10.3.1. Составляющие теплового баланса океана

Поток солнечной радиации, поступающий на поверхность океана – радиационный баланс R, расходуется главным образом на теплообмен между океаном и атмосферой Ф, затраты тепла на испарение LЕ, горизонтальный перенос тепла морскими течениями А и изменение теплосодержания в толще воды В, т.е.

R = Ф + LЕ+ А + В.

Другие процессы, например, диссипация турбулентной энергии за счет сил вязкости, биологические процессы требуют меньшей затраты энергии, и ими обычно пренебрегают.

Определим составляющие приходной и расходной частей самого радиационного баланса R. Для его определения необходимо знать приход суммарной радиации на поверхность океана, эффективное длинноволновое излучение и альбедо поверхности.

На верхнюю границу атмосферы падает поток прямых солнечных лучей, средняя годовая величина которого - солнечная постоянная - составляет около 1,9 кал/см²·мин (1.33·10³ Дж/м²·с). Часть его отражается обратно в космическое пространство, часть рассеивается в толще атмосферы, часть поглощается атмосферой и непосредственно нагревает ее. В итоге к поверхности океана подходит поток прямой Q и рассеянной радиации q, т.е. суммарной радиации (Q+q), которая поглощается верхним деятельным слоем океана.

Поверхность океана, как и любое тело, температура которого отличается от абсолютного нуля, излучает длинноволновую радиацию. Разность между собственным длинноволновым излучением океана и встречным длинноволновым излучением атмосферы составляет эффективное излучение.

Отражательная способность поверхности океана – отношение количества отраженной радиации к упавшей – определяется величиной альбедо. Приближенно считается, что альбедо для прямой и рассеянной радиации одинаково.

Радиационный баланс R представляет разность поглощенной поверхностью океана суммарной радиации и эффективного излучения:

R = (Q+q) (1-A) –I,

где Q - поток прямой радиации, q - поток рассеянной радиации, А – альбедо поверхности океана, I – эффективное излучение.

Оценить члены уравнения нелегко, поскольку систематических измерений радиации над океаном до сих пор недостаточно. Выяснены лишь общие закономерности сезонного распределения радиационного баланса. Так, зимой его отрицательные значения наблюдаются в умеренных и высоких широтах и примерно зональное распределение. Летом, наоборот, значения радиационного баланса отклоняются от зонального распределения, что обусловлено широтными изменениями облачности и температуры морской поверхности.

Поверхность океана и атмосфера имеют различную температуру, в результате чего между ними происходит турбулентный теплообмен Ф. Физический механизм турбулентного теплообмена состоит в том, что, соприкасаясь с поверхностью океана, частицы воздуха нагреваются или охлаждаются, в зависимости от знака разности температуры воды и воздуха. Так как частицы воздуха находятся в хаотическом турбулентном движении, то тепло уносится или приносится ими к поверхности воды. Поскольку температура поверхности воды и воздуха в горизонтальном направлении различается намного меньше, чем в вертикальном, результирующий поток тепла направлен по вертикали.

Для расчета турбулентного теплообмена океана с атмосферой применяется формула советского ученого М.И.Будыко:

Ф = ρ_в·ζ·c_p·(T₀ - T_z) ·U_z,,

где c_p- удельная теплоемкость воздуха при постоянном давлении, ρ_в – плотность воздуха, ζ – коэффициент сопротивления, зависящий от высоты, на которой измеряется скорость ветра, T₀ – температура на поверхности моря, T_z – температура на уровне z, U_z – скорость ветра ( в м·с^-1) на уровне z. Ф в формуле выражается в кал·см^-2·сут^-1.

В среднем за год поверхность океана теплее прилегающего воздуха, и поэтому за счет турбулентного теплообмена океан теряет тепло. В летние месяцы потоки явного тепла, как правило, всюду малы, кроме районов, примыкающих к ледяным полям. Над холодными течениями в субтропических зонах они направлены из воздуха в воду. Интенсивность турбулентного теплообмена зависит от скорости ветра, волнения, изменения плотности воздуха по вертикали, разности температур воды и воздуха.

Если на морскую поверхность приходит воздух, который значительно холоднее этой поверхности, следует ожидать сильного потока тепла, направленного из океана в атмосферу. Особенно значительная турбулентная теплоотдача наблюдается в районах теплых течений Куросио и Гольфстрима, где в зимнее время происходит адвекция холодных воздушных масс из Азии и Северной Америки и образуются большие контрасты температуры между водой и воздухом. С приближением к восточным берегам океанов воздух постепенно прогревается, разность температуры между водой и воздухом уменьшается, турбулентный поток тепла в атмосферу ослабевает.

В отличие от радиационного баланса турбулентный теплообмен не имеет выраженного зонального, но имеет хорошо выраженный сезонный ход.

При испарении с поверхности океана расходуется тепло в количестве LЕ. L – скрытая теплота испарения, равная 539 кал·г^-1. Это тепло идет на увеличение кинетической энергии молекул воды, переходящих в фазу пара. При конденсации пара в атмосфере это тепло затем передается воздуху.

Для оценки потоков скрытого тепла при испарении М.И.Будыко предложил простую полуэмпирическую формулу для определения скорости испарения:

Е = 0.134 (е₀ – е_z) · U_z,

где Е – скорость испарения (в мм·сут^-1), е₀ – абсолютная влажность воздуха у поверхности воды (в мбар), е_z – абсолютная влажность воздуха на уровне z, U_z – скорость ветра на уровне z.

В холодную половину года наблюдается увеличение затрат тепла на испарение, что связано с усилением в это время роли теплых течений и, наоборот, снижение затрат тепла на испарение в теплую половину года, когда активны холодные течения. Главным фактором в увеличении потерь на испарение в холодный период года является приток тепла к поверхности океана, связанный с мощным горизонтальным переносом тепла морскими течениями.

Максимальные значения потерь тепла на испарение наблюдаются зимой у западных границ Северной Атлантики и в северной части Тихого океана, где сильные зимние ветры выносят холодный сухой континентальный воздух на теплые океанские течения и скорость испарения велика.

Годовые значения испарения, а, значит, и потери тепла убывают от экватора к полюсам, что обусловлено общим понижением температуры воды и воздуха и соответствующим уменьшением влажности. Морские течения и атмосферная циркуляция нарушают широтный ход испарения.

Горизонтальный перенос тепла морскими течениями А (адвекция тепла) является наиболее трудно определяемой составляющей теплового баланса океана. Для ее оценки пользуются так называемым «замыканием» уравнения теплового баланса для всей толщи воды океана R+LЕ+Ф+А = 0. При известных за год величинах R, LЕ и Ф из этого уравнения получают годовую адвекцию А.

Мировой океан аккумулирует тепло в экваториальной области, откуда оно разносится в высокие широты. Наиболее интенсивный перенос тепла осуществляется западными интенсифицированными теплыми течениями Гольфстримом, Куросио, Бразильским, Восточно-Австралийским. Однако в южном полушарии из-за меньшей площади суши и более слабых теплых течений такой мощной адвекции тепла, как в северном полушарии, не происходит.

Адвекция холода течениями проявляется только в областях холодных течений – Канарского, Бенгельского, Курило-Камчатского, Калифорнийского и Перуанского.

В процессе теплообмена через поверхность океана участвует сравнительно тонкий слой воды. Турбулентным перемешиванием тепло поверхностного слоя передается глубже лежащим слоям. Слой, в котором наблюдается годовой ход температуры, связанный с теплообменом через поверхность моря, называется деятельным слоем. Однако в целом средние условия системы окена-атмосфера почти не меняются от года к году, поэтому при расчетах среднего годового теплового баланса можно пренебречьизменением теплосодержания в океане Ви считать В=0. Вековые изменения теплосодержания хотя и незначительные, все же играют важную роль в механизме изменения климата.

Теплозапас Мирового океана на три порядка превышают теплозапас земной атмосферы: соотношение между ними составляет приблизительно 1600:1. Это объясняется как большей массой и большей плотностью вод океана по сравнению с воздухом атмосферы, так и значительно большей теплоемкостью воды. Относительно малый тепловой запас атмосферы обусловливает и меньшую ее способность сохранять неизменным свое состояние, то есть большую изменчивость во времени ее основных характеристик, или, другими словами, большую нестабильность. Инерция в развитии процессов в водах океана в десятки раз большая, чем в воздухе атмосферы.

Соответственно и влияние атмосферы на состояние воды в океанах менее устойчиво и менее значительно, чем влияние океана на состояние атмосферы.

Таким образом, зная значения основных составляющих теплового баланса океанской поверхности можно выполнить расчет теплового баланса Мирового океана. Этот расчет и выявление основных пространственно-временных связей составляющих теплового баланса необходимы для понимания физических процессов, происходящих в системе океан-атмосфера. Решение этой задачи позволяет выяснить относительную роль переноса тепла к полюсам в океане и атмосфере, судьбу атмосферного «горючего» - водяного пара – и его значение в циркуляции атмосферы, образование ветровых систем различных масштабов и их влияние на обмен и на океанические течения.