Файл: Егоров Н.И. Физическая океанография.pdf

величину А, можно рассчитать [с учетом (10.3)] величину F, кото­ рая пока только в редких случаях поддается непосредственному

Для любого отрезка времени уравнения теплового баланса мо­

В приведенных уравнениях теплового баланса не учтены такие составляющие, как потоки тепла от диссипации энергии, ветровых

Рис. 10.1. Схема теплового баланса системы Земля— атмосфера.

волн, приливов, течений, от внутренних частей Земли и др., которые существенно меньше основных составляющих уравнения теплового баланса.

Для составления уравнения теплового баланса системы Земля— атмосфера необходимо рассмотреть приход и расход тепла в верти­ кальном столбе, проходящем через атмосферу и деятельный слой океана или суши (рис. 1 0 .1 ).

405

Теплообмен между рассматриваемым столбом и мировым прост­ ранством характеризуется ее радиационным балансом Rs, опреде­ ляемым соотношением

границу атмосферы; as— альбедо системы Земля—атмосфера; /s— суммарное длинноволновое излучение в мировое пространство.

Величина Rs считается положительной, когда она характеризует приход тепла к системе Земля—атмосфера.

Приток тепла снизу практически можно принять равным нулю, так как столб взят до глубин, на которых температура воды прак­ тически не изменяется.

Приток тепла через боковые стенки столба определяется дейст­ вием горизонтального переноса (течений) в атмосфере и океане (ги­ дросфере). Разность прихода и расхода тепла вследствие атмосфер­ ных течений изображена на рис. стрелкой С, а вследствие океа­ нических течений — стрелкой F.

Кроме теплообмена через поверхность столба необходимо учесть внутренние источники тепла, связанные с конденсацией и ис­ парением влаги.

Приход тепла от конденсации влаги в атмосфере приближенно может быть принят равным произведению скрытой теплоты паро­ образования L на сумму осадков г. Расход тепла на испарение с поверхности водоемов, почвы и растительного покрова равен LE, где Е — скорость испарения. Общее влияние конденсации и испаре­ ния на тепловой баланс столба можно приближенно охарактеризо­ вать величиной L (Е — г).

Тогда уравнение теплового баланса системы Земля—атмосфера

проходящего через атмосферу и деятельный слой океана (суши). Все члены, стоящие в квадратных скобках, считаются положи­

тельными, если они характеризуют расход тепла.

Для среднего годового периода величина Bs практически может

Для суши, где величина F близка к нулю, уравнение имеет еще более простую форму

Для всего земного шара в целом и среднего годового периода

Е = г , а Д = С = 0 ,

поэтому уравнение ( 1 0 .1 0 ) приобретает наиболее простую форму tfs=0. (10.13)

406

Уравнение теплового баланса атмосферы можно получить как разность уравнений теплового баланса системы Земля—атмосфера (10.10) и земной поверхности (10.1) с учетом (10.3)

Rs — R= [ C+ F + L(E — r) + Bs] —

— [F + LE + P + B],

или

Rs— R = C — Lr — P + (BS— B).

Разность Rs— R = Ra характеризует радиационный баланс ат­ мосферы, а разность Bs— В = В 0— изменение теплосодержания в атмосфере. Поэтому уравнение теплового баланса атмосферы примет вид

В настоящее время материалы непосредственных наблюдений над составляющими теплового баланса весьма ограничены даже для районов суши, где ведутся на многих станциях систематиче­ ские актинометрические наблюдения. При этом наблюдения ведутся в основном над радиационным балансом и его составляющими.

Поэтому для изучения пространственного распределения состав­ ляющих теплового баланса применяются косвенные методы рас­ чета, основанные на использовании данных наблюдений за основ­ ными гидрометеорологическими элементами: температурой, влаж­ ностью воздуха, облачностью, ветром и другими.

Однако следует иметь в виду, что эти методы в большей мере разработаны применительно к климатологическим расчетам со­ ставляющих теплового баланса, т. е. для больших периодов осред­ нения (многолетних, годовых и месячных). По методике расчетов составляющих теплового баланса за короткие периоды выполнены только отдельные частные исследования. Поэтому ниже рассмат­ риваются только применяемые методы климатологических расчетов составляющих теплового баланса. Учитывая большое число фор­ мул, предложенных для расчета составляющих теплового баланса, будем придерживаться методики, разработанной в Главной геофи­ зической обсерватории и использованной при составлении Атласа теплового баланса земного шара.

Радиационный баланс. Из формулы (10.2) следует, что радиа­ ционный баланс определяется как разность поглощенной радиации подстилающей поверхностью (Q + g ) ( l — а) и эффективного излу­ чения /. В связи с этим при его расчетах необходимо знать сум­ марную радиацию (Q + <?), альбедо подстилающей поверхности а

иэффективное излучение I.

Висследованиях ГГО для расчета суммарной радиации при

составлении Атласа теплового баланса (1955) была принята фор­ мула

407

вительной радиации при сплошной облачности и возможной; п — общая облачность в долях единицы (при отсутствии облаков я = 0 , при сплошной облачности я= Г ).

Более поздние исследования, проведенные при подготовке Ат­ ласа теплового баланса земного шара (1963), позволили уточнить эту формулу и представить ее в виде

где а и Ь — некоторые коэффициенты.

Для определения возможной радиации были использованы мно­ голетние наблюдения над суммарной радиацией для станций, рас­ положенных в различных широтных зонах. Для станций, располо­ женных в заданной широтной зоне, строились графики, на которых по оси абсцисс откладывались дни года, а по оси ординат — соот­ ветствующие значения суммарной радиации. Точки на графиках располагались внутри определенных областей с достаточно четко выраженной верхней границей. Очевидно, что верхние точки на этих графиках относились к дням с наибольшей суммарной радиа­ цией, т. е. к ясным дням. Поэтому, проводя плавную кривую через верхние точки, можно получить годовой ход величин суммарной радиации при безоблачном небе (возможная радиация).

Рассчитанные значения суммарной радиации при безоблачном

408

Данные таблицы получены по наблюдениям континентальных станций и справедливы для суши. Но так как в океанах стацио­ нарных пунктов с актинометрическими наблюдениями нет, то не только эти выводы, но и все другие, связанные с расчетами эле­ ментов теплового баланса и полученные из наблюдений на сухо­ путных станциях, распространяют и на океаны. Как показывают некоторые сравнения данных для континентов и океанов, при рас­ четах климатических характеристик составляющих теплового ба­ ланса и осреднениях за большие периоды такое распространение выводов с континента на океан может быть признано допустимым.

Значения коэффициентов к, а и Ь, входящих в (10.16) и (10.17), учитывающих влияние облачности на суммарную радиацию, также рассчитываются по данным актинометрических наблюдений кон­ тинентальных станций, расположенных в различных широтных зо­ нах, и распространяются на океаны. Оказалось, что параметр Ь практически может быть принят постоянным и равным 0,38. Сред­ ние годовые величины коэффициента k и параметра а, осредненные для различных широт ср, приведены в табл. 40.

Приведенная методика расчета суммарной радиации учитывает влияние изменений прозрачности атмосферы, изменений средних высот и формы облаков только как широтные факторы (через ши­ ротные изменения величин (Q + g)o, а и к). При расчете коэффици­ ентов а и & не учитывается их годовой ход. Поэтому ее следует считать схематичной и пригодной главным образом для расчетов распределения суммарной радиации над большими акваториями, масштаба континентов и океанов. При расчетах суммарной радиа­ ции для ограниченных районов суши, морей или частей океанов требуется установление региональных значений исходных величин, которые позволили бы учесть физико-географические особенности соответствующего района. Более того, как показали результаты обработки наблюдений над прозрачностью облаков в океане, вы­ полненной Б. Н. Егоровым, облака над океанами оказываются бо­ лее прозрачными, чем над сушей. Естественно, это не может не оказать влияния па величины суммарной радиации, рассчитывае­ мые по данным наблюдений континентальных станций. Суммарная радиация над океанами при однотипной облачности оказывается выше.

Некоторые различия отмечаются и в величинах суммарной ра­ диации между результатами расчетов автора, выполненных на

409