Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему

Динамические процессы в морских льдах

ВАК РФ 11.00.08, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Динамические процессы в морских льдах"

РГ ^Федеральная служба России по гидрометеорологии ^ 1 ^ДЦ ^^оииторингу окружающей среды

Государственный научный центр Российской Федерации гический и антарктический научно-исследовательский институт

551.467+532.59 На правах рукописи

СМИРНОВ Виктор Николаевич

ДИНАМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В МОРСКИХ ЛЬДАХ

Специальность: 11. 00.08.-океанология

Диссертация

в форме научного доклада на соискание ученой степени доктора физико-математических наук

с-Пегербург .1997

Работа выполнена в Государственном Научной Центре Российск Фед^раии Арктическом и антарктическом научно-исследовательск институте Роскомгидроиета (ГНЦ РФ ААНИИ)

Официальные оппоненты:

доктор физико-математических наук, проф. доктор фиэико-натекатическич наук, проф. доктор географических наук, с.н.с.

И.А. Степанюк

К.Н. Шхинек Э.М. Гудкович

Ведущая организация - Государственный Научный Центр Российс кой Федерации Центральный научно-исследовательский институт и> А.Н. Крылова.

*

Защита сос*о!*тся 5 июня 1997 г. в 13 часов 00 мин. на эасе дании Диссертационного совета Д.024.04.01 при Государственном На учном Центре Российской Федерации Арктическом и антарктическс научно-исследовательской институте,

Адрес институтаг 1&9266, Саикт-Нетербург, ул. Беринга, д. 3

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ГОД РФ ААНИИ

Автореферат разос'лан " -^х?" ¿¿^угё?*^ 199>7

Ученый секретарь Диссертационного совета.

кандидат географических

- J -

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность

Настоящая диссертация представляет собой обобщение многолет-их исследований автора в области полярной океанологии, геофизики ледотехники. Особое внимание уделялось исследованию динамики орскнх льдов, обусловленной взаимодействием океана и атмосферы и вляющейся источниками многих геофизических процессов на 3' иге. В вяэи с этим морские льды рассматриваются как часть терме immmh-еской системы, являющейся одним из климатообразующих фак зров. С ругой стороны, при освоении природных ресурсов о шельфопнх морях рктики человек встречается с необходимостью решения множества рдотехнических задач. Сукохоцсг>"о во льдах, воздействие льд!\ на нженерные сооружения, устройство дорог и аэродромов >!.. льду н .п. требуют знания механических характеристик льда и ледяного окрова и особенностей его поведения при нагружении. Поэтому, вы-вление механизмов и закономерностей динамических процессов в истеме воздух-лед-вода способствует как разработке методов прог-оза ледовых явлений, гак и решению инженерных задач. В этой свя-н особое значение приобретает получение полной и достоверной ин-ормации о динамических процессах, происходив',их в ледяном покро-

Q .

Исследования, результаты которых обобщены в Диссертации, вы-элнялись в Арктическом и антарктическом научно-исследовательском нституте и тесно связаны с научно-исследовательскими разработка-■I по ведомственным программам и планам НИОКР Росгидромета, Госу-зретвенной научно-технической программой "Мировой океан" (в нас-пясцее время "Комплексные исследования окелнов и морей, Арктики и итарктики"),, Научно-технической программой "Исследование природах условий полярных областей" и Планок фундаментальных и поиско-лх научно-исследовлгельских работ П1Ц РЧ> ДАНИИ.

История п современное состояние вопроса

Изучению строения морского ледяного покрояа и возникающих в динамических процессов /являлось большое внимание в связи с ('доходствои по Северному морскому пути. Здесь особо следует от-зтигь работы большой группы ученых Арктического и Лнтарктическо-5 пдуччо-исследОвагельского института В.К.Бородачева, A.D. Ьушу-

опа, Б.А. Воеводина, Э.М. Гудковича, Ю.А.Горбунова, И.Д. Карал! на, И.Ю. Кулакова, А.П. Легенькова, С.М. Лосева, Л.А.Тииохов Д.Е. Хейсина и др., разработавших теоретические и инструментал мыо нетоды исследований пространственной изменчивости дрейфа ль, и его распределения, влияния синоптических условий на изменен сплоченности, появление разрывов, образование полигоналкн' структуры и т.п. Физико-механические свойства морских льд представлены п работах В.В.Богородского, В. П. Гаврило, А.Р. Гуо ва, И.К. Попова и др., использовавиих радиофизические и гидро, кустические методы исследования.

В настоящей работе под динамическими процессами в порск! льдах понимается физика и механика деформирования- и разрушен! льда, механические колебания и волны, вызванные действием возм; щающих внешних сил, сил тяжести, внутренних сил упругости и др' гих активных и диссипативных факторов. В такой постановке кош лексно рассматриваются как геофизические задачи, так и их фиэ1 ческие и технические аспекты. В этом случае в теорию динамическ! процессов включаются следующие задачи:

- физика образования и распространения сквозных трещин в Л1 дяных полях;

- формы разрушения ледяных полей при торешении;

- упругие волны в ледяных полях;

- гравитационные волны (поверхностные и внутренние) в мор< покрытом льдом;

- механизмы взаимодействия дрейфующих ледяных островов айсбергов с морским льдом;

- пропахивание морского дна килями торосов и айсбергов.

История изучения процессов деформирования и разрушения мор<

ких льдов начиналась, по-видимому, со времен освоения Север; когда мореплаватели на деревянных судах уходили от штормов дрейфующие льды, где волны гасились льдом. Научную основу и нат! натическое описание динамических процяссоп впервые приводит своей работа А.Гринхалл (1887). Он рисспотрел зависимость фазов' скорости иэгибных волн от волнового числа. Первые эксперименты i распространение упругих волн во льду провели М.юинг и А.Крэ] (1934). В морских льдах Арктики К.Ханкинс (1960) впервые примет сейсмические методы исследований волновых процессов.

Эксперименты с одновременным измерением деформаций от стат!

еских и движущихся по льду нагрузок проводились с целью опреде-ения несущей способности ледяного покрова в 1942-1943 гг., когда о льду Ладожского озера проходила "Дорога жизни", связывавшая локадный Ленинград с "Большой землей" . В поенных условиях ученые изико-Технического института определяли безопасные варианты дви-ения автомашин rio льду. Результаты работ указывали на n03M0)f-ость пролома льда при совпадении скоростей автомашин и свободен! ряпитационной волны в озере. Здесь следует отметить ра'оты .Е.Иванова, П.П.Кобеко и А.Р.Шульмана (1946); М.М. Калл ского, •С. Песманского (1964) н др.

Д.Е.Хейсин (1967) достаточно полно изложил матемз вескую еорию волновых процессов, развивающихся в ледяном покрове под ействиен сил тяжести, внутренних сил упругости, сил гидрлди.чамн-ёского давления и возмущаоцих внешни): сил.

Теория деформирования и разрушения ледяных полей изгибом при :»атии морских льдов хорошо описывает процессы торосообразования И.И.Зубов,1944; Р.Пармертер и М. Кун,1972; /I.A. Тимохов и Д.Е. ейсин,19П7).

С.А.Вершинин (1937) исследоиал проблему деформирования и аэрушения льда вблизи гидротехнического сооружения. Им разрабо-аны модели механики макрора^рушений и деформаций морского льда ак материала и ровных ледяных полей при статических и квазиста-ических силовых взанмодейстьиях с сооружениями континентального ельфа. Различные аспекты применения неханики разрушения тел с рещинами для описания процессов разрушения ледяного покрова приели к работам по трещииостойкости льда (Р.В. Готьдптенн и Н.М. сипенко, 1983).

Зарубежные ученые применяют инструментальные негоды для изу-ения морского ледяного покрова и динамических процессов в нем с йлью решения проблемы воздействия льда на сооружения шельфа, десь спадует отметить работы К.Кросдейла, Р.Фредеркинга , П.Во-амсл, Д. Блдише и др.

Анализ состояния проблемы показывает, что в настоящее время тсутстпует сбоб1ценная экспериментально и теоретически обоснования модель дефорииронания и разрушения ледяного покрова в зависи-осги от сил гидрометеорологического характера различного масшта-а. (от единиц метров до деояткоз и сотен километров). Эго обус-

ловлено следующими причинами:

- многообразием и сложность» фиэическо-механических процес сов разрушения ледяных полей при взаимодействии друг с другом и препятствиями;

- недостаточным уровнем развития теоретических основ нехани ки льда, отличающихся нестабильностью и условностью характеристи прочности льда как материала и как плавающих плит;

- отсутствием сведений о детальных механизмах воздействия н ледяной покров колебательных и волновых процессов со стороны ат мосферы и океана;

- малым объеном сведений о физике образования полигонально! структуры трещин и разводий в ледяной покрове и образованием ni этой причине блокового строения ледяного покрова.

Реальные научные и технические предпосылки комплексного ре шения задачи создания измерительных устройств и проведения с и: помощью натурных экспериментов и наблюдений за физическими процессами деформирования и разрушения морских ледяных полей позволили развернуть в ДАНИИ с ведущим участием автора работы по изучению физико-механических/ динамических процессов и закономерностей различного пространственно-временного масштаба во льдах Арктики и Антарктики.

Целые работы является установление закономерностей физики t механики сформирования и разрушения ледяного покрова в зависимости от гидрометеорологических условий. Для решения этой целу были поставлены следующие задачи:

- провести эксперименты и наблюдения за процессами деформирования и разрушения морских ледяных полей;

- разработать методы физического моделирования сбросов напряжений, а также колебаний и волн во льду как одного из основны> показателей процесс« деформирования и разрушения ледяного покрова;

- обобщить данине по физике колебаний и волн на основе модельных экспериментов;

- выявить причинно-следственные связи динамических процессоЕ с гидрометеорологическими условиями;

- разработать методы и соответствующие измерительные приборь для контактных измерений дефорнативных характеристик льда in situ

Нотодм исследования основаны на фундаментальных положениях механики разрушения, физики колебаний и волн и теории взаимодействия атмосферы и океана. Основное внимание было уделено разработке экспериментальных методов исследования напряженно-деформированного состояния ледяного покрова, изучению основных форм а~з разрушения и природы образования колебательных и волновых промг.с-сов в системе атмосфера- ледяной покрои- океан- земная кор*.

I

Научная новизна работы состоит в том, что в ней впервые обобщены закономерности физико-механических процессов в ледяных полях, основанные на физических представлениях механики разрушения, согласующихся между собой и дополняющих друг друга.г результате которых были решены важные научные и практически« задачи.

1. Проведен комплекс исследований механики деформирования и разрушения ледяных полей в их естественной состоянии, при этом выявлены и изучены неизвестные ранее следующие физические закономерности :

- сбросы механических напряжений, характеризующие реакцию ледяного (юкрова на образование разрывов и сдвигов с трением;

- эффект возникновения автоколебательных процессов при сжатии морских льдов, сопровождаемый периодическим деформированием, микроподвижкаки ледяных полей и излучением упругих волн.

2. Обобщены данные по физике колебаний и волн н ледяном покрове; на основе модельных экспериментов для иэгибно-гравитацион-ннх волн во всем частотном диапазоне построены дисперсионные кривые; это дало возможность из общего спектра виделить квазигармонические автоколебания, ответственные за ключевые динамические процессы.

3. При экспериментальных исследованиях иэгибных колебаний подяного покропа Северного Ледовитого океана обнаружены ранее не-нэвестные прогрессивные гравитационные_ волны с периодами до 30 минут и фазовыми скоростями распространения 0.5-?. м/с; показано, что это явление возникает в результате воздействия внутренних волн океана на ледяной покров.

4. Выявлены механические колебания в системе ледник-айсберг-морской лед-дно; деформации и разрушения льда при этом свидетельствуют о возникновении крупномасштабных автоколебательных прочее-

соь; эти данные позволяют в перспективе создать модель явления организовать соответствующий мониторинг.

практическая значимость результатов диссертационных иссл< дований заключается в разработке методов наблюдений за механизм; ии разрушения льда и возможности использования этих результатов проектных организациях Министерства Газовой и Нефтяной промыш/ie, ности России (Арктикморнефтегпэразводка, СахПИПНморнефть, bKlint иорнефтегпз), а также п контрактах с зарубежными компаниями (S'fi TOIL, Норвегия; AMOCO, США).

Результаты исследований могут быть также использованы:

- для определения механических характеристик, льда in si ti необходимых для инжаиернмх расчетов (например, в задачах несуще способности, п оценке глобальных ледовы;; сил и др.);

- при анализе колебательных и волновых процессов п снстег* ледники-айсберги- морской лед-дно, позволяющих обосновать необхс димость учет« циклических ледовых нагрузок и возможность появле ния резонансных аффектов;

- для совершенствования теоретических моделей ледовых прог нозов и повышения безопасности эксплуатации ледостойких платфорк

Яичный вклад автора определяется тем,что во всех эксперимен тальных исследованиях автор участвовал в постановке задачи, в на турных измерениях, в обработке полевых данных и анализе результа тов. Автор диссертации впервые сформулировал основные положени по физике сброса напряжений в ледяных полях, по эффекту крупно масштабных автоколебательных процессов, по явлению медленных вол на поверхности океана, а также принимал участие в развитии кон цепции исследования физико-механических динамических процессов морских льдах, что отразилось в постановке соответствующих окспе диционных программ.

Автор являлся ответственным исполнителем про1рамиы ледовы работ в 10 Советской Антарктической экспедиции, на дрейфующи станциях "Северный Полюс" (СП-20, СП-23, СП-24, СП-?8), в морски экспедициях в Арктику и Антарктику, являлся одним из авторо программы по исследованию морского льда на Российско^американско дрейфующей станции "Уэдделл-1", под его руководством и при ег участии проводились работ по контрактам как с российскими, так

зарубежными компаниями.

Яа защиту выносятся следующие положения:

1. Модель сброса напряжений в морском ледяном покрове. Сбго-ы напряжений характеризуют механику разрушения льда и явтяптся чзгом упругих поли.

2. Физическое моделирование изгибно-гравитационных слн с атурных условиях, являющихся основными показателями процессов орошения морских льдов.

>- Физико-механическая модель автоколебаний в сплошнсм ледя-ол покрове. Яри сжатии сплоченных карских льдов возникает перио-нческое деформирование ледяных полей, сопровождаемое изгибами и ериодическиии сдвиговыми подвижками по трещине с трениеи.

4. Классификация свободных поверхностных волн в морских ьдах Арктики и Антарктики. Поверхностные волны распространяются з штормовых районов на открытой зоде, возникают в зонах интеи-ивного сжатия и торошения карских льдов, а также образуются при Врушеник ледников в коре и разрушении айсбергов.

5. Экспериментальное ебчаружеяяе и теоретическое обоснование {¡фекта прогрессивных золи на поверхности Северного Ледовитого кеана, обусловленного воздействием внутренних воля океана на лепной покров С "медленны«' волна" ) .

Апробацтш работы

Основные результаты диссертации докладывались и обсуждались а симпозиумах, конференциях, совещаниях и яколах, наиболее зпастельные из которых состоялись в период 1970-1996 гг. в зскве (ИЛИ АН СССР^, Ялте {I съезд советских океанологов), Фрун-г (№3 АН СССР), Санкт-Петербурге (НАО-95. Р0Г.АЯТи Се-»стогголе СИГИ АН УССР). Кроме того, результаты исследований по гпе диссертации автор непосредственно представлял за рубежом: на гмииаре а Полярно» Институте Скотта (Кембридж, 1991); из Кежду-»родной конференция по ледозын проблемам; в гзельфовых районах -ЗОРЕ ГЭпинбург, 1991); на международном сияпазиуне - РОАС (Гам~ грг, 1993 г.); на международном симпозиуме - 1АН1? (Тронхейн,

1994 г.); на совещании рабочих групп Американских Инженеров ОНА! (Хьюстон, 1994, Анкоридж, 1995).

Целиком диссертация докладывалась на совместной заседант двух секций Ученого совета ГНЦ РФ ДАНИИ (секции океанологии и ле-доведения н физико-технической секции).

публикации.

Общее количество научных работ по теме диссертации (единолично и в соавторстве) составляет 50. Из них основных, приведенных с конце текста доклада -30, в тон число номография, 7 зарубежных публикаций и 4 ааторских свидетельства на изобретения.

СОДЕРЖАНИЙ РАБОТЫ

Общее построение диссертации основывается на кратком описа-1И характеристик объекта исследования, основных положений рассориваемой проблемы, измерительной техники, методики исследова-гй и результатов экспериментов и наблюдений. В такой постановке )Тор соединяет основные концептуальные положения механики рачру-!ния морского льда как материала и ледяных полей как при годного гьекта, физики колебаний и волн в системе воэдух-лед-водг и тео-ш взаимодействия атмосферы и океана.

В содержательной части автор диссертации представляет общую фтину динамических процессов во льдах, соединив такие вопросы ж деформации и напряжения во льду, автоколебания, поверхностные внутренние волны и гидрометеорологические условия и '.д. Во зех случаях автор обосновывает новизну результатов по сравнению имеющимися ранее публикациями.

1. МЕХАНИКА ДЕФОРМИРОВАНИЯ МОРСКИХ ЛЕДЯНЫХ ПОЛЕЙ

1.1. Характеристика объекта исследования и элементы теории

Основные определения характеристик льда и области его меха-ики и динамики ледяного покрова, представленные нижа, основыва-гся на работах "Номенклатура морских льдов" (1974); Л.А. Тимохов Д.Е. Хейсин (1987); Э.Паундер (1967).

Морской лед подразделяется на подвижный дрейфующий лед и не-одвижный - припай. Дрейфующий лед может бить в р-иде полей разне-ами до 10 км и более. Припай образуется вдоль побережья, между стровами и севшими на мель торосами и айсбергами. Во время изме-ения уровня моря наблюдаются его вертикапьные колебания. Припай ожет простираться в направлении открытого моря на несколько соей километров. В основных возрастных характеристиках льда выде-ены молодые льды толщиной 0.1 - 0.3 и, однолетние льды (0.3-2 м более) и старые многолетннм льды (до .ч м и более).

Процессы деформирования и разрушения ледяного покрова можно эзделигь на статические (термические) я динамические. Термичес-' не трещины образуются при ичианонин температуры верхних слоев едяного поля. Бели происходит сжатие верхних слоев, го трещины

образуется на нерхней поверхности, если иижних слоев, то на ни; ней поверхности. Термическое расширение и сжатие происходит Н( равномерно из-за различной толщины льда и снега. Поэтому локал! ные термические напряжения образуют систему трещин, начиная ( мельчайших волосяных и кончая сквозными. Иэгибные напряжения с*,< тия и растяжения, обусловленные поверхностной волной, образуют 1 многих случаях параллельные трещины на расстоянии половины дли» волны.

При медленной сжатии тонкого слоя льда, ограниченного толе тыми льдами, образуется волнистая поверхность. Это явление обус ловлено потерей устойчивости формы ледяной пластины при упру го-пластическом деформировании льда.

Торошение льдов сопровождается многими формами разрушен льда и сплачивания обломков в изостатически-равновесное нагромоя дение. Гряды торосов характеризуют деформационные свойства лед* ного покрова. Там, где имеется большой горизонтальный градиег скорости дрейфа, образуются гряды торосов сдвигового происхожде ния. При сжатии сравнительно тонких льдин происходят наползания подсовы, образуется своеобразная "гребенка". Вес льда в этом слу чае не уравновешивается силами плавучести и вызывает изгибны напряжения, сопровождаемые напряжениями среза.

Лед проявляет широкий спектр механических свойств, присущи твердому телу: упругость (в том числе и нелинейную), вязкость релаксацию напряжений, хрупкое разрушение, разрушение при ползу чести и др. Испытание льда под нагрузкой дает довольно ясную кар тину деформационного поведения льда. После приложения нагрузки в льду возникает мгновенная упругая (полностью обратимая) деформа ция. Далее лед начинает "течь"; процесс деформирования льда пр этом характеризуется гремя видами пряной ползучести льда: первнч ной (переходной, замедляющейся, неустановившейся), вторичной (ус тановнвшейся, устойчивой) и третичной (ускоренной, неустойчивой)

На этапе пергичной переходной ползучести происходит вяэкоуп ругая деформация, которая может быть представлена- элементам! Кельвина-Тохта и вязкого элемента. В экспериментах на релаксаци! (при снятии нагрузки) "мгновенная упругая" деформация восстанав ливается мгновенно, а "замедленная упругая" деформация восстанав ливается, возвращаясь к устойчивому состоянию, постепенно (обрат ная ползучесть).

Вторичная ползучесть есть медленно протекающий переходный процесс между этапами замедляющейся деформации (деформационного упрочнения) и ускоряющейся деформации (деформационного разупрочнения). Скорость деформнрования льда в этом случае постоянна.

Третичная ползучесть характеризуется начальным ускорением и приводит, в конечном итоге, к разрушению.

Пространственные масштабы деформирования и разрушения корс-кого ледяного покрова и образования крупномасштабных упорядоченных структур позволяют предполагать наличие двумерного (п юского) напряженного состояния льда геофизического масштаба. Спу пиковое изображение блоковой ромбовидной сетки каналов и разводий, конфигурация самого "ромба", а также характер подвижек на больной площади можно отнести к разряду высокоорганизованных форм разрушения льда (рис.1).

Рис. 1. Обобщенная картина крупномасштабных деформаций

морского льда в Арктике: а - спутниковое изображений упорядоченной структуры каналов и разводьев: б- омим из "ромбов" сетки; в- фрагмент сдвиговой подвижки с образованием разводья 'г)

Аналитические зависимости между деформациями и напряжения во льду определяются типом напряженного состояния и приводятся соответствующих работах по механике деформируемого твердого тел Для объемного сжатия линейно деформируемого изотропного тела пр нимаютск следующие зависимости между нормальными напряжениями б 6г , б3 и соответствующими им относительными деформациями Г.] , С, :

Е1Е. » 61 - Ц (62 +63) ;

егЕ « бг - Ц (Й! + б3) ; С3Е = 63 - ¡1 (61 * бе).

где Е - модуль Онга; (1 - коэффициент Пуассона.

Масштабы деформирования и разрушения льда велики: от сант метров до десятков километров. Поэтому важно при изучении ледян го покрова учитывать тип напряженного состояния; при объеми напряженном (трехосном) состоянии три главных напряжения отлич от нуля (6|х6рхб3), при плоском (двухосном)- одно из трех главн напряжений 63 » О, при одноосном состоянии бг = б3 »0. В спло ион ледяном покрове может реализовываться обширное плоское одн родное поле напряжений, т.к. вертикальные компоненты напряжен малы по сравнению с горизонтальными.

В предположении, что ледяной покров действует как тонк; сплошная пластина и напряжения однородны по толщине, напряженн состояние можно рассчитывать с помощью тензора второго порядк. Главными напряжениями б| и бг и их направлениями 6 при ллоск! напряженном состоянии ледяной пластины являются

6ХХ + буу 1 / 2 2

61.2 -----* - К(бхх - буу) + 41Х7

2 2

2Ту у

1д2в - У

(¿хх ~

где бхх, буу - нормальные компоненты тензора напряжений; Тху- к рательные напряжения.

Взаимодействие дрейфующего ледяного поля с неподвижным объ-!Ктои (айсберг, стамуха, сооружение) сопровождается различными юрмами разрушения льда: потерей устойчивости, поперечным изги-юм, дроблением (смятием) и срезом. В мелководных районах шельфо-1ых морей большие ледяные поля и гряды торосов механически разругаются при взаимодействии с берегами и морским дном.

1.2. Измерительная техника и методика экспериментов и наблюдений

Как уже отмечалось, на основании многолетних инстругенталь-гых и визуальных наблюдений за динамическими процессами в морских [ьдах возникла необходимость проведения исследований мач!пики де-гормирования и разрушения ледяных ползй контактными мат смани in iitu с использованием соответствующей измерительной техники. Перте попытки были сделаны с применением наклономеров (З.Н. Гудко-шч и А.Д. Сытинский, 1965), вмораживаемых в лад тензометров И.С.Песчанский, I960), деформометров (А. Г1. Легеиьков и В.Д.Уг-19В,1970) .

Автор диссертации со своими коллегами совершенствовал мето-1ику экспериментов и наблюдений in situ и на основе разработанных ia уровне изобретений новых датчиков (1-5] и получения соответс-•вующих результатов обосновал необходимость развития направления 1сследованнй контактными методами. Особенно следует выделить ре-|ультаты наблюдений на дрейфующих морских льдах, проведенных на :танциях "Северный полюс", где реализовывалаеь высокая чувстви-ельность и широкий динамический диапазон датчиков во время спо-оГжых (штилевых) условий и при сжатии и торошении льдов.

Диапазон характеристик динамических процессов достаточно ве-1ик, поэтому измерения производились разными по принципу действия атчиками. Такие датчики и методика измерений были разработаны и рименялись в экспериментах и наблюдениях. Применение разных по ринципу действия датчиков для исследования одного и того же фи-ико-механического процесса позволяет с минимальной погрешностью •пределять его характеристики, выявлять связи с другими ироцесса-и и явлениями.

Для натурных исследований использовались маятниковые сейсмо-аклономеры, штанговые дефорнометры, измерители давления (нлпря-

жения) во льду, сейсмометры, мареографы [1-5, 9, 19]. Измерен деформаций льда, напряжений во льду и наклонов ледяного покро связаны с измерением перемещений. Поэтому в перечисленных ус ройствах применялись электронно-механические и индуктивно-часто ные преобразователи перемещений и давлений.

1. Наклономер представляет собой горизонтальный маятни подвешенный на одной вертикальной и двух горизонтальных металл ческих струнах. В качестве инертной массы применен кольцевой ма нит с магнитопроводом. Для обеспечения необходимого затухания к лебаний маятника используется медный цилиндр, который входит зазор магнита и магнитопровода. Калибровка наклономеров произв дится на специальной платформе.

2. Штанговый деформометр представляет собой устройство, со тоящее из кварцевой трубы, системы креплений, устройств для вм раживания в лед и преобразователя механических перемещений электрический сигнал. Стабильность работы деформометра и сведен к минимуму влияния температуры обеспечиваются применением матер алов с низким коэффициентом температурного расширения.

3. Датчик давлений (напряжений). Стремление измерить непо редственно напряжение в твердой среде привели к созданию разли ного рода датчиков "мягкого" и "жесткого" типа. Измерения напр же>1ий во льду автор проводил с помощью датчика, чувствительн -■лочентом которого была упругая тонкостенная сфера диаметром 2 им и толщиной стенок 6 мм. Внутри сферы в горизонтальной плоско ти установлен преобразователь перемещений, регистрирующий измен ние диаметра сферы. Калибровка датчика во льду производится с п мощью специальной установки.

Кроме перечисленных приборов, разработанных на уровне изо ретений, автором использовались'полевые сейсмостанции, ледов волнографы, а также лазерный дальномер. Все это позволило охв тить широкий пространственно-временной масштаб динамических пр цессов в морском ледяном покрове Арктики и Антарктики.

Основные зависимости для расчета главных деформаций и напр жений из показаний датчиков, установленных в плоскости ледяно поля по трехточечной схеме и в предположении двухмерности напр женного состояния ледяного покрова, приводятся во многих работ по теории упругости и представлены в [1].

Все контактные способы измерения механических процессов

гьду сводятся к получению непрерывных во времени записей, описы-эающнх изменение упругих деформаций во льду или перемещение всей 1ьдины в целом. Путем использования нескольких измерителей - де-юрмометров, сейсмометров, наклономеров - можно определить основное компоненты деформаций и напряжений во льду и скоростей расп-юстранения волн, возникающих как при динамических, так и при вазистатических нагрузках. При изучении физико-механических про-|ессов естественного происхождения используются различные масштабы разноса датчиков по треугольнику со сторонами от 5 м до 5 км 1, 21]. Упрощенный вариант для определения параметров волн - это асстановка датчиков по треугольнику. Пусть в вершинах прямоу-ольчого треугольника в точках А, В и С установлены приборы с со-тветствующей ориентацией осей чувствительности. Тогда при равно-ероятностном угле подхода фронта волны (например, й) у.г.я "кажу-ихся" скоростей распространения С будем иметь

по линии АВ: с'дв = АВ /Тлв ;

по линии АС: С*АС = АС/Тдс ;

не Т - время прохождения волны по линиям АВ, АС. Истинная ско-эсть движения волны будет

с = с*АЕ cos 9 = с*дс sin 0 ,

je 9 азимут, т.е. направление распространения волны;

с\ Фх

' в - arc tg - = arc tg — ,

C'y <РУ

le , фу - амплитуды, зарегистрированные приборами.

Уравнение, описывающее вертикальные смещения Z любой точки югрессивной волны в ледяном покрове, будет

Z » ¿0 sin кХ,

е Zn - амплитуда волны, к - волновое число, к = 2Л/Х, \ - длина лны, X - расстояние. Отсюда йля наклона <р льда по профилю волны еем

йг

ф = -- = г0 к соз кХ

ах

и для амплитуды волны

<Ро *

г0 = -

2 Я

где <р0 - амплитуда наклона льда в волне. Амплитуда % определяет ся с помощью двух наклономеров, ориентированных в одной точке ле дяного поля взаимно-перпендикулярно

Фо = /ч>12 + Фг* . где <Р] и - амплитуды наклонов льдины.

Через амплитуду наклона льдины (р0 имеем для напряжений

Я Ь Е ф0 б и =--в1п кХ .

X (1 - мг)

С помощью указанной измерительной техники в настоящее вpe^ можно определять основные параметры динамических процессов в т дяном покрове.

1.3. Деформации льда и сбросы напряжений

Впервые длительные непрерывные измерения относительных Д< формаций проводились на морском многолетнем льду, окружавшем л< дяной остров дрейфующей станции "Северный полюс-24" (рис.2).

Дефорнации льда за счет суточного хода температуры возду) составляли 20 10"6, многосуточные флюктуации деформаций достигги 100-Ю"6 [1,21]. Морской лед испытывал относительные измене! размеров льдины в горизонтальной плоскости.

Во время сжатия льда отмечаются резкие длительностью от 1 I 5 с скачки упругих деформаций - сбросы напряжений. Они воаника) при нарушении сплошности льда: трецинообраэовании, сдвиге сжат! трещины и др. Процесс сброса отмечается на плоцади до 10 к«2 61 заметного временного сдвига иежду приборами, т.е. лед разгружае' ся на значительной площади со скоростью упругих во;:к [14,21].

Теоретически сброс напряжений равен разности начального б„ конечного бк значения напряжения на площадке разрыва Аб = б„-б. Снятые в очаге разрушения напряжения характеризуют величину ра

Рис. 2. Дрейфующий ледяной остров (а) в окружении иорского льда; схема расстановки приборов (б); контактная зона (в) ("СП-24", 1979 г.)

ругаающих напряжений, сброс напряжений при прерывистин сколыквнни поверхностей контакта будет Аб = 2£ГСТ- £к/ (1-Т\) бн , где £ст н Гк - коэффициенты статического и кинетического трения; б„- нормальное напряженна на поверхности контакта и Ц- и.п.д. сейсмического излучения (Б.В. Костров, 1975; (I. Каслхарт, 1985).

Во время сжатия морских льдов упругие деформации и напряжения растут. П ледяных полях на расстояниях до 500 м от края отмечались напряжения 200-300 кПа. Естественно, что в зоне разрушения чедяних полей напряжения достигают' разрушающих значений. В этих случаях для льдов толщиной 7-3 м максимальные ледовые силы взаимодействия могут достигать единиц ИН/м.

С физической точки зрения опрецелеиил сброса наряжений, ползучести льда и релаксации напряжений имеют только формальный :мысл: сброс напряжений, ползучесть и релаксация напряжений есть

не различные физические процессы, а различные стороны одного 1 того же физического процесса. В натурных экспериментах эти понятия можно уточнять. С этой целью были автором проведены модельные эксперименты (1,10,20].

В ледяном поле с помощью специального силового распорногс пневмоустройства создавались нормальные к поперечному сеченик слоя усилия. Напряжения во льду на контакте с устройством составляли от 0.1 до 2.5 МПа. С помощью датчиков , вмораживаемых на одном горизонте с силовым устройством на расстояниях 0.2, 0.5 1 1.0 м ог него, измерял»,сь упругие относительные деформации.

На участке ао относительная деформация сжатия достиглг

- 5

2В■10 (рис. 3). Это соответствовало образовавшемуся во льду напряжению около О.05 МПа. Участок ее соответствует расслаблении ("релаксации") льда до некоторого уровня, который назовем естественным уроинаа внутренних напряжений■ В данном случае естественный уровень напряжений составил 0.2 МПа по напряжению. Кривая 1 характеризует упругое поведение льда в сапой дальней точке (1.: м). Здесь проявляются только упругие свойства льда: лед деформируется практически мгновенно. Кривая 2 отражает работу льда I точке, отстоящей ог си^ооого устройства па расстоянии 0.6 п. Неучастие <3а происходит увеличение напряжений при постоянной нагрузке .

.-5

а

б

£,10

м -.МПа

25

20 15

0.6

0.4

10

S

0.2

J_I_I— _ L

12 3 О •гасы

1 г з « s в мин

Время

Рис. 3. Деформирование льда in situ:

а - кривые деформаций во льду на различном расстоянии (1,2,3) от нагрузки; О - физико-механическая модель для описания поведения льда

С позиции теории твердых деформируемых тел картина деформирования льда в данном случгш может описываться с помощью обобщенной линейной модели, реологическое уравнение которой

б +■ бт - Е(С + Те£) . где X, 1е - времена релаксации напряжений и деформаций, соответственно, причем

* - VE«: te = П(ЕГ + Е„)/ЕГЕИ:

здесь Ег и Ец - модули упругости элементов Гука и Максвеллл; TJ -коэффициент вязкости. В процессе упругой ползучести деформация стремится к своему окончательному значению по экспоненциальному закону. При быстром снятии нагрузки в момент t0 в ледяном массиве происходит практически мгновенный сброс упругих деформаций (участок ei), а затеи дальнейшее уменьшение деформаций и напряжений. По рассмотренной выше модели участок fg соответствует релаксации напряжений в элементах упругости Ец И Ег по закону

-t/T б = б„е ,

где б0 - напряжение после линейной упругой разгрузки (ef) в по-мент t0 ;

Кривая 3 показывает процесс деформирования льда на

расстоянии 0,2 и от силового устройства. Очевидно, что напряжение в этой точке превысило предел текучести льда (б > бг). Рассиот-ренную модель можно дополнить моделью с элементом упругости Б N. Поэтому одновременно с росток напряжений (прямое упругое последействие) наблюдается бингамово течение, при котором пластическая деформация увеличивается. На этапе прямой первичной ползучести отмечаются нарушения сплошности льда - микротрещины - сопровождающиеся скачками напряжений и излучением упругих волн. На этапе третичной ползучести лавинный процесс трещинообраэования заканчивается разрушением. Как и в горных породах во льду наблюдается "затишье" акустических импульсов перед разрушением.

В результате натурных экспериментов установлено, что сброс напряжений во время снятия нагрузки сопровождается мгновенной упругой деформацией растяжения и релаксацией накопившихся за период нагрузки напряжений. Следует отметить, что классическое определе-

нне времени релаксации по льду применять, по-видимому,' нельзя, т.к. в любом случае датчик тенэометрич^ского типа фиксирует перемещение как при сбросе, так и при релаксации.

Наблюдаемые сбросы напряжений в ледяных полях, а также эксперименты с нагруженном льда показывают, что упруго-пластические деформации льда развиваются на определенном уровне уже имеющихся начальных напряжений. Очевидно, что этот естественный уровень напряжений различен для различных льдов и зависит в первую очередь от температуры льда. Под термином внутренние естественные напряжения следует понимать систему напряжений, которые могут существовать в равновесии внутри льда, когда к его поверхности не приложены внешние силы.

Значение естественных начальных напряжений определяется с помощью методов разгрузки - искусственных и естественных. Примером искусственной разгрузки является обуривание датчика деформаций или напряжений в ледяной массиве. Падение напряжений с некоторого уровня до нуля дает значение уровня естественных напряжений. Естественная разгрузка возникает при образовании плоскости разрыва внутри пассива льда. Если разрыБ (трещина) прошел непосредственно через вмороженный в лед датчик, то сброс напряжент! будет характеризовать уровень существовавших со льду внутренним естественных начальных напряжений.

Таким образом, лед можно рассматривать как среду с собственным источником энергии. Разрушение его может вызываться не только внешними силами, но и внутренними, действующими в объеме льда.

В отличие от лабораторных образцов крупномасштабные объекта разрушаются сложным образом, поэтому характеристика прочности объекта геофизического масштаба может быть оценена уровнен снятых напряжений "в среде. В последнее время наметились пути сближения подходов, развиваемых для крупномасштабных и лабораторных объектов. При переходе к массивам горных пород или льда необходимо проанализировать масштабные аспекты разрушения и деформирования с тем, чтобы выявить, какие физичес^из закономерности разрушения, проявляющиеся на микромасштабе, определяют разрушение и деформирование на больших масштабах. Физической причиной, обеспечивающей преемственность закономерностей разрушения при переходе с микроскопических на более высокие масштаб(!ые уровни, является концентрационный критерий укрупнения 'хрецин. Этот критерий позволяет

описать не только качественно, но и количественно переход от микро- к накроразрущению, независимо от масштаба исследуемого объекта (D.H. Мячкнн, Б.В. Костров и др.,1975).

Достижения реологии и механики разрушения позволили поставить проблему создания физических представлений о точении твердых сред и их разрушении в геофизических масштабах. Значительные успехи в физике подготовки разрыва горных масс (течении горных пород) и самого разрыва (физика очага землетрясения) достиг iyr'j в области сейсмологии и тектонофнэикн.

Процессы, связанные с образованием протяженных трещи, разломов и гряд торосов имеют геофизические масштабы, поэтому перенесение некоторых представлений о подготовке разрыва и физики разрыва из области сейсмологии на ледяной покроо представляются правомерным (Ю.Марко и Р.Томсон,1977; НА. Волков и П.С Поронов, 1967).

Основные положения модели сброса напряжений можно резюмиро-ровать следующим образом:

- сброс напряжений/ упругих деформаций есть реакция ледяного покрова на резкое нарушение сплошности льда (разрыв, сдвиг с трением) как упругой среды:

- снятое в очаге разрушения напряжение равно разности начального и конечного значений напряжений на плоскости разрыва. В ледяном покрове начальный напряжения обусловлены в основном температурой льда;

- сброс напряжений сопровождается излучением упругих волн в систему воздух-лед-вода и ответственней за возбуждение автоколебаний в ледянок покрове;

- энергия, высвобождающаяся во время сброса, была запасена по льду виде энергии упругой деформации.

В заключение этого раздела следует высказать (на уровне гипотезы) возможность построения модели образования полигональной структуры ледяного покрова. Как уже отмечалось (рис.1), крупномасштабная упорядоченная структура возникает при образовании плоского напряженного состояния льда как однородной пластины с начальным напряжением, обусловленным температурой льда и стесненными условиями. При таких обстоятельствах и при соответствующей горизонтальной силе в сплошном лодяном массиве создаются сдвиговые напряжения, приводящие к разрушению льда и образованию ромбо-

видной структуры. Для создания модели, описывающей это явление могут быть успешно использованы критерии разрушения Нора-Кулона При этом следует учитывать , что сбросы напряжений, автоколсба ния, иэгибно-гравитационные волны могут являться как спусковь механизмом, так и прогностическими признаками разрушения. Подоб ного рода модель может описывать природу самоорганизовывающихс форм механики разрушения морского ледяного покрова.

2. МОДЕЛЬНЫЕ ЭКСПЕРИМЕНТЫ ПО ФИЗИКЕ ОБРАЗОВАНИЯ И РАСПРОСТРАНЕНИЯ ВОЛН В ЛЕДЯНОМ ПОКРОВЕ

Изучение динамических процессов требуют постановки иоделыш экспериментов не только по сбросам напряжений, но и по отклик льда на эти сбросы. При сбросе напряжений излучаются упругие вол ны. Распространение волн от источника сопровождается излучение) их в систему воздух-лед-вода. Автором были проведены модельнш эксперименты по возбуждению и распространению волн, выделении И', широкого спектра компонент, ответственных за тот или иной ви; сброса напряжений при деформировании и разрушении льда. В ракка: проведенных экспериментов с привлечением элементов теории изгиб ио-гравитационных волн автором дополнены физические представлени: о дисперсии и поляризации волн в ледянок слое, получены новы< данные о волнах при автоколебательных процессах.

2.1. Упругие продольные и поперечные волны во льду

В ледяном поле при резком увеличении или уменьшении внутренних напряжений возникают упругие волны широкого диапазона частот, различной структуры и интенсивности.На частотах от 0.1 до 1000 П отмечаются практически все виды волн: продольные, поперечные, из-гибные и изгибно-гравнтационныа. Кодсльные исследования физик» волн во льду позволяют определять скорости распространения воли, Поляризацию, частотную дисперсию и др. Моделирование очагов излучения волн проводилось с помощь» механических ударов, взрывов, движущейся по льду нагрузки и разрушения льда ледоколом. Во все» случаях волновая картина на значительном расстоянии от источнике!

возникновения волн содержит комплекс взаимодействующих и формирующихся при распространении волн напряжений во льду и гравитационных волн в системе лед-вода. Как правило, первыми вступают продольные волнм-Р, распространяющиеся со скоростью Vp. Это симметричные волны Яэмба в пластине. При симметричном характере про дольных волк знаки вступления от сейсмометров, установленных ча верхней и нижней границах льда, противоположны; по мере распространения импульс напряжений расширяется. Траектория движенгя частиц льда в вертикальной плоскости представляет собой в( гянутьй горизонтальный эллипс с направлением упругого движения ч.гтиц от источника £1,13].

В упругих поперечных волнах смещение частиц происходит перпендикулярно налравлени» распространения волны. В ледяной пластине при источнике, направленном параллельно оси чувства;--льности сейсмометров и поперек линии наблоденмй, регистрируются гсриэон-талыго-поляризоваиные поперечные золмы.

2.2. Изгибно-гравитационные волны

При торсшеишг ледяного поля образуется широкий спектр иэгиб-ных колебания. Если энергия в источнике достаточна, чтобы возбудить и гравитационные колебания льда, то в результате образуется цуг иэгибно-гравитационны: волн, проходящий достаточное расстояние, чтобы в полной мере проявилась частотная дисперсия. Автором впервые были проведены эксперименты для всего диапазона изгиб-но-гравитационных волн. Физические модельные эксперименты на озерных и норских льдах дали возможность понять, особенности нормальной и аномальной частотной дисперсии, волн и- построить семейство дисперсионных кривых фазовых и групповых скоростей для льдов различной толщины. Характер волновой картины при модальных экспериментах nptr вертикальном источнике возбуядеиия наиболее полно отражает основные особенности изгибных вели во льду. Траектории движения- частиц льда в иэгибкой волне имеют пид эллипсов с возвратно-вертикальным направлением вращения по отношению к источнику волн (рис.4)'. На записях дисперсия заметна по изменению периода колебаний со временек. Образование цугов волн, движущихся с групповой. скоростью можно объяснить исходя" игэ представлений распрост--раняюнгихся спектральных компонент в сложном нестационарном коле-

Рис. 4. Поляризация изгибных волн в вертикальной плоскости

бании. Из-за различия фазовых скоростей каждой составляющей происходит взаимное гашение или сложение волн. В узкой полосе частот образуется суммарное колебание со средней для этой полосы частотой. Вследствие аномальной дисперсии запись изгибной волны представляет собой квазисинуссидальную кривую. С удалением от источника волновой цуг изгибной волны становится все более растянутым, хотя амплитуды коррелируемых волн в цуге растут, а затем затухают. На смену ии растут и затухают другие волны. Происходит перераспределение энергии колебаний с начальных фаз на последующие. Максимум цуга волн движется с групповой скоростью.

Нижняя граница частот изгибных волн доходит до 0.5-1 Гц. В этой диапазоне нал силами упругости начинают преобладать силы тя-' жести, и изгибная волна становится гравитационной. Интервал частот волн в диапазоне 10"1 и 10 Гц может быть условно назван интервалом изгибно-гравитационных волн. Формирование чисто гравитационной волны можно проследить по результатам экспериментов с возбуждением волн ледоколом СИ- При ломке края ледяного поля поперечный изгибом возникает типичная картина цуга изгибно-гравита-ционной волны с периодами 0.5-5 с. При возбуждены* волны ледоко-лон на чистой воде в 500 м от края ледяного поля фиксируются свободные гравитационные волны с периодом около 5с.

На основе теоретических подходов, развитых в работах М.Юинга И А.Крэри (1934), а также Д.Е. Хейсина (1968) автором был выпол-

нен комплекс модельных исследований на льдах различной толщинм для всего частотного диапазона гюлн. В расчетах испольтовалиск следующие формулы для фазовой Си групповой и скоростьй:

С2 « <д Х0/2 Я) 1(1 + 2 Я Г/д Хс4 ) (1 + С /Х0 ) 1,

С - Х„

а с

<» Хо

с 2

1 + (4 Г До3 Ср)

1 а /Х0

где Г • 2 Л3 Ь3 Е,/[3 р„ (1 - V2)]: 6 » 2 Я Ь р,/р, ; »1 - толщина льда; Е- модуль Юнга; V- коэффициент Пуассона; р[ и р,- плотность льда и воды, соответственно; Х- длина волны.

На основе этих уравнений были проведены сопоставления с результатами модельных экспериментов на озерном и морском льдах (рис. 5). Для сплошного ледяного покрова появляются две ветви

Период, с

Рис. 5. Экспериментальные и теоретические дисперсионные кривые фазовых и групповых скоростей иэгибио- гравитационных волн: I- Ладога, Е«5-103 МПа, И - 0.1 м; 2,2* - Ладога, Е»9-103 МПа, Ь ■ 0.а м; 3- морской лед, Е »7.М03 МПа, Ь » 3 м (К. Ханкинс, 1962); 4- морской лед "СП-го", Е= 5103 МПа, Ь =4.5 и; 5- морской лед, Е*= 8103 МПз, Ъ = 4.5 м; б-ледяной остров "СП-22", Е = 6-10я МПа, Ь = 28 м

дисперсионных кривых фаэопых и групповых скоростей - изгибноЛ гравитационной. Минимум фазовой кривой (фаза Кельвина) разделяв иэгибную и гравитационную ветви. Волны с меньшей частотой (боль шим периодом) соответствуют гравитационной ветви с нариалыю дисперсией, *юлны с большей частотой (меньшим периодом) инею аномальную диспирсив, характерную для изгибных волн. Минимум име ет и групповая дисперсионная кривая (фаза Эйри). При движени группы волн первыми а точку наблюдения приходят короткие иэгкбны< волны, а последними - волны, соответствующие фазе Эйри. В точю пересечения кривых фазовых скоростей изгибных волн, гравитацион ных волн на чистой воде и изгибных волн в свободной пластине от мечается случай, когда силы плавуч-гсти полностью уравновешиваете; гидродинамическими давлениями. Изгибные волны во льд-у и гравкта' ционные волны в вод г распространяются с одинаковыми фазовыми, скоростями синхронно, не мскажаясь н не обмениваясь энергией Д.Е.Хейсин (1960) рассматривал эту частоту как "собственную" дл; всей системы лед-иода я целом.

2.3. Соединенные изгибные волны

Воздействие ветра нз ледяной покров и процессы торошения как известно, сопровождаются звуком в воздухе и в воде. Это, 1 свою очередь, отражается на спектральном составе волн в ледяно! покрове. Основываясь на априорных сведениях, автор-выполнил модельные эксперименты, результаты которых дополняют наши представления о волнах во льду. Источниками воли служили летящие самолет и взрывы в воздухе и в воде [X, 13, 14). Моделирование ветровогс воздействия на ледяной покров успешно осуществляется с помощьк низко летящего самолета над льдом.

Простейшим примером соединенных волн являются волны от воздействия порывов ветра на ледяной покров. В этом случае образуются изгибно-гравитационные волны в диапазоне периодов 1-10 с дл* льда толщиной от 0,1 до 10 и. В экспериментах по воздействий самолетов на ледяной покров при его полете и посадке имеется информация о различных видах воздействия на лед. При снижении самолет« возникает аэродинамическое воздействие движущегося столба вездухг

на ледяной покров. В ледяном покрове создавались волны с преобладающими периодами 4-5 с и фазово! скоростью, близкой к скорости воздушного столба самолета. Момент посадки самолетов, т.е. касание льда, сопровождается возбуждением обычных иэгибно-граиитацн-онных волн с периодами от 0.1 до 2 с. Подобного рода эксперименты позволяют изучать не только волновые процессы, но и применять их для разрушения льда.

Любое волновое движение в атмосфере сопровождается дпумя возвращающими силами: гравитационными и упругими. В высоком диапазоне частот - это звуковые и инфразвуковые волны в атмосфере, в низком - внутренние гравитационные волны.

Взрыв над ледяным покровом является источником звуковых, инфраэвуковых и гравитационных волн. На записях волнового процесса во льду на значительном расстоянии; от взрыва над льдом отмечается в первых вступлениях продольная волна р. Далее следует короткий цуг звуковых волн в воде с частотой- 200-300 Гц (¡и<„ = 1360 м/с). Б интерпале'времени 0.7-1.Зс после взрыва отмечается цуг иэгибных волн с фазовой скорость» около 350 м/с и частоиапи 70-30 Гц. Это так называемые соединенные воздушно-изгибные волны (К. Ханкинс, 1960). Они образуются при. равенство скоростей, звуковых волн в воздухе и фазовых нзгнбных вол» во льду. И наконец, фиксируются звуковые волны в воздухе.

Механизм зарождения изгибных поли, распространяющихся со скоростью 1450 м/с, обусловлен цугом гидродинамического давления, перемещяющимся в водном слое. Скорость и поляризация волны во льду свидетельствуют о тон, что в результате распространения акустических волн подо льдом в ледяной пластине возникает вынужденная изгибная волна с дисперсией, присущей водному слою, т.е. нагибная волна с нормальной дисперсией. Этот механизм отличается от механизма трансформации гидроакустической волны в сейсмическую и при волноводном распространении может быть использован для регистрации сейсмических волн> распространяющгхся в системе земная кора-океан-лед. Механизм проникновения акустичаской волны в лед почти не изучен. Показано лишь, что этот процесс может порождать не только продольные волны, но и различного типа поперечные.. Очевидно, что при распространении коротхспериодных релеевских волн в Северном Ледовитом океане по ледяному покрову будут распространяться упругие волны, отражающие характер и особенности нормаль-

ныу. волн окоема. Модельные эксперименты, проводившиеся между двумя дрейфующими ь Северном Ледовитом океане станциями "Северный полюс-22" и "Северный полнзс-23" и находившимися на расстоянии 1200 км друг- от друга, это подтверждают [15]. На первой станции производился втрып на глубине 50 м, а на второй станции- прием сигнала во льду с помощью вертикальных и горизонтальных сейсмометров. Приняты!'! сигнал от взрыва р веде представлял собою импульс длительностью 15 с, т.е. короткий импульс взрыва с.формиро-ваиоя по мере распространения в растянутый цуг. Траектория движения частиц льда в волне указывает на го, что ледяной покров испытывает вынужденные иэгибные колебания от упругой волны, распространяющейся в подводном звуковом канале.

3. АВТОКОЛЕБАНИЯ В МОРСКОМ ЛЕДЯНОМ ПОКРОВЕ

Звуковое сопровождение процессов сжатия морских льдов отличается своеобразиям, а спектры при гидроакустических измерениях -дискретностью, обусловленными хорошо известными в физике фрикционными автоколебаниями. Однако прямых инструментальных измерений in situ деформиропаиия льдг. при автоколебательных процессах отмечено не было. Автор провел уникальные измерения и впервые получил данные о механизме автоколебаний, разделив их на релаксационные и кпаэигпрмоническяе. Проведение модельных экспериментов и натурных наблюдений позволили быязлигь из общего энергетического спектра мэшбно-гравитациокных волн колебания не описываемые существующими теориями динамики льда.

При натурных наблюдениях за механикой деформирования ледяных полей на дрейфующих станциях "Северный полюс" автор диссертации, обнаружил периодическое дефоркирование ледяных полей за счет горизонтальных сил сжатия: образование продольного изгиба и горизонтальных микроподвижек по трещине с трением. Изгиб ледяного поля по наблюдениям с помощью наклономеров, установленных в разных точках льдины, происходил с четкой периодичностью. По фазовому сдвигу между разносаннипа на льдине приборами видно, что изгибы ледяного поля "распространялись" с конечной скоростью. Подооьою

рода деформации обусловлены продольным изгибом л<гцячоЛ пластики при сжатии льдов [1,16,20,25]. На основании длительных и м^пре-рывных наблюдений на дрейфующих льдах автор диссертации получил пледуюцио обобщенные характеристики зарегистрированного явления: - деформирование ледяного покрова продольным изгибом носит

В р б м н, с

Рис. б. Фрагменты записи от деформометра (а) и датчика напряжений (б) во время автоколебательного процесса

- "периоды" следования импульсов деформирования стабильны и югут составлять от 3 до 25 с; на записях импульсы имеют пилооб-эазную форму;

- импульсы могут зарождаться группами; первый импульс в груп-ю, как правило, больше последующих;

- группы импульсов иногда возникают на фоне колебательных фоцессор с "периодами" до 5 мин;

- процессы сопровождаются микроподвижками с трением и нзлу-!ением упругих волн (рис.7).

Длительность и интенсивность подвижки с трением по готовом'/ ¡аэрыву формируют структуру излучаемых упругих волн. Пилообразный фоцесс роста деформаций н напряжений сопровождается упругими чи-¡ульсами, причем горизонтальные составляющие по амплитуде эначи-■ельно больше вертикальной компоненты снещений. Первый упругий |,мпульс больше последующих, т.е. сдвиговой подвижке, oбvcлoвлeн-

э-0,8

20 25

я, мин

Рис. 7. Спектрально-временной процесс автоколебаний в

ледяном покрове: ,

51 " эа " различные участки спектра; время торошения

ной трением покоя на контакте, сопутствует более интенсивный уп ругий импульс.

Применительно к ледяному покрову как механической автокола бательной системе можно выделить'следующие части:

- постоянный источник энергии - сила сжатия льдов;

- колебательная система - сплошной ледяной покров со сквоэ ной трещиной (готовый разрыв);

- обратная связь между колебательной системой и регулируюци устройством - периодический изгиб или подвижки пластины без е разрушения.

В отличие от диссипативных систем, совершающих вынужденны колебания под действием периодических возмущающих сил, в автоко лебательных системах, расход энергии на преодоление сопротивлени. точно компенсируется поступлениями из некоторого входящего в сос тав системы неколебательного источника, дозировка которых по вре* мени подачи и по величине регулируется самой колеблющейся системой. Автоколебания могут возникать при нелинейной зависимости силы трения от скорости движения (в частности, когда коэффициент! статического и динамического трокия не равны между собой). Пр1 постоянной или медленно меняощейся во времени относительной скорости продольного смещения часть контактной зоны ледяного поля, непосредственно примыкающей к трещине, остается неподниякоЛ д<

rex пор, пока сила статического грения больше силы, возникающей 1ри упругих деформациях льда в горизонтальной плоскости. Как голько статическое трение становится меньше, мои сила, обуслов-1енпая упругостью, начинается скольжение, происходящее до ноиеш,\ зренени, когда скорость движения ледяного покрова в районе трещи-1Ы не станет равной нулю. После этого кромка поля опять п точите (екоторого времени удерживается неподвижно за счет силы статичсс-<ого трения.

Математическое описание автоколебательных процессов с приь-течениен известных уравнений вида (Я . Г.Пановко, 1976 )

z + P?z = P2Vt + (RCT - Ид „ „ ) /ш ,

тозволяет получить зависимости для определения скоростей и ускорений при продольном относительном смещении ледяных полей [261. 1десь P=RCX- с (z- У t) - Ид Ц „ ; с = a3Eh/6; й - ( 3k/Eh)1 / 4 ; Р:!-с/т; z- приведенная жесткость упругой связи, эквивалентная жесткости тедяного поля при рассматриваемом случае его нагружения; ?CT=fCTsh; Кдин = " силы статического и динамического гро-

шя, соответственно; fCT и f1MH - соответствующие коэффициенты грения; s - погонная сила прижатия друг к другу частей ледяного толя; z - продольное смещение; V - средняя скорость относительного смещения ледяного поля; t - время.

Смещение части поля в поперечном направлении вызывает изгиб тедяного поля и постепенное увеличение напряжений сжатия ti зоне контакта. Когда эти напряжения становятся равными разрушающим, троисходит дробление/смятие льда в зоне контакта и появление об-томков льда между частями поля. Вследствие этого восстанавлипает-zn плоская форма ледяного покрова, а также возникает проскальзывание в продольном направлении за счет уменьшения силы трения между стенками разрыва. Процесс продолжается циклически в течение acero времени, пока происходит относительное движение этих двух частей поля в продольном и поперечном направлениях.

Для случая описания изгиба ледяного поля в вертикальной плоскости используется уравнение для полубесконечной пластины на /прутом основании

d4 • V(х) (x-xk ) dz v (х ) Q d v(:t)

, 11 --- T Q----— - - ----- + "¡f v (X) -■= 0

ux* xK dx' xk • fix

с соответствующими граничными условиями

V(х) - О,--= О при х = О;

дхг

у(х) = о, й у(х)

------ = о при х = х^.

<3:<

Здесь О - цилиндрическая жесткость ледяной пластины; V - проги ледяного поля; <2 - поперечная сила, приложенная к единице длин кромки ледяного поля; К - весовая плотность воды; хк- некотора удаленная от кромки поля точка, в которой прогиб ледяной пластин можно считать равной нулю.

Более подробное изложение математических моделей' содержится в работах [1,26] .

4. ПОВЕРХНОСТНЫЕ Н ВНУТРЕННИЕ ВОЛНЫ В МОРСКИХ ЛЬДАХ

К динамическим процессам в морских льдах относятся гравига циокные волны на поверхности моря, покрытого льдом. Их иожн< рассматривать и как самостоятельную внешцюю нагрузку, деформирующую и разрушающую морской лея, так н определенный спусковой механизм при разрушении ледяного покрова, находящегося в предварительно напряженном состоянии.

Накоплен достаточно большой материал наблюдений за волновил» процессами в ледяном покрове с периодами от 5 до 50 с (К.Ханкинс, 1960; Г. Робин,1963; А-Д.Сытинский и В.П.Трипольников,1964 ; П.Со-дамс, 1986 и др). Проникновение штормовых волн через зону плававших льдин в сплошной лед сопровох<дается фильтрацией коротковолновых составляющих.Б сплошном льду по мере формирования и распространения волн энергия их убывает пропорционально отношению Ьд'/Х^ длинные волны распространяются под ледяным покровом практически не затухая. Отмечено, что совпадение скоростей ветра и изгнбио-гравитацнонных волн приводит к резонансным эффектам.

Автор обобщил результаты предыдущих исследований, провел дополнительные инструментальные наблюдения природы зарождения н формирования по мере распространения поверхностных вол» в Арктике н Антарктике. Сиихрошшг наблюдения за зыбш о »горских льдах и

микросейсмами о земной коре позволили автору установить съязь между этими явлениями и подтвердить справедлипост?. теории Лои-ге-Хиггинса об образовании микрозейсм стоячими волнами и штормовой области.

4.1. Волны в дрейфующих льдах Северного Ледовитого океана

Ветровое воздействие на ледяной покров в зоне движения циклона образует интерферирующие системы собственно ветровых волн на чистой воде, ветровых волн на кромке и в сплошном ледяном покрове. Интенсивность волн зависит от скорости ветр£(, продолжительности действия ветра и его разгона. Волны зыби распространяются из области циклона в рапных направлениях со скооостью 20-100 м/с. В область, находящуюся от центра циклона на 1000-2000 км, сначала приходят долгопериодные волны, а загон '- короткопериодные. Если циклон движется над зоной чистой воды и битых льдов, то за счет сил вязкости и взаимодействия льдин короткопериодные составляющие затухают быстрее. На значительных расстояниях в спектре остаются волны с периодами 25-30 с.

Изучение механизма зарождения и формирования поверхностных гравитационных волн в Арктике проводилось в различные годы на дрейфующих станциях "Северный полюс", в ледокольных экспедициях в Карское и Баренцево моря. В дрейфующих льдах толщиной до 10 м от-нечаются волны зыби с периодом 25-30 с и амплитудой до нескольких миллиметров. Колебания ледяного покрова носят цуговый характер; в цуге, как правило 5-6 колебаний. Длина волны колеблется от 100 м до 2 км. Как правило, изучение метеорологической и синоптической обстановки в районе наблюдений показывает, что образование зыби не связано с локальными гидрометеорологическими условиями. Направление прихода зыби и спектральный состав говорят о том, что зарождение волн происходит на большом расстоянии от станции [1,28].

Наклони ледяного дрейфующего острова толщиной 28 и при взаимодействии с морским льдом сопровождались разрушением примыкавших к нему ледяных полей толщиной до Л м. Подобного рода реакция острова на взаимодействие приводит к измененню скорости дрейфа. Ударная нагрузка при наличии горизонтальной составляющей ускорения льдов кожет достигать нескольких сотен маггньютопов■ При этом

- J6 -

п зоне контакта остров-лед напряжения в морском льду достигаю предельных значений, и разрушение происходит дроблением/смятием i изгибом морского льда.

Колебания сплошного ледяного покрова, вызванные изгибно-гра-внтационной полной, создают в слое льда сжимающие и растягивающи« напряжения. Например, напряжение в верхнем слое ледяного покров; толщиной 4,5 м при прохождении волны зыби с периодом 20 с составило 0.005 Ulla. Для волн с большей крутизной и амплитудой напряжения достигают разрушающих значений, иремя циклического деформирования льда на сжатие и растяжение составляет от 5 до 10 с, т.е. половину периода волны. Циклические напряжения, вызываемые волной, могут накладываться на уже имеющиеся внутренние напряжения. При значительных внутренних напряжениях внецшяя волновая добавке может служить спусковым механизмом, приводящим либо к мгновенному разлому ледяного покрова, либо к релаксации внутренних напряжений за счет образования множества микрогрещин. Перевес в ту или иную сторону будет определяться параметрами волн и уровнем начальных внутренних напряжений. Естественно, что в зоне торошения спектр волн значительно шире и только длинноволновые компоненты спектра распространяются на большие расстояния. Сами по себе эти группы волны не способны р-ззломать лед, но волновые напряжения могут служить спусковым механизмом внезапного разлома льда. В процент-нон отношении к внутреннему напряженному состоянию льда это малая часть, но эта малая часть внешних напряжений может сыграть значительную роль во многих случаях. Например, при сложении двух или нескольких воли с одинаковыми периодами и с разными направлениями распространения. В этом случав напряжение возрастет в два-три раза. Циклическое действие волновых нагрузок также способствует усталостному разрушению льда.%

При изучении колебаний и волн на дрейфующих станциях "Северный полюс" было выделено около 20 синоптических ситуаций, отеетс-твенных за лоязленче изгибно-гравитационных волн, зыби, автоколебаний и медленных волн. Напринер, в ситуации 16-17 ноября на дрейфующей станции "СП-20" отмечены все виды воли (рис.в). 16 ноября в 3 часа были зарегистрированы автоколебания во льду. В 6 час несколько повысился уровень зыби, направление ее прихода юго-западное. В дальнейшем при усилении ветра образовались изгиб-но-грапнгацнонкые волны явно локального происхождения (Т= 6-12с).

110 ПО 145 1Ь0 '¿O 170 ISO 170 160

Рис. 8. Колебания ледяного покрова при прохождении циклона

вдоль шельфовой зоны: а - изменчивость температуры воздуха, атмосферного давления, скорости ветра и осредненного уровня колебаний с периодом 8-20 с (1) и 3-30 мин (медленные волны) во времени (2); б - траектория циклона 16-18 ноября 1970 г.

Появление аьтоколебательных процессов в ледяном покрове говорит том, что ледяной покров на значительной площади подвергался гор1 зонтальным силам сжатия. Движущийся с материка циклон мог создав силы сжатия льдов, которые вместе со сплоченными ледяными поля» и имеющимися п ких сквозными трещинами образовали автоколебатель ную систему. Подвижки льдов с трением по разрыву генерировали аг токолебания в виде упругих волн и деформирования ледяной пластиь продольным изгибом.

Медленные волны появились после автоколебаний и изгибно-гра витэционных поли с запаздыванием более суток. Описание подобнь событий более подробно приводится в работах [1 ,24,25;29).

4.Я. Автоколебания и поверхностные волны в припае и дрейфующих лицах Антарктики

В морских дрейфующих льдах Антарктики отмечается постоянн присутствующий фон коаебаний с периодами от 5 до 20 с. Изучени этого диапазона проводилось в морских экспедициях и ограничива лось поверхностными гравитационными волнами. Комплексные исследс вания в 1989 г. на НИС "Академик Федоров" позволили выявить н только параметры поверхностных волн во льдах, но и дополнить и новыми данными о механизме взаимодействия ледяных полей с айсбер гами. Непрерывные наблюдения вертикальных и горизонтальных колеС ний проводились 8-17 октября [1, 24]. При спектральном анализ были выявлены автоколебательные процессы, возникавшие с опреде ленной последовательностью. Например, в течение нескольких часс пик автоколебаний с частотой 1 Гц возникал через каждые 5-10 ми нут. Такой процесс зарегистрирован от подвижек с цикличность 5-10 минут, переходящих затем п стабильное скольжение с трением Парой трения может служить сквозная трещина или контакт при про резании ледяного поля айсбергом. По-видимому, динамика айсберго ответственна за появление автоколебаний. В этой случае прорезани ледяных полей следует рассматривать как дискретный процесс. Не посредственно в области разрушения морского льда отмечаются вс виды деформирования. Этим обусловлена цикличность наблюдаемы процессов автоколебаний. Авгохолебания прекращаются при полно разрушении ледяного поля или при ослаблении горизонтально сил

взаимодействия лед-лед, т.е. при прекращении сжатия льдов иг,и при уменьшении скорости дрейфа айсбергов.

Измерения относительного перемещения айсбергов с помещаю лазерных дальномеров показали, что периоды сближения айсбер!он совпадают с периодами появления автоколебаний. Например, 13-14 ок-гября отмечались интенсивные автоколебания, в этот жо период пло-цадь треугольника," составленного двумя айсбергами и судном.

о

уменьшилась на 10 км .

Особенно следует отметить факт крупномасштабных аятоколеба-(Ий, зарегистрированных непосредственно в очаге взаимодействия айсберг-морской лед при дрейфе русско-американской станции "Уэд-\елл-1". Эти уникальные наблюдения , проведенные с помощью уста-ювленного на айсберге сейсмонаклономера, выявили определенную закономерность механизма взаимодействия: возникновении периоди-1еских наклонов айсберга с "периодом" 10-15 с, сопровождаемых эеэкими подвижками. Процесс напоминал автоколебания пилообразной [>ормы, показанные на рис.6. Следует отметить, что такая автоколе->ате.пьная система с элементами деформирлаания и разрушения морс-сого льда может быть использована для определения сип взаимодействия и физико- механических свойств льда в больших масштабах.

Зыбь, проходящая через полосу разрушенных льдов и припай, (оходит до берегов Антарктиды. В море Дейвиса в течение зимнего •ериода были проведены наблюдения за колебаниями припая вблизи >бс.ерватории Мирный. Приходящая долгопериодная зыбь сравнивалась ;о штормовыми микросейсмами. Была зарегистрирована микросейсми-1еская "буря" , спектральный пик которой наблюдался на периоде 1.5 с; 17 ноября в 2 часа буря закончилась, появление микросейс-шческой бури сопровождалось резким увеличением амплитуд волн зы-¡и. Амплитуда волн с периодом 24 с достигала 0.045 м. Пик интен-:ивностн волн зыби отставал от пика микросейсм на 12-14 часов.

Зарегистрированные колебания ледяного пбкрова с периодами 10-25 с являются длинными волнами, распространяющимися от иторма ¡начала по чистой воде, затем в полосе разрушенных льдов и, нако-:ец, в припае.

Для объяснения природы зарегистрированного явления автор юспользовался теорией Лонгс-Хиггинса с возбуждении микросейсм юрскими стоячими волнами. Это может происходить как вблизи от-1еЬных берегов, когда образуются отраженные волны, так и в штор-

Monoii области на поверхности океана. Циклон характеризуется нали чиек области значительного минимума атмосферного давления, чт приводит к образованию ветра и генерации морских волн, движущихс от периферии к центру циклона. Распространяясь навстречу дру другу и складываясь, они образуют стоячие волны, вызывающие пере ценное давление на дно - микросейсмы.

Колебания уровня моря в Антарктике являются одной из основ ных причин разрушения ледников путем откола айсбергов. Максималь ная величина прилииоп и большинстве случаев не превышает 2 м Наблюдаются также колебания, средний период которых составляет 3 мин при максимальной амплитуде 15 см; непериодические колебани уровня моря вызываются длинными волнами различной природы: зыбью цунами, волнами барического происхождения и др. Продвижение вол под шельфопыми ледниками вызывает соответствующие изг'ибные напря женил в леднике.

Вночьпные отколы от долъфовых ледников крупных айсбергов но гут вызываться волнами цунами, приходящими из высокосейсмичноп района чилийского побережья Южной Америки. "Сейсмичность" ледни ков, стекающих к Морю, проявляется в излучении упругих волн npi смещении льда в горизонтальном направлении и образовании продоль ных тектонических полос. По всему продольному сечению ледник; происходят подоижки с трением в зоне контакта. Эта зона проявля ется на поверхности в виде прямолинейных полос. Подобная картин! может служить хорошей иллюстрацией подели катакластического Тече иия и Земной коре.

Медленное движение ледников к морю не является непрерывны! процессом. Контакт льда и коренных пород Антарктиды является одним из звеньев системы, генерирующей периодические подвижки ледника. Под воздействием состгвляюцей силы тяжести происходит poci напряжений на ледовом контакте. При достижении предельных напряжений лед разрушается сдвигом, и ледник слетается. Процесс повторяется пока действует сила тяжести и условия контакта удовлетворяют автоколебательной системе. Импульсы упругих волн в ледник« следуют друг за другом через определенный интервал времени, По-видимому, этого времени достаточно, чтобы лед на контакте достиг предельных напряжений на срез и произошел кикросдвиг ледник; к морю. Такнп образом, язык ледника в конце концов оказывался ¡ море, образуя айсберги. Такое представление основано на изучена

физики волн в ледниках, земной коре и морз п районе обсерватории Мирный в Антарктике [1,6-8,24,251.

С помощью ледового мареографа и наклономеров на припае били зарегистрированы цуги волн продолжительностью от двух минут до часа. Максимальная высота поверхностных волн в море достигала 0.3 м, диапазон периодов составлял 40-60 с. За полугодовой период непрерывных наблюдений было зарегистрировано около 10 случаев появления подобных "ледовых цунами". Природа этих ноли была выявлена при совместном анализе записей колебаний ледяного покрова и сейсмограмм станции "Мирный". На сейсмограммах эпизодически регистрировались . высокочастотные цуги волн продолжительностью от 0.5 до 5 минут с амплитудой до десятков микрон и диапазоном периодов 0.1 - 1.0 с. Была обнаружена связь между цугами волн в море и сейсмическими колебаниями: после появления сейсмических волн регистрировались с некоторым запаздыванием волны в море. Уэкопо-лоснын характер спектров позволяет говорить о сформировавшемся волновом движении как упругих воли, так и гравитационных, а ото, в своо очередь, говорит об удаленном источнике. Рассматриваемые данные позволяют утверждать, что причиной возникновения волн различной природ» являются ледники или айсберги. Трение ложа ледника о коренные породы при его движении. отколы шельфовых ледников и обрушивание их в море, пропахивание айсбергом дна - вот основные механизмы образования упругих волн в земной коре и свободных гравитационных волн в море.

Механизмы взаимодействия айсбергов и торосов с морским дном могут быть использованы для ледового мониторинга в акваториях, где отмечается пропахивание морского дна айсбергами, торосами и стамухами 11,27,30].

4.3. Колебания морского льда, обусловленные воздействием внутренних волн океана

В общей картине динамических процессов в морских льдах особое место занимают колебания ледяного покрова, обусловленные внутренними волнами океана. Первые данние об этих процессах были получены на дрейфующей станции "Северный полпс-20" в 1970 г. На многолетней ледяном поле толщиной 4.5 м с помощью наклономеров.

установленных по треугольнику, был выявлен волновой процесс с периодами 3+30 нин [1, 11]. Для определения характеристик волновою процесса определялись спектры Зхх и синхронных реализаций К и

У, коэффициент когерентности ")(гХу и разность фаз 1Ху (табл. 1).

Деформации при изгибе ледяного поля измерялись в дальнейшем также с помощью штанговых кварцевых деформометров. Относительные деформации сжатия и растяжения льда при изгибе ледяного поля достигали Ю"6.

Таблица 1

Спектральные характеристики волноного процесса в ледяном покрове

Дрейфующая станция, период т> •Ч1 ' ч Ль. с' N ху г, с Го -мин с. м/с

" Сегнзрный 1юлюс;-?.0" , июль-сея-тябрь 1970 г. 2,5 30 300 0,9 55 10 1.1

"Северный полюс-23", август 1977 г 3 ,0 30 360 0,3 33 8 0 . 6

Примечание. Тр - длительность ряда, АЬ - интервал дискретности, N - количество точек ряда, \2- коэффициент когерентности, Х- фазовый сдвиг, Т0 - периоды спектральных пиков, с- фазова) скорость.

Форма долгопериодных колебаний имеет разнообразный характер наблюдаются группы колебаний почти синусоидальной формы, появляются "импульсы" с явно выраженной нормальной дисперсией, споради чески возникают колебания со "срезанными" гребнями.

Зарубежными нсслецолигеляни подобные колебания были гакж/ обнаружены в 19К2 г. в дройфуюцих льдах Арктики . С помощью де формометров во льду ими были зарегистрированы деформации иэrибi ледяного покиоьа с периодами до 10 мин [Г.Л. Джонсон, 1903].

В диссертации показако, что волновой процесс с фазовыми ско

>стяни распространения от 0,2 до 2 м/с зарегистрирован впервые. 1еобладающие периоды этих соли 8-12 мин, максимальная амплитуда фтикальных смещения льда в волне достигала 5 мм. Это явление ¡жно назвать "медленные волны" [17,113].

При непрерывных наблюдениях на дрейфующих станциях выявлено юпределение медленных волн по преобладающим периодам: более по->вины регистрируемых волн имели спектральный пик на периодах •12 мин. Распределение интенсивности медленных волн по месяцам жазывает, что в 70% случаев интенсивные волны появляются п лет-•-осенние месяцы (июль, август, сентябрь).

На основе анализа результатов наблюдений авторон была выска-та гипотеза о природе образования медленных волн за счет внут->нних волн океана. Многочисленные результаты чсследований внут-шних волн океана свидетельствуют'о колебаниях внутренних слоев >еды с амплитудами от единиц до десятков метров. Это приводит к щественным флуктуациян давления в среде и, следовательно, обус->вливает определенное динамическое воздействие на такую твердую 1верхность, как ледяной покров. Поле внутренних волн, как пра«>и-I, инеет сложную вертикальную многомодовую структуру, включающую к совокупность слоев с интенсивными колебаниями, гак и практики невозмущенных сдоев.

Воды Северного Ледовитого океана имеют четко вырэжанную ютностную стратификацию, которая и обуславливает существование (роткопериодных гравитационных внутренних волн. Ветровое волне-е в ледяных полях создает предпосылки для возмущения слоя скач-плотносги на глубине и образовании на нем внутренних волн, корне затем проявляются в ледяном покрове в виде медленных волн, ханизм возбуждения поверхностными волнами слоя скачка плотности образования на нем внутренних волн состоит в следующем. Длины тровых волн (с периодами 8-15 с) во льду достигают 300 м, такой длины могут быть и вну7ренние короткопериодные волны. Как пра-ло, пики медленных волн отстают от поверхностных (рис.9); такая держка обусловлена очевидно временем, необходимым для "раскач-" слоя наибольшего градиента плотности поды поверхностными вол-ми и (или), если зарождение волн произошло на некотором удзле-и от станции, малой скоростью распространения медленных волн по авнению с повррхностнык- Полученные результаты свидетельствуют косвенной связи медленных волн с внутренними.

15<! «о 150

Рис. 9. Колебания ледяного покрова при прохождении циклона: а - изменчивость гениерагууы воздуха, атмосферного давления скорости ветра и осредиеннс.го уровня колебаний с периодок 8-20 с (1) н 3-30 мин (медленные волны) во времени (2): б - траектория циклена 9-10 июля 19 70 г.

Как показали синхронные наблюдения наклонов льда и флуктуации температуры и электропроводимости води на горизонте 50 м имеется взаимосвязь колебаний льда с, колебаниями пикноклииа. Били проанализированы группы медленных волн длительностью до прох чн-сов; соответственно этому участку анализировались реализации температуры и электропроводимости воды. Спектральные пики медленных волн наблюдались в спектрах колебаний льда и электропроводимости воды на периодах 5, 6 и 8-11 мин. Пики внутренних волн отмечались в периодах 5 и 7.5 мин. Функции когерентности наибольшее значение (0.8) имели на периодах 4-5 мин. В этой же полосе имелся определенный фазовым сдвиг (-90°), указывающий, что сходным сигналом системы вода-лед являются внутренние волны, а выходным сигналом (откликом системы) - колебания льда. т.е. внутренние волны возбуждают колебания ледяного покрова. Таким образом, внутренние волны с периодами 5-6 мин возбуждают синхронные движения поверхности океана вместе с ледяным покровом.

Результаты синхронных измерений ма ледяном поле дрейфующем станции "СП-28" наклонов льда и температуры воды с помощью распределенных датчиков температуры показывают когерентность между флуктуациями температуры ьоды на горизонте 164-176 и и одним из направлений наклонов льда на периоде 25 мин. Б другом направлении наклоны обусловлены внутренними волнами на другом горизонте.

Таким образом, натурные наблюдения показывают, что имеется сложная картина воздействия внутренних волн на ледяной покров. Внутренние волны на различных горизонтах как бы "расписываются" на льду. Математическая модель для простейшего случая двухслойной стратифицированной среды с ледяным покровом получена с помощью системы уравнений, описывающих волновое движение как на внутренней границе раздела (вода - вода), так и на внешней (вода - лед) [12]. Отношение амплитуды колебаний ледяной пластины, обусловленной внутренней волной 7.х , к амплитуде собственно внутренней волны на слое скачка плотности 22 с учетом пар -»метров среды лед-дпухс-юйная вода будет

•де С - фазовая скорость внутренней волны; Эв = рЬ; р - плотность 1ьда; И - толшинл льда; Н(- толщина верхнего гомогенного слоя во-

ды.

Например, при амплитуде наклона волны в ледяном покрове pao ной 21.8x10"6 радиан из формулы (1) амплитуда этой полны на внут ренней поверхности раздела достигает - 0,83 м. Знак минус указы вает- на то, что колебания ледяного покрова и внутренней поверх ности раздела находятся в противофазе (рис.10).

Рис. 10. Идеализированная схема образования медленных

волн в ледяном покрове: р1 и Рг " плотности двухслойной модели; сопу, <31V- зоны конвергенции и дивергенции волновых потоков; С - фазовая скорость медленной волны

Изложенные выше результаты натурных наблюдений и проведении теоретические расчеты дают основание предположить, что в неодн< родном море при наличии ледяного покрова могут одновременно во: никать свободные колебания двух классов: внутренние и поверхнос: ные гравитационные волны. При этом внутренние волны вызывают к( лебания ледяного покрова, которые, в принципе, могут быть эафи| сированы с помощью соответствующей измерительной техники.

ЗЛХЛЮЧЕКНЕ

В настоящей диссертации на основании выполнения комплекса кспериментальных и теоретических исследований установлен ряд пл-ономерностей физики и механики деформирования и иаэрушения морс-эго ледяного покрова в зависимости от гидрометеорологических акторов: результаты этих исследований направлены на решение ак-/альной научной проблемы морского льда как одного из основных аеньев во взаимодействии океана и атмосферы и как одного из раж-лх элементов при решении прикладных задач.

Основные результаты формулируются следующим образом:

- в ледяных полях отмечается сброс напряжений: резкое паде-1е напряжений в ледяном поле, сопровождающееся упругой дефорна-<ей растяжения; величииа сброса напряжений п плоскости разрыва >жет характеризовать величину разрушающих напряжений; анализ ре-^льтатов физического моделирования сбросов напряжений, а также гатистические данные о естественчнх сбросах напряжений позволяют >стулировать наличие начальных напряжений во льду;

- в ледяном покрове !:ри сжатии впервые выявлен и изучен эф-¡кт релаксационных и квазигармонических автоколебаний: периодичное деформирование ледяных полей продольным изгибом, подвижки I трещине с трением и излучение упругих волн. Форма записи ре-1Ксационных автоколебаний носит пилообразный характер; "период" >лебаний достигает 20 с; автоколебания сопровождаются излучением |ругих волн, в спектре квазигармонических автоколебаний еыделя-ся пики на периодах 0,2-2,0 с. Установлена связь между аптоко-баниями в ледяном покрове и циклонами над льдами Арктики: при 1клоне, приближающемся к району наблюдений, отмечается запазды-ние пика скорости ветра на несколько часов по отношению к появ-нию автоколебаний; для описания автоколебательных процессов едложены математические модели;

- в Центральном Арктическом бассейне во льдах толщиной до м отмечаются волны зыби с периодами 25-30 с. Максимальные амп-

туды достигают нескольких миллиметров; при длина волны до 2 ни лгоперисдная зыбь отмечается на расстоянии до 2000 хм от исгоч-ка;

- в море Дейвиса и в море Уэдделла в Антарктике выявлен ши-кий диапазон периодов колебаний припал к дрейфующих льдов.

обусловленных штурмами в открытой океане, а также динамикой ледников и айсбергов. При амплитудах колебаний льда до 0.5 м диапазон периодов составляет 11 - 150 с;

- в Северной Ледовитом океане впервые отмечен волновой процесс, не соответствующий классическим представлениям о поверхностных волнах; экспериментально установлено, что спектры синхронных реализаций волн oi разнесенных в пространстве наклономеров составляли диапазон периодов 3-30 минут: коэффициент когерентности и разность фаз позволили определить фалоЕуо скорость волнового процесса, составившую 0.5 - 2 н/с; такие "мадленные" волны обусловлены воздействием на ледяной покров внутренних волн океана: математическая модель купленных волн разработана для простейшей двухслойной среды. Наиболее интенсивно медленные волны развиваются и летне-осеиние месяцы при прохождении циклонов над льдами Арктики. Пик интенсивности медленных волн, как правило, запаздывает по отношению !•. пику вг>тра на 10-20 часов;

- волны зыби и автоколебания служат прогностическими признаками сжатия и торошения льдов;

- процессы взаимодействия айсбергов с морским дном сопровождаются излучением упругих волн и распространением их в земной коре. Этот механизм молчг быть использован для мониторинга времени и места пропахивании морского дна торосами и айсбергами сейсмическими Методами в прибр'^ной зоне;

- разработаны измерительные устройства для изучения механикн деформирования и разрушения морских ледяных полей контактными методами (сейсмонаклономр.р. штанговый деформометр, измеритель напряжений, ледовый волнограф). Измерительные комплексы совместно с полевыми сейсмостанцнлми и лазерными дальномерами успешно использовались на припае и проИфующпх льдах в Арктике и Антарктике:

- разработана методика исследований и проведены модельные эксперименты по определению фазовых и групповых скоростей упругих и гравитационных велн в ледяных полях; построены теоретические и экспериментальные дисперсионные кривые фазовых и групповых скоростей изгибно-гравитационных »олн для льдов различной толщины и модулей упругости. Экспериментально показано существование во льду соединенных волн, обусловленных источниками в воздухе и в воде.

Сложные процессы деформирования и разрушения морского ледяного покрова в естественных условиях и возникающие при ovo* эффекты и явления, относящиеся в том числе к разряду высокоорганизованной механики разрушения, еще недостаточно изучены; фитимос;-кне и математические модели этих явлений только начинают разрабатываться, поэтому дапьнейшие комплексные исследования фияико-ма-ханических процессов в морских льдах представляют собой перспективное направление. Автор надеется, что полученный в диссертации результаты внесут существенный вклад в полярную океанологию и особенно в один из ее разделов - морской лсд.

Основное содержание диссертации отражено в следующих работая: Монография;

1. Смирнов В.Н. Динамические процессы в морских льдах. Санкт-Петербург Гидрочетеоигздат , 1996.. -162 с.

Авторские свидетельства на изобретения:

2. Авт. св. N561887, 1977. .Ца-;чик давления, (соавт. Шушлебин A.M., Альтшулер Г.Г.).

3. Авт. св. N712447, 1979 Устройство для измерения деформаций. (соавт. Шушлебин А.И.).

4. Авт. св. N1633295, 1990, Устройство для измерения напряжений. (соавт. Шушлебин А.И., Никитин В.А., Сыроваткин D.H.).

5. Авт. св. N17848887, 1992. Устройство для измерения деформаций льда, (соавт. Шушлебин А.И.).

Статьи:

6. Об изгибно-гравитационных колебаниях ледяного покрова моря Дэйвиса. Бюллетень ОАЭ N 61, 1967, с. 61-65.

7. Об источнике высокочастотных сейсмических возмущений и изгибно-гравитационных волн в Антарктике//Иэв. АН СССР. Физика земли. - 1967. -N 8. -С. 25-30.

8. Сравнительные исследования микросейсм и изгибно-гравитационных волн в Антарктике//Изв. АН СССР. Физика земли. -1969. -N 3. -С. 89-93.

9. Кетодика наблюдения за колебаниями ледяного покрова с помощью наклономеров. - Труды ААНИИ, 1971, т.300, с. 213-219. (соавтор Линьков E.H.).

- ъо -

10. Определение упругих характеристик ледяного покрова с по нощью динамических и статических методов. Тр. ААНИИ, 1971, т 300, с. 30-60.

11. Колебания ледяного покрова, обусловленные внутренним волнами Северного Ледовитого океана. - Докл.АН СССР, 1972, т 206, N 5, с. 1 105-1ЮВ.

12. О сиоболных внутренних волнах в море, покрытом льдом. Труды ААНИИ, 1972, т. 306, с. 108-122. (соавтор Савченко В.Г.).

13. Упругие изгибные волны D ледяном покрове. - Труды ААНИИ 1975, т. 331, с. 25-31.

14. Некоторые вопросы натурного исследования деформаций напряжений в ледяном иокровя. - Тр.ДАНИИ, 1975, т.331, С.133-14С

15. Оценка возможного применения радиосейсмоакустического Мб тода для исследования крупномасштабных деформаций ледяного покрс ва.- Изп. АН СССГ, 1980, Океанология, т. XX, N 4, с. 619-62<1 (соавторы Богородский P.P. и др.).

16. Релаксационные процессы в ледяных полях Арктики. Докл. f* СССР, 1980, т.250, N 3, с. 589-592. (соантор Богородский В.В.).

17. Медленные волны на поверхности Северного Ледовитого океа на//Докл. АН СССР. -J980. -Т. 254 , N б. -С. 1466-1468. (соавто]: Федороч Е.К., Богородский В.В., Гаврило В.П.).

13. Медленные волн1> в ледяном покрове Северного Ледовито! океана. - В кн. :Возд4?йг;твие крупномасштабных внутренних волн t морскую поверхность. - Горький: изд. Института прикладной фиэи» АН СССР,1982, с.153-167.(соавторы Богородский В.В.,Таврило В.П.]

19. Приборы для изучения деформаций и напряжений и ледянь полях. Тр.ААННИ, 1983, г.379, с. S2-96. (соавтор Шушлебин А.И.).

20. Релаксационные автоколебания во льдах Арктики.- В ki Проблемы нелинейной сейсмикц. - М.: Наука, 19В7, с. 237-244.

21. Результаты наблюдоний за естественными деформациями лед» ных полей. - Изв. АН СССР, Физика Земли, 1988, N 12, с. 75-7£ (соавтор ШушлеОин А.И.).

22. Синоптические услоимп возникновения автокслебательт процессов в ледяном покрове арктического бассейна. Тр. ААНИ1 1995, т. 4 35, с. 09-98. (соавтор Позднышев С.П.).

23. Сжатия льдов и локальные деформации ледяного поля о с« верном Ледовитом океане. Тр.Не*д■конференции РОАС-95, 1995, т I\ с. 52-57. (соазторн Шейкин И.Б., Шушлебин А.И.).

24. Wave Deformation of Sea Ice Floes in the Antarktic due to Storms and Icebergs.- Proc. 1st. Int. Offshore and Polar Eng. Conf., ISOPE, 1991, Vol. 2, p. 510-514.

25. Mechanics of Natural Deforming Sea Ice Floes. Proc. PO-AC-93, HSVA, Hamburg, 1993, p. 106-113.

26. Physico-Mechanical Model Of Self-Excited Processes by Sea Ice Compacting, Proceedings,3d International Offshore and Polar Engineering Conference, Korea, 1993, p. 175-181. (соавторы Kopoc-телев В.Г., Степанов И.В.).

27. In situ Investigation of the Shore-Ice - Grounded Hummock Interaction//Proc. 12-th. IAHR Int. Symp. of Ice Trondheim, Norway. -1994. -Vol. 1. -P. 442-446. (соавтор Сухорукое K.K.).

28. Physical Processes in Ice Cover//Proc. of the Sea Ice Mechanics and Arctic Modeling Workshop. Alaska. -1УЛ5. -P. 288-296. (соавтор Коростелев В.Г.). •

29. Compressing of Sea Ice and Local Strain of Ice Field// Proc. of 13-th" Int. Conf. on POAC. -1995. (соавторы Шейкин И.Б., Шушлебин А.И.).

30. Marine Ice Bottom Gouging Some Mechanisms and an Approach to Depth Evaluation (соавторы Рябинин B.E. и др.). Proc. of the Sea Ice Mechanics and Arctic Modeling Workshop 1995, Anchorage, Alaska, vol.2. -P. 276-285.