Тепловой режим океанов и морей
Поверхность океана способна поглощать 99,6% поступающего на нее солнечного тепла, тогда как для суши этот показатель равен всего 55—65%. Благодаря этому и большой теплоемкости воды, океан представляет собой мощный аккумулятор тепла, оказывающий исключительно большое влияние на температурные условия прилегающих слоев атмосферы. Велико термическое воздействие океана и на климат прилегающих окраин континентов.
Основным источником тепла, получаемого океаном, служит солнечная радиация (прямая и рассеянная). Воды океана получают также тепло при поглощении длинноволнового излучения атмосферы (встречная радиация), часть тепла приносят реки и осадки, выпадающие на поверхность океана. Тепло высвобождается при конденсации влаги, льдообразовании, химико-биологических процессах в толще океана. На температуру глубоких слоев океана влияет внутреннее тепло Земли и адиабатическое нагревание опускающейся воды.
Термическое состояние океана в среднем постоянно. Значит океанические воды тем или иным путем теряют почти столько же тепла, сколько получают. Эти потери происходят за счет собственного излучения, испарения с поверхности океана, нагревания воздуха, холодной воды рек, океанических течений, таяния льдов и других процессов, совершающихся с затратами тепла. Приход и расход тепла в океане (тепловой баланс) определяют ход температуры воды.
2.4.1. Температура воды на поверхности океана
В верхнем слое океанической воды, как и во всей географической оболочке, тепло распределяется зонально. Самые высокие средние годовые температуры в океане (27—28° С) отмечаются немного севернее экватора между 5 и 10° с. ш. Здесь проходит термический экватор Земли. По сезонам температура воды в экваториальных широтах изменяется не более чем на 2—3° С. В тропических широтах наиболее высокие температуры (25—27° С) отмечаются у западных берегов. Разница в средних температурах восточных и западных регионов достигает 8—10° С. Понижению температуры у восточных берегов в этих широтах способствуют пассаты, отгоняющие воду от берегов: на место ушедшей воды поднимаются нижележащие, более холодные слои воды.
В умеренных широтах южного полушария суши очень мало и широтное распределение температуры (от 0° С на 60° ю. ш. до 10° С на широте 40°) почти не нарушается. В северном полушарии умеренные широты океана несколько теплее, изотерма 10° С доходит в августе до полярного круга. Здесь важную роль играют теплые течения, благодаря которым температура океана выше у восточных берегов.
Средняя температура на поверхности всего Мирового океана равна 17,4° С, т. е. превышает на 3° С среднюю температуру воздуха на земном шаре. Самый теплый океан — Тихий, у которого средняя температура воды на поверхности равна 19,1° С. В Индийском она равна 17,6° С, в Атлантическом — 16,9° С, а в Северном Ледовитом— 0,75° С. Самая низкая температура (—1,7° С) наблюдалась в феврале в Северном Ледовитом океане, самая высокая ( + 32° С) в августе на поверхности Тихого океана. В среднем в году поверхность океана в южном полушарии холоднее, чем в северном за счет охлаждающего воздействия вод Антарктики.
Суточные амплитуды температуры в открытом океане обычно не превышают 1° С. Годовые амплитуды среднемесячных температур в низких и высоких широтах невелики (1° С и 2° С), и только в умеренных широтах они достигают 10° С и более. Суточные и годовые колебания температуры оказывают существенное влияние на химические и биологические процессы в океане.
2.4.2. Изменение температуры воды в океане в зависимости от глубины
Температура воды с увеличением глубины понижается. Но процесс этот в разных широтах происходит неодинаково, так как глубина проникновения солнечной радиации в разных зонах неодинакова. Кроме того, на перераспределение тепла в толще океанической воды оказывают влияние адвективные факторы.
На большей части акватории Мирового океана, между 50° С с. ш. и 45° С ю. ш. в вертикальном распределении температур много общего. В верхних слоях океана до глубины 500 м понижение температуры идет очень быстро, дальше до 1500 м — значительно медленнее, глубже — температура почти не изменяется. На глубинах 3000—4000 м в экваториальных и умеренных широтах вода имеет температуру +2° С, +3° С, в высоких — около 0= С. Глубже 4000 м температура воды немного повышается вследствие повышения давления (адиабатическое нагревание).
В приполярных районах температура воды понижается до глубины 50—100 м. Ниже она растет за счет приноса более теплых и соленых вод из умеренных и субтропических широт, достигая максимума в слое 200—500 м. Под этим слоем температура снова понижается, и на глубине 800 м она равна 0° С. Средняя температура Мирового океана в целом +3,8° С.
В высоких и средних широтах летом под нагретым поверхностным слоем располагается слой резкого скачка температуры — сезонный термоклин. Глубина залегания слоя скачка и величина градиента температуры в нем зависят от интенсивности прогрева поверхностного слоя и перемешивания. В умеренных широтах он обычно располагается на глубинах от 10—16 до 50 м и ниже при значениях вертикального градиента температуры от долей градуса до нескольких градусов на метр.
От экватора до 50—60° С с. и ю. ш. слой скачка на глубинах от 300 до 1000 м существует постоянно (главный термоклин). Так как слой температурного скачка — слой изменения плотности, в нем всегда скапливаются живые организмы. Резко выраженный слой скачка плотности препятствует опусканию взвешенных в воде предметов. Например, подводная лодка может лежать на слое скачка как на грунте, откуда и произошел термин “жидкий грунт”.
Если рассматривать температурный режим не только открытых частей океанов, но и морей, то и здесь ярко проявляется зависимость температуры от широты, хотя влияние суши, водообмен с океаном и другие причины вносят коррективы в эту связь. Самая высокая температура отмечена на поверхности внутриматериковых тропических морей (в Красном море до +32° .С). Самая низкая температура в полярных морях не опускается ниже —2° С.
Вертикальное распределение температуры воды в морях зависит, в первую очередь, от водообмена с соседними частями океана. В морях, отделенных от океана порогом, распределение температур зависит от глубины порога, солености моря, температуры на его поверхности. Так, в Средиземном море температура воды у дна (4400 м) +13° С. Окраинные моря, свободно сообщающиеся с океаном, по характеру распределения температур не отличаются от открытых частей океана.
Температура воздуха с высотой, как правило, понижается. Это происходит потому, что воздух нагревается в тропосфере от поверхности Земли. В среднем на каждые 100 метров поднятия температура воздуха понижается на 0,6°, или на 6° на 1 километр. Это изменение температуры называется вертикальным градиентом температуры. В умеренных широтах вертикальный градиент температуры изменяется в зависимости от времени года, суток, характера атмосферных процессов и других факторов. При сильном нагреве приземного слоя воздуха величина вертикального градиента температуры превышает даже 1° С. При сильном охлаждении поверхности Земли и прилегающего слоя воздуха вместо понижения наблюдается повышение температуры с высотой, то есть возникает инверсия температуры. Мощные инверсии наблюдаются зимой в Сибири, особенно в Якутии, где преобладает ясная и тихая погода, способствующая охлаждению приземного слоя воздуха. Здесь инверсии температуры очень часто распространяются до высоты 1—2 километров, а разность между температурой воздуха у поверхности Земли и на верхней границе инверсии нередко составляет 20—25°.
Инверсии характерны и для центральных районов Антарктиды. Зимой они бывают в Европе, особенно в восточной ее части, в Канаде и других районах.
Изменение температуры воздуха с высотой происходит не только в связи с отдачей тепла подстилающей поверхностью, но и за счет внутренней энергии, благодаря изменению давления воздуха. Эта энергия затрачивается на преодоление сопротивления окружающей среды при подъеме или опускании воздуха.
Поднимающийся воздух, попадая в разреженную среду, расширяется, происходит его охлаждение, а опускающийся, наоборот, благодаря сжатию . Такое изменение температуры за счет внутренней энергии, без притока и отдачи тепла, называется адиабатическим. В сухом ненасыщенном водяными парами воздухе температура уменьшается на 1 градус на каждые 100 метров при подъеме. Это сухоадиабатический градиент. Во влажном воздухе градиент равен 0,5 градусов на 100 метров, так как теплота, выделенная при конденсации, компенсирует потери. Опускающийся воздух нагревается, опускаясь он попадает в более плотные слои атмосферы, при сжатии энергия выделяется. Нагрев идет на 1 градус на 100 метров. В теплое время года вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,6—0,7° С на каждые 100 метров поднятия. Зная температуру у поверхности Земли, можно вычислить приближенные значения температуры на различных высотах . Если, например, у поверхности Земли температура воздуха равна +28° С, то, приняв, что вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,7° С на каждые 100 метров, или 7° С на каждый километр, получим, что на высоте четырех километров температура равна 0° С. Температурный градиент зимой в средних широтах над сушей редко превышает 0,4—0,5° С на каждые 100 метров. Нередки случаи, когда в отдельных слоях воздуха температура с высотой почти не изменяется, то есть имеет место изотермия. По величине вертикального градиента температуры воздуха можно судить о характере равновесия атмосферы (устойчивое или неустойчивое). Для определения состояния устойчивости атмосферы используется специальная диаграмма.
при адиабатическом подъеме
сухого или ненасыщенного воздуха температура
на каждые 100 м подъема падает почти точно
на один градус, а при адиабатическом опускании на
100 м температура растет на ту же
величину. Эта
величина 1°/100 мназывается сухоадиабатическим
градиентом 
.Еще
раз напомним, что речь идет об изменении
температуры с высотой в вертикально
движущейсяиндивидуальной частице воздуха .
Не следует смешивать термин «градиент»
в этом значении с вертикальным градиентом
температуры в
атмосферном столбе, о
котором пойдет речь ниже.
С адиабатическим подъемом влажного ненасыщенного воздуха связано такое важное изменение, как приближение его к состоянию насыщения. Температура воздуха при его подъеме понижается; поэтому на какой-то высоте достигается насыщение. Эта высота называется уровнем конденсации.
При дальнейшем подъеме влажный насыщенный воздух охлаждается иначе, чем ненасыщенный. В нем происходит конденсация, а при конденсации выделяется в значительных количествах скрытая теплота парообразования или теплота конденсации(около 600 кална каждый грамм сконденсировавшейся воды). Выделение этой теплоты замедляет понижение температуры воздуха при подъеме. Поэтому в поднимающемся насыщенном воздухе температура падает уже не по уравнению Пуассона, а повлажноадиабатическому закону. Она падает тем медленнее, чем больше влагосодержание воздуха в состоянии насыщения (что, в свою очередь, зависит от температуры и давления). На каждые 100 м подъема насыщенный воздух при давлении 1000 мби температуре 0° охлаждается на 0,66°, при температуре +20° - на 0,44° и при температуре - 20° - на 0,88°. При более низком давлении падение температуры соответственно меньше. Падение температуры в насыщенном воздухе при подъеме его на единицу высоты (100 м) называют влажноадиабатическим градиентом Г5.
При очень низких температурах, которые получает воздух при подъеме в высокие слои атмосферы, водяного пара в нем остается немного и выделение теплоты конденсации поэтому также мало. Падение температуры при подъеме в таком воздухе приближается к падению в сухом воздухе . Иначе говоря, влажноадиабатический градиент при низких температурах приближается по величине к сухоадиабатическому.
При опускании насыщенного воздуха процесс может происходить по-разному в зависимости от того, содержит ли воздух жидкие продукты конденсации (капельки и кристаллы) или они уже целиком выпали из воздуха в виде осадков.
Если в воздухе нет продуктов конденсации, то воздух , как только температура в нем начнет при опускании расти, сразу станет ненасыщенным. Поэтому воздух , опускаясь, будет нагреваться по сухоадиабатическому закону, т.е. на 1°/100 м. Если же в воздухе есть капельки и кристаллы, то они при опускании и нагревании воздуха будут постепенно испаряться. При этом часть тепла воздушной массы перейдет в скрытую теплоту парообразования, и потому повышение температуры при опускании замедлится. В результате воздух останется насыщенным до тех пор, пока все продукты конденсации не перейдут в газообразное состояние. А температура в нем будет в это время повышаться по влажноадиабатическому закону: не на 1°/100 м,а на меньшую величину - именно на такую, на какую понизилась бы температура в восходящем насыщенном воздухе при тех же значениях температуры и давления.
Построим график для изменения температуры при адиабатическом процессе в вертикально движущемся воздухе , откладывая по оси абсцисс температуру, а по оси ординат – высоту (или давление). Кривая, графически представляющая это изменение температуры, называется адиабатой.
Выше мы нашли, что при сухоадиабатическом процессе изменение температуры на единицу изменения высоты есть величина постоянная, равная почти точно 1°/100 м.Поэтому если температура и высота отложены по осям в линейной шкале, то сухие адиабаты должны представляться прямыми линиями. Но изменение температуры привлажноадиабатическом процессе есть величина переменная. Поэтому кривые, представляющие влажноадиабатическое изменение в осях координат температура -высота, влажные адиабаты, являются именно кривыми, а не прямыми линиями. Они наклонены к оси абсцисс меньше, чем сухие адиабаты. Но в высоких слоях, где влажноадиабатический градиент приближается по величине к сухоадиабатическому, наклон влажных адиабат приближается к наклону сухих адиабат, поэтому на графике влажные адиабаты будут иметь выпуклость вверх.
Аналогичным образом можно построить адиабаты в осях координат температура - давление, поскольку температура при адиабатических процессах меняется в зависимости от изменения давления.
Адиабатной диаграммой называют график, на который нанесены семейства сухих и влажных адиабат для различных значений температуры и высоты (или давления).