Взаимодействие океанов и атмосферы - I: перенос тепла путем теплопроводности

  До сих пор мы говорили о двух следствиях того факта, что океаны сглаживают колебания глобального климата. Рисунок 6.4 показывает, что океаны наряду с атмосферой под­держивают равновесие в распределении тепла по земному шару. Теплые поверхностные воды перемещаются к полю­сам, а холодные воды возвращаются к экватору. Однако ка­кие процессы обеспечивают передачу тепла от теплых вод суше и барическим системам в полярных областях? Вспом­ним, что тепловой бюджет океанских вод, пересекающих 40-ю параллель в Северном полушарии, как свидетельствует рисунок 6.5, не сбалансирован; теряемые в виде пара 4 из 48 млн. м3/с переносимой на север воды должны играть определяющую роль в упомянутой передаче тепла. Кроме того, при анализе этой проблемы необходимо привлекать к рассмотрению как океаны, так и атмосферу, а также про­цессы взаимодействия между ними.

  Нагревают ли океаны вышележащий слой воздуха или воз­дух нагревает воду, зависит от того, каковы знак и величи­на разности температур между ними. На рисунке 6.8 представ­лены два случая: холодного воздуха над теплой водой и теплого воздуха над холодной водой. В обоих случаях тепло переносится благодаря физическому контакту этих сред. По­этому первое объяснение скорости переноса тепла между ними основывается на понятии теплопроводности — свойстве, которое тесным образом связано с молекулярной структурой среды (данные, касающиеся воды, см. в таблице 6.1). Но в действительности, как мы увидим ниже, пе­ренос тепла между воздухом и водой определяется не толь­ко молекулярной теплопроводностью.

 Рисунок 6.8. Взаимодействие океанов и атмосферы - следствия обмена теплом между океаном и атмосферой путем теплопроводности.

Следствия обмена теплом между океаном и атмосферой путем теплопроводности

(а) Холодный воздух у морской поверхности нагревается благодаря теплопроводности. Нагреваемый снизу столб воздуха становится неустойчивым, и в нем возникают конвективные ячейки, в которых нагретый воздух поднимается, а находившийся вверху холодный — опускается. Ячейки достигают сотен метров в высоту. Вертикаль­ная конвекция может возникать и в приповерхностном слое океана, если вода отдает много тепла холодному воздуху; в воде ячейки имеют гораздо меньший размер — 10-20 м по вертикали.

(б) Тепло передается от воздуха морю. Теряя тепло, приповерх­ностный слой воздуха становится тяжелее, так что вертикальная конвекция подавляется. Если воздух охлаждается очень быстро, его температура может упасть ниже точки росы; в этом случае атмо­сферная влага конденсируется в виде тумана. Такая ситуация часто наблюдается в районах апвеллинга, где на поверхность выходит хо­лодная глубинная вода.

  Случай 1: холодный воздух над теплым океаном. Когда теп­лая вода отдает тепло непосредственно контактирующему с ней слою холодного воздуха, поток тепла направлен вверх (рисунок 6.8,а). Теперь в игру вступает новый фактор: по мере нагревания приповерхностный воздух становится легче, чем холодный вышележащий воздух. В результате возникает не­устойчивое расслоение и выше- и нижележащие объемы воздуха меняются местами. Иными словами, стремясь вновь прийти в состояние равновесия, воздушный столб как бы переворачивается.

  В нагреваемом снизу морском воздухе быстро образуют­ся вертикальные конвективные ячейки, одна из которых схематически показана на рисунке 6.8,а. Высота подъема термиков зависит от многих факторов, но в целом чем больше разность температур между воздухом и водой, тем больше поток тепла и тем больше высота, до которой поднимают­ся теплые струи. Не столь уж редки ячейки с вертикальным размером в сотни метров.

  Океаны ведут себя прямо противоположным образом. Если в воздухе конвективная циркуляция возникает при на­гревании снизу, то конвекция в морской воде может возник­нуть в том случае, когда та охлаждается сверху, т. е. с по­верхности. В результате охлаждения плотность воды в по­верхностном слое возрастает. Если охлаждение достаточно сильное, толща воды может стать неустойчивой, и тогда в ней образуются отдельные вертикальные ячейки типа тех, что возникают в атмосфере. Ячейки в океанах обычно зна­чительно меньше, чем в атмосфере, но все-таки достигают десятков метров в глубину (рисунок 6.8,а). Этот процесс пере­носа тепла продолжается до тех пор, пока воздух не нагре­ется, а вода не охладится настолько, что начальная разница температур исчезнет.

  Случай 2: теплый воздух над холодным океаном. Слу­чай 2 иллюстрирует рисунок 6.8,6. Здесь поток тепла направлен вниз — от теплого воздуха к холодной воде. Теряя тепло, приповерхностный воздух охлаждается, и его плотность увеличивается. В результате воздушный столб становится более устойчивым и вертикальная конвекция не развивает­ся. При достаточно сильном охлаждении температура воз­духа у поверхности воды может снизиться до точки росы; водяной пар в этом случае конденсируется, и образуется ту­ман.

  Полосы тумана обычно возникают вблизи берега там, где поднявшаяся на поверхность холодная вода контактиру­ет с воздухом. Однажды мне пришлось ехать на машине по панамериканской автостраде из центральных районов Южной Америки на север. На одном из участков дорога идет вдоль перуанского берега, где интенсивный прибрежный апвеллинг — обычное явление. Полосы тумана, которые были видны над морем в километре от берега, выдавали места выхода на поверхность холодных глубинных вод. У Орегон­ского и Калифорнийского побережий, где апвеллинг также представляет собой повторяющееся явление, некоторые рас­тения, обитающие на берегу, «научились» в процессе эволю­ции забирать влагу прямо из оседающих на их листья ка­пель тумана. Примером может служить мамонтово дерево, достигающее такой высоты, какая невозможна для других видов деревьев, использующих для подачи воды вверх по стволу только давление в корнях. Дендрологи, анализируя годовые кольца деревьев, могут сказать, когда имели место сезоны «сильного» и «слабого» апвеллинга; в некоторых случаях удается восстановить хронологию таких событий за последние несколько тысяч лет.