2.1.4 Морський лід
Замерзання прісної та солоної води відбувається по-різному. Зі збільшенням солоності понижуються і температура замерзання і температура найбільшої густини. При солоності 24,7 % вони співпадають (див. 1.2.2) і становлять — 1,330С. Менш солоні води, на пропозицію Кніповича, називають солонуватими, на відміну від морських солоних. Процеси замерзання в різних природних умовах дещо відрізняються. Але основними умовами є:
1) відведення теплоти льодоутворення (див. 1.2.4), як правило шляхом тепловіддачі з поверхні води в атмосферу;
2) наявність центрів кристалізації;
3) деяке переохолодження води.
При поступовому охолодженні поверхневих шарів морської води восени вони стають більш щільними і опускаються. Натомість піднімаються маси більш теплої води з глибин. Розвивається вертикальна конвекція. Коли весь шар, охоплений нею, достатньо охолоджується, створюються умови для виникнення льоду. Його первинні кристали навколо ядер кристалізації наростають таким чином, що утворюються видовжені голкоподібні форми (льодяні голки, гольчатий лід). Цей процес іде не тільки на поверхні, але і на глибині. Там утворюється внутріводний лід. Але за рахунок перемішування та зіткнень він буде не гольчатим, а губчастим. Крім того на мілинах він примерзає, накопичується на окремих виступах чи предметах і утворює донний лід. Якщо цей процес триває достатньо довго, маса донного льоду за рахунок плавучості може відірватися і піднятися до поверхні.
Розвиток приповерхневих гольчатих кристалів може продовжуватися поки вони не створять суцільні скупчення. Їх розміри при тихій погоді можуть досягати 8-10 см. а при невеликому хвилюванні 0,5-2 см. Коли вони починають змерзатися, то утворюються тонкі плівки у вигляді темно-сірих плям, які називаються льодяним салом (ніби на поверхні розлито жир). Сніг, що випав на поверхню охолодженого моря не тане, а зволожується, ущільнюється і перетворюється на кашоподібну масу — сніжуру (прісний сніг має вищу температуру замерзання ніж солона вода). Рихлі утворення, при змерзанні сніжури, сала та внутріводного льоду, називають шугою. За рахунок рихлості шуга, донний лід та льодовий покрив, що може з них утворитися, мають білуватий відтінок.
Розвиток первинних льодових утворень залежить від умов погоди. При штилі сало змерзається і утворюється суцільний напівпрозорий еластичний покрив — нілас. Якщо водна поверхня сильно опріснена, то може утворюватись тонка, тверда, прозора як скло, кірка — склянка. При невеликому хвилюванні, утворюються окремі крижини з поперечником 30-50 см, округлої форми (за рахунок багаточисельних зіткнень). Цей вид льоду називають «млинцевим». При значному хвилюванні утворюється суцільна каша з шуги, маленьких крижин та сніжури.
Одночасно з первинними льодовими утвореннями біля берегів утворюються смуги льоду, що примерз до них — це льодяні забереги. При збільшенні розмірів, розвитку, вони перетворюються у припай.
Збільшення товщини ніласу, змерзання «млинцевого» льоду, або льодяної каші приводить до утворення рівного сірого або сіро-білого, шорсткого молодого льоду — молодика. Його товщина 10-30 см. Він займає великі площі.
Наступний розвиток молодого льоду відбувається за рахунок наростання на нижній межі (з рідкою водою). Але тепловіддача повинна іти в атмосферу, тобто через шар льоду. Оскільки він має малу теплопровідність, процес іде дуже повільно. Швидкість наростання товщини льоду може бути обчислена за емпіричною формулою М. Зубова, отриманою ним для Арктики:
(2.2)
де
—
товщина льоду на певний момент часу;
—
сума середніх добових від’ємних
температур повітря за період розрахунку.
Максимальна товщина льоду за один сезон
може досягати 2 м.
У відкритій частині Північного льодовитого океану товщина льоду складає в середньому 3-5 м. Таким чином він багаторічний, на відміну від однорічного. Він займає основні відкриті простори Арктики і називається паком. В Антарктиці такого льоду немає.
Фізичні властивості морського льоду значно відрізняються від прісноводного. Його солоність складає приблизно 10 % від солоності води з якої він утворився. Всі інші солі залишаються у воді. З часом солоність льоду падає і багаторічний лід майже повністю прісний. Кристали льоду завжди прісні. Солоність пов’язана з наявністю мікрооб’ємів (включень) ропи між кристалами. Вміст ропи не перевищує десятих промілле. Вона знаходиться у фазово-термодинамічній рівновазі з льодом. При пониженні температур частина води кристалізується, а концентрація ропи наростає до такої, що строго відповідає точці замерзання. При потеплінні спостерігається зворотній процес. Включення ропи за тривалі проміжки часу поступово просуваються до нижньої межі льоду.
Морський лід прийнято класифікувати за рядом ознак, основними з яких є: генетичні, динамічні, вікові та морфологічні.
В генетичному відношенні розрізняють власне морський лід; материковий — айсберги, їх уламки, або цілі льодові острови; річковий (прісноводний).
В динамічному відношенні виділяють два класи: рухомий та нерухомий лід. Перший клас називають дрейфуючим льодом, другий включає припай та стамухи. Припай — це морський лід, прикріплений до берега або відмілини. Його ширина може складати сотні кілометрів. Зовнішня частина може відриватися і переходити у клас дрейфуючого льоду. Стамухою називають нагромадження (блок) льоду, що сіло на мілину і закріпилося.
За віком розрізняють: 1) початкові форми льоду; 2) ніласовий лід; 3) молодий лід; 4) однорічний лід; 5) старий лід.
В морфологічному відношенні плаваючий лід розрізняють на льодові поля (поперечні розміри понад 2 км); уламки полів — 100-500 м; крупнобитий лід — 20-100 м; дрібнобитий лід — менше 20 м; ропаки — окремі крупні глиби, що стирчать над загальною поверхнею льоду; тороси — нагромадження льоду поздовж ліній стискання (потужність до 30 м).
Кількість льоду на поверхні моря називається його з’єднаністю і оцінюється в балах (від 0 до 10).
Перенесення льоду під впливом вітрів та течій називають дрейфом. Напрямки дрейфу у відкритих океанічних просторах відхиляються від напрямку вітрів на 30-350, під дією сили Коріоліса. Найбільш характерна швидкість дрейфу складає 2 % від швидкості вітру. За законами руху атмосфери та океану дрейф відбувається поздовж ізобар (правило Зубова). Навколо Антарктиди дрейф відбувається по колу. Далі від неї (біля п’ятидесятої широти) льоди рухаються із заходу на схід (за годинниковою стрілкою). Ближче — переважає розтікання в меридіональному напрямку і ще ближче — зворотні рухи зі сходу на захід.
Найбільш загальною, комплексною характеристикою розвитку льодів у певних частинах океану є льодовитість. Вона пов’язана як з площами поверхні, зайнятими льодом, так і його параметрами, термінами виникнення та руйнування, тривалістю льодоставу та іншими.
Найбільшого розвитку льодовий покрив у північній півкулі досягає у березні. Його площа складає 16,4 млн. км2. У південній півкулі враховують площі зайняті значною кількістю айсбергів. Загальна площа з льодом досягає тут 39 млн. км2. Крупні льодові острови можуть досягати розмірів у десятки кілометрів та більше. Вони існують протягом багатьох років.