Донный лёд

Донный лед - скопление масс льда рыхлого губчатого строения на дне естественных водотоков, обычно перед началом ледохода.

Wikimedia Foundation . 2010 .

Смотреть что такое "Донный лёд" в других словарях:

ДОННЫЙ, донная, донное (спец.). прил. к дно. Донный лед (осевший на дно). Донная удочка (пристраиваемая так, чтобы леса с крючком доходила до дна). Толковый словарь Ушакова. Д.Н. Ушаков. 1935 1940 … Толковый словарь Ушакова

Грунтовый, низовой Словарь русских синонимов. донный прил., кол во синонимов: 2 грунтовый (4) … Словарь синонимов

См. дно. Толковый словарь Ожегова. С.И. Ожегов, Н.Ю. Шведова. 1949 1992 … Толковый словарь Ожегова

Скопления внутриводного льда (См. Внутриводный лёд) на дне незамерзающих участков (полыней) рек и озёр … Большая советская энциклопедия

I прил. 1. соотн. с сущ. дно I, связанный с ним 2. Свойственный дну [дно I], характерный для него. 3. Обитающий, произрастающий, расположенный на дне [дно I 1.] или у самого дна водоёма. II прил. 1. соотн. с сущ. донник, связанный с ним 2.… … Современный толковый словарь русского языка Ефремовой

При охлаждении поверхности моря до температуры точки замерзания в верхнем слое воды (толщиной в несколько сантиметров) появляется большое количество дисков или пластинок чистого льда, называемых шугой. Толщина этих льдинок очень мала, средние размеры примерно 2,5 см*0,5 мм, а форма может быть чрезвычайно разнообразной - от квадратов (или почти квадратов) до гексагональных образований. Оптическая ось такой пластинки всегда перпендикулярна плоскости ее поверхности. Эти элементарные ледяные кристаллы плавают на поверхности воды, образуя так называемое ледяное сало, придающее поверхности моря несколько маслянистый вид. В спокойной воде пластинки плавают в горизонтальном положении и их с -оси направлены вертикально. Ветер и волны заставляют пластинки сталкиваться, переворачиваться и принимать в результате различные положения; постепенно смерзаясь, они образуют постоянный ледяной покров, в котором отдельные кристаллы ориентированы хаотически. На первой стадии формирования молодой лед удивительно гибок; под действием волн, идущих из открытого моря или вызванных движущимся судном, он изгибается, не ломаясь, причем амплитуда колебаний поверхности льда может достигать нескольких сантиметров.

В дальнейшем, если температура не повышается, отдельные пластинки играют роль зародышевых кристаллов. Полностью механизм этого процесса до сих пор не изучен. Как видно по рис. 4, лед состоит из отдельных кристаллов, каждый из которых обладает сугубо индивидуальными свойствами, например степенью пропускания поляризованного света (одинаковой для всего данного кристалла, «но отличной от прочих). В некоторых случаях структурную ячейку льда называют зерном, а не отдельным кристаллом, поскольку ясно, что она обладает сложной субструктурой и состоит из множества параллельных пластинок. Взаимосвязь этой субструктуры упоминавшийся выше первичной шугой достаточно очевидна. Нет сомнения, что некоторая часть зерна образуется из смерзающихся пластинок шуги, которые затем сохраняются как отдельные слои кристалла. Однако, по-видимому, существует и какой-то другой процесс, так как в некоторых случаях кристаллы начинают расти на нижней поверхности достаточно толстого ледяного покрова, причем они также имеют пластинчатое строение. Каким бы ни был механизм образования кристаллов, все они - как в морском льду, так и в пресноводном - состоят из большого числа пластинок, точно параллельных друг другу. Оптическая ось кристалла расположена перпендикулярно этим пластинкам.

Интересные результаты дает изучение распределения кристаллов по ориентации их оптических осей в зависимости от глубины их залегания в толще льда. Ориентация может быть охарактеризована двумя углами - полярным, который представляет собой угол между с-осью и вертикалью, и азимутальным, т.е. углом, измеренным от какого-то произвольного направления, например от линии север - юг. Величины азимутальных углов обычно не подчиняются какому-либо закону; редкие исключения из этого правила могут быть вызваны необычными приливными явлениями. Полярные углы обнаруживают определенную закономерность. Как указывалось выше, ориентация кристаллов у поверхности льда весьма разнообразна, поскольку она зависит от воздействия ветра во время льдообразования. Но по мере углубления в ледяную толщу полярные углы возрастают, и на глубине порядка 20 см оптические оси почти всех кристаллов ориентируются горизонтально. Лабораторное исследование замерзания дистиллированной воды (Перей и Паундер, 1958) при условии, что ее охлаждали только с одного направления, а вода находилась в спокойном состоянии, дало результаты, приведенные в табл. Горизонтальные срезы были взяты с поверхности льда и с глубин 5 и 13 см. Каждый шлиф исследовали на универсальном полярископе. При этом определялось соотношение площадей (в процентах), занятых кристаллами с одинаковой - в пределах 10-градусных интервалов - ориентировкой оптических осей.

Ориентация кристаллов в ледяном покрове (Паундер, 1967)

Аналогичная ситуация наблюдается и в природном морском льду, достигшем определенного «возраста». Исключения бывают в тех случаях, когда в процессе роста ледяного покрова происходят подвижки, вызывающие сдавливание и излом льда. Таким образом, основная масса морского льда, просуществовавшего год или более, состоит из кристаллов, оптические оси которых направлены горизонтально, а по азимуту ориентированы хаотически. Длина (высота по вертикали) таких кристаллов достигает 1 м и более, при диаметре от 1 до 5 см. Причины преобладания во льду кристаллов с горизонтальными оптическими осями помогают понять рис. 4. Поскольку ледяной кристалл имеет одну главную ось симметрии, он может расти преимущественно в двух направлениях. Молекулы льда присоединяются к кристаллической решетке либо в плоскостях (кристалла), перпендикулярных с-оси и называемых базисными плоскостями, либо в направлении с-оси, что в свою очередь приводит к увеличению площади базисных плоскостей. Основываясь на законах термодинамики, можно прийти к выводу, что первый тип роста кристалла должен быть более интенсивным, нежели второй, что и подтверждается экспериментами.

Рис. 5 Преобладание роста кристаллов с наклонными оптическими осями, вызывающее постепенное исчезновение кристалла с вертикальной с -осью. (Паундер, 1967)

Поверхность раздела лед - вода

Исследование нижней поверхности растущего морского льда помогает понять процесс замерзания воды. Нижние 1-2 см ледяной толщи состоят из пластинок чистого (пресного) льда с прослойками рассола между ними. Пластинки, составляющие часть отдельного кристалла, параллельны друг другу и расположены, как правило, вертикально. Это так называемый скелетный (или каркасный) слой. Механическая прочность этого слоя обычно чрезвычайно мала. При дальнейшем замораживании пластинки несколько утолщаются, между ними появляются ледяные перемычки и постепенно образуется сплошной лед, в котором рассол содержится в виде капель или ячеек между пластинками. Понижение температуры льда приводит к уменьшению размеров заполненных рассолом ячеек, которые принимают форму длинных вертикальных цилиндров почти микроскопических размеров в поперечном сечении. Такие ячейки можно обнаружить на рис. 4 в виде рядов черных точек, расположенных вдоль линий между пластинками. Некоторое количество ячеек рассола имеется также у границ между кристаллами, но, основная масса рассола содержится внутри отдельных зерен. На рис. 5 приводятся результаты статистического исследования толщины пластинок в образце годового морского льда. Видно, что пластинки имеют однородную толщину, в среднем в пределах 0,5-0,6 мм. Диаметр гнезд, содержащих рассол, обычно около 0,05 мм.

Рис. 6

Достаточного количества данных о длине таких гнезд до сих пор не имеется; известно лишь, что она колеблется в значительно более широких пределах, чем диаметр. Ориентировочно можно считать, что длина гнезд порядка 3 см.

Таким образом, мы видим, что в большинстве случаев морской лед состоит из макроскопических кристаллов со сложной внутренней структурой - содержит пластинки чистого льда и большое количество ячеек, содержащих рассол. Помимо этого, во льду обычно имеется множество мелких сферических воздушных пузырьков, образующихся из растворенного в воде воздуха, выделяющегося в процессе замерзания. Часть объема морского льда, занятая жидкостью - рассолом, представляет собой чрезвычайно важный параметр, называемый содержанием рассола v (Рис. 6). Его можно рассчитать, зная соленость, температуру и плотность морского льда. Основываясь на знании фазовых соотношений растворов солей, содержащихся в морской воде при низких температурах, (Ассур, 1958) вычислил v для тех значений солености и температуры льда, которые встречаются на земном шаре. В полученных Ассуром результатах не учитывается наличие во льду пузырьков воздуха, однако влияние последних на величину v может быть определено экспериментально сравнением плотности образца морского льда с плотностью пресноводного льда при той же температуре. (Паундер, 1967)

Рис. 7 Миграция рассола в направлении температурного градиента (Паундер, 1967)

3.2. МОРСКОЙ ЛЕД

Все наши моря, за редким исключением, зимой покрываются льдом различной мощности. В связи с этим в одной части моря навигация в холодную половину года затрудняется, в другой прекращается и может осуществляться только с помощью ледоколов. Таким образом, замерзание морей нарушает нормальную работу флота и портов. Поэтому для более квалифицированной эксплуатации флота, портов и морских сооружений необходимы определенные знания физических свойств морского льда.

Морская вода, в отличии от пресной, не имеет определенной точки замерзания. Температура, при которой начинают образовываться кристаллы льда (ледяные иглы), зависит от солености морской воды S . Опытным путем установлено, что температуру замерзания морской воды можно определить (рассчитать) по формуле: t 3 = -0,0545S. При солености 24,7% температура замерзания равна температуре наибольшей плотности морской воды (-1,33°С). Это обстоятельство (свойство морской воды) позволило разделить по степени солености морскую воду на две группы. Вода с соленостью меньшей 24,7% называется солоноватой и при охлаждении сначала достигает температуры наибольшей плотности, а затем замерзает, т.е. ведет себя как пресная, у которой температура наибольшей плотности 4° С. Вода с соленостью больше 24,7°/00 называется морской.

Температура при наибольшей плотности ниже температуры замерзания. Это ведет к возникновению конвективного перемешивания, задерживающего замерзание морской воды. Замерзание замедляется также и из-за осолонения поверхностного слоя воды, которое наблюдается при появлении льда, так как при замерзании воды только часть солей, растворенных в ней, остается во льду, значительная же их часть остается в воде, увеличивая ее соленость, а следовательно, и плотность поверхностного слоя воды, тем самым понижая температуру замерзания. В среднем соленость морского льда в четыре раза меньше солености воды.

Как же происходит образование льда в морской воде, имеющей соленость 35°/00 и температуру замерзания -1,91° С? После того, как поверхностный слой воды охладится до указанной выше температуры, плотность его увеличится и вода будет опускаться вниз, а более теплая вода из нижележащего слоя будет подниматься вверх. Перемешивание будет продолжаться до тех пор, пока температура всей массы воды верхнего деятельного слоя не понизится до -1,91° С. Затем, после некоторого переохлаждения воды ниже температуры замерзания, на поверхности начинают появляться кристаллы льда (ледяные иглы).

Ледяные иглы образуются не только на поверхности моря, но и во всей толще перемешанного слоя. Постепенно ледяные иглы смерзаются, образуя на поверхности моря ледяные пятна, напоминающие по виду застывшее сало . По цвету оно мало чем отличается от воды.

При выпадении снега на поверхности моря процесс льдообразования ускоряется, так как при этом поверхностный слой опресняется и охлаждается, кроме того, в воду вводятся готовые ядра кристаллизации (снежинки). Если температура воды ниже 0°С, то снег не тает, а образует вязкую кашеобразную массу, называемую снежурой . Сало и снежура под действием ветра и волн сбивается в куски белого цвета, называемые шугой . При дальнейшем уплотнении и смерзании начальных видов льда (ледяные иглы, сало, шуга, снежура) на поверхности моря образуется тонкая, эластичная корка льда, легко прогибающаяся на волне и при сжатии образующая зубчатые наслоения, называемая ниласом . Нилас имеет матовую поверхность и толщину до 10 см, подразделяется на темный (до 5 см) и светлый (5-10 см) нилас.

Если поверхностный слой моря сильно опреснен, то при дальнейшем охлаждении воды и спокойном состоянии моря в результате непосредственного замерзания или из ледяного сала поверхность моря покрывается тонкой блестящей коркой, называемой склянкой . Склянка прозрачна, как стекло, легко ломается при ветре или волне, толщина ее до 5 см.

На легкой волне из ледяного сала, шуги или снежуры, а также в результате разлома склянки и ниласа при большой зыби образуется так называемый блинчатый лед . Он имеет преимущественно круглую форму от 30 см до 3 м в диаметре и приблизительно до 10 см толщины, с приподнятыми краями вследствие удара льдин одна о другую.

В большинстве случаев льдообразование начинается у берега с появления заберегов (ширина их 100-200 м от берега), которые, постепенно распространяясь в море, переходят в припай. Забереги и припай относятся к неподвижному льду, т. е. ко льду, который образуется и остается неподвижным вдоль побережья, где он прикреплен к берегу, ледяной стене, к ледяному барьеру.

Верхняя поверхность молодого льда в большинстве случаев гладкая или слегка волнистая, нижняя, наоборот, очень неровная и в некоторых случаях (при отсутствии течений) похожа на щетку из ледяных кристаллов. В течение зимы толщина молодого льда постепенно увеличивается, поверхность его покрывается снегом, а цвет за счет стекания из него рассола меняется от серого до белого. Молодой лед толщиной 10-15 см называется серым , а толщиной 15-30 см - серо-белым . При дальнейшем нарастании толщины льда лед приобретает белый цвет. Морской лед, просуществовавший одну зиму и имеющий толщину от 30 см до 2 м, принято называть белым однолетним льдом , который подразделяется на тонкий (толщина от 30 до 70 см), средний (от 70 до 120 см) и толстый (более 120 см).

В районах Мирового океана, где лед не успевает растаять за лето и с начала следующей зимы начинает вторично нарастать и к концу второй зимы толщина его увеличивается и составляет уже более 2 м, называется двухлетним льдом . Лед, просуществовавший более двух лет, называется многолетним , толщина его более 3 м. Он имеет зеленовато-голубой цвет, а при большой примеси снега и пузырьков воздуха, имеет беловатый цвет, стекловидного вида. Со временем опресненный и уплотненный сжатиями многолетний лед приобретает голубой цвет. Морские льды по их подвижности разделяют на неподвижный лед (припай) и дрейфующий лед.

Дрейфующий лед по форме (размерам) подразделяют на блинчатый лед, ледяные поля, мелкобитый лед (кусок морского льда менее 20 м в поперечнике), тертый лед (битый лед менее 2 м в поперечнике), несяк (большой торос или группа торосов, смерзшихся вместе, высотой над уровнем моря до 5 м), сморозь (смерзшиеся в ледяное поле куски льда), ледяная каша (скопление дрейфующего льда, состоящее из обломков других форм льда не более 2 м в поперечнике). В свою очередь ледяные поля, в зависимости от горизонтальных размеров, подразделяются на:

Гигантские ледяные поля, более 10 км в поперечнике;

Обширные ледяные поля, от 2 до 10 км в поперечнике;

Большие ледяные поля, от 500 до 2000 м в поперечнике;

Обломки ледяных полей, от 100 до 500 м в поперечнике;

Крупнобитый лед, от 20 до 100 м в поперечнике.

Очень важной характеристикой для судоходства является сплоченность дрейфующего льда. Под сплоченностью понимается отношение площади морской поверхности, фактически покрытой льдом, к общей площади поверхности моря, на которой располагается дрейфующий лед, выраженное в десятых долях.

В СССР принята 10-балльная шкала сплоченности льда (1 балл соответствует 10% покрытой льдом площади), в некоторых зарубежных странах (Канаде, США)-8-балльная.

По сплоченности дрейфующий лед характеризуется так:

1. Сжатый дрейфующий лед. Дрейфующий лед, сплоченность которого составляет 10/10 (8/8), и воды не видно.

2. Смерзшийся сплошной лед. Дрейфующий лед, сплоченность которого составляет 10/10 (8/8), и льдины смерзлись вместе.

3. Очень сплоченный лед. Дрейфующий лед, сплоченность которого больше 9/10, но меньше 10/10 (от 7/8 до 8/8).

4. Сплоченный лед. Дрейфующий лед, сплоченность которого от 7/10 до 8/10 (от 6/8 до 7/8), состоящий из льдин, большинство которых соприкасается друг с другом.

5. Разреженный лед. Дрейфующий лед, сплоченность которого составляет от 4/10 до 6/10 (от 3/8 до 6/8), с большим числом разводий, льдины обычно не соприкасаются одна с другой.

6. Редкий лед. Дрейфующий лед, в котором сплоченность составляет от 1/10 до 3/10 (от 1/8 до 3/8), и пространство чистой воды преобладает над льдом.

7. Отдельные льдины. Большая площадь воды, в которой имеется морской лед сплоченностью менее 1/10 (1/8). При полном отсутствии льда эту площадь следует называть чистая вода.

Дрейфующие льды под влиянием ветра и течений находятся в постоянном движении. Всякая перемена ветра над районом, покрытым дрейфующим льдом, вызывает изменения в распреде- лении льда: тем больше, чем сильнее и продолжительнее действие ветра.

Многолетние наблюдения над ветровым дрейфом сплоченного льда показали, что дрейф льда находится в прямой зависимости от ветра, вызвавшего его, а именно: направление дрейфа льда отклоняется от направления ветра приблизительно на 30° в северном полушарии вправо, а в южном - влево, скорость дрейфа связана со скоростью ветра ветровым коэффициентом, равным приблизительно 0,02 (r = 0,02).

В табл. 5 приведены вычисленные значения скорости дрейфа льда в зависимости от скорости ветра.

Таблица 5

Дрейф отдельных льдин (мелких айсбергов, их обломков и небольших ледяных полей) отличается от дрейфа сплоченного льда. Скорость его больше, так как ветровой коэффициент возрастает от 0,03 до 0,10.

Скорость перемещения айсбергов (в Северной Атлантике) при свежих ветрах колеблется от 0,1 до 0,7 уз. Что же касается угла отклонения их движения от направления ветра, то он составляет 30-40°.

Практика ледового плавания показала, что самостоятельное плавание обычного морского судна возможно при сплоченности дрейфующего льда 5-6 баллов. Для крупнотоннажных судов со слабым корпусом и для старых судов предел сплоченности 5 баллов, для судов среднего тоннажа, находящихся в хорошем состоянии,-6 баллов. Для судов ледового класса этот предел может быть повышен до 7 баллов, а для ледокольных транспортных судов - до 8-9 баллов. Указанные пределы проходимости дрейфующего льда выведены из практики для средне- тяжелого льда. При плавании в тяжелых многолетних льдах эти пределы следует снизить на 1-2 балла. При хорошей видимости плавание во льдах сплоченностью до 3 баллов возможно для судов любого класса.

В случае необходимости следовать через район моря, покрытый дрейфующим льдом, необходимо иметь в виду, что легче и безопасней входить в кромку льда против ветра. Входить в лед при попутном или боковом ветре опасно, так как создаются условия навала на лед, что может привести к повреждению борта судна или его скуловой части.

Вперед
Оглавление
Назад

Морские льды классифицируются по происхождению, формам и размерам, состоянию поверхности льда (ровный, торосистый и т. п.), возрасту (стадии развития и разрушения различных видов льда), навигационному (проходимость льдов судами) и динамическому (неподвижные и плавучие льды) признакам.

По происхождению наблюдаемые в море льды делятся на морские, речные и глетчерные (лед материкового происхождения - айсберги, ледяные острова).

Речные льды, выносимые в море, обычно коричневатого цвета, имеют те же формы, что и морские. Глетчерный лед резко отличается от морского и речного вертикальными размерами, формами и цветом.

Виды и формы льдов

В зависимости от стадии развития и условий льдообразования льды делятся на следующие виды и формы.

Начальные виды льдов:

• ледяные иглы - кристаллы льда в виде тонких игл или пластинок, образующихся на поверхности воды или в ее толще;
• ледяное сало - скопление на поверхности воды смерзшихся ледяных игл в виде пятен или тонкого сплошного слоя серовато-свинцового цвета, придающих водной поверхности матово-маслянистый вид;
• снежура- вязкая, кашеобразная масса, образующаяся при обильном снегопаде на охлажденную воду;
• шуга - скопление рыхлых белесоватых комков льда диаметром в несколько сантиметров, образующихся из ледяного сала, снежуры и донного льда;
• нилас - тонкая, эластичная ледяная корка толщиной до 10 см, легко прогибающаяся на волне и зыби; имеет матовую поверхность;
• склянка - тонкий прозрачный лед в виде блестящей хрупкой корки толщиной до 5 см, образующийся из ледяных кристаллов или ледяного сала при спокойном состоянии моря; легко ломается при ветре или волне;
• блинчатый лед - лед, преимущественно круглой формы от 30 см до 3 м в диаметре и толщиной до 10 см, с приподнятыми белыми краями вследствие удара льдин одна о другую.

Молодой лед- лед в его переходной стадии между начальными видами льдов и однолетним льдом, толщиной 15-30 см, имеет серый или серо-белый оттенок.

Однолетний лед - лед, просуществовавший не более одной зимы, развивающийся из молодого льда, толщиной от 30 см до 2 м. Подразделяется на:

• однолетний тонкий лед (белый лед) толщиной от 30 до 70 см,
• однолетний лед средний от 70 до 120 см и
• однолетний толстый лед толщиной более 120 см.

Двухлетний лед - лед, находящийся во втором годичном цикле нарастания и достигающий к концу второй зимы 2 м и более. Многолетний или паковый лед - лед, просуществовавший более двух лет, толщиной до 3 м и более; опресненный, имеет оттенок голубого цвета.

Неподвижный лед

сплошной ледяной покров, связанный с берегом, а на мелководных участках моря - и с дном; является основной формой неподвижного льда. Припай может распространяться в ширину до нескольких десятков, а иногда и сотен километров. Толщина припая в Арктике обычно 2-3 м, в морях умеренных широт -1 -1,5 м и в южных морях СССР - 0,5-1,0 м.

Ледяной заберег - первоначальная стадия формирования припая; образуется у берегов, состоит обычно из ниласа или склянки, может достигать ширины до 100-200 м.

Подошва припая - часть припая, примерзшая непосредственно к берегу и не подверженная вертикальным колебаниям при приливе и других изменениях уровня моря.

Стамуха - ледяное торосистое образование, сидящее на грунте.

Лед на берегу - нагромождение льда на пологом берегу.

Плавучие льды не связаны с берегом и дрейфуют под влиянием ветра и течения. К ним относятся начальные стадии льда (сало, снежура, шуга, блинчатый лед), более поздние его формы (нилас, молодик, однолетний, двухлетний и многолетний лед), лед в виде полей, их обломков или отдельных льдин, а также айсберги, их обломки и ледяные острова.

В зависимости от размеров льдин плавучие льды подразделяются на следующие формы:

• ледяные поля - это наиболее крупные по площади образования дрейфующего льда, которые по размерам делятся на гигантские (свыше 10 км в поперечнике), обширные (2-10 км), большие (0,5-2 км) и обломки полей - льдины размером 100- 500 м;
• крупнобитый лед - льдины размером 20-100 м;
• мелкобитый лед - льдины размером 2-20 м;
• тертый лед - льдины размером 0,5-2 м;
• сморозь - смерзшиеся в ледяном поле куски льда различного возраста;
• торосы -отдельные нагромождения обломков льдин (бугры) на ледяном покрове, образующиеся вследствие сильного столкновения или сжатия льдов;
• несяк - большой торос или группа торосов, смерзшихся вместе, представляющих собой отдельную льдину со сравнительно малыми горизонтальными и большими вертикальными размерами; осадка до 20-25 м и высота над уровнем моря до 5 м.

Айсберги, ледяные дрейфующие острова. Материковый (ледниковый) или глетчерный лед образуется на суше из твердых атмосферных осадков, который потом постепенно сползает в море. Льды материкового происхождения делятся на неподвижные и дрейфующие.

К неподвижным льдам материкового происхождения относятся:

• язык ледника - часть ледника, сильно выдвинувшаяся в море, находится на плаву и иногда простирается от берега на многие десятки километров, имеет большую ширину, в особенности в Антарктике;
• шельфовый лед - ледовое образование, возвышающееся над уровнем моря более чем на 2 м; имеет обычно волнообразную поверхность;
• ледяной барьер - край ледникового языка или шельфового льда, возвышающийся над уровнем моря от 2 до нескольких десятков метров.

К дрейфующим льдам относятся айсберги и ледяные острова.

• Айсберг - отделившаяся часть ледника или шельфового льда, дрейфующая в море (океане) и имеющая высоту свыше 5 м над уровнем моря. Высота айсбергов над поверхностью воды в среднем 70 (в Арктике) и 100 м (в Антарктике); основная часть айсберга находится под водой, т. е. его осадка может быть от 400 до 1000 м. Айсберги по своему внешнему виду бывают столбообразные (плосковершинные айсберги, имеющие большие горизонтальные размеры, особенно в Антарктике), пирамидальные (айсберги, имеющие остроконечную, неправильной формы вершину и сравнительно малые горизонтальные размеры). Встречаются в море обломки айсберга (значительные глыбы льда, отломившиеся от айсберга или от ледника и возвышающиеся не более чем на 5 м над уровнем моря) и куски (весьма малые по величине обломки айсбергов).
• Ледяные дрейфующие острова - огромные обломки шельфового льда с волнистой поверхностью длиной до 30 км и более; возвышаются над уровнем моря на 5-10 м, достигают толщины более 15-30 м, дрейфуют в Северном Ледовитом океане.

Морской лёд - лёд, образовавшийся в море (океане) при замерзании воды. Так как морская вода солёная, замерзание воды с солёностью, равной средней солёности Мирового океана происходит при температуре около −1,8 °C.

Важнейшие свойства морского льда - пористость и солёность , определяющие его плотность (от 0,85 до 0,94 г/см³). Из-за малой плотности льда льдины возвышаются над поверхностью воды на 1/7 - 1/10 их толщины. Таяние морского льда начинается при температуре выше −2,3 °C. По сравнению с пресноводным он труднее поддаётся раздроблению на части и более эластичен.

Солёность морского льда зависит от солёности воды, скорости льдообразования, интенсивности перемешивания воды и его возраста. В среднем солёность льда в 4 раза ниже солёности образовавшей его воды, колеблясь от 0 до 15 ‰ (в среднем 3-8‰).

Морской лёд является сложным физическим телом, состоящим из кристаллов пресного льда, рассола, пузырьков воздуха и различных примесей. Соотношение составляющих зависит от условий льдообразования и последующих ледовых процессов и влияет на среднюю плотность льда. Так, наличие пузырьков воздуха (пористость) значительно уменьшает плотность льда. Солёность льда оказывает на плотность меньшее воздействие, чем пористость. При солёности льда 2 ‰ и нулевой пористости плотность льда составляет 922 кг/м³, а при пористости 6 % понижается до 867. В то же время при нулевой пористости увеличение солёности с 2 до 6 ‰ приводит к увеличению плотности льда только с 922 до 928 кг/м³.

Морские льды по степени своей подвижности подразделяются на неподвижные и дрейфующие . Основной формой неподвижного льда является припай , который может образовываться путем естественного замерзания воды или же в результате примерзания к берегу дрейфующего льда любой возрастной категории. К неподвижным льдам относятся также стамухи - торосистые образования, сидящие на грунте на мелководье или у берега. Все остальные виды морского льда относятся к категории дрейфующих, которые перемещаются под действием ветра и течений. В результате неоднородности полей ветра и течений, различий в толщине и строении ледяных полей и сложного взаимодействия с берегами дрейф ледяных полей, льдин и кусков льда происходит неравномерно. Это приводит к их сталкиваниям, деформациям и разломам.

Дрейфующие льды по сплоченности подразделяются на отдельные льдины, редкий лед, сплоченный лед, очень сплоченный лед и сплошной лед. Движение сплоченных льдов сопровождается деформациями, включающими подвижки и сдвиги ледяных полей и льдин относительно друг друга, вращение льдин, образование торосов, трещин и разводий. В результате перемещений и деформации происходит перераспределение льдов на поверхности моря, изменяется их сплоченность, меняются строение и морфология ледяного покрова.

После сплочения льдов до 9-10 баллов, если вызвавшие его силы продолжают действовать, начинается сжатие, при котором происходят наслоение и торошение льдов. Процесс торошения заключается в разламывании ледяного покрова с последующим наклоном обломков, вплоть до вертикального положения, раздроблении кромок льдин, надвиге льдин одна на другую, нагромождении ледяных валов и гряд. При относительном перемещении ледяных полей образуются длинные прямые гряды торосов из мелкораздробленного льда. Гряды торосов сдвигового происхождения характерны для районов, где наблюдаются существенные различия скоростей дрейфа. На границе припая с подвижным льдом в зависимости от направления дрейфа могут возникать трещины или разводья или же образуются сдвиговые гряды торосов либо торосы сжатия. При малой глубине моря и интенсивном торосообразовании подошвы торосов могут достигать грунта. Такие торосы пропахивают борозды на дне.

В зависимости от причин, вызывающих поступательное движение льдов, выделяют несколько разновидностей дрейфа. Ветровой дрейф возникает под действием ветра. Такой дрейф продолжается некоторое время и после прекращения ветра, так как дрейфующий лед вовлекает в движение верхние слои воды. Скорость ветрового дрейфа морских льдов близка к 1:50 скорости ветра. Направление дрейфа обычно не совпадает с направлением ветра. В арктических морях под действием сил Кориолиса направление дрейфа отклоняется вправо от направления ветра на угол 28°, а в антарктических морях - в противоположную сторону. Во многих морях, например, в Белом, Баренцевом, Беринговом, Охотском и других, важную роль играет приливный дрейф льдов , обусловленный течениями при приливах и отливах.

На направление дрейфа большое влияние оказывают близость береговой линии, наличие островов и отмелей, рельеф дна. В результате одновременного влияния множества факторов дрейф льдов часто бывает неравномерным, отдельные массивы и скопления льдов могут дрейфовать в разных направлениях и с разными скоростями. Границы между ними называются дрейфоразделами , для которых характерно наличие полос тертого льда и поясов торосов.

По стадиям развития льда выделяют несколько так называемых начальных видов льда (в порядке времени образования):

ледяное сало ,

внутриводный (в том числе донный или якорный), образующийся на некоторой глубине и находящихся в воде предметах в условиях турбулентного перемешивания воды.

Дальнейшие по времени образования виды льда - ниласовые льды:

нилас , образующийся при спокойной поверхности моря из сала и снежуры (тёмный нилас до 5 см толщиной, светлый нилас до 10 см толщиной) - тонкая эластичная корка льда, легко прогибающаяся на воде или зыби и образующая при сжатии зубчатые наслоения;

склянки , образующиеся в распреснённой воде при спокойном море (в основном, в заливах, около устьев рек) - хрупкая блестящая корка льда, которая легко ломается под действием волны и ветра;

блинчатый лёд , образующийся при слабом волнении из ледяного сала, снежуры или шуги или вследствие разлома в результате волнения склянки, ниласа или так называемого молодого льда. Представляет собой пластины льда округлой формы от 30 см до 3 м в диаметре и толщиной 10 - 15 см с приподнятыми краями из-за обтирания и ударов льдин.

Дальнейшей стадией развития льдообразования являются молодые льды , которые подразделяются на серый (толщина 10 - 15 см) и серо-белый (толщиной 15 - 30 см) лёд.
Морской лёд, развивающийся из молодого льда и имеющий возраст не более одного зимнего периода, называется однолетним льдом . Этот однолетний лёд может быть:

тонким однолетним льдом - белый лёд толщиной 30 - 70 см,

средней толщины - 70 - 120 см,

толстым однолетним льдом - толщиной более 120 см.

Если морской лёд подвергался таянию хотя бы в течение одного года, он относится к старым льдам . Старые льды подразделяются на:

остаточный однолетний - не растаявший летом лёд, находящийся вновь в стадии замерзания,

двухлетний - просуществовавший более одного года (толщина достигает 2 м),

многолетний - старый лёд толщиной 3 м и более, переживший таяние не менее двух лет.

Поверхность такого льда покрыта многочисленными неровностями, буграми, образовавшимися в результате неоднократного таяния. Нижняя поверхность многолетних льдов также отличается большой неровностью и разнообразием формы.

Распространение морских льдов

Площадь распространения морских льдов меняется по сезонам от 9 до 18 млн км² в Северном полушарии и от 5 до 20 млн км² в Южном. Максимальное развитие ледяного покрова в Северном полушарии наблюдается в феврале-марте, а в Антарктике - в сентябре-октябре. В целом на земном шаре морские льды с учетом сезонных колебаний покрывают 26,3 млн км² при средней толщине покрова около 1,5 м. Морские льды образуются во всех морях Северного Ледовитого океана. Зимой они формируются также в Беринговом, Охотском, Азовском, Аральском и Белом морях, в Финском, Ботническом и Рижском заливах Балтийского моря, в северных частях Японского и Каспийского морей и временами на северо-западном побережье Черного моря.

В Арктике выделяют шесть градаций однолетних и многолетних льдов, различающихся по толщине и времени их существования. Однолетний лед называется тонким при толщине 30-70 см, средней толщины - от 70 до 120 см и толстым - более 120 см. Двухлетние льды имеют толщину 180-280 см, трех- и четырехлетние - 240-280 см. Толщина многолетних льдов достигает 280-360 см. В период максимального развития ледяного покрова в Северном Ледовитом океане многолетние льды занимают 28% общей площади, двухлетние - 25%, однолетние и молодые - 47%.

В Южном полушарии ледяной покров развивается с апреля по сентябрь концентрически вокруг Антарктиды. Многолетние льды там практически не встречаются, а двухлетние занимают менее 25% площади максимального развития льдов.

Войтковский К.Ф. Основы гляциологии. М.: Наука, 1999, 255 с.

Дерюгин К. К., Степанюк И. А. Морская гидрометрия. - Л.: Гидрометиздат, 1974. 392 с.

Дитрих Г., Калле К. Общее мореведение. - Л.: Гидрометеоиздат, 1961. 464 с.

Снежинский В. А. Практическая океанография. - Л.: Гидрометеоиздат, 1954. 672 с.

Шамраев Ю. И., Шишкина Л. А. Океанология. - Л.: Гидрометеоиздат, 1980. 386 с.