Морски мраз
Морскиот мраз се појавува кога морската вода се замрзнува. Бидејќи мразот е помалку густ од водата, тој лебди на површината на океанот (како и слатководниот мраз, кој има уште помала густина). Морскиот мраз покрива околу 7% од површината на Земјата и околу 12% од светските океани.[1][2][3] Голем дел од светскиот морски мраз е затворен во поларните региони на Земјата: Арктичката ледена обвивка на Северноледениот Океан и Антарктичката ледена обвивка на Јужниот Океан. Поларните делови се подложени на значителен годишен циклус во површинскиот обем, природен процес од кој зависи екологијата на Арктикот, вклучувајќи ги и екосистемите на океанот. Поради дејството на ветровите, струите и температурните флуктуации, морскиот мраз е многу динамичен, што доведува до широк спектар на видови и одлики мраз. Морскиот мраз може да се спореди со ледените брегови, кои се делови од ледените плочи или ледници кои се влеваат во океанот. Во зависност од местоположбата, морските ледени пространства може да вклучуваат и санти.
Општи одлики и динамика
[уреди | уреди извор]
Морскиот мраз не расте и се топи. За време на својот животен век, тој е многу динамичен. Поради комбинираното дејство на ветровите, струите, температурата на водата и флуктуациите на температурата на воздухот, морските ледени пространства обично претрпуваат значителна количина на деформација. Морскиот мраз е класифициран според тоа дали може да лебди или не и според неговата старост.
Брз и лебдечки мраз
[уреди | уреди извор]Морскиот мраз може да се класифицира според тоа дали е замрзнат или не, на брегот. Ако е прикачен, тој се нарекува копнен мраз, или почесто, прицврстен мраз. Алтернативно, и за разлика од прицврстениот мраз, ледениот мраз се јавува понатаму на море во многу широки области и го опфаќа мразот што може слободно да се движи со струи и ветрови. Физичката граница помеѓу прицврстениот мраз и лебдечкиот мраз е границата на прицврстениот мраз. Ледената зона може дополнително да се подели на зона на смолкнување, маргинална ледена зона и централен пакет.[4] Лебдачкиот мраз се состои од пловен, поединечни парчиња, морски мраз од 20 метри или повеќе. Постојат имиња за различни големини: мали – 20-100 метри; средни од 100-500 метри; големи – 500-2000 метри; огромни - 2-10 километри; и гигантски - повеќе од 10 километри.[5][6] Терминот се користи или како синоним за лебдечки мраз,[5] или за означување на зона на лебдечки мраз во која ледот е густо набиен.[5][6][7] Целокупната морска ледена покривка се нарекува ледена крошна од перспектива на подморска навигација.[6][7]
Класификација врз основа на возраста
[уреди | уреди извор]Друга класификација што ја користат научниците за да го опишат морскиот мраз се заснова на возраста, односно на фазите на неговиот развој. Овие фази се: нов мраз, нила, млад мраз, едногодишен и стар мраз.[5][6][7]
Нов мраз, нилас и млад мраз
[уреди | уреди извор]
Нов мраз е општ термин што се користи за неодамна замрзнатата морска вода која сè уште не сочинува цврст мраз. Може да се состои од фразилен мраз (плочи или мраз суспендирани во вода), кашест снег (снег заситен со вода) или шуга (сунѓерести бели ледени грутки по неколку сантиметри). Други термини, како што се мрсен мраз и палачинков мраз, се користат за акумулации на ледени кристали под дејство на ветер и бранови. Кога морскиот мраз ќе почне да се формира на плажа со слаб оток, може да се создадат ледени јајца со големина на фудбал.[8]
Нила означува морска ледена кора до 10 сантиметри во дебелина. Се наведнува без да се скрши околу брановите и отекува. Нилата може дополнително да се подели на темни нили - до 5 сантиметри во дебелина и многу темни и светли нили – над 5 сантиметри во дебелина и посветла по боја.
Младиот мраз е преодна фаза помеѓу нила и едногодишен мраз и се движи во дебелина од 10 до 30 сантиметри. Младиот мраз може дополнително да се подели на сив мраз – 10-15 сантиметри во дебелина и сиво-бел мраз со 15-30 сантиметри до во дебелина. Младиот мраз не е толку флексибилен како нилата, но има тенденција да се скрши под дејство на бранови. Под компресија, или ќе се сплавува (во фазата на сив мраз) или ќе се издигне (во фазата на сиво-бел мраз).
Едногодишен мраз
[уреди | уреди извор]
Едногодишниот мраз е мраз кој е подебел од младиот мраз, но нема повеќе од една година раст. Со други зборови, мразот е тој што расте во есен и зима (откако ќе помине низ новиот мраз – нила – млади фази на мраз и понатаму расте), но не ги преживува пролетните и летните месеци (се топи). Дебелината на овој мраз обично се движи од 0,3 до 2 метри.[5][6][7] Едногодишниот мраз може дополнително да се подели на тенок (30 до 70 сантиметри), среден (70 до 120 сантиметри) и дебел (повеќе од 120 сантиметри).[6][7]
Стар морски мраз
[уреди | уреди извор]Стариот морски мраз е морски мраз кој преживеал барем една сезона на топење (т.е. едно лето). Поради оваа причина, овој мраз е генерално подебел од Едногодишниот мраз. Стариот мраз најчесто се дели на два вида: двегодишен, кој преживеал една сезона на топење и повеќегодишен мраз, кој преживеал повеќе од една. (Во некои извори,[5] стариот мраз е стар повеќе од 2 години.) Повеќегодишниот мраз е многу почест на Арктикот отколку на Антарктикот.[5][9] Причината за ова е што морскиот мраз на југ се префрла во потоплите води каде што се топи. На Арктикот, голем дел од морскиот мраз е без излез на море.
Движечки сили
[уреди | уреди извор]Додека прицврстениот мраз е релативно стабилен (бидејќи е прикачен на крајбрежјето или на морското дно), ледот поминува низ релативно сложени процеси на деформација што на крајот доведува до типично широк спектар на пејзажи на морскиот мраз. Ветерот е главната движечка сила, заедно со океанските струи.[1][5] Исто така, се повикува и на Кориолисовата сила и навалувањето на површината на морскиот мраз.[5] Овие движечки сили предизвикуваат состојба на стрес во ледената зона. Ледената плочка која се спојува кон друга и се турка против неа ќе генерира состојба на компресија на границата меѓу двете. Ледената покривка, исто така, може да претрпи состојба на напнатост, што ќе резултира со дивергенција и отворање на пукнатини. Ако две млазници се движат настрана една покрај друга додека остануваат во контакт, тоа ќе создаде состојба на смолкнување.
Деформација
[уреди | уреди извор]Деформацијата на морскиот мраз е резултат на интеракцијата помеѓу ледените санти, бидејќи тие се движат една против друга. Резултатот може да биде од три типа одлики:[6][7] 1) Рафтиран мраз, кога едно парче го надминува другото; 2) гребени под притисок, линија на скршен мраз принуден надолу и нагоре; и 3) Хумок, рид од скршен мраз кој формира нерамна површина. Гребенот на смолкнување е гребен под притисок што се формира под смолкнување - тој има тенденција да биде полинеарен од гребенот предизвикан само со компресија.[6][7] Новиот гребен е неодамнешна одлика - тој е со остри гребени, а неговата страна е наклонета под агол кој надминува 40 степени. Спротивно на тоа, издувен гребен е оној со заоблен гребен и со страни наклонети на помалку од 40 степени.[6][7] Стамуки се уште еден вид на натрупување, но тие се заземени и затоа се релативно неподвижни. Тие се резултат на интеракцијата помеѓу прицврстениот мраз и мразот што лебди.
Води и полиња
[уреди | уреди извор]Оловото и полиниите се области на отворена вода што се јавуваат во морските ледени пространства, иако температурите на воздухот се под нулата и обезбедуваат директна интеракција помеѓу океанот и атмосферата, што е важно за дивиот свет. Доводите се тесни и линеарни - тие се разликуваат во ширина од метар до километар. Во текот на зимата, водата во одводите брзо се замрзнува. Тие се користат и за навигациски цели - дури и кога се повторно замрзнати, мразот во одводите е потенок, овозможувајќи им на мразокршачите пристап до полесна патека и на подморниците полесно да излезат на површина. Полиниите се поеднакви по големина од оловните и се исто така поголеми - се препознаваат два вида: 1) полинии со чувствителна топлина, предизвикани од издигнувањето на потопла вода и 2) полинии со латентна топлина, кои произлегуваат од постојаните ветрови од крајбрежјето.[5]
-
Воздушен поглед кој покажува пространство од лебдечки мраз во Лабрадор (Источна Канада) -
Воздушен поглед кој покажува пространство од лебдечки мраз во југоисточен Гренланд) -
Воздушен поглед кој покажува пространство од лебдечки мраз кој се состои главно од вода. -
Поглед одблиску на леденаta зона -
Пример за леден мраз: акумулација на блокови мраз, -
Теренски пример на гребен под притисок. -
Воздушен поглед на Чукотско Море помеѓу Чукотка и Алјаска.
Формирање
[уреди | уреди извор]
Единствено горниот слој на вода треба да се излади до точката на замрзнување.[10] Конвекцијата на површинскиот слој ги вклучува горните 100 до 150 метри, до пикноклинот со зголемена густина.
Во мирна вода, првиот морски мраз што се формира на површината е облак од посебни кристали кои првично се во форма на ситни дискови, кои лебдат рамно на површината и со пречник помал од 0,3 сантиметри. Секој диск има вертикална оска c и расте нанадвор странично. Во одреден момент, таквата форма на диск станува нестабилна и растечките изолирани кристали добиваат шестаголна, ѕвездена форма, со долги кревки раце кои се протегаат над површината. Овие кристали имаат и вертикална оска c. Дендритичните краци се многу кревки и набрзо се откинуваат, оставајќи мешавина од дискови и фрагменти од раката. Со каков било вид турбуленција во водата, овие фрагменти дополнително се распаѓаат во мали кристали во случајна форма кои формираат суспензија со зголемена густина во површинската вода, леден тип наречен масен мраз. Во тивки услови, кристалите наскоро се замрзнуваат заедно за да формираат континуиран тенок лист од млад мраз; во раните фази, кога сè уште е проѕирен – тоа е мразот наречен нила. Откако ќе се формираат нила, се случува сосема поинаков процес на раст, во кој водата се замрзнува на дното на постојната ледена покривка, процес наречен раст на конгелациј. Од овојвој процес се добива едногодишен мраз.
Во груба вода, свежиот морски мраз се формира со ладењето на океанот бидејќи топлината се губи во атмосферата. Најгорниот слој на океанот е супер ладен до малку под точката на замрзнување, во кое време се формираат ситни ледени плочки (фразилен мраз). Со текот на времето, овој процес доведува до кашест површински слој, познат како масен мраз. Формирањето фразилен мраз, исто така, може да започне со снежни врнежи, наместо со суперладење. Брановите и ветерот потоа дејствуваат за да ги компресираат овие ледени честички во поголеми плочи, со пречник од неколку метри, наречени мраз од палачинки. Тие на површината на океанот се судираат еден со друг, формирајќи превртени рабови. Со текот на времето, ледените плочи од палачинки може самите да се прераснат една преку друга или да се замрзнат заедно во поцврста ледена покривка, позната како консолидиран мраз од палачинки. Таквиот мраз има многу груб изглед на врвот и на дното.
Доколку на морскиот мраз падне доволно снег за да го потисне слободниот одбор под нивото на морето, ќе тече морска вода и ќе се формира слој од мраз од мешан снег/морска вода. Ова е особено вообичаено околу Антарктикот.
Рускиот научник Владимир Визе (1886–1954) го посветил својот живот на проучување на арктичката ледена обвивка и ја развил теоријата за научно предвидување на условите на мразот, за што бил широко познат во академските кругови. Оваа теорија ја применил на терен во Карско Море, што довело до откривање на островот Визе.
Годишен циклус на замрзнување и топење
[уреди | уреди извор]
Годишниот циклус на замрзнување и топење е поставен со годишниот циклус на сончева инсолација и на океанската и атмосферската температура и на варијабилноста во овој годишен циклус.
На Арктикот, површината на океаните покриени со морски мраз се зголемува во текот на зимата од минимум во септември до максимум во март или понекогаш февруари, пред да се стопи во текот на летото. На Антарктикот, каде што годишните времиња се менуваат, годишниот минимум е вообичаено во февруари, а годишниот максимум во септември или октомври, а присуството на морскиот мраз што се допира до фронтовите на ледените плочи влијае на протокот на ледниците и потенцијално на стабилноста на ледената покривка на Антарктикот.[12][13]
На растот и стапката на топење влијае и состојбата на самиот мраз. За време на растот, згуснувањето на мразот поради замрзнување (за разлика од динамиката) зависи само од дебелината, така што растот на мразот се забавува како што мразот се згуснува.[5] Исто така, за време на топењето, потенкиот морски мраз се топи побрзо. Ова води до различно однесување помеѓу повеќегодишниот и првиот годишен мраз. Дополнително, топењето на површината на мразот за време на сезоната на топење го намалуваат албедото така што се апсорбира повеќе сончево зрачење, што доведува до повратна информација каде топењето се забрзува. Едногодишниот е порамен од повеќегодишниот мраз поради недостатокот на динамично искривување, така што езерата имаат тенденција да имаат поголема површина. Тие исто така имаат пониско албедо бидејќи се на потенок мраз, што го блокира помалку сончевото зрачење да стигне до темниот океан долу.[14]
Набљудувања
[уреди | уреди извор]Промените во условите на морскиот мраз најдобро се докажуваат со стапката на топење со текот на времето. Композитен запис за арктичкиот мраз покажува дека повлекувањето на млазниците започнало околу 1900 година, доживувајќи побрзо топење кое започнало во последните 50 години. Сателитското проучување на морскиот мраз започнало во 1979 година и станало многу посигурна мерка за долгорочните промени во морскиот мраз. Во споредба, обемот на морскиот мраз во поларниот регион до септември 2007 година бил само половина од забележаната маса што се проценувало дека постои во периодот 1950-1970 година.[15]
Обемот на мразот на Арктичкото море достигнал историски минимум во септември 2012 година, кога било решено дека мразот покрива само 24% од Северноледениот Океан, компензирајќи го претходното ниско ниво од 29% во 2007 година. Прогнозите за тоа кога може да се случи првото арктичко лето „без мраз“ варираат.
Обемот на морскиот мраз на Антарктикот постепено се зголемувал во периодот на сателитски набљудувања, кои започнале во 1979 година, до брзиот пад на јужната полутопка пролетта 2016 година.
Врска со глобалното затоплување и климатските промени
[уреди | уреди извор]
Морскиот мраз обезбедува екосистем за различни поларни видови, особено за белата мечка, чија животна средина е загрозена бидејќи глобалното затоплување предизвикува мразот да се топи повеќе како што температурата на Земјата станува потопла. Понатаму, самиот морски мраз функционира за да помогне во одржувањето на поларната ладна клима, бидејќи мразот постои во доволно обемни количини за да се одржи ладна средина. Притоа, врската на морскиот мраз со глобалното затоплување е циклична; мразот помага да се одржи студената клима, но како што се зголемува глобалната температура, мразот се топи и е помалку ефикасен во одржувањето на студената клима. Светлата, сјајна површина (албедо) на мразот, исто така, има улога во одржувањето на поладни поларни температури со тоа што рефлектира голем дел од сончевата светлина што го удира назад во вселената. Како што се топи морскиот мраз, неговата површина се намалува, намалувајќи ја големината на рефлектирачката површина и поради тоа предизвикува Земјата да апсорбира повеќе од сончевата топлина. Како што се топи мразот, се намалува албедото, што предизвикува повеќе топлина да се апсорбира од Земјата и дополнително да се зголеми количината на мразот што се топи.[16] Иако големината на ледените санти е под влијание на годишните времиња, дури и мала промена на глобалната температура може многу да влијае на количината на морскиот мраз и поради намалувањето на рефлектирачката површина што го одржува океанот ладен, ова предизвикува циклус на намалување на мразот и температурно затоплување. Како резултат на тоа, поларните региони се најподложните места на климатските промени на планетата.[5]
Понатаму, морскиот мраз влијае на движењето на океанските води. Во процесот на замрзнување, голем дел од солта во океанската вода се истиснува од замрзнатите кристални формации, иако дел останува замрзнат во мразот. Оваа сол се заглавува под морскиот мраз, создавајќи поголема концентрација на сол во водата под ледените санти. Оваа концентрација на сол придонесува за густината на засолената вода и оваа студена, погуста вода тоне на дното на океанот. Оваа студена вода се движи по дното на океанот кон екваторот, додека потоплата вода на површината на океанот се движи во насока на половите. Ова се нарекува „движење на подвижна лента“ и е процес што редовно се случува.[5]
Моделирање
[уреди | уреди извор]Со цел да се добие подобро разбирање за варијабилноста, се користат нумерички модели на морски мраз за да се извршат студии за чувствителност. Двете главни состојки се динамиката на мразот и термодинамичките својства. Постојат голем број компјутерски кодови за модели на морски мраз достапни за ова, вклучувајќи го и нумеричкиот пакет CICE.
Многу глобални климатски модели (GCM) имаат морски мраз имплементиран во нивната нумеричка симулациска шема со цел правилно да се доловат повратните информации од мраз-албедо. Примерите вклучуваат:
Екологија
[уреди | уреди извор]Морскиот мраз е дел од биосферата на Земјата. Кога морската вода замрзнува, мразот е преполн со канали исполнети со сол кои одржуваат симпагични организми како што се бактерии, алги, копеподи и анелиди, кои пак обезбедуваат храна за животни како крил и специјализирани риби.[17]
Намалувањето на сезонскиот морски мраз го става на ризик опстанокот на арктичките видови како што се прстенестените фоки и белите мечки.[18][19][20]
Вонземско присуство
[уреди | уреди извор]Се шпекулирало дека постојат други елементи и соединенија како океани и мориња на вонземски планети. Научниците особено се сомневаат во постоењето на „ледени брегови“ од цврст дијамант и соодветни мориња од течен јаглерод на ледените џинови на Нептун и Уран. Ова се должи на екстремниот притисок и топлината во јадрото, што би го претворило јаглеродот во суперкритична течност.[21][22]
Наводи
[уреди | уреди извор]- ↑ 1,0 1,1 Wadhams, Peter (1 January 2003). „How Does Arctic Sea Ice Form and Decay?“. Arctic theme page. NOAA. Архивирано од изворникот на 2005-03-06. Посетено на 25 April 2005.
- ↑ Weeks, Willy F. (2010). On Sea Ice. University of Alaska Press. стр. 2. ISBN 978-1-60223-101-6.
- ↑ Shokr, Mohammed; Sinha, Nirmal (2015). Sea Ice – Physics and Remote Sensing. John Wiley & Sons, Inc. ISBN 978-1119027898.
- ↑ Leppäranta, Matti (2005). The Drift of Sea Ice. Springer. ISBN 978-3-540-40881-9.
- ↑ 5,00 5,01 5,02 5,03 5,04 5,05 5,06 5,07 5,08 5,09 5,10 5,11 5,12 NSIDC All About Sea Ice
- ↑ 6,0 6,1 6,2 6,3 6,4 6,5 6,6 6,7 6,8 Environment Canada Ice Glossary
- ↑ 7,0 7,1 7,2 7,3 7,4 7,5 7,6 7,7 WMO Sea-Ice Nomenclature
- ↑ Murray, Jessica (7 November 2019). „Thousands of rare 'ice eggs' found on beach in Finland“. The Guardian.
- ↑ Wadhams, P. (2000). Ice in the Ocean. CRC Press. ISBN 978-90-5699-296-5.
- ↑ Barry, Roger G.; Blanken, Peter D. (2016). Microclimate and Local Climate. Cambridge University Press. стр. 189. ISBN 978-1-316-65233-6.
- ↑ Zhang, Jinlun; Rothrock, D. A. (May 2003). „Modeling global sea ice with a thickness and enthalpy distribution model in generalized curvilinear coordinates“. Monthly Weather Review. 131 (5): 845–861. Bibcode:2003MWRv..131..845Z. CiteSeerX 10.1.1.167.1046. doi:10.1175/1520-0493(2003)131<0845:MGSIWA>2.0.CO;2.
- ↑ Greene, Chad A.; Young, Duncan A.; Gwyther, David E.; Galton-Fenzi, Benjamin K.; Blankenship, Donald D. (2018-09-06). „Seasonal dynamics of Totten Ice Shelf controlled by sea ice buttressing“. The Cryosphere (англиски). 12 (9): 2869–2882. Bibcode:2018TCry...12.2869G. doi:10.5194/tc-12-2869-2018. ISSN 1994-0416.
- ↑ Massom, Robert A.; Scambos, Theodore A.; Bennetts, Luke G.; Reid, Phillip; Squire, Vernon A.; Stammerjohn, Sharon E. (2018). „Antarctic ice shelf disintegration triggered by sea ice loss and ocean swell“. Nature (англиски). 558 (7710): 383–389. Bibcode:2018Natur.558..383M. doi:10.1038/s41586-018-0212-1. ISSN 0028-0836. PMID 29899449.
- ↑ Perovich, Donald (2017). „Chapter 4: Sea Ice and Sunlight“. Во Thomas, David (уред.). Sea Ice (3. изд.). Wiley-Blackwell.
- ↑ Polyak, Leonid; Richard B. Alley; John T. Andrews; Julie Brigham-Grette; Thomas M. Cronin; Dennis A. Darby; и др. (3 February 2010). „History of sea ice in the Arctic“ (PDF). Quaternary Science Reviews. 29 (15): 2–17. Bibcode:2010QSRv...29.1757P. doi:10.1016/j.quascirev.2010.02.010.
- ↑ „Albedo“. Climate Education Modules for K-12. NC State University. Архивирано од изворникот на 29 May 2017. Посетено на 2017-11-15.
- ↑ „Sea Ice Ecology“. Sea Ice Physics and Ecosystem eXperiment (SIPEX). Antarctic Climate & Ecosystems CRC. Архивирано од изворникот на 2012-03-20. Посетено на 23 June 2012.
- ↑ Barber, D. G.; Iacozza, J. (March 2004). „Historical analysis of sea ice conditions in M'Clintock Channel and the Gulf of Boothia, Nunavut: implications for ringed seal and polar bear habitat“. Arctic. 57 (1): 1–14. doi:10.14430/arctic478. JSTOR 40512590.
- ↑ Stirling, I.; Lunn, N. J.; Iacozza, J.; Elliott, C.; Obbard, M. (March 2004). „Polar bear distribution and abundance on the southwestern Hudson Bay coast during open water season, in relation to population trends and annual ice patterns“. Arctic. 57 (1): 15–26. doi:10.14430/arctic479. JSTOR 40512591.
- ↑ Stirling, I.; Parkinson, C. L. (September 2006). „Possible effects of climate warming on selected populations of polar bears (Ursus maritimus) in the Canadian Arctic“ (PDF). Arctic. 59 (3): 261–275. doi:10.14430/arctic312. JSTOR 40512813.
|hdl-access=бара|hdl=(help) - ↑ „Oceans of diamond possible on Uranus and Neptune“. Astronomy Now. Архивирано од изворникот на 2022-04-08. Посетено на 8 December 2021.
- ↑ „It May Rain Diamonds Inside Neptune and Uranus“. Smithsonian Magazine. Посетено на 8 December 2021.
Речник на морски мраз
[уреди | уреди извор]- „Cryosphere Glossary“. National Snow and Ice Data Center, University of Colorado, Boulder.
- „Ice Glossary“. Environment Canada. 2010-09-27.
- „WMO Sea-Ice Nomenclature“. World Meteorological Organization. WMO/OMM/ВМО – No. 259 • Edition 1970–2004.[мртва врска]
Надворешни врски
[уреди | уреди извор]- Дневни мапи на концентрацијата на морскиот мраз од Универзитетот во Бремен
- Карти на морскиот мраз од Националниот центар за податоци за снег и мраз
|