Тепловой баланс и термика гидросферы.

Основные вопросы, рассматриваемые на лекции:

1. Тепловой баланс океанов и морей

2. Основные черты межширотного теплообмена

1. Тепловой баланс океанов и морей.Тепловые процессы в океанах, морях и водоемах суши определяются поглощением лучистой энергии Солнца, энергообменом на границах с атмосферой и литосферой, а также перераспределением тепла в воде вследствие переноса течениями и турбулентного перемешивания водных масс.

Тепловое состояние водных масс характеризуется уравнением теплового баланса.

Scp+Eиа-Eив±Qта±Qик+Qадв±Qпр±Qос±Qл±Qтд=±ΔS (8.1)

В этом уравнении Sср – поглощаемая водой суммарная (прямая и рассеянная) коротковолновая солнечная радиация; Еиа – поглощаемое водой встречное длинноволновое излучение атмосферы; Еив – потери тепла водой путем длинноволнового излучения; (Qта – турбулентный обмен тепла с атмосферой путем конвекции, молекулярной и турбулентной теплопроводности (за счет разности температуры воды и воздуха); Qик – тепло, затрачиваемое на испарение или выделяемое при конденсации; (Qадв – тепло, получаемое или теряемое в результате процессов водообмена (внутриводный теплообмен) ; Qпр – тепло, поступающее с материковым стоком; Qос – тепло, поступающее от дождевых осадков или затрачиваемое на таяние выпавшего на водоем снега; Qл – тепло, выделяемое при образовании льда или затрачиваемое при его таянии; Qтд – теплообмен с дном;ΔS – изменение теплосодержания водного объекта за интервал времени Δτ.

Сумма первых трех слагаемых Sср + Еиа – Еив представляет собой радиационный баланс поверхности воды и обозначается через R. Составляющие теплового баланса Sср, Еиа и Qпр всегда положительны; Еив всегда отрицательна. Остальные члены могут быть и положительными, и отрицательными. Если тепловой поток Qта направлен от водной массы в атмосферу, он будет иметь отрицательный знак; при обратном потоке это составляющее войдет в уравнение теплового баланса со знаком плюс. Тепловой поток Qик положителен при конденсации и отрицателен при испарении. Тепловой поток Qл положителен при образовании льда и отрицателен при его таянии; значение Qос положительно при жидких осадках и отрицательно при твердых. Разность положительных и отрицательных потоков характеризует изменение теплосодержания в рассматриваемом объеме воды за промежуток времени Δτ.

Для летнего периода при отсутствии ледовых явлений и постоянных течений основные черты теплового состояния водоема определяются взаимодействием с атмосферой, которое характеризуется пятью слагаемыми в левой части уравнения (8.1): Sср , Еиа, Еив, Qта и Qик.

Для промежутка времени, равному 1 году, составляющая Qл в уравнение теплового баланса не войдет, так как тепло, выделяемое при образовании льда, компенсируется затратами тепла при его таянии. Если уравнение (8.1) отнести к последовательному ряду большого числа лет, то его правая часть будет равна нулю, так как изменение тепло запасов, имеющее в разные годы различные знаки, в среднем за многолетний ряд лет будет очень мало отличаться от нуля. При отмеченных выше допущениях уравнение теплового баланса океанов и морей примет вид

Sср+Еиа — Еив ±Qта±Qик±Qадв=0 (8.2)

Чтобы определить, какое количество тепла суммарной солнечной радиации Sср действительно поглотилось водой, надо из общего количества поступающей на поверхность океана суммарной радиации Sср вычесть количество отраженной радиации Sотр.

Для измерения суммарной радиации применяются приборы, называемые пиранометрами; для измерения только прямой радиации — актинометры; для измерения радиации, отраженной от поверхности моря, – альбедометры. Направляя приемник альбедометра вверх, измеряют суммарную радию, направляя его вниз, измеряют отраженную радиацию. Таким образом, Sср=Sсум (1—α), где α — коэффициент отражения (альбедо).

Разность между длинноволновым излучением поверхности моря Еив и встречным излучением атмосферы Еиа представляет собой так называемое эффективное излучение Еэ, т. е. Еэ = Еив – Еиа. Почти всегда излучение с поверхности моря больше встречного излучения атмосферы (лишь в редких случаях, при большой мощности облаков, имеет место обратное явление). Поэтому, как правило, в результате эффективного излучения океаны и моря теряют тепло.

Турбулентный теплообмен осуществляется в результате непосредственного соприкосновения воздуха с поверхностью моря. Главную роль в развитии турбулентного теплообмена играет разность температур воды и воздуха, а также скорость ветра. Для непосредственного измерения турбулентного теплообмена до сих пор не существует при­боров.

Перенос тепла морскими течениями (адвекция). Для расчета притока или ухода тепла с морскими течениями в том или ином районе за единицу времени необходимо знать: 1) какое количество воды q₁ поступило в этот район и какова была ее средняя температура t₁; 2) какое количество воды ушло за это же время из изучаемого района q₂ и c какой средней температурой t₂. Далее простые вычисления позволяют установить количество поступившего или потерянного тепла:

Qадв = c(q₁t₁-q₂t₂), (8.3)

где с — теплоемкость воды.

На океанах около 90% тепла радиационного баланса расходуется на испарение и только 10% — на непосредственное турбулентное нагревание атмосферы. На суше эти две формы расходования радиационной энергии различаются значительно •меньше.

2. Основные черты межширотного теплообмена.Солнечная энергия, .поглощаемая поверхностью земного шара, расходуется на испарение и перенос тепла турбулент­ными потоками. Только радиационный баланс имеет сходное широтное распределение как на суше, так и на океанах. Максимальные значения радиационного баланса наблюдаются в тропиках. С повышением широты разность между значениями радиационного баланса суши и океанов сближается и на широтах 60-70° становится практически равной нулю (увеличение альбедо водной поверхности с ростом широты).

Затраты тепла на испарение имеют главный максимум на экваторе, который сменяется уменьшением величин испарения в широтах поясах высокого атмосферного давления (20-30°). На океанах в противоположность условиям континентов максимальные затраты тепла на испарение отмечаются в поясах высокого давления. В широтах 60-70° северного полушария, где радиационные балансы суши и океанов примерно одинаковы, затрата тепла на испарение на океанах значительно больше, чем на суше. Это объясняется расходом на испарение с океанов большего количества тепла, приносимого морскими течениями.

Величины турбулентного потока тепла на океанах возрастают с увеличением широты в северном полушарии и сравнительно мало меняются в южном. На суше эти величины максимальны в поясах высокого давления, у экватора они понижены и резко убывают в высоких широтах.

Распределение прихода и расхода тепла в океанах, связанного с действием течений, показывает, что морские течения выносят тепло в основном из зоны между 10° с. ш. и 10° ю. ш. Это тепло передается в более высокие широты главным образом в умеренные широты северного полушарии, где действуют особенно мощные теплые течения Гольфстрим и Куросио. Здесь происходит очень сильная теплоотдача в атмосферу, и поэтому расход тепла с поверхности океана значительно превышает его поступление. Заслуживает внимания перенос большого количества тепла из зоны 40-50° ю. ш., которое поступает в узкую зону океана, непо­средственно примыкающую к Антарктическому континенту.

В отличие от суши верхние слои Мирового океана обмениваются теплом с нижележащими слоями на большую глубину. Проникновение тепла с поверхности в нижние слои Мирового океана происходит главным образом за счет вертикального перемешивания, а также за счет адвекции тепла глубинными течениями. Это приводит к передаче тепла на несколько десятков метров вглубь. Так как объем воды такого слоя в Мировом океане очень велик, то при высокой удельной его теплоемкости он представляет огромный аккумулятор тепла. Рассеивание этого тепла, опять-таки вследствие аномально большой теплоемкости воды идет очень медленно по сравнению с поверхностью суши, где и сама аккумуляция его гораздо меньше.

Межширотный теплообмен и обмен теплом между океаном и материками определяют особенности климата и погодных условий на Земле. Например, на Атлантическом побережье Норвегии на широте 60° средняя температура января составляет 1°С, в то время как в Восточной Сибири на той же широте она ниже — 40°С. а в центральных районах Северной Америки – около -30°С.

Большая теплоемкость и огромная масса воды обусловливают малые суточные колебания температуры воздуха над океанами и морями. В тропической зоне Атлантического океана эти колебания составляют 1,5°С, а на широте 75° – около 0,8°С. Для этих же широт над материками суточные амплитуды температуры воздуха в приземном слое атмосферы превышают 10 и даже 20°С.

В процессе поглощения тепла солнечной энергии Мировым океаном и расходования этого тепла па излучение в атмосферу, на испарение и турбулентный подогрев нижних слоев атмосферы происходит круговорот энергии в системе океан-атмосфера.

Лекция № 9