Взаимодействие океанов и атмосферы — II: перенос тепла при испарении

  Прямая передача тепла от поверхности океана вышележа­щему слою воздуха играет не самую важную роль во взаи­модействии океанов и атмосферы и в глобальном бюджете тепла. Этот механизм был описан в предыдущем разделе главным образом для того, чтобы объяснить читателю, в чем суть процесса конвекции океанов и атмосферы.

  Как можно видеть из величин, составляющих тепловой бюджет океана и приведенных в таблице 6.2, примерно в десять раз больше тепла переносится благодаря испарению воды. Этот факт объясняется исключительно большой вели­чиной скрытой теплоты парообразования, т. е. тепловой энергии, которую уносит вода, покидающая океаны при ис­парении.

 Таблица 6.2. Тепловой баланс океана

Суммарный приток тепла Условные единицы Суммарные потери тепла Условные единицы
 Коротковолновая радиация



 100



 Уходящая длинноволновая радиация 41

 Уход явного тепла в атмосферу

5
 Уход скрытого тепла в атмосферу при испа­рении 54
  100

  Сухой воздух. Воздух — это смесь газов, главным образом азота N2 (78% по объему), кислорода 02 (21%) и аргона Аr (1%). Другие составляющие присутствуют в небольших количествах; из них наиболее важными являются углекис­лый газ С02 (0,03%) и озон 03, поскольку С02 поглощает длинноволновую радиацию, а 03 — ультрафиолетовую.

  Воздух обладает большой сжимаемостью. На данной высоте над уровнем моря давление атмосферы равно весу вышележащего столба воздуха с единичным сечением. Дав­ление падает с высотой по экспоненциальному закону, и по­этому объем воздуха, который вследствие конвекции пере­мешается вверх, расширяется. В соответствии с универсаль­ными газовыми законами расширение поднимающегося воз­духа приводит к падению его температуры. В стандартной атмосфере падение температуры составляет примерно 10 °С на 1 км высоты.

  Влажный воздух. Когда молекула воды покидает океан и переходит в атмосферу, она вытесняет одну из молекул га­за, входящего в состав воздуха. Эта концепция вытеснения основывается на работах по исследованию газов А. Авогадро (1776-1856) и Дж. Дальтона (1766-1844). Авогадро по­казал, что при одинаковых температуре и давлении равные объемы различных газов содержат одно и то же количество молекул. Дальтон установил, что полное давление смеси не­скольких газов равно сумме парциальных давлений отдель­ных составляющих. Мы воспользуемся этими соображения­ми для дальнейшего изучения взаимодействия океанов и ат­мосферы. На рисунке 6.9 изображены два столба воздуха с оди­наковыми площадями поперечного сечения, опирающиеся на поверхность моря. Столб сухого воздуха содержит только стандартные газовые составляющие — азот с молекулярной массой 28 и кислород с молекулярной массой 32. Столб влажного воздуха содержит некоторое количество молекул воды и в соответствии с законами, описывающими поведе­ние газов, имеет на такое же количество меньше молекул N2 и О,. Однако из-за того что молекулярная масса воды рав­на лишь 18, т. е. меньше, чем суммарная масса N2 и 02, вы­тесненных водяным паром, столб влажного воздуха должен весить меньше. Иными словами, давление, оказываемое столбом влажного воздуха на морскую поверхность, мень­ше того давления, которое создает столб сухого воздуха.

 Как воздух в вертикальном столбе становится «сухим» или «влажным»

Рисунок 6.9. Как воздух в вертикальном столбе становится «сухим» или «влажным».

Холодный воздух имеет большую плотность, чем теплый, по­скольку объем, занимаемый газом, растет с температурой (при по­стоянном давлении). Сухой воздух имеет большую плотность, чем влажный, поскольку смесь азота, кислорода и водяного пара легче смеси только азота и кислорода.

     Молекулярная масса азота N2 = 28,
     молекулярная масса кислорода 02 = 32,
     молекулярная масса воды Н20 = 18.

Поэтому, если часть молекул N2 и 02 замещена молекулами водяного пара, плотность газовой смеси меньше, чем когда воздух не содержит водяного пара. В результате этого давление на уровне моря под столбом сухого воздуха больше, чем под столбом влаж­ного. По этой причине масса сухого воздуха называется областью высокого давлення (атмосферным максимумом), а масса влажно­го — областью низкого давления (атмосферным минимумом). Ког­да две массы воздуха, сухая и влажная, соседствуют, как показано на рисунке, между двумя точками на поверхности возникает пере­пад давления. Эта разность давлений и порождает ветер у морской поверхности как реакцию атмосферы на действие сил, заставляю­щих воздух перемешаться из области высокого давления в область низкого давления.

  С этим обстоятельством связано происхождение приме­няемых в метеорологии терминов: атмосферный «макси­мум» (область высокого давления) для сухой воздушной массы и атмосферный «минимум» (область низкого давле­ния) для влажной воздушной массы. В одной из последую­щих глав мы рассмотрим вопрос о том, как благодаря раз­нице давлений, создаваемых сухими и влажными массами над океанами, рождается ветер, иначе говоря, какое влияние оказывает испарение воды с поверхности океанов на рас­пределение ветров. Пока же сосредоточим внимание на об­мене теплом между океанами и атмосферой.

Грозовое облако над океаном

Грозовое облако над океаном. За год с поверхности океанов испаряется слой волы толщиной 120 см; значи­тельная часть этих потерь компенси­руется выпадением осадков над мо­рем.

Роль скрытой теплоты парообразования в работе тепловой машины

  Теперь становится понятным высказанное ранее утвержде­ние, что океаны и атмосфера примерно в равной степени от­ветственны за работу по переносу тепловой энергии к полю­сам (как показано на рисунке 6.4, в). Атмосфера извлекает теп­ловую энергию из океанов в форме водяного пара и перено­сит пар, а вместе с ним и скрытую теплоту парообразова­ния к полюсам. Вопрос о том, каким образом эта энергия, в конце концов, высвобождается в полярных областях, также имеет однозначный ответ. Она передается окружающему воздуху, а в конце концов и суше, когда водяной пар конден­сируется и выпадает на землю в виде дождя или снега. Из этого можно заключить, что вода — настоящее рабочее те­ло в тепловой машине Земли: и в жидкой форме, когда спо­собность переносить тепло обусловлена ее большой удель­ной теплоемкостью, и в форме пара, когда интенсивный пе­ренос тепла связан с большой величиной скрытой теплоты парообразования.

  Тепловой бюджет океана. В конечном счете, разумеется, во­ду для тепловой машины поставляют именно океаны. В таблице 6.2 проводится сравнение суммарного количества теп­ла, получаемого океанами, с тем теплом, которое они отда­ют. Заметим, что тепло, теряемое океанами в результате прямого обмена с атмосферой, невелико по сравнению с по­терями тепла, обусловленными обратным тепловым излуче­нием и испарением. Потери тепла на испарение наиболее значительны и играют самую важную роль. Это связано с тем, что у воды велика скрытая теплота парообразования. В среднем с поверхности океана испаряется около 1,2 м во­ды в год.

  Рассмотрим вновь гипотетический океан, состоящий из спирта. У этилового спирта скрытая теплота парообразова­ния равна всего 200 кал/г (почти втрое меньше, чем у воды). Если бы спиртовой океан терял тот же слой толщи­ной 1,2 м в год, его тепловой бюджет оказался бы абсолютно несбалансированным, поскольку потери тепла не компен­сировали бы приток солнечной радиации. Температура океа­на начала бы расти и увеличивалась, пока не было бы до­стигнуто новое состояние равновесия. Чтобы с поверхности такого океана испарялось вдвое больше жидкости (что тре­буется для поддержания теплового баланса), атмосфера должна переносить в два раза больше паров спирта, а спо­собна ли она на это — далеко не очевидно. Если бы атмо­сфера не могла обеспечивать перенос требуемого количества тепла к полюсам (а при меньшем значении скрытой тепло­ты парообразования это было бы труднее), температура на полюсах понизилась бы. В результате глобального увеличе­ния разности температур между экваториальными и по­лярными областями усилились бы ветры и течения. Сумми­руя сказанное, можно утверждать, что климат Земли таков, каков он есть, именно благодаря особым физическим свойствам воды.

Фотография участка Восточно-Китайского моря, сделанная со спутника в 11 ч 36 мин 17 февраля 1975 г. во время крупномасштабного судового (NAHA) и буйкового (SPAR) эксперимента

Рисунок 6.10. Фотография участка Восточно-Китайского моря, сде­ланная со спутника в 11 ч 36 мин 17 февраля 1975 г. во время круп­номасштабного судового (NAHA) и буйкового (SPAR) эксперимен­та; расстояние между судном и буем равно 315 км. Заметны хоро­шо развитые конвективные ячейки, образующиеся, когда холодный сухой воздух, отрывающийся от Манчжурско-Корейского плато, движется над Восточно-Китайским морем (на фотографии — свер­ху вниз). Ячейки проявляются в картине распределения облачности, которая сопутствует мощной вертикальной конвекции в атмосфере. Цепочка вихрей в центре объясняется движением воздуха через го­ристый остров у южной оконечности Корейского полуострова .

Роль испарения в атмосферной конвекции

  В рамках схемы, иллюстрируемой рисунком 6.8, явление верти­кальной конвекции и образования конвективных ячеек в слое холодного воздуха, расположенного над поверхностью мо­ря, непосредственно связано с нагреванием снизу (и потерей устойчивости) столба воздуха. Что, если в дополнение к по­току явного тепла будет существовать поток водяного па­ра в атмосферу? С учетом сказанного ответ ясен: «впрыски­вание» водяного пара в нижнюю часть столба воздуха так­же приводит к уменьшению плотности воздуха и делает его еще более неустойчивым. Вертикальная конвекция становит­ся гораздо более интенсивной по сравнению с тем случаем, когда нагрев осуществляется лишь путем обмена явным теплом. Восходящие потоки теплого влажного воздуха про­никают в атмосферу на большую высоту — зачастую на­столько высоко, что водяной пар начинает конденсировать­ся с образованием облаков.

  Эти идеи можно развить. На самом деле вертикальная конвекция может происходить, и притом довольно интен­сивно, даже в том случае, когда температуры воздуха и во­ды одинаковы; одного только испарения достаточно для приведения в действие механизма конвекции. Это условие часто выполняется в тропиках, чем и объясняются встреча­ющиеся там над океанами пушистые облака и постоянная дымка в воздухе. Справедливо и обратное утверждение: да­же в отсутствие потока водяного пара может существовать поток явного тепла. Это условие выполняется всякий раз, когда приповерхностный воздух теплый и количество водя­ных паров в нем близко к насыщению. Полосы тумана в районах апвеллинга у побережья Перу, о которых я упоми­нал, относятся именно к такому случаю.

  На основании сказанного мы можем заключить, что ус­ловия для оптимального теплового потока из океанов в атмосферу существуют всегда, когда над теплым океаном располагается холодный сухой воздух. Эти условия выпо­лняются в нескольких районах. У северо-восточного побе­режья Северной Америки холодный сухой воздух сходит с Канадского щита и Гренландии и растекается над теплой водой Северо-Атлантического течения. Это — область ин­тенсивного испарения и охлаждения поверхностной воды. Аналогичные явления наблюдаются в Японском и Восточ­но-Китайском морях, над которыми движутся холодные су­хие воздушные массы, сходящие с Сибирского шита. Рисунок 6.10 представляет собой фотографию этого азиатского района, сделанную с искусственного спутника Земли в фев­рале 1979 г. во время внезапного появления холодной и су­хой континентальной воздушной массы над Восточно-Китайским морем. Ячеистая структура облачности возникала по мере того, как влажный воздух в конвективных ячейках поднимался на все большие высоты. Здесь в результате паде­ния давления воздух охлаждался и значительная часть пара конденсировалась, образуя облака.

Роль испарения в океанической конвекции

  На рисунке 6.8 показано, что потери явного тепла поверхност­ным слоем океанов приводят к увеличению плотности охлаждающейся морской воды, потере устойчивости водной толщей и последующему развитию вертикальных конвек­тивных ячеек. Теперь мы покажем, что испарение воды с поверхности моря также может инициировать конвекцию в верхнем слое. В этом случае, однако, в действие вступают два эффекта, которые приводят к гораздо более интенсив­ной конвекции, чем в случае одного лишь охлаждения.

  1. Потери тепла на испарение в 10 раз превышают поте­ри явного тепла (см. таблицу 6.2). Энергию, необходимую для отрыва от жидкой поверхности, молекулы воды получают в основном двумя путями: благодаря солнечной радиации и обмену энергией между соседними молекулами, что приво­дит к охлаждению остающейся жидкости. (Второй эффект хорошо известен жителям районов с жарким сухим клима­том, где для кондиционирования воздуха используются ис­парители.) Как и в случае потерь явного тепла, охлаждение морской поверхности сверху приводит к потере устойчиво­сти водной толщей и развитию вертикальной конвекции.

  2. Морская вода — двухкомпонентная жидкость, состоя­щая из Н2О и растворенных в ней солей. Соли не участвуют в испарении, и когда поверхностная вода испаряется, соде­ржавшиеся в ней соли «забирает» остающаяся жидкая вода; в результате ее плотность растет, а это ведет к развитию вертикальной конвекции.

  Все вместе - потери тепла и обогащение солями поверх­ностного слоя воды в районах интенсивного испарения — быстро приводит к перемешиванию поверхностного слоя океана. Теперь читатель может понять смысл сделанного ранее утверждения: «Всякая масса воды в океанских глуби­нах, которую можно идентифицировать по строго опреде­ленным значениям температуры и солености, приобрела та­кие температуру и соленость раньше, когда имела возмож­ность взаимодействовать с атмосферой». Читатель вправе задать дополнительные вопросы. До какой глубины может проникать конвективное перемешивание? В каких районах Мирового океана этот поверхностный процесс выражен наи­более ярко? Прежде чем ответить на эти вопросы, мы до­лжны подробно изучить другое физическое свойство воды — ее плотность, зависимость плотности от притока тепла и солей. Ниже мы вернемся к проблеме взаимодейст­вия океанов и атмосферы.