РАЗДЕЛ 2
ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС МОРЕЙ, ОКЕАНОВ И АТМОСФЕРЫ
2.1. Предисловие
Основными компонентами теплообмена океана с атмосферой являются радиационный баланс , а также турбулентные потоки явного и скрытого тепла. Сумма этих компонент составляет внешний тепловой баланс океана =--- (знак плюс - получаемое океаном тепло, знак минус - отдаваемое). Сумма малых компонент представляет собой количество тепла, расходуемое океаном на прогрев атмосферных осадков, речного и подземного стоков пресных вод, таяние привносимых льдов, а также на фотосинтез планктона и морских водорослей. Меньший порядок имеют частично компенсирующие эти потери виды энергии: диссипация движений масс воды и воздуха в теплоту за счет трения и энергия, поступающая из недр Земли. В среднем для Мирового океана, Черного и Азовского морей по данным [43-46] ?-1.2 Вт?м-2. При подводных вулканических извержениях, большом количестве атмосферных осадков, в районах стока крупных рек величина может существенно отличаться от среднего значения. Эти случаи подлежат специальному рассмотрению.
Полный тепловой баланс океана , в отличие от внешнего, характеризует изменение теплосодержания слоя воды от поверхности до дна. - перенос тепла (или холода) в толще вод, осуществляемый системой океанических течений и макротурбулентным обменом. В целом за год воды Мирового океана через свободную ото льда поверхность получают радиационной энергии больше, чем с учетом малых компонент отдают ее в атмосферу в виде длинноволнового излучения, отраженной солнечной радиации, потоков явного и скрытого тепла. Избыточное тепло переносится течениями в полярные океанические районы, обеспечивая там оптимальные тепловой и ледовый режимы. В произвольных географических точках на океанах многолетняя средняя годовая величина равна 0, при этом =. С учетом гидрологической информации для среднемесячных величин можно записать .
В данной работе при расчетах составляющих теплового баланса океана в качестве исходных данных использовался банка данных COADS [85]. От туда были взяты данные по температуре поверхности океана , температуре и влажности воздуха в приводном слое атмосферы , и скорости ветра . Величины радиационного баланса рассчитаны по методикам, описанным в предыдущем разделе.
2.2. Расчет турбулентных потоков тепла на границе раздела вода-воздух для Черного моря
Одной из важнейших задач при описании взаимодействия морей и океанов с атмосферой является оценка потоков тепла и влаги в приводном слое. Большое число исследований (см. обзор [17]) посвящено определению коэффициентов обмена , в формулах для потоков ощутимого и скрытого тепла:
, (2.1)
, (2.2)
где - плотность воздуха; - теплоемкость воздуха при атмосферном давлении ; , и - скорость ветра, температура и влажность воздуха на стандартной высоте 10 м; и - температура воды в поверхностном слое и упругость насыщения водяного пара при температуре и заданной солености воды. Если температура воды и воздуха выражена в оС, влажность воздуха в гПа, скорость ветра в м?с-1, то используя приближенные зависимости величин , от [95] и постоянное значение атмосферного давления =1013 гПа, можно записать формулы для потоков тепла, выраженных в Вт?м-2, в следующем виде:
, (2.3)
, (2.4)
где и с относительной погрешностью менее 1%. В этих формулах необходимо возможно точнее определить коэффициенты и .
Однозначного мнения относительно величин , и их зависимостей от гидрометеорологических условий в настоящее время не сформулировано [17]. Вряд ли можно отдать предпочтение результатам какого-либо одного автора, т.к. прямые измерения потоков тепла и влаги проводились в различных районах океанов, в разные сезоны, в самых разнообразных гидрометеорологических условиях и разными приборами. Для точного определения этих коэффициентов необходимо учитывать всю совокупность гидрометеорологических условий, что сделать трудно. Однако можно оценить зависимости и от наиболее значимых параметров. В первом приближении коэффициенты считают постоянными и равными друг другу: ==. Вопрос о равенстве коэффициентов обмена теплом и влагой, по мнению многих авторов [17], не так уж существенен, поскольку разность - мала и находится в пределах ошибок экспериментальных определений этих величин. Вторым приближением может служить учет зависимости от скорости ветра, особенно при штормах [96]. Последнее является наиболее существенным, так как тепло- и влагообмен во время штормов увеличивается в десятки раз. У поверхности океана при сильном волнении, когда на гребнях волн наблюдаются "барашки", наряду с интенсивным разбрызгиванием воды происходит проникновение внутрь нее большого количества воздушных пузырьков. Эти процессы интенсифицируют испарение воды, одновременно увеличивая ее теплообмен с воздухом. В дальнейшем благодаря тому, что приводный слой атмосферы стратифицирован неустойчиво, над морем развиваются интенсивные вертикальные потоки влаги и тепла. Зависимости коэффициентов тепло- и влагообмена от других параметров изучены хуже, труднее поддаются учету и для практических расчетов их влиянием можно пренебречь.
Рекомендации по методике расчетов потоков тепла и влаги сводятся к следующему. Если имеются данные по средним месячным величинам радиационного баланса , изменения теплосодержания деятельного слоя моря , адвекции , а также метеорологическим элементам , , , и , осредненные по исследуемой акватории, то можно воспользоваться формулой
(2.5)
и определить постоянную величину или ее зависимость от скорости ветра. В условиях океанических полигонов точность такого метода невысокая [97], что обусловлено трудностями определения адвективно-турбулентного потока тепла для незамкнутых бассейнов.
В почти замкнутом бассейне Черного моря с большой точностью выполняется условие = 0 [46]. Кривая годового хода (0-10
- Київ+380960830922