Файл: Неклюкова.pdf

вании (весна, лето) вода отдает кислород атмосфере, при охлаж­

дении (осень, зима) поглощает его из атмосферы. Так как интен­

сивность процесса фотосинтеза зависит от освещения воды сол­

нечными лучами, количество кислорода в ней колеблется 

в течение суток и уменьшается с глубиной. 

Поверхностные слои воды (100—300 м) всегда насыщены 

кислородом; при этом содержание его от экватора к полюсам воз­

растает: 0°—5 см

3

/л, 50° с. ш. — 8 см

3

/л. Глубже 200 м проникает 

мало света, растительность отсутствует, и содержание кислорода 

падает. Особенно резкое падение его на глубине 400—800 м объ­

ясняют затратами на окисление отмершего органического веще­

ства. В придонные слои Океана кислород приносят холодные 

воды, опускающиеся в полярных широтах и передвигающиеся 

к экватору. Кислород необходим обитателям Океана. То обстоя­

тельство, что холодные течения богаче кислородом, способствует 

развитию в них жизни. 

Углекислый газ,

 в отличие от кислорода и азота, находится 

в воде Океана главным образом в связанном состоянии, в виде 

углекислых соединений (карбонатов и бикарбонатов). Он по­

падает в воду из атмосферы, выделяется при дыхании организ­

мов и при разложении органического вещества, поступает из зем­

ной коры при подводных извержениях. Углекислый газ, как и 

кислород, лучше растворяется в холодной воде. Поэтому при по­

вышении температуры вода отдает его атмосфере, при пониже­

нии — поглощает. Днем, в связи с усиленным потреблением угле­

кислого газа растениями, содержание его в воде уменьшается, 

ночью, наоборот, возрастает. В высоких широтах Океан поглощает 

углекислый газ, в низких — выделяет его в атмосферу. Запасы 

углекислого газа в Океане составляют 45—50 м

3

/л. Атмосфера 

содержит его в 60 раз меньше, чем Океан. Океан то поглощает 

газы, то выделяет их в атмосферу. Обмен газами между Океаном 

и атмосферой — процесс непрерывный. 

Азот

 всегда есть в океанской воде, но содержание его по от­

ношению к. другим газам меньше, чем ь атмосфере. Большой 

роли в Океане, по-видимому, он не играет. Некоторые придон­

ные бактерии превращают его в нитраты и аммоний. 

В воде морей количество и распределение газов может быть 

существенно иным, чем в океанах. В морях, глубины которых 

не снабжаются кислородом, накапливается

 сероводород.

 Проис­

ходит это в результате деятельности бактерий, использующих 

в анаэробных условиях кислород сульфатов для окисления пи­

тательных веществ. Нормальная органическая жизнь в условиях 

отравления сероводородом невозможна. Примером моря, глубины 

которого заражены сероводородом, может быть Черное. Увеличе­

ние плотности воды с глубиной обеспечивает равновесие водной 

массы в Черном море, полного перемешивания воды в нем не 

происходит, кислород с глубиной постепенно исчезает, увеличи­

вается содержание сероводорода, достигающее у дна 6,5 см

3

/л. 

222 

Содержание газов (см

3

/л) 

Т а б л и ц а 23 

В океанской воде (S = 35°/

00

) 

В пресной воде (S = 0,146°/

00

) 

В атмосфере 

N

2

 +Аг 

11,42 

18,64 

790 

8,04 

10,29 

210 

со

2 

0,44 

0,51 

0,3 

Плотность

' воды Океана с увеличением солености всегда по­

вышается, поскольку растет содержание веществ, имеющих боль­

ший, чем вода, удельный вес. Увеличению плотности поверхност­

ных слоев воды способствует охлаждение, испарение и образова­

ние льда. Нагревание, а также смешение соленой воды с водой 

атмосферных осадков или талой воды вызывают понижение плот­

ности. При повышении плотности воды поверхностного слоя воз­

никает конвекция. 

На поверхности океана наблюдается изменение плотности 

в пределах от 0,9960 до 1,083. В открытом Океане плотность, как 

правило, определяется температурой и поэтому от экватора к по­

люсам в общем растет. С глубиной плотность воды в Океане уве­

личивается. 

Давление.

 На каждый квадратный сантиметр поверхности 

Океана атмосфера давит приблизительно с силой 1 кг (одна 

атмосфера). То же давление на ту же площадь оказывает стол­

бик воды высотой всего в 10,06 м. Таким образом, можно считать, 

что на каждые 10 м глубины давление увеличивается на 1 атм. 

Все процессы, происходящие на большой глубине, совершаются 

под сильным давлением, но это не препятствует развитию жизни 

в глубинах Океана. 

Прозрачность воды Океана.

 Лучистая энергия Солнца, прони­

кая в толщу воды, рассеивается и поглощается. От степени ее 

рассеивания и поглощения зависит прозрачность воды. Так как 

количество примеси, содержащейся в воде, не везде одинаково и 

меняется во времени, прозрачность также не остается постоян­

ной. Наименьшая прозрачность наблюдается у берегов на мел­

ководье, особенно после штормов. Значительно уменьшается (бо­

лее чем на 3%) прозрачность воды в период массового развития 

планктона. Уменьшение прозрачности вызывается таянием льдов 

(лед всегда содержит примеси; кроме того, масса пузырьков воз-

1

 Плотность воды Океана —

 отношение массы единицы ее объема при 

Данной температуре к массе чистой воды

 того

 же объема при температуре 

.+4° С, 

223 

духа, заключенных во льду, переходит в воду). Замечено, что 

прозрачность воды увеличивается в местах подъема на поверх­
ность глубинных вод. 

В настоящее время измерение прозрачности производится 

с помощью

 прозрачномеров

 — приборов, основанных на исполь­

зовании закона ослабления пучка света в зависимости от пройден­
ного им расстояния. Измеряется световой пучок, прошедший 

через слой воды. Глубина проникновения солнечного света в Океан 
измеряется современными приемниками света — фотоэлектрон­

ными умножителями, которые способны улавливать даже отдель­
ные фотоны. В прозрачной воде солнечный свет на глубине 
600 м ослабляется в 10

12

 раз; там полная темнота. Для мутной 

воды эта глубина меньше. 

Т а б л и ц а 24 

Относительная прозрачность воды в различных частях Мирового океана, 

измеренная с помощью белого диска диаметром 30 см

 1 

Район измерений 

Индийский океан (в полосе юго-восточных пас-

Глубина исчезновения 

диска (м) 

Около 8 

7—10 

11—13 

18 

25 

50—GO 

50 

до 59 

45 

66,5 (максимальная 

прозрачность для 

Мирового океана) 

Цвет воды океанов и морей. Толща чистой воды Океана 

(моря) в результате собирательного поглощения и рассеивания 

света имеет голубой или синий цвет

2

. Этот цвет воды называют 

«цветом океанской пустыни». Присутствие планктона и неорга­

нических взвесей отражается на цвете воды, и она приобретает 
зеленоватый оттенок. Большие количества примесей делают воду 
желтовато-зеленой, близ устья рек она может быть даже корич­
невой. 

1

 Белый диск для определения прозрачности называют диском Секки. 

Секки производил определение прозрачности с помощью белого диска 

в 1865 г. Диск Секки применяется и сейчас наряду с более совершенными 

прозрачномерами. 

2

 Для определения цвета воды пользуются

 гидрофотометром.

 Опреде­

ляют спектральные отношения выходящего из моря потока отраженного 

излучения к яркости падающего потока света. 

224 

В экваториальных и тропических широтах господствующий 

цвет воды Океана темно-голубой и даже синий. Такого цвета 

вода, например, в Бенгальском заливе, Аравийском море, южной 
части Китайского моря, Красном море. Синяя вода в Средизем­

ном море; близка к ней по цвету вода Черного моря. В умерен­
ных широтах во многих местах вода зеленоватая (особенно 

У берегов), заметно зеленеет она в районах таяния льдов. В по­

лярных широтах зеленоватый цвет преобладает. 

Температура воды Мирового Океана. Основной источник тепла, 

получаемого Океаном, — солнечная радиация (прямая и рассеян­

ная), падающая на его поверхность. 

Вода Океана получает также тепло, поглощая длинноволновое 

излучение атмосферы, теплоту, выделяющуюся при конденсации 

влаги, льдообразования и при химико-биологических процессах, 
сопровождающихся выделением тепла. В Океан поступает тепло, 

приносимое осадками, речными водами, воздухом, соприкасаю­
щимся с водой и теплыми океанскими течениями. На темпера­

туру глубоких слоев Океана влияет внутреннее тепло Земли и 

адиабатическое нагревание опускающейся воды. 

Расходует Океан тепло главным образом на испарение, нагре­

вание воздуха, холодной воды рек и океанских течений, таяние 

льдов и другие процессы, совершающиеся с затратами 

тепла. 

Температура воды зависит от теплового баланса, в котором 

для всего Океана определяющее значение принадлежит поглоще­
нию водой солнечной радиации и потерям тепла на испарение. 

В конкретных условиях значение статей теплового баланса может 

меняться и второстепенные статьи становятся ведущими. В ка­

честве примера приведем тепловой баланс двух морей — Чер­

ного и Карского, находящихся в разных физико-географических 
условиях (табл. 25). 

Изменения в ходе элементов теплового балапса определяют 

ход температуры воды. 

Суточные амплитуды колебаний температуры воды на поверх­

ности океанов

 значительно меньше суточных амплитуд темпера­

туры находящегося над ней воздуха. Днем тепло поступает (сол­

нечная радиация), по и расходуется в результате усиленного 
испарения. Ночью вода излучает тепло в атмосферу и получает 

его при конденсации влаги на остывающей поверхности воды. 
Колебания температуры сглаживаются также благодаря большой 
теплоемкости воды. 

Суточные амплитуды колебания температуры воды на поверх­

ности Океана не превышают в среднем 0,5°, Наибольшая суточ­
ная амплитуда в низких широтах (до 1°), наименьшая — в вы­

соких (до 0°). Суточные колебания температуры в Океане играют 
подчиненную роль, но они являются кратчайшим циклом пере­

распределения тепла в верхнем слое воды. 

8 Н, П, Неклюкова 

ш 

Источник прихода 

тепла 

Радиация прямая 

и рассеянная 

Теплообмен между 

более теплым 

воздухом и более 

холодной водой 

Итого . . . 

Принос тепла тече­

нием атлантиче­

ского происхож-

Радиация прямая 

и рассеянная 

Принос тепла реч­

ными водами 

Скрытое тепло 

льдообразования 

Итого . . . 

Тепло 

% от 

тыс. кал годового 

прихода 

82 

11 

93 

38 

33,7 

4,1 

11,2 

87 

Источник расхода 

Черное море 

88,2 

11,8 

100 

Испарение 

Теплообмен между 

более теплой во­

дой-и более хо­

лодным воздухом 

Карское море 

43,7 

38,7 

4,7 

12,9 

100 

Теплообмен между 

более теплой во­

дой и более хо­
лодным воздухом 
и излучение 

Испарение 

Таяние льда 

Т а б л и ц а 25 

Тепло 

тыс. Kaj 

71 

22 

93 

48 

27,8 

11,2 

87 

% от 

годового 

расхода 

76,3 

23,7 

100 

55,1 

32,0 

12,9 

100 

Годовые амплитуды

 колебаний температуры на поверхности 

Океана больше, чем суточные. Они зависят от годового хода ра­

диационного баланса, течений, преобладающих ветров и различ­

ные на разных широтах. Годовые колебания температуры неве­

лики в низких (1°) и в высоких (2°) широтах. В первом случае 

большое количество тепла равномерно распределяется в течение 

года, во втором — за короткое лето вода не успевает сильно на­

греваться. Наибольшие годовые амплитуды (больше 10°) отме­

чаются в умеренных широтах. 

В морях под влиянием суши годовые амплитуды колебания 

температуры больше, чем на той же широте в открытом Океане. 

Наибольшей годовой амплитудой отличаются моря в умерен­

ных широтах (Черное — 17—24° С, Средиземное — 14° С, Балтий­

ское-17° С). 

Суточные и годовые колебания температуры оказывают су­

щественное влияние на химические и биологические процессы 

в Океане. 

Рассматривая карту изотерм, можно убедиться в том, что

 рас­

пределение тепла на поверхности Океана зонально.

 Зональность 

226 

нарушается океанскими течениями, постоянными ветрами и 
влиянием суши. 

Наибольшие средние годовые температуры воды (27—28 ) 

наблюдаются в экваториальных широтах. Изменения в распреде­

лении температуры воды от августа к февралю выражаются на кар­

тах общим смещением всей системы изотерм к югу. В тропиче­

ских широтах под воздействием течений на одной

 и

 той же 

широте температура воды на поверхности Океана у западных 

берегов выше, чем у восточных. Понижению температуры у вос­

точных берегов в этих широтах способствуют пассаты, отгоняю­

щие воду от берегов: на место ушедшей воды поднимаются ниже­

лежащие, более холодные слои воды. В умеренных широтах се­

верного полушария благодаря течениям температура Океана 

выше у восточных берегов. В южном полушарии, к югу от 

40° ю. ш., суши очень мало и широтное распределение темпера­

туры почти не нарушается. 

Самая высокая температура на поверхности Океана ( + 32° С) 

наблюдалась в августе в Тихом океане, самая низкая ( — 1,7° С) — 

в феврале в Северном Ледовитом океане. В среднем за год по­

верхность Океана в южном полушарии холоднее, чем в северном 

(влияние холодных антарктических вод). 

Средняя годовая температура на поверхности Океана +17,4" С, 

в то время как средняя годовая температура воздуха +14° С. 

Наиболее высокую среднюю температуру имеет поверхность Ти­

хого океана, большая часть которой находится в низких широтах 

( + 19,1°), Индийского ( + 17,1°), Атлантического ( + 16,9°). 54% 

поверхности Океана имеют среднюю годовую температуру выше 

+ 20° С, и только 14% —ниже +4° С. Благодаря большой теплоем­

кости воды Океан является аккумулятором солнечного тепла на 

Земле. 

Изменение температуры в океане с глубиной.

 Тепло солнечной 

радиации, нагревающее верхний слой воды, крайне медленно пе­

редается нижележащим слоям. Перераспределение тепла в толще 

океанской воды происходит благодаря конвекции и перемешива­

нию волнением и течениями. Поэтому, как правило,

 температура 

с глубиной понижается.

 В высоких и средних широтах летом под 

нагретым поверхностным слоем располагается тонкий слой рез­

кого скачка температуры —

 термоклин.

 При сильных волнениях 

и при зимнем охлаждении слой скачка исчезает или опускается 

глубже и становится менее резким. Зимой в этих широтах воз­

никает интенсивная вертикальная циркуляция воды, а следова­

тельно, перенос кислорода и питательных солей, обеспечивающий 

благоприятные условия для развития жизни. 

От экватора до 50—60° с. и ю. ш. термоклин на глубинах от 

100 до 700 м существует постоянно. Так как слой температур­

ного скачка — слой изменения плотности, в нем всегда скапли­

ваются мелкие живые организмы, собираются рыбы. 

а* 

227 

В Северном Ледовитом океане температура воды до глубины 

50—100 м падает, а затем растет, достигая максимума на глу­
бине 200—600 м. Это повышение температуры вызвано проник­

новением из умеренных широт в полярные теплых вод, но более 
соленых, чем опресненные талыми водами верхние слои воды. 
Под этим слоем температура снова понижается, и на глубине 
800 м она равна 0°. 

Значительные изменения температуры происходят только 

в верхних слоях воды Океана мощностью 200—1000 м. Глубже 

температура не превышает + 4,  + 5 ° С и изменяется очень мало. 
У дна в высоких широтах вода имеет температуру около 0°, 
в экваториальных и умеренных +2°, +3°. Средняя температура 
Мирового океана в целом +3,8°. Существующее распределение 

температуры в Океане объясняется циркуляцией воды (см. ниже). 
Без этого постепенное распространение тепла сверху вниз (кон­

векция, теплопроводность) привело бы в конечном счете к вы­

равниванию температуры во всей толще воды. 

Температура поверхности морей под влиянием суши, водооб­

мена с Океаном, притока речных вод и других причин может 
значительно отличаться от температуры Океана на той же ши­

роте. Однако зависимость температуры от широты проявляется 
и здесь. Самая высокая температура — до +32° — на поверхности 
Красного моря. В Черном море, в средней его части, летом вода 

нагревается до 26°, в северо-западной части заливов зимой обра­

зуется лед. В Азовском море летом температура достигает +24, 

+ 30° С, зимой падает до 0°. В Балтийском море и Финском за­

ливе температура воды летом поднимается до +17°, в Ботниче­

ском — до  + 1 0 , +12°; зимой заливы замерзают. На поверхности 
Белого моря самая высокая температура +14°, с октября по май 

море покрыто льдом. 

В морях изменение температуры с глубиной зависит от ряда 

причин, в первую очередь от водообмена с соседними частями 
Океана. Моря, свободно сообщающиеся с Океаном, например Бе­
рингово, Охотское, по характеру распределения температуры не 
отличаются в общем от соседней части Океана. Некоторые осо­

бенности в распределении температуры, возникающие под влия­
нием стока с суши, таяния льда и других причин, обнаружи­
ваются только в верхнем слое воды. Моря, отделенные от Океана 
порогом, имеют различное распределение температуры в зависи­

мости от глубины пролива, солености моря, температуры на его 

поверхности. Котловины морей теплых и менее соленых, чем со­
седние части Океана на глубине порога, заполнены водой, пере­
ливающейся через порог из Океаиа. Эта вода сохраняет темпе­
ратуру, которую имела в Океане на высоте порога. Глубины 
моря, более соленого, чем Океан, заполнены водой, имеющей тем­

пературу поверхностных слоев в самое холодное время. Так, 

в Средиземном море (глубина моря 4400 м) у дна температура 
воды +13° — это самая низкая температура поверхностных слоев. 

228 

R морях с неодинаковой соленостью поверхностных и глубинных 

с л

оев воды (например, Черного) распределение температуры за­

висит от распределения солености. Охлаждаясь зимой, вода опу­

скается до слоя с большей соленостью, и изменение температуры 

в

 течение года происходит только в верхнем слое. В нижних, бо­

лее соленых слоях температура зависит от температуры соседнего 

Океана (моря) на высоте порога. В Черном море она рав­
на весь год +9°. 

На температуру придонных слоев воды Океана может оказы­

вать влияние'внутреннее тепло Земли. Об этом свидетельствуют 
высокие (до +72° С) температуры во впадинах на дне Красного 
моря. Вода в этих впадинах — горячий рассол

 (S

>270%о), содержа­

щий в тысячу раз больше, чем обычная океанская вода, железа, 
марганца, цветных металлов. Исследования показали, что Красное 
море — активно формирующийся участок дна Мирового океана. 

Лед в Океане. Температура замерзания воды зависит от ее со­

лености. Чем выше соленость, тем ниже температура замерза­

ния (см. табл. 20). Солоноватая вода (S<24,7°/oo) замерзает 
так же, как и пресная, но при более низких температурах. Замер­

зание воды соленой (S — 24,7%о) замедляется конвекцией, возни­
кающей при охлаждении. 

Образование льда в Океане начинается с возникновения прес­

ных кристаллов, которые затем смерзаются. При этом в про­

странстве между кристаллами льда остаются капельки крепкого 
рассола, поэтому лед соленый. Чем ниже температура, при кото­
рой происходило льдообразование,  т е т соленее лед

1

. Гассол по­

степенно стекает между кристаллами, поэтому с течением вре­
мени лед опресняется. 

При образовании льда в спокойной воде смерзающиеся кристал­

лы ориентированы почти одинаково: их оптические оси перпен­

дикулярны поверхности воды и параллельны друг другу. Структу­
ру образовавшегося в этих условиях льда называют

 игольчатой. 

При перемешивании ледяные кристаллы ломаются, распола­

гаются беспорядочно, возникает лед

 губчатой

 структуры, обычно 

более соленый, чем игольчатый. Чаще всего лед имеет

 смешан­

ную

 структуру. 

Плотность соленого льда меньше плотности льда пресного 

(0,916—-0,86). Это объясняется присутствием большого количе­

ства пузырьков воздуха. В зависимости от плотности находится 
степень погружения льда в воду. В среднем лед погружен в воду 

на

  9

/

1 0

. 

Содержание солей делает соленый лед менее прочным, чем 

пресный, но более пластичным и вязким. Тонкий соленый лед 
не ломается во время зяби, а лишь поднимается и опускается. 

1

 Соленость льда определяется соленостью воды, образовавшейся при 

его таянии. 

229 

Чистый пресный лед имеет голубой цвет, соленый принимает 

зеленоватый оттенок, включение снега и пузырьков воздуха при­

дает льду белесоватость. Морские льды, опресненные и уплотнен­

ные сжатием, приобретают со временем синий цвет. 

Ледяные кристаллы — начальная стадия формирования мор-

 ] 

ского льда. При скоплении их в штилевую погоду образуется 

тонкая ледяная пленка —

 сало.

 Процесс образования льда уско­

ряет выпадение снега на охлажденную поверхность воды. Снег 
намокает, уплотняется, и возникает кашеобразная масса —

 сне-

жура.

 Вдоль берега появляется полоса льда, неподвижно при­

крепленная к нему, —

 забереги.

 Постепенно нарастая, она пре- 1 

вращается в более широкую полосу —

 береговой припай.

 При 

спокойном состоянии поверхности воды при смерзании сала 
возникает прозрачный тонкий лед — хрупкий в опресненной воде 

(склянка)

 и эластичный в соленой

 (нилас).

 Во время волне­

ния появляются отдельные ледяные диски (блины, тарелки) — 

блинчатый лед.

 При дальнейшем нарастании скляшш и ниласа 

и при смерзании блинчатого льда образуется молодой лед тол­

щиной 7—10 см

 (молодик).

 Постепенно утолщаясь, молодик ста­

новится

 взрослым льдом

 мощностью 30—70 см и более. 

В высоких широтах северного полушария образовавшийся зи­

мой лед не успевает растаять за лето; поэтому среди полярных 

льдов встречаются льды разного возраста — от однолетних

1

 до 

многолетних. Толщина однолетнего льда в Арктике достигает 

2—2,5 м, в Антарктике 1—1,5 м. Многолетние льды имеют мощ­

ность 3—5 м и более '. В месте сжатия льдов их толщина дости­

гает 40 м. 

Пространства сплошного ровного льда пересечены трещи­

нами. При сжатии лед по краям трещин ломается, льдины ста­
новятся на ребро и вмерзают, образуя торосы. При дроблении 
больших площадей дрейфующего льда образуются ледяные поля 

(размером до 10 км в поперечнике), обломки ледяных полей 
(от 100 до 500 м), крупнобитый (20—100 м) и мелкобитый 
(20 м) лед. Битый лед может смерзаться в ледяные поля. 

По происхождению льды, встречающиеся в океанах и морях, 

различны. Кроме

 морских,

 можно обнаружить речные и матери­

ковые.

 Речные

 льды пресные, часто желтоватые и даже корич­

невые от содержащихся в них гуминовых веществ. Они выно­
сятся реками во время весеннего ледохода и летом тают или 
вкрапливаются в льды морского происхождения. Их сравни­
тельно много в Арктике в начале лета у устьев сибирских рек и 
совсем нет в Антарктике.

 Материковые

 льды тоже пресные, голу­

боватые, обычно большой мощности. Они сползают в океан 
с суши, их обломки образуют плавающие ледяные горы — 

айсберги.

 Особенно распространены материковые льды в Ан­

тарктике. 

1

 В районе северных Гренландских фьордов — до 20 м, 

230 

Лед в Океане — неподвижный и плавучий.

 Неподвижный 

,

e

Q

 — сплошной ледяной покров, связанный с сушей или мелью, 

обычно это береговой припай.

 Плавучий лед

 (дрейфующий) не 

связан с берегом и перемещается под действием ветра и течений. 

Временами он может сохранять неподвижность. 

Многолетние мощные (средняя толщина 5 м) плавучие льды, 

покрывающие центральные части Северного Ледовитого океана, 
называют

 паковыми.

 Их большая мощность — результат нара­

стания льда и нагромождения льдин. При торошении поверхность 
такого льда становится неровной, а таяние и снегопады не­
сколько выравнивают ее. Неоднократное изменение температуры 

(результат смены времен года) вызывает изменение структуры 

льда. Таяние и снегопады приводят к некоторому выравниванию 
поверхности льда, торошения создают ледяные нагромождения. 

Паковые льды почти не содержат солей и пузырьков воздуха 

и поэтому имеют голубоватый цвет. В Северном Ледовитом 
океане паковые льды занимают 70—80% общей площади льдов, 
в Южном океане вообще отсутствуют. Для обычных ледокольных 
судов эти льды непроходимы. 

Таяние льда вызывается действием на его поверхность сол­

нечной радиации и теплого воздуха и начинается с загрязненных 
участков (обычно от берегов). При температуре воздуха выше 0° 
в результате интенсивного таяния снега на поверхности льда об­
разуются озерки —

 снежницы.

 В прибрежной полосе возникают 

сплошные полосы чистой воды, достигающие ширины в 5 км, — 

водяные забереги,

 постепенно превращакпкиеся в

 полыньи.

 В ре­

зультате нагревания солнечными лучами лед быстро тает, стано­
вится непрочным и под воздействием волнений и течений распа­
дается на отдельные льдины. Льдины ломаются, у кромки льда 
образуется ледяная каша, и наконец, лед распадается на кри­

сталлы. 

Льды покрывают около 15% всей акватории Мирового океана, 

т. е. 55 млн. км

2

, в том числе 38 млн. км

2

 в южном полушарии. 

Границы распространения океанских льдов испытывают зна­

чительные сезонные изменения. В Арктике наибольшего распро­

странения льды достигают к апрелю — маю, наименьшего — 

к концу августа. В Антарктике зимой они плотным широким 
кольцом окружают материк. Летом береговой припай взламы­
вается и уносится к северу. В настоящее время средняя граница 
полярных льдов в южной части Тихого и Индийского океанов 
проходит около 55—60° ю. ш., в Атлантическом океане она дохо­

дит до 50° ю. ш. Далеко за пределы распространения плавучих 
льдов заходят айсберги. Образуются они главным образом около 
Антарктиды, Гренландии и островов Северо-Американского архи­

пелага. Большая масса и глубокая осадка в воде позволяют 

айсбергам достигать в северном полушарии 40—50° с. ш., а в юж­
ном, где айсберги крупнее, 30—40° ю. ш. В море Уэделла моряки 
видели «столовые» айсберги (плоские и занимающие большую 

231