4 недели назад
Нету коментариев

Особую роль играет поверхность моря. Ее температуру, по-видимому, можно было бы менять посредством крупных гидротех­нических сооружений, которые отклоняли бы морские течения. Это, пожалуй, наи­более реальное вмешательство в климатообразующие процессы планетарного характера.

Е. К. Федоров

Для выяснения возможности создания Полярного Гольфстрима необходимо ознакомиться с основными океа­нографическими материалами по отдельным акваториям северной области Мирового океана: водными и тепловыми балансами, характеристикой водных масс, их стратифи­кацией и динамикой, ледяным покровом и др.

Знакомство начнем с Северного Ледовитого океана и его Арктического бассейна. Здесь нам помогут материалы Арктического и Антарктического научно-исследователь­ского института, который на протяжении многих лет обстоятельно изучает эту часть Мирового океана. По его данным, в Северный Ледовитый океан ежегодно вливается 338 000 км3 различных вод, в том числе из Атлантики через Фареро-Шетландский пролив — 298 000 км3, из Тихого океана через Берингов пролив — 36 000 и речной сток — 4000 км3. Осадки в виде снега и дождя мы не учи­тываем, считая, что испарение компенсирует осадки. Поскольку уровень в океане остается постоянным, то, естественно, такое же количество воды стекает из океана., Сток происходит по следующим каналам: через Фареро-Шетландский пролив (встречное течение) — 163 000 км3, через Датский пролив — 135 000 и через проливы Канад­ского архипелага — 40 000 км3.

Но хотя поступившая вода в равном объеме уходит обратно, это вовсе не значит, что обмен проходит вхолостую. Одно из главных приобретений, которые делает Северный Ледовитый океан благодаря обмену, — тепло. Вода, по­ступив и покинув Ледовитый океан, оставляет свое тепло. При этом атлантические воды приносят 1922х1015 ккал в год, а тихоокеанские — 26х1015 ккал, т. е. Атлантика дает 98,7% тепла, а Тихий океан — 1,3%. Иначе говоря, вклад Атлантики в отепление Северного Ледовитого океана в 73 раза больше вклада Тихого океана.

Поступившее тепло расходуется следующим образом: в пределах Норвежского и Гренландского морей 1410 х1015 ккал (71%); в пределах Баренцевого моря 291 х1015 ккал (16%), в пределах Арктического бассейна 247х1015 ккал (13%). .

Однако тепло, которое отдают морские течения Се­верному Ледовитому океану, меньше этой цифры. Так, часть тепла уносят обратно в Атлантику те теплые атлан­тические воды, которые подстилают холодные распресненные воды Восточно-Гренландского течения, уходящие через Датский пролив. Главные же растратчики тепла — воды, стекающие с севера на юг через западную половину Фареро-Шетландского пролива. Это те самые 163 000 км3, которые больше чем вдвое снижали щедрый дар, посы­лаемый теплой Атлантикой в Ледовитый океан через Фареро-Шетландскийпролив. Если принять среднюю температуру равной 4°, то в Атлантику возвращается неиспользованными около 700 хЮ15 ккал/год. В резуль­тате этих обратных возвращений Северный Ледовитый океан фактически получает тепла примерно на одну треть меньше, чем поступает в его пределы первоначально.

Надо при этом заметить, что Европейский бассейн Северного Ледовитого океана (Гренландское, Норвежское и Баренцево моря) поглощает 87% атлантического тепла, а Арктический — только 13%, хотя площадь Европей­ского бассейна вдвое меньше Арктического. Происходит это из-за противотока теплых и холодных течений. Если бы атлантические воды были освобождены от встречи с холод­ными, т. е. шли бы прямотоком к полюсу и далее в притихоокеанский сектор, то тогда потери тепла были бы резко снижены.

Освободить атлантические воды от охлаждения их встречными холодными водами можно, если только их сток направить в Тихий океан и не давать им стекать обратно в Атлантику, как это имеет место при совре­менном водообмене. Объем же стока (тыс. км3/год) можно определить из водного баланса бассейна:

sh_001

Если возвести плотину в Беринговом проливе, поступ­ление тихоокеанских вод будет исключено. Тогда для освобождения атлантических вод от охлаждения их аркти­ческими потребуется перекачивать из Чукотского моря в Тихий океан 139 000 км3 воды в год.

Средняя температура атлантических вод, поступающих в Арктический бассейн, не велика — 1,9°, температура же тихоокеанских еще ниже, примерно 0,8°. Отсюда тепло­содержание первых составляет 256х1015 ккал, а тихоокеан­ских всего лишь 26х1015 ккал, т. е. в 10 раз меньше.

Из баланса видно, что поступление атлантических вод почти в четыре раза превышает поступление тихо­океанских. Поэтому справедливо считать, что воды Арк­тического бассейна являются трансформированными во­дами Атлантики и что Арктический бассейн по существу является далеким и холодным заливом теплой Атлантики.

На все происходящее в Северном Ледовитом океане и на его границах с Атлантикой и Тихим океаном мы смотрели до сих пор как бы сверху. Мы видели, откуда и куда идут течения, каковы их мощность по объему воды и теплосодержание. Для создания Полярного Гольфстрима все это необходимо, но еще недостаточно. Ведь Арктиче­ский бассейн, как, впрочем, и другие крупные бассейны Мирового океана, заполнен далеко не однородной водой. Любая водная масса имеет свой характер, свои океано­логические особенности. Поэтому нам необходимо точно Знать основные индексы (температуры, солености, плот­ности) для каждой из них, причем для всех важнейших областей бассейна как по горизонтали, так и по вертикали; выяснить, как и где водные массы располагаются друг от­носительно друга, т. е. установить их стратификацию. Для этого нам придется опускаться в глубину на все его горизонты, вплоть до дна, чтобы разглядеть все эти слож­ные взаимодействия по всей толще воды. Теперь будут важны и большие горизонтальные дистанции и длитель­ные глубоководные погружения.

Северный Ледовитый океан занимает площадь 13,1 млн. км2, в том числе Арктический бассейн — 8,75 млн. км2. Ледяной покров охватывает зимой площадь до 11 млн. км2, причем поверхность Арктического бас­сейна покрыта льдом полностью. Летом ледяной покров сокращается до 8—9 млн. км2 и то преимущественно за счет Европейского бассейна и Баффинова залива, а не за счет Арктического бассейна, где это сокращение незначительно и происходит главным образом за счет прибрежной зоны окраинных морей.

Если средняя мощность ледяного покрова составляет примерно 2,75 м, то общая масса морского льда — 25 000 км3. Летом стаивает приблизительно 20% этого объема, т. е. 5000 км3 и, кроме того, в Гренландское море и частично в Баффинов залив выносится приблизительно 3000 — 4000 км3.

Если мы взглянем на рис. 16, то увидим, как обычно на поверхности Арктического бассейна размещаются льды в конце зимнего сезона.

Состояние льдов в Центральной Арктике в апреле-мае 1956 г.

Состояние льдов в Центральной Арктике в апреле-мае 1956 г.

Представление же о стратификации водных масс в бас­сейне дает табл. 6.

t_006

Первый слой воды на огромном пространстве от Шпиц­бергена до Чукотского моря — это арктическая поверх­ностная вода. Ее происхождение разнообразно. Она представляет собой смесь вод окраинных морей, распресненных речным стоком, здесь присутствуют также и тихоокеанские воды и воды, образующиеся от таяния снега и дрейфующих льдов. Здесь же и атмосферные осадки, оседающие на поверхность в виде дождя, снега, изморози. Средняя мощность поверхностных вод раз­лична. В притихоокеанском секторе нам пришлось бы погрузиться до глубины 82 м; в приатлантическом мощ­ность падает до 30 м и меньше, вплоть до выклинивания. Средняя температура по вертикали близка к —1,7°, зато соленость очень низкая — 30,00 промилле, что собственно и обеспечивает ей наименьшую плотность, а с ней безраз­дельное господство по всей поверхности бассейна.

Вместе с ледяным покровом поверхностные воды пере­мещаются с более холодного востока на более теплый запад. Это генеральное направление их движения. При­чем на 70% движение вод и льда в направлении Грен­ландского моря и Баффинова залива определяется силой стока, а на 30% их гонит сила ветра. Наибольшая ско­рость развивается в самом верхнем слое бассейна, но чем глубже, тем движение становится медленнее, и если опуститься на глубину 100—200 м, то здесь уже никакого движения не будет чувствоваться.

Впрочем, здесь мы уже нарушили границы и опусти­лись ниже поверхностного слоя в следующую за ним по вертикали промежуточную верхнюю воду. Заметно становится теплее. Температура повышается от —1,7° до 0°, соленость до 34,6 промилле. Этот слой представляет со­бой смесь поверхностных вод с подстилающими теплыми атлантическими водами. В притихоокеанском секторе мощность этого слоя доходит до 190 м, а в приатланти-ческом до 150 м.

Глубже по вертикали идет слой атлантической воды, которая и приносит тепло. Естественно, что в этом слое температура повышается заметно. В Арктический бас­сейн атлантическая вода, как мы видели, вступает с сред­ней температурой 1,9°. В стрежне она выше 2—3°, но по мере своего продвижения на восток охлаждается, и в при­тихоокеанском секторе на той же приблизительно глу­бине мы обнаружим только 0,5—0,6° (рис. 17). На своих же верхних и нижних границах температура уменьшается до 0°. Соленость этого слоя по сравнению с перекрываю­щей водной массой увеличивается ненамного — до 34,9 промилле, т. е. всего лишь на 0,3 промилле.

Распределение водных масс на разрезе Шпицберген-Чукотское море

Распределение водных масс на разрезе Шпицберген-Чукотское море

В Арктический бассейн атлантическая вода поступает со Шпицбергенским течением. Минуя пролив Шпиц­берген-Гренландия, она веерообразно растекается и одно­временно погружается в более низкие горизонты. Это по­гружение теплых вод под холодные играет очень важную роль в формировании глобального климата.

Чем глубже мы опускаемся, проходя насквозь один слой за другим, тем плотнее становится вода. Морские водные массы располагаются по вертикали в строгом соответствии со своими плотностями. Здесь тщательно соблюдается иерархия. Плотность зависит от солености и температуры: чем выше соленость и ниже температура водной массы, тем тяжелее она оказывается, и эта тяжесть тянет ее на более низкие горизонты. Наоборот, чем меньше в ней соли и чем она теплее, тем становится легче, что позволяет ей располагаться ближе к поверхности. Арктические поверхностные воды, хотя и холоднее теплых атлантических (их температура —1,75°), все же оказались более легкими, потому что соленость их очень низка — 30 промилле. Относительно малая соленость позволила им «всплыть» на самый верх. У атлантических же вод, хотя они и теплее арктических, соленость больше (34,9 промилле), эта соль утяжеляет их и тянет вниз, как бы топит.

На рис. 18 продемонстрирована эта иерархия вод. Поверхностные арктические холодные воды защищают громоздящийся над ними ледяной покров от тепла, ко­торое приносят атлантические воды. Они «стараются» не пропустить это тепло и таким образом спасают ледяной покров от таяния. А это в свою очередь и делает климат Арктики особенно суровым. Не будь этого поверхностного холодного слоя, теплые воды поднялись бы, «всплыли», добрались бы до ледяного покрова и растопили его. Теплое Шпицбергенское течение продолжало бы свой путь к полюсу и дальше, но не в глубинных горизонтах, как сейчас, а на поверхности, что неизмеримо расши­рило бы его влияние, помогло бы создать Полярный Гольфстрим.

Распределение водных масс на разрезе Шпицберген-Чукотское море

Распределение водных масс на разрезе Шпицберген-Чукотское море

Верхняя граница атлантической воды с температурой 0° погружается в приатлантическом секторе на глубину до 180 м, а в притихоокеанском секторе — до 200—300 м. На материковом склоне эта глубина уменьшается до 150 м, поскольку здесь — ближе к берегу — дно поднимается. Мощность слоя атлантических вод в приатлантическом секторе 650—750 м, но по мере продвижения на восток эти воды в пути рассеиваются, теряют тепло, превращаясь тем самым в верхнюю и нижнюю промежуточные воды. До Чукотского моря доходит, не растратив своей поло­жительной температуры, сравнительно небольшой слой воды — 150—200 м. Потеряно, таким образом, больше, чем две трети.

Что же происходит с этими идущими по глубине, опустившимися теплыми атлантическими водами? Под влиянием отклоняющей силы Кориолиса основная масса этих вод прижимается к материковому склону Евразии и, скользя вдоль него, направляется к Чукотскому морю (рис. 19). Другая часть атлантических вод, не успевая пройти вдоль склона, непрерывно растекается влево по ходу и, описывая полуокружность, уходит обратно в Гренландское море. Такой же разворот налево от евра­зийского материка делают и те остатки теплых вод, ко­торым удается добраться до Чукотского моря.

Схема движения атлантических вод в центральной части Арктического бассейна

Схема движения атлантических вод в центральной части Арктического бассейна

Путь от Шпицбергена до Карского моря атлантиче­ские воды проходят за полтора года, до моря Лаптевых — за два с половиной, до Восточно-Сибирского — за че­тыре, до Чукотского — за пять, до Бофорта — за шесть лет. На то, чтобы полностью описать евразийский и американский материковые склоны и вернуться в Евро­пейский бассейн, атлантические воды затрачивают во­семь лет.

Здесь небезынтересно вспомнить эпизоды из жизни «седовцев» во время их трехлетнего дрейфа в Арктиче­ском бассейне. Иногда у них замерзали шланги и превра­щались в почти несгибаемые. В целях экономии топлива на оттаивание, они зимой в Центральной Арктике опу­скали их на тросе на глубину свыше 200 м, где темпера­тура была около 2°. Через сутки шланги вытаскивали на борт совершенно оттаявшими. Так полярники пользо­вались реальным физическим теплом, доставленным из-под экватора теплыми морскими течениями.

Следует вспомнить и другой, прямо противоположный случай. Как известно, даже под экватором температура придонного слоя воды лишь на 1,5—2,0° выше нуля. Около 100 лет назад (холодильников тогда не было) офицеры первой крупной океанографической экспедиции трехмачтового корвета «Челленджер» в тропическую жару пользовались этой водой, а также илом со дна океана для того, чтобы охлаждать шампанское. Такая холодная вода, как мы уже видели, может попасть сюда только из по­лярных областей: там она погружается на максимальные глубины и течет к экватору.

Если мы пройдем насквозь слой теплых атланти­ческих вод, то очутимся в воде, которая называется нижней промежуточной холодной водой. Температура здесь упадет от 0 до —0,4°, а соленость возрастет до 34,93 промилле. В приатлантическом секторе промежуточная нижняя вода находится на глубине 800 м, и чтобы добраться до ее нижней границы, надо опуститься до 1500—2000 м. В притихоокеанском секторе мы найдем эту воду несколько раньше, уже на глубине 700 м, начиная с которой вода заполняет всю котловину до дна, а потому одновременно является и донной водой.

«Последняя» по ходу нашего погружения — донная вода. В приатлантическом секторе ее температура —0,8—0,85°, а соленость на всем протяжении слоя почти одинаковая — 34,96 промилле.

Так расселяются в Арктическом бассейне теплые атлантические воды, среди перекрывающих и подстилаю­щих горизонтов.

А что происходит с тихоокеанскими водами? Как скла­дывается их судьба в Арктическом бассейне?

Как уже говорилось, тихоокеанских вод поступает в бассейн сравнительно немного — 36 000 км3 в год. Если эту воду равномерно распределить по всей поверх­ности бассейна Северного Ледовитого океана, то полу­чится довольно тонкий слой — 4 м. Когда тихоокеанская вода вступает в Чукотское море, ее среднегодовая тем­пература немного ниже 1°, а соленость около 32 промилле (рис. 20). Эта относительно низкая соленость делает тихоокеанскую воду легкой. Поэтому она господствует не на глубине, подобно атлантической воде, а распола­гается наверху, участвуя в формировании поверхностного распресненного слоя. Выйдя из Чукотского моря, тихо­океанская вода, поскольку плотность ее сравнительно невелика, «прописывается» на небольшой глубине — 50— 100 м от поверхности. Распространяясь по всей поверх­ности бассейна, тихоокеанская вода помогает поверхност­ным водам создать тот щит, который спасает ледяной по­кров от идущего снизу тепла атлантических вод. Сле­довательно, она в конечном итоге работает на холод, а не на тепло.

Соленость поверхностных вод Атлантического и Тихого океанов в августе

Соленость поверхностных вод Атлантического и Тихого океанов в августе

Как же взаимодействуют все эти водные массы, каждая из которых имеет свой характер, свое местообитание и свой маршрут в общем круговороте вод?

Надо сказать, что водные массы достаточно устойчивы. В недрах бассейна они перемещаются не хаотически, а как бы скользят между своими изопикническими (рав­ной плотности) поверхностями. Различная плотность, как уже говорилось, не позволяет водным массам бес­контрольно перемещаться по вертикали, она довольно четко расслаивает их, определяя каждой свой горизонт. С окружающими же водами каждый слой, конечно, сме­шивается, но только отчасти.

На рис. 18 можно увидеть, как распределяются и трансформируются водные массы. Например, слой аркти­ческой поверхностной воды, который движется с востока на запад, миновав район полюса, начинает уменьшаться, как бы образуя клин, и за широтой 85° полностью исче­зает.

Происходит это потому, что, продвигаясь на запад, слой постепенно перемешивается с подстилающей верхней промежуточной водой. В свою очередь слой теплой атлан­тической воды при перемещении с запада на восток тоже уменьшает свою мощность, поскольку она перемешивается с верхними и нижними промежуточными водами и при движении на холодный восток теряет тепло.

Важно, однако, подчеркнуть, что параметры водных масс, их соленость, теплосодержание, а следовательно, и плотность, не являются постоянными. В многолетнем и особенно в многовековом ходе они меняются. Если нагон вод увеличивается только в течение коротких пе­риодов, то температура хотя и повышается, но незначи­тельно, так как одновременно увеличивается обратный сток из Арктического бассейна в Атлантику. А этот сток состоит главным образом из холодных вод и арктического льда. Усилившись, он поглощает то добавочное тепло, которое несут умножившиеся атлантические воды.

Если же поступление атлантических вод увеличивается в течение продолжительного времени, то баланс тепла постепенно растет к явной невыгоде двух верхних слоев воды: арктической поверхностной и верхней промежу­точной. Их мощность начинает снижаться, и как защит­ники ледяного покрова они слабеют. Ослабление защиты начинает сказываться на ледяном покрове, его мощность уменьшается, а в летнее время он чаще протаивает на­сквозь. Влияние теплых атлантических вод в Арктическом бассейне возрастает, и наступает общее потепление, как это происходило при современном потеплении Арк­тики. Если же нагон теплых атлантических вод возрастает еще больше, то ледяной покров может стать сезонным явлением — таять летом и восстанавливаться зимой, как это было в раннем средневековье. Наконец, нагон теплых атлантических вод можно увеличить до такой степени, что температура поверхностного слоя станет выше температуры замерзания даже в зимнее время. Такое явление произошло в неолите 4000—6000 лет назад.

Уже говорилось, что для утепления полярных широт требуется не столько уничтожить морские льды, сколько устранить две главные причины, их порождающие, — снять поверхностный распресненный слой Арктического бассейна, который, как крышкой, прикрывает тепло, идущее снизу от теплых атлантических вод, и значительно уменьшить охлаждающее влияние холодных Восточно-Гренландского и Лабрадорского течений на теплые те­чения системы Гольфстрима.

Как можно этого добиться?

Распресненный слой создают, как мы видели, три источника: береговой сток, поставляющий 4000 км3 воды; 36 000 км3 дает Тихий океан; 3000—5000 км3 пресных вод получается в летнее время от таяния льдов. Если ледяной покров будет полностью ликвидирован, послед­ний вклад отпадет сам собой. От тихоокеанских вод можно изолироваться, если перед входом в Арктический бас­сейн соорудить плотину, которая не будет пропускать их в Арктику. Эта же плотина имеет и другое назначение: через нее перебросятся воды из Чукотского моря в Бе­рингово. Поскольку откачиваться будут в первую оче­редь наименее плотные, т. е. наиболее распресненные воды, то влияние берегового стока, который останется главным поставщиком опреснения, окажется сильно ослабленным.

Теперь надо преодолеть охлаждающее влияние аркти­ческих холодных вод на теплые воды системы Гольфстрима. Это влияние очень велико и чтобы в нем разобраться, нам надо снова внимательно вглядеться в карту морских течений Северной Атлантики (см. рис. 16).

На широте Нью-Йорка (39° северной широты) между Гольфстримом и восточным побережьем США вклини­ваются холодные воды Кабота и Лабрадора. Объем хо­лодных вод по мере удаления на север непрерывно воз­растает, а температура их, естественно, понижается. Несмотря на встречно-параллельное движение теплых и холодных вод, охлаждение теплых происходит очень энергично, так как оба течения поверхностные.

В районе Ньюфаундленда Гольфстрим и основной по­ток Лабрадора встречаются под косым, почти прямым углом. Струи теплого и холодного течений, как пальцы рук, вплетаются друг в друга. Поэтому здесь царит пестрота температур. Если бы мы попробовали составить карту температур в месте встречи двух течений, то по­лучили бы мозаику. Наблюдались случаи, когда одно­временное измерение температуры с носа и кормы одного и того же небольшого корабля (расстояние около 60 м) давало разность температур 12,3°. На вертикали — еще более резкие скачки. В слое глубиной 16—20 м темпера­тура может меняться до 3° на метр (по вертикали). Гольф­стрим теряет при этом столько тепла (порядка 1,5х1018 ккал/г), что этим теплом можно было бы расто­пить все дрейфующие льды Арктики менее чем за один год.

По мере перемещения на север теплые воды подвер­гаются дальнейшему охлаждению. Как известно, тем­пературная и энергетическая ось Гольфстрима проходит вдоль его левого северного края, который на всей трассе течения соприкасается с наиболее холодными водами. В районе Лабрадорского моря наблюдается обширная циркуляция воды против часовой стрелки, порождаемая левыми струями всех главнейших течений — Лабрадора, Северо-Атлантического, Ирмингера, Восточно-Гренланд­ского. В этой циркуляции, насыщенной местными круго­воротами, также теряется большое количество тепла.

В пределах Европейского бассейна холодные струи Восточно-Гренландского течения также переплетаются с северными продолжениями системы Гольфстрима (рис. 21). В многочисленных круговоротах и столкнове­ниях также теряется много тепла. Помимо этого, при западных ветрах ледяные поля и холодные распресненные воды Восточно-Гренландского течения плывут на теплые воды. Восточные же ветры, наоборот, гонят поверхност­ные, самые теплые воды на воды и льды холодного те­чения. В обоих случаях происходит контакт и перемеши­вание теплых и холодных вод с большой потерей тепла атлантическими водами, идущими в Арктический бассейн.

Схема противотока теплых и холодных течений в Северной Атлантике

Схема противотока теплых и холодных течений в Северной Атлантике

Воды теплого течения Ирмингера также энергично охлаждаются в ряде мест встречными холодными водами. Особо следует отметить правую ветвь Ирмингера, кото­рая огибает Исландию с запада. Здесь она попадает в развилку Восточно-Гренландского течения, смешивается с его левой ветвью и теряется в водовороте. Контакт теплых и холодных струй столь тесен, что наблюдается изменение температур до 6° на метр по вертикали, т. е. больше, чем при переплетении струй Гольфстрима и Лабрадора в районе Ньюфаундленда.

Примером хаотического движения вод могут служить постоянные течения северной части Баренцева моря, где на площади примерно 600 000 км2 отмечено 32 устой­чивых циклонических и антициклонических круговорота; из них 27 — круглогодичные.

В условиях многочисленных описанных встреч теплых и холодных течений траектория движения воды чрезвы­чайно сложна. Так, частица тихоокеанской воды, пройдя Чукотское море и весь Арктический бассейн, уходит в Атлантику по трассе Восточно-Гренландского течения. Далее по трассе Западно-Гренландского течения она мо­жет подняться в северную область Баффинова залива и вновь спуститься на юг по трассе Лабрадора. От Нью­фаундленда она вместе с Северо-Атлантическим течением, а затем по трассам Норвежского и Шпицбергенского те­чений может вновь войти в Арктический бассейн и подо льдом вернуться к Чукотскому морю. Эта частица-«пу­тешественница» на своем пути способна неоднократно повышать и понижать свою температуру за счет тепла и холода окружающих и встречных вод. Такая беспоря­дочность движения, естественно, снижает тепловую эффек­тивность системы Гольфстрима, особенно в высоких широтах. Словом, вся океаническая область на северо-за­пад от линии Большая Ньюфаундлендская банка — Но­вая Земля напоминает резервуар-смеситель, в котором хорошо перемешиваются холодные воды Арктики с теп­лыми водами Гольфстрима.

Однако на всех своих трассах теплые течения теряют не только тепло, но и водные массы, а это еще больше снижает общее теплосодержание потока теп­лых вод.

В результате всех этих потерь до Северного Ледови­того океана доходит очень немного тепла Гольфстрима. Гольфстрим добирается сюда истощенным. На 38s се­верной широты годовая мощность Гольфстрима 2 585 000 км3, а температура на поверхности в янва-варе 18°. Когда же Гольфстрим под названием Северо-Атлантического течения входит в Северный Ледовитый океан через Фареро-Шетландский пролив, его мощность всего 298 000 км3 при теплосодержании 1922хl015 ккал. Средняя температура 6,5°, тогда как у берегов Флориды она была 20°. А на 61° северной широты мощность теплого течения составляет только 12% от той мощности, которая была на 30° северной широты.

В Арктический же бассейн попадают уже остатки остатков. На 81° северной широты в среднем поступает 135 000 км3 при средней температуре примерно 1,9° и при теплосодержании 250хl015 ккал. По сравнению с теми щедрыми дарами, которые расточал Гольфстрим на 38° северной широты, 81° получает лишь 5% теплых вод, а теплосодержание их составляет менее процента от того количества, которым располагала широта, близ­кая к Нью-Йорку.

Ч. Брукс, на выводы которого мы уже не раз ссылались, убедительно показал, как противоток теплых и холодных течений грабит тепло системы Гольфстрима и с какой стремительностью вследствие этого слабеет Гольфстрим по мере удаления на север. Брукс пишет: «Рассмотрение изотерм водной поверхности северной части Атлантиче­ского океана показывает, что январская температура вдоль осевой части Гольфстрима составляет 21,7° на 30° северной широты и 17,8° на 38° северной широты, пони­жаясь примерно на 0,5° на 1° широты. С другой стороны, между 38 и 43° северной широты (область смешения теплых вод Гольфстрима с холодными водами Лабрадора. — П. Б.) температура снижается примерно на 12,3° на протяжении всего лишь 5° широты. Из этого понижения только около 2,8° могут быть отнесены за счет нормального по­холодания по мере приближения к полюсу. Остальные же 9,5° относятся за счет влияния холодного Лабрадорского течения. Следовательно, при отсутствии последнего на 75° северной широты и 10° восточной долготы вместо современной январской изотермы водной поверхности, отвечающей примерно 0° С, появилась бы изотерма 9,4°».

Так встречные Холодные течения метают теплым те­чениям обогревать Арктику с той силой, на которую они первоначально были способны. Холодные воды и льды, уходящие из Арктического бассейна, убивают тепло, которое идет им навстречу. Естественно, поэтому возни­кает желание упорядочить систему теплых и холодных течений так, чтобы освободить теплые воды от этой не­нужной и невыгодной для них встречи с холодными водами.

Куда же деть холодные воды с их упрямым движением на запад, в Атлантику — навстречу теплым? Пусть они идут не на запад, а на восток — в направлении, противо­положном от главного, атлантического источника тепла. Охлажденные арктические воды надо искусственно сбра­сывать в Тихий океан, точнее, в его северную окраинную вотчину — в Берингово море. Тогда получится не противо­ток теплых и холодных вод, а прямоток теплых. Теплые атлантические воды потекут через Арктический бассейн в Берингово море и далее в Тихий океан; они будут ли­шены возможности повернуть, как прежде, обратно в Атлантику, чтобы помешать новому, «молодому» теплу вступать в Северный Ледовитый океан.

Маршрут этого прямотока будет, следовательно, такой: Северная Атлантика — Европейский и Арктический бас­сейны Северного Ледовитого океана — Берингово море — Тихий океан.

На этом маршруте прямоток устранит одновременно две главнейшие и решающие причины, благодаря которым зарождаются и существуют дрейфующие льды в полярных широтах. Во-первых, устранено будет самоохлаждение атлантических вод в Северной Атлантике и Северо-Евро­пейском бассейне. И, во-вторых, прямоток уничтожит, как бы снимет легкие распресненные поверхностные воды Арктического бассейна. А ведь именно эти воды, как мы видели, и легче поддаются замерзанию (из них форми­руется и ледяной покров из дрейфующих льдов), и, кроме того, они не пропускают тепло, идущее снизу.

Но чтобы обратить воды вспять, чтобы противоток превратить в прямоток, нужна сила, которая помешает водам повернуть обратно на запад, как это происходит сейчас. Для этого в Беринговом проливе надо возвести гидротехнические сооружения с насосными системами с тем, чтобы они перебрасывали воды из Арктического бассейна в Тихий океан. При прямотоке изменится сама рецептура вод, циркулирующих в арктическом котле. Тихоокеанской воды здесь уже не будет — Берингова плотина 36 000 км3/год этой воды не пропустит в Арктику. Формально на ту же величину сократится и сток через Северо-Европейский бассейн и Баффинов залив в Север­ную Атлантику. Следовательно, для создания прямотока потребуется перебросить 175 000—36 000=139 000 км3/год. Округлим — до 140 000 км3/год. Перебросить такое ко­личество воды — по силам современной энергетике.

А почему атлантические воды мы так уверенно пред­почитаем тихоокеанским? Может быть, для Арктики полезнее окажутся воды Тихого океана? Вспомним, как еще Фр. Нансен мечтал воспользоваться теплыми водами Куросио. Но сложившиеся физико-географические усло­вия решают дело не в пользу тихоокеанских вод.

Прежде всего атлантических вод поступает больше, чем тихоокеанских, по объему в четыре раза, а по тепло­содержанию — в 10 раз.

Во-вторых, северные широты Атлантики значительно теплее тех же широт в Тихом океане. Термический эква­тор расположен в Атлантике севернее, чем в Тихом океане. Если в Северной Атлантике измерить температуру верх­него океанического слоя, т. е. слоя наиболее деятельного, теплопродуктивного, то эта температура уже на широте 30° превысит соответствующие температуры Тихого океана. Причем чем дальше на север, тем эта контрастность будет увеличиваться. За широтой 50—60° тепловое преимущество Атлантики над Тихим океаном еще более возрастет.

И даже если мы опустимся на глубину, скажем. 200 м, то обнаружим, что изотерма 10° в Северной Атлантике проходит примерно на 1 800 км ближе к полюсу, чем в Тихом океане, а изотерма 5° — ближе на 2 700 км. И ниже, на глубине 400 м, Атлантика выигрывает у Ти­хого океана почти с тем же преимуществом.

Более того, атлантические воды входят в Арктический бассейн на 1600 км ближе к полюсу, чем тихоокеанские (атлантические — на 81° северной широты, тихоокеан­ские — на 66°).

Тихоокеанские воды невыгодны еще и потому, что в северной части Тихого океана они менее соленые, чем воды Северной Атлантики (см. рис. 20), следовательно, и менее плотные. Поэтому, вступив в Арктический бассейн, они будут распространяться, как это происходит сейчас, в верхней распресненной зоне, а это еще больше затруднит вертикальную циркуляцию вод, еще труднее станет использовать тепло атлантических вод, тепловой потенциал которых выше потенциала тихоокеанских. Наоборот, атлантические воды, будучи более плотными, поступив в Берингово море, уйдут на юг, в Тихий океан глубинными путями. А это в климатическом отношении благоприятно, поскольку охлаждение надводных воздуш­ных масс будет исключено.

Теплые атлантические воды, вступая в Арктический бассейн, утепляют и идущие со стороны Атлантики воз­душные массы, которые проникают в глубь Евра­зии. Доза тепла, получаемая воздушными массами, значительно усилится, когда поток теплых вод будет направлен по ходу их движения, а не против него. Кроме того, установлено, что атлантические циклоны заходят в Арктику глубже, чем тихоокеанские, следовательно, они смогут лучше использовать добавочное тепло.

От тепла, которое пошло бы с востока, материк засло­нен хребтами Камчатки, Чукотки, Якутии, которые пре­пятствовали бы его проникновению в глубь континента. Если же тепло пойдет с запада, то ему не будут мешать горные хребты. В первом случае материк будет обращен к теплым водам своей закрытой стороной, во втором — открытой.

Наконец, надо представить себе и характер самого Бе­рингова пролива, которому предстоит стать главным рычагом изменения климата. Его живое сечение очень незначительно, он узок и сравнительно неглубок. Чтобы достичь одного и того же теплового эффекта, тихоокеанских вод потребуется перекачать намного больше, чем атлан­тических, а это повлечет за собой такое увеличение объема строительных работ, капиталовложений и расхода энер­гии, которое выходит за пределы здравого смысла.

Словом, мобилизация атлантических вод дает несрав­ненные преимущества. Поэтому будем считать, что мы построили в Беринговом проливе плотину, начали откачку воды с запада на восток, образовался прямоток теплых атлантических вод. Что же тогда будет происходить в Арк­тическом бассейне?

Посмотрим, как сейчас складывается тепловой баланс на поверхности Арктического бассейна, откуда и сколько поступает тепла, куда и на что оно расходуется. Расчет ведется по числу килокалорий, получаемых в течение года одним квадратным сантиметром.

sh_002

Когда Арктический бассейн перестанет выносить в Се­верную Атлантику холодные воды и лед и не сможет по­лучать теплую тихоокеанскую воду, он потеряет 5,8 ккал/см2-год (0,4+2,4+3,0).

Чтобы сохранить тепловой режим на уровне современ­ного, эту потерю надо компенсировать. Тепло должны будут восстановить атлантические воды, на которые теперь падает вся ответственность. Количество тепла, ими поста­вляемого, должно будет возрасти с 2,5 ккал/см2-год до 8,3 ккал/см2-год. Но этого недостаточно для уничто­жения ледяного покрова. Чтобы поверхность Арктиче­ского бассейна перевести из ледникового состояния в неледниковое, необходима дополнительная затрата тепла на таяние льда.

На таяние одного грамма льда при средней его соле­ности 10 промилле и средней температуре — 10° идет 0,079 ккал тепла. При средней мощности ледяного покрова 275 см и удельном весе 0,9 удельный расход тепла на его таяние составит 19,5 ккал/см2. Поскольку в условиях современ­ного похолодания масса льда несколько возросла,_ уве­личим этот расход до 21,5 ккал/см2-год.

Предположим срок уничтожения ледяного покрова 3 года. Следовательно, атлантические воды должны будут приносить добавочное тепло — 21,5 : 3 = 7,2 ккал/см2. Общий расход будет равен 15,5 ккал/см2-год, что при площади ледяного покрова 8,75 млн. км2 составит 15,5 х8,75х106х1010=1 360х1015 ккал/год.

Есть ли у атлантических вод такое тепло? Есть и в гораздо большем количестве. Достаточно напомнить, что Северо-Атлантическое течение ежегодно выносит через Фареро-Шетландский пролив в Норвежское море 1922х1015 ккал тепла. Для уничтожения дрейфующих льдов Арктики потребуется лишь 70% от этого количества и то только в течение трех лет.

Теперь следует определить тот объем воды, который надо будет перебросить из одного океана в другой. Расчеты показывают, что в условиях прямотока и полного прекра­щения стока холодных вод в Европейский бассейн и Баффинов залив температура атлантической воды на входе в Арктический бассейн составит 8,2°. При выходе из Аркти­ческого бассейна в Беринговом проливе, пока не уничто­жится подавляющая масса дрейфующих льдов, она будет близка к температуре таяния морского льда, т. е. —1,6° —1,8°. В последующем расчете будем пользоваться первой температурой. Следовательно, температура атлан­тических вод в пределах Арктического бассейна упадет на 9,8 (8,2° — (—1,6°) =9,8°).

Как было установлено, атлантические воды должны приносить в Арктический бассейн 1360х1015 ккал/см2-год. Разделим это на 9,8° и получим объем атлантической воды, равный 140 000 км3. Этот объем и надо будет ежегодно перебрасывать из Арктического бассейна в Тихий океан, чтобы в течение трех лет уничтожить там ледяной по­кров.

Таким образом, при прямотоке Атлантика пошлет в Арктику 140 000 км3 воды против 135 000 км3, которые она посылает при противотоке. Температура на входе при прямотоке будет 9,8°, тогда как при современ­ном противотоке 3,5°. А теплосодержание увеличится с 472х1015 (сейчас при противотоке) до 1370 х1015 ккал/год, каким оно станет на прямотоке. То есть объем воды будет почти равен прежнему, а теплосодер­жание его возрастет втрое. Это будет происходить исклю­чительно за счет роста температуры при поступлении в Арктический бассейн.

Трехлетний срок, который мы установили для уничто­жения льдов, является, однако, формальным. Этот срок продиктован чисто математическим соотношением величин. Практически он будет большим. Некоторое время потре­буется, чтобы перестроить течения с современного проти­вотока на проектируемый прямоток. Дополнительное время надо выделить на отрицательные аномалии, ко­торые неизбежны, поскольку мы ведем расчеты исходя из средних условий, а условия меняются постоянно. Наконец, и это главное, расчетная температура атлан­тических вод на входе в Арктический бассейн 8,2° будет достигнута на втором, а может быть, и на третьем году перекачки. Поэтому следует считать, что на ликвидацию дрейфующих льдов с начала переброски вод уйдет при­мерно 4—5 лет.

Но как бы ни сложились обстоятельства, при любых условиях климат начнет улучшаться с первого же года переброски.

Когда же дрейфующие льды будут уничтожены, со­временный тепловой баланс Арктики перестроится. Если сейчас арктические льды отражают 54,3 ккал/см2год, то чистая вода будет отражать только 10,0 ккал/см2-год, т. е. главная утечка тепла ликвидируется.

Эффективное излучение останется, по нашим расчетам, прежним — 16,8 ккал/см2-год. Вряд ли оно возрастет, когда ледяной покров будет уничтожен — ведь возрастет влажность приводных воздушных масс, и они будут тормозить рост инфракрасного излучения. Однако неко­торые исследователи считают, что излучение все-таки возрастет. Поэтому в целях бесспорности увеличим его на одну треть и будем считать, что на эффективное излу­чение океан потеряет до 22,6 ккал/см2-год. Тепло, обуслов­ленное выносом льда и холодных вод с отрицательной температурой, упадет, естественно, до нуля.

Расход тепла на испарение и конвективный теплообмен определяем применительно к современным данным для наиболее северных незамерзающих акваторий. В этом случае он составит на испарение 30, а на конвективный теплообмен 10 ккал/см2-год. Тогда при отсутствии морской адвекции тепловой баланс поверхности Арктического бассейна, свободной от ледяного покрова, представится так, как это дано в табл. 7, в колонке «акриогенные условия».

t_007

Как отмечалось, тепловое состояние открытой поверх­ности бассейна без морского адвективного тепла будет неустойчиво. Поэтому для сохранения Арктического бас­сейна в безледном состоянии необходим определенный объем морской искусственной адвекции тепла. Не вдаваясь в детали определения этого объема для различных этапов теплового состояния Арктики, отметим, что принятая в нашем расчете искусственная морская адвекция тепла (15,5 ккал/см2-год) способна гасить похолодание, вы­зываемое практически возможным ростом эффективного излучения и отраженной радиации.

В порядке справки отметим, что при такой адвекции, как показали расчеты, регенерация ледяного покрова исключается.

Из сопоставления тепловых балансов при современных и акриогенных условиях видно, что общий выигрыш тепла за счет радиационных условий составляет 38,5 ккал/см2-год. Этот выигрыш будет расходоваться на шестикратное увеличение испарения и на двукратное увеличение нагрева атмосферы. Суммарный дополнитель­ный расход на эти цели составит 30 ккал/см2-год. Осталь­ные же 8,5 ккал/см2-год расходуются на компенсацию современных приходных статей современного теплового баланса, в будущем исчезающих.

Резкое возрастание расхода тепла на испарение и на по­догрев атмосферы крайне важно. Оно является нашей целью, так как теплый воздух пойдет на материки и будет их согревать. Тепло, затраченное на испарение, сослужит нам двойную службу. Оно принесет влагу на материки и при конденсации водяного пара над материками также даст прирост тепла и снизит скорость охлаждения земной поверхности в высоких и умеренных широтах.

comments powered by HyperComments