Воды Гольфстрима в Тихом океане

Воды Гольфстрима в Тихом океанеМожет ли человек изменить климатПросмотров: 28058Комментарии: 05 февраля 2011 г.

Влияние Гольфстрима зимой простирается на значительно большую площадь, чем обычно предполагалось, именно вся северная половина материка Евразии находится под его влиянием . . . повышение температуры может захватывать даже восточное побережье Азии. — В. Б. Шостакович

Пожалуй, самое грозное возражение против идеи (Полярного Гольфстрима выдвигает Тихий океан. Не охладят ли воды, переброшенные из Арктического бассейна в Тихий океан, наше Приморье и Японские острова? Однако и это опасение неосновательно. Дело в том, что воды Северной Атлантики более соленые, чем воды северной части Тихого океана (см. рис. 20). При равенстве температур пришлые атлантические воды как более плотные станут неизбежно погружаться под местные тихоокеанские. При этом чем холоднее будут атлантические воды по сравнению с тихоокеанскими, тем устойчивее и надежнее будет это погружение. В результате воздействие их на местный климат сведется к нулю. Казалось бы, убедительно. И все-таки высказанное возражение еще не отведено полностью.

Дело в том, что в первые два-три года в Тихий океан будут сбрасываться не атлантические, а поверхностные арктические, самые холодные и вследствие своей низкой солености наименее плотные воды. Оставаясь на поверхности, не охладят ли все же эти воды восточное побережье Азии? Чтобы ответить на этот вопрос, нам необходимо поближе познакомиться с климатом северо-восточного побережья Азии и его формированием. В холодный период года над Центральной Азией формируется мощный монголо-сибирский антициклон. Благодаря ему из центральных областей материка выносятся большие массы континентального холодного и сухого воздуха (зимний муссон). Вертикальная их мощность, достигающая четырех километров, превышает высоту Станового, Хингана и других водораздельных хребтов. Поэтому горные хребты не могут полностью изолировать западное побережье Тихого океана и его окраинных морей от глубокого охлаждения зимним муссоном. Поступления на окраинные моря холодных и сухих воздушных масс высоки по скорости, так как направления муссона в этих широтах совпадают с общим направлением западно-восточного переноса воздушных масс на земном таре.

Охлажденный воздух выносится в сторону Тихого океана настолько систематично и интенсивно, что близость океана почти не оказывает смягчающего влияния на температуру материка. Холодный поток воздушных масс проникает даже в субтропические широты, вызывая замерзание западного побережья Желтого моря. В Шанхае, Ханчжоу среднеянварские температуры. —4° и ниже, тогда как на тех же широтах в Кувейте, Александрии, Каире и на острове Мадейра 12—14°. Летом над Азией вследствие интенсивного прогревания создается пониженное атмосферное давление, в то время как тихоокеанский антициклон усиливается. Это оборачивается тем, что на восточные берега Азии начинают наступать океанические влажные воздушные массы — летний муссон. Он проникает внутрь материка и достигает водораздельных линий хребтов Яблонова, Станового и др. В результате лето на Курильских островах — сырое, дождливое. На Камчатке оно к тому же и холодное — виноваты в этом холодные воды Охотского и Берингова морей, которые омывают полуостров. В Северной Японии большое отрицательное влияние оказывает на климат холодное течение Ойя-Сиво, вызывающее летом туманы, которые экранируют солнечную радиацию и потому понижают летние температуры. Отрицательное влияние Ойя-Сиво усугубляется, если предшествующая зима в Охотском и Беринговом морях отличается большой ледовитостью. Тогда массы льда перекочевывают из морей в воды Ойя-Сиво, холодное влияние последнего увеличивается, и летние температуры в Северной Японии начинают падать. Прямым и печальным последствием этого является существенное снижение урожая риса. Словом, мощные и устойчивые, из года в год повторяющиеся зимние муссоны охлаждают восточное побережье Азии от Чукотки до тропиков. Нигде на земном шаре не выпадает снег в столь низких широтах, как на этой территории.

Охлаждая окраинные моря по всему фронту — от Берингова до Желтого, — зимний муссон аккумулирует в них, особенно в северных, огромные запасы холода в виде льда и вод с предельно низкими температурами. Близость к полюсу холода — Оймякону — приводит к тому, что в этих морях отрицательные температуры фиксируются на глубине 1000 м и более. Запасов зимнего холода, аккумулированного морями, хватает на то, чтобы и в теплое время года охлаждать атмосферу и ухудшать климат окружающих территорий. Зимний муссон, порожденный выхолаживанием центральных областей Азии, образованием монголо-сибирского и полярного антициклонов, не является консервативным процессом. Сибирский антициклон действительно усиливается, если его с севера питают холодные массы воздуха. Но стоит циклонам, миновав Таймырский полуостров, достичь Байкала, как антициклон становится угнетенным и даже исчезает, и на его месте активизируется циклоническая деятельность. Характерно, между прочим, что в период, когда температура вод в Северной Атлантике повысилась и вслед за этим в Арктике наступило потепление, мощность сибирского антициклона снизилась. Ледовитость Байкала уменьшилась. Условия для произрастания лесов в Монголии улучшились. Когда монголо-сибирский антициклон слабеет, меньше выхолаживается и северо-западная часть Тихого океана. Именно здесь, на стыке самого большого материка с самым большим океаном, годовые колебания температуры воды на поверхности достигают наибольшего размаха в Мировом океане. Это обусловливается главным образом сильным влиянием сухих зимних ветров.

Резкая разница между температурами — океаническими и материковыми — приводит к усилению зимнего муссона. А это в свою очередь вызывает раннее появление льда. Когда же начнется перекачка вод, то возникнет противоположный процесс — процесс выравнивания температурных контрастов Между областями азиатского максимума и алеутского минимума. Лед появится позже, объем его снизится, и северо-западная часть Тихого океана будет выхолаживаться меньше. Поэтому вместе с потеплением приатлантического сектора Арктики и Северной Атлантики неизбежно начнется и потепление северо-западной части Тихого океана, т.е. потепление обоих бассейнов произойдет синхронно. Эта синхронность — давно установленная закономерность. Еще в 1924 г., на I Всесоюзном гидрологическом съезде, было отмечено, что состояние Гольфстрима — главное условие, определяющее общий характер зимней погоды не только северо-западной Европы, но и значительной части азиатского материка. В 1955 г. X. П. Погосян на материале аэрологических наблюдений установил, что прогретые и увлажненные массы воздуха мощностью свыше 5 км по вертикали, распространяясь на сушу со стороны Атлантического океана, отепляют не только Европу, но и оказывают определенное влияние на значительную часть Северной Азии вплоть до Якутии. При этом тепло переносится с запада не только по суше, но и через северные моря.

Та же самая закономерность была вскрыта на основании океанографических наблюдений: «Температурная аномалия атлантических вод, наблюдаемая у северо-западного Шпицбергена, должна так или иначе сказаться у Берингова пролива через 4—4,5 года». Если мы опять оглянемся на историю климатов нашей планеты, то нам нетрудно будет вспомнить, что та же синхронность и однозначность отчетливо фиксировались в далеком и близком прошлом. Все свои доказательства мы черпали до сих пор из нынешних обстоятельств, получали в условиях, когда тихоокеанские воды еще не охлаждаются сбросными водами (так для краткости мы будем называть воды, сбрасываемые через Берингов пролив при откачке их из Арктического бассейна). Чтобы понять, как сложится режим тихоокеанских вод в будущем, когда Арктику пересечет поток теплых атлантических вод, которые, отдав свое тепло Северному Ледовитому океану, охлажденными будут сброшены в Тихий океан, надо познакомиться с этими водами поближе в тот момент, когда они будут сброшены, ведь за время путешествия через Арктический бассейн изменятся их температура и соленость.

С другой стороны, нам надо внимательно рассмотреть океанологические характеристики северо-западной части Тихого океана и дальневосточных морей, чтобы представить себе, как прореагируют эти акватории на переброску воды, что будет происходить в их «чреве» в первый, второй, третий… годы перекачки. Первым встречает сброшенные воды Берингово море. Они поступают сюда непосредственно из Чукотского моря, воды которого по характеру своему почти не отличаются от вод центральных областей Арктического бассейна. Поэтому не будет ошибкой считать, что сбросные воды первого года перекачки будут обладать индексами поверхностных вод центральной части Арктического бассейна. А индексы эти таковы: температура —1,7°, соленость 30,0°/00. На втором году перекачки в сброс начнет включаться промежуточная верхняя вода, как мы помним, более соленая, чем поверхностная. Поэтому соленость сбросных вод несколько повысится. А уж на третьем и четвертом годах перекачки, когда промежуточная верхняя вода включится в дело на полную силу, температура и соленость сбросных вод заметно возрастут. На пятом и шестом годах поверхность Арктического бассейна полностью освободится от дрейфующих льдов, очистившаяся ото льда вода будет беспрепятственно и жадно поглощать тепло солнечной радиации.

Читайте также  Отопление дома газовыми баллонами расход: котел от для частного дома, сниженный газ и радиатор

Тогда температура сбросных вод поднимется выше нуля. На рис. 23 показано, как от года к году будут меняться характеристики сбросных вод после выхода их из Чукотского моря. Итак, первым на пути сбросных вод после того, как они минуют Берингов пролив, явится Берингово море. Оно огромно — по площади и объему — более четверти Арктического бассейна. Холодный период длителен и суров. Физико-географическая обстановка складывается Здесь так, что позволяет рассматривать Берингово море .как гигантский сместительный резервуар, в котором сбросные воды, прежде чем перейти в Тихий океан, полностью или почти полностью будут трансформированы. Что же представляет собой Берингово море сейчас и как будет происходить в нем эта трансформация?

В Берингово море поступает 193 000 км3 тихоокеанских вод. Когда начнется перекачка, этот объем несколько уменьшится, так как сбросные воды оттеснят поступающие сюда тихоокеанские. Поэтому объем тихоокеанского поступления составит примерно 150 000 км3. Учитывать поступления от осадков (1300 км3), материкового стока (650 км3), потери на испарение (700 км3) мы не станем, так как в общем водном балансе они малозначительны. Итак, водный баланс Берингова моря будет выглядеть так: поступившая из Арктического бассейна 140 000 км3/год и Тихого океана 150 000 км3/год масса воды покинет Берингово море через Камчатский пролив в виде Камчатского течения. Сбросные воды будут разбавляться водами Берингова моря. Казалось бы, это соотношение должно быть 1:1. На самом деле оно формально. Дело в том, что большая масса поверхностных вод в Беринговом море вовлечена в замкнутую циркуляцию, в которой будут участвовать я сбросные воды, поэтому вполне допустимо принять, что в Камчатском течении станут участвовать менее 50% .сбросных вод. Если же мы попытаемся исследовать Берингово море по вертикали, т.е. рассмотреть стратификацию водных масс, то убедимся, что для основной массы вод Берингова моря характерна субарктическая структура. Здесь, как и в Арктике, промежуточный слой холоден, летом он не исчезает и тоже подстилается относительно теплыми водами.

Верхняя беринговоморская водная масса в северной я западной областях моря имеет мощность до 150 м; к югу и юго-востоку, к месту встречи с тихоокеанскими водами, она выклинивается. В конце зимы и начале весны температура всего слоя по вертикали отрицательна (около —1,5°, —1,7°). В конце лета благодаря радиационному прогреву температуры на поверхности всюду положительные и достигают 6—7° и более. Летом прогрев делает верхнюю водную массу устойчивой. Зимой, когда вся северная и западная области моря покрыты льдом и поверхность воды сильно охлаждается даже на значительном расстоянии от кромки льда, устойчивость нарушается. Начинается перемешивание с нижними слоями, и верхняя беринговоморская масса трансформируется в промежуточную. Промежуточная водная масса является поэтому по своему происхождению как бы продолжением верхней массы. В суровые зимы она охлаждается до глубины 400 м и более, причем температура падает предельно низко.

К югу глубина, естественно, меньше. Температура и соленость сравнительно устойчивы, но к юго-востоку повышаются: от —1,7 до 4° и от 33,7 до 34,3°/00. Тихоокеанская водная масса залегает ниже 250—400 м. Температура ее всегда несколько ниже 4°, а у дна она понижается до 1,5—1,7°. Соленость 34,3—34,8°/00. Теплые тихоокеанские воды вливаются в Берингово море через проливы Алеутской гряды, которая, как ожерельем, окольцовывает Берингово море в зоне его встречи с Тихим океаном. Поступление вод идет преимущественно через пролив Ближний, который отделяет эту гряду от Командорских островов, расположенных западнее, ближе к азиатскому материку. Войдя в море, теплое Тихоокеанское течение отклоняется вправо и совершает циклоническую циркуляцию вдоль американского побережья,. У острова св. Лаврентия через проливы Шпанберга и Чирикова от него отпочковываются ветви, которые питают сток тихоокеанских вод в Чукотское море.

Основная же часть Тихоокеанского течения отклоняется на запад, а потом на юг. Охлажденные и трансформированные; во время своего путешествия к северу Берингова моря тихоокеанские воды возвращаются на юг вдоль восточного берега Камчатки под названием холодного Камчатского течения. Перед тем как возвратиться в Тихий океан через Камчатский пролив, почти у самого входа в Тихий от Камчатского течения (слева по ходу) отделяется довольно сильная струя — течение Беринга. В отличие от главной струи холодного Камчатского течения дочернее течение Беринга не торопится пока вернуться в Тихий океан, а, идя на восток, на меридиане 170° восточной долготы соединяется с теплым тихоокеанским течением и замыкает, таким образом, циклоническую циркуляцию. В этом круговороте воды перемешиваются непрерывно и быстро, в результате чего тихоокеанские воды существенно трансформируются. Циклоническая циркуляция усиливается зимой и ослабевает летом, оставаясь господствующей формой существования морских течений этого района в течение всего года.

Когда в Берингово море поступят новые, сбросные воды, то под влиянием отклоняющей силы вращения Земли они будут перемещаться к западу в направлении мыса Наврина, прижимаясь ближе к азиатскому материку. Здесь они смешаются с водами Камчатского течения и потекут по его трассе. Циркуляцию вод в Беринговом море сбросные воды принципиально не изменят, но мощь Камчатского течения усилится, во-первых, потому, что оно не будет, как сейчас, расходовать часть своих вод на сток в Чукотское море через Берингов пролив (этому будет мешать плотина), а во-вторых, ничего не теряя» оно одновременно получит «прибавку» в виде арктических вод, сброшенных через ту же плотину из Чукотского моря в Берингово. Так что здесь прибыль двойная. Несомненно, усилится и течение Беринга, особенно в зимнее время, когда северо-западные ветры достигают наибольшей силы и устойчивости. Все это приведет к тому, что арктические воды будут перемешиваться е водами Берингова моря достаточно интенсивно. Теперь мы совсем близки к ответу на главный тревожный вопрос: не охладит ли сброс арктических вод и восточноазиатское побережье и моря после интенсивного перемешивания с тихоокеанскими водами? Но прежде нам надо сделать еще одно отступление — посмотреть, каким теплом встретит Берингово море арктический холод, чтобы увидеть, как «пришлые гости» (сбросные воды) могут изменить тепловой режим «хозяина» (Берингова моря). Не слишком ли много они поглотят тепла и не слишком ли сильно понизят температуру?

Не нанесут ли вред привычному порядку вещей? Современный тепловой баланс поверхности Берингова моря определяется следующими данными (ккал/см2 • год): Отсюда видно, что больше всего тепла Берингово море тратит на эффективное излучение — 33,4, на испарение — 42,2 ккал/см2-год. Если посмотреть, как эти расходы распределяются по временам года, по сезонам, то мы увидим, что летом (май—август) на эффективное излучение тратится 8,6, а зимой (ноябрь—февраль) — 13,0 ккал/см2, соответственно на испарение уходит: летом — 2,2, а зимой — 23,2 ккал/см2. Зимой потери тепла увеличиваются потому, что на поверхность Берингова моря нагнетается, как мы уже видели, сухой и холодный воздух. Его приносят сюда монголо-сибирский антициклон, западно-восточный перенос 1 и сбрасываемые с севера охлажденные воздушные массы, которые формируются над арктическим бассейном, покрытом многолетним паковым льдом. В результате тепловой баланс поверхности моря отрицательный. Берингово море теряет тепла больше, чем приобретает.

Дефицит исчисляется в 28,7 ккал/см2-год. По всей поверхности моря теряется, таким образом, 66х1016 ккал, которые компенсируются морской адвекцией — теплым Тихоокеанским течением. Если поступивший объем тепла мы разделим на объем воды, которая это тепло принесла, то выясним, что тихоокеанская вода в пределах Берингова моря охлаждается на 66х1019 : 15х1019=4,4°. При этом, по имеющимся данным, среднегодовая температура тихоокеанской воды при входе в Берингово море составляет около 6°, а на выходе около 1,5°. Теперь, когда мы познакомились с тепловой жизнью Берингова моря, можно представить себе, как повлияют на эту жизнь холодные сброшенные воды. В первый год перекачки, когда сбросные воды будут наиболее холодными, они принесут с собой холод в объеме 23,8 х 1019 фригорий Ч В последующие годы поступление холода будет снижено до нуля, а с шестого года начнут поступать воды с положительной температурой. На рис. 24 в виде кривых выражены по годам изменения, которые претерпят воды Камчатского течения, когда они смешаются со сбросными. Причем приведенные данные занижены, ухудшены в сторону холода: мы не учитываем здесь благотворного влияния атмосферных процессов над Беринговым морем.

Читайте также  Сфера применения базальтовой ваты: основные положения

Атмосферные условия с первого же года перекачки будут улучшаться, поскольку Арктический бассейн сразу начнет снижать свою ледовитость со скоростью 20% в год, а следовательно, не только воды, но и воздух начнет наращивать тепло. Однако благотворное влияние теплеющего воздуха нам трудно учесть, так как потребовались бы очень сложные вычисления. Поэтому используем данные заниженные, но зато более надежные. Однако даже при этих заниженных данных выясняется, что температура вод Камчатского течения упадет в первый год перекачки с 1,5 до 0,1°, т. е. самое большее на 1,4°. Данная цифра не выходит за пределы межгодовых изменений температуры в Камчатском течении при нынешних условиях, когда арктические воды еще не начали сбрасываться в Берингово море, т.е. никакой решительной климатической встряски не произойдет. Когда температура в первый год перекачки понизится на 1,4°, Берингово море потеряет тепла 19,6 х 1016 ккал/год. Вернемся к данным на стр. 135 и убедимся, что это не такая уж большая трата. От общего расхода тепла эта потеря составляет всего 8,8%. Если же соотнести потерю тепла, которую в первый год перекачки вызовут сбросные воды, с тем теплом, которое приносят тихоокеанские воды, то от тихоокеанского тепла эта потеря составит всего 29%.

К тому же потеря в 1,4° произойдет только в течение одного, первого года. В дальнейшем же температура начнет повышаться. К концу седьмого года она будет равна современной, а начиная с восьмого — выше современной. И еще одна оговорка — в расчетах по-прежнему не учитывается благотворное влияние улучшения теплового режима Атлантики и приатлантического сектора Северного Ледовитого океана. Растопление арктических льдов неизбежно ослабляет и угнетает арктический и монголо-сибирский антициклоны. Их отрицательное влияние начнет из года в год падать. В результате сбросные воды будут охлаждать северо-западную акваторию Берингова моря в худшем случае один год. На второй год это охлаждение сомнительно. На третий — исключается. Проследуем за сбросными водами дальше на юго-запад и постараемся выяснить их взаимоотношения с водами Охотского моря. Это очень холодное море, которое по своему гидрологическому режиму мало чем отличается от арктических морей. И не удивительно: Охотское море расположено в 500 км от полюса холода (Оймякон) и на несколько большем расстоянии от зимнего центра сибирского антициклона.

Водный баланс моря выглядит так (тыс. км3/год): Приход Расход Поступление из Тихого океана 144,0 Сток в Тихий океан 160,0 Поступление из Японского моря 15,0 Испарение 0,5 Материковый сток 0,6 — Осадки 0,9 Итого 160,5 Итого 160,5 Существенно в этом балансе то, что материковый сток и осадки в три раза превышают испарение. Это приводит к сильному распреснению поверхностного слоя (рис. 25). В результате значительная часть Охотского моря, особенно та, что через южные проливы Курильской гряды питает холодное течение Ойя-Сиво, покрыта водами, плотность которых иногда бывает даже ниже плотности арктической поверхностной воды. Это отрицательно влияет на термину окружающей суши. Зимой три четверти поверхности Охотского моря покрыты льдом. Температура поверхностной воды колеблется зимой от —1,8 до 2°, летом от —1,5 до 15°. Летом верхний слой воды успевает прогреться только до глубины 30—75 м, поэтому под ним остается сильно развитый холодный промежуточный слой. Он залегает до глубины 200—400 м и подстилается промежуточной водной массой. Температура ее в течение года (в зависимости от местоположения) колеблется от —1,7 до 2,8°.

Глубинная тихоокеанская водная масса, подстилающая промежуточную, расположена ниже 1000—1300 м и обладает температурой 1,8—2,3°. Соленость вод в прибрежной части 30,0°/00 и ниже. Она увеличивается от 32,8 на поверхности, через 33,2— 34,5°/00 в промежуточном слое, до 34,4—34,7°/00 в глубинном тихоокеанском. Как и Берингово, Охотское море расходует тепла больше, чем приобретает. Как и в Беринговом море, эти потери связаны преимущественно с эффективным излучением и испарением. Виновники потерь те же — холодные и сухие воздушные массы сибирского антициклона и западно-восточного переноса, а также воздушные массы, пришедшие сюда из Арктики. Дефицит тепла составляет 26 ккал /см2 год. Умножив эту цифру на площадь моря 1 590 000 км2, мы увидим, что для всей поверхности он составляет 41,5×1019 ккал/см2 • год. Эта недостача покрывается за счет адвекции тепла тихоокеанскими водами. Но что отличает термину Охотского моря, так это относительно теплые летние температуры в северных проливах Курильской гряды. Наоборот, юго-западная часть моря — более холодная (рис. 26). Происходит так потому, что тихоокеанские теплые воды поступают через северные проливы, а уходят охлажденными — через южные. Не случайно в восточной части в общем холодного Охотского моря разместилась теплолюбивая фауна. Курильские острова, опоясывая Охотское море, естественным рубежом отделяют его от Тихого океана так же, как Алеутские острова отделяют Берингово море. Через проливы Курильских островов Охотское море широкими полосами обменивается водами с Тихим океаном. В условиях Охотского моря этот обмен происходит энергично, воды перемешиваются интенсивно и сравнительно быстро трансформируются. Перемещаясь к северу, тихоокеанские воды не создают, как в Беринговом море, единого мощного течения, а образуют отдельные устойчивые ветви и частные циркуляции, разнообразные по своей силе. Правые ветви, пройдя вдоль побережья Камчатки, описывают дугу вдоль северных заливов и затем, слившись с левыми струями, обтекают с севера остров св. Ионы.

Возникает циклоническая циркуляция, в которую трансформированные тихоокеанские воды вовлекают распресненные воды Сахалинского залива. Все эти воды образуют Северо-Охотское холодное течение, которое проходит вдоль восточного побережья Сахалина и направляется в южные проливы Курильской гряды. Пройдя проливы, воды Северо-Охотского течения вливаются в Курильское течение (Ойя-Сиво). Как менее плотные, они перекрывают воды Курильского течения и, как более холодные, усиливают их охлаждающую роль. Сток распресненных холодных вод Охотского моря является главной компонентой холодного течения Ойя-Сиво. Следовательно, в теплую часть года воды северо-западной части Тихого океана у южных островов Курильской гряды и у северных островов Японии не столько охлаждаются водами более северного Берингова моря, сколько водами более южного, но лежащего ближе к полюсу холода Охотского моря. Покидая с Северо-Охотским течением пределы Oxoтского моря, мы попадем в северо-западную область Тихого океана и к восточным берегам Японских островов. Здесь сходятся север и юг, сталкиваются субтропические и субарктические водные массы. Именно эта область является ареной их сложного контакта. При оценке охлаждения северо-западной акватории Тихого океана сбросными водами следует иметь в виду, что не все воды Камчатского течения, покидая Берингово море, достигают Японских островов.

Часть их рассеивается слабыми юго-восточными и восточными течениями. Естественно, какая-то часть трансформированных в Беринговом море сбросных вод до подхода к Японским островам также будет рассеяна в массах воды северовосточной части океана и в его циклонической циркуляции. Поскольку сбросные воды в конечном итоге будут поглощаться именно субарктическими, а затем и субтропическими водными массами, необходимо вкратце рассмотреть их основные характеристики. Субтропическая водная масса формируется из вод, которые поступают сюда с юго-запада. Стрежень этих вод составляет теплое течение Куросио. Японский исследователь Масузава ограничивает Куросио вообще сравнительно узкой струей, которая развивает скорость 20 см/сек и выше. Остальную движущуюся массу он относит к «области восточного переноса». Мыс Сиономисаки, расположенный на южной оконечности острова Хонсю (основного в системе Японских островов), являлся как бы рубежом на маршруте этого переноса с юга на север.

К северу от мыса за 34—35° северной широты начинается непосредственный контакт субтропических и субарктических водных масс, а следовательно, в будущем и контакт со сбросными водами. До мыса Сиономисаки субтропический поток доходит как бы в чистом виде. Его показатели в это время таковы: Схематическая Карта северо-западной части Тихого океана (рис. 27) одновременно характеризует течения системы Куросио и контакт субтропических вод с субарктическими. Субарктические водные массы по своему происхождению и характеру зависят от метеорологических условий на континенте, а также, конечно, от тех водных масс, которые поступают сюда из Берингова и Охотского морей. Они занимают поверхностный слой глубиной 300 м, В теплое время года прогреваются только верхние 60— 100 м, а ниже остается слой «вечной жидкой мерзлоты», который называют холодным промежуточным. Деятельным же слоем, т.е. больше всего влияющим на климат окружающих областей, является верхняя толща в 60—100 м. Исследования показали, что температуру деятельного слоя определяет не столько летний прогрев, сколько зимнее выхолаживание и связанная с ним конвекция вод. Холодный промежуточный слой подстилается теплым промежуточным слоем тихоокеанской воды, а затем глубинной и донной. Наблюдениями на «Витязе» установлены характеристики водных масс в районе Курило-Камчатской впадины, где стратификация вод более характерна (табл. 9). Температура субарктической воды к востоку от южных и средних Курильских островов несколько ниже (1—3°), чем к югу от Командорских и Ближних островов (2—4°).

Читайте также  Ford Focus 3. Честный обзор автомобиля

Наличие более теплых субарктических вод в более северных районах объясняется процессами смешения их с водами теплого Алеутского течения, идущими с востока на запад, заполняющими заливы юго-восточной Камчатки и обеспечивающими в них лов теплолюбивых рыб. Охлаждение же вод в более южных районах — результат стока холодных вод Охотского моря. Пройдя Камчатский пролив, Камчатское течение под новым названием Курильское (Ойя-Сиво) спускается к более южным широтам и достигает Японских островов. Здесь и происходит встреча с субтропическими водами, которые несет теплое течение Куросио. Будучи более холодными и более плотными, воды Курильского течения погружаются под теплые менее плотные воды Куросио и вклиниваются полосой между последними Японскими островами. На рис. 27 эта встреча двух течений представлена достаточно наглядно. Чем дальше на юг, тем все больше холодные воды Ойя-Сиво погружаются под теплые воды Куросио, За 35° северной широты они рассредоточиваются, рассеиваются в промежуточном слое пониженной солености, так называемом слое «Д», мощность которого по вертикали достаточно велика — он расположен между горизонтами 300 и 1000 м. Однако фронт контакта двух течений отнюдь не стабилен. Он может быстро менять свое местоположение. Так, в 1951 г. к востоку от 155° западной долготы контакт становился настолько нечетким, что стали говорить о его «размытом характере». Следует еще раз отметить — путь субарктических вод к месту встречи с субтропическими водами неровен и непрост. Характер их меняется весьма неожиданно.

В северных районах Курило-Камчатской впадины, к югу от Командорских островов и пролива Ближнего, субарктические воды оказываются несколько теплее, чем в районах, расположенных южнее на 1000 км и более, так как в этом районе прорываются воды теплого Алеутского течения. Потеплевшая смесь тихоокеанских вод с водами Берингова моря, двигаясь дальше на юг, к субарктической конвергенции охлаждается и перекрывается стоком поверхностных холодных вод Охотского моря. Причем и охлаждение очень неравномерно в разные годы. В теплое время температура вод Ойя-Сиво на подходе к субарктической конвергенции может упасть аномально низко. Эти аномальные понижения вызываются целой цепью причин. Прежде всего понижения зависят от того, насколько суровы были предшествующие зимы в Охотском и Беринговом морях. Суровость же зим в этих морях зависит от зим на азиатском континенте и в Арктическом бассейне, а те в свою очередь в определенной мере зависят от температурных колебаний поверхностных вод Северной Атлантики и Европейского бассейна. Следовательно, в охлаждении вод Ойя-Сиво, как уже говорилось, виноваты не столько воды более северного Берингова моря, сколько перекрывающие их коварные воды более южного Северо-Охотского течения. И, стало быть, сбросные воды не могут стать существенным источником похолодания, потому что, окунувшись в Берингово море, перемешавшись с его водами, они вместе с ними также будут перекрыты менее плотными водами этого течения.

Кроме того, далеко не весь запас холода сбросных вод будет использован на охлаждение вод Куросио. На 3000-километровом пути от Берингова пролива до субарктической конвергенции часть холода будет израсходована на охлаждение вод, сносимых в восточном направлении. Вывод о том, что сброс арктических вод через Берингов пролив, если и приведет к охлаждению вод в северо-западной части Тихого океана, то охлаждение это будет незначительным и недолгим, подтверждается и двумя простыми расчетами. 1. Допустим, что все 140 000 км3 арктических вод с предельно низкой температурой —1,7° доставлены без потерь холода в район субарктической конвергенции. Допустим также, что ни один кубокилометр сбросных вод не ушел под течение Куросио и в пути до Сиономисаки сбросные воды полностью смешались с водами Куросио, объем и температура которых приведены выше.

Напомним, что годовая амплитуда температуры воды на поверхности Куросио в районе мыса Сиономисаки равна 10° и выше, по данным В. В. Леонтьевой, и до 13°, по данным Ю. М. Шокальского. Межгодовые колебания у острова Тайвань равны 3°, а в юго-восточной части Восточно-Китайского моря — 2,5°. На фоне этих колебаний возможное снижение температуры только в предельно неблагоприятных условиях на 1,9° не выйдет из рамок обычных межгодовых колебаний. 2. На перемещение сбросных вод от Берингова пролива до зоны субарктической конвергенции уйдет примерно полтора года. За это время будет очищен от дрейфующих льдов приатлантический сектор Арктического бассейна на площади примерно 2—3 млн. км2. Замена подстилающей поверхности с ледяной и снежной на водную увеличит поглощение солнечной радиации на 32 ккал/см2 • год. Не считая роста тепла морской адвекции, прирост тепла в водах приатлантического сектора Арктического бассейна только за счет изменения альбедо составит 32 х 3 х 10 х 1010=960 х 1015 ккал/год.

Все это тепло будет в конечном счете отдано в атмосферу на ее подогрев, так же как и межгодовые колебания запаса холода в Охотском и Беринговом морях, равные, по нашим расчетам, примерно 400 х 1015 ккал/год, уйдут на охлаждение ее. Подогрев воздуха в Приатлантике в 2,5 раза выше охлаждения, которое могут навлечь сбросные воды в северо-западную часть Тихого океана. Это дает основание считать, что эффект потепления на западе Евразии может погасить эффект похолодания, вызываемого сбросными водами на востоке Евразии. Справедливость такого вывода обосновывается также данными последних исследований. Они, как уже отмечалось, устанавливают, что синоптические процессы над Северной Атлантикой, определяемые ее потеплением, угнетают сибирский максимум вплоть до его разрушения. Разрушение сибирского максимума и выходы западных циклонов зимой на Охотское море оказывают исключительно большое влияние на развитие синоптических процессов северо-западной части Тихого океана, так как такие выходы связаны с выносом тепла на восток Азии. Все это позволяет заключить, что 140 000 км3 воды, переброшенной из Арктического бассейна в Берингово море, не в состоянии в заметном объеме на сколько-нибудь длительное время охладить северо-западную часть Тихого океана, северные острова Японии и наше Приморье. Максимальная аномалия, которую может дать охлаждение, не выйдет за пределы похолоданий, происходивших за последние 30—40 лет.

Непривычных понижений температуры не произойдет. Даже в самом худшем случае при максимальной аномалии охлаждение продлится не больше двух лет, и то оно скажется только в теплый период года. В холодные периоды похолодания, сверх обычно наблюдаемых, вообще исключаются. В целях предосторожности в сельскохозяйственном производстве в период первых двух лет перекачки необходимо провести некоторые профилактические мероприятия: ограничиться более хладостойкими культурами, чем те, которые обычно возделываются в области нашего Приморья и в Северной Японии, а также оградить многолетние культуры от возможных весенних похолоданий (окучивание, укрытие, задымление, вентиляция и прочие обычные меры, применяемые при ожидании весенних заморозков).

Health Finity