Радиационный баланс поверхности моря

Географическое распределение радиационного баланса

Как известно, радиационный баланс является разностью между суммарной радиацией и эффективным излучением. По­этому вначале мы кратко рассмотрим географическое распре­деление эффективного излучения.

Эффективное излучение земной поверхности распределяется по Земному шару более равномерно, чем суммарная радиация. Дело в том, что с ростом температуры земной поверхности, т. е. с переходом к более низким широтам, растет собственное излу­чение земной поверхности; но одновременно растет и встречное излучение вследствие большего влагосодержания воздуха и бо­лее высокой его температуры. Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики.

Вблизи экватора, при большой влажности и облачности, эф­фективное излучение около 30 ккал/см 2 в год на суше, как и на море. В направлении к высоким широтам оно растет, достигая под 60-й параллелью примерно 40—50 ккал/см 2 в год над океа­нами. На суше оно больше, особенно в сухих, малооблачных и жарких тропических пустынях, где достигает 80 ккал/см 2 в год.

Радиационный баланс земной поверхности за год положи­телен для всех мест Земли, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это значит, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не означает, что земная поверхность год от года становится все теплее. Дело в том, что избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фа­зовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхно­сти и последующей конденсации в атмосфере). Таким образом, хотя для земной поверхности не существует равновесия в полу­чении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.

Карта IV. Радиационный баланс земной поверхности, год (в ккал/см 2 год).

Карта V. Радиационный баланс земной поверхности, декабрь (в ккал/см 2 мес).

Карта VI. Радиационный баланс земной поверхности, июнь (в ккал/см 2 мес).

радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не означает, что земная поверхность год от года становится все теплее. Дело в том, что избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фа­зовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхно­сти и последующей конденсации в атмосфере). Таким образом, хотя для земной поверхности не существует равновесия в полу­чении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.

Около 60-й параллели в обоих полушариях годовой радиа­ционный баланс равен 20—30 ккал/см 2 (карта IV). Отсюда к бо­лее высоким широтам он уменьшается и на материке Антарк­тиды отрицателен: от —5 до —10 ккал/см 2 . К низким широтам он возрастает: между 40° с. ш. и 40° ю. ш. годовые величины баланса свыше 60 ккал/см 2 , а между 20° с. ш. и 20° ю. ш. — свыше 100 ккал/см 2 . На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах, так как океаны поглощают радиацию больше. Существенные отклонения от зонального распределения имеются еще в пустынях, где баланс понижен (в Сахаре, напри­мер, до 60 ккал/см 2 ) вследствие большого эффективного излуче­ния в сухом и малооблачном воздухе. Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличена и, стало быть, поглощенная ра­диация уменьшена по сравнению с другими районами под той же широтой.

В декабре (карта V) радиационный баланс отрицателен в значительной части зимнего северного полушария: нулевая изоли­ния проходит немного южнее 40° с. ш. К северу от этой широты баланс становится отрицательным и в Арктике достигает —4 ккал/см 2 и ниже. Южнее 40° с. ш. он возрастает до 10— 14 ккал/см 2 на южном тропике, откуда убывает до 4—5 ккал/см 2 в прибрежных районах Антарктиды.

В июне (карта VI) радиационный баланс во всем северном полушарии положителен. Под 60—65° с. ш. он в общем больше 8 ккал/см 2 . С уменьшением широты он возрастает, но медленно. По обе стороны от северного тропика он достигает максимума: 12—14 ккал/см 2 и выше, а на севере Аравийского моря 16 ккал/см 2 и выше. Баланс остается положительным до 40° ю. ш. Южнее он переходит к отрицательным значениям и у берегов Антарктиды снижается до 1-2 ккал/см 2 .

В Советском Союзе годовой радиационный баланс на суше в северных широтах порядка 10 ккал/см 2 , а на юге — до 50 ккал/см 2 .

Нам важно ваше мнение! Был ли полезен опубликованный материал? Да | Нет

Источник

Радиационный баланс поверхности моря

Радиационный баланс зависит от многих факторов, главные из которых: широта местности, влияющая на суммарную радиацию, характер подстилающей поверхности и увлажнение территории, сказывающееся на альбедо и эффективном излучении. Рассмотрим географическое распределение годовых значений (сумм) радиационного баланса земной поверхности. В целом по земному шару величины годового радиационного баланса в пределах тропических, умеренных и частично полярных широт Северного и Южного полушарий имеют положительные значения. Так как есть существенные различия в поступлении суммарной радиации на океаническую поверхность и поверхность суши в тропических и субтропических зонах (обусловленные неодинаковым распределением облачности), кроме того, океан и суша различаются по отражательной способности, поэтому имеются различия в распределении радиационного баланса над сушей и океаном (рис. 1.3).

Рис. 1.3. Географическое распределение радиационного баланса земной поверхности за год (МДж/м 2 ) (Хромов С.П., Петросянц М.А., 2006)

Годовые суммы радиационного баланса поверхности суши изменяются от значений менее 200 МДж/м 2 в Антарктиде до 3700–4000 МДж/м 2 в тропических широтах. В средних и высоких широтах имеет место зональное распределение радиационного баланса, которое нарушается в областях, где существенно увеличивается облачность под действием циклонической деятельности. В различных географических зонах высоких и умеренных широт годовые суммы радиационного баланса достигают значений (МДж/м 2 ):

Северная и средняя тайга

Смешанные, лиственные леса

и степи умеренных широт

В субтропической, тропической и экваториальной зонах особенности циркуляции атмосферы определяют различный режим влажности и облачности. Поэтому годовые значения в этих зонах составляют 2300–2900 МДж/м 2 . Наименьшие значения радиационного баланса относятся к областям субтропических и тропических пустынь и являются следствием большого альбедо и больших потерь тепла за счет эффективного излучения.

Географическое распределение радиационного баланса на поверхности океанов во многом сходно с распределением суммарной радиации. Наибольшие значения баланса, достигающие 5800 МДж/м 2 в год, приходятся на тропические и субтропические зоны океанов, наименьшие – на границы плавучих льдов, и составляют 600–800 МДж/м 2 в год.

Представляют интерес значения радиационного баланса в летние и зимние месяцы. Над сушей в январе в полярных и умеренных широтах наблюдается отрицательный радиационный баланс, изменяющийся от –40 до –90 МДж/м 2 в месяц. В тропических широтах радиационный баланс положительный и составляет 120–200 МДж/м 2 . Летом радиационный баланс положительный над всем летним полушарием и изменяется примерно от 200 МДж/м 2 за месяц в полярных районах до 350 МДж/м 2 в тропических. В зимние месяцы радиационный баланс океанов изменяется от 350-400 МДж/м 2 месяц в экваториальных районах до небольших отрицательных значений в полярных районах. Зимой радиационный баланс отрицательный в обоих полушариях, уже начиная с широты 40–45°. В летние месяцы максимальные значения радиационного баланса над океанами тропических широт составляют около 600 МДж/м 2 в месяц, а минимальные – в полярных районах, 350–400 МДж/м 2 (Климатология, 1989).

Источник

Часть II. Гидрологический режим. 2. Тепловой баланс и теплооборот

Исследование процессов энергообмена на границе раздела вода—воздух является одной из основных задач в рамках проблемы изучения взаимодействия океана (моря) с атмосферой. Проводимые в настоящее время’ экспедиционные работы в энергоактивных зонах океана направлены на исследование и детальное описание влияния океана на термодинамическое состояние атмосферы [296]. Это связано с тем, что формирование погодных условий на больших территориях в значительной степени определяется процессами тепломассопереноса на границе раздела двух сред — океана и атмосферы.

Особенности изменчивости энергообмена за сравнительно большие отрезки времени (месяц, сезон, год) можно подробно описать лишь с привлечением материалов наблюдений в постоянных точках моря (например, наблюдения на судах погоды в северных частях Атлантического и Тихого океанов) [16>. Для анализа процессов энергообмена и исследований пространственно-временной изменчивости характеристик теплового взаимодействия Баренцева моря с атмосферой в качестве исходной гидрометеорологической информации использованы в основном средние многолетние климатические данные.

Расчеты характеристик энергообмена Баренцева моря выполнялись О. Б. Мерцаловой [246], В. Т. Тимофеевым [362, 363], Е. И. Серяковым [327—332], М. И. Будыко [22, 41], М. К. Гавриловой [62], М. С. Маршуновой и Н. Т. Черниговским [17, 19, 239, 240, 396], Л. А. Строкиной [17, 19], Г. В. Гирдюком [17, 68, 70, 391], В. П. Хролом [17, 19, 389, 391], Г. Г. Зыковой [391] и рядом других авторов. Однако в большинстве из указанных работ (кроме выполненных в конце 70-х годов и в 80-е годы) используется устаревшая к настоящему времени методика расчета радиационных и турбулентных потоков. Кроме того, во всех указанных работах результаты определения составляющих радиационного и теплового балансов представлены в системе единиц СГС, в настоящее время отмененной.

В данной работе для расчета составляющих радиационного и теплового балансов поверхности моря используется методика, разработанная в Главной геофизической обсерватории и Мурманском филиале ААНИИ [15, 72, 258]. Б. А. Бирман и Т. Г. Позднякова [28] на основании результатов сравнения различных методик расчета составляющих теплового баланса поверхности океана и сопоставления их с натурными наблюдениями считают, что при расчетах потоков радиации, тепла и влаги следует отдавать предпочтение методике ГГО — МФ ААНИИ. Методика позволяет получать составляющие радиационного и теплового балансов по осредненным за месяц гидрометеорологическим элементам с учетом1 их флюктуаций в течение месяца. Использование средних месячных значений гидрометеорологических элементов без учета их внутримесячной изменчивости может приводить к ошибкам в составляющих теплового баланса до 10—15% [171, 207] в основном при малых абсолютных потоках радиации, тепла и влаги.

Как известно, тепловой баланс поверхности моря (результирующий поток тепла) В представляет собой алгебраическую сумму радиационного баланса R , турбулентного потока тепла Н_т и затрат тепла на испарение LЕ:

В свою очередь, радиационный баланс определяется как разность между поглощенной солнечной радиацией Вк и эффективным излучением поверхности моря Еэф

Эффективное излучение поверхности моря аналитически может быть представлено в виде

При отсутствии сведений о количестве облаков по ярусам используется зависимость

Формулы для расчета характеристик турбулентного теплообмена и затраты тепла на испарение в общем виде можно записать следующим образом:

В ряде работ советских и зарубежных авторов [22, 41, 173, 195, 250, 327—331 и др.] коэффициент тепло- и влагообмена при расчетах потоков тепла и влаги принимается постоянным и полученным из условия равенства нулю среднего годового за многолетний период значения теплового баланса для всего Мирового океана в целом. В работах [15, 258] используется коэффициент тепло- и влагообмена, зависящий от скорости ветра и параметра стратификации приводного слоя атмосферы, при этом учитывается также влияние повторяемости больших скоростей ветра на потоки Н_т и LЕ , что особенно важно для осенне-зимнего периода, когда количество штормов значительно возрастает.

Адвекция тепла (холода) течениями Ат определяется как остаточный член уравнения теплового баланса моря

Теплооборот Qa представляет собой разность между максимальным и минимальным значениями энтальпии за год и определяет годовую амплитуду изменения температуры воды, а также ее экстремальные значения.

Расчеты средних суточных (за месяц, сезон и год) составляющих теплового баланса, адвекции тепла течениями, изменения энтальпии и теплоотдачи приведены в Мдж/м 2 .

Исходной информацией для расчета характеристик энергообмена послужили средние месячные за многолетний период значения температур поверхностного слоя моря Тю и воздуха Га, парциального давления водяного пара ev., скорости ветра v и общего количества облаков п0 [19]. Сведения о парциальном давлении водяного пара приведены в работе [19] только для февраля, мая, августа и ноября. Для определения влажности воздуха в остальные месяцы использовалась эмпирическая зависимость между температурой и влажностью воздуха [73]. Кроме данных Атласа [19] для расчета характеристик энергообмена привлекались и неопубликованные материалы по термическому режиму Баренцева моря, хранящиеся в фондах Мурманского филиала ДАНИИ и Мурманскгидромета.

Точность расчета составляющих теплового баланса поверхности моря в первую очередь зависит от точности определения средних многолетних значений гидрометеорологических элементов. Сравнение данных, полученных на основании различных атласов и справочных пособий, показывает, что расхождение в данных по температуре поверхностного слоя моря и воздуха в среднем составляет 0,8—1,0 °С, по облачности — 0,2 балла и по скорости ветра— 0,5 м/с. При этом различия по температурам воды и воздуха несколько увеличиваются в зоне гидрологических фронтов и в районе кромки льда. По данным ряда авторов [32, 41, 123] относительная погрешность расчета результирующего потока тепла В, а также изменения энтальпии ΔQ_т в среднем составляют ±10—15 %, погрешность в определении адвекции тепла течениями А_т как остаточного члена уравнения теплового баланса может достигать 30—40 %,

2.2. Общая характеристика радиационного и теплового балансов

Расчет составляющих радиационного и теплового балансов выполнен для свободной ото льда [321] поверхности моря в точках равномерной сетки с последующим осреднением полученных результатов (табл. 2.1 и 2.2). Определены также средние квадратические отклонения σ_n, характеризующие пространственную изменчивость потоков радиации, тепла и влаги. По методике С. П. МалевскогоМалевича [223, 224] выполнен расчет средних квадратических отклонений σ_в, характеризующих межгодовую (временную) изменчивость средних месячных значений составляющих радиационного и теплового балансов (табл. 2.2, рис. 2.1—2.6).

Акватория Баренцева моря расположена за Полярным кругом, поэтому здесь наблюдаются относительно низкие высоты Солнца и явления полярного дня и полярной ночи, что вызывает большие внутригодовые колебания суммарной солнечной радиации. Полуденная высота Солнца составляет менее 0° в декабре на всей акватории моря и увеличивается в июне до 33° на 80° с. ш. и до 45° на 68° с. ш. Продолжительность полярной ночи изменяется от 30 сут на южной границе моря до 120 сут на северной границе, продолжительность полярного дня — соответственно от 50 до 140 сут. Большая облачность (в основном 8—9 баллов нижнего яруса), характерная для акватории Баренцева моря в течение года, значительно уменьшает поступление суммарной радиации. Так, в целом за год поступает только 60 % возможной радиации, с увеличением до 65—67 % в марте—апреле за счет некоторого уменьшения облачности в эти месяцы (см. табл. 1).

В годовом ходе суммарная (суточная) солнечная радиация при реальных условиях облачности изменяется от 0 в декабре и январе до 17,8 МДж/м 2 в июне (см. табл. 2.2 и рис. 2.1). Следует отметить, что пространственная изменчивость суммарной радиации, так же как и поглощенной, относительно невелика. Так, при среднем значении Q = 17,8 М Дж/м2 для южной части Баренцева моря экстремальные значения суммарной радиации на акватории моря в июне составляют 16,3 и 19,2 МДж/м 2 , среднее квадратическое отклонение σ_n составляет 0,7 МДж/м 2 . В другие месяцы (июль—сентябрь) пространственная изменчивость несколько выше — а„ достигает 0,9— 1,1 МДж/м 2 при уменьшении значений суммарной радиации. Временная изменчивость больше пространственной (σ_в> σ_n) в весенне-летние месяцы, когда поступает более 70 % от годового количества радиации.

Поглощенная солнечная радиация по существу повторяет годовой ход суммарной радиации вследствие относительно небольшой изменчивости среднего месячного значения альбедо водной поверхности в течение года. В целом за год водные массы Баренцева моря поглощают 88 % поступающей солнечной радиации. Соотношение между сгп и Ов для поглощенной радиации остается примерно таким же, как и для суммарной радиации.

Основными факторами, определяющими эффективное излучение, являются облачность и разность температур воды и воздуха. Облачность сохраняется значительной в течение всего года, тогда как разность температур воды и воздуха ΔT изменяется от 7—8°С в декабре—марте до 0 °С в июне— августе (см. табл. 2.1). В результате эффективное излучение в течение года изменяется в 2—2,5 раза (5—6 МДж/м2 в ноябре—апреле и 2—3 МДж/м 2 в июне—сентябре). Среднее квадратическое отклонение оп составляет 0,4—1,3 МДж/м 2 , увеличиваясь от лета к зиме. Временная изменчивость практически в течение всего года меньше пространственной (σ_в 2 в феврале—марте и 27 МДж/м 2 в июле—августе). Следует отметить важную роль теплового излучения атмосферы в радиационном теплообмене между атмосферой и поверхностью моря. В ноябре—январе тепловое излучение атмосферы является единственным источником тепла, поступающего на поверхность . моря, в июне—июле (при максимальном поступлении солнечной энергии) тепловое излучение атмосферы в 1,5 раза превышает суммарную радиацию (см. табл. 2.2 и рис. 2.1).

Радиационный баланс поверхности моря в октябре—марте отрицательный, в апреле—сентябре — положительный с максимальным значением в июне, что обусловлено соответствующими изменениями потока солнечной радиации в течение года. При этом в теплую часть года значения радиационного баланса на 30—40 % меньше суммарной радиации. В период полярной ночи (Q = 0) радиационный баланс определяется только эффективным излучением поверхности моря. В среднем для южной части Баренцева моря годовой радиационный баланс положителен и составляет 1,5 МДж/м2. По Е. И. Серякову [327, 330], годовая величина R = 2,0 М Дж/м2, т. е. на 30 % выше. Значения сгп, характеризующие пространственную изменчивость радиационного баланса, составляют 1,2—1,4 МДж/м 2 зимой и 0,7—0,9 МДж/м 2 летом. Временная изменчивость радиационного баланса, так же как и эффективного излучения, за исключением июня—июля меньше пространственной (σ_в 2 и 7—8 МДж/м 2 ), уменьшаясь в июне—августе до ±0,2 и 1—2 МДж/м 2 . В целом за год результирующий поток тепла В отрицателен (поток направлен от поверхности моря в атмосферу) и равен — 8,1 М Дж/м 2 . В период с мая по август результирующий поток тепла положителен за счет относительно большого поступления солнечной радиации и уменьшения эффективного излучения, турбулентного теплообмена и затрат тепла на испарение. Переход теплового баланса через 0 наблюдается в конце апреля — начале мая и в конце августа. На сезонные изменения знака результирующего потока тепла большое влияние оказывают окружающие Баренцево море суша и ледяной покров, охлаждающее влияние которых в зимнее время приводит к значительному увеличению разности температур воды и воздуха Δt. В летнее время различия радиационных характеристик водной поверхности, ледяного покрова и суши уменьшаются. Пространственная изменчивость потоков Н_т , LE и В несколько выше пространственной изменчивости составляющих радиационного баланса. Что касается временной изменчивости Н_т , LE и В, то она в целом меньше пространственной изменчивости этих потоков ( см . табл. 2.2).

Рассмотрим соотношение годовых значений составляющих теплового баланса в его приходной и расходной частях по данным табл. 2.3. В приходной части уравнения теплового баланса ведущая роль принадлежит адвекции тепла течениями (которая в 1,4 раза превышает поглощенную солнечную радиацию), в расходной части — турбулентному теплообмену поверхности моря с атмосферой

Следует отметить, что примерно такой же вклад отдельных составляющих в поступление и отдачу тепла получен и Е. И. Серяковым [327, 330] (адвекция 56 %, поглощенная солнечная радиация 42 %, эффективное излучение 29 %). Полученные Е. И. Серяковым [327] годовые значения поглощенной радиации, радиационного баланса, а также затраты тепла на испарение превышают рассчитанные нами на 10—30%, значения турбулентного теплообмена и адвекции тепла течениями— на 10% ниже. Расхождение наших данных с результатами расчета составляющих теплового баланса, выполненными В. Т. Тимофеевым [362], О. И. Шереметевской и Н. П. Коноплевым [327], еще больше, чем с данными Е. И. Серякова. Годовое значение теплового баланса, полученное Б. П. Кудло [195] для прибрежного района Мурмана (район п. Дальние Зеленцы), в 2 раза ниже значения В, рассчитанного по методике ГГО — МФ ДАНИИ. Результаты расчета суммарных теплапотерь

занижены в среднем на 20—25 % в осенне-зимний период и на 5—10 % в весенне-летний период. Формула для расчета суммарных теплопотерь поверхностью моря, приведенная в работе [69], также занижает значения Вк—В в среднем на 10%. Указанная формула с уточненными значениями коэффициентов имеет вид

Если результаты расчета по формулам (2.13) и (2.14) выражены в МДж/м 2 , то коэффициенты r₁ и r₃ в зависимости от температуры поверхностного слоя моря T_ω принимают следующие значения:

Из других составляющих теплового баланса следует указать на тепло речного стока, а также на теплоту ледообразования и таяния льда. Расчет, выполненный по материалам работы Ю. А. Ельцина [124], показал, что тепловой сток рек в Баренцево море незначителен и составляет менее 0,1 % общего поступления тепла за год. По оценке В. Т. Тимофеева (ссылка в работе [76]), теплоречного стока в целом для моря составляет также около 0,1 %, для прибрежной зоны тепло речного стока увеличивается до 1 % и в юго-восточной части моря — до 3 %. По данным Г. К. Зубакина [139], в среднем за год для всего Баренцева моря теплота ледообразования (поступление тепла) составляет 0,6 М Дж/м 2 , теплота таяния льда (отдача тепла)— 0,7 М Дж/м 2 . Разность между ними 0,1 МДж/м 2 представляет собой общий расход тепла за счет ледовых процессов в Баренцевом море и в тепловом балансе незамерзающей части моря может не учитываться.

2.3. Сезонная изменчивость теплового баланса и энтальпии

Не останавливаясь на анализе в целом известного географического распределения составляющих теплового баланса в феврале и августе (см. рис. 2 .2—2 .6 ), рассмотрим некоторые характеристики энергообмена и устойчивости в отдельных точках моря (рис. 2.7—2.9, табл. 2.5). Местоположение точек показано в табл. 2.4.

Как следует из рис. 2.7—2.8, наибольшие различия в значениях радиационного и теплового балансов отмечаются в холодный период года, что соответствует данным табл. 2.2 о пространственной изменчивости этих элементов. В целом абсолютные значения увеличиваются с севера на юг (от точки 1 к точке 10). Различия между зонами теплых и холодных течений относительно невелики, основная роль в формировании радиационного и теплового балансов. принадлежит астрономическим и метеорологическим факторам.

В годовом ходе адвекции тепла течениями в слое 0—200 м достаточно хорошо прослеживается сезонная изменчивость (см. рис. 2.9). Максимум адвекции отмечается в зимний период (январь— март), второй максимум наступает, как правило, в июле—сентябре. Максимальное значение адвективного теплообмена наблюдается весной (апрель—июнь), при этом в районе теплых течений адвекция в слое 0—200 м положительна в течение года. Годовая амплитуда А_0-200 составляет 10— 20 МДж/м 2 . Адвективный перенос в районе холодных вод Центральной впадины (точка 4) имеет четко выраженные максимумы в феврале—марте и сентябре и минимумы (с отрицательными значениями адвекции) в июне и декабре.

Е. И. Сериковым [328, 330] для разреза по Кольскому меридиану получен годовой ход адвекции в виде полугодовой вариации, как в нашем случае для точки 4 (холодные воды Центральной впадины). Полугодовая вариация для теплых течений (точки 1, 5, 7, 10) выражена очень слабо. Сезонная изменчивость в характере адвекции тепла течениями, по мнению ряда исследователей [328], связана с режимом преобладающих западных ветров. Кроме того, сезонная изменчивость адвекции связана с изменчивостью положения струй основных течений в Баренцевом море. Так, по данным В. А. Потанина и С. В. Короткова [286] для Нордкапского и Мурманского течений отмечается значительный сектор изменчивости в направленности струй этих течений, достигающий в некоторых случаях 200°. Меньшая изменчивость характерна для струй Новоземельского и Канинского течений, потоки которых более стабильны по направлению в течение года. Потоки вод атлантического происхождения наиболее четко выражены в холодную часть года [351].

В дополнение к данным рис. 2.9 определены средние значения А_0-200 для Нордкапского и Мурманского течений (табл. 2.6). Адвекция тепла Нордкапским течением получена в результате осреднения данных в точках 1, 2 и 5; Мурманским течением — в точках 7, 9, 10 и И. Для сравнения в табл. 2.6 приведены средние значения адвективного теплообмена в районе станции погоды М за период с 1951 до 1975 г. Для Нордкапского течения годовое значение адвекции составляет в среднем 9,7 М Дж/м 2 , в течение года четко выражены два максимума зимой и летом и два минимума весной и осенью. Соответствующий ход имеют и средние сезонные значения А_0-200. Годовое значение адвекции тепла Мурманским течением уменьшается до 6,9 М Дж/м 2 , при этом выделяется максимум зимой (I—III) и минимум весной (IV—VI). В Норвежском море (станция погоды М), как и в предыдущих случаях, зимний максимум остается, но отмечаются два минимума: основной в сентябре—октябре и вторичный — в июне. Для средних сезонных значений А_0-200 максимум также наступает зимой (I—III) и минимум— летом (VII—IX). Повышение летних и осенних значений адвективного теплообмена в Нордкапском и Мурманском течениях по сравнению с А_0-200 в районе станции погоды М в значительной степени определяется поступлением в Баренцево море уже прогревшихся за счет солнечной радиации водных масс [328].

В холодную часть года и в целом за год наибольшие значения адвекции отмечаются в западной части моря, к юго-востоку от арх. Шпицберген (разрез м. Серкап—о. Медвежий—м. Нордкап). К востоку значения А_0-200 уменьшаются и затем несколько увеличиваются у кромки льда вдоль арх. Новая Земля. Так, максимальные годовые значения адвективного теплообмена на западе моря составляют 10—15 МДж/м 2 , в центральной части-моря 6—8 МДж/м 2 , в восточной части моря у кромки льда 10—13 МДж/м 2 . В целом для незамерзающей части Баренцева моря годовое значение А_0-200 (см. табл. 2.3) составляет 8,1 МДж/м 2 . В теплую часть года адвективный теплообмен в западной части моря не превышает 10 МДж/м 2 , в центральной части моря он становится отрицательным, т. е. происходит отток тепла [328]. В периоды наименьшей (апрель) и наибольшей (сентябрь) энтальпии водных масс адвекция тепла течениями в целом остается наибольшей в западной части моря, хотя значительно меньше, чем в холодную часть года [328].

Возвращаясь к табл. 2.5, следует отметить, что вклад суммарного теплообмена поверхности моря с атмосферой (результирующего потока тепла) В и адвекции тепла течениями А_0-200 в изменение энтальпии слоя Δ Q_{Т, 0-200} существенно зависит от сезона. В зимний период роль обоих факторов велика, однако роль результирующего потока тепла несколько выше, чем адвекции, и в этот период происходит общее понижение энтальпии ( Δ Q_{Т, 0-200} 0 ). Однако роль адвекции в этом процессе несколько больше, чем результирующего потока тепла. В среднем для весенне-летнего периода адвекция А_0-20 в 1,5— 2 раза превышает поток тепла В, хотя по сравнению с зимним периодом значение адвекции уменьшается в 2—3 раза. Осенью, когда резко возрастает (по абсолютному значению) поток тепла В, его вклад снова превышает вклад адвекции, и ( Δ Q_{Т, 0-200} 2 в Нордкапском течении, 60—90 МДж/м 2 в Мурманском течении и 20—50 МДж/м 2 в Новоземельском течении и в зоне смешения баренцевоморских и беломорских вод. С наступлением летнего прогрева энтальпия деятельного слоя моря значительно возрастает во всех районах моря и достигает максимальных значений к концу августа в северной части моря, в сентябре — в центральной и в октябре в прибрежных районах Мурмана [257, 330]. Т. Н. Москаль [257] построена карта энтальпии деятельного слоя Баренцева моря в августе. Для энтальпии в слое 0—200 м характерно меридиональное расположение изолиний: более прогретые воды Северной ветви Нордкапского течения приносят значительное тепло за 77° с. ш. на участке моря между 30 и 35° в. д. Вместе с тем воды холодного Медвежинского течения на 74° с. ш. и 20° в. д. определяют пониженный для этой широты теплозапас, в то время как на этой широте в районе 30° в. д. энтальпия почти в 2 раза выше. Наибольшая межгодовая изменчивость Δ Q_{Т, 0-200} наблюдается в центральной части Баренцева моря между 74 и 76° с. ш. [257], включая и Новоземельское течение (здесь же наблюдаются и наибольшие межгодовые колебания положения кромки льда [371]), а также в зоне смешения баренцевоморских и беломорских вод. В осенне-зимний период энтальпия вод южной части Баренцева моря уменьшается в среднем на 1,1 —1,7 М Дж/м 2 .

Средние годовые значения энтальпии Δ Q_{Т, 0-200} в районе Нордкапского течения составляют 100 МДж/м 2 , в районе Мурманского течения — около 80 М Дж/м2, в районе Новоземельского течения — около 50 М Дж/м 2

Анализу теплооборота Q A в Баренцевом море посвящены работы Е. И. Серякова и Я. С. Стависского [330, 332]. В работе [332] опубликована карта теплооборота в южной части Баренцева моря для средних многолетних условий. В среднем для всей акватории южной части моря Qa = 62,4 МДж/ м 2 . Максимальные значения теплооборота отмечаются на Северо-Новоземельской банке и Центральной впадине (около 80— 90 МДж/м2). Наименьшие значения ( Q_А = 42 МДж/м 2 ), полученные для района о. Медвежий, обусловлены влиянием холодного течения и резким уменьшением глубины в этом районе. Относительное увеличение теплооборота отмечается в районе м. Нордкап ( Q_А = 70 МДж/ м 2 ) при смешении атлантических вод с более холодными прибрежными водами.

По материалам глубоководных наблюдений Мурманского территориального управления по гидрометеорологии были определены средние значения теплооборота Q_А и его средние квадратические отклонения для девяти точек в Баренцевом море (табл. 2.8). На основании этих материалов получено, что теплооборот QA изменяется от 53,6 МДж/м 2 в Северной ветви Нордкапского течения до 114,1 М Дж/м 2 в зоне смешения баренцевоморских и беломорских вод. Среднее квадратическое отклонение составляет 10—20 МДж/м2, коэффициент вариации С у около 20%. По нашим расчетам средний теплооборот Q_А в Нордкапском течении минимальный и составляет 55,2 МДж/м 2 , в Мурманском течении — 70,8 МДж/м 2 , в Новоземельском течении — 80,4 М Дж/м 2 и, как указывалось выше, в зоне смешения баренцевоморских и беломорских вод— 114,1 МДж/м 2 . Полученные в работе [332] значения теплооборота выше только для Нордкапского течения и ниже для остальных случаев, в том числе для зоны смешения баренцевоморских и беломорских вод — в 2 раза.

На основе анализа материалов океанографических разрезов в южной части Баренцева моря Е. И. Серяковым [330, 332] определена 3—4-летняя цикличность в изменчивости теплооборота.

2.4. Некоторые характеристики энергообмена между морем и атмосферой

Известно, что в Мировом океане существуют районы, в которых наиболее интенсивно проходят процессы обмена энергией с атмосферой — энергоактивные зоны океана (ЭАЗО) [28, 296]. В работах [100, 390] Баренцево море рассматривается как генетически связанный с Норвежской ЭАЗО район активного энергообмена с атмосферой. Поэтому представляется целесообразным рассмотреть некоторые дополнительные характеристики энергообмена поверхности моря с атмосферой и устойчивости в приводном слое атмосферы для Баренцева моря, а также в целях сравнения,— для Норвежской и Исландской ЭАЗО. В табл. 2.9 представлены сезонные и годовые значения суммарных теплопотерь В к—5, отношений турбулентных потоков тепла H_τ+ LE к радиационным, а также отношения Боуэна

Как указывалось выше, в течение года южная часть Баренцева моря отдает ежесуточно 13,9 МДж/м 2 , наиболее интенсивно теплоотдача происходит в зимний период (Вк — В = 24,2 МДж/м 2 ) и в осенний период (Вк — В = 17,5 МДж/м 2 ) (табл. 2.9). Для Норвежской и Исландской ЭАЗО также характерна наибольшая теплоотдача в холодный период года, но в целом за год в 1,2—1,5 раза меньше, чем в Баренцевом море.

В районе Баренцева моря потери тепла в отдельные сезоны и в целом за год за счет турбулентного потока Нг значительно больше, чем в Исландской ЭАЗО и тем более — в Норвежской. Затраты тепла на испарение LE в Баренцевом море также превышают аналогичные величины для Норвежской ЭАЗО во все сезоны, кроме лета, и практически не уступают этим характеристикам для Исландской ЭАЗО. Повышенные значения H_τ + LE и относительно малые величины R (точнее, суммарной радиации Q) приводят к значительному преобладанию в течение года в Баренцевом MOipe турбулентных потоков тепла над радиационными. Роль турбулентных потоков тепла по сравнению с радиационными в Норвежской и Исландской ЭАЗО, расположенных южнее Баренцева моря, уменьшается за счет роста радиационного баланса и общего уменьшения разности температур воды и воздуха.

Отношение Боуэна увеличивается с юга на север. Так, годовые значения Во в Норвежской и Исландской ЭАЗО составляют около 0,4; в тропической ЭАЗО — менее 0,1 [28], а в Баренцевом море в холодный период и в целом за год Во=1,1—1,5 (см. табл. 2.9). Причем и в Баренцевом море наблюдается увеличение отношения Боуэна с юга на север. Для отдельных районов Баренцева моря летом Во . 10 2 ≥ 0,5 ) по материалам наблюдений на Кольском разрезе в целом за год составляет 64%, увеличиваясь в холодный период года до 80—90%, в теплый период года составляет 40—60%. Инверсионные условия (—Ri . 10 2 . 10 2 изменяются от 3,6 зимой до 0,4 летом, средние годовые значения аналога числа Ричардсона превышают соответствующие значения для Исландской и Норвежской ЭАЗО в 5—6 раз (см. табл. 2.9).

Таким образом, свободная ото льда акватория Баренцева моря является районом значительной теплоотдачи и по ряду климатических характеристик энергообмена и турбулентности может быть отнесена к энергоактивной зоне океана, оказывающей большое влияние на общую циркуляцию атмосферы и климат. Анализ карт распределения составляющих теплового баланса (см. рис. 2.2—2.6) показывает, что. особенно интенсивно развиваются процессы турбулентности и теплообмена в зоне, прилегающей к кромке льда в восточной, северо-восточной и северной частях Баренцева моря и далее на запад в Гренландском и Норвежском морях. В. В. Денисов и А. А. Косолапов [100] на основании анализа параметров, характерных для энергоактивных зон [296], определили локальные энергоактивные зоны в Баренцевом море, расположенные в районах, в целом прилегающих к кромке льда в холодную часть года (одна зона расположена между 74 и 76° с. ш. и 27 и 35° в. д., вторая зона выделяется в районе между 73 и 75° с. ш. и 43° в. д. и арх. Новая Земля). Вместе с тем, как указывалось выше, интенсивность процессов взаимодействия поверхности южной части Баренцева моря с атмосферой не слабее, чем в Норвежской и Исландской ЭАЗО (особенно в холодный период года).

Баренцево море является частью обширной зоны активного взаимодействия, центр которой находится в районе Западно-Шпицбергенского течения, к юго-западу от арх. Шпицберген [390].

Источник