Файл: Егоров Н.И. Физическая океанография.pdf

гаясь внешним воздействиям, реагируют на них именно как единая система, обладающая к тому же способностью развивать внутри себя процессы автоколебательного типа, достигающие значитель­ ных масштабов. Поэтому за последние годы были развернуты боль­ шие экспериментальные исследования процессов, определяющих взаимодействие океана и атмосферы, и достигнуты определенные успехи в создании теории термического и динамического взаимодей­ ствия океана и атмосферы. Примером возможного подхода к теоре­ тическому решению задачи служит модель, предложенная Д. Л. Лайхтманом, Б. А. Каганом и др. Ее основой является поло­ жение, что атмосфера и океан не изолированные среды — между ними происходит непрерывный обмен количеством движения, теп­ лом, влагой и солями. Характер обмена на поверхности раздела океан—атмосфера определяется турбулентностью в прилегающих к поверхности раздела слоях — пограничных слоях океана и атмо­ сферы, которые характеризуются большими вертикальными гради­ ентами скорости. Наиболее существенной причиной возникновения пограничных слоев служит скачок плотности на границе раздела вода—воздух.

Под влиянием турбулентного воздействия воздушного потока верхний слой воды приходит в движение, которое передается в ниж­ ние слои и постепенно затухает.

Интенсивность турбулентности в обоих пограничных слоях за­ висит от вертикальных градиентов скорости и плотности, на кото­ рые, в свою очередь, влияет турбулентность. Поэтому в погранич­ ных слоях атмосферы и океана нельзя считать независимыми ни распределение скорости и плотности, ни интенсивность турбулент­ ности; их необходимо определять совместно по заданным опреде­ ляющим внешним параметрам.

Такими внешними (по отношению к пограничным слоям) пара­ метрами принимаются характеристики атмосферы на границе, от­ деляющей свободную атмосферу от ее пограничного слоя — геострофический ветер, температура и влажность воздуха, радиационный баланс, и характеристики вод океана на границе, отделяющей его пограничный слой от глубинных слоев, — геострофическое течение, температура и соленость.

Для каждого из рассматриваемых слоев: свободной атмосферы, пограничного слоя атмосферы, пограничного слоя моря и глубинных слоев моря составляется система уравнений гидротермодинамики, включающая уравнения движения, неразрывности, статики состоя­ ния, теплопроводности, диффузии влаги и соли, баланса энергии турбулентности и некоторые другие. Дополнительно должны быть заданы граничные условия на поверхности раздела вода—воздух. Решение системы, включающей около 30 уравнений, при заданных граничных условиях и внешних параметрах дает возможность рас­ считать распределение ветра, температуры, влажности и вертикаль­ ной скорости в атмосфере, турбулентные потоки количества дви­ жения, тепла и влаги, элементы волн на поверхности моря, профили течения, температуры, солености и вертикальной скорости в море

и распределение коэффициентов турбулентности в пограничных

слоях обеих сред.

Однако аналитическое решение указанной системы уравнений гидротермодинамики, описывающей взаимодействие атмосферы и океана, пока невозможно. Поэтому используют различного рода упрощенные модели, которые, естественно, обладают существен­ ными недостатками и позволяют оценить взаимодействие атмо­ сферы и океана пока только с качественной стороны.

Приведенный пример теоретического подхода к решению задачи взаимодействия океана и атмосферы свидетельствует, с одной сто­ роны, о необходимости совместного решения задачи для системы океан—атмосфера, а с другой, — о больших трудностях, возникаю­ щих при этом. Поэтому в настоящее время еще остается необходи­ мость, а во многих случаях и целесообразность, раздельного изуче­ ния процессов в океане и атмосфере. Последнее особенно ценно в тех случаях, когда исследуются детали процессов одной среды и когда влияние другой среды играет второстепенное значение или последствия этого влияния могут быть оценены заранее.

При комплексном изучении системы океан—атмосфера особое внимание должно быть уделено зоне непосредственного их кон­ такта. В частности, большое значение имеет выявление пока еще мало изученного механизма обмена энергией и веществом через поверхность раздела сред. Следует иметь в виду, что интенсивность взаимодействия океана и атмосферы не одинакова в различных районах Мирового океана. Поэтому физические исследования вза­ имодействия должны сочетаться с географическими. При этом ог­ ромное значение наряду с изучением пространственной изменчиво­ сти имеет изучение временной изменчивости процессов взаимодей­ ствия сред.

Рассматривая возможные пути изучения системы океан—атмо­ сфера, следует прежде всего указать на необходимость развития физической теории взаимодействия океана и атмосферы путем ре­ шения двухслойной задачи на основе натурных наблюдений и лабо­ раторных исследований. Эта теория должна позволить вскрыть механизм взаимодействия, оценить роль отдельных факторов, полу­ чить пространственные и временные закономерности изменения си­ стемы океан—атмосфера, которые могли бы явиться основой для разработки новых и существенного улучшения существующих мето­ дов прогноза состояния океана и атмосферы.

В настоящее время наиболее разработанным вопросом взаимо­ действия океана и атмосферы является вопрос об их тепловом взаи­ модействии. Он нашел свое выражение в учении о тепловом балансе океана и атмосферы.

§ 55. Тепловой баланс океана и атмосферы

Тепловой баланс определяется уравнением, состоящим из суммы составляющих, характеризующих приход и расход тепла в океане и атмосфере. Это уравнение представляет частную форму одного из основных физических законов — закона сохранения энергии.

402

Уравнение теплового баланса обычно составляется для верти­ кального столба с единичной площадью основания, проходящего через всю толщу атмосферы и включающего верхние слои океана или континента до глубин, на которых практически уже не ощу­ щаются сезонные и суточные колебания температуры. Эти верхние слои называют д е я т е л ь н ы м с л о е м океана или суши соответ­ ственно. Указанное уравнение характеризует тепловой баланс си­ стемы Земля—атмосфера.

Уравнение теплового баланса может быть составлено и для ча­ сти указанного столба, пересекающего либо только атмосферу, либо деятельный слой океана или суши. В этом случае получим соответственно уравнения теплового баланса атмосферы, поверхно­ сти океана и поверхности суши.

Анализ величин, определяющих приход и расход тепла в атмо­ сфере и в деятельном слое океана (суши), показывает, что при рас­ смотрении средних годовых величин составляющих теплового ба­ ланса основными из них являются радиационный поток (баланс) тепла — R, турбулентный поток тепла между подстилающей поверх­ ностью (поверхностью океана или суши) и атмосферой — Р, поток тепла между подстилающей поверхностью и нижележащими

рость испарения или конденсации). Тогда уравнение теплового ба­ ланса для поверхности океана или суши можно представить в виде

Радиационный баланс представляет разность поглощенной зем­ ной поверхностью солнечной радиации и эффективного излучения. Эффективное излучение определяется как разность между собст­ венным длинноволновым излучением поверхности Земли и встреч­ ным длинноволновым излучением атмосферы

где Q — сумма прямой солнечной радиации, q — сумма рассеянной

ризуют расход тепла. В этом уравнении не учтены члены теплового баланса, характеризующие расход тепла на таяние льдов и снега на земной поверхности (на поверхности океана и суши) и соответ­ ственно приход тепла от замерзания воды D. Это вполне понятно, так как при рассмотрении среднего годового теплового баланса ко­ личество тепла, затрачиваемое на таяние льдов в океане в теплую половину года, компенсируется выделением тепла в холодную поло­ вину года, и поэтому D = 0. Среднемесячные величины количества

тепла, связанного с таянием или образованием льда, легко опреде­ ляются умножением приращения толщины льда за месяц на скры­ тую теплоту плавления, равную 80 кал/грамм. Для поверхности суши тепло, затрачиваемое на таяние снега, не компенсируется в холодную погоду года. Однако для среднегодовых значений соста­ вляющая для поверхности суши значительно меньше остальных со­ ставляющих теплового баланса. Поэтому тепло, затрачиваемое на таяние снега, следует учитывать только для периодов снеготаяния в полосе средних и высоких широт.

Составляющая теплового баланса А, характеризующая тепло­

где В — изменение теплосодержания рассматриваемого вертикаль­ ного столба воды (суши); F — горизонтальный турбулентный и ад­ вективный теплообмен вертикального столба воды (суши) с окру­ жающим пространством.

Для суши величина F, как правило, незначительна вследствие малых значений горизонтальных градиентов температуры в почве, что позволяет принять А =В.

Для отдельных участков океанов и морей величина F играет су­ щественную роль, так как в этом случае возможно перераспределе­ ние значительного количества тепла в горизонтальном направлении вследствие действия течений, а также и вследствие горизонтального турбулентного обмена.

Изменение теплосодержания В вертикального столба, проходя­ щего через деятельный слой океана (суши), можно рассматривать как результат действия всех рассмотренных выше составляющих уравнения теплового баланса. Поэтому величину В называют также тепловым балансом океана (суши). Она определяет изменения тем­ пературы деятельного слоя океана (суши).

Обозначим толщину деятельного слоя через Я, а изменение его температуры за рассматриваемый отрезок времени через At. Тогда

где с — теплоемкость воды (суши); р — плотность воды (суши). Средние месячные значения величины В могут быть определены

из уравнения теплового баланса (10.1) с учетом (10.3). Тогда по формуле (10.4) можно рассчитать и среднемесячные изменения тем­ пературы деятельного слоя для всего года.

Наоборот, зная среднемесячные температуры деятельного слоя (годовой ход), можно рассчитать и изменения его теплосодержания

Впо (10.4).

Впрактике океанографических расчетов формула (10.4) зача­ стую используется именно для расчета изменения теплосодержания

Впо известному годовому ходу температуры деятельного слоя столба воды. Тогда, определив одновременно из уравнения (10.1)

404