книги из ГПНТБ / Лакомб, А. Энергия моря

откуда поступает уже упомянутая незначительная тепло­ вая энергия, химические процессы, происходящие в мо­ ре, и рассеяние механической энергии при движении морских вод. Все эти составляющие практически незна­ чительны, если не считать строго локализованных зон. Здесь пойдет речь главным образом об энергии, поро­ ждаемой Солнцем.

Источник излучения и путь солнечных лучей к земной поверхности

Основная часть энергии солнечного излучения, кото­ рая приходится на 1 см2 поверхности, перпендикулярной

ная миллиметра), то есть в голубой части спектра. Со­ гласно закону Вина, максимум энергии в спектре, излу­ чаемом черным телом, соответствует такой длине волны, произведение которой (в микрометрах) на абсолютную температуру составляет 2940. На основании этого закона можно считать, что температура Солнца равна приблизи­ тельно 6000 градусов Кельвина (2940:0,47 = 6250). '

Какие же слои встретит солнечный луч на своем пу­ ти к поверхности земного шара? На высоте более 70 км располагается ионосфера, где происходят явления иони-

10

задяи, связанные с тем, что солнечная радиация выры­ вает из молекул очень разреженной атмосферы электро­ ны, а их рекомбинация происходит не сразу. Процессы, протекающие здесь, не имеют прямого отношения к за­ дачам нашего рассказа. Ниже ионосферы находится мезосфера (от 30 до 70 км), где задерживается самая значительная часть ультрафиолетовых лучей солнечного спектра (с длиной волны менее 0,3 мкм), от которых мы таким образом защищены. Кислород превращается там в озон, и примерно четвертая часть падающей солнеч­

Между мезосферой и уже упомянутой тропосферой располагается стратосфера (от 10—15 до 30 км), прони­ зываемая быстрыми воздушными потоками, в частности струйными течениями. Температура ее очень низка (от —40 до —80°), и она почти не поглощает солнечное излу­ чение.

Значительная часть солнечной энергии, не погло­ щенной озоном в Мезосфере, пересекает верхнюю гра­ ницу тропосферы (10—15 км) и достигает поверхности Земли.

Энергию солнечной радиации, входящую в состав теплового баланса Земли, можно представить как энер­ гию, заключенную в цилиндре с радиусом R, описанном (рис. 1) вокруг внешней границы атмосферы, образую­

суточного вращения нашей планеты и изменения сол­ нечного склонения в поле излучения попадают разные части земного шара. Высокие широты получают только наклонные лучи, и во время полярной ночи солнечная радиация здесь равна нулю. При солнцестоянии наиболь­ шая длительность дня в высоких широтах значительно уменьшает неравенство в количестве получаемой

11

солнечной энергии между этими широтами и экватори­ альной зоной в полушарии с освещенным полюсом. По­ скольку поверхность Земли равна 4яЯ2, то есть в 4 раза больше поверхности поперечного Сечения рассмотренно­ го выше цилиндра, то средняя энергия на 1 см2 земной

поверхности в минуту составляет к/4, то есть 0,485 кал/см2 • мин. Однако из-за рассеянного отражения

в атмосфере, а также отражения от верхней границы

Рис. 1. Поступление энергии солнечной радиации на по­ верхность Земли.

облаков и от земной и морской поверхности значитель­ ная часть падающей энергии возвращается в космиче­ ское пространство; отношение отраженной таким обра­ зом энергии к падающей энергии называется «альбедо». Величина альбедо очень изменчива и зависит от свойств подстилающей поверхности. В среднем она оценивается в 43%. Эта цифра значительно увеличивается в районах

12

в среднем на 1 см2 земной поверхности приходится

атмосферой или проникнуть в глубь моря. В среднем энергия, поглощаемая морем, составляет приблизитель­ но 0,22 кал/см2 • мин.

Поглощение солнечного излучения морем

Солнечная радиация, пересекающая морскую поверх­ ность, подвергается диффузии и поглощению. При диф­ фузии свет частично отражается в разных направле­ ниях, отличных от первоначального направления его распространения, что объясняется свойствами молекул воды, а также наличием взвешенных минеральных пли органических частиц и т. д. Диффузия не видоизменяет энергию — она остается лучистой. При поглощении, на­ против, лучистая энергия превращается в тепловую: потеря энергии световым лучом по мере его проникно­ вения в глубь моря сопровождается нагреванием среды. Таким образом, в результате двух тесно связанных между собой явлений происходит убывание лучистой энергии с глубиной. При этом вода, даже профильтро­ ванная, а тем более обычная морская вода, относитель­ но хорошо поглощает световые волны. Минимальное поглощение наблюдается в довольно узком диапазоне длин волн — вблизи 0,47 мкм. Любопытпо отметить, что именно на эту длину волны приходится максимум энер­ гии солнечного спектра. Но даже в этом довольно проз­ рачном «окне» поглощение значительно, ибо и здесь 90% падающей энергии преобразуется в тепло даже са­ мыми прозрачными морскими водами при достижении глубины всего лишь 100 м. В мутных же прибрежных водах радиация проникает на глубину не более несколь­ ких метров. За пределами указанного «окна» поглоще­ ние происходит гораздо интенсивнее. В результате на­ гревание воды за счет поглощения радиации ощутимо

13

Потери тепла морем

Поскольку термическое состояние моря в среднем постоянно, то воды моря тем или иным образом должны терять столько же тепла, сколько они получают от сол­

ре около 6000°К, так и морская поверхность за счет ана­ логичного процесса излучает энергию, близкую той, ко­ торую выделяет черное тело при температуре поверх­ ности моря, то есть 290°К. Разница этих двух темпера­ тур объясняет различия в характере излучения: преж­

мальной интенсивности спектра излучения морской поверхности, близка к 10 мкм, то есть находится в ин­

фракрасной области спектра. Фактически видимый спектр падающего солнечного излучения и инфракрас­ ной спектр излучения Земли не являются смежными. Солнечный спектр является коротковолновым, а спектр, излучаемый морем,— длинноволновым.

Расчеты, сделанные разными специалистами, показы­ вают, что средняя энергия длинноволнового излучения

14

теплопроводность. Если же нагреватель окружен жид­ кой средой, то частицы ее, соприкасаясь с его поверх­ ностью, нагреваются в результате теплопроводности. Сделавшись легче вследствие нагревания, эти частицы устремляются затем вверх, унося с собой (путем кон­ векции) то тепло, которое они приобрели при соприкос­ новении с нагревателем, и передают его другим части­ цам жидкости, соприкасаясь с ними. Так передается тепло из моря в атмосферу, когда поверхность воды

теплота парообразования воды). Это тепло накапливает­ ся в атмосфере вместе с водяным паром и высвобож­ дается, когда пар конденсируется, образуя облака. Как же осуществляются все эти виды передачи тепла?

А. Турбулентность. В твердой среде передача тепла через элемент поверхности происходит от области высо­ ких к области низких температур, и в пересчете на единицу поверхности эта передача пропорциональна величине сД0/Дг, где с — удельная теплоемкость среды, Д0/Дг — перпендикулярный к элементу поверхности «градиент» температуры, то есть частное от деления разности температур в двух точках Д0 на расстояние между ними Дг. Коэффициентом пропорциональности является коэффициент теплопроводности среды, завися­ щей только от природы среды и от физических условий, в которых она находится. Точно так же на границе, раз­ деляющей два соприкасающихся твердых тела, тепло­ передача пропорциональна величине Д0/Дг, то есть част­ ному от деления разности температур в двух точках, находящихся на одной и той же нормали по разные стороны от границы между средами, на расстояние меж­ ду этими точками. Практически измерения температур­

16

они гораздо значительнее вязкости жидкости,. опреде­ ляемой для идеального, не турбулентного, а только «ламинарного» движения. Коэффициент «виртуаль­ ной» вязкости, или коэффициент турбулентности р, ха­ рактеризующий взаимное увлечение смежных слоев воды, находящихся в состоянии турбулентного движе­ ния, также намного выше (в 10, 100, 1000 раз — в зави­

симости от условий), чем коэффициент истинной, или молекулярной вязкости, характеризующий взаимное увлечение слоев воды при ламинарном движении.

Понятно, что в жидкости с однородной плотностью

и того же порядка. Но как только возникает стратифи­ кация плотности, движение частиц воды, перпендику­ лярное слоям (практически горизонтальным) с одинако­ вой плотностью, будет связано с затратой работы на пре­ одоление силы тяжести. Частица, поднявшаяся в слой с более низкой плотностью, стремится опуститься в ис­ ходный слой; напротив, частица с меньшей плотностью, погрузившаяся в более тяжелый слой, подвергается дей­ ствию архимедовой силы выталкивания, стремящейся вернуть ее на начальный уровень. Вертикальный обмен

«скачка» плотности, или пикноклин). Такой слой пред­ ставляет собой как бы перегородку, препятствующую перемешиванию и взаимному увлечению разделяемых ею~

слоев воды. Коэффициент турбулентности р на этом уровне очень мал. Поскольку вертикальные градиенты плотности значительно больше горизонтальных, то пере­ мешивание и взаимное увлечение слоев воды в горизон­ тальном направлении происходит гораздо интенсивнее, чем в вертикальном. Горизонтальный коэффициент тур­ булентности в действительности значительно выше вер­ тикального.

Весьма трудно непосредственно определить коэффи-

18

циент турбулентности: для этого необходимы очень точ­ ные измерения трех мгнойенных составляющих скоро­ сти жидкости — как средней скорости, так и высокочас: тотных колебаний скорости относительно ее среднего значения. Одним из крупных недостатков современной динамической океанографии является то, что величину этого «таинственного» коэффициента турбулентности мы знаем очень плохо.

Б. Турбулентная диффузия. Обмен частицами между соседними слоями жидкости, имеющими различную скррость, делает возможным передачу механической энергии от слоя к слою. Неизбежным следствием этого обмена является обмен между смежными слоями и все­ ми другими свойствами частиц жидкости; к ним отно­ сятся температура, соленость, содержание различных химических веществ и т. д. Это значит, что механизм турбулентности и есть тот основной фактор, который определяет турбулентную диффузию всех свойств мор­ ской воды, зависящих от свойств ее частиц. Это позво­ ляет ввести коэффициенты турбулентной диффузии

соли, тепла и т. д. в море и водяного пара в атмосфере, которые можно определить путем тщательных измере­ ний и которые колеблются примерно так же, как и ко­ эффициент турбулентности.

Эффект «барьера», или «экрана», препятствующего передаче движения через слои со значительным верти­ кальным градиентом плотности, затрудняет также и передачу всех других свойств морской воды. Пикноклины и особенно термоклины (слои с резко понижаю­ щейся по мере погружения температурой) служат таки­ ми «экранами». Напротив, слабая расслоенность и воз­ никающее временами неустойчивое распределение плот­ ности способствует обмену различными свойствами воды в том интервале глубин, где эти скоротечные изменения наблюдаются.

Таким образом, в жидкости или в двух соприкасаю­ щихся жидкостях причиной явления передачи движе­

19