Температурний режим океану
Однією з найважливіших фізичних характеристик морської води є її температура. Головним джерелом теплової енергії є сонячна радіація.
Інші джерела теплової енергії це:
— енергія припливів і відпливів;
— внутрішнє тепло Землі;
— тепло, яке утворюється при окисленні органічних речовин, інших хімічних реакціях;
— тепло, яке виділяють радіоактивні речовини, що знаходяться в океанах і морях;
— теплообмін поверхневих шарів вод океанів і морів з атмосферою;
— випадіння теплих опадів;
— виділення скритої теплоти при льодоутворенні.
Охолоджується вода:
— при випромінюванні теплової енергії в атмосферу;
— при конвективному теплообміні між морем і атмосферою;
— при випадінні холодних опадів;
— при перемішуванні поверхневих шарів з глибинними холодними водами;
— при згоні поверхневих теплих вод вітрами;
— внаслідок холодних течій.
Температура поверхневих вод Світового океану.Максимальна
температура поверхневих вод Світового океану знаходиться в шарі товщиною від 0,5 до 1 м біля екватора, до полюсів вона зменшується. Однак зона максимальних температур — термічний екватор — в океані знаходиться поміж 5 і 10° північної широти. Це пояснюється нерівномірним розподілом води і суші на Землі, їх різною теплоємністю і теплопровідністю. Максимальні температури вод в області термічного екватора від +27°С до +29°С. Найнижчі — у полярних широтах (до –2°С).
Розподіл температури води на поверхні океанів і морів має зональний характер: температура поступово знижується від екватора до полюсів. Вплив материків і течій порушує цю зональність. В екваторіально-тропічних широтах температура води в районі східного узбережжя на 2–3°С нижча від температури води поблизу західних берегів. Цьому сприяють пасати, які зносять поверхневий шар від східних берегів, а на їхнє місце піднімаються холодні глибинні води.
На хід ізотерм значно впливають морські течії. Наприклад, в північно-західних частинах Атлантичного і Тихого океанів під впливом теплих течій Гольфстріму і Куросіо ізотерми проходять під кутом 45° до меридіанів, інколи вздовж меридіанів. У районах взаємодії теплих і холодних течій ізотерми сильно згущаються. В цих районах спостерігаються великі зміни температури на ділянках незначної протяжності, тобто значні горизонтальні градієнти температури, наприклад, в районі Ньюфаундленду, де взаємодіють холодна Лабрадорська течія з теплою Гольфстрімом.
Середня температура поверхневих вод Світового океану, за розрахунками проф. В. Степанова, становить +17,54°С, що перевищує на 3,1°С середню температуру повітря на земній кулі (+14,5°С), внаслідок чого океан впливає на теплові процеси в атмосфері. Найтепліший Тихий океан, середня його температура +19,37°С, в Індійському океані +17,27°С, в Атлантичному +16,35°С, у Північному Льодовитому океані – 0.8˚С. Найвища температура океанічних поверхневих вод (+35,6°С) у Перській затоці та Червоному морі, а найнижча (–2°С) — у водах Арктики і Антарктики (рис. 4).
У Південній півкулі Світовий океан приблизно на 3°С холодніший, ніж у північній, через вплив Антарктиди. З цієї причини і термічний екватор зміщений на північ від географічного.
У Південній півкулі водної поверхні більше, ніж суходолу, і переважаючими є течії з напрямом на схід майже по паралелям, тому і ізотерми мають широтний напрямок.
Температура поверхневих вод морів залежить від фізико-географічних умов, в яких знаходиться те або інше море. Так, влітку температура води у Чукотському морі +1,6°С, а в Аральському, Каспійському, Чорному та Азовському морях — +20°С.
Рис. 4. Середня річна температура води на поверхні Світового океану
(за В. М. Степановим)
У морях більш високих широт взимку від’ємні температури, і ці моря частково або повністю замерзають. У морях низьких широт (від 35° північної широти) температура поверхневої води протягом року відносно висока.
Розподіл температури води на глибинах Світового океану.Температура води по-різному розподіляється в океанах і морях на різних широтах, а також в західних і східних частинах океанів.
Теплова енергія Сонця практично повністю вбирається верхнім 10–20-сантиметровим шаром води. За тихої погоди тепло проникає на глибину завдяки молекулярній дифузії, тому влітку в морях і океанах утворюється тонкий шар теплої води, нижче якого залягає холодна. Холодну і теплу воду розділяє шар різкої зміни температури — так званий термоклин, або шар температурного стрибка. Під дією вітру вода перемішується, і термоклин займає більшу глибину.
Для океану типова трьохшарова структура: у верхньому (перемішаному) шарі товщиною від 20 до 200 м температура однакова, в наступному шарі (термоклині) вона різкознижується, нижче термоклина і майже до дна температура знижується повільно. На глибинах нижче 3000 м вона становить 0–2°С. Біля самого дна температура трохи підвищується за рахунок теплого потоку від підстилаючої кори і досягає +1,4 — +1,8°С, а в полярних областях — нижче 0°С.
Полярні води до глибини 50–100 м охолоджуються, на глибині до 250–500 м вони стають теплішими, а потім до дна — температура поступово знижується.
В арктичнихширотах температура в поверхневому шарі –1,6°С, на глибині 50 м –1,8°С, потім на глибині від 200 до 500 м вона підвищується до +3°С завдяки впливу глибинних теплих вод Атлантичного океану, а потім знову зменшується до 0°С і навіть нижче.
У межах 45° північної широти і 45° південної широти у відкритій частині океану температура зменшується з глибиною.
У субтропічних широтах, де переважають антициклональні циркуляційні системи, утворюються зони сходження поверхневих вод — конвергенції. Зони розходження поверхневих вод називають зонами дивергенції.
Зміна температури води океану в часі.Зміна температури води в часі залежить головним чином від зміни кількості сонячної радіації. У зв’язку з цим розглядається добовий і річний хід температури води. Окрім того, на добові і річні зміни температури води впливають погодні і гідрологічні умови, від яких залежать процеси випромінювання, випаровування, перемішування вод.
Добові коливання температури води на поверхні океану незначні (0,2–0,3°С), найбільша їх амплітуда в районі тропіків (0,4–0,6°С), а до полюсів вона зменшується. Добовий максимум у відкритому океані зазвичай настає через 2–3 год. пополудні, мінімум — після сходу Сонця (біля 4–7 год. ранку).
Поблизу берегів температура води протягом доби інколи змінюється на декілька градусів внаслідок вітрового згону поверхневої теплої води і надходження з глибини більш холодної. На глибинах 25–30 м коливання добових температур практично припиняється.
Річні зміни температур відрізняються від добових більш значними амплітудами і поширенням коливань температури до значних глибин. У річному ході температура поверхні більшої частини океану в північній півкулі досягає максимуму в серпні і мінімуму в лютому, а в південній півкулі — відповідно в лютому і серпні.
Річна амплітуда на екваторі 1°С, в тропіках — не більше 3°С, в полярних широтах 4–5°С. Незначні вони в Арктиці та Антарктиці.
Найбільші річні зміни температури води спостерігаються в помірних широтах: у північній півкулі вони досягають 12°С, а в південній досягають 7°С. Ця різниця пояснюється різним співвідношенням води і суходолу.
На температуру морської води великий вплив чинить нерівномірне нагрівання суші, тому в морях нічна амплітуда температури більша, ніж в океанах у цих же широтах. Найбільші річні амплітуди в морях характерні для середніх широт і можуть досягати 20°С і більше, як, наприклад, у Чорному морі.
Вимірювання температури поверхневих та глибинних вод Світового океану.Для вимірювання температури води на поверхні та на глибині використовують: ртутні термометри (у поверхневому шарі від 0,5 до 1 м) і глибоководні або перехідні термометри (для вимірювання температури на глибині); термометри опору — електричні, які засновані на зміні опору провідника в залежності від температури середовища; прилади для безперервного запису температури води по вертикалі — батитермографи, термозонди та ін.
Для вимірювання температури застосовують також радіаційні термометри, які засновані на обліку довгохвильової (теплової) енергії, що випромінюється поверхнею моря, кількість якої пропорційна температурі морської води. Такі термографи встановлюють на літаках та штучних супутниках.
Вплив температури води на процеси, що відбуваються у морі. Температура води є однією з найважливіших фізичних характеристик Світового океану, що впливає на природні та біологічні процеси і явища, які відбуваються в океані та атмосфері Землі. Від температури і солоності води та її розподілу залежить рух водних мас, існування теплих і холодних течій в океанах та морях. Знаючи розподіл температури і солоності морської води на поверхні та глибинах, можна скласти спеціальні карти поширення течій в даному районі. Стан температури поверхневих вод моря і температури повітря впливає на утворення туману на морі і взагалі на взаємодію океану і атмосфери, а отже, на клімат і погоду.
З температурою морської води пов’язано її замерзання, розвиток льодових явищ на морі і обледеніння суден. Температура води, поряд із солоністю і вмістом кисню у воді, визначає умови існування риб та інших мешканців моря. Від t і S морської води залежить її густина, яка впливає на осадку морських суден. Моряки враховують це в судноводінні.
Температура і солоність впливають також на швидкість поширення в ній звуку. Це необхідно враховувати під час роботи з ехолотами та іншими гідроакустичними приладами на морі.
Лід у Світовому океані
Особливості замерзання морської води. Морська вода, на відмінну від прісної, немає визначеної точки замерзання, але вона завжди нижча 0˚С. Температура замерзання морської води залежить від її солоності: чим більша солоність, тим нижча температура замерзання. Так, наприклад, при солоності 35%о вода замерзає при –1.9˚С, а при солоності 40%о – при –2.2˚С.
Коли морська вода охолоджується до температури замерзання відносно своєї солоності, починається утворення кристаликів льоду. Під час замерзання солі, що утримується в морській воді, не входять до складу кристаликів льоду, тому що температура замерзання сольового розчину значно нижча (наприклад, температура замерзання кухонної солі -21єС). Тому більша частка солі випадає в незамерзаючу підлідну воду, а деяка кількість умерзає в лід у вигляді дрібних краплин міцного розчину солей, істотно впливаючи на фізико-хімічні і механічні властивості морського льоду. Чим нижча температура, при якій відбувається замерзання води, тим більше краплинок розсолу залишається в морському льоді і тим більша його солоність. Солі, що випадають у процесі замерзання морської води у поверхневий шар, збільшують його солоність, що приводить до зниження температури замерзання.
Температура найбільшої відносної щільності і температури замерзання морської води зі збільшенням солоності знижуються. Так, при солоності 24.7%о обидві температури стають однаковими: -1.33°С. Води, солоність яких менша за 24.7%, називаються солонуватими, температура їх найбільшої густини вища за температуру замерзання. Тому процес замерзання води солоністю менше 24.7% відбувається так, як у прісної води: спочатку вода досягає температури найбільшої густини при даній солоності, а потім досягає точки замерзання.
У воді солоністю більше 24.7% температура самої високої густини завжди нижча за температуру замерзання. Тому до самого моменту замерзання густина морської води зі зниженням температури збільшується, і верхні охолоджені шари води (як більш важкі) занурюються вниз, а на поверхню піднімаються менш щільні і більш теплі води, що ускладнює льодоутворення. У зв’язку з цим у морях і океанах вода замерзає тільки після тривалих осінніх холодів, коли уся товща води, що охоплена вертикальною циркуляцією (конвекцією) охолоджується до температури замерзання.
Замерзання морського льоду триває до температури -55°С. Саме при цій температурі замерзають усі згустки розсолу, які можуть знаходитись між кристаликами льоду, і утворюється суміш кристалів льоду і солей – кріогідрат. Але деякі солі кристалізуються і при вищій температурі: при –8.2°С із розсолу випадають згустки сульфату натрію; при температурі — 23°С – хлориди; при -55°С – хлористий кальцій. Ці температури називаються евтектичними. З підвищенням температури від -55°С морський лід починає танути.
Фізико-хімічні властивості морського льоду. Морський лід є складним фізичним тілом, який складається із кристаликів прісного льоду, розсолу, пухирців повітря і різних побічних домішок. Співвідношення цих компонентів залежить від умов утворення льоду і послідуючих процесів, що відбуваються в ньому, в той же час впливають на фізико-хімічні і механічні властивості морського льоду.
Однією з найважливіших фізико — хімічних властивостей морського льоду є його солоність. Солоність – це кількість солей у грамах в 1 кг води, отриманої при розтоплені льоду. Солоність морського льоду залежить перш за все від солоності морської води ( чим більша солоність води, тим більша солоність льоду), але завжди менше солоності води з якої він утворився. У водах Арктики і Антарктики солоність льоду від 22 до 23%о; в інших басейнах у середньому від 3 до 8%о і не перевищує 15%о.
Солоність морського льоду залежить від умов, за яких відбувається льодоутворення. Чим нижча температура повітря, при якій утворюється лід, тим вища його солоність, тому що при швидкому наростанні льоду в товщу розсолу не встигає стікати, а залишається всередині льоду.
Солоність льоду з віком зменшується, тому що розсіл із часом поступово стікає. Тому багаторічний лід частіш за все прісний; особливо сильно опріснюється лід під час танення внаслідок того, що розсіл стікає по капілярах униз. У помірних широтах, до кінця весни, а в полярних областях наприкінці літа вода, що одержана з розтопленого льоду може бути використаною для питних і технічних потреб.
Другою важливою властивістю морського льоду є щільність. Щільність і плавучість морського льоду залежить від температури, солоності, умов льодоутворення і пористості, а також від кількості пухирців повітря, що включені в лід.
Щільність морського льоду коливається від 0.85 до 0.94 г/см 3 . Чим старіший лід, тим щільність менша. Щільність чистого прісного льоду дорівнює 0.9176 г/ см 3 при температурі 0˚С і 0.9377 при -25˚С. Чим більший вік льоду, тим менша щільність.
У зв’язку з різною щільністю і структурою підвищення льоду над поверхнею води (плавучість) може коливатись в межах від 1/6 до 1/15 його загальної товщини. Плавучість льоду тим більша, чим більша його товщина , і щільність води і чим менша щільність льоду.
Теплове розширення морського і прісного льоду різні. Прісний лід при підвищенні температури розширюється, а морський, навпаки, збільшується в об’ємі при зниженні температури від 0 до -23˚С.Пояснити це можна так, в межах вказаного температурного інтервалу одночасно діють два взаємнопротилежних процеси: процес нормального зменшення об’єму за рахунок зниження температури і процес збільшення об’єму за рахунок виморожування із сольового розсолу додаткових порцій льоду, що утримуються в льоді.
З заступанням тепла відбувається термічне розширення льодового покриву. Тиск, що виникає внаслідок термічного розширення, поширюється в горизонтальному напрямі, супроводжується сильним зміщенням льоду і може викликати великі пошкодження причалів, пірсів та інших портових гідротехнічних споруд, а також суден, що стоять у порту або дрейфуючих у кригах.
Механічні властивості морського льоду. Механічні властивості морського льоду визначаються ступеню її солоності, температурою, густиною тощо. Морський лід, у порівнянні з прісноводним, відрізняється більшою пружністю й пластичністю. Під дією хвиль лід вільно вигинається, повторюючи їх обрис. Морський лід менш міцний, ніж річковий. Міцність льоду, величина допустимого навантаження на лід, залежать від його товщі, температури, солоності та ін. (табл. 4.6 ).
Допустимі навантаження рівного морського льоду
| Найменша розрахункова товща льоду, см | Загальна маса , т |
| 0,1 | |
| 0,5 | |
| 3,5 | |
| 6,5 | |
| 10,1 | |
| 15,0 | |
| 18,0 | |
| 22,0 | |
| 25,0 |
Зі зниженням температури повітря твердість значно збільшується. Так, твердість прісного льоду при 0°С близька до твердості кам’яної солі, при -30°С – твердості плавикового шпату, а при — 50°С – граніту. Одночасно зі збільшенням твердістю та зі зниженням температури збільшується ламкість льоду. Під час сильних морозів лід легко розколюється на великі глиби навіть при порівняно слабких ударах. Вважається, що міцність морського льоду становить 75% міцності річкового льоду.
Різновиди льодів. Для утворення льоду необхідно не тільки охолодження води до точки замерзання, але й наявність ядер кристалізації. Навколо ядер утворюються дрібні диски льоду; зростаючись вони перетворюються у льодові голки – кристалики частого льоду, що збільшуються переважно в горизонтальному напрямку. Якщо вода при льодоутворенні інтенсивно перемішується хвилюванням і течіями або за рахунок зміни густини, кристали льоду з’являються не тільки на її поверхні, а й в товщі, інколи і на дні – це так званий внутріводний (глибинний) або донний лід. Він має губчату будову, між кристалами самої різноманітної форми вкраплені пухирці повітря, розсіл. Лід, який утворився на дні, може досягати півметрової товщини.
У Світовому океані утворюються криги, що відрізняються за походженням, формою, віком, розміром, станом поверхні та рухомістю.
1. У генетичному відношенні, тобто за походженням, лід підрозділяютьна три класи:
Морський лідутворюється з морської води, коли її температура знижується до температури замерзання. Він може бути поверхневим, тобто утвориться в поверхневому шарі води, і внутрішньоводним. Характерною властивістю льодів цього класу є наявність у них солей, що попадають із морською водою.
Материковий (глетчерний) лідутворюється зі снігу на суші й при обламуванні сповзаючих льодовиків попадає в океан у вигляді айсбергів, їхніх уламків і так званих крижаних островів. Цей лід прісний, містить порівняно мало домішок і має в більшості випадків блакитнуватий колір. Основна маса материкового льоду попадає у Світовий океан від антарктичних льодовиків. У меншій кількості він зустрічається в Північному Льодовитому океані, звідки течіями виноситься в північну частину Атлантичного океану.
Річковий лідутворюється в річках і течіями, переважно під час весняного льодоходу, виноситься в море. Цей лід містить дуже багато домішок, він значно тонкіший від материкового льоду й зовсім прісний. Основна маса річкового льоду зустрічається в морях Північного Льодовитого океану, куди він виноситься водами річок. Протягом літа практично весь річковий лід тане.
2. За характером рухомості поділяєтьсяна нерухомий і рухомий (дрейфуючий).
а) До нерухомого льоду відносять :
Припай— морський лід, прикріплений до берега або мілини, для якого характерні лише вертикальні коливання при змінах рівня. Цей лід може утворюватися на місці при замерзанні морської води або в результаті промерзання дрейфуючого льоду. Ширина й довжина припаю можуть бути до сотень кілометрів. Такий багаторічний припай зустрічається біля берегів Гренландії й Антарктиди, його товщина іноді більше 3 м. Найбільш поширений припай в окремих морях Північного Льодовитого океану. Припай може зламуватися й переходити в дрейфуючий лід.
Крижаний заберег – початкова стадія формування припаю; утворюється біля берега, складається із ніласу або склянки, може бути завширшки 100-200 м
Стамухи — це окремі торосисті льодові утворення на дні, які мають великі вертикальні розміри. Висота підводної частини стамух – 20-25 м, надводної – 10-15 м. Часто стамухи утворюють систему паралельних берегових валів льоду й сприяють утворенню припаю.
Лід на березі — накопичення льоду на пологому схилі.
Шельфовий льодовик – це велика плитоподібна маса льоду, завтовшки до 1000 м, зовнішній край якого знаходиться на плаву в зону шельфу, має рівну або слабко хвилясту поверхню, утворюється в результаті тривалого накопичення материкових льодовиків, що виступають у напрямку до моря. Шельфові льодовики поширені в Антарктиді, де займають 1380 тис. км 2 . Перший за величиною на материку шельфовий льодовик Росса – утворює берегову межу у вигляді безперервної стіни довжиною біля 750 км і площею приблизно до 400 тис. км 2 .
б) Дрейфуючий лід– не зв’язаний з берегами лід, який рухається під дією вітру й течій. Для Світового океану він є переважаючою формою і поділяється на битий лід та льодові поля. До битого льоду може належати крупнобитий (у поперечнику 20-100м) і дрібно битий (у поперечнику 2-2- м). До дрейфуючого льоду відносять усі відомі види і форми льоду – від сала й сніжури до великих льодових полів. В залежності від розміру льоду виділяють наступні форми дрейфуючого льоду:
Айсберг– сповзання частини льодовика або шельфового льодовика, що дрейфує у морі, мають висоту більше 5 м над рівнем моря. Висота айсберга над поверхнею води в середньому 70 м в Арктиці і 100 м в Антарктиці. Основна частина айсбергів знаходиться під водою, тобто його осадка може бути від 400 до 1000 м. Айсберги за зовнішнім виглядом бувають столоподібні (мають рівну поверхню, великі горизонтальні розміри, поширені переважно в Антарктиді), пірамідальні (мають гострокінцеву невірну форму вершини і порівняно малі горизонтальні розміри.
Льодові острови утворюються при відколюванні великих масивів від шельфового льоду узбережжя полярних країн. Товщина островів від 15 до 30 м, довжина до 30 км і більше, піднімаються над поверхнею моря на 5-10 м, дрейфують у Північному Льодовитому океані.
Льодові поля – це найбільш великі за площею утворення дрейфуючого льоду.
Велико битий лід – лід розміром від 20 до 100 м.
Дрібно битий лід – лід розміром від 2 до 20 м.
Тертий лід – лід розміром від 0.5 до 2 м.
Часто на рівній льодовій поверхні в результаті поштовхів або стискування льоду утворюються накопичення, які складаються з уламків крижин, які називаються торосами.
Несяк – великий торос або група торосів, які змерзаються разом і являють собою окрему крижину з порівняно малими горизонтами і великими вертикальними розмірами; осадка до 20-25 м і висота над рівнем моря до 5 м.
3. За віком морський лід поділяється на:
Початкові стадії утворення льоду:
льодові голки— кристали чистого льоду завтовшки від 0.5-2 см до
10 см, утворюються на поверхні води або в її товщі;
льодове сало — суцільний шар або плями сірувато-свинцевого кольору, що складаються зі слабко з’єднаних кристалів льоду;
сніжура – сніг, що випадає на поверхню моря ущільнюється і перетворюється в кашоподібну масу.
шуга – накопичення рихлих білявих грудок льоду діаметром в декілька сантиметрів, які утворюються із льодового сала, сніжури, донного льоду.
Наступні вікові стадії льоду:
Якщо море спокійне з сала утворюється суцільнийтонкий, еластичний лід товщиною до 10 см, має матову поверхню — ніласовий лід.Іноді нілас поділяють на темний, що має товщину до 5 см, і світлий — більше товстий, який має більшу відбивну здатність.
Склянка – тонкий прозорий лід у вигляді прозорої блискучої кірки товщиною до 5 см, утворюється при спокійному стані моря з льодових голок і сала;
Млинчастий лід – невеликі крижини у вигляді дисків (діаметром до 30-50 см), утворюється при слабкому хвилюванні одночасно в різних точках.
Під дією вітру й хвилювання ніласові льоди ламаються, створюючи нашарування й крижини різних розмірів і форми.
З наростанням склянки і ніласу, при замерзанні сніжури і млинчастого льоду утворюється молодий лід. Молодий лід— порівняно рівний лід сірого кольору, товщиною від 15 до 30 см. Цей лід менш еластичний, ніж ніласовий, і під дією вітру часто ламається, створюючи накопичення — тороси.
Під час утворення молодого морського льоду на його поверхню піднімається частина розсолу разом з льодовими кристалами, що спливають. При температурі нижче -30°С розсіл замерзає, утворюючи при цьому чудові “льодові квіти”, висотою від 3 до 4 см, вони нагадують рози або траву. “Льодові квіти” складаються переважно з кристалів твердої солі. Це ніжні, хрипкі утворення, які вітер легко здуває і розносить їх у вигляді дрібного пилу, покриваючи сіллю сніговий покрив на льоду. По такому снігу не ковзаються і його не можна використовувати для пиття.
Морський лідтовщиною від 30 см до 2 м, що проіснував не більше однієї зими, називається однорічним. Виділяють однорічний тонкий лід (білий лід) завтовшки від 30 до 70 см, однорічний середній лід – від 70 до 120 см і однорічний товстий лід – більше 120 см.
Дворічний лід – лід, що знаходиться в другому річному циклі наростання і який досягає до кінця зими товщини 2 м і більше.
Багаторічний лід або паковий лід – лід завтовшки до 3 м, опріснений, має блакитний відтінок, якому за віком більше двох років.
Дрейф льоду
Морський лід на більшій частині акваторії є дрейфуючим, тобто під дією різних зовнішніх сил міняє своє положення в просторі.
Переміщення льоду по акваторії під сукупною дією різних сил називається дрейфом.Знання переміщення льоду в просторі й у часі надзвичайно важливе при рішенні великої кількості прикладних завдань. У першу чергу знання руху льоду, а отже, і його положення необхідне для потреб мореплавання. Кораблі без додаткових кріплень корпуса не можуть витримати ударів об лід. Тому в морях з льодом їхній шлях прокладають з урахуванням переміщень льоду.
Перевезення по Північному морському шляху повністю залежать від льодових умов, і шляхи караванів судів у супроводі криголамів проходять по ділянках з найбільш легкими льодовими умовами.
Для захисту різних портових конструкцій, нафтових вишок і інших споруджень у морях також потрібно вміти пророкувати небезпечні рухи льоду, щоб завчасно прийняти відповідні захисні міри.
Про рухи льодів у морі відомо було давно. Люди, що займалися промислом тюленів у Білому морі, віддавна знали про те, що лід у морі рухається відповідно до різного напрямку вітру. Однак серйозну, науково обґрунтовану спробу визначити чинники, що приводять до дрейфу льоду, і одержати зв’язки швидкості й напрямки руху льоду з вітром уперше зробив Ф. Нансен.
Досліджуючи дрейф на «Фрамі» (1893—1896 р.) у Північному Льо-довитому океані, він встановив, що у відкритому морі, де немає перешкод у вигляді берегів, лід рухається не за напрямком вітру, а відхиляється від нього на 30° праворуч у Північній півкулі у зв’язку з впливом сили Коріоліса. Це відношення швидкості дрейфу льоду до швидкості вітру називається вітровим коефіцієнтом.
Висновки Нансена згодом були підтверджені Н. Н. Зубовим. Він доповнив “правило Нансена” двома “правилами Зубова”: лід дрейфує вздовж ізобари (лінії однакового тиску) так, що високий тиск лежить праворуч відносно руху льоду (у Північній півкулі), а швидкість дрейфу пропорційна горизонтальному градієнту атмосферного тиску.
Поширення льоду
За тривалістю збереження крижаного покриву і його походженню В. С. Назаров поділив акваторію Світового океану на шість зон.
До першої зони він відніс ті області, у яких крижаний покрив присутній цілий рік, незважаючи на деяке зменшення його згуртованості в теплий період. Це центральна частина Арктичного басейну, північні райони більшості морів Північного Льодовитого океану, моря Амундсена, Беллінгсгаузена, Уэдделла. У цій зоні взимку утворюється більше льоду, ніж встигає станути влітку, і відновлення крижаного покриву в результаті дрейфу й дії термічних факторів відбувається за кілька років.
У наступну зону включаються акваторії, на яких льоди щорічно змінюються. Більша частина льоду тане влітку, але за рахунок дрейфу в цій зоні влітку завжди можна зустріти льоди. Прикладом морів, що входять у цю категорію, є Карське й Баренцове.
Далі В. С. Назаров виділив зону із сезонним крижаним покривом, що утворюється щорічно в холодну пору року й повністю зникає у результаті танення влітку. Сюди відносяться моря Охотське, Японське, Біле, Балтійське, Аральське, Каспійське й деякі інші. Хоча крижаний покрив у них буває щорічно, але тривалість його існування й площа можуть істотно змінюватися з року в рік.
На деякій частині акваторії Світового океану льоди утворюються тільки в дуже холодні зими. Це Північне, Мармурове й Чорне моря.
Виділено зону, у якій відзначається лід, який приноситься через її межі. Сюди віднесене Гренландське море, район Ньюфаундленду, більша частина Південного океану із включенням області поширення айсбергів. Узимку тут може утворитися лід, але маса його значно менше, ніж приноситися за рахунок дрейфу.
На іншій, більшій частині Світового океану льодів не буває.
Відповідні кліматичні умови сприяють утворенню льоду на більшій частині поверхні Світового океану. Підраховано, що площа морського льоду в північній півкулі змінюється від 8400000 до 15 млн км 2 ,а об’єм від 11500 до 25500 км 3 (із врахуванням льоду Чорного, Азовського, Каспійського й Аральського морів). У південній півкулі площа льоду коливається від 2,5 млн до 20 млн км 2 , а об’єм від 7000 до 30 тис. км 3 . Кригами покривається більше 12% поверхні Світового океану. Максимальний льодовий покрив у північній пікулі спостерігається у квітні (11 млн км 2 – Арктика), мінімальний – у вересні. У південній півкулі навпаки – максимальний у вересні (Антарктика – майже 20 млн км 2 ).
Інтенсивність утворення льоду на морях і океанах, характер і поширення льодового покриву, тривалість його існування залежать від температурного і вітрового режиму зими та запасів тепла, накопиченого водою у весняний й літні місяці.
У північній півкулі льодовий покрив утворюється в Північному Льодовитому океані та його морях, в північній частині Атлантичного океану, в Балтійському, Білому, Азовському, Каспійському і Аральському морях; деяких районах Північного моря і північних частинах Чорного моря. Серед морів басейну Тихого океану льодом укривається Охотське море, північна частина Берингового і Охотського морів.
У центральних частинах Північного Льодовитого океану лід зберігається протягом усього року і знаходиться в постійному русі, дрейфуючи в середньому від 1 до 4 миль за добу переважно зі сходу на захід уздовж берегів Сибіру і Далекого Сходу. Відстань від Чукотки до Гренландського моря лід проходить приблизно за три роки. Дрейфуючі арктичні льоди потрапляють до Північної Атлантики через Датську протоку, розташовану між Ісландією та Гренландією, а також через протоки Канадського арктичного архіпелагу. Виняток становлять лише прибережні райони арктичних морів, де взимку утворюється льодовий припай, який влітку руйнується.
Поширення айсбергів мало залежить від сезонних змін. В Антарктиці айсбергів більше, ніж в Арктиці, тому що їхнім джерелом є значне зледеніння материка Антарктиди. В центральних областях Північного Льодовитого океану айсбергів практично немає.
Айсберги виносяться в Атлантичний океан, головним чином, Лабрадорською течією і дрейфують на південний схід, до північного узбережжя Канади і Ньюфаундленду. Окремі айсберги досягають 35°пн.ш., а інколи навіть 27° пн.ш.
У Тихому океані лід займає обмежені райони, що можна пояснити вузькістю Берингової протоки, через яку виноситься арктичний лід. Найбільше вкривається льодом Охотське море, в якому до кінця зими замерзає вся його північно-західна частина. У Беринговому морі льодом укривається тільки північна частина, в Японському морі замерзають протоки (Татарська і Лаперуза), узбережжя Примор’я і затока Петра Великого.
У південній півкулі льодове кільце навколо Антарктиди досягає 500-2000 км. Лід існує цілий рік, але площа, зайнята ним протягом року змінюється. Тут морський лід формується переважно в морях Беллінгсгаузена, Роса й Уеддела, а також поблизу материка.
На відмінну від Арктики, де лід рухається за замкненими коловими траєкторіями, в Антарктиці лід рухається переважно в північно-західному напрямку, тому тривалість їхнього існування менша, ніж в Арктиці.
При найбільшому розвитку льодового покриву кромка льоду проходить приблизно по 60° пд.ш. В Антарктиді дуже часто зустрічаються айсберги, причому вони можуть існувати довго і запливати далеко за межі антарктичних вод, на 50-40° і навіть 30° пд.ш.
Танення айсбергів інколи триває до 10 років, і за цей час вони проходять значні відстані.
Источник