3.3. Уравнение теплового баланса океана

Суммарный энергообмен между океаном и атмосферой осуществляется через границу их раздела. Количественно он выражается уравнением теплового баланса, выражающим закон сохранения энергии применительно к некоторому объему или поверхности воды. Рассмотрим это уравнение для столба воды единичного сечения и высотой от поверхности воды до некоторой глубины h. Условимся считать потоки, входящие в воду — положительными, а уходящие в атмосферу — отрицательными.

На верхнюю границу этого слоя падают потоки прямой I_П и рассеянной I_Р коротковолновой солнечной радиации, составляющие вместе суммарный поток I лучистой энергии. Часть этого потока AI с учетом альбедо A воды отражается обратно в атмосферу, а оставшаяся доля (1 – A)I проходит в воду и в конечном итоге трансформируется в тепло, являясь основным источником нагревания воды.

От атмосферы поступает поток G длинноволнового теплового излучения. Если считать воду серым телом с относительной излучательной способностью δ, то часть потока G, равная δG, поглощается водой, a (1 – δ)G уходит обратно. За счет собственного длинноволнового излучения поверхности океана в атмосферу поступает поток δU.

В результате испарения океан теряет с потоком влаги W количество тепла LW, или это тепло выделяется на поверхности при конденсации. Здесь L — скрытая теплота парообразования.

Между океаном и атмосферой происходит контактный теплообмен, осуществляющийся посредством турбулентного потока P, который может быть положительным или отрицательным в зависимости от соотношения температур воды и воздуха.

На нижней границе выделенного столба воды осуществляется теплообмен Q_Г с глубинными водами или грунтом дна в мелководных морях.

Кроме этих постоянно действующих основных составляющих энергообмена могут иметь существенное значение эпизодические или периодические источники или стоки тепла, как например: выпадение осадков с температурой, отличающейся от температуры поверхности воды; адвективный перенос тепла течениями при неоднородном поле температур в воде; фазовые переходы воды и льда и др. В дальнейшем мы их учитывать не будем.

Алгебраическая сумма составляющих энергообмена определяет изменение во времени общего теплосодержания выделенного объема воды. Суммируя основные составляющие с учетом их знаков, получаем уравнение теплового баланса:

где R_эфф = δ(U – G) — эффективное излучение, c, ρ — теплоемкость и плотность воды, T — средняя по глубине температура столба воды толщиной h, τ — время.

Слагаемые в правой части (3.3.1) будут рассмотрены в пунктах 3.5–3.11, а сейчас кратко рассмотрим глобальный тепловой баланс Мирового океана в целом.

3.4. Тепловой баланс Мирового океана

Тепловое состояние Мирового океана в целом и его деятельного слоя, в частности, за длительные промежутки времени можно считать стационарным. Если пренебречь потоком тепла от дна (Q_Г = 0), то уравнение (3.3.1) при ∂T/∂τ = 0 принимает вид:

или

Левая часть этого уравнения характеризует приход тепла за счет поглощения лучистой энергии Солнца. Полная трансформация этого потока в тепло происходит, в зависимости от прозрачности воды, в слоях от десятка до нескольких десятков метров. Слагаемые в правой части описывают расход тепла с поверхности океана (строго говоря, эффективное излучение, испарение и контактный теплообмен происходят не на поверхности океана, а сосредоточены в очень тонком, порядка микрометров, слое вблизи поверхности).

По оценкам Альбрехта, поглощенная водой суммарная лучистая энергия Солнца в среднем для Мирового океана составляет 143 Вт/м². Если принять это значение за 100%, то расход ее отдельными слагаемыми в правой части (3.4.2) будет выражаться следующими оценками: R_эфф = 42%; LW = 51%; P = 7%. Для отдельных океанов и морей, а также сезонов года эти соотношения могут быть иными.

Неравномерное поступление лучистой энергии по широтам приводит к соответствующим изменениям среднегодовых значений основных составляющих теплового баланса. Наибольшую изменчивость обнаруживают потоки поглощенной водой суммарной лучистой энергии и теплообмена при испарении, а наименьшую — эффективное излучение и турбулентный теплообмен с атмосферой. Достигающая поверхности океана суммарная радиация имеет минимум на экваторе и максимумы в тропиках. При переходе к умеренным широтам наблюдается монотонное уменьшение суммарного потока, постепенно замедляющееся в области высоких широт. Такой характер изменения обусловлен, главным образом, высотой Солнца и распределением облачности. Радиационный баланс, в основном, следует за изменениями в суммарной радиации, но в более сглаженном виде. Существенно уменьшается различие между экваториальными и тропическими областями, несколько меньше скорость изменения в умеренных широтах, а в высоких широтах Арктики и Антарктики радиационный баланс может принимать небольшие отрицательные значения.

Распределение затрат тепла на испарение является как бы зеркальным отражением радиационного баланса, но с более глубоким минимумом расхода тепла в экваториальной области и резкими максимумами в тропиках, что обусловлено, главным образом, характером ветрового режима атмосферы в этих широтах.

Суммарный эффект основных составляющих на каждой широте оказывается несбалансированным: он положителен в экваториально-тропических зонах и становится отрицательным при переходе к умеренным широтам. Дефицит тепла в умеренных и высоких широтах восполняется переносом в эти области теплых экваториально-тропических вод. Указанные закономерности в распределении основных составляющих теплового баланса наглядно иллюстрирует рис. 3.4.1.

Отметим попутно, что некоторая асимметрия кривых на этом рисунке относительно экватора и более сложная форма их в северном полушарии обусловлены различиями в распределении воды и суши в северном и южном полушариях.