6 years ago
No comment

Sorry, this entry is only available in
Russian
На жаль, цей запис доступний тільки на
Russian.
К сожалению, эта запись доступна только на
Russian.

For the sake of viewer convenience, the content is shown below in the alternative language. You may click the link to switch the active language.

Изучение режима морских льдов представляет большой интерес при изучении данного водного объекта в целом. Появление и таяние льдов существенно сказывается на сезонном ходе тепло­вого режима водных масс как прямым путем (в результате затраты тепла на их таяние и высвобождения тепла при их образовании), так и косвенным (в результате изменения условий теплообмена океана с атмосферой при их появлении). При наличии ледового покрова существенно меняется и радиационный режим на поверхности, уменьшается количество солнечного тепла, поглощаемое океаном.

Велико и прикладное значение изучения режима морских льдов, существенно влияющих на условия плавания,

Имеющийся материал специальных и попутных наблюдений за морскими антарктическими льдами позволяет составить ясное представление о их режиме, хотя и не все районы Южного океа­на, покрывающиеся морским плавучим льдом, в настоящее время изучены одинаково подробно. Наименее изученными в этом отношении пока являются моря Уэдделла и Беллинсгаузена. Связано это с их очень тяжелым ледовым режимом. А это объясняется особенностями расположения береговой черты по отношению к преобладающим течениям и ветрам, приводящим к сжатию льдов. Эти моря и расположены ближе других к полюсу.

Сопоставляя условия образования и деформации морских плавучих льдов в Арктике и Антарктике, обнаруживаем существенное различие, влияющее на режим льдов, толщину, возраст, форму, расположение и плотность морского ледового покрова.

Основное различие этих условий заключается в том, что в Северном Ледовитом океане льды находятся под воздействием ветров, направленных с берегов окружающих его материков к центральным областям океана, что делает типичными условия торошения ледового покрова, увеличение возраста льдов.

Ветры, дующие с берегов Антарктиды, и общая циркуляция вод Южного океана в зоне образования морского ледового покрова создают условия разрежения льдов, выносят их на все уве­личивающиеся по кругам широт океанические просторы, где господствуют условия, способствующие быстрому их разрушению (рис. 14). Поэтому плавучие льды Антарктики — это в основном молодые 1—2-годичные льды сравнительно небольшой толщины, сильно заснеженные на поверхности. Для ледового покрова здесь типичны большие полыньи. Ледяные поля Антарктики, не под­вергающиеся сжатию, больше ледяных полей Арктики. Торосистый и паковый лед практически отсутствуют.

Границы распределения плавучих льдов и айсбергов

Границы распределения плавучих льдов и айсбергов

Таковы общие условия для образования льдов в Антарктике, но в отдельных морях они иные. Так, например, в море Уэдделла конфигурация береговой черты, связанная с выступом Антаркти­ческого полуострова, в сочетании с генеральным направлением дрейфа льдов создают условия для сжатия ледового покрова, задерживают его вынос в открытые части океана. Это приводит к увеличению возраста льдов моря Уэдделла, увеличению толщины и появлению форм, свойственных для условий сжатия. Такие условия являются все же исключением для Антарктики.

Основное движение плавучих льдов происходит в направлении на запад и северо-запад. Движению в северном направлении у берегов материка способствуют выступающие мысы, оконечности шельфовых ледников, а на некотором расстоянии от них циркуляция воздуха, соответствующая цепочке циклонов — областей пониженного давления атмосферы, расположенной вокруг Антарктиды. Поэтому морской лед в весенне-летний и осенний периоды за пределами неподвижного покрова — припая — располагается не сплоченной полосой вокруг материка. Кромка льда в это время представляет собой выступы, далеко уходящие в открытый океан в северо-западном направлении, и области чистой воды, распространяющиеся далеко в сторону материка.

Лед в водах Антарктики обычно начинает появляться в марте. Наибольшее развитие ледяного покрова наблюдается в сентябре— октябре. К этому времени кромка льда занимает самое се­верное положение. В различных областях океана это положение не одинаково и зависит как от теплового, так и от динамического режимов атмосферы и океана в этих областях. Среднее положение кромки льдов приблизительно совпадает с 53° ю. ш. Ширина пояса льдов в этот период изменяется в различных секторах океана от 360 миль в проливе Дрейка до 1300 миль в районе моря Уэдделла. Такое существенное изменение ширины покрова морских льдов связано не только с изменением положения его границы на севере, но и с конфигурацией береговой черты материка, ее асимметрией относительно географического полюса, наличием выступов и заливов.

Максимальная площадь, занимаемая морскими льдами Южного океана, равна 19 млн. км2.

Интенсивное таяние льдов и разрушение ледяного покрова в Антарктике начинается в ноябре. Отступление кромки льдов на юг особенно стремительно во второй половине декабря. По от­дельным наблюдениям кромка льдов в это время отступала за сутки на 5—12 миль.

В конце февраля кромка льдов занимает свое наиболее южное положение. В это время в большинстве участков побережья полоса льдов не превышает 50 миль, а в отдельных местах они разрушаются вплоть до берега. Льды разрежены, а порой к берегам простираются полосы чистой воды. Сплоченный лед наблюдается только в отдельных массивах, где ширина ледового покрова достаточно велика даже в это время года. В этот период площадь ледяного покрова составляет около 2,5 млн. км2. Итак, площадь, занятая льдами зимой, примерно в 7 раз больше, чем летом, а количество льда летом в 10 раз меньше, чем зимой.

Для оценки условий теплового и динамического взаимодействия Южного океана с атмосферой интересны также следующие цифры. В зимних условиях площадь Южного океана, покрытая льдами, составляет 24,4% всей его площади. В летних условиях эта цифра уменьшается до 3,4%. Кроме всего, это показывает, что основное количество льдов, образовавшихся за осенне-зимний период, тает в теплую половину года. Этим и объясняется то, что для вод Антарктики типичен молодой (годовалый и меньшего возраста) лед. Двухлетние и более старые льды наблюдаются в небольшом количестве и только в определенных областях, вблизи берега у западной стороны заливов и восточной стороны мысов и шельфовых ледников.

В настоящее время предложена следующая схема дрейфа антарктических льдов, согласующаяся с циркуляцией вод и полем ветра. В непосредственной близости от берегов Антарктиды льды движутся в основном на запад, отклоняясь к северу, в зависимости от расположения береговой черты. Продвинувшись достаточно далеко на север, они попадают в зону действия Антарктического кругового течения, на границу распространения антарктических холодных вод, и в этих условиях быстро разрушаются еще до того, когда восточные ветры циклонических циркуляции атмосферы с океана могли бы увлечь их в обратное движение на юг.

Установлено также, что в Южном океане вдали от берегов и над большими глубинами направление дрейфа льдов отклоняется в среднем на 30° влево от направления ветра, скорость же дрейфа составляет 1/50 от скорости действующего на лед ветра. Можно также считать, что средняя скорость дрейфа льдов в Антарктике равна 2 милям в сутки.

Припай, т. е. относительно неподвижная часть ледового покрова, расположенная в непосредственной близости от берега, имеет, как и весь ледовый морской покров в Антарктике, специфические черты. Относительно неподвижным припай называют потому, что в нем не исключены вертикальные перемещения в результате проникновения под лед ветровой волны и зыби, в результате приливно-отливных колебаний уровня. Строго говоря, припай в морях с приливами не соединен с берегом жестко. Приливные колебания создают вдоль берега одну или несколько приливных трещин, края которых перемещаются друг относительно друга в вертикальном, и незначительно в горизонтальном, направлениях. Возможны некоторые горизонтальные перемещения за счет трещин и полыней во всей полосе припая. Однако в среднем общее положение припая, особенно в холодную часть года, остается неизменным по отношению к берегу материка.

Припай, устанавливающийся вначале в бухтах и заливах и затем распространяющийся в море, достигает в условиях Антарктики ширины, не превышающей 25—35 км. Сроки установления его различны и зависят не только от температуры воды, но и от наступления периодов затишья, когда молодой припай не разрушается ветром. В среднем для Антарктики это совпадает с серединой апреля.

После установления припая толщина его начинает расти: снизу за счет замерзания воды на нижней границе и всплывающих кристаллов внутриводного льда, возникающего в результате пе­реохлаждения морской воды у берегов, сверху за счет выпадающего на поверхность и смачиваемого в результате прогиба покрова морской водой снега.

Толщина припая к концу зимы в среднем достигает 150 см, а в зоне, где он растет, за счет выпадения снега несколько большей толщины. Структура припайного льда слоиста. Соленость, как и соленость всех плавучих льдов Антарктиды, выше солености морских льдов Арктики, что связано с большей соленостью вод Южного океана.

Разрушение припая начинается в среднем для всего побережья в конце октября — начале ноября. Основной причиной разрушения припая являются не тепловые процессы, а динамические: волнения, ветер, приливное колебание уровня.

Мы уже говорили, как существенно меняется радиационный баланс, обусловливающий величину прихода тепла, в зависимости от вида поверхности. Поэтому следует сказать несколько слов о полыньях в ледовом покрове Южного океана.

В этом покрове наблюдается два основных вида полыней. Это заприпайные полыньи, образующиеся у кромки припая в результате постоянных «отжимных» ветров, дующих с берега конти­нента. Ширина их зависит от скорости берегового ветра и условий обламывания кромки припая. Условия для образования заприпайной полыньи существуют вокруг всей Антарктиды, но это не значит, что такая полынья располагается непрерывным кольцом. Ширина ее меняется и в пространстве и во времени. В зимнее время, в результате большого контраста температур воздуха и открытой поверхности воды, в области таких полыней возникает своеобразный микроклимат, охватывающий толщину атмосферы до 200 м с температурой воздуха, превышающей температуру его над сплошным ледяным покровом на 1—5° С. Летом открытые пространства воды в полынье становятся местом прихода большого количества солнечного тепла, в результате чего в таких полыньях начинается более интенсивное таяние льда.

Второй вид полыней — это пространства чистой воды среди дрейфующих льдов на большем, чем кромка припая, расстоянии от берега. Возникновение этих полыней объясняют особенностями атмосферной циркуляции, связанной с цепочкой циклонов, разделенных узкими гребнями высокого давления. Различия взаимодействия океана с атмосферой над такими полыньями и над окружающими их дрейфующими льдами не столь велики по контрасту перехода температур, как в условиях заприпайной полыньи. Но в этом случае главную роль начинают играть большие площади полыней. Наблюдения показывают, что расположения полыней в какой-то мере связаны с траекторией циклонов в зимнее время. Одним словом, и те и другие полыньи играют большое значение в процессах теплового и динамического взаимодействия атмосферы и океана в Антарктике.