Теплообмен в системе океан - атмосфера

Теплообмен в системе океан-атмосфера

Поверхность моря представляет собой зону взаимодействия океана и атмосферы. Она является транзитной, поскольку через нее осуществляется обмен веществом и энергией. Тепло- и газообмен происходит непосредственно между Мировым океаном и атмосферой, однако в глобальном круговороте влаги и солей необходимо учитывать также обмен с сушей. Количество влаги, уносимой с океана на материки, относительно невелико, но эта влага является главным источником для суши. Планетарный обмен солями также, несмотря на их малый объем, является важнейшим процессом, определяющим различие химического состава вод суши и океана.

Между различными видами обмена существует сложная взаимосвязь. Особенно тесно взаимосвязаны планетарные круговороты тепла и влаги. Так, испарение определяет не только количество влаги, вовлекающейся в планетарный обмен, но и расходование большей части солнечной энергии, поглощаемой поверхностью земного шара. Выделение тепла в атмосфере, происходящее при конденсации влаги, является важнейшим энергетическим фактором циркуляции воздушных масс.

Академик В.В. Шулейкин, рассматривая океан и атмосферу с точки зрения термодинамики, считает, что в них «работают» своеобразные мощные тепловые машины первого и второго рода. Для тепловой машины первого рода в течение всего года нагревателем служит тропическая зона, а холодильником являются Арктика и Антарктика. Ее «работа» проявляется в пассатной циркуляции воздуха.

Для тепловой машины второго рода в холодное время года нагревателем служит поверхность океана, а холодильником - поверхность материков. В теплое время года нагреватели и холодильники меняются местами. Машина второго рода проявляет свою деятельность в муссонной циркуляции. Зимой, когда температура воздуха над океаном выше, чем над сушей, создается поток воздуха с суши на океан (зимний муссон). Летом наблюдается обратная картина (летний муссон). Особенно четко прослеживается муссонная циркуляция у восточных и южных берегов Азии.

Неравномерность нагревания поверхности океана обусловливает теплообмен между низкими и высокими широтами, осуществляемый морскими течениями, которые иногда называют «водяным отоплением умеренных и высоких широт».

Вынос теплых вод к восточным берегам материков на широтах 25 - 400 и к западным берегам в более высоких широтах (50 - 600) создает условия для значительного обогревания этих районов.

Так, средняя январская температура воздуха над Западной Европой на 600 с.ш. превышает среднюю температуру для этой широты на 15 - 200С.

Тепло в эти районы выносят также атлантические циклоны. Зимой интенсивной циклонической деятельности благоприятствует Северо-Атлантическое течение, которое усиливает Исландский минимум атмосферного давления.

В районах холодных течений, напротив, отмечается понижение температуры воздуха.

Так, например, Перуанское течение у западных берегов Южной Америки понижает температуру воздуха почти на 40С.

Различия в особенностях нагревания поверхности океана и суши сказываются на температурном режиме, облачности и осадках, что создает различные типы климата, получившие название морского и континентального. Последний характеризуется в умеренных широтах большой годовой амплитудой температуры воздуха и пониженной влажностью. Благодаря западному переносу в Евразии континентальность климата возрастает с запада на восток. Так, в Великобритании на 520 с.ш. годовая амплитуда температуры воздуха составляет всего 80С, а на той же широте в Северном Казахстане - более 450С.

Основной источник физических процессов, происходящих в атмосфере и океане, - солнечная энергия. Чтобы проследить потоки энергии, выделим часть пространства в виде вертикального столба от верхней границы атмосферы до дна океана.

Через боковые поверхности столба в него приносятся и выносятся массы воды и воздуха.

Тепловое состояние масс воздуха и воды в столбе характеризуется теплосодержанием, которое непрерывно изменяется в результате теплообмена через верхнюю границу атмосферы, поверхность океана, боковые границы столба и через дно океана.

Кроме того, в толще атмосферы и океана могут происходить процессы, связанные с выделением или поглощением тепла.

Общую схему теплообмена можно представить следующим образом.

На верхнюю границу атмосферы поступает поток солнечной радиации Q0. В мировое пространство излучается длинноволновая радиация I0. Результирующий поток радиации R0 поступает в атмосферу.

Приход коротковолновой и длинноволновой радиации на поверхность океана составляют результирующий поток энергии - радиационный баланс R.

При соприкосновении воды и воздуха, имеющих различную температуру, между ними возникает турбулентный теплообмен Ф.

При испарении или конденсации поверхность океана соответственно теряет или получает тепло, количество которого выражается произведением LE (L - скрытая теплота парообразования, Е - испарившаяся или сконденсировавшаяся масса воды).

При фазовых превращениях воды в лед выделяется, а при таянии льда поглощается тепло в количестве qм = LКМ (LК - скрытая теплота кристаллизации, М - масса образовавшегося или растаявшего льда).

В результате процессов теплообмена через поверхность нагревается или охлаждается поверхностный слой воды. Перемешиванием это нагревание или охлаждение передается в глубину в виде турбулентного потока тепла В.

Через дно в океан постоянно поступает поток внутреннего тепла Земли D. Теплообмен через боковые границы выделенного пространства в атмосфере осуществляется в результате приноса и выноса масс воздуха с различным теплосодержанием - адвекция тепла АВ, а также при перемешивании воздуха, заключенного в столбе, и окружающего воздуха - горизонтальный турбулентный обмен теплом Фв.

В океане теплообмен через боковые границы столба осуществляется адвекцией тепла течениями А и горизонтальным турбулентным обменом с окружающей водой Фг. В адвекцию тепла входит и тепловой эффект речного стока.

В атмосфере происходит конденсация паров, при которой тепло испарения, отданное океаном, передается воздуху. По аналогии с потерей тепла при испарении этот приход тепла в атмосферу определяется как произведение Lr, где r - масса сконденсировавшейся воды, принимаемая равной количеству выпадающих осадков.

Внутри столба воды теплосодержание в какой-то степени могут изменять диссипация механической энергии течений, переходящей вследствие трения в тепло, а также выделение и поглощение тепла при биохимических процессах QБ.

Из перечисленных потоков тепла не все имеют одинаковое значение. Наибольшие величины имеет поглощаемая солнечная радиация - радиационный баланс R. Радиационный баланс является положительной величиной в бюджете тепла Мирового океана и только в полярных областях в осенне-зимнее время радиационный баланс отрицателен. Поскольку в южном полушарии океан занимает большую акваторию, в нем поглощается 55% всей радиации, остальная часть приходится на северные широты. Средняя величина прихода солнечного тепла на поверхность Мирового океана в умеренных широтах составляет около +29.7·1016 ккал/год, уменьшаясь к северу и возрастая к экватору.

Следующими по величине являются затраты тепла на испарение воды - LE. В Мировом океане на испарение расходуется в 6.5 раза больше тепла, чем с суши. Общее его количество составляет -26.8·1016 ккал/год. Из них на южное полушарие приходится 54% общего количества тепла, что определяется различием акваторий по обе стороны экватора. Доля тепла, затрачиваемого на испарение, составляет примерно 90% лучистого притока тепла.

Турбулентный теплообмен океана с атмосферой для умеренных широт составляет в среднем 5 - 10% и для тропиков 1 - 3%. Интенсивность турбулентного теплообмена определяется в основном разностью температуры между воздухом и водой. Доля турбулентного теплообмена в расходной части бюджета тепла составляет - 2.7·1016 ккал/год. Турбулентный теплообмен оказывается определяющим в глобальном теплообмене. На турбулентный теплообмен с атмосферой расходуется в среднем лишь около 5% всей радиации, поглощаемой океаническими водами, однако именно эта составляющая бюджета тепла Мирового океана является важнейшим источником нагревания приповерхностных воздушных масс. Поэтому теплообмен океана и атмосферы оказывает огромное влияние на термические процессы всей планеты.

Из остальных процессов теплообмена заметную роль в тепловом балансе океана играют адвекция и тепло фазовых превращений воды. Адвекция тепла (или холода) обычно велика в районах, находящихся под влиянием постоянных течений. Так, в области мощного теплого течения Гольфстрим в западной части Атлантического океана в среднем за год приносится тепла даже больше, чем поступает здесь радиационного тепла. В этом районе океана баланс тепла поддерживается за счет увеличенной теплоотдачи с поверхности теплого течения при испарении и турбулентном теплообмене с атмосферой.

Тепло, связанное с образованием и таянием льдов, играет важную роль в тепловом балансе полярных районов океана и северных морей.

Что касается остальных составляющих теплообмена, то их роль в тепловом балансе океана мала. Так, поток внутреннего тепла Земли через дно океана оказывает влияние лишь на слой воды, непосредственно прилегающий ко дну. Пренебрежимо малы также потоки тепла от диссипации энергии течений, от биохимических процессов, нагревания или охлаждения океана выпадающими осадками, от поступления грунтовых вод и других процессов.

Тепловой баланс поверхности Мирового океана представляет собой разность между приходом и расходом тепла, определяющуюся тем, накапливает или отдает океан энергию, получаемую от Солнца. В низких широтах за счет превышения приходной части бюджета над расходной происходит накопление тепла, а в высоких - его потеря.

Количественное соотношение между приходом и расходом тепла в процессах теплообмена выражается уравнениями теплового баланса. Эти уравнения в математической форме выражают закон сохранения тепловой энергии в процессах ее трансформации в системе океан-атмосфера. Уравнения теплового баланса могут быть записаны для поверхности океана, для атмосферы и океана отдельно или совместно. Вид этих уравнений зависит также от промежутков времени, для которых рассматриваются тепловые потоки.

Уравнение теплового баланса поверхности океана выражает количественное соотношение между потоками тепла, пересекающими единичную площадку. Поскольку тепловые потоки имеют различные направления относительно поверхности, их суммирование выполняется алгебраически, т. е. каждому потоку придается положительный или отрицательный знак. Обычно положительный знак приписывают потокам тепла, направленным в океан и повышающим его теплосодержание, отрицательный - потокам тепла из океана. Относительно атмосферы знаки назначают по такому же принципу, т. е. потокам тепла, направленным в атмосферу, придается положительный знак, и наоборот. Таким образом, одни и те же потоки тепла у метеорологов и океанологов имеют разные знаки.

Итак, алгебраическая сумма потоков тепла, пересекающих единичную площадь поверхности океана (без тепла ледовых процессов), в соответствии с рис. 19 выражается уравнением:

R+LЕ+Ф+LКМ = В (1)

Это уравнение справедливо для любого промежутка времени.

В среднем за год количество льда и теплосодержание Мирового океана в целом не изменяются, т. е. LКМ = 0, В = 0, и уравнение теплового баланса для поверхности Мирового океана имеет вид:

R+LЕ+Ф = 0 (2)

Баланс за год достигается тем, что радиационный приход тепла в океан уравновешивается испарением и турбулентным теплообменом с атмосферой, т. е. в последнем уравнении R положительно, LE и Ф отрицательны.

Составим уравнение теплового баланса для толщи воды от поверхности океана до дна или до глубины h. Учитывая наиболее существенные потоки тепла, имеем:

В+А+ФГ+D = С (3)

где С - скорость изменения теплосодержания в столбе воды в результате того, что сумма в левой части уравнения в общем случае не сбалансирована. С учетом предыдущих уравнений, последнее уравнение запишется так:

R+LЕ+Ф+LкМ+А+Фг+D = С (4)

Уравнение справедливо и для столба воды, нижняя граница которого может быть выбрана на любой глубине h. В этом случае D выражает турбулентный теплообмен через нижнюю границу столба с глубже лежащими водами.

В среднем за год теплосодержание столба воды постоянно, С = 0, и уравнение принимает вид:

R+LЕ+Ф+А+Фг+D = 0 (5)

Если рассматривать весь Мировой океан в целом, то вследствие замкнутости общей циркуляции А = 0, а также Фг = 0, и последнее уравнение принимает вид:

R+LЕ+Ф+D = 0 (6)

Здесь D положительно, следовательно, сумма R+LE+Ф отрицательна, т. е. Мировой океан отдает поток тепла D в атмосферу. Это указывает на то, что океан в целом практически не имеет источников тепла, кроме турбулентного теплообмена через поверхность.

Уравнение теплового баланса для атмосферы во многом аналогично уравнению для океана и имеет вид:

R0+R+Lr+Ф+Ав+Фв = СВ (7)

где СВ - изменение теплосодержания столба воздуха в единицу времени. Положительные знаки теперь придаются потокам тепла, направленным в атмосферу.

В среднем за год теплосодержание атмосферы, как и океана, не меняется, т. е. Св= 0, и уравнение принимает вид:

Rо+R+ Lr +Ф+Ав+Фв = 0 (8)

В целом для всей атмосферы Ав = 0 (общая циркуляция воздушных масс замкнута) и Фв = 0, что приводит к упрощению уравнения:

Rо+R+ Lr +Ф = 0 (9)

Для столба, заключенного между верхней границей атмосферы и дном океана, считая положительными входящие в него потоки тепла, уравнение теплового баланса для небольших промежутков времени будет:

Ro+L (r-Е)+А+Ав+Фг+Фв+D+LкМ = С+Св (10)

В среднем многолетнем для системы в целом за год:

r =Е, А=0, Ав=0, Фг=0, Фв=0, С=0, Св=0 (10)

и уравнение принимает вид:

Ro + D = 0 (12)

Это уравнение теплового баланса для земного шара в целом. При этом поток тепла D имеет место и в районах материков.

Уравнение констатирует, что внутреннее тепло Земли отдается в конце концов излучением через верхнюю границу атмосферы. При этом атмосфера и океан остаются в среднем в тепловом равновесии.

Если бы поток тепла D отсутствовал или из-за малости им пренебречь, то последнее уравнение примет простой вид:

Ro = Q0+I0 = 0 (13)

Это означает, что на верхней границе нашей планеты имеет место лучистое равновесие - сколько тепла приходит на верхнюю границу атмосферы, столько же его уходит обратно в космическое пространство.

Таким образом, вследствие большой прозрачности атмосферы значительная часть приходящей на ее верхнюю границу радиации проходит к поверхности Земли и поглощается океаном или сушей. В последующем это тепло атмосфера получает в трансформированном виде в результате конденсации водяных паров Lr и теплообмена Ф. Тепловой поток Земли, поступающий в океан и атмосферу, в конечном итоге оказывается излученным в пространство.

Составляющие теплового баланса океана

Поток солнечной радиации, поступающий на поверхность океана - радиационный баланс R, расходуется главным образом на теплообмен между океаном и атмосферой Ф, затраты тепла на испарение LЕ, горизонтальный перенос тепла морскими течениями А и изменение теплосодержания в толще воды В, т.е.

R = Ф + LЕ+ А + В (14)

Другие процессы, например, диссипация турбулентной энергии за счет сил вязкости, биологические процессы требуют меньшей затраты энергии, и ими обычно пренебрегают.

Определим составляющие приходной и расходной частей самого радиационного баланса R. Для его определения необходимо знать приход суммарной радиации на поверхность океана, эффективное длинноволновое излучение и альбедо поверхности.

На верхнюю границу атмосферы падает поток прямых солнечных лучей, средняя годовая величина которого - солнечная постоянная - составляет около 1,9 кал/см2·мин (1.33·103 Дж/м2·с). Часть его отражается обратно в космическое пространство, часть рассеивается в толще атмосферы, часть поглощается атмосферой и непосредственно нагревает ее. В итоге к поверхности океана подходит поток прямой Q и рассеянной радиации q, т.е. суммарной радиации (Q+q), которая поглощается верхним деятельным слоем океана.

Поверхность океана, как и любое тело, температура которого отличается от абсолютного нуля, излучает длинноволновую радиацию. Разность между собственным длинноволновым излучением океана и встречным длинноволновым излучением атмосферы составляет эффективное излучение.

Отражательная способность поверхности океана - отношение количества отраженной радиации к упавшей - определяется величиной альбедо. Приближенно считается, что альбедо для прямой и рассеянной радиации одинаково.

Радиационный баланс R представляет разность поглощенной поверхностью океана суммарной радиации и эффективного излучения:

R = (Q+q) (1-A) -I (15)

где Q - поток прямой радиации, q - поток рассеянной радиации, А - альбедо поверхности океана, I - эффективное излучение.

Оценить члены уравнения нелегко, поскольку систематических измерений радиации над океаном до сих пор недостаточно. Выяснены лишь общие закономерности сезонного распределения радиационного баланса. Так, зимой его отрицательные значения наблюдаются в умеренных и высоких широтах и примерно зональное распределение. Летом, наоборот, значения радиационного баланса отклоняются от зонального распределения, что обусловлено широтными изменениями облачности и температуры морской поверхности.

Поверхность океана и атмосфера имеют различную температуру, в результате чего между ними происходит турбулентный теплообмен Ф. Физический механизм турбулентного теплообмена состоит в том, что, соприкасаясь с поверхностью океана, частицы воздуха нагреваются или охлаждаются, в зависимости от знака разности температуры воды и воздуха. Так как частицы воздуха находятся в хаотическом турбулентном движении, то тепло уносится или приносится ими к поверхности воды. Поскольку температура поверхности воды и воздуха в горизонтальном направлении различается намного меньше, чем в вертикальном, результирующий поток тепла направлен по вертикали.

Для расчета турбулентного теплообмена океана с атмосферой применяется формула советского ученого М.И. Будыко:

Ф = св·ж·cp·(T0 - Tz) Uz (16)

где cp- удельная теплоемкость воздуха при постоянном давлении, св - плотность воздуха, ж - коэффициент сопротивления, зависящий от высоты, на которой измеряется скорость ветра, T0 - температура на поверхности моря, Tz - температура на уровне z, Uz - скорость ветра ( в м·с-1) на уровне z. Ф в формуле выражается в кал·см-2·сут-1.

В среднем за год поверхность океана теплее прилегающего воздуха, и поэтому за счет турбулентного теплообмена океан теряет тепло. В летние месяцы потоки явного тепла, как правило, всюду малы, кроме районов, примыкающих к ледяным полям.

Над холодными течениями в субтропических зонах они направлены из воздуха в воду. Интенсивность турбулентного теплообмена зависит от скорости ветра, волнения, изменения плотности воздуха по вертикали, разности температур воды и воздуха.

Если на морскую поверхность приходит воздух, который значительно холоднее этой поверхности, следует ожидать сильного потока тепла, направленного из океана в атмосферу. Особенно значительная турбулентная теплоотдача наблюдается в районах теплых течений Куросио и Гольфстрима, где в зимнее время происходит адвекция холодных воздушных масс из Азии и Северной Америки и образуются большие контрасты температуры между водой и воздухом.

С приближением к восточным берегам океанов воздух постепенно прогревается, разность температуры между водой и воздухом уменьшается, турбулентный поток тепла в атмосферу ослабевает.

В отличие от радиационного баланса турбулентный теплообмен не имеет выраженного зонального, но имеет хорошо выраженный сезонный ход.

При испарении с поверхности океана расходуется тепло в количестве LЕ. L - скрытая теплота испарения, равная 539 кал·г-1. Это тепло идет на увеличение кинетической энергии молекул воды, переходящих в фазу пара. При конденсации пара в атмосфере это тепло затем передается воздуху.

Для оценки потоков скрытого тепла при испарении М.И. Будыко предложил простую полуэмпирическую формулу для определения скорости испарения:

Е = 0.134 (е0 - еz) Uz (17)

где Е - скорость испарения (в мм·сут-1), е0 - абсолютная влажность воздуха у поверхности воды (в мбар), еz - абсолютная влажность воздуха на уровне z, Uz - скорость ветра на уровне z.

В холодную половину года наблюдается увеличение затрат тепла на испарение, что связано с усилением в это время роли теплых течений и, наоборот, снижение затрат тепла на испарение в теплую половину года, когда активны холодные течения.

Главным фактором в увеличении потерь на испарение в холодный период года является приток тепла к поверхности океана, связанный с мощным горизонтальным переносом тепла морскими течениями.

Максимальные значения потерь тепла на испарение наблюдаются зимой у западных границ Северной Атлантики и в северной части Тихого океана, где сильные зимние ветры выносят холодный сухой континентальный воздух на теплые океанские течения и скорость испарения велика.

Годовые значения испарения, а, значит, и потери тепла убывают от экватора к полюсам, что обусловлено общим понижением температуры воды и воздуха и соответствующим уменьшением влажности. Морские течения и атмосферная циркуляция нарушают широтный ход испарения.

Горизонтальный перенос тепла морскими течениями А (адвекция тепла) является наиболее трудно определяемой составляющей теплового баланса океана. Для ее оценки пользуются так называемым «замыканием» уравнения теплового баланса для всей толщи воды океана R+LЕ+Ф+А = 0. При известных за год величинах R, LЕ и Ф из этого уравнения получают годовую адвекцию А.

Мировой океан аккумулирует тепло в экваториальной области, откуда оно разносится в высокие широты. Наиболее интенсивный перенос тепла осуществляется западными интенсифицированными теплыми течениями Гольфстримом, Куросио, Бразильским, Восточно-Австралийским.

Однако в южном полушарии из-за меньшей площади суши и более слабых теплых течений такой мощной адвекции тепла, как в северном полушарии, не происходит.

Адвекция холода течениями проявляется только в областях холодных течений - Канарского, Бенгельского, Курило-Камчатского, Калифорнийского и Перуанского.

В процессе теплообмена через поверхность океана участвует сравнительно тонкий слой воды. Турбулентным перемешиванием тепло поверхностного слоя передается глубже лежащим слоям. Слой, в котором наблюдается годовой ход температуры, связанный с теплообменом через поверхность моря, называется деятельным слоем. Однако в целом средние условия системы окена - атмосфера почти не меняются от года к году, поэтому при расчетах среднего годового теплового баланса можно пренебречь изменением теплосодержания в океане В и считать В=0. Вековые изменения теплосодержания хотя и незначительные, все же играют важную роль в механизме изменения климата.

Теплозапас Мирового океана на три порядка превышают теплозапас земной атмосферы: соотношение между ними составляет приблизительно 1600:1. Это объясняется как большей массой и большей плотностью вод океана по сравнению с воздухом атмосферы, так и значительно большей теплоемкостью воды.

Относительно малый тепловой запас атмосферы обусловливает и меньшую ее способность сохранять неизменным свое состояние, то есть большую изменчивость во времени ее основных характеристик, или, другими словами, большую нестабильность. Инерция в развитии процессов в водах океана в десятки раз большая, чем в воздухе атмосферы.

Соответственно и влияние атмосферы на состояние воды в океанах менее устойчиво и менее значительно, чем влияние океана на состояние атмосферы.

Таким образом, зная значения основных составляющих теплового баланса океанской поверхности можно выполнить расчет теплового баланса Мирового океана.

Этот расчет и выявление основных пространственно-временных связей составляющих теплового баланса необходимы для понимания физических процессов, происходящих в системе океан-атмосфера.

Решение этой задачи позволяет выяснить относительную роль переноса тепла к полюсам в океане и атмосфере, судьбу атмосферного «горючего» - водяного пара - и его значение в циркуляции атмосферы, образование ветровых систем различных масштабов и их влияние на обмен и на океанические течения.