Физические свойства морского льда

 

Морской лед в отличие от речного и ледникового обладает рядом специфических черт.

а) Главное свойство морского льда - его соленость, под которой понимается соленость воды, образующейся при его таянии. Соленость льда близка к 10% солености воды. Кристаллический лед всегда пресный, соленость привносится включениями ячеек с жидкой водой-рассолом между кристаллами.

б) Температура на поверхности морского льда близка к температуре воздуха.

в) Плотность морского льда несколько больше плотности пресного льда из-за находящегося в нем рассола в ячейках и составляет 0,90-0,95 г/см³.

г) Удельная теплоемкость морского льда выше, чем у пресного (0,5 кал/г∙град.). Она достигает больших (0,85-1,0 кал/г∙град.) значений при повышении солености.

д) Коэффициент теплопроводности морского льда составляет около 0,005 кал/с∙град.∙см.

Механические свойства сильно зависят от структуры и температуры льда. Твердость и хрупкость возрастают с понижением температуры. Морской лед менее прочен, чем речной, но более упруг и пластичен.

 

Классификация морских льдов

 

Классификация льдов, встречающихся в морях и океанах, ведется по разным признакам. Кроме льдов, которые образуются непосредственно из морской воды, выделяются речные льды, выносимые крупными реками, и глетчерные льды (айсберги), попадающие в океан из областей покровного оледенения.

1) Морфолого-генетическая классификация уже рассмотрена ранее в разделе льдообразование в море.

2) В классификации по размерам льдин выделяют:

- ледяные поля - более 2 км в поперечнике

- обломки полей - 100-500 м

- крупнобитый лед - 20-100 м

- мелкобитый лед - менее 20 м

- ропаки – отдельные глыбы, торчащие из ледяного покрова

- стамухи – крупные льдины, сидящие на мели

- торосы и ледяные береговые валы.

3) Классификация морских льдов по подвижности:

- неподвижные: ледяной покров, ледяные поля, припай, стамухи, береговые валы

- дрейфующие: плавучий лед, айсберги, ледяные острова.

 

Ледовитость океанов и морей

 

Количество льда на поверхности моря, его густота (или сплоченность), оценивается, подобно оценке облачности в баллах, причем 1 балл - это 10% акватории, занятой льдом.

Ледовитость - это сложная характеристика ледовых условий, связанная с массой льда, определяемой его площадью, средней толщиной и плотностью, сроками появления и исчезновения льда, продолжительностью ледостава и т.д. Приблизительная оценка ледовитости производится по площади льда в %. В Мировом океане льды при наибольшем развитии в конце зимы занимают 30 млн. км² (10% его площади). В высоких широтах северного и южного полушарий ледовитость океана имеет асинхронный характер – когда на севере максимум, на юге - минимум. Арктика в апреле - 11 млн. км², Антарктика в сентябре - 20 млн. км². В полярных районах ледовитость даже летом составляет не менее 50%.

Отдельные районы океана подразделяются на ледовитые, замерзающие и безледные. Ледовитые делят на полярные, в которых льды существуют круглый год, включая лето, и субполярные, где летом льды сильно сокращаются или иногда исчезают. Ледовитые районы могут иметь лед собственный (появившийся на месте) или принесенный из других районов. Замерзающие моря только летом полностью освобождаются ото льдов. Безледные районы характеризуются отсутствием льдов и лишь в виде исключения их появлением в особо суровые зимы.

 

Движение морских льдов

 

Почти все льды в море находятся в движении и называются плавучими льдами. Движение морских льдов вызывается ветром и течениями. Закономерный перенос льдов называется дрейфом. Установлены закономерности дрейфа, известные в виде правил Ф. Нансена и Н. Зубова, а именно:

- Скорость дрейфующего льда в 50 раз меньше скорости ветра (2-5 миль/сутки)

- Угол отклонения дрейфа от направления ветра составляет 30-35° (под действием силы Кориолиса)

- Лед дрейфует вдоль изобары так, что высокое давление лежит справа по движению льда

- Скорость дрейфа пропорциональна горизонтальному градиенту атмосферного давления.

Арктические льды перемещаются с востока на запад и Восточно-Гренландским течением через пролив между Шпицбергеном и Гренландией выносятся в Атлантический океан. Крупные айсберги дрейфуют очень медленно, со скоростью до 2 узлов. Вокруг Антарктиды существует две зоны дрейфа айсбергов: прибрежный пояс дрейфа с востока на запад и восточный дрейф в зоне устойчивого течения Западных ветров. В Антарктиде часто встречаются айсберги, иногда очень большие - до 160 км длиной и до 90 м высотой. За 10 лет (1958-1967 г.г.) в секторе Южного океана от 10 до 100° восточной долготы наблюдалось 33500 айсбергов.

ДВИЖЕНИЕ ВОДЫ В ОКЕАНАХ И МОРЯХ

 

Волнение

 

Волнение - это разновидность волновых движений в океанах и морях, вызванных воздействием ветра на поверхность моря. Волновые движения представляют собой деформацию массы воды под воздействием внешних сил возбуждающих в ней колебательные периодические движения двух видов: колеблется форма поверхности воды, и колеблются отдельные частицы вокруг своих точек равновесия.

Различаются волны поступательные, которые перемещаются на большие расстояния, а также волны стоячие, в которых деформация происходит на месте, без распространения. Волны разделяются на длинны е (с длиной сотни и тысячи км) и на короткие - десятки и сотни метров. По форме выделяются двухмерные волны, имеющие большую протяженность гребня, и трехмерные, длина гребня которых соизмерима с длиной волны (изометрическая форма).

 

Волны зыби и элементы волны

Волны зыбисоздаются движением частиц воды по орбитам в форме окружности, причем точки- частицы находящиеся на одной и той же глубине (горизонте) движутся по окружностям одинакового радиуса, но с последовательным сдвигом фазы на каждой орбите, так как приводятся в движение не одновременно. При такой кинетике частиц, огибающая кривая, на которой лежат частицы, движущиеся по орбитам, называется трохоидой, поэтому волны зыби называются трохоидальными. На них действуют две силы: сила тяжести и центробежная сила орбитального движения.

Основные элементы волны следующие (рис. 22):

Подошва – наиболее низкая часть волны.

Гребень – самая высокая часть волны.

Высота h - разность уровня гребня и подошвы волны.

Длина λ - кратчайшее горизонтальное расстояние между соседними гребнями или подошвами.

Быстрота продвижения волн характеризуется их скоростью и периодом. Скорость распространения волны с – расстояние, пробегаемое гребнем или подошвой волны в единицу времени. Орбитальная скорость υ - линейная скорость движения частицы по орбите. Период τ - промежуток времени между прохождением через одну и ту же точку двух последовательных гребней или подошв. Период вычисляется по формуле:

,

где ω – угловая скорость. Частота f – величина, обратная периоду: .

Рис.22. Элементы свободной волны

 

Крутизна волны δ - угол наклона водного профиля к горизонту или отношение высоты волны к ее длине.

Фронт волны - линия вдоль гребня.

Направление – сторона света (азимут), откуда идет волна.

Длина λ, период τ и скорость распространения волн - с связаны между собой уравнением: λ= τ∙с.

 

§ 3. Ветровые волны

 

Ветер, воздействуя на поверхность воды, создает касательные напряжения, влекущие усилия, колебания давления воздуха, что приводит к образованию волн в виде ряби с длиной несколько сантиметров и высотой несколько миллиметров. Их называют капиллярными, т.к. они связаны с поверхностным натяжением. Если ветер устойчив, волны интерферируя, увеличиваются по длине до нескольких метров и превращаются в гравитационные.

Существенным отличием ветровых волн от зыби состоит в том, что они, развиваются под действием не двух, а нескольких сил. К силе тяжести и центробежной силе орбитального движения частиц в случаях зыби, добавляются под влиянием ветра силы трения и давления. Это приводит к нарушению формы и симметрии волны. Частицы волны приобретают поступательную скорость и, закончив один оборот, возвращаются не в точку начала движения, а оказываются чуть впереди и орбита не замыкается. Асимметрия волнового профиля, увеличение крутизны переднего склона волны приводит к срыву гребня и образованию пенного барашка – беляка. Из-за неравномерной скорости ветра, становится неравномерной высота волны вдоль гребня, иначе говоря, волна оказывается не двухмерной, а трехмерной. И такие волны бывают чаще всего в океанах и морях. Размеры трехмерных волн тем больше, чем ветер сильнее и продолжительнее. Обширные площади сильного волнения расположены в средних широтах - «ревущих сороковых». Самые высокие волны - 34 м отмечаются в середине северной части Тихого океана во время штормов ураганной силы. Огромные более 20 м «волны-убийцы» отмечаются также у южных берегов Африки. Тропические ураганы наблюдаются также в экваториальной области Атлантики. Самые большие длины волн (до 800 м) наблюдаются у берегов Британских островов. Однако 66% обычных ветровых волн в океане имеют высоты менее 2 м и длины 130-170 м. Крутизна волн составляет 1/20 - 1/30.

Для качественной оценки размеров волн применяют девятибалльную шкалу (табл. 6).

Таблица 6

Девятибалльная шкала волнения (Жуков, 1976)

Балл степени волнения	Наибольшая высота волн, м	Волнение
		Штиль
I	0,25	Слабое
II	0,75	Умеренное
III	1,25
IV		Значительное
V	3,5
VI		Сильное
VII	8,5
VIII		Очень сильное
IX	более 11	Исключительное
X	более 30	Чрезвычайное

Среди морей самым бурным является Баренцево, над которым часто проходят обширные циклоны. Красное море зимой является самым «тихим». В целом в морях, по сравнению с океанами, размеры волн меньше. Средняя высота их не более 9 м, а длина - менее 150 м.

 

Волны цунами

Цунами - это единичные волны или малые серии волн (2-5), порождаемые землетрясениями, подводными извержениями вулканов и большими подводными оползнями. Высота волн у берегов достигает 5-10 м, редко до 35 м, длины волн от 20 до 600 км; период 2-40 мин., реже до 200 мин., скорость - до 400-800 км/час. Наиболее активные зоны зарождения цунами находятся в сейсмическом поясе Тихого океана. За последнее тысячелетие в Тихом океане произошло более 1000 цунами, а в Атлантическом и Индийском - всего несколько десятков. Не всякое цунами катастрофическое, в среднем сильные цунами случаются в Мировом океане один раз в год. Во время цунами 1703 г. в Японии погибло 100 тыс. человек. От цунами после взрыва вулкана Кракатау (Зондский залив) погибло почти 40 тыс. человек. Последние цунами у берегов Крыма были 26 июня и 12 сентября 1927 года, а у Кавказского побережья у Анапы 12 июня 1966 года.

Штормовые нагоны подобны цунами, наблюдаются у берегов тропических стран и островов в океане. Тайфуны, тропические циклоны с ласковыми женскими именами приносят ветры огромной силы, которые нагоняют воду на берег в виде гигантских волн.

 

Сейши

Сейши - это стоячие свободные волны в полузакрытых бассейнах (морях и заливах). При сейшах отсутствует поступательное движение в форме волны, зато имеют место вертикальные колебания уровня воды «подъем-опускание». Причинами сейш являются изменения давления атмосферы над бассейном при затухании ветра, сгонно-нагонные явления, приливы и сейсмические явления. Размеры сейшей невелики – от сантиметров до 1 м, периоды - от 5-10 мин до суток.

 

Внутренние волны

Внутренние волны - это волны, возникающие в толще воды океанов и морей на поверхности раздела слоев воды с разной плотностью. Волны с периодами от 15-20 мин до 2-5 часов имеют длины в сотни метров и километры и высоты - до 10-20 м. А внутренние волны гигантской высоты до 100 м, с периодом в несколько часов имеют длину в сотни километров. Обычно существование этих волн определяют по изменениям температуры воды в одной и той же точке. Волны возникают под действием ветров, изменений давления, приливообразующих сил Луны (их период равен лунным суткам), а также сейсмических факторов.

Около Норвегии и Канады есть зоны «мертвой воды», в которых судно резко замедляет движение. Здесь судно создает внутренние волны на границе соленых вод и лежащих выше сильно опресненных вод, которые замедляют ход судна.

 

МОРСКИЕ ПРИЛИВЫ И ИХ ХАРАКТЕРИСТИКА

 

Приливы

 

Приливы - это волновые движения воды, возникающие под действием приливообразующих сил Луны и Солнца. Они проявляются в периодических вертикальных колебаниях уровня моря и в горизонтальных движениях приливных течений. Повышение уровня моря - прилив, а понижение - отлив. Крайнее положение уровня в конце прилива называется полной водой, а в конце отлива - малой водой. Разность этих уровней обозначается термином величина прилива. Под периодом прилива подразумевается промежуток времени между двумя полными или малыми водами, т.е. одна полная волна. Различают полусуточные, суточные, четвертьсуточные приливы. Суточные приливы включают одну полную и одну малую волны за время лунных суток, т.е. в течение 24 часов 50 минут 47 секунд.

По характеру приливы подразделяются на правильные, неправильные и смешанные. Правильные полусуточные приливы имеют примерно одинаковые продолжительности роста, падения, а также высоты последовательных полных и малых вод. Они преобладают в Мировом океане. Остальные имеют сложный характер изменения уровня и свойственны Тихому океану и берегам Антарктиды.

 

Элементы приливной волны

 

Важнейшие элементы приливной волны следующие (рис. 23):

 

Рис. 23. Изменение уровня моря во время прилива (обозначения см. в тексте)

h_ВПВ – высота высокой полной воды;

h_ВМВ - высота высокой малой воды;

h_НПВ – высота низкой полной воды;

h_НМВ - высота низкой малой воды;

А₀ или Z₀ – высота среднего уровня над нолем глубин;

В – большая величина прилива за сутки (В = h_ВПВ – h_НМВ);

в – малая величина прилива за сутки (в = h_НПВ – h_ВМВ);

t_ПВ – время наступления полной воды;

t_МВ - время наступления малой воды;

Т_Р – время роста уровня от малой воды до полной;

Т_П – время падения уровня от полной воды до малой;

Т_Л – лунный промежуток – время между кульминацией Луны на меридиане наблюдения и моментом наступления полной воды;

τ – период прилива - время (ч) между двумя полными или малыми водами.

Из графика видна важная закономерность – суточное неравенство по времени и высоте приливов. Оно вызвано изменением склонения Луны и Солнца в связи с наклоном земной оси к эклиптике. Существует еще 3 группы неравенств:

Фазовое (полумесячное) неравенство – вызывается наложением приливообразующих сил Луны и Солнца (рис. 24). При этом силы могут складываться или вычитаться. Первый случай относится к состоянию сизигии (периодам новолуния и полнолуния). Второй случай относится к квадратурам (первая и третья четверти фаз Луны). Сизигии и квадратуры повторяются каждые две недели. Приливы, связанные с ними, запаздывают за астрономическим явлением на несколько суток. Это время считается возрастом прилива.

Рис. 24. Фазовое (полумесячное) неравенство

 

Параллактическое (месячное) неравенство – определяется изменением расстояния между Землей и Луной из-за эллиптичности орбиты Луны. Оно повторяется каждые 28 дней. В перигее лунная приливо-образующая сила на 40% больше, чем в апогее.

Солнечное параллактическое (годовое) неравенство – определяется изменением расстояния между Землей и Солнцем из-за эллиптичности орбиты Земли. Оно повторяется каждый год. В перигее солнечная приливообразующая сила на 10% больше, чем в апогее.

Существуют и другие виды неравенств (тропическое – τ = 19 лет), но они незначительно сказываются на величине приливов.

 

Приливообразующая сила

Первое объяснение приливообразующих сил было дано И.Ньютоном в 1687 г. с использованием закона всемирного тяготения и трех законов механики и получило название статической теории приливов. Сущность этой теории заключается в следующем:

1. Земля и Луна образуют систему двух планет с общим центром тяжести, расположенным на расстоянии 0,73R от центра Земли (R – радиус Земли).

2. Между планетами взаимодействуют 2 разнонаправленные, но уравновешенные силы – сила взаимного притяжения и центробежная сила.

3. Притяжение Луны в любой точке Мирового океана направлено к Луне, но в зените (Z) оно больше, чем в надире (N). Центробежные силы на Земле везде одинаковы. Поэтому на стороне Земли, обращенной к Луне, перевешивает сила притяжения, обеспечивая высокий прилив, а на стороне, обращенной от Луны – центробежная сила, создающая свой низкий прилив.

Таким образом, формируется эллипсоид прилива. Его длинная ось все время направлена на Луну, но благодаря вращению Земли вокруг оси разные точки земной поверхности попадают в области приливов и отливов.

Статическая теория Ньютона была преобразована в динамическую теорию Лапласа в 1775 г. и доработана Эри в 1842 г. В настоящее время используется гармонический анализ приливов, позволяющий прогнозировать многие характеристики приливов.