книги из ГПНТБ / Егоров Н.И. Физическая океанография

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

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

материалах непосредственных актинометрических наблюдений, про­ веденных при плавании в северной части Индийского океана в зим­ ний сезон, и приводимых в Атласе теплового баланса. По данным Атласа для декабря месячные суммы тепла для указанного района составляют 12—14 ккал/см2 • мес., тогда как по нашим расчетам они равны 13—15 ккал/см2 - мес.

Приведенные примеры свидетельствуют о необходимости про­ ведения массовых и систематических актинометрических наблюде­ ний в океанах.

Суммарная радиация, достигшая подстилающей поверхности, испытывает частичное отражение от этой поверхности. Величина отраженной радиации Q0Tp может быть рассчитана по данным наб­ людений за альбедо различных поверхностей.

А л ь б е д о (а) представляет отношение отраженной радиации к падающей на данную поверхность, т. е.

Q o T p

a - lQ+^T

Альбедо суммарной радиации зависит от высоты Солнца и об­ лачности.

С увеличением облачности зависимость альбедо от высоты Сол­ нца уменьшается. Это объясняется тем, что рост облачности умень­ шает прямую солнечную радиацию, альбедо которой в большой

•степени зависит от высоты Солнца, и увеличивает рассеянную ра­ диацию, альбедо которой практически не зависит от высоты Солнца.

Особенно велика зависимость альбедо суммарной радиации от высоты Солнца для поверхности океана. В табл. 41 приведены зна­ чения альбедо поверхности моря в процентах для суммарной ра­ диации по данным различных авторов.

Т а б л и ц а 4 1

Вследствие большой изменчивости альбедо поверхности моря от высоты Солнца при климатических расчетах радиационного ба­ ланса удобнее пользоваться ее осредненными значениями для раз­ личных широт. Эти значения для различных широт северного по­ лушария по месяцам приведены в табл. 42. Эти данные могут быть использованы и при расчетах радиации, поглощаемой поверхно­

410