авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 11 |

«Предисловие редактора перевода... будет завершено после окончания работы над проектом. Перевод главы 1 — Николай Колдунов, главы 2 — Николай Колдунов, главы 3 — ...»

-- [ Страница 2 ] --

6. Скорость звука в океане составляет обычно 1480 м/c и определяет ся, в основном, температурой, меньше — давлением, и совсем мало — солёностью. Зависимость скорости звука от температуры и глубины создаёт в океане подводный звуковой канал, в котором звук может путешествовать на огромные расстояния. Так, сигнал частотой ме нее 500 Гц может обойти полмира при условии, что на его пути не встретится суша.

7О различных точках зрения на этот вопрос см. примечание на стр. 28. — Прим. перев.

46 Глава 3. Физические параметры океана Глава Влияние атмосферы на океан Солнце и земная атмосфера прямо и косвенно оказывают определяющее влияние на все динамические процессы в океане. Основные внешние по от ношению к океану источники и стоки энергии: солнечный свет, испарение, инфракрасное излучение с поверхности океана и, наконец, изменение тем пературы океана под действием холодных и теплых ветров. Влияние ветра на циркуляцию поверхностных вод распространяется на глубины до 1 км, а ветровое и приливное перемешивание управляют глубинными океаниче скими течениями.

Океан, в свою очередь, служит источником тепла, определяющим атмо сферную циркуляцию. Отсутствие равновесия между притоком тепла в оке ан и его оттоком приводит к возникновению в атмосфере ветров. Солнечное излучение прогревает воды в тропиках. Испарение с прогретой поверхности океана приводит к переносу тепла из океана в атмосферу вместе с водяными парами. Это тепло высвобождается при конденсации, когда водяные пары выпадают в виде осадков. Ветры и океанические течения переносят тепло от экватора к полюсам, откуда оно передается в космос. Поскольку атмосфера влияет на динамику океана, а океан, в свою оче редь, также влияет на атмосферную циркуляцию, мы должны рассматри вать океан и атмосферу как единую динамическую систему. В этой главе мы затронем, в основном, обмен моментом движения между атмосферой и океаном, а в следующей — обмен теплом. Глава 14 будет посвящена взаи модействию атмосферы и мирового океана в районе Тихого океана, которое порождает явление Эль-Ниньо.

1 В низких широтах Земля получает больше тепла от Солнца, чем теряет его путём собственного излучения, в высоких широтах — наоборот. Междуширотный обмен воз духом приводит к переносу тепла из низких широт в высокие и холода из высоких ши рот в низкие, чем сохраняется тепловое равновесие на всех широтах Земли. (Ст. «Цир куляция атмосферы», БСЭ (http://slovari.yandex.ru/dict/bse/article/00088/46000.

htm)) — Прим. перев.

48 Глава 4. Влияние атмосферы на океан Arctic Circle Autumnal equinox 23 1 2 o Winter Summer solstice solstice perihelion aphelion Sun Tropic of Tropic of Capricorn Cancer Vernal equinox Antarctic Circle Рис. 4.1. Взаимное положение Земли и Солнца. Эллиптичность земной ор биты и наклон земной оси вращения по отношению к плоскости орбиты при водит к неравномерному распределению тепла и смене времен года. Ближе всего к Солнцу Земля подходит в положении перигелия.

4.1 Земля в космическом пространстве Орбита Земли вокруг Солнца по своей форме близка к окружности со сред ним радиусом 1.5 108 км. Эксцентриситет орбиты невелик и составля ет 0.0168. Таким образом, Земля на 3.4% дальше от Солнца в положении афелия, чем в перигелии. Положение перигелия, наиболее близкое к Солн цу, достигается ежегодно в январе, при этом точное время его наступления смещается примерно на 20 мин в год. В 1995 г. Земля находилась в периге лии 3 января. Ось вращения Земли наклонена к плоскости земной орбиты под углом 23.45 (рис. 4.1). Положение Земли при этом таково, что сол нечные лучи падают на земной экватор под прямым углом в дни весеннего и осеннего равноденствий, которыми приближенно считаются 21 марта и 21 сентября соответственно2.

Широтные дуги 23.45 в северном и южном полушарии Земли называ ются тропиком Рака и тропиком Козерога, соответственно. Область, распо лагающаяся между этими широтными кругами, называется тропиками. В результате эллиптичности земной орбиты средняя солнечная инсоляция на земной поверхности в целом достигает своего максимума в январе. В резуль тате наклона земной оси максимум солнечной инсоляции для внетропиче ских районов приходится, приближенно, на 21 июня в северном полушарии и на 21 декабря — в южном.

Если бы приходящая солнечная радиация мгновенно распределялась по земной поверхности, то максимальные температуры наблюдались бы в ян варе3. Напротив, при медленном перераспределении получаемого от Солн 2 Точные даты наступления равноденствия меняются из года в год, а также зависят от часового пояса. — Прим. перев.

3 В положении перигелия — Прим. перев.

4.2. Атмосферная циркуляция ца тепла северное полушарие более всего должно прогреваться летом4. Из этого следует, что в реальности перераспределение тепла воздушными и океанскими течениями требует значительного времени.

4.2 Атмосферная циркуляция На рис. 4.2 показано среднее годовое распределение приземного ветра и по ля давления для 1989 г. На карте видны зона наиболее сильных западных ветров, характерных для широтного пояса 40 ю. ш. – 60 ю. ш. («ревущие сороковые» и «неистовые пятидесятые»), самые слабые ветры — в субтро пическом поясе около 30 широты, пассаты с восточной составляющей в тропической зоне, и более слабые восточные ветры вдоль экватора. Ско рость и направление ветров зависят от неравномерного пространственного распределения радиационного баланса и континентов по поверхности Зем ли, а также вертикальной циркуляции в атмосфере.

Простейшая схема распределения атмосферных ветров (рис. 4.3) по казывает, что большое влияние оказывается экваториальной конвекцией и процессами в верхней атмосфере. Средняя скорость ветра над oкеана ми [375] U10 = 7.4 м/c. (4.1) Карты приземного ветра демонстрируют сезонную изменчивость. Наи большие изменения наблюдаются в Индийском и западной части Тихого океана (рис. 4.4). Оба эти района находятся под влиянием азиатского мус сона. Зимой в нижней атмосфере в районе интенсивного выхолаживания над Сибирью формируется область высокого давления, по ее периферии 4 При наибольшем угле падения солнечных лучей — Прим. перев.

Annual Wind Speed and Sea Level Pressure (hPa) For 90 o 1010 60 o 1014 12 1018 1014 1014 30 o 12 10 1 10 10 1012 1 0o 10 18 -30 o 102 1012 1010 990 -60 o -90 o 20 o 60 o 100 o 140 o 180 o -140 o -60 o -20 o 0o 20 o -100 o Рис. 4.2. Среднее годовое распределение приземного ветра согласно [355] и поля давления для 1989 г. по данным Goddard Space Flight Center’s Data Assimilation Office [297]. Скорость ветра в районе 140 з. д. в экваториаль ной зоне Тихого океана составляет примерно 8 м/c.

50 Глава 4. Влияние атмосферы на океан холодный воздух перемещается с северо-запада на юго-восток над Япони ей и далее, прогреваясь над теплым океанским течением Куросио. Летом формирование термической депрессии в поле атмосферного давления над Тибетом способствует притоку теплого влажного воздуха с Индийского оке ана, с приходом которого начинается «сезон дождей» в Индии.

4.3 Планетарный пограничный слой Атмосферный слой высотой до 100 м над уровнем моря испытывает влия ние турбулентного трения, возникающего при взаимодействии ветра с мор ской поверхностью, и потоков тепла через нее. Этот слой получил название атмосферного (планетарного) пограничного слоя. Его высота Zi изменяет ся от нескольких десятков метров для слабых ветров над водной поверхно стью, температура которой ниже температуры воздуха, до километра для более сильных ветров над водами, более теплыми, чем воздух.

sinking air rising air o upper westerlies Polar High o o heavy precipitation 60 easterlies Subpolar Low sinking air variable winds westerlies and calms o o 30 Subtropical High or Horse latitudes large evaporation North-East Trades variable winds cells and calms o o rising air 0 Equatorial Low or Doldrums very heavy precipitation Hadley variable winds and calms o o South-East Trades -30 - Subtropical High or Horse latitudes large evaporation westerlies sinking air Subpolar Low o o heavy precipitation -60 easterlies - Polar High o upper westerlies - rising air sinking air se opau trop r pola SUB t Height (km) fron TROPICAL rsion troposphere re inve ratu tempe cumulonimbus activity POLAR moist air Intertropical easterlies westerlies Trade Winds 60 o 30 o Pole Convergence Zone Polar Subpolar Subtropical Equatorial High Low High Low Рис. 4.3. Упрощенная схема атмосферной циркуляции, управляемой нагре ванием тропиков и выхолаживанием высоких широт. Вверху: меридио нальные ячейки в атмосфере и влияние вращения Земли на направление ветра. Внизу: вертикальный меридиональный разрез, показывающий две основные ячейки меридиональной циркуляции [235, 14].

4.3. Планетарный пограничный слой Нижняя часть атмосферного пограничного слоя называется поверхност ным слоем. В границах этого слоя, толщина которого приближенно рав на 0.1Zi, вертикальные потоки тепла и момента движения практически по стоянны.

Скорость ветра в поверхностном слое при нейтральной устойчивости зависит от высоты по логарифмическому закону (см. врезку «Турбулент ный пограничный слой над плоской поверхностью» в гл. 8). Следовательно, высота, на которой производятся наблюдения, играет важную роль. Как правило, скорость ветра для метеосводок измеряется на высоте 10 м над July Wind Speed o 60 o 30 o 0o -30 o -60 o -90 o 20 o 60 o 100 o 140 o 180 o -140 o -60 o -20 o 0o 20 o -100 o January Wind Speed 90 o 60 o 30 o 0o -30 o -60 o -90 o 20 o 60 o 100 o 140 o 180 o -140 o -60 o -20 o 0o 20 o -100 o Рис. 4.4. Среднее распределение приземных ветров в июле и январе, по строенное по комплекту данных [355], который основан на данных реана лиза ЕЦСПП погодных данных за период 1980–1989 гг. Скорость ветра в районе 140 з. д. в экваториальной зоне Тихого океана составляет пример но 8 м/c.

52 Глава 4. Влияние атмосферы на океан уровнем моря и обозначается U10.

4.4 Наблюдения за ветром Измерение ветровых характеристик проводится уже не первое столетие.

Мори был первым, кто собрал и систематизировал данные по ветру и со ставил первые карты ветра [201]. В настоящее время Национальным управ лением по исследованию океанов и атмосферы США собраны, отредакти рованы и переведены в цифровой формат миллионы данных наблюдений за ветром за период более 100 лет. Результатом этой работы стал Всеобъемлю щий комплект данных по океану и атмосфере (КОАДС), который подробно рассматривается в разд. 5.5. Эта база данных широко используется для ис следования атмосферного влияния на океан.

Современные сведения о характеристиках ветра у земной поверхности поступают из разных источников. Далее перечислены в порядке убывания относительной важности наиболее значимые сведения о методах получения характеристик ветра.

Шкала Бофорта. До 1991 г. наиболее распространенным источником сведений о ветре были данные измерений скорости ветра в соответствии со шкалой Бофорта. Эта шкала основана на наблюдаемых с борта судна характеристиках водной поверхности, в частности, на площади покрытия пеной и форме волн (табл. 4.1).

Шкала была предложена адмиралом сэром Ф. Бофортом в 1806 г. для определения силы воздействия ветра на паруса. Одобренная Британским Адмиралтейством в 1838 г., она быстро получила широкое практическое применение.

В 1874 г. Международный Метеорологический Комитет признал шка лу Бофорта в качестве международного стандарта. В 1926 г. было принято новое определение шкалы, в котором баллам Бофорта были поставлены в соответствие скорости ветра на высоте 6 м над поверхностью океана. В 1946 г. шкала была вновь пересмотрена: она была расширена для учета более сильных скоростей ветра, а высота, на которой следует проводить измерение скорости ветра, увеличена до 10 м. В основе шкалы 1946 г. ле жит эмпирическое соотношение U10 = 0.836B 3/2, где B — баллы по шкале Бофорта а U10 — скорость ветра на высоте 10 м, выраженная в метрах в се кунду [178]. В последнее время различные группы ученых пересматривали шкалу Бофорта, сравнивая скорость ветра, рассчитанную по шкале, с изме рениями, выполненными с помощью судовых анемометров, установленных на известной высоте. Рекомендуемые по результатам этих работ соотноше ния представлены в табл. 4.1 [149].

Наблюдатели на борту обычно передают данные метеонаблюдений, в том числе силу ветра по шкале Бофорта, четыре раза в день: в полночь, в 6 часов утра, в полдень и в 6 часов вечера по Гринвичу. Сообщения кодиру ются и передаются по радио в национальные метеорологические службы.

Основным источником ошибок в сводках являются ошибки выборочного обследования. Корабли распределены по поверхности океана неравномер но, поскольку они стараются не заходить в высокие широты зимой, избе гают ураганов летом и сравнительно редко посещают южное полушарие 4.4. Наблюдения за ветром Таблица 4.1. Шкала Бофорта и состояние моря Балл Словесная харак- м/с Видимое состояние моря Бофорта теристика ветра 0 Штиль 0 Зеркально гладкая морская поверхность 1 Тихий ветер 1.2 Рябь в виде чешуи;

пены на гребнях нет.

2 Легкий ветер 2.8 Небольшие волны;

гребни волн гладкие, не опрокидываются 3 Слабый ветер 4.9 Различимые волны;

гребни начинают опро кидываться;

редкие барашки.

4 Умеренный ветер 7.7 Волны становятся удлиненными;

барашки во многих местах.

5 Свежий ветер 10.5 Средние волны;

многочисленные барашки;

появляются мелкие брызги.

6 Сильный ветер 13.1 Образуются крупные волны;

барашки повсе местно;

больше брызг.

7 Крепкий ветер 15.8 Волны громоздятся;

гребни срываются;

пена ложится полосами по склонам волн.

8 Очень крепкий 18.8 Длинные, умеренно высокие волны;

по кра ветер ям гребней взлетают брызги;

отчетливые по лосы пены, сносимой ветром.

9 Шторм 22.1 Волны высокие;

качка;

пена широкими плот ными полосами ложится по ветру;

брызги ухудшают видимость.

10 Сильный шторм 25.9 Очень высокие волны с нависающими греб нями;

поверхность моря белая от пены, ко торую ветер выдувает крупными хлопьями;

сильная качка, видимость ухудшена.

11 Жестокий шторм 30.2 Исключительно высокие волны;

море по крыто белыми хлопьями пены;

видимость еще более ухудшается.

12 Ураган 35.2 Воздух наполнен брызгами и пеной;

мо ре полностью белое, покрытое пеной;

види мость сильно ухудшена.

По Кенту и Тэйлору [149] 54 Глава 4. Влияние атмосферы на океан Volunteer Observing Ship Data September 70 o 50 o 30 o 10 o 0o -10 o -30 o -50 o -70 o 90 o 130 o 170 o -150 o -110 o -70 o -30 o 50 o 90 o 10 o Рис. 4.5. Местоположение приземных наблюдений, произведенных судами участниками программы добровольных наблюдений, которые были пред ставлены в национальные метеослужбы (по данным NOAA, National Ocean Service).

(рис. 4.5). В целом, точность метода составляет примерно 10%.

Скаттерометры. Наблюдения ветра над океаном осуществляются, в ос новном, при помощи спутниковых скаттерометров [179]. Скаттерометр — это прибор, действующий по принципу радара, который измеряет рассеи вание радиоволн сантиметрового диапазона волнами на поверхности океана с длиной волны также порядка сантиметров. Площадь, покрытая такими мелкими волнами, их амплитуда и ориентация зависят от скорости и на правления ветра. Скаттерометр измеряет рассеивание по 2–4 направлени ям;

далее по этим данным рассчитывается скорость и направление ветра.

Скаттерометры на спутниках ERS-1 и ERS-2 осуществляют глобаль ное измерение ветровых характеристик из космоса с 1991 г. Скаттерометр NASA, установленный на японском спутнике ADEOS, проводил измерения ветра в течение полугода, начиная с ноября 1996 г. и вплоть до преждевре менного падения спутника. Его сменил QuikSCAT, запущенный 19 июня 1999 г., который собирает в течение 24 часов информацию о состоянии 93% поверхности океана с разрешением 25 км.

Фрейлих и Данбар сообщают, что, в целом, скаттерометр NASA на спут нике ADEOS измерял скорость ветра с точностью до ±1.3 м/c [80]. Ошибка в измерении направления ветра составляла ±17, а пространственное разре шение — 25 км. Калиброванные данные QuikSCAT имеют точность ±1 м/c.

Так как скаттерометры «видят» определенную площадь поверхности океана один раз в день, то собранные данные требуют дальнейшей обра ботки при помощи численных метеорологических моделей, что позволяет 4.4. Наблюдения за ветром построить на их основе 6-часовые карты ветра, требуемые для некоторых исследований.

Windsat. Windsat — это экспериментальный поляриметрический микро волновой радиометр, разработанный ВМФ США, предназначенный для из мерения величины и поляризации микроволнового излучения океана, ис пускаемого под углом 50 –55 к вертикали на пяти различных частотах.

Он был установлен на спутнике Coriolis, выведенном на орбиту 6 января 2003 г. Принимаемый радиосигнал представляет собой функцию скорости ветра, температуры морской поверхности, насыщенности атмосферы водя ными парами, количества осадков и водности облачных капель. Результаты одновременных измерений характеристик излучения по нескольким часто там используются для вычисления скорости и направления ветра, темпе ратуры морской поверхности, общего влагосодержания, интегральной вод ности облаков и количества осадков над океаном независимо от времени суток и облачности.

Расчет характеристик ветра производится по большей части поверхно сти океана на сетке с шагом 25 км один раз в сутки. Точность измерений Windsat при скорости ветра в диапазоне 5–25 м/c составляет ±2 м/c по скорости и ±20 по направлению.

Cпециальный микроволновый радиометр SSM/I. Cпециальный мик роволновый радиометр SSM/I — еще один прибор спутникового базирова ния, широко используемый для измерения скорости ветра. Он устанавли вается с 1987 г. на спутники Программы метеорологических спутников Ми нистерства обороны США, орбиты которых схожи с полярными орбитами метеоспутников НУОА. Прибор измеряет микроволновую радиацию, испус каемую поверхностью океана под углом около 60 от вертикали. Излучение является функцией скорости ветра, водяного пара в атмосфере и водно сти облачных капель. Одновременные измерения на нескольких частотах позволяют рассчитать скорость ветра у поверхности, количество водяных паров в атмосфере, водность облаков и количество осадков.

Измерения скорости ветра с помощью SSM/I имеют точность ±2 м/с.

При совмещении данных этих измерений с результатами объективного ана лиза фактического поля ветра, рассчитанного по численной модели Ев ропейского центра среднесрочного прогноза погоды на изобарической по верхности 1000 гПа, направление ветра может быть посчитано с точно стью ±22 [6]. Глобальные данные на регулярной сетке с пространствен ным разрешением 2.5 по долготе и 2.0 по широте доступны с временным шагом 6 часов, начиная с июля 1987 г. Однако, необходимо помнить, что из мерения в каждой отдельно взятой области океана производятся лишь раз в сутки, поэтому 6-часовые карты с данными по ветру в узлах регулярной сетки имеют большие погрешности.

Судовые анемометры. Спутниковые данные дополняются наблюдени ями за ветром, полученными при помощи анемометров, установленных на судах. Измерения проводятся четыре раза в сутки в установленные сроки по Гринвичу и передаются по радио в метеослужбы.

56 Глава 4. Влияние атмосферы на океан Как и в предыдущих случаях, основным источником ошибок служит ошибка выборочного обследования. Лишь очень небольшое количество су дов оборудовано поверенным анемометром. Как правило, это торговые суда, участвующие в программе Voluntary Observing Ship (рис. 4.5). При заходе в порт такого судна его встречают ученые, которые снимают записанные данные, проверяют приборы и, при необходимости, заменяют их. Точность измерений скорости ветра при этом составляет примерно ±2 м/c.

Анемометры на погодных буях. Наиболее точные измерения парамет ров ветра производятся поверенными анемометрами на заякоренных по годных буях. К сожалению, таких буев мало, возможно, лишь около сотни их рассеяно по миру. Некоторые, такие как сеть буев Tropical Atmosphere Ocean (TAO) в тропиках Тихого океана (рис. 14.14), предоставляют данные из отдаленных областей, куда редко заходят суда, однако большая часть буев расположена вблизи берегов. НУОА США курирует буи у побережья Соединенных Штатов и сеть TAO в Тихом океане. Данные с прибрежных буев осредняются за восемь минут до окончания часа и данные наблюде ний отсылаются на берег через спутник. Наивысшая точность анемометров на буях, курируемых US National Data Buoy Center, превосходит ±1 м/c или 10% для скорости ветра и ±10 для направления [13].

4.5 Численное моделирование ветра Измерения параметров ветра поступают со спутников, судов и буев в раз личное время суток и из различных точек земного шара. Для того, чтобы использовать эти наблюдения для расчета среднемесячных значений ха рактеристик ветра над морем, полученные данные можно осреднить и раз местить на пространственной сетке. Но если мы попытаемся использовать те же данные в численных моделях океанических течений, они окажутся гораздо менее полезными. Подобное затруднение типично: каким образом возможно на основе имеющихся измерений, сделанных в течение 6 часов, определить характеристики ветра над океаном в узлах некоторой фиксиро ванной сетки?

Одним из источников информации о ветре над океаном в узлах регу лярной сетки являются приземные карты, построенные на основе выход ных данных численных погодных моделей. Для получения таких карт с периодичностью 6 часов используется метод, который называется методом последовательных приближений или задачей усвоения данных.

Данные измерений используются для подготовки начальных условий модели, после чего осуществляется её интегрирование по времени до определенного момента в будущем, когда будут доступны данные новых наблюдений. На основе этих данных мо дель инициализируется повторно. [15, 67].

Начальные условия модели называются analysis.

Обычно используются все доступные результаты наблюдений, включая показания наземных метеостанций, сведения о давлении и температуре, пе реданные с судов и буев, данные о ветре со скаттерометров космического 4.5. Численное моделирование ветра базирования и другую информацию с метеоспутников. Модель интерполи рует данные измерений, чтобы создать начальные условия, согласующиеся с предыдущими и текущими наблюдениями. Дэлей достаточно подробно описывает данный метод [51].

Построение приземных карт на основе численных моделей по годы. Возможно, наиболее широко распространена модель погоды, ис пользуемая Европейским центром среднесрочных прогнозов погоды. Она рассчитывает параметры ветра у поверхности и потоки тепла (см. гл. 5) каждые шесть часов на сетке 1 1 с использованием явной модели по граничного слоя. Расчетные значения сохраняются затем в узлах сетки с разрешением 2.5. Отсюда следует, что карты ветров, полученные на осно ве численных моделей, имеют худшую детализацию, чем карты на основе данных скаттерометров, сетка которых имеет разрешение 1/4.

Параметры ветра, рассчитываемые в ЕЦСПП, имеют относительно вы сокую точность. По оценкам [80], точность расчета скорости ветра на вы соте 10 м составляет около ±1.5 м/c, а направления — ±18.

Точность моделирования для южного полушария, возможно, не хуже, чем для северного, поскольку континенты южного полушария, в связи с меньшей площадью, не так сильно искажают перенос воздуха, как в се верном. Кроме того, скаттерометры дают точные данные о расположении штормов и фронтов над океаном.

Национальные центры по прогнозированию окружающей среды НУОА и ВМФ США составляют глобальные analyses и прогнозы каждые шесть часов.

Реанализ выходных данных численных моделей погоды. Призем ные карты погодных условий строились для некоторых регионов на протя жении более чем столетия, а примерно с 1950 г. — и для всей планеты в целом. Для временного интервала в несколько последних десятилетий так же доступны приземные карты на основе численных моделей атмосферной циркуляции. В течение этого времени модели постоянно изменялись, отра жая тем самым проделанную работу по увеличению точности прогнозов.

Как следствие, потоки, рассчитанные при помощи моделей в разные го ды, оказываются противоречивыми, причем разница может оказаться да же больше, чем межгодовая изменчивость потоков [377]. Для минимизации влияния этой проблемы, метеослужбы собрали все имеющиеся данные и провели их реанализ с помощью лучших из имеющихся моделей в резуль тате чего получили однородную приземную карту без внутренних противо речий.

Изучение динамики океана и атмосферы производится на основе данных реанализа. Приземные карты, публикуемые метеослужбами каждые шесть часов, используются лишь для решения задач, требующих актуальной, те кущей информации. Например, для проектирования какого-либо сооруже ния на шельфе скорее всего понадобятся данные реанализа за десятилетия;

с другой стороны, для управления работой этого сооружения нужны при земные карты и прогнозы метеослужб в реальном времени.

58 Глава 4. Влияние атмосферы на океан Источники данных реанализа. Данные реанализа потоков у поверхно сти предоставляются метеорологическими центрами, занимающимися чис ленными моделями прогноза погоды.

1. Национальные центры по прогнозированию окружающей среды США (НЦПОС) совместно с Национальным центром по атмосферным ис следованиям (НКАР), создали базу данных (реанализ НЦПОС/НКАР) на основе перерасчета данных по погоде за 51 год (1948–2005), ис пользуя свою прогностическую численную модель версии от 25 янва ря 1995 г. Период, подверженный реанализу, постоянно расширяется вверх: текущие данные наблюдений также подвергаются реанализу с трехдневной задержкой выхода набора данных. При реанализе ис пользуются данные наблюдений с суши и с моря, а также результаты космического зондирования. Данные реанализа с временным шагом 6 часов доступны в узлах сетки T62 размером 19294 узла с простран ственным разрешением 209 км и 28 уровнями по вертикали. Важные подразделы данных реанализа, в частности, поверхностные потоки, доступны на компакт-дисках [147], [154].

2. Европейский центр среднесрочных прогнозов погоды провел реана лиз данных о погоде за 45-летний период с сентября 1957 г. по ав густ 2002 г. (проект ERA-40) при помощи своей модели прогноза по годы, датированной 2001 г. [361]. Реанализ использует практически те же самые наземные и корабельные данные, что и реанализ НЦ ПОС/НКАР, дополненные информацией со спутников ERS-1 и ERS-2, а также SSM/I. Результаты проекта ERA-40 в максимальном разре шении доступны с временным шагом 6 часов на сетке N80 размером 160 320 точек с пространственным разрешением 2.5 и 23 уровнями по вертикали. Также реанализ включает модель океанских волн, на основе которой высота волн и их спектры рассчитываются с времен ным шагом 6 часов на сетке с шагом 1.5.

4.6 Ветровое напряжение Ветер сам по себе, как правило, нас не слишком интересует. Зачастую, ку да более важна сила ветра или производимая ним работа. Горизонтальная компонента силы ветра, прилагаемая к морской поверхности, называется ветровым напряжением. Иными словами, это вертикальный перенос го ризонтального момента движения. То есть, перенос момента движения из атмосферы в океан происходит посредством механизма ветрового напряже ния.

Вычисление ветрового напряжения T осуществляется по следующей фор муле:

T = a CD U10, (4.2) где a = 1.3 кг/м3 — плотность воздуха, U10 — скорость ветра на высо те 10 м, а CD — коэффициент сопротивления. Метод вычисления коэффи циента сопротивления рассматривается в разделе ??. Высокочувствитель ные инструменты используются для изменения флуктуаций ветра на высо те 10–20 м над уровнем моря, откуда напрямую может быть вычислено T.

4.7. Основные концепции 0. 0. CD 0. 0 5 10 15 20 25 30 35 40 50 U10 (m/s) Рис. 4.6. Коэффициент сопротивления как функция скорости ветра U10, измеренной на высоте 10 м над уровнем моря. Точки на графике в виде кругов соответствуют измеренным данным [309], а в виде треугольников — данным [258]. Сплошная линия построена согласно уравнениям (4.3), пред ложенным в работе [396], штриховая — [135].

В свою очередь, коэффициент CD определяется по корреляции между T и U10 (рис. 4.6).

Большое количество научных работ было посвящено определению коэф фициента CD на основе тщательно измеренной турбулентности погранично го слоя океана. В работах [354] и [103] обсуждается точность эффективного коэффициента сопротивления морской поверхности, связывающего ветро вое напряжение со скоростью ветра в планетарном масштабе. Вероятно, наилучшими среди опубликованных в последнее время значений следует считать приведенные в работах [396] и [397]:

3.1 7. (3 U10 6 m/s) 1000 CD = 0.29 + +2 (4.3a) U10 U (6 U10 26 m/s) 1000 CD = 0.60 + 0.071 U10 (4.3b) для пограничного слоя нейтральной стабильности. Остальные значения при ведены в табл. 1 оригинальной публикации, а также на рис. 4.6.

4.7 Основные концепции 1. Солнечное излучение — основной источник энергии, который опреде ляет процессы, протекающие в атмосфере и океане.

2. В нижней части атмосферы располагается пограничный слой, в ко тором скорость ветра уменьшается по мере приближения к земной поверхности, причем в нижних 10–20 м этого слоя потоки тепла и мо мента движения постоянны.

3. Скорость ветра измеряется различными способами. До 1995 г. наибо лее часто практиковалась визуальная оценка силы ветра над океаном по шкале Бофорта.

60 Глава 4. Влияние атмосферы на океан 4. Начиная с 1995 г., важнейшим источником данных о характеристиках ветра становятся спутниковые скаттерометры. На основе их измере ний ежедневно строятся глобальные карты с разрешением 25 км.

5. Приземные карты, полученные в результате численного моделирова ния атмосферы служат наиболее полезным источником данных для построения глобальных карт скорости ветра в узлах регулярной сет ки в моменты времени, предшествующие 1995 г., а также 6-часовых карт. Разрешение составляет 100–250 км.

6. Поток момента движения из атмосферы в океан, или ветровое на пряжение, вычисляется как функция скорости ветра, в определение которой входит коэффициент сопротивления.

Глава Тепловой баланс океана Примерно половина солнечной энергии, достигающей Земли, поглощается океаном и сушей, где она затем временно сохраняется вблизи поверхности, и лишь около 20% — непосредственно атмосферой. Большая часть энергии, поглощенной некоторым участком океана, возвращается обратно в атмо сферу над этим же участком благодаря испарению и инфракрасному из лучению с его поверхности. Остальная же переносится течениями в другие области, в особенности в средние широты.

Теплоотдача океана в тропиках — основной источник тепла, требуемого для поддержания атмосферной циркуляции. Кроме того, запас тепла, ко торый создается в океане летом, позволяет сгладить изменения погодных условий зимой. Перенос тепла океанскими течениями непостоянен, так что существенные изменения в этом процессе, в частности, в Атлантическом океане, могли играть значительную роль в развитии ледниковых периодов.

Как следствие, изучение теплового баланса океанов и процессов переноса тепла занимают важное место в изучении земного климата и его кратко срочной и долгосрочной изменчивости.

5.1 Тепловой баланс океана Изменение количества энергии, запасенной верхними слоями океана, про исходит благодаря дисбалансу между притоком и оттоком тепла через мор скую поверхность. Перенос тепла через эту поверхность называется пото ком тепла. Потоки тепла и воды оказывают влияние на плотность поверх ностных вод и, следовательно, на их плавучесть. Благодаря этому, суммар ный поток тепла и воды часто принято называть потоком плавучести.

Поток энергии в глубинные слои океана обычно гораздо слабее, чем по ток через поверхность. В то же время, результирующий поток энергии, вхо дящей в океан и исходящей из него, должен быть нулевым: в противном случае, океан бы либо разогревался, либо, наоборот, охлаждался. Сумма потоков тепла, входящих в некоторый объем воды либо исходящих из него, называется тепловым балансом.

Основные слагаемые теплового баланса на поверхности океана таковы:

1. Инсоляция QSW — поток солнечной энергии, поглощаемой океаном.

62 Глава 5. Тепловой баланс океана 2. Суммарная инфракрасная радиация QLW — суммарный поток излу чения инфракрасной радиации от поверхности океана.

3. Поток явного тепла QS — исходящий поток тепла, возникающий за счет теплопроводности (кондуктивного теплообмена).

4. Поток скрытого тепла QL — поток энергии, переносимой вместе с водяными парами.

5. Адвекция QV — горизонтальный перенос тепла течениями.

Согласно закону сохранения тепла, Q = QSW + QLW + QS + QL + QV, (5.1) где Q — результирующий приток или отток тепла. Единицей измерения по токов тепла служит Вт/м2. Произведение потока тепла на площадь водной поверхности и на время дает количество энергии, выраженное в джоулях.

Изменение температуры воды t зависит от изменения энергии по закону E = Cp m t, (5.2) где m — масса охлаждаемой/нагреваемой воды, а Cp — удельная теплоем кость воды при постоянном давлении:

Cp 4.0 103 Дж · кг1 · C1. (5.3) Так, для нагрева 1 кг морской воды на 1 C потребуется 4 000 Дж энергии (рис. 5.1).

Важность роли океана в тепловом балансе Земли. Чтобы понять, насколько важен вклад океана в тепловой баланс Земли в целом, сравним количество тепла, накапливающегося в океане и на суше в течение года.

В рамках этого периода, тепло накапливается летом и рассеивается зимой.

Наша цель — показать, что океан в этих процессах существенно опережает сушу.

Для начала, сравним удельные теплоемкости воды (5.3), почвы и скаль ных пород:

Cp(скал) = 800 Дж · кг1 · C1, (5.4) откуда получим, что Cp(скал) 0.2 Cp(воды).

Объем воды, вовлеченной в теплообмен с атмосферой в течение годово го цикла, составляет 100 м3 на 1 м2 поверхности, то есть, поверхностный водный слой толщиной 100 м. Принимая во внимание плотность воды, рав ную 1000 кг/м3, легко вычислить массу воды, находящейся под воздействи ем атмосферы: плотность объем = 100 000 кг. Аналогичный объем для суши составляет 1 м3, плотность скальных пород — 3 000 кг/м3, а масса — 3 000 кг соответственно.

5.2. Слагаемые теплового баланса 30 o Temperature (Celsius) 20 o 10 o 4. 4.15 4.10 4. 4. 0o 0 10 20 30 Salinity Рис. 5.1. Удельная теплоемкость Cp морской воды при атмосферном давле нии в Дж · кг/ C как функция температуры по шкале Цельсия и солености, вычисленная по эмпирической формуле [209], используя алгоритмы [77].

Нижняя линия соответствует точке замерзания морской воды.

Используя эти величины, легко посчитать поглощение тепла океаном и сушей:

t = 10 C Eокеана = Cp(воды) mводы t = (4000)(105 )(10) Дж = 4.0 109 Дж t = 20 C Eсуши = Cp(скал) mскал t = (800)(3000)(20) Дж = 4.8 107 Дж Eокеана = Eсуши где t — типичная разница летней и зимней температур.

Такое существенное различие в количестве тепла, запасенного океаном и сушей, имеет важные последствия. Годовой диапазон температур воздуха возрастает по мере удаления от океана и может превысить 40 в центре континентов, а в Сибири достигает даже 60. В то же время, колебания температуры воздуха над океаном и вдоль побережья не превышают 10 C, а изменчивость температуры воды еще более низка (рис. 6.3, внизу).

5.2 Слагаемые теплового баланса Рассмотрим подробнее факторы, влияющие на каждое слагаемое теплового баланса.

64 Глава 5. Тепловой баланс океана Факторы, влияющие на инсоляцию. Количество входящей солнечной радиации определяется, в основном, широтой, временем года, временем су ток и облачностью. Так, полярные регионы нагреваются слабее тропиков, а нагрев одних и те же регионов различается зимой и летом, ранним утром и в полдень, в облачный и ясный день соответственно.

Факторы, которые следует учитывать, таковы:

1. Высота Солнца над горизонтом, которая зависит от широты, време ни года и времени суток. Не следует забывать, что ночью инсоляция отсутствует!

2. Продолжительность светового дня, зависящая от широты и времени года.

3. Площадь сечения поверхности, поглощающей солнечный свет, опреде ляемая высотой Солнца над горизонтом.

4. Потери солнечной радиации в атмосфере, которые зависят от:

(a) облачного покрова, который поглощает и рассеивает излучение;

(b) длины пути луча сквозь атмосферу, изменяющейся пропорцио нально csc, где — угловая высота Солнца над горизонтом ;

(c) поглощения молекулами газов солнечного излучения в опреде ленных диапазонах (рис. 5.2);

при этом играет роль концентра ция различных газов: H2 O, O3, CO2 ;

(d) поглощения и рассеивания солнечной радиации аэрозолями как морского, так и вулканического происходжения;

(e) наличия в атмосфере пыли, рассеивающей излучение, в особен ности пыли из пустыни Сахара над Атлантическим океаном.

5. Отражающей способности поверхности, определяемой высотой Солн ца над горизонтом и гладкостью морской поверхности.

Среди этих факторов преобладает влияние высоты Солнца над горизонтом и облачности. Поглощение солнечной радиации озоном, водяными парами, аэрозолями и пылью гораздо слабее.

Величина среднегодовой инсоляции (рис. 5.3) находится в диапазоне 30 Вт/м2 QSW 260 Вт/м2. (5.5) Факторы, влияющие на исходящий поток инфракрасной радиа ции. Излучение морской поверхности равно излучению абсолютно черно го тела, имеющего температуру, равную температуре воды, что составляет приблизительно 290 K. Распределение излучения как функции длины вол ны определяется уравнением Планка. Морская вода при температуре 290 K излучает сильнее всего в диапазоне около 10 мкм. Волны такой длины ак тивно поглощаются облаками и, в некоторой степени, водяными парами.

5.2. Слагаемые теплового баланса 2. Blackbody Radiation (5900 K) Solar Radiation above Atmosphere 1.5 (m=0) Spectral Irradiance E (kW m -2 µ m -1 ) 1. Solar Radiation at Surface (m=2) 0. 0 0.5 1.0 1. Wavelength (µm) Рис. 5.2. Инсоляция (спектральная освещенность) солнечного света на верх ней границе атмосферы и на поверхности моря при ясной погоде. Штрихо вая линия отображает сглаженную кривую излучения абсолютно черного тела, размер и расстояние до которого соответствуют Солнцу. Обозначив число масс атмосферы как m, получаем, что m = 2 соответствует высоте Солнца над горизонтом около 30 [323, стр. 43].

График атмосферной проницаемости как функции длины волны в атмо сфере без загрязнений, но с различной концентрацией водяных паров, пред ставлен на рис. 5.4. Он показывает, что в некоторых диапазонах длин волн, называемых окнами, атмосфера практически прозрачна.

Проницаемость атмосферы в диапазоне 8–13 мкм в безоблачный день определяется, в основном, концентрацией водяных паров. Поглощение в других диапазонах, например, 3.5–4.0 мкм, зависит от концентрации CO2.

С её ростом окно исчезает, и доля излучения, поглощаемого атмосферой, увеличивается.

Благодаря тому, что атмосфера в целом прозрачна для входящего сол нечного излучения и в определенной мере непрозрачна для исходящей ин фракрасной радиации, в ней задерживается некоторая энергия. Этот запас энергии в сочетании с атмосферной конвекцией поддерживают температуру земной поверхности на 33 выше, чем та, которая бы установилась в резуль тате достижения температурного баланса с космосом при отсутствии влаж ной атмосферы с протекающими в ней процессами конвекции. Атмосфера влияет на теплообмен подобно стеклянным стенам теплицы, благодаря чему эффект повышения температуры поверхности получил название парнико 66 Глава 5. Тепловой баланс океана Clear-Sky Downward Insolation (W/m 2 ) 90 o 60 o 30 o 0o -30 o -60 o -90 o Mar Apr May June July Aug Sep Oct Nov Dec Jan Feb Рис. 5.3. Среднемесячные величины потока солнечной радиации через без облачную атмосферу в океан в течение 1989 г., вычисленные в Центре ана лиза спутниковых данных (Исследовательский центр НАСА, Лэнгли) на ос нове данных Международного проекта по спутниковой климатологии [55].

вого эффекта. Обсуждение радиационного баланса планеты в достаточно простом изложении доступно в работе [106, стр. 24–26]. В механизме пар никового эффекта важную роль играют так называемые парниковые газы:

CO2, водяные пары, метан и озон.

Суммарный поток инфракрасной радиации с поверхности океана зави сит от следующих факторов:

1. Толщина облаков. Чем толще облачный слой, тем меньше тепла рас сеивается в космос.

2. Высота облачного слоя, которая определяет его температуру, а сле довательно, и количество энергии, которую облачный слой излучает обратно в океан. Эта энергия пропорциональна t4, где t — температу ра излучающего тела в кельвинах. Чем выше расположен облачный слой, тем он холоднее.

3. Содержание водяного пара в атмосфере. Чем влажнее атмосфера, тем меньше тепла излучается в космос.

4. Температура воды. Чем теплее вода, тем больше тепла она излучает.

Как было сказано выше, уровень излучения зависит от температуры пропорционально t4.

5. Величина ледяного и снежного покрова. Лед также излучает энергию подобно абсолютно черному телу, но он охлаждается гораздо быстрее воды. Моря, покрытые льдом, изолированы от атмосферы.

Влияние количества водяных паров и облачности на суммарный отток инфракрасной радиации превышает влияние поверхностной температуры.

5.2. Слагаемые теплового баланса Subarctic Winter '62 U.S. Standard Transmittance Tropical 0 1 2 3 4 Wavlength ( µ m) Subarctic Winter Midlatitude Winter Transmittance 1962 U.S. Standard Subarctic Summer Midlatitude Summer Tropical 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 Wavlength (µ m) Рис. 5.4. Проницаемость атмосферы в вертикальном направлении от гра ницы с космическим пространством до морской поверхности для шести мо делей атмосферы с очень хорошей (23 км) видимостью, учитывающих мо лекулярное и аэрозольное рассеивание. Отметим влияние водяного пара на проницаемость атмосферы в окне 10–14 мкм, что, в свою очередь, опреде ляет поток QLW, достигающий максимума в этом диапазоне [298].

Более теплые тропические регионы теряют меньше тепла, чем более холод ные полярные. Диапазон изменения температур от полюсов до экватора — 0 C t 25 C или 273 K t 298 K, а отношение максимальной тем пературы в кельвинах к минимальной равно 298/273 = 1.092. Возведя его в четвертую степень, получаем 1.42. Таким образом, количество излучае мой радиации за счет изменения поверхностной температуры возрастает от полюса к экватору на 42%. На том же самом расстоянии влияние водяных паров может превысить 200%.

Среднее годовое значение суммарного потока инфракрасной радиации находится в достаточно узком диапазоне:

60 Вт/м2 QLW 30 Вт/м2. (5.6) Факторы, влияющие на поток скрытого тепла. Поток скрытого теп ла зависит, в основном, от скорости ветра и относительной влажности.

Более сильные ветры и сухой воздух способствуют испарению большего количества влаги, чем слабые ветры и относительная влажность, близкая к 100%. В полярных регионах испарение с покрытой льдом поверхности океана значительно ниже, чем с открытой воды, так что в Арктике океан в 68 Глава 5. Тепловой баланс океана основном теряет тепло через разводья (участки морской поверхности, сво бодные от льда). Как следствие, доля открытой воды (ледовитость) играет очень важную роль в арктическом тепловом балансе.

Среднегодовое значение потока скрытого тепла лежит в таких пределах:

130 Вт/м2 QL 10 Вт/м2. (5.7) Факторы, влияющие на поток явного тепла. Поток явного тепла определяется скоростью ветра и разницей температур воды и воздуха. Вы сокая скорость ветра и большой перепад температур вызывают больший поток. Можно сказать, что к океану в известном смысле применимо поня тие «жёсткости погоды».

Среднегодовое значение потока явного тепла ограничено такими рамка ми:

42 Вт/м2 QS 2 Вт/м2. (5.8) 5.3 Прямое вычисление потоков тепла Перед тем, как описать географическое распространение потоков тепла в океан и из него, нам следует выяснить, как эти потоки измеряются либо вычисляются.

Оценка турбулентных потоков на основе измерения порывистости ветра. В данный момент известен единственный достаточно точный ме тод вычисления потоков скрытого и явного тепла, а также потока момента движения морской поверхности: прямое измерение турбулентных явлений в атмосферном пограничном слое при помощи измерителей порывистости ветра, установленных на низколетящих самолетах или прибрежных буй ковых станциях. Количество проведенных измерений очень невелико, по скольку они дороги, а также неприменимы для вычисления осредненных потоков тепла в течение длительных промежутков времени либо на боль ших площадях. Данные, полученные при помощи измерителей порывисто сти ветра, применяются лишь для калибровки других методов вычисления потоков.

1. Измерения следует проводить в поверхностном подслое атмосферного пограничного слоя (разд. 4.3), обычно на высоте до 30 м над уровнем моря, поскольку потоки в этом слое не зависят от высоты.

2. Применяемые приборы (измерители порывистости ветра) должны иметь высокое быстродействие: несколько измерений в секунду для стацио нарных либо одно измерение на каждый метр для установленных на самолетах.

3. Измерению подлежат такие величины, как вертикальная и горизон тальная составляющие ветра, влажность и температура воздуха.

5.3. Прямое вычисление потоков тепла Таблица 5.1. Обозначения величин, определяющих потоки Символ Переменная Значение/Размерность 1030 Дж · кг1 · К Cp Удельная теплоемкость воздуха (0.50 + 0.071 U10 ) CD Коэффициент сопротивления (см. 4.3) 1.2 CL Коэффициент скрытой теплопередачи 1.0 CS Коэффициент явной теплопередачи 2.5 106 Дж/кг LE Скрытая теплота парообразования q Удельная влажность воздуха кг (вод. паров)/кг (возд.) qa Удельная влажность воздуха на высоте 10 м кг (вод. паров)/кг (возд.) qs Удельная влажность воздуха на уровне моря кг (вод. паров)/кг (возд.) Вт/м QS Поток явного тепла Вт/м QL Поток скрытого тепла T Ветровое напряжение Па К или C ta Температура воздуха на высоте 10 м К или C ts Температура морской поверхности t Температурная флуктуация C u Горизонтальная составляющая флуктуации ветра м/с u Скорость трения м/с U10 Скорость ветра на высоте 10 м м/с w Горизонтальная составляющая флуктуации ветра м/с 1.3 кг/м a Плотность воздуха T Вектор ветрового напряжения Па CS и CL по [310].

Потоки вычисляются на основе корреляции вертикальной и горизон тальной составляющих ветра, влажности и температуры. Каждая разно видность потоков требует для своего вычисления различных исходных дан ных (u, w, t и q ):

T = a u w = a u w a u2, (5.9a) QS = Cp a w t = a Cp w t, (5.9b) QL = LE w q, (5.9c) где угловые скобки обозначают осреднение по времени либо пространству, а другие используемые обозначения приведены в табл. 5.1. Заметим, что упомянутая там удельная влажность представляет собой массу водяных паров, содержащихся в единичном объеме воздуха.

Радиометрические измерения потоков излучения. Радиометры, уста новленные на судах, буйковых станциях и даже небольших островах, приме няются для прямых измерений потоков излучения. Широкополосные радио метры, чувствительные к излучению в диапазоне 0.3–50 мкм, способны из мерить входящее солнечное и тепловое излучение с точностью порядка 3% при условии, что они были хорошо откалиброваны и тщательно обслужива ются. Другие, специализированные, радиометры могут измерить входящее солнечное излучение, а также входящую и исходящую инфракрасную ра диацию.

70 Глава 5. Тепловой баланс океана 5.4 Косвенное вычисление потоков: приближен ные формулы Использование датчиков порывистости ветра обходится дорого, а радиомет ры требуют тщательного ухода. Ни те, ни другие не могут применяться при получении долгосрочных глобальных величин потоков. Чтобы рассчитать характеристики этих потоков на основе практически осуществимых измере ний, воспользуемся установленной в ходе наблюдений корреляцией между потоками и значением величин, которые могут быть измерены глобально.

В случае потоков явного и скрытого тепла, а также момента движения, эти корреляции называются приближенными формулами.

T = a CD U10 (5.10a) QS = a Cp CS U10 (ts ta ) (5.10b) QL = a LE CL U10 (qs qa ) (5.10c) Температура воздуха ta измеряется термометрами, установленными на судах, поскольку измерить ее со спутников невозможно. В то же время, температура ts может быть определена как судовыми приборами, так и из космоса при помощи инфракрасных радиометров, таких как AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer).

Удельная влажность воздуха на высоте 10 м над уровнем моря qa вы числяется на основе судовых измерений относительной влажности воздуха.

В работе [89, стр. 39–41, 43–44, 605–607] приводятся уравнения, определяю щие взаимосвязь давления и плотности водяных паров с удельной теплоем костью влажного воздуха. Удельная влажность на уровне моря qs вычис ляется на основе ts в предположении, что воздух, непосредственно контак тирующий с морской поверхностью, насыщен водяными парами. Скорость ветра U10 измеряется либо вычисляется при помощи методов и инструмен тов, описанных в гл. 4. Отметим, что ветровое напряжение представляет собой вектор, характеризующийся модулем и направлением: параллельно морской поверхности в направлении ветра.

С учетом сказанного выше, задача принимает вид: как рассчитать пото ки через морскую поверхность, требуемые для изучения динамики океана?

Эти потоки включают: напряжение, нагрев солнечным излучением, испаре ние, суммарный исходящий поток инфракрасной радиации, осадки, потоки явного тепла и прочие, такие как потоки CO2 и частиц, формирующих морские аэрозоли. Более того, нам потребуется вычисление величин пото ков с высокой точностью, примерно, ±15 Вт/м2. Это эквивалентно потоку тепла, способному нагреть или охладить водяной столб глубиной 100 м при мерно на 1 C в год. В табл. 5.2 приводится типичная точность измерения различных потоков инструментами космического базирования. Далее мы подробнее рассмотрим каждую переменную.


Скорость ветра и ветровое напряжение. Ветровое напряжение вы числяется на основе судовых наблюдений за ветром и данных спутниковых скаттерометров, как это было рассмотрено в гл. 4.

Инсоляция. Инсоляция вычисляется на основе характеристик облачно сти, определенных как в результате судовых наблюдений, так и по пока 5.4. Косвенное вычисление потоков: приближенные формулы Таблица 5.2. Погрешность определения характеристик ветра и потоков по спутниковым данным Переменная Погрешность Комментарии ±1.5 м/c Скорость ветра погрешность измерения ±1.5 м/c погрешность выборочной оценки (среднемесячная) ±10% Ветровое напряжение погрешность коэффициента сопро тивления ±14 Па при скорости ветра 10 м/c ±5% Инсоляция среднемесячная ±15 Вт/м2 среднемесячная ±10% среднесуточная ±50% Интенсивность осадков участок 5 5 для TRMM ±10% Сумма осадков ±4–8% Суммарная длинновол- среднесуточная новая радиация ±15–27 Вт/м ±35 Вт/м Поток скрытого тепла среднесуточный ±15 Вт/м2 среднемесячный заниям радиометров видимого диапазона, установленных на метеоспутни ках. Спутниковые данные намного точнее, поскольку измерить облачный слой, находясь под ним, крайне затруднительно. Обработка этих данных осуществляется в рамках Международного проекта по спутниковой клима тологии облаков (ИСККП), результаты работы которого служат основой при составлении карт инсоляции, в том числе и ее ежемесячной изменчи вости [54], [286].

В основе метода расчета инсоляции лежит следующая идея. Величину солнечного излучения на внешней границе атмосферы можно рассчитать, исходя из солнечной постоянной, географических координат и времени. На своем дальнейшем пути в атмосфере солнечное излучение либо отражается облачным покровом обратно в космос, либо в конечном счете достигает земной поверхности. Доля излучения, поглощенного атмосферой при этом невелика и почти постоянна. Однако, в некоторых современных работах, таких как [35] и [265], полнота этих соображений оспаривается в пользу гипотезы, что поглощение в атмосфере может быть функцией облачности.

Взяв за основу первоначальное утверждение, можно вычислить инсоляцию по следующей формуле:

Инсоляция = S(1 A) C, где величина S = 1365 Вт/м2 — солнечная постоянная, A — альбедо (от ношение отраженного излучения к входящему), а C — константа, включа ющая поглощение солнечного излучения озоном и другими атмосферными газами, а также облачными каплями. Вычисление инсоляции производит ся на основе данных о состоянии облачного покрова (куда входит и коли чество излучения, отраженного атмосферными аэрозолями), полученных с приборов, установленных на метеоспутниках, таких, как AVHRR. Поглоще ние излучения озоном и другими газами рассчитывается на основе данных об их распределении в атмосфере. Точность расчета QSW по спутниковым данным составляет 5–7%.

72 Глава 5. Тепловой баланс океана Атмосферные осадки. Количество осадков — еще одна величина, ко торую крайне сложно измерить приборами, установленными на судах. По казания дождемеров, установленных в разных местах судна и на причале, различаются более чем в два раза. Дождь в море под воздействием вет ра падает практически горизонтально;

кроме того, путь дождевых капель искажается судовыми надстройками. Также во многих регионах дождь вы падает в виде мороси, которую трудно обнаружить и измерить.

Наиболее точно количество осадков в тропиках (±35 ) измеряется мик роволновыми радиометрами и радарными наблюдениями на различных ча стотах, используя инструменты Проекта по измерению осадков в тропиках (ТРММ), начатого в 1997 г. Количество осадков в других регионах или за другой промежуток времени может быть достаточно точно определено по объединенным данным о микроволновом излучении, результатам наблюде ний высоты верхней границы облачного покрова в инфракрасном диапа зоне и по показаниям дождемеров (рис. 5.5). Также количество осадков может быть рассчитано на основе реанализа погодных данных при помощи численных моделей атмосферной циркуляции [297], либо путем объедине ния судовых и спутниковых наблюдений с результатами численных моделей прогноза погоды [395].

Источником наиболее существенных проблем служит вычисление суммы осадков по их интенсивности, подверженное ошибкам выборочного обследо вания. Выпадение осадков представляет собой сравнительно редкое собы тие, распределение которого подчиняется логнормальному закону;

большая часть осадков происходит из небольшого количества storms. Спутники зача стую пропускают их появление, а чтобы получить практически пригодные величины суммарных осадков, данные приходится осреднять по участкам со стороной до 5.

Суммарная длинноволновая радиация. Суммарная длинноволновая радиация с трудом поддается вычислению, поскольку зависит от высоты и толщины облачного слоя, а также от вертикального распределения во дяных паров в атмосфере. Для ее расчета применяются численные модели прогноза погоды, либо же она вычисляется на основе вертикальной струк туры атомосферы, установленной метеорологическими зондами.

Испарение (поток скрытого тепла). Поток скрытого тепла определя ется по формуле 5.10c на основе судовых наблюдений относительной влаж ности, температуры воды и скорости ветра, включая накопленные в Между народном всеобъемлющем комплекте данных по атмосфере и океану (ИКО АДС), описанном далее. Спутниковые данные для расчетов не применяют ся, поскольку инструменты спутникового базирования не отличаются хоро шей чувствительностью к водяным парам вблизи поверхности океана. Ве роятно, наилучшую оценку этих потоков дают численные модели погоды.

Поток явного тепла. Поток явного тепла вычисляется по данным судо вых наблюдений скорости ветра и разности температур океана и атмосферы либо на основе численных моделей. Этот поток невелик почти во всех реги онах за исключением областей вблизи восточного побережья континентов, где в зимний период холодные арктические воздушные массы встречаются с 5.5. Глобальные комплекты данных по потокам Global Precipitation for o 0. 60 o 0.

0. 1. 1. 1.

1. 0.

1. 30 o 1.

1. 1. 0. 0. 0.5 1.5 1.

1. 2.5 2. 1.5 1. 1. 1.

0. o 0 2.

1. 2.

1. 0. 0. 1. 0. 0.

5 1.0 1. -30 o 1. 1. 1. 1. 1. 0.5 0. o -60 0. -90 o 20 o 60 o 100 o 140 o 180 o -140 o -60 o -20 o 0o 20 o -100 o Рис. 5.5. Количество осадков (м/год), вычисленное на основе данных, со бранных в ходе Глобального проекта по климатологии осадков (Центр кос мических полетов Годдарда, НАСА) на основе показаний дождемеров, а также данных, полученных с инфракрасных радиометров, установленных на геосинхронных метеоспутниках, и SSM/I. Шаг изолиний — 0.5 м/год, количество осадков в закрашенных областях превышает 2 м/год в более светлых и 3 м/год в более темных зонах, соответственно.

теплыми западными пограничными течениями. В этих областях численные модели дают, вероятно, наилучший результат. Архивы судовых наблюдений позволяют получить средние значения потоков явного тепла на длительных временных интервалах.

5.5 Глобальные комплекты данных по потокам В результате обработки накопленных судовых и спутниковых данных были построены глобальные карты потоков. Судовые измерения, которые произ водились на протяжении последних 150 лет, дают нам карты средних значе ний потоков на протяжении длительных временных интервалов, особенно в северном полушарии. Судовые данные, однако, сильно разрежены во време ни и пространстве, вследствие чего они все чаще заменяются информацией со спутников, а также потоками, вычисленными на основе численных мо делей.

Наибольшее практическое применение находят карты, построенные при помощи численных моделей на основе судовых наблюдений и комплектов спутниковых данных третьего и четвертого уровней. Рассмотрим, во-первых, источники данных, а затем — некоторые популярные их комплекты.

Международный всеобъемлющий комплект данных по атмосфере и океану. Данные, собранные наблюдателями на судах, служат важней шим источником информации об океане. В работе [306] усилия по сбору, 74 Глава 5. Тепловой баланс океана редактированию и публикации всех морских наблюдений описываются так:

Начиная с 1854 г., суда многих стран добровольно произво дили регулярные наблюдения за погодой, температурой морской поверхности, а также за многими другими характеристиками на границе между океаном и атмосферой. Наблюдения каждого та кого судна были попутными, то есть их место и время определя лись основной целью плавания (торговой, военной), а не науч ными соображениями. Информация заносилась в судовые жур налы, откуда затем попадала в организации, занимающиеся ее анализом. Впоследствии к ней добавились данные со специали зированных исследовательских судов, буев и других устройств.

Сведения о состоянии погоды и морской поверхности накапли вались, причем часто в машинно-читаемой форме, различными организациями и странами. Эта необъятная коллекция данных, охватывающая океан с середины XIX в. до наших дней, образует многолетний ряд наблюдений за системой океан-атмосфера.

Эти отчеты были сведены в Международный всеобъемлющий комплект данных по атмосфере и океану (ИКОАДС) [384], распространяемый На циональным управлением по исследованию океанов и атмосферы США.

ИКОАДС версии 2.3 насчитывает 213 млн. записей о состоянии мор ской поверхности, накопленных за период 1784–2005 гг. наблюдателями на торговых судах, а также при помощи буев и других измерительных плат форм. Этот комплект данных включает в себя как отчеты об отдельных измерениях, прошедшие процедуру контроля качества и отбора, так и свод ные данные. Каждый отчет содержит 22 наблюдаемые и производные ве личины, а также вспомогательные отметки, указывающие, что наблюде ния были статистически отбракованы либо прошли процедуру адаптивного контроля качества. В данном контексте под статистической отбраковкой подразумевается исключение из выборки резко выделяющихся наблюдений (выбросов). Сводные данные, в свою очередь, содержат 14 статистических характеристик, таких как медиана и среднее, по каждой из следующих наблюдаемых величин: температуры воздуха и воды на морской поверхно сти, скорости ветра, атмосферного давления на уровне моря, влажности и облачности, а также 11 производных величин.


Комплект данных состоит из легких в использовании баз данных в трех основных степенях детализации:

1) отдельные отчеты;

2) сводные данные на основе индивидуальных отчетов, сгруппированных по каждому месяцу каждого года, на участке 2 2 за период 1800– 2005 гг. и 1 1 — за 1960–2005 гг.;

3) сводные данные по 10-летним периодам и помесячной группировкой внутри периода.

Отметим, что данные за период с 1784 г. до середины 1800-х крайне разре жены, поскольку в их основе лежат нечастые судовые наблюдения.

5.5. Глобальные комплекты данных по потокам Повторяющиеся отчеты, отклоненные согласно первой процедуре1 кон троля качества, разработанной Национальным центром климатических дан ных США, были удалены либо помечены соответствующим образом. Далее, на основе принятых данных были построены сводные отчеты без отбраков ки с группировкой данных по месяцам и десятилетиям в рамках каждого участка поверхности размером 2 2. В ходе последующей статистической отбраковки явных выбросов применялись интервалы допустимых значений, вычисленные на основе медианного сглаживания. Результат использовался для построения сводных отчетов с отбраковкой данных, временное разре шение которых аналогично указанному выше. Отдельные наблюдения при этом сохраняются, но в ходе второй процедуры контроля качества они поме чаются, если их значения отклоняются от сглаженной медианы более чем на 2.8 или 3.5 оценки среднеквадратичного отклонения. Вычисление медианы и среднеквадратичного отклонения производилось по данным, относящим ся к соответствующему участку поверхности размером 2 2, в соответ ствующем месяце, за период 56, 40 или 36 лет, соответственно (т.е. 1854– 1909, 1910–1949 или 1950–1979).

Наиболее полезны данные, относящиеся к северному полушарию, в осо бенности к северной части Атлантического океана. С другой стороны, ин формация о южном полушарии отрывочна, а в областях южнее 30 ю. ш. — даже ненадежна. В работе [88] дается анализ точности данных ИКОАДС применительно к построению глобальных карт и зональных средних пото ков в области от 55 с. ш. до 40 ю. ш.. Было показано, что в погрешности зональных средних преобладает систематическая компонента. Зональная средняя инсоляция имела погрешность около 10%, от ±10 Вт/м2 в высоких широтах до ±25 Вт/м2 в тропиках. Погрешность потоков длинноволнового излучения составляла примерно ±7 Вт/м2. Потоки скрытого тепла облада ли погрешностью в диапазоне от ±10 Вт/м2 в некоторых северных регионах океана до ±30 Вт/м2 в западной части тропического океана и до ±50 Вт/м в области западных пограничных течений. Погрешность потоков явного тепла — примерно ±5–10 Вт/м2.

Сравнение осредненных потоков тепла, рассчитанных по данным ИКО АДС и по показаниям тщательно поверенных инструментов на судах и буях установило, что входящий в океан поток, осредненный по всей его поверхно сти, имеет погрешность ±30 Вт/м2 [144]. Величина погрешности меняется в зависимости от времени года и региона, поэтому глобальные карты потоков требуют коррекции наподобие той, которая была предложена в работе [57] и показана на рис. 5.7.

Спутниковые данные. Данные, полученные в ходе проектов по запуску исследовательских спутников, требуют предварительной обработки. В этом процессе выделяют различные уровни (табл. 5.3):

Действующие метеорологические спутники, ведущие наблюдения за оке аном, включают:

1. Группировку метеорологических спутников НУОА на полярных ор битах.

1 В контексте обсуждения ИКОАДС понятия «первая» и «вторая» процедуры не ука зывают на какое-либо первенство, а всего лишь обозначают специфичные для данного проекта этапы подготовки данных. — Прим. перев.

76 Глава 5. Тепловой баланс океана Таблица 5.3. Уровни обработки спутниковых данных Уровень Вид обработки 1 Данные со спутников в инженерных величинах (вольтах) 2 Данные, преобразованные в геофизические величины (на пример, скорость ветра) и привязанные к месту и времени измерения 3 Данные уровня 2, интерполированные в узлах фиксирован ной пространственной и временной сетки 4 Данные уровня 3, осредненные по времени и пространству, либо подвергнутые другой обработке 2. Спутники Программы метеорологических спутников Министерства обо роны США, также выведенные на полярные орбиты. На борту этих спутников размещается cпециальный микроволновый радиометр SSM/I.

3. Геостационарные метеоспутники под управлением НУОА (GOES), Япо нии (GMS), Европейского космического агентства (Meteosat).

Также доступны данные с инструментов на экспериментальных спутниках, таких как:

1) Nimbus-7, Earth Radiation Budget Instruments;

2) Earth Radiation Budget Satellite, Earth Radiation Budget Experiment;

3) ERS-1 и ERS-2 (Европейское космическое агентство);

4) ADvanced Earth Observing System (ADEOS) и Midori (Япония);

5) QuikSCAT;

6) Спутники Terra, Aqua и Envisat проекта Earth-Observing System;

7) Tropical Rainfall Measuring Mission (TRMM);

8) Topex/Poseidon и его преемник Jason-1.

Спутниковые данные собираются, обрабатываются и сохраняются госу дарственными организациями. На основании накопленных данных строятся более пригодные на практике комплекты данных по потокам.

Международный проект по спутниковой климатологии. Между народный проект по спутниковой климатологии — широкомасштабный про ект, цели которого: сбор данных наблюдений за облачным покровом, полу ченных при помощи десятков метеоспутников за период 1983–2000 гг., ка либровка спутниковых данных, вычисление облачного покрова с использо ванием тщательно верифицированных методов, вычисление поверхностной инсоляции и суммарных потоков инфракрасной радиации с земной поверх ности [286]. Наблюдение за облаками производилось в видимом диапазоне при помощи инструментов, установленных на геостационарных и полярно орбитальных метеоспутниках.

5.5. Глобальные комплекты данных по потокам Глобальный проект по климатологии осадков. Этот проект исполь зует три источника данных для вычисления интенсивности осадков [126], [127]:

1. Данные о высоте кучевых облаков, полученные по наблюдениям в ин фракрасном диапазоне со спутников GOES. Метод основан на том, что большая часть осадков выпадает из кучевых облаков, причем чем выше верхняя граница облачности, тем она холоднее, а это, в свою очередь хорошо заметно в инфракрасном диапазоне. Таким образом, интенсивность осадков у основания облака взаимосвязана с его ин фракрасной температурой.

2. Показания дождемеров на островах и континентах.

3. Радиоизлучение водяных капель в атмосфере, регистрируемое SSM-I.

Точность измерений составляет 1 мм/день. Полученные в ходе проекта дан ные за период с июля 1987 г. по декабрь 1995 г. доступны на сетке 2.5 2. в составе Global Land Ocean Precipitation Analysis (Goddard Space Flight Center, NASA).

Се и Аркин построили комплект данных на временном интервале про тяженностью 17 лет, основанный на 7 разновидностях спутниковых данных и показаниях дождемеров, объединенных с результатами расчета осадков по данным реанализа НЦПОС/НКАР [395]. Этот комплект данных имеет то же самое пространственное и временное разрешение, как и упомянутый выше.

Результаты реанализа на основе численных моделей погоды. По верхностные потоки тепла также были рассчитаны на основе накопленных метеорологических данных в ходе различных проектов реанализа при помо щи численных моделей, упомянутых в разд. 4.5. Эти потоки согласуются с атмосферной динамикой, они глобальны, данные по ним доступны с времен ным шагом 6 часов в течение многих лет и на равномерной пространствен ной сетке. Например, реанализ НЦПОС/НКАР, данные которого доступны на CD-ROM, включает ежедневные средние значения ветрового напряже ния, потоков явного и скрытого тепла, суммарного потока длинноволнового и коротковолнового излучения, приповерхностной температуры и осадков.

Точность вычисления потоков. В ходе проведенных недавно иссле дований точности потоков, вычисленных при помощи численных моделей погоды и проектов реанализа, были получены следующие выводы:

1. Потоки тепла, полученные в ходе реанализа НЦПОС и ЕЦСПП име ют схожие глобальные средние и существенно отличаются на регио нальном уровне. Точность потоков по результатам реанализа Goddard Earth Observing System гораздо ниже [342, стр. 258]. Chou et al обнару жены большие различия в величинах потоков, рассчитанных разными исследовательскими коллективами [41].

2. Наблюдается смещение величин потоков, поскольку они были получе ны при помощи численных моделей, специально ориентированных на прогнозирование погоды с максимальной точностью. Осредненные по 78 Глава 5. Тепловой баланс океана времени величины потоков могут оказаться не столь же точными, как осредненные по времени величины, рассчитанные непосредственно на основе данных судовых наблюдений.

3. Имитационное моделирование облаков пограничного слоя служит важ ным источником ошибок при вычислении потоков. Плохое вертикаль ное разрешение численных моделей не в состоянии адекватно описать структуру облачности низкого уровня [343].

4. Зональные средние потоков существенно отличаются от аналогичных средних, вычисленных на основе данных ИКОАДС. Эти различия мо гут превышать 40 Вт/м2.

5. Атмосферные модели не включают условия, что суммарный поток тепла, осредненный по времени и земной поверхности, должен быть равен нулю. Комплект данных ЕЦСПП, осредненный на протяже нии более чем 15 лет, дает суммарный входящий в океан поток теп ла 3.7 Вт/м2. Согласно реанализу НЦПОС, наблюдается суммарный исходящий из океана поток тепла 5.8 Вт/м2 [342, стр. 206]. По данным ИКОАДС, входящий в океан поток тепла должен составлять 16 Вт/м (рис. 5.7).

Таким образом, потоки, рассчитанные по данным реанализа, наиболее при годны при формировании входных данных для климатических моделей, ко торым требуются реальные потоки тепла и ветровое напряжение. Данные ИКОАДС лучше всего подходят для вычисления осредненных по времени величин потоков за исключением, возможно, южного полушария. В целом, по мнению Тейлора не существует идеальных комплектов данных;

все они содержат существенные и неизвестные ошибки [342].

Результаты численных моделей погоды. Некоторые проекты требу ют получения величин потоков всего лишь спустя несколько часов после сбора данных наблюдений. Приземные карты, построенные на основе чис ленных моделей погоды, служат в этом случае хорошим источником данных о потоках.

5.6 Географическое распределение слагаемых теплового баланса Многие исследовательские группы воспользовались данными судовых на блюдений и показаниями буев, чтобы при помощи численных моделей пого ды получить глобальные осредненные значения каждого слагаемого тепло вого баланса Земли. Эти значения показывают вклад каждого из слагаемых (рис. 5.6). Отметим, что на верхней границе атмосферы величина инсоля ции уравновешивает исходящую инфракрасную радиацию. В то же время, на поверхности Земли поток скрытого тепла и суммарная инфракрасная радиация сопоставимы с инсоляцией, а поток явного тепла невелик.

Отметим, что лишь 20% инсоляции, достигающей Земли, поглощается напрямую атмосферой, в то время, как 49% поглощаются океаном и су шей. Что же тогда служит причиной нагрева атмосферы и ее циркуляции?

5.6. Географическое распределение слагаемых теплового баланса Reflected Solar Outgoing Incoming 107 Radiation Longwave Solar 107 W m -2 Radiation Radiation 235 W m - 342 W m - Reflected by Clouds Aerosol and Atmosphere Emitted by Atmospheric Atmosphere Window 165 Absorbed by Greenhouse Atmosphere Gases Latent Heat 24 Reflected by 350 Back Surface Radiation 24 Surface ace d by Surf Evapo- Absorb Thermals Absorbe Radiation ed by Surfac transpiration e Рис. 5.6. Среднегодовой радиационный и тепловой баланс Земли соглас но работе [124, стр. 58], которая, в свою очередь, основана на данных из работы [152].

Ответ: образование осадков и поглощение исходящего из океана инфракрас ного излучения влажной тропической атмосферой. Механизм этих явлений будет изложен далее. Солнечное излучение прогревает океан в тропиках, вызывая испарение воды с его поверхности, компенсирующее нагрев. Также океан излучает тепло в атмосферу, но это суммарное излучение существенно меньше, чем перенос тепла в процессе испарения. Пассаты переносят теп ло вместе с водяными парами во внутритропическую зону конвергенции. В ней водяные пары конденсируются, высвобождая скрытое тепло, благодаря которому атмосфера в среднем за год прогревается на 125 Вт/м2 (рис. 14.1).

На первый взгляд, может показаться странным, что осадки нагревают атмосферу. В конце-концов, мы все сталкивались с тем, как летние грозы охлаждают воздух на уровне земной поверхности. Это явление возникает благодаря нисходящим потокам воздуха. В кучевых облаках тепло, выде лившееся при конденсации водяных паров и образовании осадков, прогре вает атмосферу на средних высотах;

при этом образуются восходящие пото ки. Грозы представляют собой огромные тепловые машины, преобразующие энергию скрытого тепла в кинетическую энергию ветров.

Зональные средние значения слагаемых теплового баланса океана (рис. 5.7) показывают, что инсоляция достигает максимума в тропиках, что испарение с поверхности океана компенсирует приток энергии, вызванный инсоляци ей, а также то, что поток явного тепла невелик. Зональное среднее — это среднее значение, рассчитанное вдоль параллелей. Отметим, что сумма сла гаемых на рис. 5.7 не равна нулю. Средневзвешенный по площади интеграл кривой суммарного потока тепла не равен нулю. Поскольку суммарный поток тепла, входящий в океан, не должен превышать нескольких Вт/м2, ненулевое значение объясняется погрешностью измерения различных сла гаемых теплового баланса.

80 Глава 5. Тепловой баланс океана Погрешности в слагаемых теплового баланса могут быть уменьшены при помощи дополнительной информации. Например, нам примерно известны количество переносимого тепла и другие параметры океана и атмосферы;

эти известные значения могут использоваться для внесения ограничений в процесс вычисления суммарных потоков тепла (рис. 5.7). Потоки, вы численные с учетом ограничений, показывают, что приток тепла в океан в тропиках компенсируется оттоком тепла в более высоких широтах.

Карты распределения потоков по регионам дают ключ к установлению процессов, порождающих потоки. Облачность определяет количество сол нечного излучения, достигающего морской поверхности (рис. 5.8, вверху);

нагрев за счет этого излучения везде положителен. Суммарный поток ин фракрасного излучения (рис. 5.8, внизу) максимален в регионах с наимень шей облачностью. Этот поток везде отрицателен. Потоки скрытого тепла (рис. 5.9) в области пассатов определяются испарением с поверхности оке ана, а возле побережья Северной Америки и Японии в зимний период — зимними муссонами. Потоки явного тепла (рис. 5.10, вверху) находятся под преобладающим влиянием холодного воздуха, стекающего с континентов. Суммарный приток тепла (рис. 5.10, внизу) максимален в области эквато ра, а суммарная его потеря — у восточных побережий Азии и Северной 2 То есть, более значительны зимой. — Прим. перев.

200 Heat Flux Components Q SW W/m QS – Q LW –100 QL – 100 Total Heat Flux W/m – -90 o -60 o -30 o 0o 30 o 60 o 90 o Рис. 5.7. Вверху: зональные средние притока тепла в океан через инсоля цию QSW и его оттока посредством инфракрасного излучения с поверхно сти QLW, потока явного тепла QS и потока скрытого тепла QL, вычислен ные на основе комплекта данных ИКОАДС [57]. Внизу: суммарный поток тепла через поверхность океана, вычисленный по упомянутым выше дан ным (сплошная линия) и суммарный поток тепла, constrained to give heat and other transports that match independent calculations of these transports.

Площадь под нижними кривыми должна быть нулевой, но она составля ет 16 Вт/м2 при отсутствии ограничений и 3 Вт/м2 с их учетом.

5.7. Меридиональный перенос тепла Total Sky Net Insolation (W/m 2 ) 90 o 60 o 30 o 0o 200 -30 o 100 -60 o -90 o 20 o 60 o 100 o 140 o 180 o -140 o -60 o -20 o 0o 20 o -100 o Net Infrared Flux (W/m 2 ) 90 o - - - -40 - - 60 o - - - - o - -50 - -50 -30 - -40 - o 0 -50 - - - - - -30 o - - - - - - - -60 o - - - -90 o 20 o 60 o 100 o 140 o 180 o -140 o -60 o -20 o 0o 20 o -100 o Рис. 5.8. Среднегодовые величины инсоляции QSW (вверху) и инфракрас ного излучения QLW (внизу) с морской поверхности в 1989 г., вычисленные в Центре анализа спутниковых данных (Исследовательский центр Лэнгли, НАСА) [55] по данным Международного проекта по спутниковой климато логии облаков. Изолинии проведены с шагом 10 Вт/м2.

Америки.

Потоки тепла существенно меняются от года к году, в особенности в тро пиках, и в особенности в ходе явления Эль-Ниньо. В гл. 14 эта изменчивость рассматривается подробнее.

5.7 Меридиональный перенос тепла В целом, Земля получает тепло в верхних слоях тропической атмосферы и теряет его в верхних слоях атмосферы полярной. Атмосферная и океанская 82 Глава 5. Тепловой баланс океана Surface Evaporation For 1989 (W/m 2 ) o 60 o 30 o 0o 100 -30 o 50 -60 o -90 o 20 o 60 o 100 o 140 o 180 o -140 o -60 o -20 o 0o 20 o -100 o Рис. 5.9. Средний годовой поток скрытого тепла QL через морскую поверх ность в 1989 г., вычисленный на основе данных, подготовленных Отделом усвоения данных Центра космических полетов Годдарда (НАСА) по резуль татам реанализа с использованием модели ЕЦСПП. Изолинии проведены с шагом 10 Вт/м2.

циркуляция должны совместно обеспечивать перенос тепла из низких ши рот в высокие, чтобы сбалансировать его приток и отток. Такой перенос в направлении юг-север получил название меридионального переноса тепла.

Суммарный меридиональный перенос тепла океаном и атмосферой вы числяется на основе зональных средних суммарного потока тепла через верхние слои атмосферы, измеренного со спутников. В ходе вычислений делается предположение, что величина переноса, осредненная на протяже нии нескольких лет, постоянна. Следовательно, суммарный приток и отток тепла в верхних слоях атмосферы должен компенсироваться меридиональ ным переносом, а не накоплением тепла в океане или атмосфере.

Суммарный поток тепла на верхней границе атмосферы. Поток тепла через верхнюю границу атмосферы достаточно точно измеряется спут никовыми радиометрами.

1. Инсоляция вычисляется, исходя из солнечной постоянной и данных об отражении солнечного излучения, полученных при помощи метео спутников и специализированных спутников Эксперимента по изуче нию радиационного баланса Земли.

2. Инфракрасная радиация измеряется радиометрами ИК-диапазона, уста новленными на спутниках.

3. Разность между инсоляцией и суммарной инфракрасной радиацией и составляет суммарный поток тепла через верхнюю границу атмосфе ры.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 11 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.