mały|Lód na północnym Atlantyku Lód morski – lód powstający z wody morskiej. Występuje na powierzchni mórz i oceanów wyższych szerokości geograficznych, także sezonowo w średnich szerokościach geograficznych, w wodzie o temperaturze od ok. do ok. (w zależności od jej zasolenia).
Właściwości
Lód morski od lodu słodkowodnego różni się m.in.: zasoleniem (pon. 1%, w zależności od wieku i prędkości powstawania lodu), pojemnością cieplną, gęstością (w zależności od zasolenia i porowatości: 0,72–0,94 g/cm³, średnio 0,91 g/cm³). Lód morski ma mniejszą gęstość, wystaje ponad powierzchnię wody 1/7 do 1/10 swojej grubości.
Trwała pokrywa lodowa utrzymuje się na obszarach mórz polarnych. Jej miąższość może dochodzić do 9 m, przy rocznych przyrostach (od spodu) 1,5–5 m. Dryfujący lód morski nosi nazwę paku lodowego.
Zasięg lodu morskiego zmienia się w ciągu roku. Na półkuli północnej maksymalny zasięg jest osiągany z reguły w marcu, a minimalny we wrześniu. Z kolei na półkuli południowej największy zasięg lodu osiągany jest z reguły we wrześniu lub październiku, a minimalny w lutym.
Pomiary lodu morskiego W zależności od sytuacji, lód morski można mierzyć przy użyciu różnych parametrów. Należą do nich między innymi:
koncentracja lodu morskiego, czyli wyrażony procentowo stosunek powierzchni zajętej przez lód do całkowitej powierzchni, zasięg lodu morskiego, czyli powierzchnia morza zajęta przez lód morski o odpowiedniej koncentracji (przykładowo, National Snow and Ice Data Center przyjmuje próg 15%), objętość lodu morskiego, wiek lodu morskiego, odzwierciedlający nie tylko jego stadium rozwoju, ale także cechy (starszy lód jest mniej wrażliwy na topnienie).
Lód morski a klimat Obecność lodu morskiego ma istotne znaczenie dla klimatu Ziemi. Lód ma wysokie albedo, czyli odbija większość (50-85%) padającego promieniowania słonecznego. Z kolei albedo powierzchni morza jest bardzo niewielkie. W przypadku wzrostu temperatury i spowodowanego tym topnienia lodu morskiego, w miejsce powierzchni świetnie odbijającej światło pojawia się obszar pochłaniający energię. Skutkiem tego zjawiska jest pochłonięcie większej ilości energii i dalszy wzrost temperatury, napędzający procesy topnienia lodu. Z kolei w przypadku spadku temperatury, zwiększenie powierzchni lodu powoduje przeciwny proces. W obu przypadkach dochodzi do sprzężenia, które wzmacnia zmiany klimatu.
Wskutek spowodowanej przez człowieka zmiany klimatu, zasięg lodu morskiego w Arktyce systematycznie spada. Arktyka ogrzewa się szybciej, niż pozostałe części planety. W latach 2007–2020 minimalne zasięgi były najmniejsze w historii pomiarów, przy czym rekordowe były lata 2012 i 2020. Arktyczny lód jest też coraz młodszy, co przyspiesza procesy topnienia.
Typy Stadia rozwojowe Wyróżniane są następujące stadia rozwojowe lodu morskiego: Początkowe postacie lodu Zawiesina kryształów lodu Lepa lodowa Lepa śnieżna Śryż Lód świeży (niłas) Lód świeży ciemny, o grubości <5 cm Lód świeży jasny, 5-10 cm Szkło lodowe, <5 cm Krążki lodowe Lód młody Lód szary, 10–15 cm Lód szaro-biały, 15–30 cm Lód pierwszoroczny Lód pierwszoroczny cienki (lód biały), 30–70 cm; wyróżnia się dwa stadia Lód pierwszoroczny średni, 70–120 cm Lód pierwszoroczny gruby, 120–200 cm Lód stary Lód dwuletni, ~2,5 m Lód wieloletni, >3 m
Formy Ze względu na formę występowania wyróżnia się następujące formy lodu nieruchomego: Lód stały (przylepa, pripaj) Młody lód brzegowy Stopa lodowa (oderwany fragment lodu stałego) Lód denny Lód osiadły Lód osadzony na brzebu Lód na mieliźnie
Lód pływający przybiera następujące formy: Krążki lodowe Kra drobna, o średnicy mniejszej niż 20 m Bardzo drobna kra, średnica <2 m Kra Kra mała, średnica 20–100 m Kra średnia, średnica 100–500 m Kra duża, średnica 500–2000 m Kra bardzo duża, średnica 2–10 km Kra olbrzymia, średnica >10 km Góra z kry Bryła lodu Brekcja lodowa Gruz lodowy Odłamek góry lodowej Odłam góry lodowej Góra lodowa Góra lodowcowa Góra lodowa stołowa Wyspa lodowa
Zobacz też zjawiska lodowe pak lodowy
Przypisy
Kategoria:Glacjologia