Химические свойства вод океана

Физико-химические свойства вод океана

Теоретически не растворимых в воде веществ не существует,
поэтому в морской воде содержатся почти все элементы таблицы
Менделеева. Правда, некоторые элементы находятся в столь малых
количествах, что их присутствие обнаруживается только в морских
организмах, собирающих эти элементы из окружающей их морской
воды. Таковы, например, кобальт, никель и олово, найденные в
крови голотурий, омаров, устриц и других животных. Присутствие некоторых других элементов доказывается лишь их наличием в морских отложениях.

Среднее количество растворенных в водах Мирового океана твердых веществ составляет около 3,5% по весу. Больше всего в морской воде содержится хлора — 1,9%. натрия — 1,06%. магния — 0,13%, серы —0,088%, кальция — 0,040%, калия — 0,038%, брома - 0,0065%, углерода — 0,003%. Содержание остальных элементов, в том числе биогенных и микроэлементов, ничтожно мало, менее 0,3%. В водах океана обнаружены драгоценные металлы, но концентрация их незначительна, и при общем большом количестве в океане (золота — 55 • 10⁵ т, серебра — 137 • 10⁶ т) добыча их нерентабельна.

Главнейшие распространенные в воде элементы обычно находятся в ней не в чистом виде, а в виде соединений (солей). Основными из них являются: 1) хлориды (NaCl, MgCl), доля которых равна 88,7% всех растворимых в воде веществ. Они придают воде горько-соленый вкус;

2) сульфаты (МgSО₄, СаSО₄, Ка₂SО₄), которых в морской воде содержится 10,8%;

3) карбонаты (СаСО₃), доля которых составляет 0,3% всех растворенных солей.

Для планетарного обмена веществ весьма важно то обстоятельство, что хлористые соединения, преобладающие в морских водах, находятся в реках в очень малом количестве (табл. 4). Напротив, карбонаты, в основном формирующие солевой состав речных вод, почти отсутствуют в океане.

Общее содержание твердых веществ, растворенных в морской воде, принято выражать в тысячных долях весовых единиц — промилле и обозначать знаком %₀. Содержание растворенных твердых веществ, выраженное в промилле и численно равное их весу, выраженному в граммах в одном килограмме морской воды, называется соленостью. Средняя соленость океанических вод 35°/оо, т. е. в 1 кг вод содержится 35 г солей.

Таблица 4 Состав растворенных солей (в %) океанических и речных вод

Химические вещества	Воды океана	Речные воды
Хлориды Сульфаты Карбонаты Прочие вещества	88,7 10,8 0,3 0,2	5,2 9,9 60,1 24,8

Установлено, что состав веществ (их соотношение), определяющий соленость морской воды, почти одинаков и постоянен во всех точках, как на поверхности, так и на глубинах Мирового океана. При изменении общего количества растворенных солей (солености) их процентное соотношение не изменяется. Поэтому для определения солености морской воды достаточно измерить количество одного какого-нибудь химического элемента (обычно хлора, как наиболее легко определяемого) и по нему вычислить общую соленость и количество всех остальных элементов. Эмпирическое соотношение между соленостью океанической воды и содержанием хлора выражается формулой:

Число 1,81 носит название хлорного коэффициента.

Некоторые внутриматериковые моря могут иметь несколько отличный солевой состав, и поэтому для них эта формула непригодна и соотношения между солями устанавливаются для каждого моря отдельно.Соленость воды в Мировом океане не везде одинакова. В открытой части она изменяется в пределах 33—37°/оо и зависит от климатических условий (разности испарения и количества выпадающих осадков). Поэтому в ее распределении четко проявляются черты широтной зональности, что позволяет картировать эту характеристику (карты изогалин). В отдельных районах широтная зональность нарушается влиянием переноса солей течениями.

Наименьшая соленость на поверхности открытой части Мирового океана наблюдается в высоких широтах. Это объясняется значительным превышением осадков над испарением, большим речным стоком (в северном полушарии), таянием плавучих льдов. По мере приближения к тропикам соленость растет, достигая максимальных значений в зоне между 20 и 25° широты, где испарение значительно превышает осадки. В экваториальных широтах количество атмосферных осадков возрастает, и соленость здесь вновь уменьшается (рис. 3).

Средняя соленость на поверхности океанов различна. Наибольшую среднюю соленость имеет Атлантический океан — 35,3°/₀о, наименьшую — Северный Ледовитый — 32%о (в приустьевых районах до 20°/оо).

Распределение солености по вертикали различно в различных широтных зонах. Так, в полярных широтах до глубины 200 м соленость быстро возрастает, затем остается почти неизменной. В умеренных широтах соленость с глубиной изменяется мало. В субтропических — она уменьшается до глубины 1000 м, глубже соленость постоянная. В экваториальных широтах соленость постепенно возрастает, и под слоем поверхностных вод на глубине 100—150 м прослеживается слой высокосоленой воды (выше 36%о), переносимой с запада глубинными противотечениями, питающимися водами, поступающими из тропиков. Глубже этого слоя соленость убывает, а начиная с глубины 1000—1500 м становится почти постоянной.

Следует заметить, что ниже глубин порядка 1500 м соленость остается практически неизменной (34,7—34,9°/оо), а ее изменения по широтным зонам несущественны.Колебания солености по сезонам года в открытом океане незначительны и не превышают 0,2°/_Оо, в прибрежных районах полярных областей соленость в летнее время вследствие таяния льдов может уменьшаться на 0,7°/₀о и более. В морях величина солености, как на поверхности, так и глубине, меняется в значительно больших пределах, чем в океане. Так, соленость Черного моря 17— 18%₀, Красного—до 42%_0.

Газы в воде океана. Вода поглощает (растворяет) газы, с которыми она соприкасается. Поэтому в океанической воде содержатся все атмосферные газы, а также газы, приносимые водами рек, выделяющиеся при химических и биологических процессах, при подводных извержениях. Общее количество растворенных в воде газов невелико, но они играют решающую роль в развитии всей органической жизни морей и океанов.

Особое значение имеет кислород. Содержание его изменяется, как и содержание всех других газов, в зависимости от солености и температуры воды, от степени перемешивания поверхностных вод и т.д. Чем выше температура и соленость воды, тем меньше кислорода может в ней раствориться. Поэтому содержание его от экватора к полюсам возрастает

Кислород поступает в воду океана не только в результате контактаводы с воздухом, но и в результате фотосинтеза водорослей, населяющих воды океанов и морей. На глубине количество кислорода, как правило, уменьшается, так как процесс фотосинтеза имеет наибольшее развитие в поверхностном слое. В этом слое, особенно на мелководье, наблюдается повышенное содержание кислорода (до 180%). Избыток его передается атмосфере. Кислород в океане расходуется также на дыхание живых организмов и на окисление различных веществ.

Азот проникает в воду из атмосферы и образуется при распаде органического вещества. Содержание его в воде изменяется мало, так как он плохо вступает в соединения, редко и в небольших количествах потребляется. Только некоторые придонные бактерии превращают его в нитраты и аммиак. Большой роли в океане он не играет.

Углекислый газ, в отличие от кислорода и азота, находится в воде океана в основном в связанном виде, в виде углекислых соединений — карбонатов и бикарбонатов. Запасы углекислоты в океане поддерживаются дыханием организмов и растворением известковых пород дна и берегов, а также современных органогенных отложений (скелетов, раковин и т. д.). Значительные количества углекислого газа поступают в океан при подводных вулканических извержениях. Как и кислород, углекислый газ растворяется быстрее в холодной воде. При повышении температуры вода отдает углекислый газ атмосфере, при понижении — поглощает его, поэтому в тропиках вода выделяет углекислый газ в атмосферу, в полярных широтах, наоборот, углекислый газ из атмосферы поступает в воду.

Растворимость углекислого газа в воде в десятки и сотни раз превышает растворимость кислорода, поэтому океан его содержит в 60 раз больше, чем атмосфера. Расходуется углекислота на фотосинтез растений и на образование организмами скелетов и раковин.

В воде морей количество и распределение газов может быть существенно иным, чем в океанах. На дне некоторых морей при разложении органических веществ и в результате жизнедеятельности микроорганизмов образуется сероводород. Это очень ядовитое вещество. Главное условие его образования — слабое вертикальное перемешивание и, как следствие его, отсутствие кислорода на глубинах. Присутствие сероводорода отмечено в некоторых глубоких фьордах Норвегии, в Каспийском, Черном, Красном и Аравийском морях. Не исключена возможность сероводородного заражения океанов.

3.2. Физические свойства вод океана. Физические свойства дистиллированной воды зависят только от двух параметров: температуры и давления. Физические же свойства морской воды зависят, кроме того, еще и от солености, которая составляет наиболее характерную ее особенность. С соленостью связано наличие таких свойств морской воды, которых нет у дистиллированной (осмотическое давление, электропроводность).

Плотность. Одной из важнейших характеристик морской воды является плотность. Плотностью морской воды в океанографии принято называть отношение массы единицы объема воды при той температуре, которую она имела в момент наблюдений, к массе единицы объема дистиллированной воды при 4° С, т. е. при температуре ее наибольшей плотности. Плотность морской воды существенно растет с увеличением солености. Возрастанию плотности поверхностных слоев воды способствует охлаждение, испарение и образование льда. В открытом океане плотность, как правило, определяется температурой и поэтому от экватора к полюсам растет. С глубиной плотность воды в океане увеличивается.

Давление и сжимаемость. Вода значительно плотнее воздуха. Поэтому изменение давления с увеличением глубины в океане происходит гораздо быстрее, чем в атмосфере. На каждые 10 м глубины давление увеличивается на 1 атм. Нетрудно подсчитать, что на глубинах порядка 10 км давление достигает 1 тыс. атм.

Однако воздействие давления воды на живые глубоководные организмы незаметно, так как чрезвычайно мало сжатие воды, т. е. Уменьшение ее удельного веса.Интересно отметить, что, несмотря на малую сжимаемость морской воды, уровень реального Мирового океана расположен примерно на 30 м ниже того уровня, который он бы занимал при условии несжимаемости воды.

Оптические свойства морской воды. Лучистая энергия Солнца, проникая в толщу воды, рассеивается и поглощается. От степени ее рассеивания и поглощения зависит прозрачность воды. Под прозрачностью воды понимают глубину, на которой белый стандартный диск диаметром 30 см (диск Секки) перестает быть видимым с поверхности моря. В Саргассовом море эта глубина достигает 67 м, в Средиземном — 50 м, в Черном — 25 м, в Азовском — Зм. Прозрачность зависит от содержания взвешенных частиц в морской воде. Поэтому наименьшая прозрачность наблюдается в прибрежной части, особенно после штормов. Значительно уменьшается прозрачность воды в период массового развития планктона, а также во время таяния льдов.

Совокупным действием отражения и рассеивания света в воде обусловливается ее цвет. Поток световой энергии, исходящий из глубин моря, вызывает голубой или синий цвет, который и является собственным цветом чистой воды. Особенности цвета воды каждого моря зависят от содержания в воде взвешенных частиц органического и минерального происхождения, растворенных газов и прочих примесей. Вот почему в наиболее “чистых” тропических водах цвет моря темно-голубой и даже синий, в шельфовых морях — зеленоватый, а в мутных прибрежных морях — имеет желтые оттенки.

Говоря об оптических свойствах морской воды, следует упомянуть и о таких явлениях, как свечение и цветение моря.

Свечение поверхности моря в ночное время объясняется светом, излучаемым морскими организмами (планктоном и особыми видами бактерий)

Цветение моря обусловливается массовым скоплением особей какого-либо вида, способных окрасить поверхность моря в один из цветов: желтый, красный, зеленый и т. д.

4. Тепловой режим океанов и морей Поверхность океана способна поглощать 99,6% поступающегона нее солнечного тепла, тогда как для суши этот показатель равен всего 55—65%. Благодаря этому и большой теплоемкости воды, океан представляет собой мощный аккумулятор тепла, оказывающий исключительно большое влияние на температурные условия прилегающих слоев атмосферы. Велико термическое воздействие океана и на климат прилегающих окраин континентов.

Основным источником тепла, получаемого океаном, служит солнечная радиация (прямая и рассеянная). Воды океана получают также тепло при поглощении длинноволнового излучения атмосферы (встречная радиация), часть тепла приносят реки и осадки, выпадающие на поверхность океана. Тепло высвобождается при конденсации влаги, льдообразовании, химико-биологических процессах в толще океана. На температуру глубоких слоев океана влияет внутреннее тепло Земли и адиабатическое нагревание опускающейся воды.

Термическое состояние океана в среднем постоянно. Значит океанические воды тем или иным путем теряют почти столько же тепла, сколько получают. Эти потери происходят за счет собственного излучения, испарения с поверхности океана, нагревания воздуха, холодной воды рек, океанических течений, таяния льдов и других процессов, совершающихся с затратами тепла. Приход и расход тепла в океане (тепловой баланс) определяют ход температуры воды.

4.1. Температура воды на поверхности океана В верхнем слое океанической воды, как и во всей географической оболочке, тепло распределяется зонально. Самые высокие средние годовые температуры в океане (27—28° С) отмечаются немного севернее экватора между 5 и 10° с. ш. Здесь проходит термический экватор Земли. По сезонам температура воды в экваториальных широтах изменяется не более чем на 2—3° С. В тропических широтах наиболее высокие температуры (25—27° С) отмечаются у западных берегов. Разница в средних температурах восточных и западных регионов достигает 8—10° С. Понижению температуры у восточных берегов в этих широтах способствуют пассаты, отгоняющие воду от берегов: на место ушедшей воды поднимаются нижележащие, более холодные слои воды.

В умеренных широтах южного полушария суши очень мало и широтное распределение температуры (от 0° С на 60° ю. ш. до 10° С на широте 40°) почти не нарушается. В северном полушарии умеренные широты океана несколько теплее, изотерма 10° С доходит в августе до полярного круга. Здесь важную роль играют теплые течения, благодаря которым температура океана выше у восточных берегов.

Средняя температура на поверхности всего Мирового океана равна 17,4° С, т. е. превышает на 3° С среднюю температуру воздуха на земном шаре. Самый теплый океан — Тихий, у которого средняя температура воды на поверхности равна 19,1° С. В Индийском она равна 17,6° С, в Атлантическом — 16,9° С, а в Северном Ледовитом— 0,75° С. Самая низкая температура (—1,7° С) наблюдалась в феврале в Северном Ледовитом океане, самая высокая (+ 32° С) в августе на поверхности Тихого океана. В среднем в году поверхность океана в южном полушарии холоднее, чем в северном за счет охлаждающего воздействия вод Антарктики.

Суточные амплитуды температуры в открытом океане обычно не превышают 1° С. Годовые амплитуды среднемесячных температур в низких и высоких широтах невелики (1° С и 2° С), и только в умеренных широтах они достигают 10° С и более. Суточные и годовые колебания температуры оказывают существенное влияние на химические и биологические процессы в океане.

4.2. Изменение температуры воды в океане в зависимости от глубины Температура воды с увеличением глубины понижается. Но процесс этот в разных широтах происходит неодинаково, так как глубина проникновения солнечной радиации в разных зонах неодинакова. Кроме того, на перераспределение тепла в толще океанической воды оказывают влияние адвективные факторы.

На большей части акватории Мирового океана, между 50° С с. ш. и 45° С ю. ш. в вертикальном распределении температур много общего. В верхних слоях океана до глубины 500 м понижение температуры идет очень быстро, дальше до 1500 м — значительно медленнее, глубже — температура почти не изменяется. На глубинах 3000—4000 м в экваториальных и умеренных широтах вода имеет температуру +2° С, +3° С, в высоких — около 0⁼ С. Глубже 4000 м температура воды немного повышается вследствие повышения давления (адиабатическое нагревание).

В приполярных районах температура воды понижается до глубины 50—100 м. Ниже она растет за счет приноса более теплых и соленых вод из умеренных и субтропических широт, достигая максимума в слое 200—500 м. Под этим слоем температура снова понижается, и на глубине 800 м она равна 0° С. Средняя температура Мирового океана в целом +3,8° С.

В высоких и средних широтах летом под нагретым поверхностным слоем располагается слой резкого скачка температуры — сезонный термоклин. Глубина залегания слоя скачка и величина градиента температуры в нем зависят от интенсивности прогрева поверхностного слоя и перемешивания. В умеренных широтах он обычно располагается на глубинах от 10—16 до 50 м и ниже при значениях вертикального градиента температуры от долей градуса до нескольких градусов на метр.

От экватора до 50—60° С с. и ю. ш. слой скачка на глубинах от 300 до 1000 м существует постоянно (главный термоклин). Так как слой температурного скачка — слой изменения плотности, в нем всегда скапливаются живые организмы. Резко выраженный слой скачка плотности препятствует опусканию взвешенных в воде предметов. Например, подводная лодка может лежать на слое скачка как на грунте, откуда и произошел термин “жидкий грунт”.

Если рассматривать температурный режим не только открытых частей океанов, но и морей, то и здесь ярко проявляется зависимость температуры от широты, хотя влияние суши, водообмен с океаном и другие причины вносят коррективы в эту связь. Самая высокая температура отмечена на поверхности внутриматериковых тропических морей (в Красном море до +32°.С). Самая низкая температура в полярных морях не опускается ниже —2° С.

Вертикальное распределение температуры воды в морях зависит, в первую очередь, от водообмена с соседними частями океана. В морях, отделенных от океана порогом, распределение температур зависит от глубины порога, солености моря, температуры на его поверхности. Так, в Средиземном море температура воды у дна (4400 м) +13° С. Окраинные моря, свободно сообщающиеся с океаном, по характеру распределения температур не отличаются от открытых частей океана.

5. Льды в океане. Ледовый режим Мирового океана определяется тем, что на преобладающей части его площади температура воды в течение всего года выше точки замерзания, поэтому льдообразование наблюдается только в полярных и субполярных широтах. В умеренной зоне лишь очень в немногих, преимущественно мелководных морях на короткое время устанавливается ледовый покров. Значительное отодвигание границы зимнего льдообразования в сторону полюсов определяется также соленостью, поскольку соленая вода замерзает при более низкой температуре, чем пресная.

Пресная вода, как известно, при охлаждении достигает наибольшей плотности при -)-4° С, а начинает замерзать только при 0° С. Процесс замерзания солоноватых вод (до 24,7°/оо) происходит так же, как и в пресной воде: вода сначала достигает температуры наибольшей плотности при данной солености, а затем точки замерзания.

При солености 24,7°/₀о температура замерзания и наибольшей плотности одинакова (—1,332° С). При солености больше 24,7%о температура наибольшей плотности ниже температуры замерзания, вследствие чего замерзание морской воды происходит иначе, чем пресной, при этом только часть солей переходит в лед, образовавшийся из морской воды, другая же часть стекает обратно в воду в виде солевого раствора, увеличивая тем самым соленость, а следовательно, и плотность поверхностной воды. Это обстоятельство, одной стороны, способствует поддержанию и усилению конвекционных движений и тем самым задерживает замерзание, а с другой — требует дальнейшего понижения температуры, т. к. с увеличением солености понижается температура замерзания. Поэтому замерзание морской воды происходит не при одинаковой температуре, а при понижающейся.

Плотность соленого льда меньше плотности льда пресного (0,85—0,94 г/см³) и зависит от температуры, солености, плотности, возраста льда и условий льдообразования.

Морской лед по сравнению с пресноводным отличается большой пластичностью и вязкостью, но обладает меньшей прочностью.

Льдообразование в океане начинается с появления кристаллов в виде игл и пластинок. При большой концентрации ледяных кристаллов они образуют ледяное сало, а если на поверхность воды выпадает снег, то образуется снежура. При спокойном состоянии поверхности воды при смерзании сала возникает тонкая корка льда (5—10 см) — прозрачная, хрупкая в опресненной воде (склянка и матовая, эластичная в соленой (нилас). Во время волнения из ледяного сала, снежуры, склянки и ниласа образуется блинчатый лед — пластины льда преимущественно круглой формы от 30 см до 3 м в диаметре. При дальнейшем нарастании склянки и ниласа и при смерзании блинчатого льда образуется молодой лед (молодик), толщиной 10—30 см.

Вдоль берега появляется полоса неподвижного льда, состоящего из ниласа или из молодика — забереги. Ширина заберегов колеблется от нескольких метров до 100—200 м от береговой линии. Постепенно нарастая, забереги превращаются в более широкую полосу — береговой припаи, а молодик становится взрослым льдом, мощностью от 30 см до 2 м. Наиболее благоприятнымиусловиями для образования и развития припая являются:мелководье, изрезанная береговая линия, отсутствие сильных постоянных течений и значительных по амплитуде колебаний уровня.В некоторых районах припай разрастается на сотникилометров от берега (например, в море Лаптевых его ширинадостигает 500 км).

В отличие от неподвижного льда (забереги,береговой припай), морской лед может быть плавучим. Плавучиельды, не связанные с берегом, называются дрейфующими. Среди нихпо размерам различают битый лед (отнескольких метровдо 100 м впоперечнике) и ледяные поля, подразделяющиеся нагигантские (свыше 10 км), обширные (от 2 до 10 км) и большие поля (0,5—2 км).

В высоких широтах из-за короткого и холодного лета образовавшиеся за зиму льды не успевают растаять полностью, поэтому в этих районах встречаются льды разного возраста — от однолетних до многолетних. Многолетние (квазипостоянные) льды, мощность которых может достигать десять и более метров, называют паковыми.

Паковые льды почти не содержат солей и пузырьков воздуха и поэтому имеют голубоватый цвет. В Северном Ледовитом океане такие льды занимают до 80% площади океана. У берегов Антарктиды широкого распространения они не имеют. Для обычных ледокольных судов паковые льды непроходимы.

Кроме собственных морских льдов в океанах и морях встречаются речные и материковые (глетчерные) льды. Речные пресные льды выносятся реками во время ледохода, часто имеют желтоватую окраску, летом тают или вкрапливаются в льды морского происхождения. Материковые льды тоже пресные, голубоватые, обычно большой мощности. Они представляют собой обломки материкового или шельфового льда, сползающие в океан, и называются айсбергами.

Таяние морского льда в основном зависит от интенсивности солнечной радиации и альбедо его поверхности, как правило, покрытой снегом, и начинается с загрязненных участков (обычно о берегов). После весеннего перехода температуры воздуха через 0° на поверхности льда образуются озерки — снежницы. Прочность структура пропитанного талой водой льда изменяются так же, как подмоченного водой куска сахара. Не изменяя существенно своих размеров, лед становится чрезвычайно хрупким и легко рассыпается при малейшем надавливании на него. В прибрежной полосе возникают сплошные полосы чистой воды — водяные забереги, постепенно превращающиеся в полыньи. Ледяные поля распадаются на отдельные льды рыхлой структуры, которые, делясь на кристаллы, образуют в конечном итоге ледяную кашу.

Льды покрывают около 15% всей акватории Мирового океана, т. е. 55,4 млн км², в том числе 39 млн км² в южном полушарии. В северном полушарии ледяной покров образуется в Северном Ледовитом океане и его морях, в северной части Атлантического океана, в Балтийском, Белом, Азовском морях, некоторых районах Северного моря и северо-западной части Черного моря. Из морей, относящихся к бассейну Тихого океана, льдами покрываются Охотское, северная часть Берингова и Японского морей.

Ледяное кольцо вокруг Антарктиды имеет ширину от 280 до '00 миль. Основная масса морских льдов формируется с марта апрель преимущественно в морях Уэддела, Беллинсгаузена Росса, а также вблизи материка.

Мощность ледовых образований на морях, характер и распространение ледяного покрова, а также его продолжительность зависят от температурного и ветрового режима зимы и запаса тепла, накопленного водой в течение весны и лета. Сроки появления льда и замерзания, время вскрытия и очищения ото льда могут для одних и тех же пунктов меняться год от года в значительных пределах.

Наибольшего развития ледяной покров в Арктике достигает в апреле—мае, в Антарктиде — зимой.

Средняя граница льдов в северной части Атлантического океана проходит около 72° с. ш., в южной части она доходит до 50° ю. ш. В Тихоокеанском и Индийском секторах южного полушария она поднимается до 55—60° ю. ш. Далеко за пределы распространения плавучих льдов заходят айсберги. Места зарождения айсбергов: шельфовые ледники Антарктиды, побережье Гренландии, берега Шпицбергена, Земли Франца-Иосифа, Новой Земли, Северной Земли и отдельные острова Канадского архипелага.

Отдельные айсберги в северном полушарии достигают 35° с. ш., в южном — 40° ю. ш. и даже встречаются в тропиках. Для северных вод типичный крупный айсберг может иметь 200 м в поперечнике и возвышаться над уровнем моря примерно на 25 м. Глубина подводной части достигает 225 м, а общая масса 5 • 10⁹ кг. Мощность Антарктических айсбергов доходит до 500 м, а размеры в поперечнике достигают нескольких десятков километров.

Ледовый покров оказывает огромное влияние на климат всей Земли, на жизнь в океане.

Льды в океанах и особенно в морях затрудняют судоходство и морской промысел. Для наблюдения за льдами и изучения их режима организуются специальные ледовые службы. С целью оповещения судов и прогнозирования скорости и направления движения айсбергов создан Международный ледовый патруль.