кумуляторами солнечного тепла, расходующегося эатем на таяние с боковой и 
нижней ло-
верхностей льда. В рёзультате, наряду с усилением процесса стаивания льда, происхо-
дит его разрежение, уменьшёние 
сплоченности. При высокой сплоченности количество по-
глощенного тепла, расходуемого на таяние сбоку, во много раз превышает затраты тел-
ла на таяние снизу, Уменьышение сплоченности ведет к их постепенному выравниванию при
одновремёенном увнеличении доли тепла на прогрев моря.
Представление о характере влияния поглощенного тепла на изменение сплоченности
дает уравнение, полученное для условий, когда все тёпло, поглощенное 
в 
раэзводьях,
расходуется на боковое таяние:
1
No(#) = 1 - (1 - Но)в:р(йрд Ё -5 аё),
где М - концентрация льда в начальный момент, К - удельная теплота кристаплизации,
(11. 
4)
Р„ - плотность льда, Ф - тепло, поглощаемое в разводьях, Ё - толщина льда, 
& - вре-
мя. Поскольку с уменьшением концентрации льда увеличивается доля тепла 
на 
прогрев
моря, рёзультаты, полученные по этой формуле, оказываются несколько завышенными.
Приведенные аналитические зависимости ясно показывают, что атмосферные и океани-
ческие факторы играют неодинаковую роль при разрушении и образовании льда. Если раз-
рушение лёедяного покрова происходит под воздействием радиационного и теплового рёжи 
-
ма атмосферы, то ледообразование - ещё и теплового влияния океана. Поскольку имёенно
это влияние нередко служит определяющим для появления льда в морё, 
необходимо иметь
в виду условия вёертикальной теплолередачи в верхнем слое, иэменения 
которых 
могут
сказаться на соботношении 
лотоков тепла на поверхность океана и тем самым приблизить
или отдалить сроки появления льда и даже предотвратить ледообразованне. 
За исключе-
нием мелководных районов окёан даже в самых высоких пиротах содержит такое количес-.
тво тепла, которое способно при условии его подачи 
на поверхность полностью компен-
сировать отток тепла в атмосферу и исключить образование льда.
Интенсивность вертикального тёеплообмёена в море во многом зависит от устойчивос-
ти водных слоёв, обычно характеризуемой параметром Хесселберга Е, зависящим от вер-
тикального градиента плотности. Лоскольку при низких температурах плотность воды 
в
основном зависит от солености, то устойчивость водных слоев в 
полярных водах служит
главным образом функцией вертикального градиента солености. 
Увеличение 
последнего
ведет к ослаблению вертикального теплообмена и такому соотношению потоков на повер-
хности океана, которое обеспечивает образование льда, и 
наоборот.
Полярные районы нашей планеты относятся к областям избыточного увлажнения. Кро-
мё превышёения атмосферных осадков над испарением, 
заметную роль в формировании 
по-
ложительного пресноводного баланса этих районов играет поступлёние пресных вод 
из
соседних областей. 
В Северном Ледовитом океане это материковый, а в Южном эайсберго-
Вый сток. 
В результате поверхностные арктические и 
антарктические водные массы ,за-
нимающие вёерхние 50-100 м, характеризуются пониженной соленостью. От нижележащих бо-
лее соленых 
и 
прогретых вод они отделены переходным слоем с большими вертикальными
градиентами солёености - галоклином, имеющим такие же горизонтальные размеры и 
внёш-
ние контуры, что и 
водные массы.
Резко снижая вертикальный теплообмен, галоклины создают в местах своего распро-
странения необходимые предпосылки для образования морских льдов. Эти предпосылки ре
ализуются в осеннёе-зимний период повсюду, так как географическое распространение га
локлинов 
нёе 
выходит за границы областей стока энергии. Таким образом, морские льды
оказываются генетически связанными с поверхностными арктическими и 
антарктнческими
водами. Естественно, 
что изменения, которые ислытывают эти воды во времени и 
в лро-
странстве, находят свое отражение в распространении и состоянии Мморских льдо8 
в хо-
лодное время 
©года.
54 
- 71 -