big-archive.ru

Большой информационный архив

                       

Теплообмен между низкими и высокими широтами. Перенос тепла морскими течениями

Основными механизмами междуширотного переноса воздуха являются огромные атмосферные вихри — циклоны и антициклоны. Они обеспечивают перенос теплых и влажных масс воздуха из низких широт в высокие в северном и южном полушариях, как и перенос холодных и сухих масс воздуха из высоких широт в тропики и экваториальную зону.

Наиболее мощный междуширотный обмен воздушных масс происходит в северном полушарии. В результате этого обмена температура в Арктике летом нередко повышается до 5—10°, а в отдельных случаях до 15—20° выше нуля. Зимой в Атлантическом секторе Арктики, в районе Шпицбергена и Земли Франца-Иосифа, часто наблюдается даже оттепель.

В южном полушарии междуширотный воздухообмен также происходит интенсивно. Однако в Антарктике он не достигает тех масштабов, какие характерны для Арктики. Это объясняется тем, что в средних широтах южного полушария нет чередующихся материков и океанов, как в северном полушарии, а Антарктида расположена почти симметрично по отношению к Южному полюсу. Поэтому циклоны и антициклоны здесь не локализуются, как в северном полушарии, и, следовательно, не создаются условия для частого и продолжительного выноса теплого воздуха на север. Кроме того, воздушные массы, движущиеся с севера, охлаждаются над покрытой льдом Антарктидой и тем самим уменьшают масштабы междуширотного воздухообмена в высоких широтах южного полушария.

К вопросу о междуширотном переносе тепла мы вернемся в главе 7, посвященной общей циркуляции атмосферы. Здесь же ограничимся рассмотрением другого важного транспортера тепла между высокими и низкими широтами — морских течений.

Морские течения играют большую роль в крупном процессе теплообмена между низкими и высокими широтами, осуществляемом атмосферной циркуляцией.

Выше было показано, насколько значительны положительные отклонения температуры воздуха от среднеширотной на севере Атлантического и Тихого океанов зимой. Это объясняется не только радиационным охлаждением материков и аккумуляцией океаническими водами солнечной энергии в теплое время года.

Высокие значения температуры поверхностных вод и воздуха в высоких широтах и на севере умеренной зоны связаны также с переносом тепла морскими течениями из низких широт в высокие и холода из высоких широт в низкие.

Водные массы в океанах, как и атмосфера, находятся в непрерывном движении. Морские течения вызываются главным образом действием ветра и возникающими разностями давления воды на одних и тех же уровнях. На морское течение также оказывает влияние сила поверхностного и внутреннего трения и отклоняющая сила вращения Земли. Под действием последней течение, вызванное ветром, отклоняется вправо от направления ветра на угол 45°. Чем больше скорость течения, тем больше влияние отклоняющей силы вращения Земли. На экваторе действие этой силы на морские течения равно нулю. В южном полушарии течения отклоняются влево.

В мелководных бассейнах ветровые, или, как их обычно называют, дрейфовые, течения мало отклоняются от направления ветра. Наоборот, в океанах и глубоких морях действие силы поверхностного и внутреннего трения и отклоняющей силы вращения Земли усложняет структуру морских течений. Теоретические расчеты показывают, что на глубинах скорость дрейфового течения уменьшается во много раз. Дрейфовым течением обычно вовлекаются в движение поверхностные слои воды мощностью в несколько десятков метров. При этом с глубиной течение отклоняется вправо, вплоть до обратного, сопровождаясь уменьшением скорости. Однако, как показывают вычисления, убывание скорости происходит настолько быстро, что общий поток дрейфового течения бывает направлен вправо от направления ветра под прямым углом.

При одновременном рассмотрении карт морских течений и ветра можно обнаружить общие черты в географическом распределении ветра и течений, что указывает на тесное взаимодействие между атмосферой и гидросферой Земли. Действительно, материки и океаны, воздействуя на тепловой режим атмосферы, нарушают западный перенос, обусловленный общим неравенством притока солнечной энергии на экваторе и полюсах; Вследствие этого воздушные течения в одних районах отличаются большим многообразием, в других — сезонным постоянством.

Под постоянным действием ветра вода в Мировом океане приходит в движение, направление которого определяется действием ряда сил.

На направление и скорость движения океанических вод определенное влияние оказывают расположение и форма материков. На рисунке 26 воспроизведена циркуляция океанических вод. Обращают внимание мощные течения в Атлантическом и Тихом океанах в области пассатов, между широтами 0 и 20°. В этих широтах движение воздуха характеризуется сезонным постоянством:

Морские течения

северо-восточный пассат в северном полушарии и юго-восточный — в южном. Под действием пассатных ветров возникающие морские течения устремляются на запад, причем наибольшие скорости, как это видно на карте течений, наблюдаются у материков, служащих естественным препятствием для них. Так, например, воды Атлантики, из экваториальной зоны направляясь на запад и встречая на своем пути северный берег Южной Америки, увеличивают свою скорость и следуют вдоль материка. Такое же увеличение скорости течения можно наблюдать у юго-восточного побережья Северной Америки и Азии.

Воды экваториальной зоны Атлантики, под воздействием пассатов устремляясь в район Карибского моря и Мексиканского залива, образуют к востоку от Флориды самое мощное в мире теплое течение — Гольфстрим. Воды Гольфстрима переносятся через всю северную половину Атлантического океана, достигают Норвежского и Баренцева морей и содержащимся в них солнечным теплом, накопленным в экваториальной зоне и тропиках, зимой обогревают не только северные моря, но и значительные пространства Европы и Азии.

Аналогичным образом у восточных берегов Тихого океана возникает другое теплое течение—Куро-Сиво. Из экваториальной зоны Тихого океана, также под действием северо-восточного пассата, воды устремляются на запад. Однако Азиатский материк и многочисленные острова, расположенные на пути этого течения, разветвляют его. Одна часть вод направляется в Целебесское море, другая — в Южно-Китайское море, и лишь остаток этого мощного северного пассатного экваториального течения достигает Китайского моря и Японских островов. Поэтому Куро-Сиво по своей мощности и воздействию значительно уступает Гольфстриму. Таким же образом возникли и холодные противотечения, как, например, Восточно-Гренландское, Лабрадорское и Канарское в Атлантике, Камчатское, Калифорнийское и Перуанское в Тихом океане и др.

Теплые и холодные течения в океанах переносят огромное количество тепла.

Вычисления количества тепла, получаемого или теряемого поверхностными водами океанов в связи с морскими течениями, произведенные М. И. Будыко, Т. Г. Берлянд, Н. И. Зубенок и др. (Главная геофизическая обсерватория), показали, что один Гольфстрим за год переносит из экваториальной зоны, в Северную Атлантику количество тепла, равное 80—100 ккал/см2.

На рисунке 27 изолиниями изображено распределение тепла, получаемого или теряемого океанами в связи с переносом его морскими течениями. Нетрудно определить, что перенос тепла течением Куро-Сиво на западе Тихого океана заметно слабее переноса тепла Гольфстримом. Вблизи Японских островов количество приносимого тепла достигает лишь 20—30 ккал/см2 год.

Чтобы представить количество этого транспортируемого на север тепла, заметим, что в северном полушарии между 40 и 60° с. ш. на среднюю часть океанов поступает в год от 80 до 120 ккал/см2 суммарной солнечной радиации.

Годовые суммы тепла, переносимого морскими течениями

В зоне холодных течений океан теряет значительное количество тепла. Так, например, между 20 и 40° с. ш. у Калифорнийского побережья океан теряет до 60 ккал/см2 год, а количество тепла, получаемого океаном в виде приходящей суммарной радиации, равно лишь 100 ккал/см2 год. Вот почему в этой части Тихого океана изотермы на картах января и июля (см. рис. 16 и 18) вогнуты в сторону низких широт и значительна разность температур воздуха над холодными водами океана и прогретой сушей. Несколько слабее происходит отдача тепла океаном в зоне Канарского холодного течения, у западных берегов Северной Африки, но и это отражается на климатических условиях прилегающих районов.

Теплые течения заметно смягчают климат холодных стран зимой, а холодные течения в низких широтах умеряют тропический зной. Наблюдающиеся в западных и центральных областях Европейской территории СССР зимой потепления и даже оттепель обычно бывают связаны с усиленным выносом теплого воздуха либо с далекого юга, из-за пределов СССР, либо с Атлантического океана, этой мощной теплоцентрали Европы и части Азии.

Вычисление количества тепла, переносящегося через Атлантическое побережье Европы, показало огромную роль океанического переноса в тепловом балансе северных морей, омывающих СССР (В, В. Шулейкин). Несколько позднее на основе данных аэрологических наблюдений было установлено, что прогретые и увлажненные массы воздуха мощностью по вертикали свыше 5—7 км, распространяясь на сушу со стороны Атлантического океана, не только отепляют всю Европу, но и оказывают определенное влияние на значительную часть Северной Азии, вплоть до Якутии (X. П. Погосян). При этом тепло переносится с запада не только над сушей, но и над северными морями. Именно этим объясняются случаи, когда сильные морозы на севере Европейской территории СССР сменяются теплой погодой, вызванной притоком тепла не с юга или запада, как обычно, а с севера, со стороны арктических морей. Дыхание океана распространяется к востоку на значительные расстояния, особенно по северу Азиатского материка.

Влияние Атлантического океана на климат Азии значительно больше, чем омывающего Азию Тихого океана. Это объясняется преобладанием западного переноса масс воздуха в тропосфере. Поэтому Азиатский материк от такого огромного резервуара тепла, каким является Тихий океан, получает ничтожное количество тепла. Собственно, поэтому средняя температура января в Средней Европе на широте 50° около Г ниже нуля, а в Восточной Азии на той же широте и таком же расстоянии от берегов Тихого океана около 20° ниже нуля. Если бы тепло-запасы Тихого океана были значительно больше современных, то и в этом случае Восточная Азия не получала бы столько тепла, сколько получают Европа и Западная Сибирь от Атлантического океана. Благодаря тому, что в тропосфере преобладает западный перенос воздушных масс, теплые воды Северной Атлантики, смягчая зимой климат Европы, мало влияют на климат всей Северной Америки, хотя этот материк находится от теплых течений Атлантического океана не дальше, чем Европа.

Таким образом, вследствие непрерывного движения воздуха осуществляется обмен тепла и холода между полюсами и низкими широтами, материками и океанами. Испаряющаяся с океанов и материков влага воздушными течениями переносится как в горизонтальном, так и в вертикальном направлении.

Водная поверхность оказывает сглаживающее влияние на температуру воздуха. Поэтому разность температур между зимними и летними месяцами над океанами и морями значительно меньше, чем над сушей. Например, в районе Азорских островов, а также южнее Исландии на широте 60° разность средних температур воздуха в январе и июне не превышает 7—8°. Между тем на суше, примерно на той же широте, в районе Москвы эта разность достигает 27°, а в Свердловске 34°.

Насколько велико влияние морей на температуру приземного слоя воздуха, можно показать на примере Черного и Каспийского морей. Они оберегают от сильных морозов Кавказское побережье, особенно Закавказье. Путь холодным воздушным массам с севера в известной мере преграждает большой Кавказский хребет, средняя высота которого равна 3—4 км. Если же холодные массы вторгаются с запада или востока через Черное и Каспийское моря, то, проходя над теплыми водами этих водоемов, они прогреваются и увлажняются в нижних слоях. Правда, при быстром перемещении их над такой сравнительно с Атлантикой малой площадью водной поверхности воздушные массы не успевают прогреться. В этих случаях (например, зимой 1949/50 г.) вторжение холода в субтропики приводит к гибели теплолюбивых культур на Черноморском побережье Кавказа.

Согласно расчетам в холодное время года воздух, перемещающийся над Каспием из Астрахани в Ленкоранскую зону, в течение суток прогревается в слое 0—1,5 км в среднем на 4—7°. При этом максимальное прогревание происходит в слое 0—500 м.

Более мелкие водоемы также оказывают влияние на изменение температуры воздуха, но в значительно меньшей степени. Радиус их действия очень мал. Например, такое большое озеро, как Байкал влияет на температуру воздуха на расстоянии до 100—200 км, а влияние Рыбинского водохранилища или озера Севан ограничивается лишь несколькими километрами.

 

Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава

 

                       

  Рейтинг@Mail.ru    

Внимание! При копировании материалов ссылка на авторов книги обязательна.