Дерзкие мысли о климате

Как видно, изучение причин образования динамических скоплений льда имеет не только познавательное, но и большое практическое значение. Можно выделить две основные формы термомеханического увеличения массы льда на водоёмах: торошение и усиленное продуцирование льда на полыньях, сопровождаемое далее его скоплением либо у наветренного края полыньи, либо у нижней (по течению) ледяной перемычки в реке или узком проливе. В открытом море торосы образуются в виде гряд хаотически взгроможденного льда. Над поверхностью ровного льда торосы могут подниматься до 5… 6 метров и погружаться в воду до 40 метров и более.

На реке Лене торосы образуются почти беспрерывно по всему фарватеру, но их не бывает на непроточных участках. Вероятно, наибольшую дополнительную массу льда в любом случае дают полыньи. Согласно расчетам В. Г. Ходакова (1989), при сухом морском воздухе (минус 40 °C) и слабом ветре (1 м/с) на речной полынье площадью в 0,2 км2 ежесуточно образуется около 24 000 тонн не сплоченного льда, что эквивалентно намерзанию слоя толщиной 12 см. За один месяц существования подобная полынья накапливает льда в 15…20 раз больше, чем его успевает намерзать на такой же площади своевременно сформировавшегося ледяного покрова. Зародившись, но не задержавшись в полынье, этот лёд, в виде внутриводных ледяных кристаллов, друз, иногда пластин сплывает по течению или под действием ветра и рано или поздно примерзает к ледяному покрову, ускоряя его приращение сверх той возможности, которая предопределяется термическим воздействием атмосферы.

На реке Лене, например, достаточно четко обнаруживается зависимость толщины льда от уклона, чем больше уклон, тем больше толщина, что в свою очередь, объясняется задержкой формирования ледостава на участках увеличенного уклона (рис. 14).

Рис. 14. Зависимость толщины льда от уклона русла на реке Лены:

1 – уклон; 2- толщина льда

Весьма мощным генератором дополнительных масс морского льда является известная заприпай-ная Сибирская полынья, достигающая площади сотен квадратных километров и существующая иногда большую часть зимы.

Вследствие термомеханических процессов средняя толщина льда по всей протяженности фарватера р. Лены бывает почти в 2 раза больше, чем на соседних спокойно замерзающих озерах. У Якутска толщина льда на р. Лене среди торосов в среднем составляет 200 см, а на соседних озерах – 100 см. Эти заключения сделаны нами по большому количеству собственных измерений толщины льда, но они с меньшей определенностью вытекают из стандартных наблюдений, поскольку на водопостах гидрометслужбы толщина льда измеряется преимущественно на ровном, всегда более тонком ледяном покрове.

На реках вне криолитозоны, например, европейской части СССР, в силу увеличенного грунтового питания чаще наблюдается обратная зависимость толщины льда от динамики потоков. Вероятно, это обстоятельство и обусловило тот факт, что о термомеханическом намерзании долгое время мало что знали. Часто считается, что отсутствие льда на водоёме зимой всегда приводит к резкому увеличению им потерь тепла и с учетом этого рассчитывают общие потери тепла водоёмом. Следует, однако, знать, что водоём может терять тепло только тогда, когда имеет его, то есть когда температура воды ещё не снизилась до температуры замерзания. Когда же это произошло, то все потери тепла могут выражаться только в намерзании льда, если даже он и не сплачивается в стабильный ледяной покров. Не учитывая этого обстоятельства, можно допустить ошибку в оценке зимних потоков тепла от воды, что, вероятно, и имеет место.

На быстрых сибирских реках замечено, что чем ниже температура воздуха, тем меньше собирается ледяного материала в зажоре. Вероятно, это обусловлено более ранним смерзанием ледяных образований при понижении температуры воздуха. Эта интересная особенность термомеханического утолщения льда, которую можно охарактеризовать афоризмом «чем больше мороз – тем меньше образуется льда» по свидетельству полярников наблюдается и в Арктическом бассейне и объясняется тем, что при сильном морозе бывает меньше причин для подвижек льда, приводящих к его торошению и образованию разводий.

Термомеханическое льдообразование имеет свое отражение в ходе теплообмена океана с атмосферой: торошение всегда заканчивается утолщением льда, ослаблением и временным прекращением этого теплообмена, а вскрытие разводий – увеличением его преимущественно за счет интенсификации льдообразования на открывшейся воде. Процессы термомеханического намерзания льда могут вносить существенные коррективы в привычное представление о якобы плотной связи интенсивности намерзания льда (изменений ледовитости) с температурой воздуха. Уже и потому термомеханические процессы заслуживают большего внимания, чем ему уделялось до сих пор. Поскольку основой термомеханического увеличения масс является смерзание, то изучение этих явлений правильнее будет начать с исследования теплофизических критериев процесса смерзания. Теоретические оценки и специально поставленные опыты показали, что различие коэффициентов теплопроводности и иных теплофизических характеристик воды и льда благоприятствуют тому, что охлажденные до небольшой отрицательной температуры льдины могут смерзаться не только в предельно охлажденной, но даже и в горячей воде (Бондарев, Файко, 1974). При контакте льдин в воде их смерзание может быть обеспечено настолько незначительным охлаждением, что измерять его зачастую оказывается невозможным. Смерзание льдин в реальных условиях водоёма может стимулироваться как охлаждением тех из них, которые контактируют с морозным воздухом, так и собственным «запасом холода» в льдинах, или хотя бы в одной из них. Поскольку удельная теплоёмкость льда на два порядка меньше удельной потери тепла, вызывающей кристаллизацию воды, то смерзание даже предельно прогретого льда до определенного, регламентируемого теплопроводностью периода, может происходить на два порядка интенсивнее, чем намерзание нового льда на воде. Оценка показывает, что готовый ледяной материал пресного водоёма под воздействием цикла зимнего охлаждения может смерзнуться на глубину до 15–20 м. Хорошо прогретый морской лёд в этих же условиях смерзнется на глубину 5…7 м.

Смерзание льда, имеющего собственный «запас холода», вовсе не зависит от температуры воздуха, а масса смерзающегося льда может быть сколько угодно большой. Обнаруживаемые в Арктическом бассейне спаянные нагромождения льда мощностью до 50 м свидетельствуют о том, что их смерзание стимулировалось собственными «запасами холода».

Несложно, например, рассчитать, что кусок льда охлажденный до минус 40 °C, будучи погруженным в предельно охлажденную воду вызовет вокруг себя обмерзание ещё 250 г воды, то есть обеспечит примораживание к другой льдине. Загрузка льда под нижнюю поверхность ледяного покрова вызовет ускорение наращивания его толщины сообразно плотности упаковки льда и его собственной температуры (табл. 2).

Таблица 2 Ускорение намерзания (число раз) пресного ледяного покрова при загружении под него ледяной крошки

* Крошка полностью смерзается за несколько часов

Графа, соответствующая нулевой температуре ледяной крошки, характеризует, насколько может ускоряться утолщение ледяного покрова при транспортировании под ним шуги и прочего внутриводного льда, имеющего температуру фазового перехода. Поскольку всякие движения неспаянного плавучего льда зимой всегда способствуют увеличению потерь теплоты кристаллизации, то термическое увеличение масс льда не может вносить каких-либо отклонений в ту простую закономерность, что потеря теплоты водой после остывания её до температуры замерзания далее достаточно точно характеризуется количеством льда, образующегося на водоёме, независимо от того имело ли место чисто термическое или термомеханическое увеличение его массы.

Для термики Арктического бассейна оказывается важным тот факт, что ускоренное намерзание льда при механических процессах, одновременно приводит к ускорению утолщения льда, а тем самым и к сокращению дальнейших потерь тепла от воды в атмосферу.

Как видно, термомеханическое льдообразование может вносить существенные коррективы в расчеты, выполненные по данным метеонаблюдений. Значит оно потребует, а для полярного судоходства уже требует отработки и внедрения методов уверенного определения площадного распространения льдов разной толщины. И в этой области работы уже ведутся.

7.3. Пресные воды и термика полярных морей

Среди палеоклиматологов существует довольно распространенное мнение, что вообще оледенение, например того же Арктического бассейна, – явление менее характерное и вероятное для длительной истории Земли, чем сохранение его в безлёдном состоянии. Отсюда уже недалеко до заключения, что обнаруживаемые механизмы саморегулирования теплообмена замерзающих водоёмов с внешней средой тоже явления не типичные для среднего состояния климата Земли и не определяют его. Чтобы правильно оценить всё это, надо разобраться в том, является ли оледенение полярных акваторий случайным или необходимым событием. Из существующей теории Ч. Брукса (1952) следует, что замерзание Северного Ледовитого океана могло явиться следствием случайного понижения температуры, вследствие чего море однажды где-то замерзло. За замерзанием последовало резкое сокращение усвоения радиационного тепла водоёмом и дальнейшее оледенение. В свою очередь, это способствовало увеличению площади оледенения, далее сопровождавшееся еще большим увеличением альбедо, в силу чего солнечная радиация уже не могла плавить весь намерзающий за зиму лёд и оледенение становилось до какой-то поры прогрессирующим. В последние годы это объяснение оказалось нарушенным более убедительным объяснением причины оледенения полярных морей. Оно базируется на наблюдениях, из которых следует, как пишет П. Вейль (1977, с.164), что «Для замерзания морской воды необходимо, чтобы глубина была невелика, либо ниже поверхностного слоя на небольших глубинах располагалась вода с более высокой соленостью». Советский океанолог В. Ф. Захаров (1981) внимательно изучил географическую распространенность указанной зависимости и на этой основе сделал далеко идущие обобщения. По сути дела, он вскрыл еще один важный механизм авторегулирования теплообмена водоёма с атмосферой, вызываемый изменениями солености морских вод, на что нам остается лишь обратить внимание и подкрепить это положение дополнительными фактами.

В. Ф. Захаров показал, что замерзание Арктического бассейна ускоряется удержанием на его поверхности менее плотных пресных и распресненных вод. При этом замерзание стимулируется не просто фактом появления поверхностных пресных вод, которые, как известно, вообще замерзают раньше, чем соленые воды, а тем, что пресные воды, как и ледяной покров, отсекают запасы тепла моря, пополняемые из смежных океанов, от потерь в холодную арктическую атмосферу. На границе между верхними распресненными и нижележащими солеными водами возникает слой скачка солености (галоклин), исключающий конвективный обмен соленых, а потому более плотных, вод с атмосферой. Дальнейшая передача тепла к атмосфере через слой пресной воды толщиной около 50 м либо исключается, либо оказывается крайне незначительной. Поэтому запас тепла морских вод, которого с большим избытком на долгие годы хватило бы на поддержание поверхности воды в незамерзающем состоянии в течение всей полярной ночи не расходуется, а море замерзает. Это заключение В. Ф. Захарова подтверждается исследованиями вертикального распределения солености Северного Ледовитого океана, из которых прямо следует, что вода замерзает лишь там, где подстилается галоклин, и не замерзает, где отсутствует слой распресненной воды и галоклин.

Уточняя наблюдения и выводы Ч. Брукса, В. Ф. Захаров показал, что в современных климатических условиях ледяной покров Северного Ледовитого океана может разрастаться или сокращаться только при изменении площади распространения опресненных вод и, следовательно, изменения термических условий атмосферы являются не причиной, а следствием изменений площади арктических льдов. Такое заключение оказалось ценным не только для уяснения природы климата полярных областей, но и, как увидим далее, для некоторых важных заключений по термике всей гидросферы.

В. Ф. Захаров в своем исследовании рассматривает влияние лишь пресноводного материкового стока, стекающего в Арктический бассейн в несколько раз большим слоем, чем в среднем на площадь Мирового океана. Однако такая оценка оказывается несколько неполной, поскольку распреснению поверхностных вод еще в большей степени способствует сам факт образования льда на поверхности моря, так как льдообразование сопровождается вытеснением рассолов и распреснением верхних слоев ледяного покрова. Тяжелые рассолы, выделяющиеся изо льда, погружаются в глубину моря, а пресная вода, появляющаяся после каждого летнего стаивания льда с поверхности, замещает верхние слои водных пространств. При этом оказывается, что при общем среднем годовом стоке всех рек и ледников бассейна Северного Ледовитого океана, равном 5 140 км3, материковый сток пресных вод составляет слой в 35 см, а при среднем для всей акватории океана ежегодном стаивании слоя льда в 99 см, с талой водой соответственно поступает ещё в два раза больше. Таким образом, общий ежегодно восстанавливающийся слой пресных вод в Северном Ледовитом океане достигает 130 см, что почти в 10 раз больше, чем он составляет в среднем на площади Мирового океана. За счет меньшей динамичности верхних слоев воды и льда этого океана распресненный слой поверхностных вод соответственно отличается большей устойчивостью.

Раз уж мы коснулись пресных вод, то заметим, что они принимают не только пассивное участие в теплообмене замерзающего моря с атмосферой, но и непосредственно сами могут приносить тепло. Первое предположение об обогревающем влиянии стока сибирских рек на арктическое море, опубликовал русский врач А. М. Полилов в 1907 году. Иркутский ученый В. В. Шостакович в 1911 году ввел на этот случай термин «тепловой сток» и впервые определил его величину. Величины теплового стока рек уточняются и по сей день многими исследователями. Нам важно разобраться: о каком тепле идет речь и какие термические следствия вызывает привнос пресноводного стока в полярное море.

Под термином «тепловой сток» понимается привнос в полярное море с речным стоком того абсолютного количества тепла, которое определяется объёмом водного стока и температурой его нагрева выше 0 °C. Например, по расчетам М. И. Зотина, суммарный тепловой сток всех рек, впадающих в море Лаптевых, составляет 6,27 ×1015 ккал за год (26,2 кДж ×1015 за год). Мы внесли частное уточнение в расчет, показав, что за начало отсчета следует принимать температуру замерзания морской воды (минус 1,8 °C), что привело к увеличению приведенного значения до 30 × 1011 кДж за год (Файко, 1986).

Но как ни велика эта величина при расчете теплового баланса моря Лаптевых в относительном выражении она оказывалась очень малой. В балансе обнаруживался большой дефицит прихода тепла, фактически расходуемого летом на вскрытие обширной (460 тыс. км2) акватории. Тепловой сток рек его далеко не покрывал, с чем столкнулся и В. В. Шулейкин (1962, 1968) при объяснении вскрытия Карского моря.

В одной из первых работ, руководствуясь своим представлением о талом стоке, я включил в состав теплового стока Лены, теплоту плавления, усвоенную при таянии снега на площади водосбора и льда в её бассейне, и получил вроде бы сходящийся тепловой баланс приустьевого участка моря Лаптевых. Но и это была ошибка, поскольку по отношению к водоёму, связанному с Мировым океаном единым уровнем, учет изотермического увеличения энтальпии отдельного моря утрачивает смысл. Тепловой баланс моря Лаптевых снова оставался незамкнутым. Тогда автор обратил внимание на термические трансформации, связанные с таянием и дрейфом льда.

Под «таянием» ледяного покрова обыденно понимается только уменьшение его толщины. Между тем, уже при незначительном повышении температуры морского льда во второй половине зимы в нем увеличивается доля жидкой фазы, а далее соответственно усваивается меньшее количество теплоты плавления. Существеннее увеличение жидкой фазы происходит уже при температуре минус 22,6 °C, когда в раствор переходит хлористый натрий и при минус 8,2 °C, когда растворяется сульфат натрия. В ходе разжижения замерзших водных рассолов теплота плавления усваивается при таком уровне отрицательней температуры, при котором еще не изменяется толщина льда и даже не тает снег на нем. При прогревании, приближающемся к температуре плавления пресного льда, морской лёд фактически становится морской водой, армированной скелетом распресненного льда, то есть композитом. Поэтому на завершающее таяние такого льда затраты теплоты плавления намного сокращаются. Например, один грамм пресной воды, нагретой до 10 °C, способен уменьшить толщину морского льда со средней температурой минус 0,5 °C и соленостью 8‰ на 1 см. При той же температуре воды и льда, но с более вероятной для арктических морей средней соленостью льда около 6‰, слой пресной воды в 6 м способен расплавить слой морского льда толщиной в 2 м.

Дефицит в приходе тепла в тепловом балансе вскрывающегося арктического моря при учете этих, предваряющих полное плавление льда, затрат тепла резко сокращается, но нельзя забывать, что в конечном итоге при замерзании – плавлении рассолов теряются и устанавливаются такие же количества теплоты фазовых превращений, как и при замерзании – плавлении пресного льда. Пресная вода интенсифицирует таяние морского льда, зачем следует интенсификация усвоения солнечной радиации вскрывающимся водоёмом, но она не вносит изменений в количество тепла, необходимого для таяния льда. Следовательно, и здесь мы можем учитывать, хотя и не малое, но лишь косвенное (опосредованное) участие пресных вод в теплообмене моря с атмосферой, которое и при расчетах теплообмена может также найти лишь косвенное отражение в других статьях прихода тепла.

Непосредственное отношение к характеру и интенсивности теплообмена замерзающего моря с атмосферой могут иметь динамические явления на водной поверхности. Те же пресные воды, поступающие с волной вскрытия реки в море, воздействуют на ослабший морской лёд не только термически, но и динамически, вынося его массы в сторону центральной акватории Арктического бассейна. Вынос льда из моря, как уже отмечалось выше, равносилен приходу тепла морю. Это вытекает из того, что равнозначная по массе замена льда водой приводит к общему и весьма значительному изотермическому увеличению энтальпии водоёма. Вводя в расчет теплообмена вскрывающейся акватории приход тепла, эквивалентный массе динамически выносимого льда, нам удалось существенно уменьшить дефицит в общем приходе тепла морю Лаптевых, но замкнуть внутренний тепловой баланс опять не удалось.

Далеко не сразу и лишь через массу накапливающихся данных, через целый ряд собственных ошибок и заблуждений, наконец обозначилось, кажется, наиболее верное решение проблемы летнего теплового баланса моря Лаптевых, а вместе с тем и всех морей Арктики. Мы показали его на примере баланса источников прихода и способов усвоения тепла ежегодно вскрывающейся акватории этого моря (табл. 3). В балансе учтены лишь важнейшие и хорошо проверенные величины, но упущено ряд малозначимых величин. По нему видно, что собственно тепловой сток рек вносит на выделенную акваторию только около 9 % поступающего тепла. Однако динамическому воздействию речного стока полностью обязан вынос льда, а в силу этого и намного увеличенное усвоение солнечной радиации открывающейся водной поверхностью.

Таблица 3. Поступление летнего тепла и как оно расходуется на вскрывающейся акватории моря Лаптевых 460 тыс. км2

В результате побочных воздействий речной сток оказывается как бы «запалом», возбуждающим возникновение во много раз большего притока поступающей и усваиваемой тепловой энергии. Кроме динамического выноса льда за пределы акватории моря речными водами, учтено и предваряющее его уменьшение массы льда за счет раннего плавления рассолов. Без учета обоих факторов нельзя объяснить соответствия рассчитанного прихода тепла хорошо видимому и измеряемому термометром, результату законченного весенне-летнего теплового цикла.

Зимой распресненная вода скорее замерзает и лёд, рано укрывая море, не позволяет ему терять тепла больше, чем получило коротким летом. Динамика рассолов в ледяном покрове Северного Ледовитого океана кажется может иметь и более важное значение в планетарном распределении тепловой энергии по океаносфере. Об этом ниже.

7.4. Льдообразование и природа Гольфстрима

Большую часть Северного Ледовитого океана без Гренландского, Норвежского и Баренцева морей принято называть Арктическим бассейном, отделенным от перечисленных незамерзающих или частично замерзающих морей группами островов и подводных возвышенностей. Общая площадь Арктического бассейна составляет 8,85 млн. км2. Бассейн связан водо- и ледообменом с Атлантическим океаном и только водообменом с Тихим. Из Атлантики ежегодно поступает 123×103 км 3 воды, а из Тихого океана 30×103 км3, которая частично со льдом вся возвращается только в Атлантический океан. Следовательно, всего в Арктический бассейн поступает 153×103км 3 воды из смежных океанов. Из-за увеличенного, по сравнению с другими океанами, речного стока, вытекает в Атлантику больше, примерно 156×103км3, однако часть этого стока, а именно: около 3×103км 3 возвращается из бассейна Арктики уже в виде льда.

Притекающие воды поступают нагретыми из Атлантики до плюс 1,9 °C, а из Тихого океана до плюс 0,8 °C. Привнос тепла следует считать не от 0 °C, как часто делается, а от температуры замерзания морской воды, то есть минус 1,8 °C. Тогда теплосодержание атлантических вод должно отсчитываться от температуры 3,7 °C, а тихоокеанских от 2,6 °C. Отсюда общий приток тепла в Арктический бассейн из смежных океанов только за счет «нагретости» их вод выше температуры замерзания составляет абсолютную величину около 525×1015 ккал/год или 22×1017кДж/год, что в 2 раза больше, чем принималось ранее. Уточнение в градусах вроде бы незначительное, а эффект существенный. Теперь еще раз вспомним, что вынос льда из акваторий сопровождается эквивалентным приходом тепла к водной массе водоёма, поскольку уплывший лёд замещает вода, не терявшая теплоты кристаллизации. Замещение ею льда выражает соответствующий изотермически осуществившийся приход теплоты. Далее не сложно рассчитать, что с уплывающим холодным льдом в Арктическом бассейне компенсируется потеря теплоты примерно 260 × 1015 ккал/год, или 11 × 1017 кДж/год, то есть половина от поступившей с теплыми водами из смежных океанов. Но ее остается ещё примерно столько же, сколько считалось во всем приходе ранее. Где теряется оставшаяся теплота, пришедшая с водами, мы попытаемся разобраться дальше.

В нашу задачу не входит расчет теплового баланса Арктического бассейна. Пока более важно разобраться в методическом подходе к подобным расчетам и попробовать выяснить природу тех явлений, которые обусловливают сам характер теплообмена этого полярного водоёма, в частности, и природу его водообмена со смежными океанами.

Из представления о гравитационном массо- и теплообмене можно уверенно заключить, что весь (возбуждаемый силой притяжения) теплообмен практически сводится лишь к двум формам передачи тепла конвекции и адвекции, то есть в любом случае к обмену масс. При этом сила притяжения, в отличие от механических перекачивающих устройств, возбуждает обмен одной и той же массы обычно дважды, как бы с двух концов и по-разному. Например, конвекция в атмосфере или в водной массе может возбудиться по причине уменьшения её плотности от нагревания, но она не осуществится, если на месте поднимающейся массы не опустится способная её заместить плотная масса. Если в объяснении природы морских течений отсутствует указание на вероятность приложения этих двух действий силы притяжения, а называется лишь одна, например, сила постоянных ветров, то объяснение представляется неполным. В этом смысле массу сомнений и в то же время наибольший интерес давно порождает природа мощного притока теплых вод в Северный Ледовитый океан, именуемого морским течением Гольфстрим. Часто его причиной, по аналогии с системой водяного отопления с естественной циркуляцией, называли разность нагрева вод, и следующим от нее изменением их плотностей. Но эта разность заметна лишь на поверхностных водах и называется исчезающе малой в глубинных слоях океана. К тому же передача вод, растянувшаяся на тысячи километров, встречает гидравлические сопротивления, определенно способные погасить ту энергию движения, которая возбуждается лишь малыми разностями температуры воды. Здесь нужна какая-то более значимая причина возбуждения циркуляции глубинных вод, тогда и объяснение станет более удовлетворительным.