Файл: Егоров Н.И. Физическая океанография.pdf

й -

о

кального турбулентного обмена, называемая коэффициентом внеш­ ней диффузии.

При расчетах турбулентного теплообмена удобнее пользоваться формулой (1 0 .2 2 ), так как входящий в нее коэффициент внешней диффузии D имеет определенные преимущества по сравнению

скоэффициентом турбулентного обмена k:

1) мало меняется в зависимости от уровня, на котором изме­ ряется температура воздуха, если этот уровень больше 1 м;

2) меньше зависит от стратификации атмосферы, чем коэффи­ циент турбулентного обмена. Тем не менее над сушей в теплое время года он имеет заметный суточный ход. При среднесуточных значениях коэффициента внешней диффузии в теплое время года 0,6—0,7 см/с, в дневное время он имеет порядок 1,0—1,5 см/с.

3)над океанами он значительно изменяется в зависимости от

изменений скорости ветра. В условиях суши эта изменчивость меньше, что позволяет при климатических расчетах турбулентного теплообмена над сушей пользоваться средними значениями коэф­ фициента внешней диффузии. Над океаном, даже при расчетах среднего турбулентного обмена за длительный период, необходимо учитывать зависимость D от скорости ветра.

При расчетах турбулентного теплообмена над сушей по фор­ муле (10.22) кроме определения коэффициента D возникают труд­ ности определения температуры подстилающей поверхности Тп вследствие отсутствия надежных данных наблюдений. Поэтому турбулентный теплообмен над сушей при климатологических рас­ четах определяется из уравнения теплового баланса по формуле

P = R — LE — A.

Расчеты турбулентного теплообмена за короткие периоды ве­ дутся либо по формуле (1 0 .2 2 ) при наличии надежных наблюдений над температурой почвы, либо по специальным формулам, связы­ вающим турбулентный теплообмен с разностью температур и ско­ рости ветра на определенных уровнях и температурой поверхности почвы, измеряемой ртутными термометрами.

Климатологические расчеты турбулентного теплообмена над океаном значительно упрощаются благодаря возможности исполь­ зования данных измерений температуры поверхности воды. Послед­ ние исследования показали возможность использования при рас­ четах турбулентного теплообмена над океаном простого соотно­ шения

где w — скорость ветра, а — коэффициент пропорциональности, не зависящий от скорости ветра.

414

По новым данным величина коэффициента а равна 2,5 X ХЮ~ 6 г/см3 (при использовании обычных судовых наблюдений над скоростью ветра и температурой воздуха). Характеристики турбу­ лентного теплообмена (по Будыко и др.) даны в приложении 19.

Затраты тепла на испарение. Затрата тепла на испарение LE

равна произведению скрытой теплоты испарения L на величину (скорость) испарения Е.

Скрытая теплота испарения может быть рассчитана по формуле

где Тп — температура поверхности воды.

Надежных наблюдений над скоростью испарения даже с водо­ емов нет. Поэтому затраты тепла на испарение определяются кос­ венным путем по данным массовых гидрометеорологических наб­ людений. Проведенные многочисленные теоретические и экспери­ ментальные исхледования показали, что при климатологических расчетах для больших водных акваторий скорость испарения до­

наблюдений.

Расчеты величин испарения с поверхности суши оказываются значительно сложнее. Тщательный теоретический анализ и экспери­ ментальные исследования показывают, что испарение с поверхно­ сти суши зависит не только от внешних метеорологических условий (скорости ветра и дефицита влажности), но и от режима влажно­ сти почвы и тепла (радиационного баланса).

Затраты тепла на испарение (по Будыко и др.) даны в прило­ жении 2 0 .

Теплообмен между деятельной поверхностью и нижележащими слоями. Как было отмечено выше, для суши теплообмен между деятельной поверхностью и нижележащими слоями А (теплооборот в почве) определяется изменением теплосодержания В в дея­ тельном слое. Поэтому, имея данные по температуре почвы на различных глубинах во всем деятельном слое и теплоемкость почвы, можно рассчитать величину А = В по формуле (10.4).

Расчет теплооборота в океанах и морях значительно сложнее, чем в почве, вследствие существенного влияния горизонтального переноса тепла течениями и отсутствия необходимых исходных дан­ ных для расчетов вертикального распределения течений и темпе­ ратуры воды. Поэтому для морей и океанов величина теплооборота А определяется для годичного периода как разность радиационного баланса и суммы затраты тепла на испарение и турбулентный

415

теплообмен, т. е. как остаточный член теплового баланса. При на­ личии данных о годовом ходе температуры деятельного слоя, как отмечено выше, из А может быть выделена величина F.

Результаты расчета теплового баланса. Расчеты составляющих теплового баланса для всего земного шара были выполнены в Глав­ ной геофизической обсерватории им. А. И. Воейкова под руковод­ ством М. И. Будыко.

ние радиационного баланса, затрат тепла на испарение и турбу­ лентный теплообмен в ккал/см2 - год (по Будыко и др.).

Данные таблицы и приложений показывают сходство по форме широтного распределения радиационного баланса на суше и океа­ нах. Максимальные значения радиационного баланса наблюдаются в тропиках. Однако разность значений радиационного баланса ме­ жду океаном и сушей возрастает от полюсов к тропической зоне, где она становится наибольшей. Одной из причин такой закономер­ ности является увеличение среднего альбедо водной поверхности с ростом широты.

Средние широтные величины затрат тепла на испарение над су­ шей имеют главный максимум на экваторе, который сменяется уменьшением величин испарения в широтах пояса высокого дав­ ления. Для океанов, наоборот, максимум затрат тепла на испаре­ ние отмечается именно в поясах высокого давления.

416

Среднеширотные величины турбулентного теплообмена над океанами закономерно возрастают с увеличением широты. Над су­ шей эти величины максимальны в поясах высокого давления, не­ сколько понижены у экватора и резко убывают в высоких широтах.

Перенос тепла течениями в основном осуществляется из зоны 2 0 ° с. ш. и 2 0 ° ю. ш. в более высокие шпроты.

Наибольший расход этого тепла происходит в зоне 50—70° с. ш., где действуют мощные теплые течения.

В последней строке табл. 46 приведены значения теплового ба­ ланса для всех континентов, Мирового океана и Земли в целом. Из этих данных следует, что над океанами 90% тепла радиацион­ ного баланса расходуется на испарение и только 1 0 % — на непо­ средственное турбулентное нагревание атмосферы. Над сушей рас­ ходы тепла на испарение и турбулентный теплообмен равнозначны. Для всей Земли расход на испарение составляет 82% радиацион­ ного баланса, а на турбулентный теплообмен — 18%.

Представляет интерес рассмотреть величины составляющих теплового баланса для отдельных континентов и океанов. Эти дан­ ные приведены в табл. 47.

Т а б л и ц а 47

Величины составляющих теплового баланса для отдельных континентов

Обращает на себя внимание близость значений составляющих теплового баланса для океанов и почти полное совпадение сумм затрат тепла на испарение и турбулентный теплообмен с величи­ нами радиационного баланса. Последнее означает, что теплообмен между океанами в результате действия морских течений сущест­ венно не влияет на тепловой баланс каждого океана в целом.

Над континентами Европы, Северной и Южной Америки боль­ шая часть тепла радиационного баланса расходуется на испаре­ ние. Для Азии, Африки и Австралии характерно обратное соотно­

§ 56. Влияние океана на климат и погоду

Приведенные выше расчеты составляющих теплового баланса показывают, что с единицы поверхности океана передается атмо­ сфере в результате испарения и турбулентного теплообмена при­ мерно вдвое больше тепла, чем с единицы поверхности суши. Если учесть к тому же, что поверхность океана занимает 71% всей по­ верхности Земли, то становится совершенно ясной та огромная роль, которую играет океан в формировании климата и погоды.

Океан как аккумулятор тепла. Океан по праву называют аккумулятором тепла. Поглощая огромные количества тепла в теп­ лый период, оп постепенно расходует его в холодный, снабжая энергией атмосферу. Аккумулятивная способность океана в отли­ чие от континентов определяется физическими свойствами воды (гл. II) и прежде всего ее теплоемкостью и подвижностью. Благо­ даря процессам перемешивания (гл. II) тепло, поступающее к по­ верхности моря от Солнца, распределяется в большой толще воды (от нескольких десятков до сотен метров), что в сочетании с боль­ шой теплоемкостью воды (0,92 кал/гр • град) способствует медлен­ ному повышению температуры воды. Те же причины благоприят­ ствуют медленному охлаждению поверхности океана в холодный период. Вследствие этого годовой ход температуры поверхности океана, как показано в гл. II, а соответственно и температуры воздуха над ним в десятки раз меньше, чем поверхности суши.

Поверхность суши, имеющая теплоемкость в три-четыре раза меньше теплоемкости воды и малую теплопроводность, прогрева­ ется в теплую часть года только до небольших глубин (порядка метров). Поэтому ее температура, а соответственно и температура воздуха над ней значительно возрастают. В холодную часть года вследствие тех же причин происходит интенсивное охлаждение по­ верхности суши, что обусловливает и низкие температуры воздуха над сушей в умеренных широтах, достигающие нескольких десят­ ков градусов.

Таким образом, вследствие различия свойств поверхности оке­ ана н суши создается разность температур воздуха над океаном и континентом. Летом воздух над океаном холоднее, чем над су­ шей (па одних н тех же широтах), а зимой наоборот. Разность температур воздуха обусловливает и разность давления над океа­ ном и континентом. Летом давление над океаном выше, чем над

сон.

Количество тепла, переносимого с океана на континенты вслед­ ствие муссонной циркуляции, оказывается соизмеримым с коли­ чеством тепла, переносимым воздушными течениями из низких ши­ рот в высокие (вследствие зональной циркуляции).

Академиком Шулейкиным были произведены расчеты количе­ ства тепла, поступающего на территорию СССР с океанов в на­

418