книги из ГПНТБ / Егоров Н.И. Физическая океанография

стью моря, и для южного полушария с учетом соответствующего изменения времени года.

Т а б л и ц а 42

Среднемесячные величины альбедо поверхности океана для различных широт (по Л. И. Зубенок)

Альбедо поверхностей суши в среднем больше, чем водной по­ верхности, но зависимость ее от высоты Солнца меньше. Поэтому при климатических расчетах средние значения альбедо принима­ ются одинаковыми для различных широт и времени года. Эти зна­ чения приведены в табл. 43.

Т а б л и ц а 43

Средние величины альбедо для основных видов естественных поверхностей суши (по Л. И. Зубенок)

В формулу радиационного баланса (10.2) наряду с рассмот­ ренными величинами и суммарной и отраженной радиацией,

411

определяющими коротковолновую часть радиации (с длиной волны менее 3,0 мкм) входит эффективное излучение /, характеризующее длинноволновое излучение подстилающей поверхности и атмосферы (с длиной волны более 3,0 мкм).

Эффективное излучение представляет разность между тепловым излучением подстилающей поверхности и противоизлучением ат­

мосферы.

Собственное излучение всякого тела в пустоте, в том числе под­ стилающей поверхности и атмосферы, в соответствии с законом Стефана—Больцмана равно 5а74 кал/см2 -мин, где Т — абсолют­

лучения данной поверхности от излучения черного тела.

Для большинства естественных поверхностей 5 = 0,85 = 1,00. Таккак излучение подстилающей поверхности происходит не в пустоту, то значительная часть потока длинноволновой радиации, излучае­ мой подстилающей поверхностью, компенсируется противоизлуче­ нием атмосферы, которое главным образом зависит от содержания водяного пара, температуры воздуха и облачности.

Для климатологических расчетов эффективного излучения ис­

где /о — эффективное излучение при безоблачном небе, п — сред­ няя облачность в долях единицы, с — коэффициент, зависящий от физических свойств облаков, среднеширотные значения которого представлены в табл. 44, 81— поправка к эффективному излуче­ нию, определяемая разностью температур подстилающей поверх­ ности и воздуха.

Т а б л п ц а 44

Значения коэффициента с (по М. Е. Берлянду)

Среднемесячные значения эффективного излучения при безоб­ лачном небе /о могут быть рассчитаны в зависимости от темпера­ туры воздуха Та (в абсолютной шкале) и упругости водяного пара е (в миллибарах) по формуле М. Е. Берлянда

412

Для океана температура поверхности воды Ти может бытьвзята по результатам непосредственных наблюдений. Для суши надежных данных по температуре подстилающей поверхности нет. Поэтому величина 81 определяется косвенным путем из уравнения теплового баланса.

Приведенные формулы расчета эффективного излучения могут быть использованы для определения его климатологических вели­ чин. Расчеты эффективного излучения за короткие периоды тре­ буют уточнения значений коэффициента с для различных форм об­ лачности, учета вертикальных градиентов температуры и влажно­ сти воздуха.

Величины радиационного баланса (по Будыко и др.) даны в приложении 18.

Турбулентный 1теплообмен подстилающей поверхности с атмос­ ферой. Вследствие отсутствия прямых измерений теплообмена подстилающей поверхности с атмосферой он определяется косвен­ ным методом по данным наблюдений над температурой подсти­ лающей поверхности и ветром.

Дифференциальная формула вертикального турбулентного по­ тока тепла в приземном слое воздуха имеет вид

где k — коэффициент турбулентного обмена; -Д—---- вертикальный

градиент температуры воздуха. Остальные обозначения прежние. Если принять температуру воздуха на уровне подстилающей по­ верхности равной Г„, а на высоте z равной Та, то после интегриро­

вания уравнения (9.21) по вертикали от 0 до г получим

1 В. С. Самойленко называет такого рода обмен контактным.

413

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

правлении СЗ-^-ЮВ и 3-*-В. Эти расчеты показали, что через 1 см береговой черты переносится за год в направлении СЗ^-Ю В

рис. 10.2 кривой Фь На том же рисунке кривая Фг характеризует годовой ход меридиональных потоков тепла, обусловленных раз­ личием теплового баланса по широтам (зональный перенос). Как видно на рисунке, муссонные потоки тепла в зимний период до­

ности, осадках), которыми в первую очередь определяются клима­ тические особенности того или иного района.

Прежде'всего следует отметить то, что воздух над океанами отличается значительно большей абсолютной влажностью по срав­ нению с воздухом над континентом. Это легко понять, если вспом­ нить, что океан в среднем за год передает атмосфере 74 ккал/см2 благодаря испарению и только 8 ккал/'см2 путем турбулентного теплообмена. Суша же в среднем за год передает атмосфере путем испарения и турбулентного теплообмена одинаковое количество тепла (25 и 24 ккал/см2 соответственно). Температурные особен­ ности морского и континентального климатов проявляются в су­ щественном различии как средних значений температуры воздуха, которые над океанами выше, чем над континентами, так и суточ­ ных и годовых амплитуд. Средние значения температуры воздуха над сушей могут быть выше только в субтропических и пассатных районах, где количество выпадающих осадков мало, а значения радиационного баланса велики. Поэтому большие затраты тепла на испарение с поверхности океана приводят к некоторому пони­ жению средней температуры поверхности океана по сравнению с сушей.

Суточные амплитуды температуры воздуха над сушей, особенно летом, весьма высоки. Так, например, в Иркутске суточная

амплитуда температуры воздуха составляет в июле 13,5° С при су­ точной амплитуде температуры почвы 29,8° С, а в декабре — 5,7° С при амплитуде температуры почвы 6,2° С. Особенно велики суточные амплитуды температуры в пустынях, где затрат тепла на испаре­ ние не происходит. Например, в пустынях Африки суточные амп­ литуды температуры воздуха достигают 43° С, а температуры почвы

суши сильно прогревается, а вследствие малой теплопроводности почвы отдача тепла идет не в глубь почвы, а в атмосферу. Ночью вследствие небольших накоплений тепла в почве за день происхо­ дит сильное охлаждение поверхности почвы, а от нее через тур­ булентный обмен —■и нижних слоев воздуха.

Суточные амплитуды температуры поверхностных слоев воды в океанах ничтожно малы и составляют десятые доли градуса (от 0,4° С у экватора до 0,1° С в высоких широтах), а для темпера­ туры воздуха несколько больше — от 1,5° С над экватором до 0,8° С в высоких широтах, что обусловлено непосредственным поглоще­ нием солнечной радиации атмосферой.

Различия в годовом ходе температуры воздуха над океаном и континентом несколько меньше, чем в суточном, но все же оста­ ются весьма существенными. Наименьшие значения годовых амп­ литуд температуры воздуха над океанами отмечаются у экватора, где они менее 1°, а для материков 5—10° С. В тропической зоне го­ довые амплитуды температуры воздуха доходят над океаном до 5° С, а над материком до 20° С.

В умеренных широтах годовые амплитуды температуры воздуха отличаются весьма большим разнообразием для одних и тех же широт. Так, например, для 52° с. ш. они меняются от 8 ° С для ост­ ровных районов до 48°С для внутриконтинентальных. В субполяр­ ной зоне годовые амплитуды имеют еще большие значения и дости­ гают над материками 60° С, а над океанами 20° С. С приближением к полюсам годовые амплитуды температуры воздуха несколько уменьшаются.

Влияние океана существенным образом сказывается на образо­ вании облачности и осадков в морском и континентальном клима­ тах. В тропических широтах, где преобладает восточный перенос, на наветренных восточных берегах материков (особенно гористых) происходит накопление и подъем влажных масс у горных хребтов. Вследствие этого как на побережье, так и в западных частях океа­ нов в пассатной зоне отмечается высокая относительная влажность, значительная облачность и осадки, достигающие нередко 2 0 0 0 —

4000 мм в год.

В западных частях континентов (восточных частях океана) пас­ сат приходит с суши, и поэтому эти районы характеризуются от­ носительно сухим климатом и небольшим количеством осадков.

В умеренных широтах, где преобладает западный перенос, наи­ большее влияние океанов испытывают западные части континен­ тов. Они отличаются более высокими средними годовыми значени­

420