Брокгауз і Ефрон

(Фіз.) - тверде тіло, що утворюється з води при зниженні її температури до нуля і нижче. Перехід води в Лід є фізичне явище і відбувається без зміни хімічного її складу, але гази, розчинені у воді, при замерзанні виділяються; солі виділяються частиною (див. Замерзання). Тут розглядаються фізичні властивості чистого Л. не містить в собі бульбашок газу. Щільність його виражається числом 0,9177 (по Дюфуру і Бруннер) або 0,91674 (по Бунзену). Вода - одне з тих небагатьох тіл, які при затвердінні збільшуються в обсязі; завдяки цьому, Лід плаває на воді, навіть на гарячій (щільність води при 100 ° = 0,9587). Щільність води при 0 ° дорівнює 0,999873, отже, обсяг Л. при 0 ° в 0,99987 / 0,9167 = 1,0906 разів більше обсягу води, з якого він утворився. Це збільшення обсягу відбувається з величезною силою, так що судини (навіть металеві), наповнені водою, при замерзанні останньої часто лопаються. Температура освіти Льоду з чистої води при нормальному атмосферному тиску позначається нулем термометренной шкали Цельсія (і Реомюра); утворився Л. при 0 °, підданий сильному тиску, може знову звернутися в воду і назад - вода, піддана сильному тиску, може не звернутися в Л. і при температурі нижче 0 °. Вплив тиску на зниження температури, втім, трохи в порівнянні з впливом його на точку кипіння. В. Томсон знайшов, що при тиску в 8,1 атмосф. - Л. утворюється при- 0 °, 059 (- 0 °, 059. 8,1 = - 0,00728); при 16,8 атмосф. при- 0 °, 129 (- 0 °, 129. 16,8 = 0,00768). Дж. Томсон ще раніше, теоретичним шляхом, обчислив величину зниження температури плавлення від тиску однієї атмосф. равним- 0 °, 00752. Впливом тиску на температуру плавлення пояснюється уявна "пластичність" Л. Шматки Л. (сніг), під сильним тиском, розплавляються по поверхні і після звільнення від тиску спікається і дають цілісну прозору масу. Цим явищем пояснюється "протягом" льодовиків (див. Глетчер). Л. випаровується; пружність парів Л. нижче пружності парів води (переохолодженої, т. е. що залишається рідкою при температурах нижче 0 °, см. Стан тел); при 0 ° обидві пружності рівні.

При охолодженні Льоду він стискається як і взагалі будь-яке тверде тіло (переохолоджена вода при тих же температурах розширюється), а при підвищенні температури - розширюється. Коефіцієнт розширення Л. (лінійний), по Шумахеру = 0,000052356, по інших вимірах 0,00005280-5300 (в межах від -1 °, 25 до -27 °, 5). Кілометр Л. (якщо він був по всій довжині однорідний) при зниженні температури від- 5 ° до- 20 ° стискається більш ніж на 3/4 м. Що і може бути причиною утворення тріщин на великих водних просторах, покритих льодом. Теплоємність льоду в два рази менше теплоємності води, і дорівнює, по Дезену, 0,504. Теплопровідність льоду по Форбсу (1875), в напрямку, паралельному оптичної осі (див. Нижче), дорівнює 0,223, а в напрямку, перпендикулярному до неї дорівнює 0,213, т. Е. В 1 секунду через кожен кв. мм. крижаний пластини товщиною в 1 мм. і різниця температур сторін якої дорівнює 1 ° Ц. проходить 0,223 або 0,213 великих калорій. Теплопровідність щільно лежачого снігу, по Хьелштрему (1890) дорівнює 0,507.

У пропущеному світлі Л. є безбарвним, в великій товщині шару синюватим. Л. проводить електрику так само погано, як вода; провідність льоду, за спостереженнями Фуссеро (1885), дорівнює при -15 ° Ц. - 2154,10-18, при -5 ° Ц. - 8306,10-18, а при 0 ° Ц. - 2366,10-17; дані ці можуть вважатися лише приблизними. Діелектрична постійна льоду, по Перо (1890), коливається між 60-71, а по Буті (1891) при -2 ° дорівнює 78, т. Е. Близька до діелектричної постійної води. У магнітному відношенні Л. є тілом діамагнітним. Модуль пружності Л. по Троубрідж, дорівнює 77,109, а швидкість звуку у Л. = 2900 м в секунду.

Лід як мінерал. Маси його утворюють просту гірську породу, яка називається тим же ім'ям. Л. - тіло кристалічна, однак, завдяки надзвичайній схильності до двійникові або сітчастому зрощенню багатьох неподільних, до сих пір кристалографічна характер його не доведений з точністю. Окремі сніжинки, як би малі вони не були, представляють агрегат неправильно розвинених кристаликів, зрощених між собою у вигляді витончених ніжних зірочок, що мають звичайно шестипроменевої характер. Безсумнівно, однак, що Л. належить гексагональної системі, по одним дослідникам, полногранному її відділенню, а по іншим - ромбоедричних. Л. не виявляє чіткої спайности ні по одному напрямку; злам його раковистий. Однак, при ударі дає трипроменеву зірку з кутом в 120 °. Твердість 1,5. Оптично одноосен. Подвійне променезаломлення позитивне. Залежно від умов своєї освіти, Л. приймає різні форми, які носять особливі назви (див. Сніг, Іній, Град). Морозиво на паличці представляють крижані капельники або сталактити, в яких кристалічні неподільні розташовані радіально щодо осі крапельника. Крижана кора і крижані брили мають вигляд плит різної товщини; вони утворюються на поверхні різних водних басейнів: річок, озер і морів. У крижаній корі, що утворилася на спокійній поверхні води, спостерігається паралельно-шестоватих будова - довгі призматичні кристали льоду розташовуються своїми осями перпендикулярно поверхні затвердіння. Така будова особливо добре виявляється навесні, коли під дією сонячних променів неподільні роз'єднуються і крижана плита розпадається на безліч голок, що досягають іноді до 1 фт. довжини. Про фірні, льодовикових льоді, см. Льодовика; також Л. (фіз. ч.).

Лід (фіз.-геогр.) - зустрічається на земній кулі в великих кількостях і різних видах. За способом походження можна розрізнити головним чином 2 типу Л. 1) утворився замерзанням вод - морів, озер, річок, ставків; 2) утворився зі снігу, під впливом тиску і поперемінного танення і замерзання в великих розмірах - Л. льодовиків і крижаних гір.

I. А) На суші ми маємо такі види Л. Льодовики і материкові крижані покриви, що утворилися зі снігу, який перетворився спочатку в сніжник, тобто ущільнений сніг, перехідну форму від снігу до Л. а потім в льодовиковий Л. Цей вид Л. займає великі простори на земній кулі як в горизонтальному, так і у вертикальному напрямках. Найбільші скупчення Л. так звані материкові крижані покриви, зустрічаються на північній півкулі в Гренландії (див.), Найбільшому острові земної кулі, а на південній півкулі, ймовірно, займають майже весь простір між 70 ° півд. шир. і південним полюсом, так званий південно-полярний материк або, може бути, кілька островів, покритих і пов'язаних між собою Л. Материкові крижані покриви, крім великих розмірів, відрізняються від гірських льодовиків ще слабо похилою поверхнею. Нансен, який пройшов через весь крижаний покрив Гренландії з В на З, називає поверхню Л. щитоподібної (schildförmig). Найбільш значні льодовики знаходяться на островах Льодовитого океану - Шпіцбергені, землі Франца-Йосифа, північній частині Нової Землі, Грінеллевой землі - на цих островах спостерігається вже перехід від льодовиків до крижаних покривів; потім в Скандинавії, Альпах, Кавказі, Каракорумі, прибережних хребтах зап. частини Північної Америки, між 50 ° -60 ° с. ш. (Льодовик Мюр [Muir], під 53 ° с. Ш. Доходить до моря), в Андах Південної Америки між 42 ° і 64 ° ю. ш. (З 461/2 ° ю. Ш. Спускаються до моря) і південному острові Нової Зеландії (див. Льодовика).

B) Полою на материках високих широт, особливо в Сибіру. Вони, як і льодовиковий лід, утворюються зі снігу, але на відміну від справжніх льодовиків, зустрічаються тільки в долинах і не мають руху. Вони утворюються в місцях, де бувають замети - сніг цілком не тане влітку і поступово переходить в лід, як тому, що замети великі, так і тому що вони захищені від сонця.

C) Накипні також головним чином в Сибіру; це Л. утворився з води озер і річок, що пройшла через тріщини у дні, іноді досить далеко.

D) Крижані шари, що складають справжню геологічну формацію на півночі Сибіру і північно-американського материка і на островах до С від них. Ці крижані шари нерідко оголені і перемежовуються з шарами піску, глини і т. Д.

Льодовики, що не доходять до моря, знаходять кордон там, де танення льоду дорівнює поступального руху льодовика. Нижні межі льодовиків майже не змінюються протягом року, представляючи в цьому отношеніібольшую різницю з нижньою межею снігу. Це залежить від того, що більш швидке танення льоду влітку врівноважується більш швидким поступальним рухом льодовика. Ця швидкість руху льодовиків залежить від того, що 1) Л. пластичнее при високій температурі, ніж при низькій. 2) Влітку відбувається танення снігу і льоду на всій поверхні, і частина утворилася води знову замерзає, причому відбувається збільшення обсягу. Для льодовика потрібен сніжник. Потрібно, отже, щоб опади у вигляді снігу були настільки рясні, щоб не могли стаять до нового снігу. Де існують сприятливі обставини для цього, на рівнинах або великих плоскогір'ях, там утворюються материкові крижані покриви, як тепер в Гренландії і на південно полярному материку, а в колишні часи і в Європі, і на СВ Сполучених Штатів. Там, де не накопичуються такі маси снігу, на рівнинах і плоскогір'ях, снежники і льодовики зустрічаються лише в горах, де є охолодження шарів повітря внаслідок підняття, і далі часті і рясні опади у вигляді снігу. Якщо топографічні умови сприятливі і особливо, сіли снігу випадає набагато більше, ніж тане, ці гірські льодовики досягають великих розмірів і поширюються далеко вниз, в теплі долини. Відомо, що в Східному Сибіру, ​​де середня температура року всюди, за винятком південної частини Амурського краю і Єнісейської губ. нижче 0 °, існують лише дуже невеликі льодовики у гори Мунка-Сардик. У всіх інших місцях вони відсутні. Притому потрібно зауважити, що значна частина східного Сибіру гориста, так що безсумнівно існують топографічні умови, сприятливі для утворення льодовиків. У Верхоянську Жовті Води області, під 671/2 ° с. ш. середня температура року нижче - 17 ° і теж немає льодовиків ні у міста, ні де б то не було в сусідньому досить високому Верхоянському хребті. Ці явища пояснюються тим, що взагалі в східній Сибіру, ​​за винятком узбережжя Охотського моря, випадає трохи снігу взимку і це невелика кількість частиною випаровується, при сухості повітря взимку, а потім швидко тане навесні. Незвичайно низькі температури, які спостерігаються тут взимку, супроводжуються ясним небом і затишшям, т. Е. Умовами, які сприятливі для більшого охолодження поверхні снігу, а звідси і нижнього шару повітря, але ніяк не для накопичення великої кількості снігу. Самі чудові явища ми зустрічаємо в середніх широтах південної півкулі. Так, під 461/2 ° с. ш. в західній Патагонії льодовики опускаються вже до рівня моря. Хоча і немає спостережень над кількістю випадає води на південь від 42 ° ю. ш. але все мандрівники, колишні в цих країнах, згодні в одному - що дощу і снігу випадає надзвичайно багато, може бути більш, ніж де б не було під тими ж широтами. У південному Чилі, між 39 ° - 42 ° ю. ш. випадає в рік 200 до 260 см. води, і до того ж майже половина - взимку. Настільки ж чудові і краще досліджені льодовикові явища Нової Зеландії. Як вище сказано, льодовики під 431/2 ° ю. ш. опускаються на сх. березі до 835 м (середня температура 7 °), а на зап. навіть до 212 м (середня температура 10 °). У Хокітіка, на зап. березі, випадає більше 280 см. води на рік, отже - це одна з найбільш дощових країн в світі; на сх. під тими ж широтами, лише 65 до 80 см, т. е. 1/4 до 1/3. Отже, в даний час в Новій Зеландії, в широті, що відповідає Ніцці і Флоренції, льодовики опускаються до 212 метрів над рівнем моря; середня температура року у нижнього краю льодовика близько 10 Ц. т. е. дорівнює температурі Відня і вище чемв Женеві, Одесі та Астрахані, а середня температура зими вище, ніж у Флоренції і в усьому Закавказзі. Крім гірських льодовиків, на земній кулі існують ще материкові крижані покриви; вони все ширше на південно-полярному материку. Ймовірно, що середня північний кордон цього материка 75 ° ю. ш. Отже, середня відстань кордону крижаного покриву берега від його середини, південного полюса 15 ° меридіана або близько 1665 км. Якщо прийняти дуже помірний кут нахилу цього льоду 1/3 ° або 1 на 270, то отримаємо дляпревишенія центральній частині над береговою 1 665/279 = 6,17 км. Потім потрібно ще визначити товщину льоду біля берегів. Прямих вимірювань не було зроблено, але деяке уявлення можна отримати з товщини крижаних гір - уламків льодовиків. Висота над водою навіть не особливо високих = 400 англійських фт. або близько 120 м. причому потрібно взяти до уваги, що ці крижані гори піддаються значній атмосферної убутку. Є відомості і про висоті 1000 фт. але можна прийняти лише 600 фт. або 200 м. Беручи саму помірну цифру дляотношенія надводної та підводної частини крижаної гори 1: 7,5, отримуємо для всієї товщини крижаних гір 1500 + 200 = 1700 м. Отже, за цих умов, загальна толщінаЛ. може бути дорівнює 6,17 + 1,7 = 7,87 км. або, в круглих цифрах, 8. Це, звичайно, в тому випадку, якщо внутрішність материка не вище берега. На подібне піднесення слід відняти близько 3 км. залишиться ще 5 км. Беручи для південно-полярного льодовика навіть дуже велику швидкість 1 м. В день або 365 м. В рік, все-таки виявиться, що від півд. полюса до 75 ° ю. ш. Л. повинен рухатися 4562 роки; якщо навіть прийняти 2 м. в день, то рух зажадає 2281 рік. Тому дуже довго після того, як закінчилося наростання снігу, льодовик буде існувати і рухатися. Взимку всередині такого материка, покритого товстим шаром Л. буде низька температура, як на будь-якому іншому материку в високих широтах. У цей час особливою, суттєвої різниці не буде. Зовсім інша - влітку, і це не тільки тому, що подібний материк покритий товстим шаром Л. але зверху ще снігом. Південно-полярний материк віддалений від усіх материків середніх широт на 20 ° широти і більш, отже, температура повітря на останніх не може мати впливу на перший. Набагато важливіше температура на поверхні моря.