УДК 551.326.3(99)
Некоторые особенности ледообразования и генезиса морского льда в прибрежных водах Антарктики
Г. А. Лебедев*, В. И. Федотов*, Н. В. Черепанов*
Рассмотрены особенности формирования припайного льда в прибрежных водах Антарктики. Отмечается, что в поверхностных слоях ледяного покрова преимущественное развитие получают мелкокристаллические льды с хаотической ориентировкой кристаллов, а также лед, который образуется вследствие инфильтрации морской воды и ее последующего замерзания в нижних слоях снежного покрова. Показано, что в условиях прибрежной Антарктики обильные осадки в виде снега и образование на открытой воде большого количества снежуры и кристаллов внутриводного льда (шуги) обусловливают слоистость в строении в период становления ледяного покрова и его дальнейшего развития. Основной отличительной особенностью морских льдов Антарктики является их сезонное расслоение с образованием поверхностного слоя рекристаллизационного льда и нижележащих деструктивных слоев, в том числе и водной прослойки в толще льда. Для обеспечения безопасности движения техники по льду это требует разработки методов непрерывного дистанционного контроля снежно-ледяной толщи припайного льда.
Введение
Вопросы распространения морских льдов, их морфологические особенности, строение и физические свойства были представлены в целом ряде работ [1—3, 5], поэтому здесь основное внимание уделено тем закономерностям, которые ранее не получили должного рассмотрения. На основе детального анализа данных экспериментальных исследований, выполненных в 1970-е годы и в более позднее время, выявлены новые, ранее неизвестные, особенности морских льдов Антарктики, что способствует лучшему пониманию физики процессов образования и разрушения льда.
Обсуждение результатов исследований
По данным спутниковых наблюдений, общая площадь морских льдов в Антарктике, в отличие от Арктики, за последние 30 лет не уменьшилась, а даже несколько увеличилась. Предполагается, что увеличение ледовитости у побережья Антарктиды вызвано усилением поверхностных ветров в лет-
* Арктический и антарктический научно-исследовательский институт; e-mail: lebedev@ aari.nw.ru.
нее время. Естественно, что площадь, занятая льдами, время от времени меняется в зависимости от изменений климатических условий. Например, зимой 2010 г. она составляла в Южном полушарии более 18 • 106 км2, приближаясь к максимальному значению распространения морских льдов, а летом сократилась до 2,5 • 106 км2.
Вместе с тем можно считать, что сроки начала ледообразования осенью и начала таяния весной для каждого района прибрежной зоны остаются прежними. Начало ледообразования и появление первичных форм льда (снежуры, сала, ниласа) в море Дейвиса и море Космонавтов отмечаются уже ранней осенью, а в более поздний период времени повсеместно на поверхности воды наблюдаются ветровые полосы шуги и снежуры. Припай прежде всего образуется в бухтах и небольших заливах, а уже затем в зависимости от условий распространяется в северном направлении и вдоль побережья. Отметим, что в условиях Антарктики становление и развитие ледяного покрова зависит не столько от градусодней мороза, сколько от динамических факторов, прежде всего — от ветра и волнения. В некоторых районах побережья может наблюдаться неоднократное становление припая, когда штормовыми ветрами установившийся у берега ледяной покров пе ри оди чес ки взла мы ва ет ся и вы но сит ся в море.
В отдельных случаях из-за сильного отжимного стокового ветра вблизи берега некоторое время сохраняется полынья, тогда как севернее, особенно при наличии айсбергов, сидящих на мели, формируется неподвижный ледяной массив из сплоченных молодых льдов. Постепенно и такая полынья затягивается льдом не столько со стороны берега, сколько со стороны моря. В зависимости от района средняя продолжительность существования однолетнего припая составляет 3—4 месяца [1, 3]. В отдельных бухтах и небольших заливах однолетний припай может перерастать в двухлетний и многолетний, а иногда при обильном снегоотложении — даже трансформироваться в молодой шельфовый ледник или его часть. По данным наблюдений в заливе Алашеева, толщина двухлетнего припайного льда к концу летнего периода на 50 см превышает толщину однолетнего льда. Нарастание толщины многолетнего припая происходит в основном вследствие инфильтрационного ледообразования [10]. Как показывают мно гочис лен ные на блюде ния, тол щи на мно голет него при пая со став ля ет от 2,5 до 5 м. Более толстые льды можно отнести к молодым шельфовым ледникам или к их части. Такие льды встречаются в бухтах и заливах, в том числе Западного шельфового ледника и шельфового ледника Эймери. Имея плоскую с небольшим уклоном поверхность, они на 2—3 м возвы -шаются над уровнем моря, тогда как высота собственно ледника составляет 20—30 м [2].
На ледообразование и формирование кристаллической структуры льда в начальный период ледостава большое влияние оказывают скопления шуги и снежуры, поэтому преобладающую роль в формировании поверхностных слоев ледяного покрова играет конжеляционно-внутриводное и инфильтрационное ледообразование [9]. Вследствие этого в поверхностных слоях ледяного покрова прибрежной Антарктики преимущественное развитие получают мелкокристаллические льды с хаотической ориентировкой кристаллов (лед типов В4—В8 [9]), а также лед типа В9, который
образуется вследствие инфильтрации морской воды и ее последующего замерзания в нижних слоях снежного покрова.
Учитывая важность влияния снега на формирование кристаллического строения ледяного покрова, рассмотрим подробнее роль инфильтрацион-ного ледообразования. Если наличие в воде снежуры обусловливает водно-снежное ледообразование, то инфильтрация морской воды в нижние слои снежного покрова в случае нарушения его целостности приводит к снежно-водному ледообразованию. Рассматривая влияние отложенного на при пай ный лед ме те ле во го сне га, це ле со об раз но вы де лить три спе ци фи-ческие зоны:
— бесснежную зону, где снег сдувается с поверхности льда стоковым ветром;
— зону прибарьерной аккумуляции, где метелевый снег откладывается в ветровой тени ледникового барьера в виде надувов;
— зону аккумуляции, где откладывается метелевый снег, выпадающий в районе затухания стокового ветра, и снег, выпадающий из облаков проходящих циклонов.
Каждая зона характеризуется своими особенностями при формировании строения ледяного покрова. Например, для бесснежной зоны (шириной 0,5—2,0 км) наиболее характерны (как для поверхностных, так и для внутренних слоев) конжеляционные (типа В1—В3) и конжеляционно-внутриводные (типа В4—В6) льды. Ледяной покров этой зоны сравнительно однороден и по толщине, и по строению. Другое дело — зона аккумуляции, где в период ледостава наблюдаются скопления шуги и снежуры, куда заносятся подледными течениями кристаллы внутриводного льда с запри пай ных полы ней, и где не одно род ное отложе ние сне га на льду инициирует неоднородность толщины льда и образование поверхностного слоя снежно-водного льда (типа В9).
Снежный покров на льду, с одной стороны, являясь теплоизолятором, задерживает нарастание льда в холодное время года, а с другой стороны, придавливая лед своей тяжестью и нарушая изостатическое равновесие, он спо со бствует уве ли че нию тол щи ны льда из-за ин фи льтра ци он но го ледообразования с верхней поверхности. Избыток снежной массы на льду может привести к возникновению напряжений, которые ослабляют ледяной покров, а также способствовать образованию в весенне-летнее время на поверхности льда снежно-водного слоя. На рис. 1 представлен 20-километровый ледовый профиль на момент максимального развития однолетнего припая. На рисунке видно, что на отдельных участках верхняя поверхность льда находится ниже уровня воды. Напряженное состояние в ледяном покрове может приводить к взлому и нарушению его целостности. Это подтверждают наблюдения, проведенные с борта д/э "Лена", когда при швартовке и заведении ледовых якорей заснеженное ледяное поле (толщина льда 204 см, высота снега на льду 48—65 см при среднем значении 49 см) моментально покрылось сетью трещин [2].
К взлому ледяного покрова могут привести также и короткопериодные напряжения, связанные с изгибно-гравитационными колебаниями. По измерениям В. Н. Смирнова в Мирном [7], ветровые колебания ледяного покрова составляли 30 мм, колебания от проходящих циклонов — 50 мм, ко-
/?с, см
! .урсгь Сне* / * ч /70^****4 {//шТШ и [/* * у * * ■ * К^осгьлеД«^0 1111 11 -.............../ *у ~ - V / *\ * * * * * ■О Л * я у*\ / * * * * * ** ^ *. ш
Ш/> ////// /// 'шШ У//////// шМ / / / / / / // / *
ш/м \ ////////Л /////Ж /у ^ //Д 'ш V//
5 10 15 ^ км
Рис. 1. 20-километровый профиль ледяного и снежного покрова в заливе Алашеева 1 декабря 1966 г. [8].
лебания, образующиеся при обрушении айсбергов, достигали 300 мм, а по наблюдениям в заливе Алашеева — даже 500 мм.
В прибрежных водах Антарктики при формировании кристаллической структуры ледяного покрова велико и значение конжеляционно-внутри-водного ледообразования. Кристаллы внутриводного льда (шуги), как уже было отмечено ранее, участвуют в формировании кристаллической структуры поверхностных слоев уже в начальной стадии образования припая. В дальнейшем по мере его развития они, образуясь на открытой воде, заносятся течениями под ледяной покров и в той или иной мере участвуют в формировании ледяной толщи. Несколько иной вид внутриводного льда, образующегося в ряде прибрежных районов из-за сброса в холодную морскую воду пресной подледниковой воды, также участвует в формировании структуры внутренних слоев ледяного покрова [11]. Соотношение разных структурно-генетических типов льда в ледяном покрове представлено на рис. 2, а типичный разрез строения толщи однолетнего припая приведен на рис. 3.
Необходимо отметить, что в холодное время года, несмотря на преимущественно слоистое строение, антарктический припай монолитен и прочен. Естественно, что он ослаблен там, где имеются трещины, и там, где под тяжестью снежного покрова он притоплен и находится в напряжен
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.