Тепловой баланс океана

Вода в твердой фазе, скажем в ледяном щите, может обмениваться теплом с атмосферой весьма медленно из-за плохой теплопроводности льда и большой толщины ледяного щита. Поэтому частицы ледяного щита остаются в нем 10 лет. Более существенны для теплового баланса Земли в каждый данный момент снежный покров, который имеет высокое альбедо, и морской лед, который ие только имеет высокое альбедо, но также препятствует обмену теплом между океаном и атмосферой. Когда речь идет о тепловом и водяном балансе океана, то [c.45]

Уравнение теплового баланса с учетом основных факторов, определяющих приход и расход тепла в океанах и морях, можно записать в следующем виде [c.65]

Другая группа балансовых оценок базируется на использовании данных об океане, где уже теплообмен с атмосферой замыкает баланс, т, е. играет роль уходящего излучения в описанных выше работах. В этом случае обычно исходят из одномерного зонально осредненного уравнения переноса тепла в океане, записанного в дивергентной форме и проинтегрированного по некоторому слою толщиной h [c.162]

Важна роль атмосферы и в тепловом балансе планеты. А состоит она не только в различной снособности слоев атмосферы поглощать длинноволновые и коротковолновые излучения н влиять на теплоотдачу земли, но и в том, что процессы циркуляции воздушных масс обеспечивают необходимый теплообмен между океанами и сун ей вследствие значительного горизонтального переноса тепла над поверхностью планеты. [c.119]

Перед тем как будут рассмотрены отдельные слагаемые этого уравнения, полезно познакомиться с картиной осредненного по вертикали баланса энергии, приведенной на рис. 1.8. Из рисунка видно, что для формирования равновесного состояния между областью избытка энергии у экватора, получаемой за счет радиации, и областью ее дефицита у полюсов необходим поток энергии в сторону полюса. Заштрихованная область характеризует поток энергии в океане, а незаштрихованная — в атмосфере. Как видно, большая часть потока в средних широтах (с максимумом при 40—50° с. ш.) создается за счет нестационарных вихрей. (Отметим, что вклад потока скрытого тепла в максимальное значение составляет примерно 35%. Таблица, детально характеризующая различные вклады в поток, составлена в [602].) Поток, вызванный осредненной меридиональной циркуляцией, оказывается существенным вблизи экватора. [c.354]

Для радиации, фактически поглощаемой Землей (см. рис. 1.1), такое равновесие наступит, когда температура па экваторе достигнет 270 К, па Южном полюсе 150 К. и иа Северном полюс 170 К. Фактически поверхность Земли значительно теплее, а контраст температур между экватором и полюсом намного меньше. Отличие от наблюдаемой температуры поверхности обусловлено существованием жидкой оболочки Земли. Последняя может повлиять иа достижение равновесия двумя путями. Во-первых, радиация может поглощаться самой атмосферой. Во-вторых, атмосфера и океан могут переносить тепло от одной области к другой, влияя тем самым на баланс энергии. [c.15]

Изучение баланса тепла отдельных морей, океанов и Мирового океана в целом — это важная проблема в исследовании термического режима Земли, ее климата и погодных условий, с которыми связаны природные ресурсы. [c.67]

Средняя годовая температура поверхностных вод Мирового океана 17,4° С, т. е. на 3° выше средней годовой температуры воздуха. Отсюда ясно, какое громадное значение имеет тепло, накопленное одами Мирового океана, в тепловом балансе системы атмосфера-океан. [c.69]

Суточные и годовые изменения температуры связаны с изменениями компонент теплового баланса, а также с теплом, переносимым течениями и вертикальным обменом вод. В ходе температуры на поверхности океанов и морей проявляются главным образом суточные и годовые колебания радиационной компоненты теплового баланса. Однако накопление и расходование тепла морем запаздывает относительно максимума и минимума температуры воздуха. Наивысшие температуры воды на поверхности наблюдаются после полудня, около 14—16 часов, а наинизшие —около 4—8 часов утра. [c.70]

Исследуя процессы теплообмена и воздухообмена между океаном и материком, мы обнаружили тесную количественную связь между элементами теплового баланса моря и теми потоками воздуха и тепла, которые вторгаются с моря на материк, создавая там основные элементы климата. В предыдущих параграфах излагались соображения, позволяющие объяснить изменения климата — иногда очень резкие, — происходящие на наших глазах. В отличие от некоторых современных гипотез, с которыми мы встретимся в главе X, речь шла о чисто земных причинах изменения теплового режима. Сейчас постараемся, также не выходя за пределы нашей планеты, объяснить еще более серьезные изменения теплового режима Земли в далеком прошлом при чередовании ледниковых и межледниковых эпох. [c.674]

Замечание. В равенстве (2.6.3) ие учитываются малые эффекты конденсации иа поверхности океана и тепло, переносимое осадками.) Величины Qs и Е рассчитываются обычно по формулам, подобным (2.4.3) и (2.4.4). На рис. 2.7 показан результат таких вычислений для Атлантического океана. Заметно интенсивное выхолаживание западной части Северной Атлантики, где холодный ветер с континента дует над теплым океаном зимой. Балансы тепла для различных месяцев года в этом и некоторых других регионах приведены в работе [108]. По такой карте поток тепла через различные разрезы можно подсчитать путем интегрирования в южном направлении от северного края карты. Поток в направлении полюса на широте 24 равен примерно 1 ПВт (1 петаватт == 10 Вт), и это хорошо совпадает с расчетами [102] по океанографическим данным через этот разрез. Интегрирование по всему океаническому бассейну приводит к некоторым неожидаииостям [304], [754]. Например, поток тепла в Северной Атлантике направлен к северу на всех широтах, (Ркточиики данных о потоках тепла атмосфера— океан даны в приложении 5.) Когда океан покрыт льдом, расчет потока тепла более труден, так как обмен тепла происходит преимущественно между океаном и нижней границей льда, а ие между океаном и атмосферой, и поэтому поток зависит от истории образования слоя льда. В работе [535]j [c.49]

Охлаждение поверхности, вызванное испарением, яредстав-ляет собой основную потерю тепла в атмосферу, которая необходима, чтобы уравновесить его поступление за счет радиационного нагрева. Тепло, отбираемое от поверхности, возвращается обратно в более высокие слои атмосферы, когда водяной пар конденсируется. Это создает вертикальный перенос тепла, требуемый условием радиационного баланса. Средняя интенсивность испарения над океаном, которая обеспечивает этот перенос, равна примерно 1 м/год (3 мм/сутки). Одиако 1шли-чество воды в атмосфере в любой момент невелико. Если она выпадет в виде осадков, то покроет земную поверхность слоем толщиной 23 мм. (Это эквивалентно количеству скрытой теплоты в атмосфере в расчете на единицу площади, равному 5,7X10 Дж/м . Эту величину для северного полушария вычислил Оорт [602, табл. 1]. Изменение теплосодержания на эту величину изменило бы температуру атмосферы иа 6°.) Деля толщину слоя иа среднюю скорость испарения, получаем, что среднее время пребывания водяного пара в атмосфере около 1 недели. [c.44]

При рассмотрении теплового баланса, члены, описывающие горизонтальную адвекцию средним движением, уже нельзя считать малыми, как в зонально-осредненном случае. По порядку величины они совпадают с остальными членами. Вместе с тем получается [434, рис. 20], что слагаемое, характеризующее вертикальную адвекцию (связанную с осреднеиным по времени течением) преимущественно имеет знак, противоположный знаку члена, выражающего горизонтальную адвекцию (также за счет среднего по времени течения). (Если течение будет направлено вдоль линий равной энтропии, то оно в точности скомпенсирует горизонтальную адвекцию.) Результаты расчета неадиабатических притоков тепла на поверхности 700 мбар как остаточного члена, определяемого несбалансированностью адвекции, показаны на рис. 13.17. Отметим большие положительные значения у восточных берегов континентов. Положение района больших притоков тепла на уровне 700 мбар в западной части Северной Атлантики соответствует областрг мощных потоков тепла из океана в атмосферу, которая видна из рис. 2.7. Это заставляет еще раз обратить внимание на связь явлений в атмосфере и океане и подчеркивает единство этой системы. Проведенное выше обсуждение позволяет составить определенное представление о характере процессов, протекающих в системе атмосфера— океан. Однако ее природа чрезвычайно сложна и еще очень многое предстоит исследовать [c.359]

Обратимся теперь к оценкам тепловых и динамических потенциалов Мирового океана, приведенным в левой колонке на рис. 1.1. Энергия теплового контраста вод Мирового океана составляет (4 — 5) 10 Дж, энергия наклона уровня океана ЗХ X 10 Дж, энергия дифференциации плотности— (4— 5) 10 Дж, а энергия контраста солесодержания—(1—2) 10 Дж. Энергия теплового контраста вод Мирового океана оценена по различию энтальпии в верхнем, 1000-метровом слое воды между зоной теплых вод от 30° с. ш. до 30° ю. ш, и зоной холодных от 30 до 60° широты северного и южного полушарий. Рассчитав разности содержания солей теплых и холодных вод по океанам и переведя их в затраты энергии на испарение воды (путем выравнивания содержания солей за счет добавления пресной воды), мы получили близкие к разностям тепловых потенциалов значения энергии, отвечающие различию солесодержания. Ниже, при обсуждении различий Тихого и Атлантического океанов мы увидим, что средняя соленость Атлантики на 0,3 % выше средней солености Тихого океана. Оказывается, что именно эта разность солености представляет собой наибольшую энергетическую разность потенциалов в Мировом океане. Ей соответствует энергия 7 10 Дж, которую необходимо было бы затратить на избыточное испарение над Атлантическим океаном, обусловившее его относительное осолонение. В главе 4 будет показана необходимость межокеанского переноса тепла и солей между Атлантикой и Тихим океаном. Если допустить, что межокеанского переноса соли нет, то при существующем пресном балансе вод Атлантического океана за 100 лет его соленость увеличится на 0,35 %о и, таким образом, разность между соленостью Тихого и Атлантического океанов удвоится. [c.18]

Используя данные [17] о значениях радиационного баланса, нам удалось рассчитать тепловой баланс поверхности океанов в зональном осреднении. Результаты также приводятся в табл. 4.4. Оценки в целом совпадают с [17, 40, 42], хотя отмечаются более значительные дефициты в Северной Атлантике, составляющие в сумме около 10 Вт. Являясь наиболее интенсивным поставщиком тепла в атмосферу, северная часть Атлантического океана отдает тепла намного больше, чем получает за счет радиации. Аномальная энергоактивность Северной Атлантики подтверждается аномалиями температуры ее поверхности, достигающими по оценкам [104] 5—8°С (рис. 4.8). Заметим, что эта аномалия была известна океанологам давно. В дальнейшем при анализе меридиональных потоков нам предстоит выяснить ее генезис. [c.142]

Зе могут достигать 100-125 Вт/м . В остальные месяцы года отмечается превышение теплоотдачи за счет явного и скрытого тепла над радиационным поступлением энергии. Максимальные отрицательные зиачеиня (200—275 Вт/м ) достигаются в декабре—январе в средних широтах. Качественно близкая картина наблюдается и в других океанах, а также в Мировом океане в целом. Тем не меиее количественные значения различаются сильно. В северной части Тихого океана отмечаются сильные летние максимумы теплового баланса в субтропических широтах, обеспечивающие в среднем за год небольшой положительный тепловой баланс этой акватории. Максимальные различия удельного теплового баланса Северной Атлантики и Северной Пасифики отмечаются в летние месяцы. К анализу сезонного хода характеристик энергообмеиа мы вернемся при рассмотрении пространственной картины в главе 5. [c.143]

Значительное внимание определению меридиональных переносов тепла уделено в модели системы океан—ледники—атмосфера [48], где океаны разделяются на верхний и глубинный слои и на западный пограничный слой и район открытого океана. Атмосферный блок представлен зонально усредненными стационарными уравнениями переноса тепла и влаги с параметризацией межширотного переноса макротурбулентным обменом. Расчеты иа модели [48] дали положительные тепловые балансы для всех трех океанов Атлантического ( + 0,55-10 Вт), Тихого ( + 1,98Х Вт), Индийского ( + 0,85- Вт), которые компенсируются отрицательным тепловым балансом- Южного океана (3,45X ХЮ - Вт). Такое соотношение океанов несколько ие соответствует схеме, получаемой из экспериментальных данных. Следствием этого явилось модельное завышение в [48] интегрального океанского переноса тепла в Южном полушарии и занижении в Северном. Не удалось также воспроизвести меридиональный перенос через экватор в Атлантическом океане. Кроме того, этим результатам противоречат прямые оценки [400] для границы раздела Южного и Индийского океанов. Модельные и примыкающие к ним работы по специальному воспроизведению особенностей меридионального переноса, несмотря на грубость предположений, тем ие меиее очень ценны с точки зрения описания и параметризации именно глобальных процессов в целом, а ие как порождения более мелкомасштабных. [c.155]

II существенный баротропный перенос, полученный в [414]. В [480] меридиональные потоки для отдельных океанов и Мирового океана оценены по экспериментам на глобальной атмосферной модели. В известном смысле это косвенная оценка, так как получена из расчетов потоков тепла через поверхность в предположении постоянного теплозапаса вод, причем для замыкания используется гипотеза нулевого глобального баланса. В обоих полушариях глобальные потоки направлены от экватора к полюсам с максимумами в зоне 20—30°. В Атлантике поток направлен к северу на всех широтах, а результирующий поток через экватор в Тихом океане — иа юг. Оценка обмена между океанами дала поступление в Атлантику 1,35- Вт, которое складывается из 0,25- Вт из Индийского и 1,1 10 Вт из Тихого океанов. К близким результатам пришли и авторы модели [152], получившие аномальные по знаку потоки тепла в Атлантике. В работе [164] ббобщаются результаты по модельному воспроизведению меридиональной циркуляции в океане и приводятся данные по сезонной изменчивости. Меридиональный перенос рассматривается как сумма трех составляющих среднего (-Wi), вихревого (Ма) и диффузионного (Мз) [c.157]

Одной из главных проблем балансовых оценок меридиональных потоков в океане является определение граничных условий Мо. Часто в качестве Мц используется оценка [330], составляющая 1,07-10 Вт. Эта оценка получена из обработки большого количества гидрологических данных и прямых измерений течений в проливах Канадского Арктического архипелага, Шпицберген— Земля Франца-Иосифа, Земля Франца-Иосифа Новая Земля,, Беринговом проливе. В табл, 4.13 приводятся результаты оценки теплового баланса Арктического бассейна по [330]. Главными источниками поступления тепла в Арктический бассейн, как следует из табл. 4.13, являются Восточно-Гренландское и Западно-Гренландское течения. При всей детальности расчетов Аагарда и Грейсмана [330] следует признать сильную приближенность их оценки Мо. В частности, в работе [384] называются втрое большие расходы Восточно-Гренландского течения. [c.166]

Такой обзор показывает, что 1-я и 6-я зоны, т. е. зоны, лежащие по концам моря, должны получать дополнительное тепло из остальных зон, характеризующихся избытком тепла в потоке сквозь поверхность моря. Все море в целом характеризуется уравновешенным балансом вычисления дают для него 1070 кал на 1 см избыточного тепла по всей вероятности, если эта цифра выходит за пределы погрешностей при многократном суммировании, то она означает некоторый отток тепла из Красного моря в Индийский океан сквозь Баб-эль-Мандебский пролив. [c.494]

Принятые в расчетах топография и геометрия (рис. 1Х-19) основаны на использовании девятислойной модели по вертикали и 500-километровой сетки по горизонтали. Океан рассматривался как бесконечный источник испарения влаги, но перенос тепла океанскими течениями не учитывался. Радиационные расчеты проводились по методу, предложенному в работе [18], при условии баланса между поступлением солнечной и излучением длинноволновой радиации в верхней атмосфере и интегрировании от экватора до полюса. Распределение облачности определяли на основе среднегодовых наблюдений и рассматривали как функцию только широты и высоты. Распределение водяных паров определяли по уравнениям, учитывающим конвекцию в трех направлениях, испарение, вертикальное перемешивание, неконвективную конденсацию и идеализированный механизм регулирования влажности конвекцией. Таким образом осуществлялась связь радиационных расчетов с гидрологическим циклом. [c.255]

Справочник химика 21

Химия и химическая технология