ бири (по измерениям) составляет 14,5%о-

Чем ниже температура воздуха, при которой образуется лед, тем выше его соленость, так как при быстром нарастании льда в толщину рассол не успевает стекать и остается внутри льда. Так, например, в арктических морях лед, образовавшийся при Та= = —16° С, имел соленость 5,6 %0, а при 7’а= —40° С — 10,6% о.

Поверхностные слои однолетнего льда всегда имеют большую соленость, чем нижние, так как в последнем случае кристаллы ориентированы примерно вертикально (см. выше) и рассол поэто­ му при образовании льда стекает свободнее.

Количество рассола, содержащегося внутри льда, не остается постоянным и уменьшается с понижением температуры льда (табл. 11-1), так как при понижении температуры льда происходит постепенное вымораживание рассола, концентрация его повышает­ ся и при определенной температуре (эвтектической) начинается выпадение из рассола кристаллов солей. Вначале при понижении температуры несколько ниже точки замерзания морской воды вы­ падает из рассола карбонат кальция, при температуре —8,2° С вы­ падает сульфат натрия, при — 22,1° С — хлористый натрий и при —55° С — хлористый кальций. Ниже этой температуры весь рассол

Лед, образовавшийся при интенсивном перемешивании, имеет вид губки, пропитанной рассолом, и обладает большей соленостью, чем лед, образовавшийся в спокойных условиях. С возрастом соле­

64

ность льдов уменьшается, так как рассол со временем постепенно стекает.

Особенно интенсивно опресняется лед при таянии, вследствие того, что рассол, как указывалось выше, стекает по капиллярам вниз, и к концу лета вода, полученная при растоплении однолетне­ го льда, может быть использована для питья и питания котлов.

Наличие рассола внутри морского льда влияет не только на его соленость, но и на другие свойства. Плотность морского льда зави­ сит от температуры, солености и пористости, т. е. количества вклю­ ченных в лед пузырьков воздуха, что в свою очередь определяется количеством воздуха, захваченного при льдообразовании, а также количеством ячеек, освободившихся от рассола. Количество возду­ ха, заключенного внутри льда, составляет обычно несколько про­ центов. Так, например, льды Балтийского моря содержат 4% воз­ духа, льды Варенцова моря — 8%. В айсбергах содержание возду­ ха доходит до 15%, что объясняет их малую плотность и небольшую осадку.

С понижением температуры и с увеличением солености плот­ ность льда несколько возрастает (табл. П-2), и значительно сни­ жается с увеличением количества пузырьков воздуха, заключенно­ го между кристаллами льда (табл. П-3).

Плотность морского льда в зависимости от его солености и содержания воздуха

Из сказанного следует, что наименьшей плотностью обладает старый лед, образовавшийся в воде с высокой соленостью и при низкой температуре. Наибольшая плотность наблюдается в сердце-

вине льдин и особенно торосов, подвергшихся неоднократным сжа­ тиям. Плотность определяет осадку плавучих льдов, которая состав­ ляет для пресных льдов ~ 9/10 и для морских — 5/6 от их толщины.

Термические свойства морского и пресного льдов различаются между собой. Теплоемкость пресного льда мало изменяется с изме­

теплоемкость морского льда возрастает от 2,57 до 16,01 кал/(г-град) при изменении солености от 2 до 15% о.

Т а б л и ц а IT4

Такое изменение теплоемкости морского льда объясняется тем, что концентрация рассола в ячейках зависит от температуры. Осо­ бенно это проявляется вблизи точки замерзания морской воды, рав­ ной, примерно t = —1,5° С, так как в этом случае при понижении температуры на 1° С образуются кристаллы чистого льда, а при повышении температуры на 1° С происходит их плавление. На это тратится дополнительное количество теплоты, определяемое тепло­ той плавления для пресного льда, которая значительно больше, чем для морского (табл. П-5).

66

Теплоемкость морского льда всегда выше теплоемкости пресно­ го льда, вследствие большей теплоемкости рассола.

В практических расчетах при решении различных инженерных

но, в сто раз больше, чем у воздуха, если теплопроводность послед­ него при ^ = 0° С составляет 6,55-ІО-5 кал/(см-сек-град).

Изменение температуры вызывает деформацию льда. Пресный лед с понижением температуры уменьшается в объеме, а с повы­ шением температуры расширяется; коэффициенты его объемного и линейного расширения соответственно равны 1,65- ІО-4 и 0,85-10~4.

Направление деформации морского льда при изменении темпе­ ратуры характеризуется коэффициентом объемного расширения (табл. ІІ-6) и определяется относительным влиянием двух одновре­ менно протекающих процессов. При понижении температуры сжа­ тие ранее образовавшихся кристаллов пресного льда вызывает уменьшение объема морского льда, но одновременно за счет вы­ падения из рассола новых кристаллов пресного льда происходит увеличение объема морского льда.

При повышении температуры образовавшийся ранее пресный лед расширяется, вызывая увеличение объема морского льда, но часть его одновременно тает, что влечет за собой уменьшение об­ щего объема.

Взависимости от того, какой из указанных процессов преоб­ ладает, что в свою очередь зависит от сочетания солености льда и температуры, будет наблюдаться общее расширение или сжатие морского льда.

Всоответствии со сказанным при некоторых сочетаниях солено­ сти и температуры, с понижением температуры морской лед увели­ чивается в объеме; это наблюдается до определенной температуры, которая тем ниже, чем больше соленость (табл. П-6).

При температуре около —23° С практически весь рассол затвер­ девает и при дальнейшем понижении температуры происходит толь­ ко уменьшение объема морского льда. При расчете гидротехниче­ ских сооружений на воздействие льда в первую очередь учитывают механические свойства льда (упругость, пластичность, твердость,

прочность), которые зависят от физических свойств морского льда — солености, пористости, температуры, его структуры и харак­ тера приложения нагрузки.

* По данным В. В. Шулейкина, теплопроводность морского льда меняется от 0,0039 до 0,0056 кал/см-сек-град).

При этом следует различать свойства льда и свойства ледяного покрова.

В первом случае рассматриваются отдельные образцы льда, во втором — образовавшийся на поверхности воды ледяной покров, свойства которого неодинаковы по толщине и меняются во времени.

Лед представляет собой упруго-вязко-пластическое тело, для ко­ торого зависимость скорости относительной деформации у от напря­ жения т нелинейна и определяется, в частности, для сдвига форму­ лой (рис. ІІ-4, а, кривая 3).

время; а, а — коэффициенты, а — безразмерный, а — имеет размер­ ность (см2-кг~1) а сект1.

При а=1 формула (П-6) превращается в уравнение ламинар­ ного течения вязкой жидкости (рис. П-4, а, кривая 1)

T]S dv dx

а)

Рис. II-4. Реологические кривые льда в обычных (а) и логарифмических (б) координатах (по С. С. Вялову):

идеально-вязкое тело; 2 — идеальное пластичное тело; 3 — реальная кривая

é8

носительной деформации у; 5 — площадь.

Вязкость льда зависит от структуры льда, его солености, ориен­ тации кристаллов относительно плоскости сдвига и температуры. Соленый лед более вязкий, чем пресный.

При а=оо формула (П-6) переходит в условие идеальной пластичности T = T 0= c o n s t (рис. II-4, а, кривая 2).

Лед различной начальной структуры при разных температуре и давлении имеет отличающиеся друг от друга реологические кри­ вые, т. е. различный характер зависимости вида (П-6).

Однако все эти кривые подобны и имеют точку перегиба т, что особенно четко выявляется при построении зависимости (11-6) в логарифмических координатах (рис. П-4, б). При температуре, близкой к температуре таяния льда, по данным различных авторов

т> тк значение а резко возрастает и, примерно, равно а ^ З —4. Зна­ чение коэффициента а может быть определено по эмпирической формуле

k

( I 1-7)

і + | ѳ Г ’

где IѲ ( — абсолютное значение температуры льда; k — константа льда [(см2/кг)я ■град■сект'], зависящая от его структуры.

Пластические деформации льда возникают при самых малых на­ пряжениях, и изменение деформации во времени при постоянных напряжении и температуре характеризуется кривой ползучести для кристаллических тел (рис. 11-5), которая имеет три участка: а) участок ОА затухающей ползучести; здесь скорость деформации уменьшается, происходит процесс упрочнения *; б) участок AB установившейся ползучести; здесь скорость деформации постоянна, происходят одновременно упрочнение и релаксация** (см. ниже); в) участок ВС прогрессирующей ползучести; здесь скорость дефор­ мации увеличивается и в конце концов наступает разрушение (срез).

Скорость установившейся ползучести льда зависит от темпера­ туры, давления и ориентации кристаллов относительно плоскости сдвига. Наибольшая скорость наблюдается при сдвиге по плоско­ сти, параллельной базисным плоскостям кристаллов, наименьшая—■ при сдвиге перпендикулярно указанным плоскостям; при хаотиче­

* У п р о ч н е н и е — процесс изменения структуры материала при деформа­ ции в условиях постоянной температуры, в результате чего повышается прочность и понижается пластичность.

** Р е л а к с а ц и я — ослабление со временем напряжений в реальном теле при постоянной деформации (е = const).

69