К

КАНАЛ.  Расширившаяся магистральная трещина. Каналы подразделяются на узкие (шириной 50—200 м), средние (шириной 200—500 м) и широкие (шириной свыше 500 м). Традиционно к каналам относят полосу чистой воды или заполненную кусками льда, оставляемую в ледяном покрове ледоколом или судном (см. фото 3, 5, 8).

КАРТИРОВАНИЕ ЛЕДОВОЙ ОБСТАНОВКИ. Нанесение на бланковую карту с помощью системы условных обозначений результатов визуальных, фотографических, радиолокационных или космических наблюдений с выделением границ зон с однородными характеристиками ледяного покрова.

КАТАКЛАЗ ЛЬДА. См. дробление льда.

КИЛЬВАТЕРНЫЙ СЛЕД ЗА АЙСБЕРГОМ. Полоса распресненной и охлажденной воды, образующаяся за движущимися айсбергами. Степень влияния айсберга на изменение температуры и солености морской воды определяется количеством и размерами дрейфующих айсбергов и интенсивностью таяния и разрушения льда (фото 9).

КЛАССИФИКАЦИЯ ЛЕДОВЫХ ПРОГНОЗОВ. Подразделение ледовых прогнозов по назначению, продолжительности их действия, этапам и объектам прогнозирования, содержанию или иным признакам.

ВИДЫ ПРОГНОЗОВ, РАЗЛИЧАЮЩИХСЯ ПО НАЗНАЧЕНИЮ

СИСТЕМАТИЧЕСКИЕ ЛЕДОВЫЕ ПРОГНОЗЫ. Ледовые прогнозы, регулярно составляемые оперативными подразделениями Росгидромета по утвержденным методикам и в определенные сроки выпуска.

СПЕЦИАЛЬНЫЕ ЛЕДОВЫЕ ПРОГНОЗЫ. Ледовые прогнозы, составляемые оперативными подразделениями Росгидромета для конкретных потребителей прогностической информации.

ВИДЫ ПРОГНОЗОВ, РАЗЛИЧАЮЩИХСЯ ПО ПРОДОЛЖИТЕЛЬНОСТИ ИХ ДЕЙСТВИЯ

КРАТКОСРОЧНЫЕ ЛЕДОВЫЕ ПРОГНОЗЫ—детализированные ледовые прогнозы, заблаговременность которых изменяется от нескольких часов до 3 сут.

ЛЕДОВЫЕ ПРОГНОЗЫ МАЛОЙ ЗАБЛАГОВРЕМЕННОСТИ (СРЕДНЕСРОЧНЫЕ). Ледовые прогнозы с заблаговременностью от 3 до 15 сут.

ДОЛГОСРОЧНЫЕ ЛЕДОВЫЕ ПРОГНОЗЫ. Ледовые прогнозы, заблаговременность которых изменяется от 15 сут до 6 мес.

СВЕРХДОЛГОСРОЧНЫЕ ЛЕДОВЫЕ ПРОГНОЗЫ. Ледовые прогнозы, заблаговременность которых изменяется от 6 мес до нескольких лет.

ВИДЫ ПРОГНОЗОВ, РАЗЛИЧАЮЩИХСЯ ПО ЭТАПАМ ПРОГНОЗИРОВАНИЯ

ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЙ ЛЕДОВЫЙ ПРОГНОЗ. Ледовый прогноз, составляемый перед основным на основе ограниченной информации и прогностических зависимостей, обладающих меньшей обеспеченностью допустимой погрешности прогнозов. Предварительный прогноз носит ориентировочный характер.

ОСНОВНОЙ ЛЕДОВЫЙ ПРОГНОЗ. Первый ледовый прогноз по каждой характеристике ледового режима, параметрам или показателям строения, состояния и состава ледяного покрова, а также его эволюции, разработанный в соответствии с планом выпуска прогнозов. Сроки составления, форма выпуска и содержание основного прогноза устанавливаются специальным соглашением между Росгидрометом и конкретным потребителем прогностической информации.

УТОЧНЕНИЕ ЛЕДОВОГО ПРОГНОЗА. Ледовый прогноз, уточняющий содержание основного прогноза и составляемый как по плану выпуска прогнозов, так и в зависимости от интенсивности развития ледовых процессов, требующих срочного уточнения предсказанных явлений или процессов.

ЭКСТРЕННЫЙ (ЭПИЗОДИЧЕСКИЙ) ПРОГНОЗ. Ледовый прогноз, составляемый по неожиданному специальному запросу потребителя.

ВИДЫ ПРОГНОЗОВ, РАЗЛИЧАЮЩИХСЯ ПО ОБЪЕКТАМ ПРОГНОЗИРОВАНИЯ

МОРСКИЕ ЛЕДОВЫЕ ПРОГНОЗЫ. Ледовые прогнозы, разрабатываемые для морей или их отдельных частей (районов), а также в целом по Южному или Северному Ледовитому океанам.

РЕЧНЫЕ ЛЕДОВЫЕ ПРОГНОЗЫ. Ледовые прогнозы, разрабатываемые для рек, их устьевых участков и взморий.

ВИДЫ ПРОГНОЗОВ, РАЗЛИЧАЮЩИХСЯ ПО СОДЕРЖАНИЮ

ПРОГНОЗ СРОКОВ НАЧАЛА ЛЕДООБРАЗОВАНИЯ. Ледовый прогноз, содержащий сведения об ожидаемых сроках начала устойчивого ледообразования по отдельным пунктам, районам или по всей площади водоема. В последнем случае ледовый прогноз составляется в виде прогностической карты изохрон начала устойчивого ледообразования.

ПРОГНОЗ СРОКОВ ДОСТИЖЕНИЯ ЛЬДОМ ОПРЕДЕЛЕННЫХ ТОЛЩИН. Ледовый прогноз, содержащий сведения об ожидаемых сроках достижения молодым льдом толщин 5—10 и 20— 25 см, лимитирующих окончание безледокольного плавания и массовой ледокольной проводки судов осенью.

ПРОГНОЗ ТОЛЩИНЫ ЛЬДА. Ледовый прогноз, содержащий сведения об ожидаемой толщине льда на конкретную дату.

ПРОГНОЗ ТОЛЩИНЫ ЛЬДА К НАЧАЛУ ТАЯНИЯ. Ледовый прогноз, содержащий сведения об ожидаемых значениях максимальной толщины льда в конкретном пункте.

ПРОГНОЗ СРОКОВ ВЗЛОМА И ОКОНЧАТЕЛЬНОГО РАЗРУШЕНИЯ ПРИПАЯ. Ледовый прогноз, содержащий сведения об ожидаемых сроках начала разрушения припая (частичный взлом припая), сроках его полного разрушения (без учета взлома подошвы припая) и перехода в дрейфующий лед.

ПРОГНОЗ ЛЕДОВИТОСТИ. Ледовый прогноз, содержащий сведения об ожидаемых на конкретный момент времени или осредненных за некоторый промежуток площадях распространения льдов на данной акватории моря или его части, независимо от их возраста, сплоченности и других показателей.

ПРОГНОЗ ПЛОЩАДЕЙ МАССИВОВ. Ледовый прогноз, содержащий сведения об ожидаемых на конкретный момент времени или осредненных за определенный период площадях ледяных массивов (площади льдов сплоченностью 7—10 баллов).

ПРОГНОЗ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ЛЬДОВ. Ледовый прогноз, содержащий сведения об ожидаемом положении кромки льда и границ льдов различных сплоченности и возраста, а также о характере развития и состоянии крупных разрывов в ледяном покрове, полыней и прогалин.

ПРОГНОЗ РАЗРУШЕННОСТИ ЛЬДА. Ледовый прогноз, содержащий сведения об ожидаемых сроках наступления разной степени разрушенности ледяного покрова в конкретном пункте, районе или на некотором участке.

ПРОГНОЗ ДРЕЙФА ЛЬДОВ. Ледовый прогноз, содержащий сведения о предполагаемом направлении, смещении и скорости дрейфа льдов. Прогноз составляется на основе прогностической карты давления воздуха, знания изобарических коэффициентов и углов отклонения дрейфа льдов от направления изобар. Такой прогноз может составляться также по прогнозу скорости и направления ветра и знания ветровых коэффициентов и углов отклонения направления дрейфа льдов от направления ветра, характерных для данного района и сезона года. При прогнозировании необходимо учитывать также морские течения в районах, где они известны и значительны.

ПРОГНОЗ СЖАТИИ ЛЬДА. Ледовый прогноз, содержащий сведения о возможных ветровых сжатиях в данном районе моря или на данном участке трассы с учетом расчетных данных по приливно-отливным сжатиям — разрежениям.

КЛАССИФИКАЦИЯ ЛЬДОВ. Система соподчиненных понятий о льдах (классах льдов), представляемая в виде различных по форме схем (таблиц) и используемая как средство для установления связи между этими понятиями или классами, а также для точной ориентировки в многообразии ледовых понятий или соответствующих объектов исследования. Классификация фиксирует закономерные связи между классами льдов с целью определить место каждого объекта (тип льда) в общей системе, которое указывает на его свойства.

Например, структурно-генетическая классификация льдов природных водоемов, предложенная Н. В. Черепановым, подразделяет льды по кристаллографическим признакам, выделяя льды 4 групп, каждая из которых включает в себя льды 9 типов. При типизации льдов в данной классификации четко прослеживается связь между гидрометеорологическими условиями и кристаллической структурой льда (рис. 3).

КЛАССИФИКАЦИЯ АЙСБЕРГОВ ПО ФОРМЕ

АРКООБРАЗНЫЕ И ГРОТООБРАЗНЫЕ АЙСБЕРГИ. Айсберги, у которых средняя надводная часть разрушена насквозь или в виде грота. Такие айсберги отличаются сильно развитыми таранами (фото 10).

ДОКООБРАЗНЫЕ АЙСБЕРГИ. Айсберги с разрушенной средней частью в виде W-образной прорези и двойными скалами или пирамидами по краям.

КРЫЛООБРАЗНЫЕ И РОГООБРАЗНЫЕ АЙСБЕРГИ. Айсберги, форма которых сформировалась под действием продолжительного таяния и выветривания. Представляют собой последнюю стадию существования айсберга.

КУПОЛООБРАЗНЫЕ АЙСБЕРГИ. Айсберги, верхняя поверхность которых полого спускается от центра во все стороны. Образуются в результате откола глыб льда от выводных ледников.

НАКЛОННЫЕ АЙСБЕРГИ. Айсберги, напоминающие плиту, погруженную одним концом в воду. Являются переходной формой от столообразных айсбергов к пирамидальным (фото 11).

ОКРУГЛЫЕ АЙСБЕРГИ. Многолетние айсберги высоких широт, которые приобретают окатанную форму благодаря тому, что процессы таяния и выветривания здесь происходят медленно. В других районах Мирового океана такая форма характерна для перевернувшихся айсбергов (фото 14).

ПЕРЕВЕРНУТЫЕ АЙСБЕРГИ. Форма айсбергов, опрокинувшихся в результате перемещения центра тяжести из-за сколов и обломов частей айсберга и потери устойчивости.

ПИРАМИДАЛЬНЫЕ АЙСБЕРГИ. Айсберги, напоминающие пирамиду, с большой высотой и сравнительно малыми горизонтальными размерами. В Антарктиде пирамидальные айсберги возникают из столообразных и наклонных айсбергов в результате их разрушения и таяния (фото 12).

В Арктике в результате быстрого движения ледников они сразу же приобретают остроконечную вершину неправильной формы.

РАЗРУШАЮЩИЕСЯ АЙСБЕРГИ. Айсберги разнообразного вида, подвергшиеся в надводной и подводной частях у ватерлинии таянию и механическому разрушению. Имеют причудливые и живописные очертания (фото 13).

РЕБРИСТЫЕ АЙСБЕРГИ. Айсберги, испещренные параллельными канавками, создающими ребристую поверхность. Глубина канавок и расстояние между ними составляют примерно 20 см. Присущи только водам Южного океана.

СТОЛООБРАЗНЫЕ АЙСБЕРГИ. Айсберги с преимущественно ровными и горизонтальными нижними и верхними поверхностями, а также вертикальными боковыми сторонами. Образуются путем откола крупных глыб льда от шельфового ледника (фото 15).

КЛАССИФИКАЦИЯ АЙСБЕРГОВ ПО МЕСТОПОЛОЖЕНИЮ

АНТАРКТИЧЕСКИЕ АЙСБЕРГИ. Айсберги всех видов, образовавшиеся из ледникового покрова Антарктиды и дрейфующие в Южном полушарии Земного шара.

ВОСТОЧНО-ГРЕНЛАНДСКИЕ АЙСБЕРГИ. Айсберги крупных размеров, средняя высота которых составляет 50—60 м. Максимальная высота этих айсбергов, может достигать 120 м, а осадка— 150 м.

ДРЕЙФУЮЩИЕ ЛЕДЯНЫЕ ОСТРОВА. Разновидность айсбергов Арктического бассейна, которые порождены шельфовым ледником о-ва Элсмир, а также возможно о-ва Аксель-Хейберг. Они возвышаются над уровнем моря на 5—15 м, имеют осадку около 30 м и более, а также площадь от нескольких тысяч квадратных метров до 500 км2. Такие острова имеют волнистую поверхность и состоят из слоистого и прочного льда (фото 16).

ЕВРАЗИЙСКИЕ АЙСБЕРГИ. Айсберги арктических морей Северного полушария, имеющие высоту от 5 до 25 м, длину 100— 150 м и преобладающую осадку 50—60 м, достигающую иногда 100 м.

ЗАПАДНО-ГРЕНЛАНДСКИЕ АЙСБЕРГИ. Айсберги очень крупных размеров, высота которых иногда достигает 213—225 м, осадка — 500 м, длина — 1500 м и более.

КЛАССИФИКАЦИЯ АЙСБЕРГОВ ПО РАЗМЕРАМ

КУСОК АЙСБЕРГА. Небольшой монолит пресного льда высотой до 1,5 м, шириной до 1,7 м и длиной до 2,5 м.

ОСКОЛОК АЙСБЕРГА. Отколовшаяся от айсберга глыба, соседствующая с ним и часто называемая щенком, шириной 1,8— 5,0 м, длиной 2,6—7,5 м. Возвышается над водой на 1,6—3,0 м.

ОБЛОМОК АЙСБЕРГА. Часть айсберга, возвышающаяся над водой на 3,1—5,0 м, шириной 5,1—10 м, длиной 7,6—15 м.

МАЛЫЙ АЙСБЕРГ. Глыба пресного льда, возвышающаяся над водой на 5,1—15,0 м, шириной 11—40 м, длиной 16—60 м.

СРЕДНИЙ АЙСБЕРГ. Глыба материкового льда, возвышающаяся над водой на 16—30 м, шириной 41—85 м, длиной 61— 130 м.

БОЛЬШОЙ АЙСБЕРГ. Глыба материкового льда, возвышающаяся над водой на 31—50 м, шириной 86—130 м, длиной 131— 200 м.

ГИГАНТСКИЙ АЙСБЕРГ. Огромная глыба материкового льда, возвышающаяся над водой более чем на 50—70 м, шириной более 230 м, длиной более 200 м.

КЛАССИФИКАЦИЯ АЙСБЕРГОВ ПО ВОЗРАСТУ

МОЛОДЫЕ АЙСБЕРГИ. Глыбы материкового льда, недавно отколовшиеся от ледников, имеющие характерные угловатые очертания.

СТАРЫЕ АЙСБЕРГИ. Айсберги, подвергшиеся таянию и разрушению в надводной, подводной частях, а также в районе ватерлинии.

Часто плавают в состоянии неустойчивого равновесия и могут внезапно опрокинуться или расколоться.

КЛАССИФИКАЦИЯ АЙСБЕРГОВ ПО ЦВЕТУ

БЕЛЫЕ АЙСБЕРГИ. Фирновые, или шельфовые айсберги с хорошо выраженной слоистостью и белой окраской.

ГОЛУБЫЕ АЙСБЕРГИ. Глетчерные айсберги, в которых иногда содержатся обломки материковых пород.

ТЕМНО-ЗЕЛЕНЫЕ АЙСБЕРГИ. Айсберги с инородными включениями, не выходящими на поверхность.

ЧЕРНО-БЕЛЫЕ, ИЛИ ПОЛОСАТЫЕ АЙСБЕРГИ. Айсберги с крупными включениями моренного материала.

ЧЕРНЫЕ АЙСБЕРГИ. Айсберги, поверхность которых покрыта песком, илом, камнями и другими материалами, захваченными ими, подобно драге, со дня моря при опрокидывании.

КОД ЛЕДОВЫЙ. Система символов для передачи, обработки и хранения (заполнения) различной ледовой информации. Символы могут быть цифровыми, буквенными буквенно-цифровыми и т. д.

КОЛИЧЕСТВО АЙСБЕРГОВ. Общая сумма айсбергов на определенной акватории (море, океан) на момент наблюдений.

КОЛИЧЕСТВО ВОЗДУХА В АЙСБЕРГАХ. Содержание пузырьков воздуха в айсберге, измеряемое в процентах. Оно колеблется от 1 до 15 % его объема. При плотности морской воды 1,027 и 1 % содержания воздуха под водой будет находиться 38,6 % общего объема айсберга, а при 10 % содержания воздуха — только 80,8 % .

КОМПОНЕНТЫ СДВИГА ЛЬДА. Значения изменения прямых углов между осями, которые связаны следующими соотношениями с компонентами вектора перемещений и, v, w:

exy = 0,5 v/дх + ди/ду); ezx = 0,5 (дvz + дwx);

eyz = 0,5 w/ду + ду/дz).

Относительные удлинения exx , eyy , ezz и компоненты сдвига exy , ezx , eyz называют компонентами малой деформации.

КОСМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ. Исследования снежно-ледяных образований с искусственных спутников Земли и орбитальных станций в различных спектральных диапазонах.

Многозональная съемка с космических кораблей показала перспективность использования этого метода для анализа природных ресурсов, слежения за состоянием ледяного покрова и непосредственной проводки судов во льдах.

КОЭФФИЦИЕНТ ВЯЗКОСТИ ЛЬДА (КОЭФФИЦИЕНТ ВНУТРЕННЕГО ТРЕНИЯ). Характеристика вязкости льда h, количественно определяемая касательной силой F, которая должна быть приложена к элементарной площадке S сдвигаемого слоя, чтобы поддержать в этом слое ламинарное течение с постоянной скоростью относительного сдвига

h = (F/S)(1/)=Тcдв/.

где Тcдв — напряжение сдвига.

Коэффициент вязкости, определенный статическими методами, например, при деформациях кручения, сдвига, растяжения..., называют статическим коэффициентом вязкости. Значения h, полученные с помощью статических методов, находятся в больших пределах (от 109 до 1015 Па*с), что трудно установить какую-либо закономерность его изменения. Поэтому t] —практически условная величина, характеризующая отношение напряжения к скорости ползучести в заданных условиях деформирования и в заданный момент времени. По данным ряда авторов, вязкость льда не удовлетворяет закону Ньютона из-за отсутствия линейной зависимости между напряжением и скоростью деформации.

КОЭФФИЦИЕНТ ДИНАМИЧЕСКОЙ ВЯЗКОСТИ ЛЬДА. Определяется по декременту механических колебаний D образца льда на какой-то частоте f и известному модулю упругости Е, используя для этого известное соотношение

h=DE / (2p2f).

Значения коэффициента вязкости, вычисленные с использованием параметров затухающих упругих колебаний, на 5—6 порядков меньше статических коэффициентов вязкости, соответствующих пластическому течению льда.

КОЭФФИЦИЕНТ ЗАПОЛНЕНИЯ ТОРОСА. Отношение объема льда, заключенного в торосе (без учета пустот и воздушных прослоек между кусками льда, составляющими торос), к объему тороса, рассчитанному по его внешним параметрам, описывающим фигуру тороса.

КОЭФФИЦИЕНТ ИЗВИЛИСТОСТИ ГРАНЕЙ КРИСТАЛЛА ЛЬДА. Отношение, характеризующее извилистость граней кристалла по сравнению с его идеальной формой. Коэффициент извилистости граней кристалла льда характеризует степень идиоморфизма кристаллов льда.

КОЭФФИЦИЕНТ ОТРАЖЕНИЯ ЛЬДОМ СВЕТА. Отношение интенсивности отраженной волны к интенсивности падающей.

В метеорологии применительно к ледяному покрову обычно пользуются понятием альбедо—фотометрической величиной, выражающей способность матовой поверхности отражать (рассеивать) падающий на нее извне лучистый поток. Альбедо — отношение радиации, отражаемой поверхностью, к радиации, падающей на нее.

КОЭФФИЦИЕНТ ПУАССОНА ЛЬДА. Характеристика упругого свойства льда, численно равная отношению абсолютного значения относительной поперечной деформации образца льда к его относительной продольной деформации:

vxy = eyy /exx, или vzx = ezz /exx,

где exx, eyy, ezz —деформация по соответствующим осям.

Если для льда сохраняется условие изотропности, то vxy = vyz = vzx =v.

Для монокристалла льда, обладающего анизотропией свойств, vxy  vyz  vzx. Значение коэффициента Пуассона обычно принимается равным 0,33.

КОЭФФИЦИЕНТ ТЕПЛОПРОВОДНОСТИ ЛЬДА. См. теплопроводность льда.

КРИВАЯ ДЛИТЕЛЬНОЙ ПРОЧНОСТИ ЛЬДА. Зависимость ss=f(ts), которую можно построить, пользуясь семейством кривых ползучести, и которая является удобной характеристикой долговечности (неразрушаемости) льда при заданной нагрузке.

Для некоторых типов пресноводного и морского льда известны следующие зависимости между ts и ss.

где A, n, l, — реологические параметры, полученные из экспериментов на одноосное сжатие образцов льда или при сжатии льда непосредственно в массиве (рис. 4).

Рис. 4. Кривые длительной прочности льда при температуре Т1 и Т2, причем Т1 < Т2.

КРИВАЯ ПОЛЗУЧЕСТИ ЛЬДА. График изменения деформации льда e в зависимости от времени t при постоянном напряжении s = const. Напряженно-деформированное состояние льда описывается обычно семейством кривых ползучести (рис. 5).

Характер изменения кривой ползучести во времени зависит от ряда параметров (температуры, структуры, направления приложения нагрузки и т. д.). Для поликристаллического льда, как пластического твердого тела, характерны следующие закономерности деформирования: при сжатии, например, вслед за упругой деформацией, происходящей почти мгновенно (см. отрезок ОА на рис. 5), начинается ползучесть, которую можно разделить на три участка: АВ—стадия неустановившейся ползучести с затухающей скоростью деформации. Эту стадию называют также замедляющейся, или первичной ползучестью. ВС—установившаяся ползучесть с почти постоянной скоростью деформации; ее называют также стационарным режимом или вторичной ползучестью, которая может длиться продолжительное время, если напряжение и температура достаточно низкие. Для этой стадии (медленного переходного процесса) характерно наличие точки перегиба М, касательная к которой и дает скорость вторичной ползучести; CD третичная ползучесть (ускоренная ползучесть), или прогрессирующее течение, характеризующееся ускорением деформации, приводящей к разрушению льда. Переход к третичному течению достигается в результате упорядочения ориентировки кристаллов льда в процессе рекристаллизации.

При напряжениях, не превышающих некоторого критического значения , названного К. Ф. Войтковским пределом длительной ползучести, деформация сдвига у льда будет непрерывно возрастать с постоянной скоростью. Значение  характеризуется тем, что при s > течение льда сопровождается образованием микротрещин, ведущих к объемному расширению и уменьшению его плотности.

Рис. 5. Кривые ползучести поликристаллического льда при трех  различных  уровнях  напряжений: s1 = const > s2  = const > s3 = const. /—первичная, //—вторичная, ///—третичная стадии ползучести.

По мере роста напряжения участок вторичной ползучести уменьшается, вплоть до его исчезновения, и при увеличении напряжения выше предела прочности льда происходит его хрупкое разрушение. По экспериментальным кривым ползучести обычно определяют реологические параметры льда, с использованием которых можно составить феноменологическое уравнение его состояния для различных условий деформирования.

КРИВАЯ ПРОЧНОСТИ ЛЬДА ПРИ ДВУХОСНОМ СЖАТИИ. Зависимость предела прочности на сдвиг образца льда, испытывающего кроме осевой нагрузки боковое сжатие или растяжение.

Переход от характеристик прочности при одноосном напряженном состоянии к характеристикам прочности при сложном напряженном состоянии (например, двухосное сжатие), согласно теоретическим положениям механики разрушения, осуществляется введением критериев разрушения (критерии прочности, теории прочности, гипотезы прочности), обобщающих экспериментальные данные о сложном напряженном состоянии.

Поскольку лед относится к материалам, которые различным образом сопротивляются сжатию и растяжению (его прочность на сжатие в 3—5 раз больше прочности на растяжение), ко льду, находящемуся, например, в условиях двустороннего сжатия, применяют так называемый критерий Мора, согласно которому, если принять, что касательное напряжение tn, действующее на «площадке разрушения», зависит от нормального давления sn на той же площадке, т. е. tn = f(sn), то на плоскости tn, sn эта функция представляет собой кривую, ограничивающую область безопасных состояний.

Если эту связь можно выразить формулой Кулона

tn = F + tg fsn,

то по экспериментальной кривой tn = f(sn) (рис. 6), представленной в виде огибающей кругов Мора (например, по величине глав-

 

 

 

Рис. 6. Пример зависимости осевых напряжений сжатия tn образцов льда цилинрической формы от боковых радиальных напряжений sn.

 

 

ных напряжений для случая неравномерного объемного сжатия, когда , т. е. осевого сжатия при наличии бокового или радиального давления, если образец цилиндрической формы), можно определить угол внутреннего трения f,  определяющий склонность льда к проявлению пластичности при нагрузках, превышающих предел упругости, и силу сцепления льда F, являющуюся показателем объемной прочности льда. f и F являются для льда величинами переменными; причем, с увеличением напряженного состояния in возрастает и стремится в пределе к значению максимального касательного напряжения (при f45°).

Установлено, что осевая прочность анизотропного льда (например, морского ледяного покрова), испытанного по взаимно перпендикулярным направлениям, при одинаковом боковом давлении может различаться более чем в 1,5 раза.

КРИОГИДРАТ. Механическая смесь кристалликов льда и какой-либо соли, выпавшей в осадок при температуре ниже 0°С.

КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ ВОДЫ. Образование в воде кристаллов льда в результате смены неупорядоченного расположения молекул на упорядоченное. Характер кристаллизации зависит от интенсивности отвода количества теплоты кристаллизации и обусловлен термодинамическими условиями водоема.

ОРТОТРОПНАЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ. Стадия образования кристаллов льда, характеризующаяся взаимно стесненным их ростом в направлении теплового потока.

ПРОТОКРИСТАЛЛИЗАЦИЯ. Стадия свободноразвивающихся первичных кристаллов до соприкосновения их друг с другом и образования агрегата.

РЕЖЕЛЯЦИОННАЯ ПЕРЕКРИСТАЛЛИЗАЦИЯ. Перекристаллизация льда с переходом через жидкую фазу.

КРИСТАЛЛИЧЕСКАЯ ИЗМОРОЗЬ. Пресный лед атмосферного обледенения, нарастающий на поверхности объекта из пара.

КРИСТАЛЛЫ ЛЬДА. Основная форма существования твердой фазы воды в природных условиях. Образуются путем вынужденной или самопроизвольной кристаллизации. Кристаллы льда имеют гексагональную пространственную решетку и принадлежат к дитригонально-пирамидальному виду симметрии тригональной системы.

Выделяют одномерные кристаллы—иглы (кристаллы развиты по направлению С-оси), двухмерные — пластинчатые (кристаллы развиты по направлению базисных плоскостей), трехмерные—зерна (кристаллы развиты в трех направлениях, изометрические кристаллы).

БАЗИСНАЯ ПЛАСТИНКА. Условное название элементарных пластинок, составляющих кристалл льда и расположенных перпендикулярно С-оси (см. рис. 1).

БАЗИСНЫЕ ПЛОСКОСТИ КРИСТАЛЛА ЛЬДА. Плоскости, перпендикулярные оптической оси в кристалле льда (см. рис. 1).

ЗЕРНО ЛЬДА. Кристалл, не имеющий правильной формы огранки поверхности.

МОНОКРИСТАЛЛ ЛЬДА. Условное название отдельного кристалла льда обычно крупного размера (примерно от 10 до 100 см и более в поперечнике). В отличие от поликристаллического льда в монокристалле имеется лишь одно направление оптической оси, перпендикулярное его базисным плоскостям.

КРОМКА ЛЬДА. Граница между чистой водой и морскими льдами любой сплоченности (фото 17).

РАЗРЕЖЕННАЯ КРОМКА ЛЬДА. Сравнительно узкая переходная зона редких или разреженных льдов между ледяным покровом и чистой водой (см. фото 9).

СПЛОЧЕННАЯ КРОМКА ЛЬДА. Сравнительно узкая переходная зона сплоченных льдов между чистой водой и ледяным покровом иной сплоченности.

КРОМКА ПРИПАЯ. Линия, отделяющая неподвижный ледяной покров (припай) от чистой воды.

КРУПНОМАСШТАБНЫЙ ДРЕЙФ ЛЬДОВ. Движение льдов с пространственными масштабами в сотни и тысячи километров.