книги из ГПНТБ / Лакомб, А. Энергия моря

ния, тепла, водяного пара и т. д. является подвижность частиц.

В. Обмен теплом и влагой между морем и атмосфе­ рой. Испарение. Если применить высказанные соображе­

(что наблюдается в море очень часто), то частицы воз­ духа, находящиеся вблизи от границы раздела, сопри­ касаясь с водой, нагреваются и насыщаются водяным паром, в результате чего их плотность понижается по сравнению с более высокими слоями воздуха. Появляет­ ся тенденция к неустойчивости плотностной стратифи­ кации воздуха. Частицы воздуха от поверхности моря поднимаются вверх, унося с собой путем конвекции теп­ ло и водяной пар. Если же воздух теплее воды, то тур­ булентность у поверхности моря мала и обмен также уменьшается. Таким образом, можно сказать, что меха­ низм турбулентного переноса зависит от движения час­ тиц в нижнем слое воздуха: чем значительнее обмен частицами воздуха между различными уровнями, .тем интенсивнее перенос тепла и водяного пара.

Фактором, благоприятствующим обмену, является ветер, приводящий к перемешиванию воздуха: чем силь­ нее ветер, тем интенсивнее и обмен. К тому же эффек­

А в тех случаях, когда температура воды выше темпе­ ратуры воздуха более чем на 12—15°, над' поверхностью моря образуется туман, что свидетельствует об очень интенсивном переносе водяного пара, или влаги.

Но, как мы уже говорили, испарение с морской по­

20

жидкого состояния в парообразное требуется 585 кал. (теплота парообразования воды). Это значит, что в ре­ зультате испарения происходит интенсивное охлажде­ ние поверхности моря.

Ввиду столь высокого значения удельной теплоты парообразования испарение влечет за собой скрытую потерю тепла морем,. в 10 раз превышающую явную

потерю за счет конвекции. Следовательно, для изучения термического режима моря очень важно знать величину испарения. Однако ее определение связано со следующи­ ми трудностями. Во-первых, даже в настоящее время весьма сложно измерить с достаточной точностью влаж­ ность воздуха на нескольких уровнях в очень низких слоях (несколько дециметров или сантиметров над по­ верхностью моря) в условиях, близких к насыщению воздуха водяным паром. Во-вторых, еще труднее опре­ делить коэффициент турбулентной диффузии водяного пара в воздухе.

Могут ли принести нам большую пользу прямые на­ блюдения над явлением испарения? Его изучение в ис­ парителях, установленных на судах, как и в испари­ тельных бассейнах на суше, позволяет сравнительно легко измерить уровень воды или изменение ее солености. Но полученная таким образом величина испарения вер­ на только для условий данного бассейна, и трудность состоит в том, чтобы пересчитать ее для поверхности моря. Это чрезвычайно сложно: поток воздуха различен на судне, в бассейне (с его более или менее вертикаль­ ными стенками) и над поверхностью моря. Термические и радиационные условия также различны. Кроме того, очень трудно подобрать скорость ветра в какой-то точ­ ке на судне так, чтобы она соответствовала скорости на поверхности моря.

Можно подходить к изучению испарения путем определения энергетического баланса за данный проме­ жуток времени, включающего в себя энергию солнечно­ го излучения, поглощенного морем, энергию инфракрас­

21

ного излучения морской поверхности, энергию, соответ­ ствующую изменению теплозапаса в данном районе моря, и энергию, переносимую течениями. Алгебраиче­ ская сумма этих энергий должна равняться энергии, потерянной за счет испарения, и явной потере тепла. Но оценить их очень трудно: эта алгебраическая сумма очень мала, и относительная погрешность результата может быть слишком большой.

Наконец, можно оценить потоки тепла с помощью мелкомасштабного исследования турбулентности путем измерения на различных уровнях (порядка метра над водой) средних значений и высокочастотных колебаний скорости ветра и ее турбулентных составляющих по трем координатным осям, а также температуры и влаж­ ности. Выполнить эти измерения очень трудно.

Эти три пути исследования испарения не привели пока еще к достоверным результатам. Величина испаре­ ния в данный конкретный момент, в данных термиче­ ских условиях, при данной освещенности и ветре все еще остается неизвестной для нас.

Лучшим способом определения средней величины испарения является рассмотрение общего водного балан­ са Земли. Осадки над морем, речной сток, таяние льдов и т. д., по подсчетам немецкого океанографа Г. Вюста,

Это величина того же порядка, что и средняя энергия длинноволнового излучения моря. Явные потери тепла составляют приблизительно десятую долю этой вели­ чины.

Эти 350 000 км3 воды, испаряющиеся ежегодно с по­

22

верхности океанов, переходят в виде пара в атмосферу, передавая ей энергию в скрытом виде. Высвобождение этой энергии происходит при конденсации пара, то есть на высоте образования облаков. Количество отдаваемой паром энергии очень велико. Дж. С. Малкус пишет, что. грозовое облако высвобождает столько же энергии, сколько выделяется при взрыве водородной бомбы, а циклон по своей энергетической мощи равен взрыву 100 бомб в час! Таким образом, основную часть своей энергии атмосфера получает в виде пара. Динамика тропосферы, где происходит круговорот воды, зависит главным образом от энергии, поступающей из моря.

в тропических областях, на которые приходится макси­ мум испарения. Таким образом, тропики представляют собой «котел» тепловой машины, которой является атмо­ сфера.

Следует также иметь в виду испарение, или точнее суммарное испарение (эвапотранспирацию), с поверх­ ности почвы и растительного покрова. Считается, что количество воды, выделяемой в результате испарения

ссуши и транспирации растений, составляет приблизи­ тельно 18—20% количества воды, испаряемой океанами. Конечно, остается очевидным, что и вода, испаряемая почвой и растениями, происходит, в конечном счете, из океанов, представляющих огромный резервуар, в кото­ ром содержится 98% всей воды, имеющейся в различ­ ных формах на нашей планете.

Именно благодаря равновесию между поглощением солнечной радиации, с одной стороны, и длинноволно­ вым излучением поверхности моря, а также испарением,

сдругой стороны, обеспечивается постоянство термиче­

ского состояния морей. Это равновесие осуществляется в среднем для всей совокупности океанов и морей нашей планеты.

23

Влияние обмена между морем и атмосферой на температуру воды. Распространение поверхност­ ных явлений в глубину моря

Ввиду высокого значения коэффициента поглощения лучистой энергии морем падающая солнечная радиация непосредственно влияет на температуру только относи­ тельно топкого (несколько десятков метров) поверх­ ностного слоя. Потери тепла за счет длинноволнового излучения носят исключительно пленочный характер. Однако благодаря некоторым процессам поверхностные явления распространяются в пределах слоя, часто до­ стигающего толщины 50 м, а иногда и гораздо более мощного — до нескольких тысяч метров. Прежде всего этому распространению способствует волнение морской поверхности. Кроме того, все явления, оказывающие влияние на температуру и соленость, влияют тем самым и на плотность поверхностных вод. Плотность же обус­ ловливает стратификацию слоев воды. Нагревание, свя­ занное с поглощением солнечной радиации, уменьшает плотность жидкости в том слое, который оно охваты­ вает. В то же время длинноволновое излучение и испа­ рение вызывают охлаждение поверхностной пленки, а следовательно, и увеличение плотности воды. Это повышение плотности, являясь результатом процесса, сосредоточенного в очень тонком поверхностном слое, может сначала возобладать над уменьшением плотности, вызванным поглощением лучистой энергии Солнца. В этом случае поверхностная пленка окажется в состоя­ нии неустойчивого равновесия и будет погружаться, уступая место на поверхности воде, первоначально нахо­ дившейся внизу. Эти вертикальные движения — переме­ шивание, конвекция — способны распространяться вниз до уровня с плотностью, в точности равной той, которую приобретает поверхностный слой воды. Толщина слоя распространения, в случае если процесс уплотнения продлится достаточно долго, будет зависеть от началь­

24

ной плотностной стратификации, то есть и от глубины залегания термоклина, а значит, и пикноклпна, кото­ рый ограничивает снизу вышеупомянутые вертикаль­ ные движения.

В морской воде с обычной соленостью плотность все­ гда возрастает при понижении температуры в отличие от пресной воды, где плотность уменьшается вместе с тем­ пературой, если последняя ниже 40С‘. Согласно этому

зу. Если на поверхности происходят процессы, доста­ точно продолжительные, чтобы разрушить термоклин, то холодные воды могут опускаться на очень большие глубины (2000—3000 м). В теплых областях обмен меж­ ду поверхностью моря и атмосферой также сказывает­ ся, но лишь на небольших глубинах — в несколько десят­ ков метров. Это происходит, с одной стороны, за счет волнения на море, а с другой,— за счет охлаждения, связанного в основном с испарением. Таким образом, появляется однородный слой небольшой толщины, огра­ ниченный снизу неглубоким термоклином, существую­ щим в теплых районах круглый год.

В холодных областях есть только сезонный термо­ клин, который формируется под толстым слоем воды, имеющим в любое время года неустойчивую плотност­ ную стратификацию. В период продолжительных холо­ дов и слабой инсоляции в высоких широтах, особенно когда с заснеженных материков дуют холодные и сухие ветры, значительно повышается плотность воды поверх­ ностного слоя и он может, разрушив случайный осен­ ний термоклин, опуститься на большую глубину. Это происходит главным образом в тех районах, в цен­ тральных областях которых вследствие циклонической циркуляции чрезвычайно неустойчива плотностная1

1 Здесь и в дальнейшем температура дается в градусах Цельсия. (Прим, ред.)

25

стратификация. Таким образом, когда теплая и соленая вода, приносимая Гольфстримом, начинает быстро охлаждаться у южного берега Гренландии под влия­ нием дующих зимой с Лабрадора холодных континен­ тальных ветров и холодных поверхностных вод, переме­ щающихся вдоль берегов Гренландии в южном направ­ лении, плотность увеличивается настолько, что поверх­ ностные воды могут погрузиться на глубину до несколь­ ких тысяч метров. Аналогичное погружение, играющее значительную роль в некоторых районах Северного Ле­ довитого океана, происходит при формировании океани­ ческого льда, менее насыщенного солью, чем вода, из ко­ торой он образуется. Повышение солености и плотности воды приводит к ее опусканию, в результате чего обра­ зуются глубинные воды, свойства которых определяются также климатическими условиями в зоне погружения. В океанах существует не более двух или трех зон, в ко­ торых происходят такие глубокие опускания вод. Это районы образования глубинных вод океанов. Подобные явления наблюдаются не только в высоких широтах, но и в некоторых более теплых морях, в частности в севе­ ро-западной части Средиземного моря, которое, таким образом, представляет собой нечто вроде «полярного бассейна».

Глубинная циркуляция

Воды, опустившиеся в этих ограниченных районах океана — «источниках» глубинных вод,— медленно рас­ пространяются в горизонтальном направлении вследст­ вие глубинной циркуляции и заполняют глубины океа­ нических бассейнов. Об их присутствии там свидетель­ ствует низкая температура (от —0,5 до 2°) на глубине 4000 м. Холодные воды (с температурой ниже 4°) со­ ставляют около 76% всех океанических вод: контраст между относительно небольшой поверхностью «источни­ ков» глубинных океанических вод и их огромным об­

26

щим объемом представляет собой океанографический парадокс, который ставит перед исследователями ряд сложных вопросов, касающихся равновесия между вер­ тикальной конвекцией и диффузией свойств морской воды. Опускание больших масс воды должно компенси­ роваться их медленным диффузным поднятием на об­ ширных пространствах. Таким образом, воды океана совершают любопытный кругооборот, охватывающий значительную массу воды (1 млрд, км3), после их опус­

кания в районах образования глубинных вод. Это опус­ кание происходит одновременно с движением в направ­ лении низких широт, затем эти воды совершают мед­ ленный компенсационный подъем, вливаясь, по крайней мере частично, в гигантские кольца подповерхностной циркуляции. Полный цикл такого круговорота является одним из элементов осуществляемой океанами термиче­ ской регуляции климата. К этому мы еще вернемся ниже.

Как термическое состояние, так и распределение плотности в море в первую очередь определяются отно­ сительной интенсивностью нагревания за счет поглоще­ ния солнечной радиации, с одной стороны, и охлажде­ ния, связанного главным образом с испарением и длин­ новолновым излучением морской поверхности, с другой. Следовательно, определенные температуру и соленость вода приобретает тогда, когда она находится в поверх­ ностном слое. При опускании вод в глубины океана их интенсивный обмен энергией с атмосферой и космиче­ ским пространством прекращается. Характеристики этих вод лишь очень медленно изменяются при перемешива­ нии со смежными водами, и поэтому они долго сохра­ няют те особенности, которые они имели до опускания.

А это значит, что начиная с районов формирования можно проследить географию перемещения этих вод, рассматривая только эволюцию их температуры и соле­ ности. На этом основывается метод анализа водных масс, позволяющий изучать их циркуляцию, в частности

27

глубинную, в морях и океанах, или, говоря точнее, определять путь, проходимый ими по замкнутым траек­ ториям. Мы очень мало знаем о скорости, с которой массы воды описывают эти круги. Эту скорость пока

$50 м/сут. Однако она, несомненно, существенно изме­ няется по величине и направлению во времени и про­ странстве.

Чтобы попытаться установить общую схему глубин­ ной циркуляции, приходится обращаться к теории. Два основных района формирования глубинных вод, по со­ временным представлениям, располагаются в Северной

во всем Мировом океане являются результатом смеши­ вания вод, образовавшихся в этих двух «источниках». Как же в таком случае, основываясь на законах дина­ мики, можно определить горизонтальные движения в океане, возникающие согласно принципу неразрывно­ сти при опускании вод в двух указанных районах? Аме­ риканский океанограф Стоммел предложил схему, при­ веденную на рис. 2: меридиональное движение сосредо­ точено в двух относительно интенсивных «артериях» в западных частях океанов. Эта интенсификация тече­ ний, характерная и для поверхностной циркуляции, связана главным образом со сферичностью и вращением нашей планеты. Схема Стоммела обнаруживает, в част­ ности, существование под Гольфстримом противотече­ ния, в то время как под Куросио, в северо-западной части Тихого океана, циркуляция имеет то же направ­ ление, что и на поверхности. Некоторые положения этой схемы были подтверждены, по крайней мере час­ тично, специальными наблюдениями, правда, немного­ численными, которые были организованы для проверки теоретических выводов.

28

Рис. 2. Схема глубинной океанической циркуляции (по Стоммелу).

Заштрихованы зоны с глубиной меньше 4000 м.