Lód morski

Article

February 7, 2023

Lód morski (lód morski) to zamarznięta woda morska. Ponieważ woda morska zawiera sól, jej temperatura topnienia wynosi około -1,8 ° C. Szybki lód to lód morski, który zamarza wzdłuż wybrzeża i rozprzestrzenia się na morzu, a lód pakowy to lód morski, który jest zamarznięty i gęsty i odpływa od brzegu lub dryfuje na brzeg. Kra lodowa to pływający blok lodu morskiego o maksymalnej średnicy mniejszej niż 10 km, a większe pola lodowe nazywane są polami lodowymi. Lód morski to nie to samo, co szelfy lodowe i góry lodowe oddzielone od lodowców. 

Tworzenie się lodu morskiego

Lód morski powstaje w wyniku schłodzenia samej powierzchniowej warstwy powierzchni morza do temperatury poniżej zera, a konwekcja zachodzi od górnej warstwy do warstwy gęstości (warstwy, w której gęstość gwałtownie wzrasta) na głębokości 100-150 m. Pierwszy lód (kryształowy) powstający na powierzchni spokojnego morza ma kształt drobnego krążka o średnicy 2-3 mm lub mniejszej, a porozrywane kryształki unoszą się na powierzchni jak zupa. Każda okrągła cząsteczka w kształcie płytki rośnie poziomo, a oś C (główna oś kryształu) jest pionowa. Do pewnego momentu ten kształt przypominający dysk jest niestabilny, a każdy kryształ jest sześciokątną gwiazdą, która rośnie z delikatnymi gałęziami (kryształy w kształcie igieł). Kryształy te mają również pionową oś C. Gałęzie w kształcie drzewa są bardzo kruche i kruche, co powoduje mieszaninę kryształów w kształcie dysku i dendrytycznych. Przy niewielkich turbulencjach na powierzchni wody szczątki te rozbijają się na drobne kryształy o amorficznym kształcie, zwiększając gęstość i unosząc się w wodzie powierzchniowej. Nazywa się to lodem tłuszczowym. W stanie spokoju kryształy szybko zamarzają i agregują w ciągłą cienką warstwę lodu. Na tym wczesnym etapie lód jest nadal przezroczysty i nazywa się Niras. Jest przezroczysty na grubości kilku centymetrów (ciemne nile), ale w miarę wzrostu i gęstnienia nile stają się szare i bielsze (jasne nile). Po utworzeniu nilas wzorzec wzrostu jest zupełnie inny, z zamarzaniem cząsteczek wody postępującym na dno warstwy lodu. Jest to proces zwany wzrostem zamrożenia, w którym lód tworzy się przez cały rok, a w ciągu jednej zimy 1.Dorasta do 5-2 m (miękki lód w kształcie talerza). Na wzburzonym morzu tworzy się nowy lód morski, gdy ocean się ochładza, a atmosfera odbiera ciepło. Lód śryżowy powstaje, gdy zewnętrzna warstwa oceanu zostaje przechłodzona do temperatury nieco niższej od temperatury zamarzania. Wraz ze wzrostem ilości lodu śryżowego, lód staje się bardziej lepki na powierzchni morza i staje się lodem tłustym. Tworzenie się lodu śryżu może rozpocząć się od opadów śniegu, a nie od przechłodzenia. Te cząstki lodu są gęsto upakowane w kształt dużej płyty przez fale i wiatr, tworząc lód naleśnikowy o średnicy kilku metrów. Gdy dryfują po powierzchni oceanu, zderzają się ze sobą, a ich krawędzie są wywinięte. Następnie tafla lodu naleśnikowego jest kompresowana w pojedynczy blok lodu, tworząc zamrożony, gęsty obszar lodu. Lód morski sam w sobie jest prawie słodką wodą, ponieważ sól zawarta w wodzie morskiej jest odprowadzana podczas tworzenia i gromadzenia się lodu. Powstająca w ten sposób woda o wysokiej zawartości soli i gęstości (solanka) ma istotny wpływ na ogólną cyrkulację oceanu.

Dryfujący lód

Dryfujący lód tworzy się w polarnych wodach ziemi, rozszerza się zimą, topnieje od wiosny do wczesnej jesieni, a obszar jego występowania cofa się. Co roku półkula północna jest maksymalna w marcu, najmniejsza we wrześniu i odwrotnie na półkuli południowej. Większość lodu morskiego na świecie tworzy się w Arktyce i na wodach brzeżnych Antarktydy, ale lód morski na Antarktydzie jest bardzo sezonowy, z bardzo małą ilością lata na południu i dużymi ekspansjami wokół Antarktydy zimą, pokrywa prawie całkowicie. Dlatego większość lodu morskiego Antarktyki to cienki lód roczny o grubości około 1 m. Ocean Arktyczny jest zupełnie inny niż Antarktyda (w przeciwieństwie do Antarktydy otoczonej morzem) i jest otoczony lądem, więc zmiany sezonowe są znacznie mniejsze. W rezultacie znaczna część lodu morskiego Arktyki to grubszy lód wieloletni, osiągający w wielu miejscach grubość 3-4 m, aw niektórych nawet 20 m. Jednak w ostatnich latach, gdy powierzchnia lodu morskiego gwałtownie się zmniejszyła, głównie w sierpniu-wrześniu, gwałtownie zmniejszyła się również powierzchnia lodu wieloletniego, a grubość stała się cieńsza. W ten sposób ilość lodu morskiego na obu biegunach w zimie jest mniej więcej taka sama, ale stopień topnienia w lecie jest różny w zależności od środowiska i łatwo na to wpływa nie tylko temperatura, ale także godziny nasłonecznienia, prądy oceaniczne i wiatr. Zimny ​​punkt Antarktyki znajduje się na kontynencie, a lód morski jest rozłożony na obrzeżach kontynentu, dzięki czemu lód morski krąży w Oceanie Antarktycznym. Dryfujący lód można znaleźć również w Morzu Bałtyckim, Morzu Ochockim, Zatoce św. Wawrzyńca, Zatoce Hudsona i Morzu Beringa. Te dryfujące lody są corocznymi lodami i występują tylko zimą i wiosną.

Rozprzestrzenianie się dryfującego lodu

Rozkład lodu morskiego jest wiarygodnym pomiarem za pomocą eksploracji skaningowego wielokanałowego radiometru mikrofalowego (SMMR) przez satelity Seasat (1977) i Nimbus 7 (1978) w erze satelitów z drugiej połowy lat 70. Teraz można to zrobić. Dokładne i częste pomiary mikrofalowe zostały dodatkowo ułatwione dzięki uruchomieniu specjalnego czujnika mikrofalowego (SSMI) na amerykańskim satelicie DMSP F8. Tendencja od 1979 roku spadła do -2,5 ± 0,9% na dekadę w Arktyce i wzrosła do 4,2 ± 5,6% na Antarktydzie. Statystycznie istotny spadek objętości (objętości) lodu morskiego w Arktyce o -3% na dekadę w wyniku badań modelowych przeprowadzonych przez 52 lata od 1948 do 1999 (Rothrock i Zhang, 2005). czynniki wpływu wiatru i temperatury na zmniejszanie się lodu morskiego są zasadniczo spowodowane wzrostem temperatury.

Letnie topnienie

W Oceanie Arktycznym warstwa śniegu pokrywająca lód morski zaczyna topnieć od połowy czerwca do blisko lipca. Woda roztopiona ze śniegu gromadzi się tworząc cieki wodne, tworząc na powierzchni lodu liczne stawy (wiosło roztopowe, kałuża). Pod koniec zimy lód w pierwszym roku ma gładką powierzchnię, z wyjątkiem tych, które zderzają się ze sobą w żyły lodowe, a wczesne wiosła mają małe wgniecenia na lodzie lub po prostu na wpół stopioną wodę ( Jest to płytkiej, która pozostaje warstwą błota śnieżnego). Ale latem ta pierwsza struktura zostaje naprawiona, a zagłębienia pogłębiają się. Dzieje się tak dlatego, że ilość odbicia wody wynosi 15-40%, a ona pochłania promieniowanie słoneczne preferencyjnie w porównaniu do 40-70% zwykłego pustego lodu (lód Hadaka), więc lód topi się łatwiej niż otoczenie. . Gdy wiosło pogłębia się i rozszerza, woda z roztopów jest odprowadzana na powierzchnię morza przez krawędzie i pęknięcia pola lodowego. Również dziury powstałe w wyniku topienia się w punkcie, w którym lód jest najcieńszy lub w najgłębszej części wiosła (rozmrażanie wiosła bez dna).Może być odprowadzany przez otwory). Kiedy bezdenne wiosło się otworzy, stopiona woda natychmiast wypływa. Na lodzie poziomym, takim jak lód szybki, większość wody na powierzchni płyty lodowej można spuścić za pomocą pojedynczego wiosła bez dna. Widziana z góry taka dziura wygląda jak gigantyczny pająk (łopatką jest tułów, a spływająca w jej kierunku kanał to stopa). Topnienie powierzchni ma również wpływ na dno lodu. Dzieje się tak, ponieważ lód jest cienki tuż pod wiosłem, a współczynnik absorpcji promieniowania słonecznego jest wysoki. Sprzyja to topnieniu dolnej powierzchni, a na dolnej powierzchni lodu powstają zagłębienia topograficzne odzwierciedlające rozkład górnych wiosła. W ten sposób pole lodowe rocznego lodu, które było początkowo gładkie, pod koniec lata staje się topograficznie nierówne zarówno na górze, jak i na dole. Odprowadzana woda z roztopów może gromadzić się pod zagłębieniem lodowym, tworząc kałużę wody z roztopów. Jesienią woda ponownie zamarza, a dno lodu staje się częściowo gładkie, tworząc raczej wybrzuszenia niż doły. Najważniejszą rolą wody z roztopów jest uwalnianie dużej ilości solanki (gęstej słonej wody) pozostającej w kryształkach lodu przez drobne pory, szczeliny i drogi wodne. Proces ten, zwany płukaniem, jest najskuteczniejszym i najszybszym mechanizmem spuszczania solanki, usuwającym prawie całą solankę pozostałą na lodzie w pierwszym roku. Stan hydrostatyczny powierzchniowych wód roztopowych jest pierwszym czynnikiem wyzwalającym usuwanie solanki, która jest skoncentrowaną słoną wodą zmagazynowaną w szczelinach między kryształkami lodu, ale szczeliny te są blisko siebie, tworząc sieć otworów, co również jest ważne w procesie płukania. Ponieważ ilość lodu morskiego określa siłę lodu morskiego, lodowiec, który pozostaje niestopiony do zimy drugiego roku po mechanizmie płukania, jest silniejszy niż lodowiec pierwszej zimy.Tworzy sieć stycznych otworów, co jest również ważne w procesie płukania. Ponieważ ilość lodu morskiego określa siłę lodu morskiego, lodowiec, który pozostaje niestopiony do zimy drugiego roku po mechanizmie płukania, jest silniejszy niż lodowiec pierwszej zimy.Tworzy sieć stycznych otworów, co jest również ważne w procesie płukania. Ponieważ ilość lodu morskiego określa siłę lodu morskiego, lodowiec, który pozostaje niestopiony do zimy drugiego roku po mechanizmie płukania, jest silniejszy niż lodowiec pierwszej zimy.

Znaczenie klimatu

Lód morski ma istotny wpływ na równowagę termiczną oceanu polarnego. Blokuje ciepłe wody z chłodniejszej atmosfery, co oznacza zmniejszenie utraty ciepła z oceanu. Zwłaszcza przy pokrytym śniegiem albedo staje się wysokie (około 80%), co wpływa na ilość pochłanianego promieniowania słonecznego. Cykl formowania się lodu morskiego jest również ważny z punktu widzenia formowania się wód dennych o dużej gęstości (wysokim zasoleniu). Ponieważ sól zawarta w wodzie morskiej w czasie zamarzania jest zrzucana (zrzucanie solanki), zawartość soli w otaczającej wodzie morskiej wzrasta, staje się gęstsza i osadza się, tworząc masę wodną o dużej gęstości, taką jak woda denna Antarktyki. Dokładne zrozumienie tego procesu komplikuje model klimatyczny, ponieważ tworzenie się tej gęstej wody odgrywa rolę w utrzymaniu krążenia termohalinowego. Na Oceanie Arktycznym znajduje się obszar zwany lodowym jęzorem Oddena na Morzu Grenlandzkim, gdzie głównie tworzy się lód naleśnikowy. Odden (przylądek norweski) rośnie zimą na wschód w pobliżu krawędzi lodu morskiego wschodniej Grenlandii na 72-74 ° szerokości geograficznej północnej. Wynika to z istnienia bardzo zimnego Prądu Jana Mayena płynącego z Oceanu Arktycznego. Prąd Jana Mayena jest częścią Prądu Wschodniogrenlandzkiego, który na tej szerokości geograficznej skierował się na wschód. Pozostały z poprzedniego roku lód jest niesiony wiatrem i przesuwa się na południe, a nowy lód naleśnikowy tworzy się na zimnej, otwartej powierzchni wody (część, w której powierzchnia morza jest odsłonięta) w wzburzonym obszarze morza. Zasolenie odprowadzanej w tym czasie wody morskiej zwiększa gęstość wód powierzchniowych i powoduje subdukcję, ale głębokość czasami sięga 2500 m lub więcej. Zjawisko to występuje w ograniczonych obszarach oceanu, gdzie mieszanie występuje zimą i napędza system powierzchownych i głębokich przepływów globalnych, znanych jako cyrkulacja termohalinowa. 

Bibliografia

Rothrock, DA i J. Zhang (2005) „Objętość lodu na Morzu Arktycznym: Co wyjaśnia jego niedawne wyczerpanie?”. J. Geofizy. Res. 110 (C1), C01002.

Powiązany przedmiot

Lód Arktyczny lód morski

Link zewnętrzny

Original article in Japanese language