Лев Иванович Файко
Дерзкие мысли о климате
Часть III. Через призму нового взгляда
Движение вперед человечества в области познаний заключается в снимании покровов, закрывающих истину.
Лев Толстой
Сжато рассмотрим общее состояние современной климатологии, кроме её бесспорных достижений, увидим и её слабые построения, обнаружив белые пятна и трещины, нуждающиеся в заполнении каким-то достойным науки познавательным материалом.
Мысль подвела нас ещё к двум факторам климатоформирования: неравновесности теплообмена через лёд и участию тяготения. Вклинивая их в застойное тело древней науки, мы уже заметили, что в ней снова рушатся ещё какие-то подпорки, заполняются пустоты, появляются и новые проблемы. Но при всем этом в ней открываются и новые «смотровые окна», не заглянуть в которые было бы непростительным упущением.
Этим мы и займемся далее.
Глава 7. Лёд в теплообмене океаносферы
При подготовке этой книги к изданию я получил замечание оппонентов, что «перегрузил» её повествованием о льде и ледовых явлениях. Принимая замечание, отсылаю специалистов и всех интересующихся ко многим известным книгам по гляциологии, в числе которых есть и мои менее известные (Файко, 1975, 1986 и др.). Слышал мнение и о том, что лёд присущ лишь высоким широтам и вряд ли нужно посвящать ему так много внимания в книге о климате всей Земли. А вот с этим не могу согласиться, ибо знаю, что участие льда, прямое и опосредованное, в формировании климата оценено еще далеко недостаточно.
Долго существовало убеждение, что изменения и состояния климата Земли в основном определялись разрастанием или сокращением ледников на суше. В последнее время в науке стало утверждаться представление о не меньшей роли в изменениях климата морских оледенений. И это мнение больше настораживает людей, поскольку оледенения океанов происходят на уровне моря, то есть на жизненно важном для биосферы высотном уровне, а ледники в основном существуют в заоблачных высотах, где и без них температура постоянно держится достаточно низкой, отнюдь не способствуя здесь процветанию и даже существованию всего живого. Морские оледенения безусловно больше зависят от термики океаносферы и низких слоев атмосферы, чем ледники суши, а значит, и от изменений морских оледенений скорее следует ожидать климатических «сюрпризов». Способность, морских оледенений изменять климат Земли, ещё очень слабо изучена.
Ниже мы остановим внимание, как на ещё малоизвестных разработках в этой области, так и на совсем неизвестных, ждущих проверки, представлениях о формах влияния морских оледенений на термику Земли. Задачи решения этой проблемы столь же трудны, как и ответственны, ибо человек уже получает возможность управлять морским оледенением, например, Северного Ледовитого океана, но ещё не знает, что за этим может последовать.
7.1. Тепловой щит полярного бассейна
Всякий ледяной покров, будь он сезонным или многолетним, надежно охраняет водоёмы от глубокого промерзания, а значит, и от потери теплоты. Многолетний лёд полярных водоёмов по мере намерзания через определенный ряд лет достигает равновесной толщины, то есть состояния, при котором на нем намерзает снизу и стаивает сверху равный слой льда. Причину установления равновесной толщины объясняют достижением равенства разнонаправленных по сезонам года потоков теплоты фазовых превращений – теплоты кристаллизации и теплоты плавления. Такое объяснение верно и кажется законченным. Но оно не отвечает на неизбежно возникающий вопрос: почему баланс расхода и прихода теплоты фазовых превращений устанавливается в условиях многократного, в десятки и сотни раз, превосходства в Арктике и Антарктике сумм отрицательных температур воздуха над суммой положительных?
И здесь мы находим ещё одно и весьма убедительное подтверждение правомерности закона о неравновесности теплообмена замерзающего водоёма с внешней средой. Из него вытекает и законченное объяснение причины установления неравновесности толщины льда, а именно: равновесная толщина многолетнего плавучего льда образуется потому, что равенство противонаправленных количеств теплоты фазовых превращений при значительно различающихся интенсивностях их сезонных теплообменов, обусловливается тем, что теплота кристаллизации высвобождается намного менее интенсивно, чем усваивается теплота плавления. Иными словами, если бы не было неравновесного теплообмена льда с атмосферой, то не могло бы существовать и льда равновесной толщины. Поскольку существование равновесной толщины льда известно давно, оно очевидно и никогда не вызывало сомнений, то детально анализируя его взаимосвязь с тепловым воздействием атмосферы, можно получить еще одно, кроме выше нами изложенных и независимое от них, доказательство существования закономерности неравновесного теплообмена ледяного покрова с внешней средой. Буду рад узнать, что такой анализ кто-то выполнил, а я не хочу утомлять читателя дальнейшими рассуждениями и расчетами по этому случаю.
Важнейшим тепловым следствием названной закономерности и образования неравновесной толщины льда, является тот очевидный факт, что зимний теплообмен водоёма с атмосферой почти полностью замыкается на равном расходе и приходе теплоты фазовых переходов. Следовательно, невскрывающийся водоём, как и любой вскрывающийся летом, полностью прекращает всякие необратимые потери тепла, кроме как по трещинам и разводьям. Поэтому он даже в очень суровом климате высоких широт может существовать не промерзая бесконечно долго, вовсе не нуждаясь в подтоке теплых вод.
Теплые воды, если они всё же попадают в замерзающий водоём, всю свою теплоту, выраженную температурой выше точки замерзания, расходуют на таяние или задержку намерзания ледяного покрова у его кромки, но попадая под нее уже не способны вызывать существенных отклонений в теплообмен между массой воды и атмосферой. Всякое природное явление, начни его рассматривать более тщательно и неторопливо, обязательно раскрывает какие-то новые особенности, задает новые загадки. Отметим наиболее важные малоизвестные события, сопутствующие намерзанию и таянию ледяного покрова любых водоёмов. Намерзание льда характеризуется установлением в нем температурного градиента, то есть непрерывного понижения температуры в слое льда от температуры замерзания воды на его нижней плоскости до минимальной температуры его верхней плоскости. Так формируется «дорожка» непрерывного понижения температуры снизу вверх, по которой «утекает» в атмосферу теплота кристаллизации и теплота, отток которой формирует эту дорожку.
Такое линейное или однонаправленное (монотонное) формирование температурного градиента во льду продолжается не всю зиму, а лишь до тех пор, пока температура воздуха, а значит, и верхней плоскости льда, продолжает понижаться или хотя бы находиться на каком-либо постоянном уровне отрицательной температуры. Но как только температура воздуха начинает повышаться, верхний слой льда перестает охлаждаться, снова нагреваясь (разумеется в пределах отрицательных значений температуры) и тем самым прерывает теплообмен нижних слоев льда с атмосферой, появившимся здесь безградиентным слоем льда (рис. 12). С этого момента наращивание льда резко замедляется и продолжается уже не за счет прямого оттока теплоты кристаллизации в атмосферу, а за счет релаксации (постепенного расходования) «запаса холода», создавшегося во льду в первой половине зимы и отсеченного безградиентным слоем от кондуктивной теплопередачи в атмосферу. Этот отсеченный запас холода будет тем больше, чем сильнее был мороз в первой половине зимы и чем толще был лёд. Например, в Якутии толстый (до 2 м) речной и озерный лёд намерзает и весной, когда сверху уже тает. Многолетний морской лёд намерзает практически всё лето. К концу зимы безградиентный слой опускается до середины всего слоя ледяного покрова и на всё лето остается его самым холодным слоем. Как бы не был тонким, или толстым этот слой обязательно имеет зону изотермичности (одинаковой температуры), которая и исключает кондуктивный теплообмен между слоями льда, находящимися ниже и выше его. Исключается и всякий теплообмен атмосферы с водой, причем не только собственно безградиентным слоем, но всеми примыкающими к нему слоями льда с одинаковыми значениями температуры (штриховка на рис. 12).
Рис. 12. Положение температурного профиля во льду:
а – при нарастании свежего ледяного покрова;
б – при зимнем повышении температуры воздуха;
в-положение безградиентного слоя в ледяном покрове в конце зимы.
h – толщина льда; – – – безградиентный слой.
Таким образом, мы узнаем, что ледяной покров обладает еще одним теплофизическим свойством – способностью отсекать всякий теплообмен водоема с внешней средой, в том числе и отток теплоты кристаллизации из самого льда, уже во второй половине зимы, когда в атмосфере еще держится мороз.
Значит и кондуктивная теплопередача через лед имеет свойство выключаться в пору, когда ещё удерживается значительная разность между температурой воздуха и водой, которая казалось бы могла ещё поддерживать поток тепла в атмосферу. Но этой способностью обладают и верхние слои многолетней мерзлоты и вообще всякие твердые породы. Мало того, аналогичное выключение кондуктивного теплового потока в твердых массах происходит и при обратно направленном теплообмене, а это значит, что оно обратимо, следовательно, и не способно обусловливать неравновесного теплообмена твердых масс с внешней средой.
Отсюда следует, что замеченная особенность зимнего кондуктивного теплообмена водоёма с внешней средой через ледяной покров отнюдь не вносит каких-либо сомнений в достоверность сформулированной выше закономерности неравновесного теплообмена через ледяной покров, а лишь уточняет особенность кондуктивной теплопроводности.
Полное исключение всякого теплообмена водоёма с внешней средой происходит и тогда, когда весь ледяной покров прогревается до температуры плавления, становясь сплошь изотермической средой. Поэтому встречающееся в литературе указание, что в это время ледяной покров осуществляет теплообмен между морем и атмосферой как однородная среда лишено смысла. Факт неравновесности теплообмена многолетнего ледяного покрова с атмосферой ещё раз и весьма наглядно обнаруживается при анализе новой формулы равновесной толщины многолетнего льда, выведенной автором и на примере конкретных решений по этой формуле.
Первое уравнение равновесной толщины многолетнего льда предложил еще в прошлом веке австрийский полярный исследователь Вейпрехт. Позднее стало широко известным уравнение советского океанолога Н. Н. Зубова. Известны и поздние исследования и оценки условий достижения льдом равновесной толщины. Однако в основах представления о формировании и существовании многолетнего льда всё еще оставались неясности. Естественно было предположить, что новый подход к таким оценкам мог обнаружить новые закономерности в жизни многолетнего льда.
Это предположение оправдалось.
Наша формула равновесной толщины многолетнего льда выглядит так:
где Нр – равновесная толщина многолетнего льда (см);
QMH – общее среднее выделение тепла через многолетний лед за год (Дж/см2);
hc – величина стаивания слоя льда за год (см);
L – удельная теплота кристаллизации (плавления) льда (334 Дж/г);
с и δ соответственно удельные теплоемкость (2 Дж /г × °C) и плотность (0,92 см3/г);
Т – минимальная температура внешней поверхности льда, достигающая зимой (минус °C);
0,38 – эмпирически установленный коэффициент пропорциональной зависимости теплового потока QMH от Т и любой толщины многолетнего льда.
Известен, правда немногочисленный, ряд определений численной величины общего потока тепла QMH, выделяющегося за зиму через многолетний лёд в Северном Ледовитом океане. Определения выполнены по весьма трудоёмким измерениям температуры льда с помощью гирлянд термодатчиков, установленных на разную глубину ледяного покрова, то есть по изменениям градиента температуры. Внося необходимые методические уточнения в расчеты, автор нашел, что в среднем через лёд Северного Ледовитого океана за зиму выделяется всего около 30 кДж/см2. Эта величина мало изменяется от особенностей каждой конкретной зимы. По большому ряду наблюдений можно принять, что за лето здесь стаивает в среднем на 44 см, а зимой его поверхность охлаждается до минус 40 °C. Эти величины могут быть ещё не раз уточнены, но они не должны сильно отличаться от действительных, и мы используем их на примерах конкретных расчетов.
Рассчитаем, какова должна быть средняя равновесная толщина многолетнего льда в Северном Ледовитом океане при приведенных величинах:
После явно завышенной оценки Н. Н. Зубова, который не исключал возможности достижения льдом Арктики равновесной толщины в 20 м и более, последующие оценки имели очень большой разброс. Некоторые исследователи находили, что предельная толщина льда в Арктическом бассейне, может составлять 4 м, другие считали, что равновесное состояние льда наступает при его толщине 6 м, а то и 3 м и так далее. Ряд этих оценок для определенных условий термической жизни льда могут быть верны, но нам важно установить основные зависимости, определяющие образование равновесной толщины льда, чтобы потом стали понятными наблюдаемые отклонения. Это позволяет перейти к оценке следствий, которые вытекают из показанного расчета. С помощью этого уравнения удалось рассчитать время достижения льдом равновесной толщины, которое в Арктике составляет около 20 лет, увидеть ряд ранее не замечавшихся особенностей многолетнего нарастания льда и даже усмотреть новые возможности управления нарастанием и таянием многолетнего льда (Файко, 1986).
Интересны следствия и выводы, которые имеют прямое отношение к закономерности неравновесного теплообмена оледеневших водоемов с окружающей средой, вообще к термике полярных морей, а за этим и к вопросам климата.
Решая большой ряд задач с показанным уравнением, мы обнаружили, что равновесная толщина многолетнего льда более всего зависит от величины его летнего стаивания – чем она больше, тем меньше равновесная толщина льда. Например, полагаясь на вышеприведенные численные значения, но принимая увеличение стаивания льда всего на 5 см, то есть до 49 см, находим, что равновесная толщина уменьшится на 70 см, а время её достижения сократится вдвое, то есть до 10 лет. При стаивании до 100 см за лето в течение нескольких лет, лёд вовсе перестает быть многолетним, поскольку уже на второй год существования он не может зимой прирастать на эту же величину.
Но если мы при прочих ранее принятых численных значениях, в том числе и величины стаивания, представим понижение минимальной зимней температуры, то обнаружим, что толщина равновесного льда не только не увеличится, но немного уменьшится из-за того, что увеличится количество выделившегося тепла при дополнительном охлаждении самого льда, соответственно увеличится знаменатель нашего уравнения.
Таким образом, мы снова убеждаемся, что для увеличения толщины льда в Северном Ледовитом океане, то есть для увеличения ледовитости океана, понижения зимней температуры воздуха практически никакого значения не имеют. В то же время даже незначительное повышение летней температуры может парализовать все потуги зимнего мороза и не допустить увеличения массы плавучего льда. И наоборот, если зима будет мягче, но лето будет холодным и таяние льда уменьшится, то масса льда в течение года увеличится. Как тут не удивляться, что мы всегда представляли эту зависимость обратной, всегда всякие оледенения связывали с суровостью зимы, вовсе не обращая внимания на явления, происходящие летом! А всё это шло от того, что мы ещё не догадывались о существовании той разительной неравновесности теплообмена ледяного покрова с внешней средой, которой сопровождается таяние и намерзание льда; не обращали внимания на то, что выделение теплоты кристаллизации зимой сильно лимитируется кондуктивной теплопроводностью. Эти упущения как раз и обнаруживают решения по новой формуле равновесной толщины льда, ещё раз доказывая правомерность установленной закономерности неравновесного теплообмена замерзающих водоёмов с внешней средой; интересно заметить, что эту формулу я вывел задолго до того, как уяснил суть самой закономерности, мало того, именно решения по этой формуле и навели на мысль, что здесь скрыто что-то такое, что ещё неизвестно науке.
В Северном Ледовитом океане повсеместного распространения многолетнего льда равновесной толщины не наблюдается потому, что не достигнув её через 5…7 лет после образования, многолетний ледяной покров выносится в Атлантику. Равновесные льды возможны в малопроточных участках Канадского сектора Арктики. Вероятно, именно здесь появилась льдина со средней толщиной около 10 м, на которой в течение трех лет базировалась полярная станция «Северный полюс – 6».
Но как бы там ни было, всё вышеизложенное можно уверенно обобщить одним заключением, что ледяной покров Северного Ледовитого океана в наше время является пока надежным тепловым щитом, исключающим необратимые потери тепла от воды с собственной акватории. Но только ли с собственной? Это рассмотрим далее.
7.2. Термомеханическое льдообразование
Уже знаем, что всякие движения в природе обязаны работе силы тяготения. Поскольку движимые массы часто, если не всегда, имеют какие-то термические различия от масс, относительно которых они движутся, а тем более, если побудительной причиной для приложения силы тяготения является изменение их нагрева, то почти всякое движение одновременно сопровождается теплообменом. В этом отношении интересно проследить влияние динамики плавучего льда на его собственную термику при малоизученном, назовем его «термомеханическим» льдообразовании.
Ледяной покров морей, крупных озер и рек может увеличиваться в своей мощности не только намерзая, но и при всякого рода механических соприкосновениях, разрозненных плавучих ледяных образований. В литературе часто можно встретить термины, характеризующие динамику плавучих ледяных масс: «торошение», «натасовка», «механическая набивка» и так далее, но невозможно встретить указаний о том, что механические процессы почти неизбежно сопровождаются процессами смерзания, то есть являются по своей сути термомеханическими.
Сам термин «смерзание» всюду долгое время в нашей литературе был подменен английским словом «режеляция», характеризующим лишь частный, до сих пор не строго объясненный, случай смерзания льда на воздухе, и в этом толковании никак не способен был подменить все многочисленные реальные случаи смерзания льда и оледенелых тел в природе.
Как велики масштабы термомеханического увеличения масс льда может свидетельствовать такой факт. В области кругового дрейфа в Арктическом бассейне ежегодное намерзание толщины льда достигает 350 см, тогда как однолетние льды не намерзают более 160 см. Отсюда следует, что основная масса льда здесь формируется под воздействием не только термических, а ещё и механических процессов. Из этого же следует, что ежегодная ледопроизводительность этого бассейна зависит не только от температуры воздуха зимой, но и от причин, обусловливающих активность массообмена, а именно: от ветров, волнений и течений, определяющих развитие термомеханических процессов. Очень часто самые мощные нагромождения льда образуются не тогда, когда зима отличается самой низкой температурой, а в то время, когда наблюдаются сильные течения или ветра, обычно сопровождающиеся потеплениями. Мощные ледяные массивы образуются и на полностью вскрывающихся акваториях арктических морей. В любой период года они являются грозным препятствием для судоходства. Так в навигацию 1955 года во льдах аляскинского ледяного массива, блокировавшего берега моря Бофорта, потерпело аварию 53 судна из 57 работавших там, одно судно утонуло. Сложнейшие ситуации возникали и у берегов наших арктических владений, о чем узнавать мешала надуманная секретность таких событий.
Самыми грозными термомеханическими явлениями на реках являются ледяные заторы, когда огромные скопления разрушающегося льда вторично смерзаются в монолитные ледяные пробки, закупоривающие русло реки (Файко, 1975). Они опасны не только катастрофическими наводнениями, но и механическими разрушениями прибрежных строений льдом, выталкиваемым из затора (рис. 13).
Рис. 13. Разрушительное воздействие льда, выдвигаемого на берег из затора (фото автора).
Как видно, изучение причин образования динамических скоплений льда имеет не только познавательное, но и большое практическое значение. Можно выделить две основные формы термомеханического увеличения массы льда на водоёмах: торошение и усиленное продуцирование льда на полыньях, сопровождаемое далее его скоплением либо у наветренного края полыньи, либо у нижней (по течению) ледяной перемычки в реке или узком проливе. В открытом море торосы образуются в виде гряд хаотически взгроможденного льда. Над поверхностью ровного льда торосы могут подниматься до 5… 6 метров и погружаться в воду до 40 метров и более.
На реке Лене торосы образуются почти беспрерывно по всему фарватеру, но их не бывает на непроточных участках. Вероятно, наибольшую дополнительную массу льда в любом случае дают полыньи. Согласно расчетам В. Г. Ходакова (1989), при сухом морском воздухе (минус 40 °C) и слабом ветре (1 м/с) на речной полынье площадью в 0,2 км2 ежесуточно образуется около 24 000 тонн не сплоченного льда, что эквивалентно намерзанию слоя толщиной 12 см. За один месяц существования подобная полынья накапливает льда в 15…20 раз больше, чем его успевает намерзать на такой же площади своевременно сформировавшегося ледяного покрова. Зародившись, но не задержавшись в полынье, этот лёд, в виде внутриводных ледяных кристаллов, друз, иногда пластин сплывает по течению или под действием ветра и рано или поздно примерзает к ледяному покрову, ускоряя его приращение сверх той возможности, которая предопределяется термическим воздействием атмосферы.
На реке Лене, например, достаточно четко обнаруживается зависимость толщины льда от уклона, чем больше уклон, тем больше толщина, что в свою очередь, объясняется задержкой формирования ледостава на участках увеличенного уклона (рис. 14).
Рис. 14. Зависимость толщины льда от уклона русла на реке Лены:
1 – уклон; 2- толщина льда
Весьма мощным генератором дополнительных масс морского льда является известная заприпай-ная Сибирская полынья, достигающая площади сотен квадратных километров и существующая иногда большую часть зимы.
Вследствие термомеханических процессов средняя толщина льда по всей протяженности фарватера р. Лены бывает почти в 2 раза больше, чем на соседних спокойно замерзающих озерах. У Якутска толщина льда на р. Лене среди торосов в среднем составляет 200 см, а на соседних озерах – 100 см. Эти заключения сделаны нами по большому количеству собственных измерений толщины льда, но они с меньшей определенностью вытекают из стандартных наблюдений, поскольку на водопостах гидрометслужбы толщина льда измеряется преимущественно на ровном, всегда более тонком ледяном покрове.
На реках вне криолитозоны, например, европейской части СССР, в силу увеличенного грунтового питания чаще наблюдается обратная зависимость толщины льда от динамики потоков. Вероятно, это обстоятельство и обусловило тот факт, что о термомеханическом намерзании долгое время мало что знали. Часто считается, что отсутствие льда на водоёме зимой всегда приводит к резкому увеличению им потерь тепла и с учетом этого рассчитывают общие потери тепла водоёмом. Следует, однако, знать, что водоём может терять тепло только тогда, когда имеет его, то есть когда температура воды ещё не снизилась до температуры замерзания. Когда же это произошло, то все потери тепла могут выражаться только в намерзании льда, если даже он и не сплачивается в стабильный ледяной покров. Не учитывая этого обстоятельства, можно допустить ошибку в оценке зимних потоков тепла от воды, что, вероятно, и имеет место.
На быстрых сибирских реках замечено, что чем ниже температура воздуха, тем меньше собирается ледяного материала в зажоре. Вероятно, это обусловлено более ранним смерзанием ледяных образований при понижении температуры воздуха. Эта интересная особенность термомеханического утолщения льда, которую можно охарактеризовать афоризмом «чем больше мороз – тем меньше образуется льда» по свидетельству полярников наблюдается и в Арктическом бассейне и объясняется тем, что при сильном морозе бывает меньше причин для подвижек льда, приводящих к его торошению и образованию разводий.
Термомеханическое льдообразование имеет свое отражение в ходе теплообмена океана с атмосферой: торошение всегда заканчивается утолщением льда, ослаблением и временным прекращением этого теплообмена, а вскрытие разводий – увеличением его преимущественно за счет интенсификации льдообразования на открывшейся воде. Процессы термомеханического намерзания льда могут вносить существенные коррективы в привычное представление о якобы плотной связи интенсивности намерзания льда (изменений ледовитости) с температурой воздуха. Уже и потому термомеханические процессы заслуживают большего внимания, чем ему уделялось до сих пор. Поскольку основой термомеханического увеличения масс является смерзание, то изучение этих явлений правильнее будет начать с исследования теплофизических критериев процесса смерзания. Теоретические оценки и специально поставленные опыты показали, что различие коэффициентов теплопроводности и иных теплофизических характеристик воды и льда благоприятствуют тому, что охлажденные до небольшой отрицательной температуры льдины могут смерзаться не только в предельно охлажденной, но даже и в горячей воде (Бондарев, Файко, 1974). При контакте льдин в воде их смерзание может быть обеспечено настолько незначительным охлаждением, что измерять его зачастую оказывается невозможным. Смерзание льдин в реальных условиях водоёма может стимулироваться как охлаждением тех из них, которые контактируют с морозным воздухом, так и собственным «запасом холода» в льдинах, или хотя бы в одной из них. Поскольку удельная теплоёмкость льда на два порядка меньше удельной потери тепла, вызывающей кристаллизацию воды, то смерзание даже предельно прогретого льда до определенного, регламентируемого теплопроводностью периода, может происходить на два порядка интенсивнее, чем намерзание нового льда на воде. Оценка показывает, что готовый ледяной материал пресного водоёма под воздействием цикла зимнего охлаждения может смерзнуться на глубину до 15–20 м. Хорошо прогретый морской лёд в этих же условиях смерзнется на глубину 5…7 м.
Смерзание льда, имеющего собственный «запас холода», вовсе не зависит от температуры воздуха, а масса смерзающегося льда может быть сколько угодно большой. Обнаруживаемые в Арктическом бассейне спаянные нагромождения льда мощностью до 50 м свидетельствуют о том, что их смерзание стимулировалось собственными «запасами холода».
Несложно, например, рассчитать, что кусок льда охлажденный до минус 40 °C, будучи погруженным в предельно охлажденную воду вызовет вокруг себя обмерзание ещё 250 г воды, то есть обеспечит примораживание к другой льдине. Загрузка льда под нижнюю поверхность ледяного покрова вызовет ускорение наращивания его толщины сообразно плотности упаковки льда и его собственной температуры (табл. 2).
Таблица 2 Ускорение намерзания (число раз) пресного ледяного покрова при загружении под него ледяной крошки
* Крошка полностью смерзается за несколько часов
Графа, соответствующая нулевой температуре ледяной крошки, характеризует, насколько может ускоряться утолщение ледяного покрова при транспортировании под ним шуги и прочего внутриводного льда, имеющего температуру фазового перехода. Поскольку всякие движения неспаянного плавучего льда зимой всегда способствуют увеличению потерь теплоты кристаллизации, то термическое увеличение масс льда не может вносить каких-либо отклонений в ту простую закономерность, что потеря теплоты водой после остывания её до температуры замерзания далее достаточно точно характеризуется количеством льда, образующегося на водоёме, независимо от того имело ли место чисто термическое или термомеханическое увеличение его массы.
Для термики Арктического бассейна оказывается важным тот факт, что ускоренное намерзание льда при механических процессах, одновременно приводит к ускорению утолщения льда, а тем самым и к сокращению дальнейших потерь тепла от воды в атмосферу.
Как видно, термомеханическое льдообразование может вносить существенные коррективы в расчеты, выполненные по данным метеонаблюдений. Значит оно потребует, а для полярного судоходства уже требует отработки и внедрения методов уверенного определения площадного распространения льдов разной толщины. И в этой области работы уже ведутся.