Предмет и задачи гляциологии

Воронежский Государственный Университет

Реферат на тему:

Предмет и задачи гляциологии

Подготовила:

Бокарева Валерия

Проверил: Негробов О. П.

Воронеж 2010

1. Физика и химия льда

2. Атмосферный лёд

3. Снежный покров

4. Снежные лавины и гляциальные сели

5. Морские льды

6. Речные и озёрные льды

7. Наледи и подземные льды

8. Вечная мерзлота

9. Ледники и ледниковые покровы

10. Палеогляциология

11. Обитатели льдов

12. Лёд и климат Список литературы лед палеогляциология снежная лавина

1. Физика и химия льда

Основы современного понимания физикохимии воды заложили около 200 лет назад Генри Кавендиш и Антуан Лавуазье, обнаружившие, что вода — это не простой химический элемент, как считали средневековые алхимики, а соединение кислорода и водорода в определенном отношении. Собственно и название свое водород (hydrogene) — рождающий воду — получил только после этого открытия, и вода приобрела современное химическое обозначение, известное теперь каждому школьнику, — H2O.

Итак, молекула H2O построена из двух атомов водорода и одного атома кислорода. Как установлено исследованиями оптических спектров воды, в гипотетическом состоянии полного отсутствия движения (без колебаний и вращений) ионы водорода и кислорода должны занимать положения в вершинах равнобедренного треугольника с углом в вершине, занятой кислородом, 104,5?. В невозбужденном состоянии расстояния между ионами H+ и O2 — равны 0,96 Б. Благодаря такому строению молекула воды является диполем, поскольку электронная плотность в области расположения иона O2 — значительно выше, чем в области ионов H+, и простейшая модель — модель шаров — плохо подходит для описания свойств воды.

Можно представить себе молекулу воды в виде шара с двумя небольшими вздутиями в области расположения протонов. Однако и это не помогает понять другую особенность воды — способность образовывать между молекулами направленные водородные связи, играющие громадную роль в формировании ее разрыхленной, но вместе с тем весьма устойчивой пространственной структуры, определяющей большинство физических свойств как в жидком, так и твердом состоянии.

Напомним, что водородной называется такая связь между атомами в одной молекуле или соседними молекулами, которая осуществляется через атом водорода. Она занимает промежуточное положение между ковалентной и невалентной связью и образуется в том случае, когда атом водорода располагается между двумя электроотрицательными атомами (O, N, F и т. д.). Электрон в атоме Н относительно слабо связан с протоном, поэтому максимум электронной плотности смещается к более электроотрицательному атому, а протон оголяется и начинает взаимодействовать с другим электроотрицательным атомом. При этом происходит сближение атомов О" «» О, N" «» О и т. д. на расстояние, близкое к тому, что установилось бы между ними при отсутствии атома Н. Водородная связь определяет не только структуру воды, но и играет чрезвычайно важную роль в жизни биомолекул: белков, углеводов, нуклеиновых кислот и т. п.

Очевидно, для объяснения природы воды необходимо принять во внимание электронную структуру ее молекул. Как известно, на верхней оболочке у атома кислорода находятся четыре электрона, а у водорода имеется всего лишь один электрон. В образовании каждой ковалентной связи O-H участвуют по одному электрону от атомов кислорода и водорода. Два оставшихся у кислорода электрона получили название неподеленной пары, так как в изолированной молекуле воды они остаются свободными, не участвуя в образовании связей внутри молекулы H2O. Но при сближении с другими молекулами именно эти неподеленные электроны и играют решающую роль в образовании молекулярной структуры воды.

Неподеленные электроны отталкиваются от связей O-H, поэтому их орбиты сильно вытянуты в сторону, противоположную атомам водорода, а плоскости орбит повернуты относительно плоскости, образованной связями O-H-O. Таким образом, правильнее молекулу воды было бы изображать в трехмерном пространстве координат xyz в виде тетраэдра, в центре которого находится атом кислорода, а в двух вершинах — по атому водорода (рис. 1, в). Электронная структура молекул H2O определяет условия их объединения в сложную трехмерную сеть водородных связей как в воде, так и во льду. Каждый из протонов может образовывать связь с неподеленным электроном другой молекулы. Первая молекула при этом выступает в качестве акцептора, а вторая — донора, образовывая водородную связь. Поскольку каждая молекула H2O имеет два протона и два неподеленных электрона, она может одновременно образовывать четыре водородные связи с другими молекулами. Таким образом, вода является сложной ассоциированной жидкостью с динамическим характером связей, и описание ее свойств на молекулярном уровне возможно лишь с помощью квантово-механических моделей различной степени сложности и строгости.

С точки зрения обычного человека, лед более или менее одинаков независимо от того, где он образовывается: в атмосфере в виде градинок, на краях крыш в виде сосулек или в водоемах в виде пластин. С точки зрения физики имеется множество разновидностей льда, отличающихся своей молекулярной и мезоскопической структурой. Во льду, существующем при нормальном давлении, каждая молекула H2O окружена четырьмя другими, то есть координационное число структуры равно четырем (так называемый лед Ih). Соответствующая кристаллическая решетка — гексагональная — не является плотноупакованной, поэтому плотность обычного льда (~ 0,9 г/см3) ниже плотности воды (~1 г/см3), для структуры которой, как показывают рентгеноструктурные исследования, среднее координационное число составляет ~ 4,4 (против 4 у льда Ih). Фиксированные положения в структуре льда занимают только атомы кислорода. Два атома водорода могут занимать различные положения на четырех связях молекулы H2O с другими соседями. Ввиду гексагональности решетки кристаллики, растущие в свободном состоянии (например, снежинки), имеют шестигранную форму.

Однако гексагональная фаза далеко не единственная форма существования льда. Точное число других кристаллических фаз — полиморфных форм льда — до сих пор неизвестно. Они образуются при высоких давлениях и низких температурах. Одни исследователи считают точно установленным наличие 12 таких фаз, в то время как другие насчитывают их до 14. Конечно, это не единственное вещество, обладающее полиморфизмом (вспомните, например, графит и алмаз, состоящие из химически одинаковых атомов углерода), но количество различных фаз льда, которые продолжают открывать и по сегодняшний день, поражает. Все сказанное выше относилось к упорядоченному расположению ионов кислорода в кристаллической решетке льда. Что касается протонов — ионов водорода, — то, как показано методом дифракции нейтронов, в их расположении существует сильный беспорядок. Таким образом, кристаллический лед является и хорошо упорядоченной средой (по кислороду) и одновременно разупорядоченной (по водороду).

Зачастую кажется, что лед податлив и текуч. Так оно и есть, если температура близка к точке плавления (то есть t = 0? С при атмосферном давлении), а нагрузка действует длительное время. Да и самый жесткий материал (например, металл) при температурах, близких к точке плавления, ведет себя аналогичным образом. Пластическая деформация льда, как, впрочем, и многих других кристаллических тел, происходит в результате зарождения и движения по кристаллу разнообразных несовершенств структуры: вакансий, межузельных атомов, межзеренных границ и, что существеннее всего, дислокаций. Как было установлено еще в 30-е годы нашего столетия, именно наличие последних предопределяет резкое снижение сопротивления кристаллических твердых тел пластической деформации (в 102−104 раз по отношению к сопротивлению идеальной решетки). К настоящему времени во льду Ih обнаружены все виды дислокаций, свойственных гексагональной структуре, исследованы их микромеханические и электрические характеристики.

Не менее замечательны и электрические свойства льда. Величина проводимости и ее экспоненциально быстрое возрастание с повышением температуры резко отличают лед от металлических проводников и ставят его в один ряд с полупроводниками. Обычно лед бывает очень чист химически, даже если растет из грязной воды или раствора (вспомните чистые прозрачные льдинки в грязной луже). Это обусловлено низкой растворимостью примесей в структуре льда. В результате при замерзании примеси оттесняются на фронте кристаллизации в жидкость и не входят в структуру льда. Именно поэтому свежевыпавший снег всегда белый, а вода из него отличается исключительной чистотой. Природа мудро предусмотрела гигантскую очистительную станцию для воды в масштабе всей атмосферы Земли. Поэтому рассчитывать на большую примесную проводимость (как, например, в легированном кремнии) во льду не приходится. Но в нем нет и свободных электронов, как в металлах. Лишь в 50-е годы XX века было установлено, что носителями заряда во льду являются неупорядоченные протоны, то есть лед является протонным полупроводником.

Упоминавшиеся выше перескоки протонов создают в структуре льда дефекты двух типов: ионные и ориентационные. В первом случае перескок протона происходит вдоль водородной связи от одной молекулы H2O к другой, в результате чего образуется пара ионных дефектов H3O+ и ОН-, а во втором — на соседнюю водородную связь в одной молекуле Н2О, в результате чего возникает пара ориентационных дефектов Бьеррума, получивших название Lи D-дефектов (от нем. leer — пустой и doppelt — двойной). Формально такой перескок можно рассматривать как поворот молекулы Н2О на 120?.

Протекание постоянного тока за счет перемещения только ионных или только ориентационных дефектов невозможно. Если, например, по какому-либо участку сетки прошел ион Н3О+, то следующий такой же ион по этому же пути пройти не сможет. Однако если пропустить по этому пути D-дефект, то расположение протонов вернется к исходному и, следовательно, сможет пройти и следующий ион Н3О+. Аналогично ведут себя дефекты ОНи L. Поэтому электропроводность химически чистого льда ограничивается теми дефектами, которых меньше, а именно ионными. Диэлектрическая поляризация, напротив, обусловлена более многочисленными ориентационными дефектами Бьеррума. В действительности при приложении внешнего электрического поля оба процесса идут параллельно, что позволяет льду проводить постоянный ток и в то же время испытывать сильную диэлектрическую поляризацию, то есть проявлять одновременно и свойства полупроводника и свойства изолятора. В последние годы не прекращаются попытки обнаружить при низких температурах у чистого льда сегнетоэлектрические и пьезоэлектрические свойства как в объеме, так и на межфазных границах. Полной уверенности в их существовании пока нет, хотя обнаружено несколько псевдопьезоэффектов, связанных с наличием дислокаций и других структурных дефектов.

В связи с развитием полупроводниковой техники, микроминиатюризацией элементной базы и переходом к планарным технологиям интерес к физике поверхности в последнее десятилетие сильно возрос. Было разработано множество тонких методик исследования приповерхностных состояний в твердых телах, оказавшихся полезными в исследовании и металлов, и полупроводников, и диэлектриков. Однако структура и свойства поверхности льда, граничащей с паром или жидкостью, остается во многом неясной. Одна из наиболее интригующих гипотез, выдвинутая еще М. Фарадеем, заключается в существовании на поверхности льда квазижидкого слоя толщиной в десятки-сотни ангстрем даже при температуре значительно ниже точки плавления. Основанием для этого являются не только умозрительные построения и теории структуры приповерхностных слоев из сильно поляризованных молекул H2O, но и тонкие определения (методом ядерного магнитного резонанса) фазового состояния поверхности льда, а также его поверхностной проводимости и ее зависимости от температуры. Однако в большинстве практически важных случаев свойства поверхности снега и льда, скорее всего, определяются наличием макроскопической водяной пленки, а не квазижидкого слоя.

Плавление приповерхностных слоев льда под действием солнечного света, более теплой атмосферы или скользящего по нему твердого тела (коньки, лыжи, полозья санок) имеет решающее значение для реализации низкого коэффициента трения. Низкое трение скольжения не результат понижения температуры плавления под действием повышенного давления, как часто думают, а следствие выделения теплоты трения. Расчет показывает, что эффект давления даже в случае скольжения остро наточенного конька по льду, под которым развивается давление около 1 МПа, приводит к понижению температуры плавления всего лишь на ~ 0,1?С, что не может оказать существенного влияния на величину трения.

Установившейся традицией в описании свойств воды и льда являются констатация и обсуждение множества аномальных свойств, выделяющих это вещество среди гомологов (Н2S, H2Se, H2Te). Едва ли не самым важным является очень высокая (среди простых веществ) удельная теплота плавления (кристаллизации) и теплоемкость, то есть лед трудно растопить, а воду — заморозить. В результате климат на нашей планете в целом достаточно мягок, но при отсутствии воды (например, в пустынях жаркой Африки) контраст между дневной и ночной температурами значительно выше, чем на побережье океана на той же широте. Жизненно важным для биосферы является свойство увеличиваться в объеме при кристаллизации, а не уменьшаться, как это делает абсолютное большинство известных веществ. В результате лед плавает в воде, а не тонет и сильно замедляет промерзание водоемов в холодное время, защищая все живое, укрывающееся в нем на зиму. Этому также способствует и немонотонное изменение плотности воды при понижении температуры до 0? С — одно из наиболее известных аномальных свойств воды, обнаруженное более 300 лет тому назад. Максимум плотности достигается при t = 4? С, и это предотвращает опускание на дно приповерхностных слоев воды, остывших до температуры ниже 4? С. Конвективное перемешивание жидкости блокируется, что сильно замедляет дальнейшее охлаждение. Достаточно давно известны и другие аномалии воды: сдвиговой вязкости при 20? С, удельной теплоемкости при 40? С, изотермической сжимаемости при 46? С, скорости распространения звука при 60? С. Вязкость воды с ростом давления уменьшается, а не увеличивается, как у других жидкостей. Ясно, что аномальные свойства воды обусловлены структурными особенностями ее молекулы и спецификой межмолекулярных взаимодействий. Полной ясности в отношении последних до сих пор не достигнуто. Описанные выше свойства относятся к воде, льду и границе раздела между ними, существующим в условиях термодинамического равновесия. Задачи совсем другого уровня сложности возникают при попытке описания динамики фазового перехода вода-лед, особенно в условиях, далеких от термодинамического равновесия.

Термодинамической причиной любого фазового перехода является разность химических потенциалов частиц по одну и другую сторону от межфазной границы Dm = m1 — m2. Химическим потенциалом m называют функцию состояния, которая определяет изменения термодинамических потенциалов при изменении числа N частиц в системе, то есть m = G / N, где G = H — TS — термодинамический потенциал Гиббса, Н — энтальпия, S — энтропия, Т — температура. Разность термодинамических потенциалов является движущей силой макроскопического процесса (как разность электрических потенциалов на концах проводника является причиной электрического тока). При m1 = m2 обе фазы могут сосуществовать в равновесии как угодно долго. При нормальном давлении химический потенциал воды уравнивается с химическим потенциалом льда при t = = 0? С. При t < 0? С более низким химическим потенциалом обладает лед, но это еще не означает, что при любом, самом маленьком переохлаждении начнется кристаллизация. Опыт показывает, что тщательно очищенный от примесей, обезгаженный, деионизированный расплав может быть переохлажден относительно точки равновесия фаз на десятки кельвин (а для некоторых веществ и на сотни). Анализ показывает, что причина заключается в отсутствии зародышей новой фазы (центров кристаллизации, конденсации, парообразования и т. д.).

Зародыши могут образоваться и гомогенно, то есть из самой среды, находящейся в метастабильном состоянии, но для этого должны быть выполнены определенные условия. Начнем рассмотрение ситуации с учета того, что любая граница раздела между кристаллом и расплавом (или паром, раствором) вносит дополнительную энергию Sa, где S — площадь границы, a — поверхностная энергия. Кроме того, N молекул, образовавших зародышевый кристаллик, обладают энергией, меньшей, чем в жидкости, на NDm. В результате полное изменение энергии в системе при появлении зародыша

DU = -NDm + Sa

окажется немонотонно зависящим от N. Действительно, при сферической форме зародыша, где A = (36pV 2)1/3 V — объем, приходящийся на одну молекулу в кристалле. Из предыдущего следует, что DU достигает максимума когда в зародыше находится Nс = (2Aa / 3Dm)3 молекул.

Таким образом, при последовательном присоединении молекул к зародышу система сначала должна взбираться на вершину потенциального холма высотой DUс, зависящей от переохлаждения, после чего дальнейший рост N в кристаллике будет идти с понижением энергии, то есть облегченно. Казалось бы, чем ниже температура жидкости, то есть чем сильнее переохлаждение, тем быстрее должна идти кристаллизация. Так оно и есть на самом деле при не слишком больших переохлаждениях. Однако с падением t экспоненциально быстро нарастает и вязкость жидкости, затрудняющая движение молекул. Вследствие этого при больших степенях переохлаждения процесс кристаллизации может затянуться на много лет (как в случае со стеклами различного происхождения).

Численные оценки показывают, что для воды при обычных в природных условиях степенях переохлаждения (Dt = 1−10?С) зародыш должен состоять из нескольких десятков молекул, что значительно больше координационного числа в жидкой фазе (~ 4,4). Таким образом, системе требуется большое количество флуктуационных попыток, чтобы взобраться на вершину энергетического холма. В не очень тщательно очищенной воде сильному переохлаждению препятствует наличие уже существующих центров кристаллизации, которыми могут стать частицы примесей, пылинки, неровности стенок сосуда и др. В последующем кинетика роста кристалла зависит от условий теплопередачи вблизи межфазной границы, а также от морфологии последней на атомарно-молекулярном уровне.

У сильно переохлажденной воды имеются две характерные температуры th = - 36? C и tg = -140?C. Хорошо очищенная и обезгаженная вода в интервале температур 0? С > t > th длительное время может оставаться в состоянии переохлажденной жидкости. При tg < t < th происходит гомогенное зарождение кристалликов льда, и вода не может находиться в переохлажденном состоянии при любой степени очистки. В условиях достаточно быстрого охлаждения при t < tg подвижность молекул воды настолько падает (а вязкость растет), что она образует стеклообразное твердое тело с аморфной структурой, свойственной жидкостям. При этом в области невысоких давлений образуется аморфная фаза низкой плотности, а в области повышенных — аморфная фаза высокой плотности, то есть вода демонстрирует полиаморфизм. При изменениях давления или температуры одна аморфная фаза скачком переходит в другую с неожиданно большим изменением плотности (> 20%).

Существует несколько точек зрения на природу полиаморфизма воды. Так, согласно [5], такое поведение сильно переохлажденной воды может быть объяснено, если принять, что в потенциальном профиле взаимодействия двух молекул Н2О имеется не один минимум, а два. Тогда аморфной фазе с высокой плотностью будет соответствовать среднее расстояние rH, а фазе с низкой плотностью — rL. Компьютерное моделирование подтверждает такую точку зрения, но надежных экспериментальных доказательств этой гипотезы пока нет, как нет и строгой теории, подтверждающей обоснованность использования двухъямного потенциала для описания столь необычных свойств переохлажденной воды.

Поведение переохлажденной воды представляет большой интерес в силу различных причин. В частности, оно определяет климатические условия, возможность и режим судоходства в высоких широтах, что актуально для нашей страны. В процессе динамической кристаллизации на межфазной границе происходит множество интересных и пока малоизученных явлений, например перераспределение примесей, сепарация и последующая релаксация электрических зарядов, сопровождающаяся электромагнитным излучением в широкой полосе частот, и др. Наконец, кристаллизация в сильно переохлажденной жидкости — прекрасная, легко воспроизводимая многократно модельная ситуация поведения системы, далекой от термодинамического равновесия и способной в результате развития неустойчивостей к образованию дендритов различного порядка и размерности (типичные представители — снежинки и ледяные узоры на окнах), удобной для создания и моделирования поведения фракталов.

Процессы таяния льда на первый взгляд кажутся легче для анализа, чем процессы кристаллизации. Однако и они оставляют множество вопросов. Так, например, широко распространено мнение, что талая вода некоторое время обладает свойствами, отличными от свойств воды обычной, по крайней мере по отношению к биологическим объектам: растениям, животным, человеку. Вероятно, эти особенности могут быть обусловлены высокой химической чистотой (из-за отмеченного малого коэффициента захвата примесей в процессе кристаллизации льда), различиями в содержании растворенных газов и ионов, а также запоминанием структуры льда в многомолекулярных кластерах жидкой фазы. Однако достоверной информации об этом, полученной современными физическими методами, у автора нет.

Не менее сложным представляется анализ механизмов влияния внешних физических полей, в частности магнитного, на процессы и свойства воды, льда и фазовых переходов. Вся наша жизнь протекает в условиях постоянного действия магнитного поля Земли и его слабых флуктуаций. В течение многих веков развиваются магнитобиология и магнитные методы лечения в медицине. Наконец, серийно производятся и широко применяются установки для омагничивания воды, используемой для полива в сельском хозяйстве (в целях повышения урожайности), питания паровых котлов (для уменьшения скорости образования накипи в них) и т. д. Однако сколько-нибудь удовлетворительного физического описания механизмов действия магнитного поля в этих и других подобных случаях до сих пор нет.

2. Атмосферный лёд

В умеренных и высоких широтах часто наблюдается выделение льда на поверхности наземных предметов—гололёд, иней и проч., или его выпадение из воздуха — град, снег и проч. Этот лёд возникает из воды, находящейся в воздухе, и называется атмосферным льдом. Процессы формирования льда в атмосфере отличаются большим разнообразием. Атмосферный лёд до последнего времени был изучен совершенно недостаточно. Вследствие этого, даже наши дни, в литературе, как популярной, так и научной, часто встречаются неточные объяснения условий образования различных видов атмосферного льда. Однако накопленный фактический материал наблюдений позволяет существенно уточнить картину льдообразования в атмосфере. В настоящей статье мы ограничимся рассмотрением льда. возникающего на поверхности земли или достигающего её в виде осадкой.

Роль переохлаждённой воды в развитии атмосферного льда

Основная масса льда, образующеюся в атмосфере, связана с переохлаждённой водой. Даже сублимационные кристаллы льда в подавляющем большинстве случаев возникают внутри переохлаждённого облака или тумана за счет перекачки пара с капель на кристалл. Лишь при очень низких температурах (ниже—МТ) сублимация в отсутствии капель переохлаждённой воды начинает играть заметную роль. Температурная граница переохлаждения облаков и туманов до сих пор точно не установлена. Невидимому, она лежит в ряде случаев ниже—40°. Переохлаждённая вода при кристаллизации выделяет большое количество скрытой теплоты. Крупные капли, диаметром порядка миллиметра, которые не бывают сильно переохлаждёнными, замерзают медленно: теплоотдача при небольшом морозе невелика, а тепла выделяется много. При ударе о предмет подобная капля растекается, сливается с другими и постепенно замерзает. В результате получается сплошной покров стекловидно-прозрачною льда: голодёд, град. Совершенно иначе ведут себя мелкие капли переохлаждённой воды размером в сотые доли миллиметра, особенно при температуре —10, —20°. Запас тепла в них мал. Разность температур замерзающей капли (0°) и воздуха велика. Относительная величина поверхности капли большая. Поэтому такие капли замерзают очень быстро. Соударение их друг с другом создаёт губчатые образования из бисера ледяных шариков, соприкасающихся между собой. По внешности этот «водный лед», т. е. лёд, образованный замерзанием воды, а не сублимацией пара, весьма напоминает уплотнённый снег. Зёрна льда рассеивают свет и тем создают характерный матово-белый, снежный вид этого льда. Объёмная плотность его невелика в несколько раз меньше плотности воды. Этот зернистый лёд очень распространён в природе: плотная изморозь, снежная крупа и т. п. Сублимационный рост скелетных ледяных кристаллов с правильной зеркальной огранкой, происходящий внутри мелкокапельнон части облака, сменяется оседанием капель на кристалл при его попадании в крупнокапельную среду. В итоге образуется смешанный сублимационно-водный лёд. В микроскоп видно, как к плоским граням кристалла примёрзли отдельные зёрна льда. Иногда количество этих намёрзших зёрен бывает столь велико, что сам кристалл уже не виден. Таким образом, переохлаждённая вода даёт целую гамму ледяных образований: оплошной прозрачный лёд, губчатый зернистый и, наконец, сублимационный кристаллический. Всё многообразие видов атмосферного льда сводится, с физической точки зрения, к этим трём его типам. Два пути образования льда, из четырёх рассмотренных выше, — сублимация внутри переохлаждённого тумана и сублимация в отсутствии тумана дают одинаковые кристаллы льда. Две формы осадков водного льда — стекловидные и зернистые, резко различаются по внешнему виду. В то же время зернистый водный лёд и сублимационный внешне похожи друг на друга. Наблюдатели природы часто отождествляют их, несмотря на различную физическую природу этих явлений. При этом ошибочно полагается, что весь лёд, исключая стекловидную форму, имеет сублимационное происхождение. Годовое количество атмосферного льда, образующегося на земных предметах и выпадающего из атмосферы, состоит, по нашим наблюдениям в Ленинграде, в равной мере из водного и сублимационного льда. Водный атмосферный лёд образуется почти целиком за счёт замерзания переохлаждённой воды. Таким образом, переохлаждённая вода в атмосфере даёт половину всей массы атмосферного льда в виде водного льда и почти целиком остальную половину — в виде сублимационного льда, выросшего внутри переохлаждённых облаков или туманов. Атмосферный лёд обязан своим существованием почти исключительно переохлаждённой воде.

Классификация видов атмосферного льда

Обилие видов атмосферного льда и условий его образования уже давно побуждали многих исследователей создавать классификации атмосферного льда. Глубоко теоретически обоснованная, но краткая классификация была предложена в 1933 г. акад. В. И. Вернадским, а позднее Б. П. Вейнбергом. В настоящее время есть возможность дать более полную классификацию, которая и приводится в прилагаемой таблице. Эта классификация, однако, не претендует на исчерпывающую полноту и является в известной мере дискуссионной. В перечень не включён ещё один тип наземного обледенения — наслоение выпадающего льда, т. е. образование снежного покрова, так как здесь нет новообразования льда. Преобразование покровного снега — это уже область процессов не в атмосферном, а в наземном льде. Однако способность влажного снега удерживаться на вертикальных и прутбвидных частях предметов, что особенно характерно для отложений атмосферного льда, заставляет для более полной характеристики последних попутно рассмотреть и это явление. Перейдём к рассмотрению процессов формирования атмосферного льда. Вначале рассмотрим отложения льда, возникающего на земных предметах, а затем — выпадение твёрдых форм осадков. Отложение льда иначе называется обледенением предмета.

Атмосферный лед — ледяные частицы, взвешенные в атмосфере или выпадающие на земную поверхность (твердые осадки), а также ледяные кристаллы или аморфный налет, образующийся на земной поверхности, на поверхности наземных предметов и на лететельных аппаратах в воздухе.

Снег — твердые осадки, выпадающие в виде снежинок. Снег выпадает из многих видов облаков, в особенности из слоисто-дождевых (снегопад). Снег — типичный зимний вид осадков, образующий снежный покров.

Иней — тонкий неравномерный слой ледяных кристаллов, образующийся на почве, траве и наземных предметах из водяного пара атмосферы при охлаждении земной поверхности до отрицательных температур, более низких, чем температура воздуха.

Град — атмосферные осадки в виде частичек льда круглой или неправильной формы (градин) размером 5−55 мм. Град выпадает в теплое время года из мощных кучево-дождевых облаков, сильно развитых вверх, обычно при ливнях и грозах.

Водный лед, образующийся на поверхности воды (ледяной покров) и в массе воды на различной глубине (внутриводный, донный лед);

Ледяной покров — сплошной лед, образующийся в холодное время года на поверхности океанов, морей, рек, озер, искусственных водоемов, а также приносимый из соседних районов. В высокоширотных областях существует круглогодично.

Внутриводный лед — скопление первичных ледяных кристаллов, образующихся в толще воды и на дне водного объекта.

Донный лед — лед, откладывающийся на дне водоема или взвешенный в воде. Донный лед наблюдается на дне рек, морей и небольших озер, на погруженных в воду предметах и в мелких местах. Донный лед образуется при кристаллизации переохлажденной воды, имеет рыхлую пористую структуру.

— подземный лед;

Подземные льды — льды, находящиеся в верхних слоях земной коры. Подземные льды встречаются в областях распространения многолетнемерзлых пород. По времени образования различают современный и ископаемый подземный лед, по происхождению:

а) первичный лед, возникающий в процессе промерзания рыхлых отложений; и б) вторичный лед — продукт кристаллизации воды и водяных паров (а) в трещинах (жильный лед), (б) в порах и пустотах (пещерный лед), (в) погребенный лед, формирующийся на земной поверхности, а затем перекрытый осадочными породами.

— ледниковый лед.

Ледниковый лед — монолитная ледяная порода, слагающая ледник. Ледниковый лед образуется в основном из скопления снега в результате его уплотнения и преобразования.

А также:

Игольчатый лед — лед, образующийся при спокойной воде на поверхности реки. Игольчатый лед имеет вид призматических кристаллов с осями, расположенными в горизонтальном направлении, что придает льду слоистое строение.

Морской лед — любая форма льда, образовавшаяся в море в результате замерзания морской воды. Характерными свойствами морского льда являются соленость и пористость, которые определяют его плотность (от 0.85 до 0.93−0.94 г/см куб.). Из-за малой плотности льдины возвышаются над поверхностью воды на 1/7−1/10 своей толщины. Морской лед начинает таять при температуре выше -2.3 град. С; он более эластичен и труднее поддается раздроблению на части, чем пресноводный лед. Морской лед по своему местоположению и подвижности разделяется на три типа: припай, дрейфующие льды, паковые многолетние льды (пак).

Серо-белый лед — молодой лед толщиной 15−30 см. Обычно при сжатиях серо-белый лед торосится.

Серый лед — молодой лед толщиной 10−15 см. Обычно при сжатиях серый лед наслаивается.

Поверхностный лед — кристаллический лед, возникающий на поверхности вод.

Сало — поверхностные первичные ледяные образования, состоящие из иглообразных и пластинчатых кристаллов в виде пятен или тонкого сплошного слоя серого цвета.

Забереги — полосы льда, окаймляющие берега водотоков, озер и водохранилищ, при незамерзающей остальной части водного пространства.

Обледенение предметов, имеющих более низкую отрицательную температуру, чем воздух Разность температуры между предметом и воздухом вызывается несколькими причинами. Излучение тепла понижает температуру поверхности предметов и приводит при её отрицательной температуре к образованию покрова правильных сублимационных кристаллов радиационного инея. Температура воздуха на высоте 2 м над почвой при инее бывает по крайней мере от +5 до —50°. При внезапном сильном морозе тёплый воздух, поднимающийся из почвы и насыщенный влагою, выделяет на поверхности почвы сублимационный лёд, внешне похожий на радиационный иней. Это редкое явление «инеевых цветов» было впервые описано Б. Г. Ивановым в 1939 г. На льду водоёмов подобные образования морозных, ледяных цветов представляют частое явление. Инеевые цветы, питаемые водяным паром почвенного или водоёмного происхождения, являются скорее почвенным льдом, чем атмосферным. Заиневение одежды человека и шерсти животных при большом морозе вполне аналогично образованию инеевых цветов. Резкое потепление после морозной погоды вызывает выделение на поверхности тел, обладающих — большой термической инерцией, сублимационного кристаллического налёта. Форма кристаллов налёта совершенно подобна форме кристаллов радиационного инея. Возникает налёт на термически инерционных предметах при температурах воздуха от +3 до —20—30°. Туман с ветром при небольшой положительной температуре воздуха даёт образование плотного зернистого налёта, который состоит из замёрзших капель тумана, оледеневших от соприкосновения с холодной поверхностью предмета. Если после длительного мороза наступает оттепель со слабым дождём или моросью, то на термически инерционных телах возникает стекловидный ледяной налёт, внешне напоминающий гололёд. Все три вида налётов возникают лишь при потеплении и только на массивных предметах: крупные камни, чугунные постаменты, глубоко вбитые в дерево гвозди и т. п.

О роли отечественных учёных в исследовании атмосферного льда Лёд атмосферного происхождения стал систематически изучаться лишь в конце прошлого и в начале текущего века; при этом роль отечественной науки была особенно велика. Наиболее совершенные методы исследования были применены впервые именно в России, Первые в мире фотографии снежинок, опубликованные в 1892 г., принадлежат рыбинскому любителю А. Сигсону. Первые экспериментальные исследования атмосферного льда делались русскими учёными. И. А. Пульман в 1905 г. под Курском произвёл серию экспериментов в природе и выяснил важные закономерности нарастания изморози. Б. П. Вейнберг в 1910 г. разработал метод консервирования градин и изучения их шлифов. В 1911 г. В. Дудецкий и И. Сидоров искусственно воспроизвели ледяной дождь и взрывчатый град. Б. П. Вейнберг в 1935 г. дал правильное объяснение образования снежных гирлянд смерзанием снега. Характерно, что даже через 10 лет после этого, в 1946 г., американцы пользовались неверным объяснением этого явления — слипанием мокрого снега, данным американскими учёными. Подобных примеров приоритета отечественной науки в исследовании атмосферного льда много. Не обошлось дело и без приписывания иностранцам открытий русских учёных. Остановимся на одном случае. В 1873 г. И. Догель опубликовал работу, объясняющую прохождение скелетных форм снежинок. Немецкий физик Леман в 1888 г. привёл рисунок И. Догеля и результат его работы без указания автора, хотя в ссылках на работы немецких авторов у него недостатка не было. Впоследствии иностранные исследователи, цитировавшие «Молекулярную физику» Лемана, например Вегенер, приписал и рисунок и результат работы И. Догеля. Эта вопиющая несправедливость перешла вместе с переводами в Россию и стала широко повторяться в отечественной литературе. Атмосферный лёд, знанием о котором мы столь обязаны отечественным учёным, таит в себе ещё много неизвестного. Неотложной задачей геофизики является всестороннее изучение атмосферного льда, воздействие которого приходится испытывать каждому.

3. Снежный покров

Снежный покров, слой снега на поверхности Земли, возникающий в результате снегопадов. Ежегодно покрывает площадь от 115 до 126 млн. км2, приблизительно 2/3 этой территории приходится на сушу, а 2/3 на морские льды (главным образом в Арктическом и Антарктическом бассейнах). С. и., залегающий непрерывно более 1 мес, называется устойчивым, а при залегании менее этого срока — временным. На суше постоянный Снежный покров формируется на ледниках Антарктиды, Гренландии, некоторых островов Северного Ледовитого океана, а также в высокогорных районах с интенсивным оледенением (Анды, Кордильеры, Гималаи, Каракорум и др.). Устойчивый Снежный покров образуется на большей части территории СССР (за исключением южных районов Украины, Молдавии, Прикаспийской низменности, равнинных районов Закавказья, Средней Азии и Южного Казахстана); в Центральной Азии, на С.-В. Китая, в северных частях Кореи и Японии; в Северной Америке — к С. от 40° с. ш.; в Африке — в горах Атласа. На большей части Западной Европы, нагорий Передней Азии, в Восточном Китае, на Ю. США и во многих горных районах снежный покров неустойчив.

На равнинах на территории СССР средняя высота С. и. колеблется от 30 до 70 см; на наветренных склонах крупных горных хребтов, а также в наиболее увлажнённых районах на З. и В. страны она возрастает местами до 200−400 см. Продолжительность залегания Снежный покров в пределах СССР увеличивается с Ю. и Ю.-З. на С. и С.-В. от 20 сут (в равнинных районах Крыма, Закавказья и Средней Азии) до 240−280 сут в северных районах страны. Во всех горных районах на Ю. СССР выше 2000 м снег лежит более 200 сут в году, а выше снеговой линии — в течение всего года. Формирование С. и. на земном шаре предопределяется общей циркуляцией атмосферы. Количество твёрдых осадков особенно возрастает при встрече воздушных течений с горными хребтами (распределение Снежный покров в горах крайне неравномерно из-за частой смены крутизны и экспозиции склонов и особенностей ветрового переноса снега). На равнинах Снежный покров наиболее равномерно залегает под пологом леса; в условиях лесостепей и степей значительная часть снега сдувается в балки и овраги. В СССР к районам с повышенной интенсивностью метелей относятся арктические острова, побережье Северного Ледовитого океана и все горные районы субарктического пояса. В высокогорных районах умеренного и субтропического поясов (Карпаты, Кавказ, Памир, Тянь-Шань, Алтай, Саяны, горы Прибайкалья и Забайкалья) интенсивный метелевый перенос происходит в гляциально-нивальном поясе.

Поверхность Снежный покров в значительной степени формируется под воздействием солнечной радиации и ветров. Ветровые формы снежного микрорельефа могут быть аккумулятивными (снежные сугробы, дюны, барханы) и дефляционными (заструги, впадины).

Снежный покров обладает следующими физическими свойствами. Отражательная способность его колеблется от 80−90% у свежевыпавшего снега до 30−40% у старого снега в период таяния. Из-за малой плотности Снежный покров (0,05−0,1 г/см3 у свежевыпавшего снега, 0,3−0,4 г/см3 у сухого снега в конце зимы, 0,5−0,6 г/см3 у многолетнего снега на ледниках) велика его теплопроводность. Снежный покров характеризуется слоистостью и зернистостью. Слоистость образуется в результате перерывов в отложении снега, когда происходит загрязнение поверхности и формирование на ней корок и наста. Зернистость возникает вследствие процессов перекристаллизации снежной толщи — превращения пластинчатых и столбчатых снежинок в бесформенные зёрна разной величины. На протяжении зимы Снежный покров оседает и уплотняется. Разрезы Снежный покров к концу зимы отражают историю прошедших снегопадов и сопровождавших их состояний погоды, запасы тепла в подстилающих грунтах. При значительных перепадах температуры внутри Снежный покров отдельные его слои подвергаются разрыхлению, что ослабляет связи между ними.

Снежный покров оказывает огромное влияние на климат, рельеф, гидрологические и почвообразовательные процессы, жизнь растений и животных. Снежный покров предохраняет почву от глубокого промерзания и сохраняет озимые посевы, поглощает азотистые соединения, удобряя тем самым почву, адсорбирует атмосферную пыль, охлаждает приземные слои воздуха. Снежный покров питает все ледники и многие реки во время таяния. Талые воды являются основным источником питания рек равнин Восточной Европы, Сибири, северной части Северной Америки, а также большинства горных рек умеренных поясов. В горах значительная часть снега перемещается в форме лавин. При большой метелевой концентрации в лесостепной и степной зонах Снежный покров весной усиливает овражную эрозию. Использование Снежный покров в сельском хозяйстве имеет исключительное значение. Слой Снежный покров содержит значительные запасы влаги, обеспечивающие во многих районах устойчивый урожай. Закрепление Снежный покров на полях производится комплексным снегозадержанием. Запасы скопившегося за зиму снега и характер снеготаяния предопределяют размеры весеннего половодья. Зимой в заболоченных и труднодоступных таёжных и тундровых районах строятся снежно-ледяные дороги — автозимники, создаются снежно-ледяные склады — холодильники, на снегу устраиваются аэродромы. Большие работы по защите от снежных заносов проводятся на железных и автомобильных дорогах.

Регулярные наблюдения над высотой, плотностью, продолжительностью залегания, альбедо поверхности Снежный покров осуществляются в СССР на метеорологических станциях. Величины снегозапасов измеряются с помощью снегомерных съёмок на станциях и во время маршрутов. Для исследования Снежный покров применяют также дистанционные съёмки с вертолётов, используются аэрофотосъёмки, наблюдения с космических аппаратов и измерение радиоактивности подснежных грунтов.

Формирование снежного покрова

Снежный покров на склонах гор характеризуется значительной пространственной неоднородностью и изменчивостью. Неоднородность высоты, плотности и строения снежного покрова образуется с самого начала выпадения снега на поверхность склонов, увеличиваясь за счет процессов перекристаллизации, уплотнения и течения снега и формирования новых слоев снежного покрова.

При выпадении снега без ветра на склонах крутизной менее 50° формируется снежный покров примерно одинаковой высоты, однако толщина покрова при этом на более крутых склонах будет меньше, чем на пологих. На более крутых склонах весь снег не удерживается и часть его скатывается вниз на более пологие участки, что увеличивает неоднородность снежных отложений. Выпадение снега, сопровождающееся ветром, приводит к тому, что наветренные склоны получают его больше подветренных. Усиление ветра вызывает общую метель, резко меняющую условия формирования снежного покрова в зависимости от местных орографических особенностей горной поверхности.

Существенные перераспределения снега в снежном покрове происходят при низовых метелях, которые часто бывают спустя некоторое время после прекращения снегопада. Ветер поднимает в воздух ранее выпавший рыхлый снег и переносит его на другое место. Сильный ветер вырывает зерна снега даже с относительно плотного снежного покрова. Частицы снега перемещаются преимущественно перекатыванием и последовательными скачками. При ударах этих частиц о поверхность снежного покрова они выбивают из него новые частицы снега. В результате на поверхности снежного покрова образуется система «застругов».

При метелевом переносе снега может создаваться очень большая неоднородность снежного покрова вследствие перераспределения ранее отложенного снега, выдувания его на положительных формах рельефа, создания больших надувов в понижениях и образования снежных карнизов. На неровной поверхности земли с мелкими формами рельефа метелевый перенос нивелирует неровности и делает их мало заметными на снежном покрове. Вблизи от препятствий снегоперенос вызывает образование сугробов сложной формы. Плотность снежного покрова после низовой метели существенно увеличивается и может достигать 400 кг/м3.

Свежевыпавший снег под действием собственного веса уплотняется. По мере образования новых слоев снежного покрова нагрузка на предыдущие слои увеличивается, вызывая дополнительное уплотнение.

Наряду с механическим уплотнением в снежном покрове происходят интенсивные процессы изменения структуры зерен снега в результате термодинамической нестабильности поверхности кристаллов и массопереноса. Такие процессы называют метаморфизмом, в результате которого снежинки изменяют форму и размеры. Звездчатые кристаллы распадаются на части. Зубчики кристаллов испаряются, и пар конденсируется на лее крупных зернах, которые при этом увеличиваются и округляются. В снежном покрове возникают слои снега из округлых зерен. Затем они могут превращаться в ограненные зерна и глубинную изморозь.

Существенные изменения снежного покрова происходят также из-за процессов таяния и испарения с поверхности, под воздействием жидких осадков и других метеорологических факторов.

В процессе формирования снежного покрова в нем могут возникать ледяные корки, слои уплотненного ветром снега, слои глубинной изморози и слои с различной структурой снега. В течение времени залегания снежного покрова различия в характеристиках соседних слоев могут нарастать или, наоборот, исчезать в зависимости от конкретных термодинамических условий их существования.

Таким образом, снежный покров не является стабильным. Все параметры, характеризующие мощность, строение, плотность и физико-механические свойства снежного покрова, непрерывно изменяются. На рисунке показано изменение высоты Н, плотности r и структуры снежного покрова в течение зимнего периода в долине Юкспориок Хибинского горного массива. (Автор: К. Ф. Войтковский, профессор кафедры гляциологии географического факультета МГУ

4. Снежные лавины и гляциальные сели

Лавиной называется быстрый сход с горного склона снежного покрова под действием силы тяжести. Низвергающиеся снежные массы увлекают с собой талую воду, грунт, растительность, но в лавине всегда преобладает снег.

Еще не так давно никто толком не знал, как выглядят эти снежные массы. Они низвергались молниеносно, и спасающимся свидетелям было не до того, чтобы устанавливать их форму и свойства. Напрашивался тривиальный образ снежного кома, катящегося по склону горы и увеличивающегося в размерах за счет налипания снега. В отличие от обычного снежного кома лавина казалась гигантским шаром, катящимся по очень длинным, протяженностью в сотни метров склонам. Так на одном старинном рисунке изображена лавина, обрушившаяся в 1517 году на императора Священной Римской империи Максимилиана Первого и его свиту. До XIX столетия лавину так и представляли шаром или совокупностью снежных шаров или комьев. В действительности все оказалось намного сложнее. Вначале снег, отложившийся на горном склоне, начинает постепенно и медленно сползать. Верхние слои снега опережают при сползании нижние. Самый нижний слой, примыкающий к грунту, часто остается на месте. Такое же распределение скоростей наблюдается в слоях текущей жидкости. Снег как бы «течет» по склону.

Когда скорости и напряжения в этом потоке достигают каких-то критических пределов, медленное течение скачкообразно переходит в бурный лавинный поток. Как показано на рис, на некотором расстоянии от гребня склона в снежном покрове образуется линия отрыва. За нею начинается беспорядочный сход нижележащего снега, увлекающего за собой все новые и новые снежные массы по пути следования, называемому зоной транзита. Масса извегающихся комьев снега с воздушными промежутками между ими называется лавинным телом.

У выхода в долину склон становится положе, и скорость лавины уменьшается вплоть до полной остановки. Горы снега нагромождаются в виде лавинного конуса выноса. Начало и конец движения типичны почти для всех лавин, но сами лавинные потоки существенно отличаются друг от друга.

Различно ведут себя лавины из сухого, морозного и влажного снега. Они так и называются сухими и мокрыми лавинами. Движение лавин зависит от формы и размеров склонов. На плоских склонах лавина движется в виде сплошных осовов.

Вдоль логообразных понижений образуется сосредоточенный лавинный поток. Крутые обрывы лавина преодолевает прыжками. В Хибинах известны случаи, когда мощная лавина прыжком переносились через дамбу тридцатиметровой высоты, а обрушивалась на защищаемые ею сооружения.

Скорость лавин достигает 30−100 м/с, объемы вовлекаемого при этом снега — от сотен до миллионов кубических метров. Высота снежных конусов в зоне, остановки лавины от 5 до 20 м, их плотность0,6 т/м3 и более.

Типы лавин

Свежевыпавший снег кажется нам легким, как пух, но его кубометр весит 50−60 кг. Кубометр слежавшегося снега весит уже 300−400 кг. Весной снежный покров насыщается водой и тот же кубометр становиться тяжелее еще почти в два раза. При падении лавины больших размеров, например, объемом в 100 тысяч кубометров, ее вес может достигать 70 тыс. тонн. При остановке лавины снег настолько спрессовывается, что с ним, очень часто, не сразу может справиться даже мощный бульдозер.

Выделяют 3 основных типа лавин: осовы, лотковые и прыгающие.

Осов — снежный оползень. У него нет определенного канала схода. Часто снежный склон протяженностью в сотни метров отрывается и скользит вниз.

Лотковые лавины — несут снег по строго определенному руслу, безлесым углублениям в склонах, лоткам.

Прыгающие лавины — свободно падают на дно долины через отвесные участки скал или льда.

На северном склоне Заилийского Алатау преобладают лотковые лавины 80%. Осовы и прыгающие лавины наблюдаются гораздо реже, соответственно 18% и 2%.

Фото № 1 Лавина из рыхлого снега (лавина из точки)

Лавина из рыхлого снега начинается с обрушения небольшого количества снега (Фото № 1), потерявшего сцепление со склоном и захватывающего все больше и больше новых порций снега по мере движения. Издали, кажется, что лавина начинается из одной точки и, двигаясь по склону, развертывается веером в треугольник. Такие лавины обычно захватывают только верхние слои снега, но, тем не менее, они могут быть довольно большими и разрушительными. Существуют лавины, связанные с таянием снега, и пылеватые лавины с ударным фронтом и снего-воздушной волной.