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 |   ...   | 10 | 11 || 13 |

«И ЕГОРОВ. Н. Г И Д Р О iyi Е Т Е О И 3 Д А Т ЛЕНИНГР А Д * 1 9 7 4 УДК 5 5 1.4 6 Приводятся основные сведения ...»

-- [ Страница 12 ] --

В т о р ы е р а й о н ы — р а й о н ы с л а б ы х п о с т о я н н ы х течений, от ли ча­ ю т с я от п е р в ы х з а м е т н ы м в л и я н и е м а т м о с ф е р н о й циркуляции, но п р и сохранении о б щ е й направленности потоков. Д л я них х а р а к ­ терно на личие средних скоростей течения в пределах 0,5— 0,8 узла, однако м а к с и м а л ь н ы е скорости в в е рх не м 100-метровом слое м о ­ гут достигать 2,0— 2,5 узла. С ю д а относятся течения Л а б р а д о р ­ ское, Северо-Атлантическое, И р ми нг ер а, Канарское, Ойясио, К а м ­ чатское, Ка ли фо р н и й с к о е.

Д л я ра йонов л о к а л ь н ы х течений характерна неупорядоченность.-вертикального распределения течений. Н а и б о л ь ш и е скорости в от­ д е л ь н ы х случаях м о ж н о встретить не только в поверхностном слое, но и на горизонтах 100— 300, 500— 700 и д а ж е 1000— 1500 м. Н а и ­ б о л ь ш и е скорости встречаются до горизонтов по р я д к а 500 м. К этим р а й о н а м относятся м о р я со слабо в ы р а ж е н н ы м и п р и л и в н ы м и тече­ н и я м и и отдельные р а й о н ы океанов, в к о т о р ы х отсутствуют более „или менее четко в ы р а ж е н н ы е по ст оя нн ые течения.

Э к в а т о р и а л ь н ы е р а й о н ы ха ра ктеризуются довольно своеобраз­ ной системой течений, а поэтому, естественно, п р и в л е к а ю т в н и м а ­ ние мн о г и х исследований. О с о б е н н о с и л ь н ы й интерес пр ив ле кл и эти р а й о н ы за последние десятилетия после о т к р ы т и я в 1951 г.

в Т и х о м океане по д слоем Ю ж н о г о пассатного течения м о щ н о г о потока восточного направления, названного течением Кр ом ве лл а.

В 1959 г. во в р е м я одного из рейсов НИС « М и х а и л Л о м о н о ­ сов» аналогичное течение б ы л о о б н а р у ж е н о и по д слоем Ю ж н о г о пассатного течения Атлантического океана, которое б ы л о названо э к в а т о р и а л ь н ы м противотечением Ло мо но со ва, а в 1962 г. а м е р и ­ канская экспедиция о б н а р у ж и л а аналогичное течение и в И н д и й ­ с к о м океане. Э т и по дп ов ерхностные противотечения во всех трех ок еанах ор и е н т и р о в а н ы по экватору. О н и пересекают о к е а н ы с за­ п а да на восток сравнительно узкой полосой п р и м е р н о от 2° ю. ш.

до 2° с. ш. О с и течения ра сполагаются в середине термоклина.

В е р т и к а л ь н а я т о л щ а течений 200— 250 м. Течения ус то йч ив ы по на правлению, отклонения от генерального восточного на пр ав ле ни я невелики. М е р и д и о н а л ь н ы е с о с т а в л я ю щ и е м а л ы и неустойчивы по на правлению. В е л и ч и н а з о н а л ь н ы х с о с т а в л я ю щ и х м а л о меняется во времени.' Те чения с у щ е с т в у ю т все сезоны года, хотя, по-видимому, во всех океанах и м е ю т место сезонные ко ле ба ни я интенсивности те­ чений, св яз ан ны е с с е з о н н ы м и и з м е н е н и я м и полей ветра.

Б л а г о д а р я н а л и ч и ю зн ач ит ел ьн ых ве р т и к а л ь н ы х градиентов скорости, п р и в о д я щ и х к т у р б у л е н т н о м у п е р е м е ш и в а н и ю, т е р м о ­ к л и н в области по дп ов ер хн ос тн ых противотечений оказывается не­ сколько р а з м ы т ы м. В связи с эт им в экваториальной зоне всех океанов имеет место р а с х о ж д е н и е из олиний т е м п е р а т у р ы воды, со­ д е р ж а н и я растворенного кислорода, фосфатов, кремния.

Г л у б и н а залегания т е р м о к л и н а уменьшается в н а п р ав ле ни и с запада на восток, п р и этом м а к с и м а л ь н ы е.скорости на всем п р о ­ т я ж е н и и течений с о в п а д а ю т по п о л о ж е н и ю со ср единой т е р м о ­ клина, т а к и м образом, оси течений п о д н и м а ю т с я к поверхности по м е ре п р о д в и ж е н и я на восток. В е р т и к а л ь н а я м о щ н о с т ь течений в восточных частях океанов уменьшается.

Т а к о в ы о б щ и е че рт ы э к в а т о р и а л ь н ы х подповер хн ос тн ых пр от и­ вотечений в Тихом, А т л а н т и ч е с к о м и И н д и й с к о м океанах. К р о м е этих о б щ и х черт и м е ю т с я с у щ е с т в е н н ы е различия ка к в характере с а м и х течений, так и в распределении гидрологических элементов.

П р е ж д е всего р а з л и ч н ы м а к с и м а л ь н ы е значения скоростей в стре­ ж н е течений. В Т и х о м океане н а и б о л ь ш и е и з м е р е н н ы е скорости до ст иг аю т 150 см/с, в А т л а н т и ч е с к о м — 119 см/с, в И н д и й с к о м — не боле,е.,60 см/с. Э т о различие, по-видимому, определяется, с о д ­ ной стороны, р а з н ы м и м а с ш т а б а м и д в и ж е н и я (протяженность Т и ­ хого океана по экватору в 2,5 раза больше, чем Атлантического), а с другой,— ’ра зл ич ие м в характере полей ветра. Э к в а т о р и а л ь н ы е области, Тихого и Атлантического океанов находятся под воздейст­ в и ем па ссатных ветров. Вследствие этого здесь ка к зимой, так и л е то м з о н а л ь н ы е с о с т а в л я ю щ и е ветра и м е ю т восточное н а п р а в ­ ление. И с к л ю ч е н и е в А т л а н т и ч е с к о м океане составляют л и ш ь за­ па дн ое п о б е р е ж ь е А ф р и к и и Гв ин ей ск ий залив, где поле ветра ф о р м и р у е т с я п о д воздействием аф ри ка нс ко го ц и к л о н а и где п р е ­ о б л а д а ю т с л а б ы е ветры, неустойчивые по направ ле ни ю. Н а л и ч и е восточного переноса во все сезоны года п о д д е р ж и в а е т систему п о ­ с т о я н н ы х по н а п р а в л е н и ю течений и зн ачительные их скорости.

Н а д И н д и й с к и м о к е а н о м господствует м у с с о н н ы й р е ж и м ветра.

Северо-восточный муссон имеет место в н о я б р е — марте, юго-за­ п а д н ы й — в м а е — сентябре. С м е н а му ссона происходит в апреле и октябре. М у с с о н н а я ц и р к у л я ц и я а т м о с ф е р ы обусловливает се­ вернее 8° ю. ш. п р а в и л ь н у ю с е зо нн ую с м е н у поверх но ст ны х тече­ ний. З и м о й на экваторе и к северу от него н а б л ю д а е т с я западное муссонное течение. Следовательно, в этот сезон н а п р ав ле ни е п о ­ ве рх но ст ны х течений в экваториальной зоне соответствует их н а ­ п р а в л е н и ю в других океанах. В этот ж е сезон развивается по верх­ ностное экваториальное противотечение, которое,.в отличие от Т и ­ хого и Атлантического океанов, н а б л ю д а е т с я не к северу, а к ю г у от экватора, м е ж д у 3 и 8° ю. ш., в зоне, р а з д е л я ю щ е й м у с с о н н ы е и пассатные ветры.

Л е т о м западное муссонное течение сменяется восточным, а э к ­ ваториальное противотечение — с л а б ы м и и н е у с т о й ч и в ы м и тече­ ниями. • Интересно, что подповерхностное течение на экваторе, н а п р а в ­ ленное на;

восток, н а б л ю д а е т с я к а к пр и северо-восточном, так и п р и юг о- з а п а д н о м муссоне, хотя интенсивность его различна.

Н а и б о л ь ш е г о развития течение достигает в конце сезона северо-во­ сточного муссона, т. е. в тот период, когда ветровые условия а н а л о ­ г и ч н ы у с л о в и я м Ти хого и Атлантического, океанов. П р и юг о- за па д­ н о м муссоне это течение в ы р а ж е н о слабее, скорости его не п р е в ы ­ ш а ю т 50 см/с.

И м е ю т с я с у щ е с т в е н н ы е различия и в распределении солености вод э к в а т о р и а л ь н ы х областей океанов. В И н д и й с к о м океане, так ж е ка к и в Атлантическом,.внутри т е р м о к л и н а вдоль экватора имеет место я д р о п о в ы ш е н н о й солености. Э т о я д ро сохраняется в течение всего года и является свидетельством восточного 'пере­ носа вод, соленость в н е м у б ы в а е т в н а п р а в л е н и и с запада на восток. М а к с и м а л ь н а я соленость в ядре течения в И н д и й с к о м оке :ане существенно меньше, че м в А т л а н т и ч е с к о м (около 35,2%0). И с ­ т о ч н и к о м в ы со ко й солености п е р е н о с и м ы х вдоль экватора вод я в ­ л я ю т с я о б ш и р н ы е области ос о л о н е н н ы х вод в з а п а д н ы х частях И н д и й с к о г о и Атлантического океанов. В А т л а н т и ч е с к о м океане есть две такие области, р а с п о л о ж е н н ы е к северу и к ю г у от э к ва­ тора: о д на — к ю г у от м ы с а Сан-Рок, другая — к северо-востоку от М а л ы х А н т и л ь с к и х островов. М а к с и м а л ь н ы е значения солености здесь достигают 37,5%0. В за па дн ой части И н д и й с к о г о океана м а к ­ с и м а л ь н ы е значения солености, св яз ан ны е с распространением ю ж ­ ной субтропической подповерхностной в о д ы и подповерхностной в о д ы Ар а в и й с к о г о моря, ниже, чем в Атлантическом, и не п р е в ы ­ ш а ю т 35,6°/оо- Э т и м и объясняется тот факт, что соленость в ядре подповерхностного противотечения здесь ниже, че м в ядре течения Ломоносова.

В Т и х о м океане я д р о п о в ы ш е н н о й солености в т е рм ок ли не на экваторе отсутствует. О б л а с т ь п о в ы ш е н н о й солености в по дп ов ер х­ ностном слое здесь располагается к ю г у от экватора в центральной части океана. Н а и б о л ь ш и е значения солености до 36,5%0 н а б л ю д а ­ ю т с я м е ж д у 10 и 20° ю. ш. В за падной части океана, где ф о р м и ­ руется течение Кр ом ве лл а, соленость имеет п р и м е р н о те ж е зн а­ чения, что и в восточной. Вследствие этого течение К р о м в е л л а не отличается к а к и ми -л иб о х а р а к т е р н ы м и особенностями в поле соле­ ности.

О б щ и е че рт ы э к в а т о р и а л ь н ы х подпов ер хн ос тн ых течений в Т и ­ хом, Ат ла н т и ч е с к о м и И н д и й с к о м океанах свидетельствуют о том, что они в о з б у ж д а ю т с я и п о д д е р ж и в а ю т с я о д н и м и и т е м и ж е си ­ лами. О д н а к о условия ф о р м и р о в а н и я этих течений в к а ж д о м оке­ ану и м е ю т особенности, что, в с в о ю очередь, пр ив од ит к некото­ р о м у р а з л и ч и ю в структуре течений.

В н а с т о я щ е е в р е м я п р о в е д е н ы значительные исследования как у нас, так и за р у б е ж о м, п о с в я щ е н н ы е теории подпов ер хн ос тн ых э к в а т о р и а л ь н ы х противотечений., О с н о в н ы м и п р и ч и н а м и их возникновения следует признать х а ­ рактер а т м о с ф е р н о й ц и р к у л я ц и и экваториальной зоны, на личие нулевого значения о т к л о н я ю щ е й с и л ы в р а щ е н и я З е м л и на э к ва­ торе пр и значительном ее возрастании с у д а л е н и е м от него (|3-эф фект), к о н ф и г у р а ц и ю берегов, ре ль еф дна. О п р е д е л е н н о е значение имеет и вертикальное распределение т е м п е р а т у р ы и солености, к о ­ торое связано с п р и х о д о м и р а с х о д о м тепла (т епловым б а л а н с о м океана:).

Р а й о н ы с п р е о б л а д а н и е м п р и л и в н ы х течений о х в а т ы в а ю т з о н ы ш е л ь ф а океанов, и о к р а и н н ы е моря, где скорости течения дости­ г а ю т 0,5— 0,8 узла. В п р о л и в н ы х зонах он и могут достигать 12 уз­ лов. В о т к р ы т ы х ра й о н а х океанов скорости п р и л и в н ы х течений о б ы ч н о не п р е в ы ш а ю т 0,2— 0,3 узла.

П р и в е д е н н ы е д а н н ы е о течениях М и р о в о г о океана о с в е щ а ю т их о б щ и й р е ж и м. К о н к р е т н ы е значения течений в о д н о м и то м ж е р айоне п о д в е р ж е н ы значительной в р е м е н н о й изменчивости и их м о ­ ж н о рассматривать как с л у ч а й н ы й процесс. П о э т о м у д л я их х а р а к ­ теристики исполь зу ют ап парат теории вероятностей. В о з м о ж н о с т и такого по дхода п о к а з а н ы в ы ш е на п р и м е р е п р и л о ж е н и я теории с л у ч а й н ы х ф у н к ц и й к расчету р е а л ь н ы х м о р с к и х течений..

Глава X ОКЕАН И АТМОСФЕРА § 54. О взаимодействии процессов в океане и атмосфере I П р о б л е м а взаимодействия океана и а т м о с ф е р ы на с о вр ем ен­ н о м этапе является центральной. Т р у д н о назвать научно-исследо­ вательские институты и л и к а ф е д р ы в ы с ш и х у ч е б н ы х заведений, где б ы не рассма тр ив ал ис ь в той и л и и н о й ф о р м е в о п р о с ы взаимодей 1 ствия приводного слоя а т м о с ф е р ы и поверхностного слоя океана.

Э т о взаимодействие, по-видимому, уд о б н о разделить на д и н а м и ­ ческое и тепловое.

В о п р о с ы ди намического взаимодействия, д о в е д е н н ы е до уровня в о з м о ж н о с т е й и х практического использования (ветровые волны, течения, к о л е б а н и я уровня) и з л о ж е н ы в ы ш е в со о т в е т с т в у ю щ и х главах. Б о л е е д е т а л ь н ы й анализ турбулентного (динамического) взаимодействия п о г р а н и ч н ы х слоев океана и а т м о с ф е р ы ра с с м о т ­ рен в м о н о г р а ф и и С. А. Китайгородского. П о э т о м у в д а н н о й главе [ о б р а щ е н о основное в н и м а н и е на некоторые о б щ и е аспекты указан, ной п р о б л е м ы и в ос но вн ом на- тепловое взаимодействие.

Единство основных источников энергии в океане и атмосфере.

О с н о в н ы м ис то чн ик ом энергии в океане и ат мо сф ер е с л у ж и т Солнце. П о т о к солнечной р а д и а ц и и пр и ср ед не м расстоянии от З е м л и до С о л н ц а приблизительно равен 1000 ккал/см2 •год. Вслед ;

ствие ш а р о о б р а з н о й ф о р м ы З е м л и на е д и н и ц у поверхности верхней г р а н и ц ы а т м о с ф е р ы в ср еднем поступает часть о б щ е й в е л и ч и н ы потока, т. е. около 250 кк ал/см2 •год. И з н и х поверх но ст ью З е м л и и а т м о с ф е р о й по гл ощ ае тс я приблизительно 167 кк ал/см2 •год. П р и | этом основная часть п о с т у п а ю щ е й солнечной р а д и а ц и и — около 3Д ;

о б щ е г о количества, т. е. 126 ккал/см2 год, достигает поверхности З е м л и ( 7 1 % которой з а ни ма ет океан). Вследствие о т р а ж е н и я к о ­ ротковолновой р а д и а ц и и от поверхности Земли, составляющей в ср еднем 14 %, зе мн ой поверх но ст ью по гл ощ ае тс я 108 ккал/см2X | X год. А т м о с ф е р о й по гл ощ ае тс я 59 ккал/см2, год.

;

i П о в е рх но ст ь З е м л и (суши и океанов) в результате нагрева под воздействием солнечной р а д и а ц и и с а м а становится ис то чн ик ом д л и н ­ новолнового излучения, часть которого по гл ощ ае тс я атмосферой.

П о г л о щ е н и е реальной а т м о с ф е р ы благодаря н а л и ч и ю в ней водяного пара, газов и п ы л и б о л ь ш е п о г л о щ е н и я п о л н о с т ь ю пр оз­ рачной атмосферы. Д л и н н о в о л н о в о е излучение пр ив од ит о д но вр е­ м е н н о к о х л а ж д е н и ю поверхности Земли. Э т о о х л а ж д е н и е в у с л о ­ виях реальной а т м о с ф е р ы значительно м е н ь ш е по с р а в н е н и ю с п о л ­ н о с т ь ю прозрачной а т м о с ф е р о й (не с о д е р ж а щ е й водяного пара, п ы л и и других примесей), так ка к происходит ч а с т и ч н ы й возврат тепла к поверхности Земли. У м е н ь ш е н и е дл ин новолнового излуче­ ния поверхности З е м л и а т м о с ф е р о й по лу чи ло название « о р а н ж е ­ рейного эффекта». Р о л ь з а щ и т н о г о стеклянного п о к р ы т и я о р а н ­ жерей, п р о п у с к а ю щ е г о к о р о т к о в о л н о в у ю р а д и а ц и ю и з а д е р ж и в а ю ­ щ е г о д л и н но во лн ов ую, играет в д а н н о м случае атмосфера.

/ ' О б щ е е количество длинно во лн ов ог о излучения поверх но ст ью З е м л и равно 36 ккал/см2 •год.

Т е п л о о б м е н м е ж д у а т м о с ф е р о й и поверх но ст ью З е м л и не огра­ ничивается о б м е н о м лучистой энергией. Значительное перераспре­ деление тепла по вертикали м е ж д у а т м о с ф е р о й и по верхностью З е м л и осуществляется л. результате влагообмена, пр и ко то ро м тепло, затрачиваемое на'испарение с поверхности З е м л и (океана), передается а т мо сф ер е п р и ко нд ен са ци и влаги (60 ккал/см2 -год), а т а к ж е и в процессе турбулентного те пл оо бм ен а (12 ккал/см2Х X год). Следовательноу-за-счет-ист1 'ар'ёнйя'“и'~ту-рбулнтн0г0 тепло­ о б м е н а а т м о с ф е р а получает около 6 0 % всей п о г л о щ е н н о й тепло­ вой энергии. В ми р о в о е пространство излучается то ж е количество тепла, которое поступает к верхней границе атмосф ер ы, т. е.

167 ккал/см2 • год. И з них. на излучение з е мн ой поверхности падает 36 ккал/см2 •год, а а т м о с ф е р ы — 131 ккал/см2 • год.

/ Н а р я д у с перераспределением тепла в ве рт ик ал ьн ом направле I, нии, в океане и а т мо сф ер е осуществляется значительное пере ( распределение тепла и в горизонтальном н а п р а в л е н и и м е ж д у | в ы с о к и м и и н и з к и м и ш и р о т а м и, которое связано с ок еа нс ки ми и в о з д у ш н ы м и течениями. П е р е н о с тепла те че ни ям и существенно ска­ зывается на те пл о в о м р е ж и м е вод океана и атмосферы, п р о я в л я ю ­ щ е м с я в распределении т е м п е р а т у р ы в о д ы и воздуха. Н а картах а н о м а л и й т е м п е р а т у р ы в о д ы на поверхности океанов ( п р и л о ж е ­ ние 2) четко в ы д е л я ю т с я « я з ы к и » тепла, связанные с р а й о н а м и т е п л ы х течений, таких, ка к Го ль фс тр им, К у р о с и о и др. В т е м п е р а ­ т у р н ы й р е ж и м а т м о с ф е р ы вносятся весьма с у щ е с т в е н н ы е по пр ав ки в о з д у ш н ы м и течениями, ко то ры е наглядно д е м о н с т р и р у ю т с я д а н ­ н ы м и табл. 38, в которой п р и в е д е н ы средние годовые значения фактической т е м п е р а т у р ы воздуха д л я северного и ю ж н о г о п о л у ­ ш а р и й и солярной, т. е. температуры, которая н а б л ю д а л а с ь б ы при отсутствии в о з д у ш н ы х течений.

Н а р я д у с о с н о в н ы м источником энергии д л я океана и а т м о ­ с ф е р ы — солнечной радиацией, следует отметить и не ко то ры е д р у ­ гие, ко т о р ы е и г р а ю т з а м е т н у ю роль п р и ра ссмотрении н е ко то ры х процессов. К их числу следует отнести п р е ж д е всего э н ер ги ю приливов, о б у с л о в л е н н у ю действием сил п р и т я ж е н и я Л у н ы и Солнца.

Т абли ца Сравнение фактических и солярных среднегодовых температур воздуха (град.) для различных широт Широта, град Температура ю 40 30 50 0 I 28,2 22,1 2,6 —10,9 -24, О см 32,8 31.6 13, С ( t Солярная М О 5,8 - 1,1 -10, 26,2 26.6 25,3 20,4 14, Фактическая для • северного полу­ шария - 3,4 - 13,6 —27, 26,2 25,3 22,9 28,4 11,9 5, южного полу­ шария В океане п р и л и в ы и г р а ю т з а м е т н у ю роль, в ы з ы в а я пе ри од ич е­ ские к о ле ба ни я ур ов ня и периодические течения, к о то ры е с к а з ы в а ­ ю т с я на о б щ е м состоянии вод океанов и его динамике. Р о л ь п р и ­ ли в о в в а т м о с ф е р е менее су ще ст ве нн а по с р а в н е н и ю с другими процессами, о п р е д е л я ю щ и м и физическое состояние а т м о с ф е р ы — погоду.

I Д л я океанов п о м и м о энергии пр ил и в о в в не ко то ры х случаях н е о б х о д и м о уч ит ыв ат ь энергию, п о с т у п а ю щ у ю от внутренних ч а ­ стей Земли. Х о т я она и составляет сотые д о л и процента солнечной радиации, но м о ж е т ок азывать некоторое вл ияние на физическое состояние г л у б и н н ы х во д океана, непосредственно прилегающих ко дну.

Общность физических законов, управляющих процессами в океане и атмосфере. О к е а н и а т м о с ф е р а ха ра кт ер из ую тс я не только о б щ н о с т ь ю источников энергии, но и о б щ н о с т ь ю тех ф и ­ зических законов, к о т о р ы е у п р а в л я ю т п р о т е к а ю щ и м и в них п р о ­ цессами. К а к пр и р е ш е н и и задач о фи з и ч е с к о м состоянии и д и н а ­ м и к е вод океана, так и а т м о с ф е р ы ш и р о к о ис по ль зу ют ся з а к о н ы термог ид ро ди на мик и. Ос об ен но ст и п р и л о ж е н и я этих законов о п ре­ де л я ю т с я п р е ж д е всего тем, что п р и изучении океанов он и п р и м е ­ н я ю т с я к жидкости, которая м о ж е т считаться н е с ж и м а е м о й, а при изучении а т м о с ф е р ы — к газу.

Т е м не менее, сопоставляя р е ш е н и я тех и л и и н ы х задач д и н а ­ м и к и во д океана и атмосф ер ы, м ы легко у б е ж д а е м с я в единстве.,. t используемого ап па ра та и и с х о д н ы х уравнений. Действительно, \ : основными уравнениями термог ид ро ди на мик и, используемыми \ ] в ^ к е а н о т р 'а " ф Ш и метеорологии, с л у ж а т ур ав не ни я д в и ж е н и я и ^ \ J ур ав не ни я неразрывности. К ним, в зависимости от поставленной задачи, д о б а в л я ю т с я ур ав не ни я статики, состояния, д и ф ф у з и и, теп лопроводности, ба ланса энергии турбулентности и др.

Р е ш е н и е у к а з а н н ы х у р ав не ни й п р и м ен ит ел ьн о к в о д а м океана в о б щ е м случае проще, ч е м д л я ат мо сф ер ы. Э т о обусловлено пр е­ ж д е всего тем, что пр и р е ш е н и и н е к о т о р ы х ок еа но гр аф ич ес ких за­ дач д о п у с т и м о п р и н и м а т ь в п е р в о м п р и б л и ж е н и и плотность в о д ы. постоянной. К р о м е того, устойчивость процессов в океане больше, чем в атмосфере, что позволяет п р и н и м а т ь процессы, п р о т е к а ю ­ щ и е в океане, к а к установившиеся. В частности, пр и и з л о ж е н и и теории волн, м о р с к и х течений ш и р о к о б ы л и ис по ль зо ва ны эти д о ­ пущения. Напротив, п р и рассмо тр ен ии процессов, п р о т е к а ю щ и х в атмосфере, плотность не м о ж е т б ы т ь пр инята постоянной, а с а м и пр оц ес сы только в редких случаях м о ж н о считать у с т а н о в и в ш и ­ м и с я вследствие б о л ь ш о й изменчивости, физического состояния ат­ м о с ф е р ы во времени. К р о м е того, исследование процессов в а т м о ­ сф ер е ус ло жн яе тс я ф а з о в ы м и в р а щ е н и я м и а т м о с ф е р н о й влаги (конденсация и с у б л и м а ц и я водяного пара). Т е м не менее в разви­ тии теории и методов прогнозов по г о д ы достигнуты значительно б о л ь ш и е успехи, че м в гидрологических прогнозах. Так, например, в н а с т о я щ е е в р е м я в о ш л и у ж е в о п е р а т и в н у ю пр ак т и к у г и д р о д и ­ на ми че ск ие м е т о д ы прогноза полей давления, ветра и т е м п е р а т у р ы на р а з л и ч н ы х уровнях, в то в р е м я как д л я океана е щ е нет д а ж е уд овлетворительных методов расчета, а не только прогноза полей, течений и т е м п е р а т у р ы п р и з а д а н н ы х в н е ш н и х условиях.

Т а к о е п о л о ж е н и е объясняется д в у м я о с н о в н ы м и причинами.

П е р в а я состоит в том, что М и р о в о й океан разделен на части к о н ­ тинентами, на личие к о т о р ы х существенно у с л о ж н я е т р е ш е н и е задач д и н а м и к и во д океана. Вторая, не менее в а ж н а я причина, — это от­ сутствие п о д р о б н о й синхро нн ой и систематической и н ф о р м а ц и и о ф и з и ч е с к о м состоянии вод океана, п о л у ч а е м о й д л я а т м о с ф е р ы с сети гидрометеорологических станций. В п о л н е понятно, что орга­ ни зация стацио на рн ой сети станций в М и р о в о м океане, аналогич­ ной сухопутной, задача весьма сложная. П о э т о м у в на ст оя ще е в р е м я стремятся организовать в более ш и р о к о м м а с ш т а б е по пу т н ы е гидрометеорологические н а б л ю д е н и я на судах, использовать авто­ матические гидрометеорологические станции и искусственные спут­ ники Земли, увеличить число с п е ц и а л ь н ы х ок еанографических судов, с ц е л ь ю получения систематической и н ф о р м а ц и и о ф и з и ч е с к о м со­ стоянии вод океана и изучения процессов, п р о и с х о д я щ и х в нем.

Достигнуто с о гл аш ен ие о создании о б ъ е ди не нн ой глобальной си­ с т е м ы океанских станций — п р о г р а м м а О Г С О С, в соответствии с которой у ж е н а ч а т ы исследования к а к у нас, так и за р у ­ бе жом.

Н а р я д у с ш и р о к и м использованием в ок е а н о г р а ф и и и метеоро­ логии строгих методов гидро- и т е р м о д и н а м и к и в последние г о д ы все б о л ь ш е е п р и м е н е н и е находят м е т о д ы теории вероятности. П о ­ следние, как показано в ы ш е, используются в теории турбулентно­ сти, пр и изучении морского волнения, течений и т. п. Сл е д у е т п о л а ­ гать, что д а л ь н е й ш е е развитие теории д о л ж н о строиться на р а з у м ­ н о м сочетании методов г и д р о д и н а м и к и и теории вероятности п р и ш и р о к о по ст ав ле нн ых н а т у р н ы х н а б л ю д е н и я х и л а б о р а т о р н ы х ис­ следованиях.

Возм ны пути ком ож е плексного изучения систем океан— ы атм ера. В н а с т о я щ е е вр е м я ни у кого не возникает со мн е н и й осф в не об хо ди мо ст и комплексного изучения с и с т е м ы океан— а т м о ­ сфера, так ка к обе п о д в и ж н ы е об ол оч ки н а ш е й планеты, подвер гаясь в н е ш н и м воздействиям, р е а г и р у ю т на них и м е н н о ка к единая система, о б л а д а ю щ а я к т о м у ж е способностью развивать внутри себя пр оц ес сы автоколебательного типа, д о с т и г а ю щ и е значитель­ н ы х ма сш та бо в. П о э т о м у за последние г о д ы были..развернуты б о ль­ ш и е э к с п е р и м е н т а л ь н ы е исследования процессов, о п р е д е л я ю щ и х ~вз“ аимЬдействие океана и атмосферы, и достигнуты оп ре де ле нн ые успехи в создании теории термического и динамического в з а и м о д е й ­ ствия океана и ат мо сф ер ы. П р и м е р о м в о з м о ж н о г о по дх од а к теоре­ ти че ск ом у. р е ш е н и ю задачи служит модель, предложенная Д. JI. Л а й х т м а н о м, Б. А. К а г а н о м и др. Е е основой является п о л о ­ жение, что а т м о с ф е р а и океан не и з о л и р о в а н н ы е с р е д ы — м е ж д у н и м и происходит н е п р е р ы в н ы й о б м е н количеством дв иж ен ия, теп­ лом, влагой и солями. Х а р а к т е р о б м е н а на поверхности раздела океан— а т м о с ф е р а определяется турбулентностью в п р и л е г а ю щ и х к поверхности раздела слоях — п о г р а н и ч н ы х слоях океана и а т м о ­ сферы, к о т о р ы е характ ер из ую тс я б о л ь ш и м и в е р т и к а л ь н ы м и гр ад и­ е н т а м и скорости. Н а и б о л е е су ще ст ве нн ой п р и ч и н о й возникновения, п о г р а н и ч н ы х слоев с л у ж и т скачок плотности на границе раздела во да— воздух.

П влиянием турбулентного воздействия воздуш од ного потока верхний слой во ыприходит в движ д ение, которое передается в ниж­ н е слои ипостепенно затухает.

и И н тенсивность турбулентности в обоих п о г р а н и ч н ы х слоях за­ висит от в е р т и к а л ь н ы х градиентов скорости и плотности, на к о то­ рые, в с в о ю очередь, влияет турбулентность. П о э т о м у в по гр а н и ч ­ н ы х слоях а т м о с ф е р ы и океана нельзя считать н е з а в и с и м ы м и ни распределение скорости и плотности, ни интенсивность ту рб ул ен т­ ности;

их н е о б х о д и м о определять совместно по з а д а н н ы м оп реде­ л я ю щ и м в н е ш н и м па ра ме тр ам., Т а к и м и в н е ш н и м и (по о т н о ш е н и ю к п о г р а н и ч н ы м слоям) пара-;

м е т р а м и п р и н и м а ю т с я характеристики а т м о с ф е р ы на границе, от- ;

;

д е л я ю щ е й с в о б о д н у ю а т м о с ф е р у от ее пограничного слоя — геост­ р о ф и ч е с к и й ветер, те мп ер ат ур а и в л а ж н о с т ь воздуха, р а д и а ц и о н н ы й баланс, и характеристики в о д океана на границе, о т д е л я ю щ е й его ;

п о г р а н и ч н ы й слой от г л у б и н н ы х слоев,-— геострофическое течение,;

!

те мп ер ат ур а и соленость.

Д л я к а ж д о г о из р а с с м а т р и в а е м ы х слоев: свободной атмосферы, пограничного слоя атмосферы, пограничного слоя м о р я и г л у б и н н ы х слоев м о р я составляется система у р а в н е н и й гидротермодинамики,, в к л ю ч а ю щ а я ур ав не ни я д в иж ен ия, неразрывности, статики состоя­ ния, теплопроводности, д и ф ф у з и и влаги и соли, баланса энергии турбулентности и не ко то ры е другие. Д о п о л н и т е л ь н о д о л ж н ы бы ть з а д а н ы г р а н и ч н ы е условия на поверхности раздела в о д а — воздух.

Р е ш е н и е системы, в к л ю ч а ю щ е й около 30 уравнений, п р и з а д а н н ы х Г р а н и ч н ы х условиях и в н е ш н и х п а р а м е т р а х дает в о з м о ж н о с т ь ра с ­ считать распределение ветра, температуры, в л а ж н о с т и и вертикаль­ ной скорости в атмосфере, ту р б у л е н т н ы е потоки количества д в и ­ жения, тепла и вл'аги, э л е м е н т ы в о л н на поверхности моря, п р о ф и л и течения, температуры, солености и вертикальной скорости в м о р е 26 Заказ № 115 и распределение к о э ф ф и ц и е н т о в турбулентности в п о г р а н и ч н ы х слоях обеих сред.

О д н а к о аналитическое р е ш е н и е ук азанной с и ст ем ы ур ав не ни й ги др отермодинамики, о п и с ы в а ю щ е й взаимодействие а т м о с ф е р ы и океана, пока не во зм ож но. П о э т о м у ис по ль зу ют различного рода у п р о щ е н н ы е модели, которые, естественно, о б л а д а ю т су ще ст ве н­ н ы м и недостатками и п о з в о л я ю т оценить взаимодействие а т м о ­ с ф е р ы и океана пока только с качественной стороны.

П р и в е д е н н ы й п р и м е р теоретического по дх од а к р е ш е н и ю задачи взаимодействия океана и а т м о с ф е р ы свидетельствует, с од но й сто­ роны, о не об хо ди мо ст и совместного р е ш е н и я задачи д л я с и ст ем ы океан— атмосфера, а с другой, — о б о л ь ш и х трудностях, в о з н и к а ю ­ щ и х п р и этом. П о э т о м у в н а ст оя ще е в р е м я е щ е остается не об хо ди­ мость, а во мн о г и х случаях и целесообразность, раздельного изуче­ ния процессов в океане и атмосфере. П о с л е д н е е особенно ценно в тех случаях, когда исследуются детали процессов одной с р е д ы и когда вл ияние другой с р е д ы играет второстепённое значение или последствия этого в л и я н и я могут б ы т ь о ц е н е н ы заранее.

П р и к о м п л е к с н о м изучении с и с т е м ы океан— а т м о с ф е р а особое в н и м а н и е д о л ж н о б ы т ь уделено зоне непосредственного их к о н ­ такта. В частности, б о л ь ш о е значение имеет в ы я в л е н и е пока е щ е м а л о изученного м е х а н и з м а о б м е н а энергией и в е щ е с т в о м через поверхность раздела сред. Сл е д у е т иметь в виду, что интенсивность взаимодействия океана и атмосферы;

не од ин ак ов а в р а з л и ч н ы х р а й о н а х М и р о в о г о океана. П о э т о м у физические исследования вза­ им од ей ст ви я д о л ж н ы сочетаться с географическими.

П р и этом ог­ р о м н о е значение н а р я д у с изучением пространственной и з м е н ч и в о ­ сти имеет изучение в р е м е н н о й изменчивости процессов в з а и м о д е й ­ ствия сред. Р а с с м а т р и в а я в о з м о ж н ы е пути изучения с и ст ем ы океан— а т м о ­ сфера, следует п р е ж д е всего указать на не обходимость развития фи зи че ск ой теории взаимодействия океана и а т м о с ф е р ы пу те м ре ­ ш е н и я дв ух сл ой но й задачи на основе н а т у р н ы х н а б л ю д е н и й и л а б о ­ р а т о р н ы х исследований. Э т а теория д о л ж н а позволить вскрыть м е х а н и з м взаимодействия, оценить ро ль от де ль ны х факторов, п о л у ­ чить пространственные и в р е м е н н ы е закономерности из менения си­ с т е м ы океан— атмосфера, к о т о р ы е м о г л и б ы явиться основой дл я разработки н о в ы х и существенного у л у ч ш е н и я с у щ е с т в у ю щ и х ме то­ до в прогноза состояния океана и атмосферы.

В н а с т о я щ е е в р е м я наиболее р а з р а б о т а н н ы м во пр о с о м в з а и м о ­ действия океана и а т м о с ф е р ы является вопрос об их те пл ов ом взаи­ модействии. О н н а ш е л свое в ы р а ж е н и е в учении о те пл ов ом балансе океана и атмосферы.

§ 55. Тепловой баланс океана и атмосферы Т е п л о в о й баланс определяется уравнением, с о с т о я щ и м из с у м м ы с о с т ав ля ющ их, х а р а к т е р и з у ю щ и х п р и х о д и расход тепла в океане и атмосфере. Э т о уравнение представляет ч а с т н у ю ' ф о р м у одного из о с н о в н ы х физических законов — закона сохранения энергии.

У р а в н е н и е теплового б а л а н с а о б ы ч н о составляется д л я верти­ кального столба с ед ин ич но й п л о щ а д ь ю основания, п р о х о д я щ е г о через в с ю т о л щ у а т м о с ф е р ы и с к л ю ч а ю щ е г о верхние слои океана и л и континента до глубин, на к о т о р ы х практически у ж е не о щ у ­ щ а ю т с я сезонные и суточные к о л е б а н и я температуры. Э т и верхние слои н а з ы в а ю т д е я т е л ь н ы м с л о е м океана и л и с у ш и соответ­ ственно. У к а з а н н о е ур ав не ни е характеризует тепловой баланс си ­ с т е м ы З е м л я — атмосфера.

У р а в н е н и е теплового ба ла нс а м о ж е т б ы т ь составлено и д л я ч а ­ сти указанного столба, п е р е с е к а ю щ е г о л и б о только атмосферу, л и б о де я т е л ь н ы й слой океана и л и суши. В э т о м случае п о л у ч и м соответственно ур ав не ни я теплового ба ланса атмосферы, по верхно­ сти океана и поверхности суши.

А н а л и з величин, о п р е д е л я ю щ и х п р и х о д и ра сход тепла в а т м о ­ сфере и в де ят ел ьн ом слое океана (суши), показывает, что п р и рас, см от ре ни и средних го д о в ы х ве личин с о с т а в л я ю щ и х теплового б а ­ ланса о с н о в н ы м и из ни х я в л я ю т с я р а д и а ц и о н н ы й поток (баланс) тепла — R, т у р б у л е н т н ы й поток тепла м е ж д у п о д с т и л а ю щ е й поверх­ ностью (поверхностью океана и л и су ши ) и а т м о с ф е р о й — Р, поток тепла м е ж д у п о д с т и л а ю щ е й по верхностью ин и ж е л е ж а щ и м и с л о я м и — А и за тр ат ы тепла на испарение (или в ы д е л е н и е тепла пр и конденсации) — L E (L — с к р ы т а я теплота испарения, — ско­ рость испарения и л и конденсации). То гд а уравнение теплового б а ­ ланса дл я поверхности океана и л и с у ш и м о ж н о представить в виде R = LE + P+ A. (10.1) Р а д и а ц и о н н ы й баланс представляет разность п о г л о щ е н н о й з е м ­ ной поверхностью, солнечной р а д и а ц и и и э ф ф е к т и в н о г о излучения.

Э ф ф е к т и в н о е излучение определяется к а к разность м е ж д у собст­ в е н н ы м д л и н н о в о л н о в ы м излуче ни ем поверхности З е м л и и встреч­ н ы м д л и н н о в о л н о в ы м излуче ни ем а т м о с ф е р ы R = (Q + q ) ( l - a ) - I, (10.2) где Q — с у м м а п р я м о й солнечной радиации, q — с у м м а рассеянной радиации, а — альбедо (отношение о т р а ж е н н о й п о д с т и л а ю щ е й п о ­ верхностью солнечной р а д и а ц и и к п а д а ю щ е й на нее), / — э ф ф е к ­ тивное излучение.

В е л и ч и н а (Q + gO определяет с у м м а р н у ю ра ди ац ию.

В у р а в н е н и и (10.1) величина.? считается положительной, если / она характеризует п р и х о д тепла к п о д с т и л а ю щ е й поверхности, а все остальные в е л и ч и н ы — п о л о ж и т е л ь н ы м и, если он и ха ракте­ р и з у ю т расход тепла. В э т ом у р а в н е н и и не уч т е н ы ч л е н ы теплового баланса, х а р а к т е р и з у ю щ и е ра сх од тепла на таяние льдов и снега на з е м н о й поверхности (на поверхности океана и су ши ) и соответ­ ственно п р и х о д тепла от за ме рз ан ия в о д ы D. Э т о вп олне понятно, так к а к пр и ра сс мо тр ен ии среднего годового теплового баланса к о ­ личество тепла, за трачиваемое на таяние льдов в океане в т е п л у ю по ло ви ну года, компенсируется в ы д е л е н и е м тепла в х о л о д н у ю п о л о ­ вину года, и по эт ом у D = 0. С р е д н е м е с я ч н ы е в е л и ч и н ы количества 26* тепла, связанного с та я н и е м и л и об ра зо ва ни ем льда, легко опреде­ л я ю т с я у м н о ж е н и е м п р и р а щ е н и я т о л щ и н ы льда за м е с я ц на с к р ы ­ т у ю теплоту плавления, р а в н у ю 80 кал/грамм. Д л я поверхности с у ш и тепло, затрачиваемое на таяние снега, не компенсируется в х о л о д н у ю погоду года. О д н а к о д л я среднегодовых значений соста­ в л я ю щ а я д л я поверхности с у ш и значительно м е н ь ш е о с та ль ны х со­ с т а в л я ю щ и х теплового баланса. П о э т о м у тепло, затрачиваемое на таяние снега, следует уч ит ыв ат ь только д л я периодов снеготаяния в полосе средних и в ы со ки х широт.

С о с т а в л я ю щ а я теплового баланса А, х а р а к т е р и з у ю щ а я тепло­ о б м е н поверхности океана (суши) с н и ж е л е ж а щ и м и г л у б и н н ы м и слоями, м о ж е т бы ть представлена к а к с у м м а A = B + F, (10.3) где В — -изменение т е п л о с о д е р ж а н и я рассма тр ив ае мо го вертикаль­ ного столба в о д ы (суши);

F — го ри зонтальный ту р б у л е н т н ы й и а д ­ в е кт ив ны й т е пл оо бм ен вертикального столба в о д ы (суши) с о к р у ­ ж а ю щ и м пространством.

Д л я с у ш и величина F, как правило, незначительна вследствие м а л ы х значений горизонтальных градиентов т е м п е р а т у р ы в почве, что позволяет принять А = В.

Д л я от де ль ны х участков океанов и м о р е й величина F играет су­ щ е с т в е н н у ю роль, так к а к в эт ом случае в о з м о ж н о перераспределе­ ние значительного количества тепла в горизонтальном на п р а в л е н и и вследствие действия течений, а т а к ж е и вследствие горизонтального турбулентного обмена.

И з м е н е н и е т е п л о с о д е р ж а н и я В вертикального столба, п р о х о д я ­ щ е г о через д е ят ел ьн ый слой океана (суши), м о ж н о рассматривать к а к результат действия всех р а с с м о т р е н н ы х в ы ш е с о с т а в л я ю щ и х ур ав не ни я теплового баланса. П о э т о м у ве личину В н а з ы в а ю т т а к ж е т е п л о в ы м б а л а н с о м океана (суши). О н а определяет из ме не ни я т е м ­ п е р а т у р ы деятельного слоя океана ( с у ш и ).

О б о з н а ч и м т о л щ и н у деятельного слоя через Я, а изменение его т е м п е р а т у р ы за р а с с м а т р и в а е м ы й отрезок в р е м е н и через М. Тогда м о ж н о записать В = с р Н At, (10.4) где с — теплоемкость в о д ы ( с у ш и ) ;

р — плотность в о д ы ( с у ш и ).

С р е д н и е м е с я ч н ы е значения в е л и ч и н ы В могут б ы т ь о п р е д е л е н ы из ур ав не ни я теплового ба ланса (10.1) с учетом (10.3). То гд а по ф о р м у л е (10.4) молено рассчитать и ср ед не ме ся чн ые из ме не ни я т е м ­ пе р а т у р ы деятельного слоя д л я всего года.

Наоборот, зная средне ме ся чн ые т е м п е р а т у р ы деятельного слоя (годовой ход), м о ж н о рассчитать и из ме не ни я его т е п л о с о д е р ж а н и я В по (10.4).

В практике ок еа но гр аф ич ес ких расчетов ф о р м у л а (10.4) зача­ с т ую используется и м е н н о д л я расчета из ме не ни я т е п л о с о д е р ж а н и я В по известному го довому х о ду т е м п е р а т у р ы деятельного слоя столба воды. Тогда, определив о д н о в р е м е н н о из ур ав не ни я (10.1) величину А, м о ж н о рассчитать [с учетом (10.3)] величину F, кото­ р а я пока только в ре дких случаях поддается непосредственному расчету.

П р и определении среднего годового теплового баланса В = 0, и по этому д л я суши, Л = 0, а д л я океана A = F. Е с л и ж е определять ср едний годовой ба ланс всего М и р о в о г о океана в целом, то F т а к­ ж е равно н у л ю и уравнение (10.1) п р и м е т простой вид R = L E + P. (10.5) Д л я л ю б о г о отрезка вр е м е н и ур ав не ни я теплового баланса м о ­ ж н о представить в с л е д у ю щ е м виде:

для су ши R = LE + P + D + B, (10.6) д л я районов океана с л ь д о о б р а з о в а н и е м R = L E + P + D + B + F, (10.7) дл я н е з а м е р з а ю щ и х ра йо но в океана R = L E + P + F + B. (10.8) В п р и в е д е н н ы х у р ав не ни ях теплового баланса не уч т е н ы такие с о с т а в л я ю щ и е, ка к потоки тепла от д и сс ип ац ии энергии, ве тровых Рис. 10.1. Схема теплового баланса системы Земля— атмосфера.

во н п ли течений от внутренних частей Зем и др., котор е л, ри вов,, ли ы существенно м е основны составляю их уравнения теплового еньш х щ баланса.

Д составления уравнения теплового баланса систем Зем ля ы ля— атм ера нео и о рассм осф бход м отреть приход и расход тепла в верти­ кальном столбе, проходящ ч ез атм еру и деятельны слой ем ер осф й океана или суш (рис. 10.1).

и Теплообм м ду рассм ен еж атриваем м столбом и м р вы прост­ ы ио м ранством характеризуется ее радиац ионны балансом Rs, опреде­ м ляем мсоотнош ем ы ени (10.9) R, = Q * ( l — a,) — Is, где Qs —прям солнечная радиация, приходящ на вн н ю ая ая еш ю границу атм еры as —альбедо систем Зем осф ;

ы ля—атм ера;

осф Is —сум арное д м линноволновое излучение в м р в е пространство.

иоо Величина Rs считается полож ительной, когда она характеризует приходтепла к систем Зем -атм ера.

е ля— осф П риток тепла снизу практически м ж о принять равны нулю он м, так как столб взят д глубин, на которы тем о х пература.в д прак­ оы тически н изм е еняется.

П риток тепла ч ез б ко е стенки столба определяется дейст­ ер о вы в емгоризонтального переноса (течений) в атм ере и океане (ги­ и осф дросф ере). Разность прихода и расхода тепла вследствие атм ер­ осф н х течен й изображ на р с. 1.1 стрелкой С, а вследствие океа­ ы и ена и нических течений—стрелкой F.

К е теплообм ром ена ч ез поверхность столба н ер еобход м ио учесть внутренние источники тепла, связанны с конденсац и ис­ е ией парени влаги.

ем Приход тепла от конденсации влаги в атм ере приближ осф енно м ет бы принят р ож ть авны п ои ен ю скры теплоты паро­ м р звед и той образования L на сум у осадков г. Расход тепла на испарение м с поверхности во о о п ч ы и растительного покрова равен LE, д ем в, о в гд Е —скорость испарения. О ее влияние конденсации и испаре­ е бщ н я на тепловой баланс столба м н приближ и ож о енно охарактеризо­ вать вел чи о L ( Е —г).

и нй Тогда уравнение теплового баланса систем Зем ы ля—атм ера осф запиш в ф р е ется о м (10.10) Rs — [C + F + L ( E — r)) = B s, где B s —и енени теплосодерж зм е ания рассм атриваем ого столба, проходящ ч ез атм еру и деятельны слой океана (суш его ер осф й и).

Все чл ы стоящ в квадратны скобках, считаю полож ен, ие х тся и­ тельны и, если о и характеризую расход тепла.

м н т Д среднего годового пери величина B s практически м ет ля ода ож бы принята р ть авной нулю иуравнение (10.10) приним ви, ает д (10.11) Rs = C + F + L ( E — г)..

Д суш где величина F близка к нулю уравнение и еет ещ ля и,, м е б лее простуюф р у о ом Rs = C + L ( E — г). (10.12) Для всего зем ного ш в ц о и среднего годового пери ара ел м ода E = r, a F — C = 0, поэтом уравнение (10.10) приобретает наиболее простую ф у у орм tfs= 0. (10.13) I \ \ Уравнение теплового баланса атм еры м н получить как осф ож о разность уравнений теплового баланса систем Зем ы ля—атм ера осф (10.10) и зем поверхности (10.1) с учетом (10.3) ной Rs — R = [ C + F + L ( E — r) + B s] — - [F+LE+P+B], ИЛИ -.

Rs — R = C — L r — P + {Bs — B).

РазностьRs —R = Ra характеризует радиац ионны баланс ат­ й м сф ы а разность B s —В = В а —изм о ер, енениетеплосодерж ания в атм ере. П осф оэтом уравнение теплового баланса атм еры у осф прим виет д (10.14) R a= C - L r - P + B a.

Д среднего годового пери п лучи ля ода о м R a= C —L r — P. (10.15) В настоящ вр я м ее ем атериалы непосредственны наблю х дений над составляю им теплового баланса весьм ограничены даж щи а е для районов суш где ведутся на м и, ногих станциях систем атиче­ ские актином етрические наблю дения. П этом наблю ри дения ведутся во осн вном над радиац ионны балансом и его составляю им м щ и.

П оэтом для изучения пространственного распределения состав­ у ляю их теплового баланса прим щ еняю косвенны м ы рас­ тся е етод чета, основанны на использовании данны наблю е х дений за основ­ н м гидром ыи етеорологическим элем и ентам тем и: пературой, влаж ­ ностью воздуха, облачностью ветром и другим, и.

О днако следует им в виду, ч эти м ы в больш м е еть то етод ей ер разработаны прим енительно к клим атологическим расчетам со­ ставляю их теплового баланса, т. е. для больш пер од осред­ щ их и ов нени (м я ноголетних, годовы и м х есячны. П м х)1 о етодике расчетов составляю их теплового баланса за короткие п и д вы олн ы щ ер о ы п ен только отдельны частны исследования. П е е оэтом ниж рассмат­ у е риваю только при еняем е м ы клим тся м ы етод атологических расчетов составляю их теплового баланса. Учиты щ вая больш чи ф ое сло ор­ м предлож ул, енны для расчета составляю их теплового баланса, х щ буд придерж ем иваться м етодики, разработанной в Главной геоф и­ зической обсерватории и использованной п и составлении Атласа р теплового баланса зем ного ш ара.

Радиационный баланс. Из ф улы (10.2) следует, что радиа­ орм ц о н й баланс определяется как разность поглощ ины енной радиац ии, подстилаю ей поверхностью (Q+) (1—а) и эф ективного излу­ щ ? ф чения I. В связи с этим при его расчетах н еобход м знать сум ио ­ м арную радиац (Q + q), альбедо подстилаю ей поверхности а ию щ и эф ективное излучение /.

ф В исследованиях ГГО для расчета сум арной радиации п и м р составлении Атласа теплового баланса (1955) бы принята ф ­ ла ор м ула (Q + 7) = (Q + 7)0[1 — (1 — Юп], (10.16) где (Q+g)о сум арная радиация п и отсутствии облачности, 1— м р назы ая возможной радиацией;

k —отнош ваем ение дейст­ вительной радиации п и сплош облачности и возм ной;

п — р ной ож общ облачность в долях ед н ц (пр отсутствии облаков п = О ая ииы и, п и сплош облачности л=1).

р ной Более поздние исследования, п оведенны п и подготовке Ат­ р ер ласа теплового баланса зем ного ш ара (1963), позволи уточнить ли эту ф улу и представить е в ви е орм е д (10.17) (Q + q) = (Q + q)o(l — ап — Ьп2), где а и b некоторы коэф иц — е ф иенты.

Д опред ля елени возм ной радиации б л использованы м о я ож ыи н ' голетние наблю дения над сум арной радиац для станций, рас­ м ией полож енны в различны ш х х иротны зонах. Для станций, располо­ х ж енны в заданной ш х иротной зоне, строились граф ики, на которы х п о абсцисс отклады о си вались д года, а п о ординат —соот­ ни о си ветствую ие значения сум арной радиации. Точки на граф щ м иках располагались внутри определенны областей с достаточно четко х вы енной верхней границей. О раж чевидно, что верхние точки на этих граф иках относились к дням с наибольш сум арной радиа­ ей м ц ей т. е к ясны д. П и,. м ням оэтом пр я плавную кривую ч ез у, овод ер верхние точки, м ж о получить год он овой ход вели н сум арной чи м радиац п и безоблачном н (возм ная радиация).

ии р ебе ож Рассчитанны значения сум арной радиации п и безоблачном е м р н е (Q+q o в кал/см еб O 2-сут. для различны ш х ирот пр вед ы и ен в габл. 3.

Таблица Возможные суммы тепла суммарной радиации (по Т. Г. Берлянд) I И III VII IV V VI VIII IX X XI 9° XII 0 0 90 с. ш. 4 328 720 856 424 78 0 0 80 0 69 354 706 828 754 439 15 0 70 0 51 198 430 675 774 480 248 90 16 60 703 550 371 200 58 325 526 684 753 159 270 729 780 628 474 318 50 438 608 772 402 790 559 433 318 40 290 538 668 771 716 30 763 780 628 530 410 509 613 590 740 750 743 716 608 20 663 710 673 650 694 698 661 10 595 698 696 692 698 627 660 666 688 707 672 635 618 698 696 722 567 550 705 717 715 694 631 535 10 ю. ш.

442 531 690 746 762 726 660 566 485 464 611 392 366 447 662 760 787 718 489 348 401 287 241 265 350 482 616 792 680 547 302 178 125 150 241 393 779 622 52 124 690 184 79 32 280 60 743 548 32 0 0 165 375 742 469 240 74 0 0 318 420 0 0 0 69 80 792 0 0 0 0 742 820 404 56 0 0 Д анны таблицы получены п наблю е о дениям континентальны х -станц й и справедливы для суш Н так как в океанах стацио­ и и. о нарны пунктов с актином х етрическим наблю и дениям нет, то н и е только эти вы д, н и все другие, связанны с расчетам эле­ во ы о е и м то теплового баланса и полученны и наблю ен в ез дений на сухо­ путны станциях, распространяю и на океаны Как показы т х т. ваю некоторы сравнения данны для континентов и океанов, п и рас­ е х р четах клим атических характеристик составляю их теплового ба­ щ ланса и осреднениях за больш е п и ы такое распространение и ер од вы д в с континента на океан м ет бы признано допустим м во о ож ть ы.

Значения коэф ициентов к, а и Ь, входящ в (10.16) и (10.17), ф их учиты щ влияние облачности на сум арную радиац, такж ваю их м ию е рассчиты тся п данны актином ваю о м етрических наблю дений кон­ тинентальны станций, располож х енны в различны ш х х иротны зо­ х нах, и распространяю на океаны О тся. казалось, ч парам Ь то етр практически м ет бы принят постоянны и равны 0,38. Сред­ ож ть м м н е год е вели н коэф ициента k и парам и овы чи ы ф етра а, осреднен­ н е для различны ш ы х ирот с, пр вед ы в табл. р и ен 0.

Таблица Среднеширотные значения коэффициентов k и а (по Т. Г. Берлянд) 60 40 50 0 10 20 ••..

9° 0, 0, 0,32 0, 0,34 0,33 0,33 0,..... 0, k 0, 0,40 0,37 0,36 0,38 0,40 0, а..... 0,38 0, Приведенная м етодика расчета сум арной радиации учиты м вает влияние и енени прозрачности атм еры и енени средних зм й осф, зм й вы и ф р ы облаков только как ш сот о м иротны ф е акторы (чер шез и­ р е и енения вели н (Q+^, a u k ). П расчете коэф ици­ отны зм чи )o ри ф ентов а и k н учиты е вается и год х овой ход П. оэтом ее следует у считать схем атичной и пригодной главны образом для расчетов м распределения сум арной радиации над больш м акваториям м ии и, м таба континентов и океанов. П расчетах сум арной радиа­ асш ри м ц и для ограниченны р онов суш м р и и частей океанов и х ай и, о ей л требуется установление региональны значений исходны вели н, х х чи которы позволили б учесть ф е ы изико-географ ические особенности соответствую его района. Более того, как показали результаты щ обработки наблю дений над прозрачностью облаков в океане, вы ­ п енн й Б. Н Егоровы, облака над океанам оказы тся бо­ олн о. м и ваю лее прозрачны и, ч над суш Естественно, это н м ет н м ем ей. е ож е оказать влияния на вели н сум арной радиации, рассчиты чи ы м вае­ м е п данны наблю ыо м дений континентальны станций. Сум арная х м радиация над океанам п и од ир нотипной облачности оказы вается вы е.

ш Н екоторы различия отм е ечаю и в величинах сум арной ра­ тся м диации м ду результатам расчетов автора, вы еж и полненны на х м атериалах непосредственны актином х етрических наблюдений, про­ вед енны при плавании в северной части И х ндийского океана в зим­ ний сезон, и при и ы в Атласе теплового баланса. П данны вод м х о м Атласа для декабря м есячны сум ы тепла для указанного района ем составляю 1 —1 ккал/см •м тогда как п наш расчетам т24 2 ес., о им н равны 1 —1 ккал/см ес.


ои 35 2-м Приведенны п и ер свидетельствую о необходим е рм ы т ости про­ ведения м ассовы и систем х атических актином етрических наблю де­ ний в океанах.

Сум арная радиация, достигш подстилаю ей поверхности, м ая щ испы вает частичное отраж ты ение от этой поверхности. Величина отраж енной радиации Q0pм ет бы рассчитана п данны наб­ T ож ть о м лю дений за альбедо различны поверхностей.

х Альбедо (а) представляет отнош ение отраж енной ради и ац и к падаю ей на даннуюповерхность, т. е щ.

Уотр a - W ^ T Альбедо сум арной радиац зависит от вы м ии соты Солнца и об­ лачности.

С увели ем облачности зависим чени ость альбедо от высоты Сол­ нца ум еньш ается. Это объясняется тем что рост облачности ум, ень­ ш прям солнечную радиац, альбедо которой в б льш й ает ую ию оо те е и зависит от вы с пн соты Солнца, и увеличивает рассеянную ра­ ди и, альбедо которой практически н зависит от вы ац ю е соты о н а С л ц.

Особенно велика зависим ость альбедо сум арной радиации о м т вы соты Солнца для поверхности океана. В табл. 4 пр вед ы зна­ 1 и ен чения альбедо поверхности м р в процентах для сум арной ра­ оя м диации п данны различны авторов.

о м х Т а б л и ц а 'Зависимость альбедо суммарной радиации (% ) от высоты Солнца для поверхности океана (моря) Высота Солнца, град.

Автор 0 5 10 20 40 50 60 14 Шулейкйн 100 24 8 43 6 •Свердруп 97 40 6 4 3 25 Егоров 13 8 4 98 40 23 5 Вследствие больш и енчивости альбедо поверхности м р ой зм оя -о вы т соты Солнца п и клим р атических расчетах радиационного ба­ ланса удобнее пользоваться ее оср ненны и значениям для раз­ ед м и личны ш х ирот. Эти значения для различны ш х ирот северного по­ луш ария п м ам пр вед ы в табл. 4 Эти данны м о есяц и ен 2. е огут б ть ы использованы и п и расчетах радиации, поглощ ой поверхно­ р аем • стью м р и для ю ного полуш о я, ж ария с учетом соответствую его щ и енения вр ени года.

зм ем Т а б л и ц а Среднемесячные величины альбедо поверхности океана для различных широт (по JI. И. Зубенок) I II ° р IV V VIII IX XI VI VII X XII hi 70 с. ш. 0, 0,23 0,09 0,09 0,09 0,10 0,13 0, 0, 60 0,16 0,08 0,07 0, 0,20 0,08 0,09 0,10 0,14 0, 0,11 0, 50 0,09 0, 0,16 0,07 0,06 0,07 0,07 0,08 0,11 0,14 0, 0, 0,07 0,06 0,07 0,08 0,11 0, 0,08 0,06 0, 40 0,09 0, 0, 0,06 0,08 0, 0,07 0,06 0,06 0, 30 0,09 0,06 0,06 0, 0, 0,07 0, 0,07 0,06 0, 0,07 0,06 0,06 0,06 0,06 0,06 0, 0,06 0, 0,06 0,06 0,06 0.06 0,06 0,06 0, 0,06 0,06 0, 0,06 0,06 0,06 0,06 0,06 0, 0,06 0,06 0, 0,06 0,06 0, ! Альбедо поверхностей суш в среднем больш ч вод ой п и е, ем н о | верхности, н зависим о ость ее от высоты Солнца м ьш Поэтом ен е. у п и клим р атических расчетах средние значения альбедо принима­ ю одинаковы и для различны ш тся м х ирот и вр ен года. Эти зна ем и ' чен я при еныв'табл. 43.

и вед Таблица Средние величины альбедо для основных видов естественных поверхностей суши (по Л. И. Зубенок) Вид поверхности Альбедо 0, Устойчивый снежный покров в высоких широтах (более 60°) 0, То же в умеренных (меньше 60°) 0, Лес при устойчивом снежном покрове 0, Неустойчивый снежный покров весной 0, То же осенью 0, Лес при неустойчивом снежном покрове весной 0, То же осенью 0, Степь и лес в период между сходом снежного покрова и пе­ реходом средней суточной температуры воздуха через 10° С 0, То же тундра 0, Тундра, степь, лиственный лес в период от весеннего пере­ хода температуры воздуха через 10° С до появления снеж­ ного покрова 0, То же хвойный лес 0, Леса, сбрасывающие листву в сухое время года, саванны, полупустыни в сухое время года 0, То же во влажное время года 0, Пустыни В ф улу радиационного баланса (10.2) наряду с рассм орм от­ р н м величинам и сум арной и отраж ен ы и и м енной радиац ией, 41Ь определяю им коротковолновую часть радиации (с д ной во н щи ли лы м ее 3,0 м ) входит эф ективное и ен км ф злучение /, характеризую еещ длинноволновое излучение подстилаю ей поверхности и атм еры щ осф (с длиной вол ы б л 3,0 мкм).

н о ее Эф ективное излучение представляет разность м ду теп вы ф еж ло м излучением подстилаю ей поверхности и противоизлучением ат­ щ м сф ы о ер.

Собственное и злучение всякого тела в пустоте, в том чи под­ сле стилаю ей поверхности и атм еры в соответствии с законом щ осф, Стефана— Больцм равно SoT 4 кал/см •м н где Т —абсолю ана 2 и, т­ н тем ая пература тела;

а —постоянная Стефана—Больцм ана, рав­ ная 8 -4- 1 _и;

5 —коэф ициент, характеризую ий отклонение из­,1 0 ф щ лучения данной поверхности от излучения чер ого тела.

н Д больш ля инства естественны поверхностей 5 = 0,85-^ х 1,00. Так как и злучение подстилаю ей поверхности происходит н в пустоту, щ е то значительная часть потока длинноволновой радиации, излучае­ м й подстилаю ей поверхностью ком о щ, пенсируется противоизлуче­ н ем атм еры которое главны образом зависит от содерж и осф, м ания водяного пара, тем пературы воздуха и облачности.

Для клим атологических расчетов эф ективного излучения ис­ ф пользуется ф ула орм /=/0(1—сп) + д1, (10.18) где Iо эф ективное излучение п и безоблачном н е, п —сред­ —ф р еб няя облачность в долях ед н ц, с —коэф ициент, зависящ о ииы ф ий т ф изических свойств облаков, среднеш иротны значения которого е представлены в табл. 44, 5/ —поправка к эф ективном излуче­ ф у н ю определяем разностью тем и, ая ператур подстилаю ей поверх­ щ ности и воздуха.

Таблица Значения коэффициента с (по М. Е. Берлянду) Широта, град. 75 70 60 50 40 30 20 10 с 0,82 0,80 0,76 0,72 0,68 0,63 0,59 0,55 0, Среднем есячны значения эф ективного излучения п и безоб­ е ф р лачном н / м ебе о огут б ть рассчитаны в зависим ы ости от тем пера­ туры воздуха Та (в абсолю тной шкале) и упругости водяного пара е (в миллибарах) п ф м М Е. Берлянда о ор уле.

/ = 5а7’ о а(11,7—0,30е) ккал/см •м.

2 есяц (10.19) Результаты расчета п ф м (10.19) п и 5 =0,95 представ­ о ор уле р лены в табл. 45.

П оправку 61 на разность температур деятельной поверхности Тп и воздуха Та м н представить в ви е ож о д 6 / = 4 S c r P (Г ц — Т а). (10.20) Таблица Эффективное излучение при безоблачном небе, ккал/см2 • мес. (по М Е. Берлянду).

Влажность воздуха, мб воздуха, °С 12 14 2 4 16 6 8 4, 5, 40 8,4 7,7 7,3 7,0 6,3 5, 8,0 6,6 6, 3,9' 7,0 5,2 4, 30 7,4 6,4 5,5 4, 6,1 5, 6, 4,0 3,4.

6,4 5,9 4, 5,6 5,4 5,1 4,8 4, 20 6, 5,6 5,4 5,2 4,9 4,7 4, 4, 4,8 4, 4, - 3, - Д океана тем ля пература поверхности во ы Тл м ет б ть д ож ы, взята п результатам непосредственны наблю о х дений. Д суш, ля и надеж х данны п тем ны х о пературе подстилаю ей поверхности н щ ет.

П оэтом величи 81 определяется косвенны путем и уравнени у на м з я, теплового баланса.

П риведенны ф м е ор улы расчета эф ективного излучения м ф огут бы использованы для опред ть елени его клим я атологических вели­ ч н Расчеты эф ективного излучения за короткие п и д тре­ и. ф ер о ы бую уточнения значений коэф ициента с для различны ф р об­ т ф х ом лачности, учета вертикальны градиентов тем х пературы и влаж но­ сти воздуха.

Величины радиационного баланса (п Буды и др.) даны о ко в прилож ении 1.

Турбулентный 1теплообмен подстилающей поверхности с атмос­ ферой;

Вследствие отсутствия прям х изм ы ерени теплообм й ена подстилаю ей поверхности с атм ерой о определяется косвен­ щ осф н н м м д м п данны наблю ы ето о о м дений над тем пературой подсти­ лаю ей поверхности и ветром щ.

Дф иф еренциальная ф ула вертикального турбулентного по­ орм тока тепла в пр зем ом слое воздуха и еет ви ин м д (10.21) P = — pCpk ~ ^, i дТ где k —коэф ициент турбулентного обм ф ена;

^ °---вертикальны й градиент температуры воздуха. О стальны обозначения преж е.

е ни Если принять температуру воздуха на уровне подстилаю ей по­ щ верхности равной Гп а на вы г равной Та, то после интегриро­, соте вания уравнения (9.21) п вертикали от 0 д 2 п лучи о оом (10.22) P = pcpD (Ти — Та), 1 В. С. Самойленко называет такого рода обмен контактным.

где D = —---------- интегральная характеристика условий верти О кального турбулентного обм назы ая коэф иц ена, ваем ф иентом внеш ­ н диф узии.

ей ф П расчетах турбулентного теплообм удобнее пользоваться ри ена ф улой (10.22)., так как входящ в н коэф ициент внеш орм ий ее ф ней диф узии D и еет определенны преим ества п сравнению ф м е ущ о с коэф иц ф иентом турбулентного обм k: ена 1м м ) ало еняется в зависим ости от уровня, на котором и е­ зм ряется тем пература воздуха, если этот уровень больш Г м е;

2) м еньш зависит от стратиф е икации атм еры ч коэф и­ осф, ем ф циент турбулентного обм ена. Тем н м ее над суш в теплое е ен ей вр я года о и еет зам й суточны ход П среднесуточны ем нм етны й. ри х значениях коэф ициента внеш диф узии в теплое вр я года ф ней ф ем 0 -— см в д,6 0,7 /с,, невное вр я о и еет порядок 1 :—1 см.

ем н м,0,5 /с.

3) над океанам о значительно изм ин еняется в зависим ости от и енений скорости ветра. В условиях суш эта и енчивость зм и зм м ьш что позволяет п и клим ен е, р атических расчетах турбулентного теплообм над суш пользоваться средни и значениям коэф ена ей м и ­ ф ициента внеш диф узии. Над океаном даж п и расчетах ней ф, ер среднего турбулентного обм за длительны п и д н б д м ена й ер о, ео хо и о учиты вать зависим ость D от скорости ветра.

П расчетах турбулентного теплообм над суш п ф ри ена ей о ор­ м (10.22) кр е определения коэф ициента D возникаю труд­ уле ом ф т ности опред елени тем я пературы подстилаю ей поверхности Тп щ вследствие отсутствия надеж х данны наблю ны х дений. П оэтом у турбулентны теплообм над суш п и клим й ен ей р атологических рас­ четах определяется и уравнения теплового баланса п ф м з о ор уле P = R —L E —А.


Расчеты турбулентного теплообм за короткие п и д ве­ ена ер о ы дутся ли п ф м (10.22) п и н бо о ор уле р аличи надеж х наблю и ны дений над тем пературой п ч, ли п спец альны ф улам связы о вы бо о и м орм, ­ ваю им турбулентны теплообм с разностью тем щ й ен ператур и. ско­ рости ветра на определенны уровнях и тем х пературой поверхности п ч, и еряем ртутны и терм етрам о вы зм ой м ом и.

Клим атологические расчеты турбулентного теплообм ена над О о значительно упрощ тся благодаря возм ности исполь­ кеан м аю ож зования данны и ер й тем х зм ени пературы поверхности в д. П о ы ослед­ н е исследования показали возм ность и и ож спользовани п и рас­ я' р четах турбулентного теплообм ена над океаном простого соотно­ шя ени (10.23) P = c p a w ( T n — T a ), где w — скорость ветра, а —коэф ициент пропорц ф иональности, не зависящ от скорости ветра.

ий П н вы данны величина коэф ициента а равна 2,5X о ом м ф ХЮ г/см (пр использовании об чн х судовы наблю ~6 3 и ыы х дений над скоростью ветра и тем пературой воздуха). Характеристики турбу­ лентного теплообм (п Буды и др.) даны в прилож ена о ко ении 1.

Затраты тепла на испарение. Затрата тепла на испарение L E равна п ои р зведени скры теплоты испарения L на величину ю той (скорость) испарения Е.

Скры теплота испарения м ет бы рассчитана п ф уле тая ож ть о орм L =597—0,56Гп, (10.24) где Тл —тем пература поверхности во ы д.

Надеж х наблю ны дений над скоростью испарения даж с в д * е оо ем в нет. П о оэтом затраты тепла на испарение определяю кос­ у тся вен ы путем п данны м нм о м ассовы гидром х етеорологических наб­ лю й П дени. роведенны м е ногочисленны теоретические и экспери­ е м ентальны исследования показали, что п и клим е р атологических расчетах для больш водны акваторий скорость испарения до­ их х статочно хорош определяется ф м о ор улой (10.25) E = a w ( q n — q)\ j где а —коэф ициент пропорциональности, равны 2,5• 1 -6 г/см, ф й 0 w —скорость ветра, (qn — —деф итвлаж иц ности, рассчитывае­ 7) м й п тем ы о пературе поверхности во ы Ти,qn—удельная влаж д ;

­ ность насы енного воздуха п и тем щ р пературе поверхности в д,, оы q —ф актическая удельная влаж ность воздуха на уровне судовы х наблю дений.

Расчеты вел чи испарения с поверхности суш оказы тся ин и ваю значительно слож Тщ нее. ательны теоретический анализ и экспери­ й м ентальны исследования показы т, что испарение с поверхно­ е ваю сти суш зависит н только от внеш м и е них етеорологических условий (скорости ветра и деф ицита влаж ности), н и от реж а влаж о им но­ сти п ч ы итепла (радиационного баланса).

ов Затраты тепла на испарение (п Буды и др.) даны в прило­ о ко ж ении 2.

Теплообмен между деятельной поверхностью и нижележащими слоями. Как б ло отм ы ечен вы е, для суш теплообм м ду ош и ен еж деятельной поверхностью и ниж ележ им слоям А (теплообо ащ и и рот в п чве) определяется и ен ем теплосодерж о зм ени ания В в дея­ тельном слое. П оэтом и ея данны п тем у, м ео пературе п ч на о вы различны глубинах в всем деятельном слое и теплоем х о кость п ч, м но рассчитать величину А — В п ф уле (10.4).

о вы ож о орм Расчет теплооборота в океанах и м орях значительно слож нее, ч в п ч вследствие сущ ем о ве, ественного влияния горизонтального переноса тепла течениям и отсутствия необходим х исходны дан­ и ы х ны для расчетов вертикального распределения течений и тем х пе­ ратуры во ы П д. оэтом для м р и океанов величина теплооборота у о ей iА определяется для годичного пери как разность радиационного ода Iбаланса и сум ы затраты тепла на испарение и•турбулентны м й теплообм т. е как остаточны член теплового баланса. П на­ ен,. й ри личии данны о год х овом ходе температуры деятельного слоя, как отм о вы е, и А м ет бы вы ечен ш з ож ть делена величи F.

на Результаты расчета теплового баланса. Расчеты составляю их щ теплового баланса для всего зем ного ш б л вы олн ы вГлав­ ара ы и п ен н й геоф о изической обсерватории и. А. И Воейкова п д руковод­ м. о ством М И Буды.. ко.

В табл. 4 даны средни ш 6 е иротны вел ч н составляю их е ииы щ теплового баланса поверхности Зем ли п ш ротны зонам о и м в ккал/см •го.

2д Т а б л и ц а •Средние широтны величины составляющих теплового баланса е поверхности Земли по широтны зонам в ккал/см2 • год (по М И Будыко и др.) м..

Океаны Суша Земля Широты, град.

А LE А;

LE р р R р R R LE 70-60 с. 23 33 -26 14 20 21 20 - *60-50 29 39 16 -26 30 19 30 28 И - 50-40 51 53 -16 48 38 17 — 45 24 40-30 83 13 -16 60 23 37 73 59 23 - 3 —20 113.105 69 96 73 -1 20 - 20— 10 99 14 71 42 29 81 15 115 10-0 80 31 72 48 24 72 105 0 - 1 0 ю. 115 4 84 72 50 22 76 113 104 5 10—20 73 41 32 104 90 20-30 101 100 28 42 94 83 15 — - 30-40.82 80 8 -6 34 80 74 — 40-50 55 9 —7 41 21 53 20 - 50-60 28 31 -13 10 20 31 - 11 Земля в целом 82 74 8 0 24 72 59 18 В прилож ениях 1 —1 п и ен географ 0 2 р вед о ическое распределе­ н е радиационного баланса, затрат тепла на испарение и турбу­ и лентны теплообм в ккал/см •год (п Буды идр.).

й ен 2 о ко Данны таблицы и прилож е ений показы т сходство п ф р е ваю о ом ш иротного распределения радиационного баланса на суш и океа­ е нах. М аксимальны значения радиационного баланса наблю тся е даю в тропиках. О днако разность значений радиационного баланса м е­ жду океаном и суш возрастает от п сов к тропической зо е, ей олю н где о а становится наибольш О н ей. дной и п и и такой законом з рчн ер­ ности является увели чение среднего альбедо в д о поверхности онй • ростомш роты с и. Средние ш ротны вел ч н затрат тепла на испарение над су­ и е ииы ш и ею главны м ей м т й аксим на экваторе, которы см ум й еняется ум еньш ением вел чи испарения в ш ин иротах пояса вы сокого дав­ ления. Д океанов, наоборот, м ля аксим затрат тепла на испаре­ ум ни отм е ечается и ен о в поясах вы мн сокого давления.

Среднеш иротны вели ны турбулентного теплообм е чи ена над океанам законом и ерно возрастаю с увели т чением ш ироты Над су­.

ш эти вели ны м ей чи аксим альны в поясах вы сокою давления, не­ сколько п ж у экватора и р они ены езко убы т в вы ваю соких ш иротах.

Перенос тепла течениям в осн вн м осущ и оо ествляется и зо ы зн 20° с. ш и20° ю ш в б лее вы е щ р.

.., о соки и оты Наибольш расход этого тепла происходит ъ зон 50— с. ш ий е 70°., где действую м н е теплы течения.

т ощ ы е В последней строке табл. 46 п и ен значения теплового ба­ р вед ы ланса для всех континентов, М ирового океана и Зем в д о.

ли ел м И этих данны следует, что над океанам 90% тепла радиацион­ з х и н го баланса расходуется на испарение и только 10%—н непо­ о а средственное турбулентное нагревание атм еры Над суш рас­ осф. ей хо ы тепла на испарение и турбулентны теплообм равнозначны д й ен.

Для всей Зем расход на испарение составляет 82% радиацион­ ли н го баланса, а на турбулентны теплообм о й ен—18%.

П редставляет интерес рассм отреть вели н составляю их чи ы щ теплового баланса для отдельны континентов и океанов. Эти дан­ х н е пр вед ы в табл. 4.

ы и ен Т а б л и ц а Величины составляющих теплового баланса для отдельных континентов и океанов в ккал/см2 • год (по М И Будыко и др.)..

LE р R Континенты и океаны 39 24 Европа 47 Азия 48 26 Африка 40 23 Северная Америка 70 45 Южная Америка 70 Австралия 82 72 Атлантический океан 86 Тихий океан 77 Индийский океан Обращ на себя вним ает ание близость значений составляю их щ теплового баланса для океанов и п очти полн совпадение сум ое м затрат тепла на испарение и турбулентны теплообм с величи­ й ен н и радиационного баланса. П ам оследнее означает, ч теплообм то ен м ду океанам в результате действия м еж и орских течени сущ й ест­ вен о н влияет на тепловой баланс каж не дого океана в ц о.

ел м Над континентам Европы Северной и Ю ной А ерики боль­ и, ж м ш часть тепла радиационного баланса расходуется на испаре­ ая н е. Для А и зии, А рики и Австралии характерно обратное соотно­ ф ш е, т. е преобладание расхода на турбулентны теплообм ени. й ен с атм ерой, соответствую ее сухим клим осф щ атическим условиям этих континентов.

27 Заказ № § 56. Влияние океана на климат и погоду П риведенны вы е расчеты составляю их теплового баланса еш щ показы т, что с ед н ц поверхности океана передается атм ваю ииы о­ сф в результате испарения и турбулентного теплообм при­ ере ена м н вд е больш тепла, ч с ед н ц поверхности суш Если ер о во е ем ииы и.

учесть к том ж что поверхность океана заним 71% всей по­ у е, ает верхности Зем то становится соверш ли, енно ясной та огром ная р ль, которую играет океан в ф м ровани клим и п го ы о ор и и ата о д.

О кеан к ак ак к у м у л ятор теп л а. О кеан п праву назы т о ваю аккум улятором тепла. П оглощ огр н е количества тепла в теп­ ая ом ы л й п и д о постепенно расходует его в холод й снабж ы ер о, н ны, ая энергией атм еру. Аккум осф улятивная способность океана в отли­ ч е от континентов определяется ф зи и. и чески и свойствам в д м и оы (гл. II) и преж всего е теплоем де е костью и подвиж ностью Благо­.

даря проц ессам перем ивания (гл. II) тепло, поступаю ее к по­ еш щ верхности м р от Солнца, распределяется в больш толщ в д оя ой е оы (от нескольких десятков д сотен м о етров), ч в сочетании с боль­ то ш й теплоем о костью в д (0,92 кал/гр •град) способствует м оы едлен­ н м повы ен ю тем оу ши пературы в д. Те ж п и и ы благоприят­ оы е рчн ствую м т едленном охлаж у дению поверхности океана в холод й ны п и д Вследствие этого год ер о. овой ход тем пературы поверхности океана, как показано в гл. II, а соответственно и тем пературы воздуха над н м в десятки раз м и еньш ч е м поверхности суш е, и.

Поверхность суш им щ теплоем и, ею ая кость в три-четы раза ре м ьш теплоем ен е, кости в д и м оы алую теплопроводность, прогрева­ ется в теплую часть года только д небольш глубин (порядка о их м етров). П оэтом ее тем у пература, а соответственно и тем пература воздуха над н значительно возрастаю В холодную часть года ей т.

вследствие тех ж п и и происходит интенсивное охлаж е рчн дение по­ верхности суш что обусловливает и низкие тем и, пературы воздуха над суш в ум ей еренны ш х иротах, достигаю ие нескольких десят­ щ ко градусов.

в Таким образом вследствие различия свойств поверхности оке­, ана и-сущ создается разность тем и ператур воздуха над о кеаном и континентом Л. етом воздух над океаном холоднее, ч над су­ ем ш (на од х и тех ж ш ей ни е иротах), а зи о наоборот. Разность мй тем ператур воздуха обусловливает и разность давления над океа­ н м и континентом Л о. етом давление над океаном вы е, ч надш ем суш ей,'что создает движ ение воздуха с м р на суш —летний оя у м уссон. Зим наоборот, потоки воздуха устрем тся с суш ой, ляю и, где тем пература ниж а давление вы е, на м р —зи ни м е, ш ое м й ус­ со.

н Количество тепла, переноси ого с океана на континенты вслед­ м ствие м уссонной циркуляции, оказы вается сои ер м м с коли­ зм и ы чеством тепла, п ен си ы воздуш м течениям и низких ш ер о м м ны и из и­ рот ввы е (вследствие зональной циркуляции).

соки А кадем иком Ш улейкины б л пр звед ы расчеты количе­ м ы и ои ен ства тепла, поступаю его на территорию СССР с океанов в на- j щ правлении СЗ-э-ЮВ и З-ИЗ. Эти расчеты показали, ч ч ез то ер 1 см береговой чер переносится за год в направлении СЗ-^-Ю ты В 4,5-1 1 к л а в направлении 3-VB 3,7-1 1 кал. Годовой ход по­ 02 а ', токов тепла с океана в направлении С3-ЮВ представлен н а ри 1.2 кривой Фи На том ж рисунке кривая Ф характеризует с. 0 е годовой ход м еридиональны потоков тепла, обусловленны раз­ х х ли и теплового баланса п ш ч ем о иротам (зональны перенос). Как й ви н на рисунке, м до уссонны потоки тепла в зи ни п и до­ е м й ер од стигаю б лее 1• 1 1 кал/см •м на о и погонны см б еговой то 02 2 ес. дн й ер черты в то вр я как зональны потоки тепла характери­, ем е зую тся величинам 0,6— и ф 0,85 кал/см •м 2 ес.

Различия в тепловом ре­ ж м поверхностей океана и ие суш создаю и сущ и т ественно различны типы клим е атов, которы получили соответст­ е вен о название м н орского и континентального клим атов.

М орской и кон ти н ен таль­ Различия в ный кли м аты.

особенностях нагревания океанов и континентов ив испарении с-этих поверхно­ стей сказы тся на тем ваю пе­ Рис. 10.2. Изменение тепловых потоков ратурном реж е и реж е им им в продолжение года (по Шулёйкину).

влаж ности воздуха (облач­ ности, осадках), котор м в первую о ер ь определяю клим ыи ч ед тся а­ тические особенности того и иного района.

ли П де всего следует отм реж етить то, что воздух над океанам и отличается значительно больш абсолю ей тной влаж ностью п срав­ о н и с воздухом над континентом Это легко понять, если вспом ен ю. ­ нить, что океан в ср нем за год передает атм ере 74 ккал/см ед осф благодаря испарению и только 8 ккал/см путем турбулентного теп о м а,. Суш ж в ср нем за год передает атм ере путем ло б ен ае ед осф испарения и турбулентного теплообм ена одинаковое количество тепла (25 и 24 ккал/см соответственно). Тем 2 пературны особен­ е ности м орского и континентального клим атов проявляю в су­ тся щ ественном различии как средних значений тем пературы воздуха, которы над океанам вы е, ч над континентам так и суточ­ е и ш ем и, н х и годовы ам ы х плитуд. Средние значения тем пературы воздуха над суш мей огут бы вы е только в субтропических и пассатны ть ш х районах, где количество вы падаю их осадков м щ ало, а значения радиационного баланса велики П. оэтом больш е затраты тепла у и на испарение с поверхности океана приводят к некотором пони­ у ж ению средней тем пературы поверхности океана п ср о авнению с суш ей.

Суточны ам е плитуды тем пературы воздуха над суш о ен о ей, соб н [летом весьм вы, а соки. Так, наприм ер, в.И ркутске суточная 27* ам плитуда тем пературы воздуха составляет в и л 1,5 С п и су­ юе 3 ° р то н й ам чо плитуде тем пературы п ч ы 29,8° С, а в декабре —5,7° С ов п и ам р плитуде тем пературы п ч ы6,2° С. О ов собенно вели суточны ки е ам плитуды тем пературы в пусты нях, где затрат тепла на испаре­ н е н происходит. Н ие априм в пусты А рики суточны ам ер, нях ф е п­ литуды тем пературы воздуха достигаю 43° С, а тем т пературы п ч ы ов 80° С. Такие больш е вел ч н объясняю тем ч в д евн е и ииы тся, то н ы часы п и полож,р ительном ради и ац онном балансе, поверхность суш си и льно прогревается, а вследствие м алой теплопроводности п ч ы отдача тепла идет н в глубь п ч, а в атм еру. Н ов е о вы осф очью вследствие небольш накоплений тепла в п ч е за д происхо­ их ов ень дит сильное охлаж дение поверхности п ч, а от н ч ез тур­ о вы ее ер булентны о м —и ниж слоев воздуха.

й б ен них Суточны ам е плитуды тем пературы поверхностны слоев в д :

х оы в океанах ничтож м и составляю десяты д градуса (от но алы т е оли 0,4° С у экватора д 0,1° С в вы о соких ш иротах), а для тем пера­ туры воздуха несколько больш —от 1 ° С над экватором д 0,8° С е,5 о в вы соких ш иротах, что обусловлено непосредственны поглощ м е­ н емсолнечной радиации атм ерой и осф.

Различия в го о м ходе тем д во пературы воздуха над океаном и континентом несколько м ьш ч в суточном н все ж оста­ ен е, ем,о е ю весьм сущ тся а ественны и. Н еньш значения годовы ам м аим ие х п­ литуд тем пературы воздуха над океанам отм и ечаю у экватора, тся где о и м ее 1 а для м н ен °, атериков 5—1 ° С. В тропической зоне го­ д вы ам о е плитуды тем пературы воздуха доходят над океаном д о 5° С, а над м атериком д 20° С.

о В ум еренны шх иротах год е амовы плитуды тем пературы воздуха отличаю весьм больш м разнообразием для од х и, тех ж тся а и ни е ш рот. Так, наприм для 52° с. ш о и м и ер,. н еняю от 8 С для ост­ тся ° ровны р онов д 48°С для внутриконтинентальны В субполяр­ х ай о х.

н й зоне год вы ам о о е плитуды и ею ещ больш е значения и дости­ мт е и гаю над м т атерикам 60° С, а над океанам 20° С. С при и и ближ ем ени к полю сам го о е ам д вы плитуды тем пературы воздуха несколько ум еньш тся.

аю Влияние океана сущ ественны образом сказы м вается на образо­ вании облачности и осадков в м р м и континентальном клим о ско а­ тах. В тропических ш иротах, где преобладает восточны п енос, й ер н наветренны восточны берегах м а х х атериков (особен о гористы н х) происходит накопление и п д ем влаж х м у горны хребтов.

оъ ны асс х Вследствие этого как на побереж так и в западны частях океа­ ье, х н в в пассатной зоне отм о ечается вы сокая относительная влаж ность, значительная облачность и осадки, достигаю ие н ко 2000— щ еред 4000 м в го.

мд В западны частях континентов (восточны частях океана) пас­ х х сат приходит с суш и поэтом эти рай ы характеризую от­ и, у он тся носительно сухим клим атом и н ебольш м количеством осадков.

и В ум еренны шх иротах, где преобладает западны п й еренос, наи­ больш влияние океанов испы ваю западны части континен­ ее ты т е тов. О отличаю б л вы м ср ни и год м значени­ ни тся о ее соки и ед м овы и ям тем и пературы воздуха и м ьш м суточны и и го о м ам ен и и м д вы и п­ литудам п сравнению с центральны и и восточны и частям ио м м и континентов. В холодную часть года, когда м ассы м орского воз­ духа, поступаю ие с океана, и ею б лее вы щ мто сокую тем пературу, ч континент, создаю благоприятны условия для развития ем тся е облачности и осадков. П оэтом в осенне-зи ний п и у запад­ у м ер од ны берегов континентов отм х ечается м аксим осадков. М ум ини­ м альная относительная влаж ность воздуха, облачность и осадки о ы о наблю тся весн и и в начале лета, когда океан зна­ б чн даю ой л чительно холоднее континента.

П м е углубления в континент влияние океанов на клим о ер ат ум еньш ается.

П расчетам Ш о улейкина, в ум еренны ш х иротах наим еньш у ем влиянию океанов подверж рай ены оны Сибири вбли Верхоянска.

зи Этим о объясняет наличие в этом р оне наиболее низких тем н ай пе­ ратур воздуха на зем ш (кр е Антарктиды т. е образова­ ном аре ом ),.

ни здесь «полю холода».

е са Над континентам особен в и внутренних районах, ум и, но х ень­ шщаю ееся влияние океанов приводит н только к значительном е у увели чениюсуточны и год х, ам х овы плитуд тем пературы воздуха, н о и к см ени м ещ ю аксим а количества осадков с зим ум него вр ен, ем и когда преобладает антициклональная погода над континентом н,а летний. В то ж вр я относительная влаж е ем ность воздуха, облач­ ность, повторяем ость тум анов и осадков, продолж ительность вы ­ падения осадков сохраняю свой м т аксим в осенне-зи ний сезон ум м на значительны удалениях от океана. Лиш в внутренних райо­ х ьо нах континентов м аксим облачности количества осадков и числа ум дней с н м полностью перем ается на лето, а зим отличается ии ещ а больш ч сло ясны д ей и м м количеством осадков.

им и м хн алы В ум еренны ш х иротах восточны частей континентов сущ х ест­ венное влияние на клим оказыат вает м уссонная циркуляция, ко­ торая практически отсутствует в западны частях. М х уссонная цир­ куляция создает зи ой значительны препятствия для проникно­ м е вения влаж х м воздуха с океана. П ны асс оэтом восточны части у е континентов уж на н е ебольш удалении от берега характеризу­ ом ю м ни альной облачностью количеством и повторяем тся и м, остью осадков в зи н й сезон. Лето о ы н сы ое, облачное и дож ми б чо р д­ ли вое.

П м е удаления от берега в океан сухая зим как особен­ о ер а ность м уссонного клим чр чай бы ата езвы но стро см еняется влаж ной им аксим осадков см ается с летнего на зи ни сезон, что яв­ ум ещ мй ляется характерной чер м ского клим ум той ор ата еренны и субтро­ х пических ш рот.

и Влияние расп ределен и я океан ов и м атер и ко в н а циркуляцию Различие атм осф ер ы и вод о к еан а и их терм и чески й р еж и м.



Pages:     | 1 |   ...   | 10 | 11 || 13 |
 





 
© 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.