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.
Очень долго этой причиной считалась сила ветров. Само зарождение Гольфстрима объяснялось нагоном воды пассатными ветрами через Юкатанский пролив в Мексиканский залив и возникающую в силу этого значительную разность уровней между Мексиканским заливом и прилегающей частью Атлантического океана.
При выходе в океан это течение усиливается Антильским течением и далее вовсе не согласуясь с кориолисовым ускорением, отклоняется влево, следуя вдоль материковой отмели Северной Америки. Это отступление иногда объясняется повышением уровня океана в антициклонической области его субтропической части. У мыса Хаттерас Гольфстрим отклоняется на северо-восток к Ньюфаундлендской банке, после чего, теряя некоторую часть воды и тепла, переходит в Североатлантическое течение, которое под влиянием ветров пересекает океан с запада на восток и далее вдоль северных берегов Европы попадает уже в Северный Ледовитый океан. Но это опять же сила недостаточная, чтобы возбудить столь значительную циркуляцию вод с одного конца их круговорота. К тому же как объяснить, что из Атлантики воды поступает меньше, чем обратно возвращается туда же с добавлением вод из Тихого океана?
Здесь кое-что прояснили исследования зарубежных ученых, произведенные в пятидесятых-шестидесятых годах нашего века. Г. Стоммел предположил, что второй, если не главной причиной зарождения циркуляции вод между Атлантикой и Северным Ледовитым океаном, может являться гравитационное опускание полярных вод в результате увеличения их солености, что можно доказать существованием глубинного противотечения Гольфстрима. В 1967 г. Д. Свал-лоу и Л. Уортингмон прямыми определениями с помощью звуковых буёв, спущенных с корабля на глубины I 500…3 000 м, установили, что такое противотечение существует.
Открытие глубинного противотечения вряд ли можно считать неожиданным, поскольку оно с неизбежностью следует из закона сохранения массы. Не может же притекающая вода накапливаться в открытом водоёме, а поскольку она в том же объёме вытекает, то измерив расход в более доступных мелководных проливах можно приближенно определить и наличие, и величину глубоководного стока воды из Арктического бассейна. Но вот предположение о том, что побудительной причиной оттока глубоководных масс является увеличение солености глубинных вод Арктического бассейна, заслуживает внимания. Здесь уже может открыться завеса над таинственностью главной силы, движущей воды между Северным Ледовитым океаном и Атлантикой.
Действительно соли могут вызывать конвекцию морских вод за счет увеличения их плотности, за чем следует и погружение их на глубину. Такая конвекция называется термохалинной.
В полярном водоёме она может усиливаться низкой температурой рассолов и дополнительным увеличением плотности воды, в которой они появляются. Вообще же в механизме изменения солености периодически замерзающей морской воды и его следствий в термике моря сохраняется некоторые неясности.
Исследуя теплообмен через морской лёд и влияние солей на процесс его намерзания и таяния, мне удалось по-новому, в известной мере независимо, взглянуть на природу возбуждения термохалинной конвекции, чем и хочу поделиться ниже.
Обратимся к необходимому здесь анализу. Нам уже известно, что при замерзании морской лёд существенно, а многолетний почти полностью, рассоляется. Концентрированные и охлажденные до температуры вмещающего их льда рассолы сначала скапливаются в замкнутых ячейках, сквозных капиллярах и межкристаллических прослойках, откуда уже постепенно под воздействием тяготения мигрируют вниз. Чаще всего миграция происходит через каналы стока рассолов, представляющие собой цилиндрические вертикальные полости «стволы» во льду диаметром до 7 мм, открытые снизу. Таких каналов иногда насчитывается до 50 на 1 м 2 нижней поверхности льда.
Эти каналы в толще льда имеют древообразные «Ветви», по которым в них периодически стекает рассол из разрозненных ячеек. Вероятно, за счет усиленного намерзания льда под действием более холодных стекающих рассолов, нижние части каналов сужаются, образуя шейки с диаметром меньшим, чем диаметр канала в 3…5 раз. Благодаря шейкам рассол вытекает не постоянно, а порциями, чередующимися заполнением полостей каналов подлёдной морской водой (рис. 15).
Рис. 15. Схема горизонтального разреза вертикального канала и его лучей, по которым происходит наклонная миграция рассола по льду (по В. Л. Цурикову, 1976)
Не стану утомлять читателя объяснениями почему и как образуются и мигрируют солевые ячейки во льду, почему их миграция, вопреки действию силы притяжения, отклоняется к названным каналам, и так далее, поскольку это в общих чертах известно и можно узнать из книги В. Л. Цурикова «Жидкая фаза в морских льдах» (1976). Отметим лишь, что холодный и высоко концентрированный рассол в конце концов выпадает изо льда в виде капель, устремляющихся ко дну. Подо льдом происходит своего рода соленый капельный «дождь», наблюдать который видимо ещё никому не удавалось. Интенсивность этого «дождя» под многолетним ледяным покровом мало изменяется по сезонам года.
Теперь рассмотрим, что последует вместе с падением сильно соленой отдельной капли через среду менее соленой подповерхностной морской воды. Очевидно, что капля согреется и утратит первоначальную концентрацию солей, но при этом насколько-то охладит и увеличит соленость воды, через которую падает сама. Этот тепло- и солевой обмен приведет к увеличению плотности воды, с которой контактирует капля, а, следовательно, и к вовлечению ее к падению ко дну. Насколько значительным будет такое вовлечение можно установить элементарным расчетом изменения температуры и солености окружающей каплю воды. При этом мы не будем стремиться к большой точности расчетов, поскольку пока достаточно получить лишь примерные характеристики теплообмена.
Сложно установить среднюю температуру, с которой капля выпадает изо льда, поскольку последняя определяется многими изменчивыми характеристиками температуры самого льда, уровня слоя, из которого вытекает капля, температурой замерзания рассола, временем, в течение которого совершается его вытекание, и еще целым рядом трудно учитываемых факторов. Наконец, если мы и определим значение этой температуры, то не менее сложно определить объём воды, который может быть вовлечен холодной каплей к опусканию на дно.
В этом смысле, расчет изменений солености, как причины, возбуждающей термохалинную конвекцию, представляется более доступным и интересным. Такой расчет может основываться на вполне очевидных среднестатистических показателях различий солености взаимодействующих масс.
Примем в расчет вполне реальные для Арктического бассейна следующие показатели солености (промилле):
– воды, из которой намерзает лёд – 33
– наибольшая для глубинных вод – 35
– средняя для плавучего льда – 5
Из приведенного сопоставления следует, что при замерзании поверхностных вод каждый объём образующегося льда, капля за каплей, рассоляется в среднем на 28‰. Выпадающие при этом рассолы, как бы это не происходило, способны увеличить соленость с 33‰ до 35‰, то есть всего на 2‰ уже 14 таких же как лёд, объёмов (точнее массы) окружающей воды, вызывая у неё необходимость спускаться ко дну. Насколько велик общий объем такого вовлечения воды в конвекцию увидим далее.
Изменение плотности морской воды в большей мере зависит от изменений солености, чем от изменений температуры. Известно, например, что повышение солености воды на 1‰ увеличивает ее плотность на 0,0008, а понижение температуры на 1 °C увеличивает плотность холодной воды уже примерно в 13 раз меньше. Если температура вытекающих изо льда капель рассола составляет около минус 4 °C (что вполне вероятно), то разница их температур с окружающей водой составляет примерно 2,2 °C. Следовательно, с очень грубым приближением можно принять, что за счет лишь охлаждения капель в термохалинную конвекцию вовлекается всего около 10 % количества воды, а остальная участвует в термохалинной конвекции за счет увеличенной солености капель. Из этого следует, что при ежегодном намерзании или термомеханическом льдообразовании и таянии всего объёма льда в Северном Ледовитом океане (9250 км 3 или 85×1011 т), опустится на дно, уплотнившись рассолами, выпавшими изо льда в виде капель (119140 км3) воды. Еще около 10 % этой величины (11900 км3) вовлечется в глубину за счет охлаждения капель рассола. Следовательно, всего в термохалинную подледную конвекцию на всей акватории Арктического бассейна вовлекается, опускаясь на дно, около 131000 км 3 морской воды. Кроме этого, значительная доля (определить которую затруднительно) крепко соленой атлантической воды опускается на дно лишь от охлаждения, ещё не достигнув кромки льда. Еще больше опускается под фронтом кромки льда, где разность соленостей между поверхностной и глубинными водами оказывается ещё незначительной из-за чего в термохалинную конвекцию вовлекается масса воды. Здесь при разности соленостей воды в 1‰ в термохалинную подледную конвекцию вовлекается масса воды, превышающая массу льда уже в 29 раз. Ориентируясь на встречающиеся данные определений температуры и солености, можно предположить, что у кромки льдов в термохалинную конвекцию вовлекается не менее 25 % всей поступающей из Атлантики воды, то есть около 30000 км3. Таким образом, всего в термохалинную конвекцию в Северном Ледовитом океане вовлекается более 150000 км 3 воды. Это соответствует ежегодному пополнению слоя плотных соленых вод в глубоководной части Арктического бассейна примерно на 22 м.
Условия формирования и положение массы плотных вод в Северном Ледовитом океане характеризуется схемой (рис. 16), заимствованной из работы А. Ф. Трешникова и Г. И. Баранова «Структура циркуляции вод Арктического бассейна» (1972).
Рассматривая рис. 16 слева направо, можно заметить, что поступающие из Атлантики крепко соленые, но еще относительно теплые воды, по мере остывания, не участвуя в льдообразовании, сразу погружаются в глубину. Далее четко обнаруживается «язык» ниспадающих на глубину вод, усиленно осолоняющихся за счет малой разности соленостей. Вероятно, здесь же осолонение усиливается рассолами изо льда, выносимого из Арктического бассейна, и более интенсивно прогревающимися и рассоляющимися.
Рис. 16. Распределение солёности воды в Арктическом бассейне на разрезе от моря Бофорта (справа) через Северный Полюс до Гренландского моря.
За подводным хребтом Ломоносова уже вся океаническая впадина заполнена тяжелыми солеными водами, определенно перетекающими через хребет обратно в сторону Атлантики. А вот поднятие порога Берингового пролива исключает вытекание тяжелых соленых вод в сторону Тихого океана, и приток теплых вод из него (30 × холодных вод в Атлантический океан.
Произведя вышеизложенный анализ и подсчеты, мы и получили возможность дополнить существующие объяснения причины притока теплых вод из Атлантики и Тихого океана в Северный Ледовитый океан. Заметим существенную деталь: отток вод, компенсирующий приток тихоокеанской воды, никак не мог объясняться ветровым нагоном поверхностных вод из Атлантики, а сейчас он стал объясним соответственно увеличенным противотоком придонных вод в тот же Атлантический океан.
Таким образом, находится, кроме уже известных маломощных сил (разностей температуры воды и ветра), способных возбуждать приток вод из Атлантики в Северный Ледовитый океан, более значимая и вероятно главная сила в самом Арктическом бассейне – ею является гравитационное погружение морских вод, обусловленное процессом льдообразования и сопровождающим его также гравитационным опусканием концентрированных рассолов из распресняющегося льда.
Очевидно, что термохалинная конвекция исключается в пресноводных водоёмах и под айсбергами, откалывающимися от ледников суши, если последние не существуют на море так долго, что пресный лёд в них частично или полностью успевает заменяться морским.
Северный Ледовитый океан, разумеется не единственный на Земле водоём, в котором возбуждается термохалинная конвекция, приводящая к погружению холодных соленых вод ко дну.