Что такое эффективное излучение океана

В настоящее время ещё совсем недостаточно исследованы различные составляющие теплового баланса Мирового океана и внутренних морей. Единственная составляющая, к тому же малая по сравнению с другими, не нуждается в уточнении: это – количество лучистой энергии, отражающейся от поверхности океана, а потому не входящей в воду.

Очень важно систематически проводить во всех океанических и морских экспедициях измерения количества тепла, поступающего от прямых солнечных лучей и от облаков; важно систематически измерять и в особенности регистрировать потери тепла на эффективное излучение, поскольку до настоящего времени выяснено лишь, что эта отрицательная составляющая теплового баланса в океанических условиях не такова, как в условиях материковых, и что даже в различных областях Атлантического океана она неодинакова: благодаря дополнительному уменьшению эффективного излучению в западных районах.

В особенности скудны наши сведения

о дальнейших судьбах тепла,

оставшегося в водах океана и распространяющегося в них: либо в адвекционных потоках – из одной области в другую (в частности, от берегов в открытое море или в обратном направлении), либо за счет турбулентного перемешивания между отдельными горизонтальными слоями и перемешивания в самых крупных вихрях, возникающих в горизонтальной плоскости.

Как мы видим, предстоит ещё большая работа по усовершенствованию статистической теории турбулентности и непосредственных инструментальных методов изучения турбулентных пульсаций.

Только после создания вполне надежных методов вычисления коэффициентов турбулентного теплообмена и после детального изучения адвекции в открытом море и в прибрежных районах, – только после этого станет возможным во всей полноте вычислить все составляющие теплового баланса океана или внутреннего моря: и составляющие внешнего баланса, и составляющие внутреннего баланса тепла.

В настоящее время мы в состоянии лишь косвенными методами вычислять все эти составляющие полного теплового баланса. Надо напомнить, что при повышении температуры морской воды излучение с поверхности моря несомненно возрастало бы, если бы при этом не повышалось, и весьма значительно, содержание водяного пара в воздухе над морем. Именно водяной пар как бы стабилизирует обратное эффективное излучение.

На протяжении времени между половиной июня и началом сентября нет смысла следить за теплообменом между водой и воздухом: в этот период разность температур между водой и воздухом иногда меняет знак, прямой теплообмен чередуется с обратным и оба вообще незначительны ввиду малой разности температур между водой и воздухом. Нарастание потерь прекращается в октябре, когда возникает утолщающий ледяной покров и начинает проявлять свои свойства мощного теплонного изолятора. Именно поэтому к концу ноября потери сквозь ледяной покров уменьшаются вдвое, несмотря на то, что температура воздуха продолжает падать.

Напротив, потери на испарение, игравшие решающую роль в умеренных и жарких поясах, отходят на второй план в полярных морях, где упругость насыщенного пара весьма мала, состояние воздуха близко к насыщению, а потому влажный дефицит не может достичь сколько-нибудь значительной величины.

Учет положительных и отрицательных составляющих теплового баланса в ледовитом море обязательно должен быть пополнен вычислением тепла, выделяющегося при замерзании морской воды и отнимаемого у моря при таянии льдов.

Необходимо отметить, что количество тепла, выделяющегося осенью при образовании ледяного покрова, должно в точности ровняться количеству тепла, которое следующей весной и летом отнимается у моря при таянии. У морской воды отнимается меньше тепла, чем было бы при отсутствии добавочной составляющей.

Источник

Что такое эффективное излучение океана

Отражательная способность океана характеризуется коэффициентом диффузного отражения R ( λ ) = E ↑( λ )/ E ↓( λ ). Его величина слабо изменяется с глубиной, но сильно зависит от оптического типа вод. Решение уравнения переноса солнечного излучения в океане дает следующую связь R ( λ ) с собственными оптическими характеристиками воды

где κ ( λ ) и σ ↑( λ ) – спектральные показатели поглощения и рассеяния света назад.

Сравнивая (3.47) с формулой (3.38) для показателя вертикального ослабления света, видим, что обе величины зависят от одних и тех же аргументов, в связи с чем между ними наблюдается тесная связь. На рис. 31 показано спектральное распределение коэффициента диффузного отражения в водах различного типа, отличающихся средними величинами α ↓(500) в слое 0–100 м. Видно, что в чистых водах величина R в синей области спектра намного выше, чем в желто-зеленой, в мутных водах – наоборот.

Эволюция кривых R ( λ ) при переходе от более чистых вод к мутным объясняется согласно формуле (3.47) следующим образом. В чистых водах поглощение света в синей области спектра мало, что обусловливает здесь высокие значения R . Снижение R при переходе в желтую область спектра связано с возрастанием в этой области поглощения самой водой и с сильным уменьшением рассеяния назад, которое в чистых водах в основном обусловлено высокоселективным молекулярным рассеянием, изменяющимся по закону λ -4,3 .

В мутных водах высока концентрация взвешенных и растворенных веществ, главным образом органического происхождения. Это обусловливает сильное поглощение света в синей части спектра желтым веществом и пигментами хлорофилла. В результате R в синей области спектра значительно снижаются. В то же время в мутных водах минимум показателя поглощения смещается в желто-зеленую область спектра, а спектральный ход показателя рассеяния назад в таких водах слабее выражен из-за высокой концентрации взвеси, имеющей меньшую селективность рассеяния назад по сравнению с чистой водой. В совокупности это приводит к тому, что R в мутных водах в желто-зеленой области спектра выше, чем в синей.

Коэффициент яркости океана

Кроме коэффициента диффузного отражения R в гидрооптике используются еще две величины, характеризующие отражение солнечного излучения океаном: коэффициент яркости толщи вод ρ тв и коэффициент яркости поверхности океана ρ по. Величина ρ тв определяется как отношение яркости диффузного излучения, выходящего из океана в результате рассеяния в толще океанских вод, к яркости идеального диффузно отражающего экрана B 0, находящегося в воздухе и освещенного излучением, падающим на поверхность океана

где B ↑тв(Θ, φ ) – яркость толщи вод, наблюдаемая непосредственно под поверхностью океана на глубине Z = 0 м, Θ и φ – вертикальный и азимутальный углы.

Коэффициент яркости поверхности океана определяется через яркость излучения, измеряемую в воздухе

где Θ′ – преломленный угол лучей в воздухе, соответствующий углу падения лучей в воде в на границу раздела.

Коэффициент яркости поверхности океана имеет важное значение в дистанционных оптических исследованиях, так как он может быть измерен неконтактным методом – с борта судна, самолета, космической станции, а через него можно определить коэффициент яркости толщи вод, который связан с первичными оптическими характеристиками. Связь между ρ по и ρ тв выражается следующим образом.

Яркость толщи вод при выходе излучения из воды в воздух уменьшится в m 2 раз ( m – показатель преломления) в результате расширения пучка лучей из-за преломления на границе раздела вода-воздух и частично ослабится вследствие отражения назад излучения поверхностью воды. При наблюдении в надир яркость излучения, вышедшего из толщи вод в воздух B 1 ↑тв(0) будет равна

где T – коэффициент пропускания восходящего диффузного излучения поверхностью океана.

В воздухе к яркости океана B 1 ↑тв(0) добавится яркость излучения неба в зените, отраженного поверхностью океана в том же направлении B ↑отр(0). В результате суммарная яркость поверхности океана при наблюдении в надир будет

При наблюдении в надир угол падения на поверхность воды излучения, исходящего от неба в зените, близок к 0°. Для таких лучей коэффициент отражения Френеля слабо зависит от угла и его можно принять равным коэффициенту нормального отражения. Величина его незначительно изменяется по спектру и в среднем для видимой области равна

где m – показатель преломления воды. Измерив яркость неба в зените B ↓неба(0), находим

Нормируя на яркость идеального экрана, получим

Из выражения (3.55) находим коэффициент яркости толщи вод

Таким образом, для определения коэффициента яркости толщи вод с борта судна неконтактным методом необходимо выполнить три измерения яркости: моря в надир, неба в зените и идеального белого экрана.

При дистанционных измерениях яркости поверхности океана с самолета или космической станции необходимо учитывать яркость толщи атмосферы B ↑атм, находящейся между наблюдателем и океаном, так как в этом случае (при измерении в надир)

Для учета B ↑атм разработаны специальные довольно сложные методы, которые мы здесь не будем рассматривать.

Решение уравнения переноса излучения в океане в квазиоднократном приближении для случая освещения Солнцем, находящимся в зените или близких к нему положениях, и наблюдения яркости океана в надир, дает следующую связь коэффициента яркости толщи вод с их собственными оптическими характеристиками

Из выражения (3.58) видно, что зависимость коэффициента яркости вод от собственных оптических характеристик воды такая же, как и для коэффициента диффузного отражения. Количественно соотношение между ρ тв и R , измеренным в приповерхностном слое, выражается соотношением

где T I = 0,98 и T II = 0,96 – коэффициенты пропускания границей раздела излучения, падающего на поверхность океана, и диффузного излучения, выходящего из толщи вод, K – функция, учитывающая угловое распределение яркости в восходящем излучении. Величина K в видимой области спектра в разных водах изменяется в пределах 1,05–1,7. Таким образом из формулы (3.59) видно, что коэффициент яркости толщи вод примерно в два раза меньше коэффициента диффузного отражения, что и подтверждается экспериментами.

Вследствие одинаковой зависимости ρ тв и R от оптических характеристик воды, их спектральная изменчивость аналогична, отличаясь лишь масштабом. На рис. 32 показано спектральное распределение ρ тв в водах с разными величинами α ↓(500). Наибольшие вариации ρ тв наблюдаются в коротковолновой области, что, как и для R , обусловлено большими вариациями здесь показателя поглощения.

Индекс цвета воды

В качестве одной из характеристик спектральной отражательной способности океанских вод Ерловым было предложено использовать индекс цвета воды . Он определяется через отношение яркости толщи вод в двух спектральных участках при измерении их в надир непосредственно под поверхностью воды

Яркость излучения, выходящего из толщи вод, зависит от показателя рассеяния света назад σ ↑( λ ) и показателя поглощения κ ( λ ) следующим образом

В океанских водах величина σ ↑( λ ) намного меньше κ ( λ ), то есть практически индекс цвета определяется соотношением

При измерении индекса цвета длину волны λ 2 выбирают обычно в фиолетовой области спектра в полосе поглощения света пигментами фитопланктона (420–440 нм), а λ 1 – в зеленой области спектра вне полос поглощения пигментами. При таком выборе длин волн индекс цвета увеличивается с повышением продуктивности вод, т.к. при этом показатель поглощения в фиолетовой области спектра возрастает быстрее, чем в зеленой, т.е. отношение κ ( λ 2)/ κ ( λ 1) растет.

Факторы, связанные с рассеянием света, влияют на величину индекса цвета следующим образом. Для чистой (без взвеси) океанской воды спектральная изменчивость показателя рассеяния назад выражается закономерностью σ ↑чв

Таким образом, при изменения продуктивности вод в океане факторы, связанные с поглощением и рассеянием света, действуют в одном направлении и при указанном выборе длин волн λ 2 и λ 1 приводят к увеличению индекса цвета при повышении продуктивности вод. Диапазон изменения его величины при переходе от олиготрофных вод к эвтрофным, может составлять около трех десятичных порядков. В таблице 26 приведены значения I (540,420) в некоторых районах Мирового океана.

Значения индекса цвета I (540,420) в некоторых районах Мирового океана

№ п/п	Район	Наиболее часто наблюдавшийся	Минимальный	Максимальный
Атлантический океан
1.	Центральные районы тропической области	0,10	0,035	0,045
2.	Субтропическая область, Саргассово море	0,04	0,025	0,07
3.	Вдоль побережья Африки от Гибралтара до Западной Сахары	0,50	0,12	1,05
4.	Район мыса Кап Блан	1,00	0,40	4,50
Карибское море
5.	Северная часть (>15° с.ш.)	0,15	0,03	0,60
6.	Южная часть ( Средиземноморский бассейн
7.	Гибралтарский пролив	0,40	0,26	0,56
8.	Ионическое море	0,20	0,11	0,27
9.	Эгейское море	0,30	0,24	1,05
10.	Мраморное море	1,00	0,45	3,00
11.	Черное море, глубоководная область	0,70	0,30	2,30
12.	Черное море, северо-западный шельф	1,30	0,56	3,70
Красное море
13.	Северная и центральная части глубоководной области	0,07	0,025	0,16
14.	Южная часть глубоководной области	0,40	0,20	0,60
Южный океан
15.	Разрез по 20° в.д. от 35° до 55° ю.ш.	0,30	0,12	0,68
Индийский океан
16.	Аравийское море, центральная и восточная части глубоководной области	0,10	0,03	0,30
17.	Вдоль побережья Сомали	0,40	0,20	3,95
18.	Бенгальский залив в глубоководной области	0,10	0,08	0,20
19.	Экваториальная зона ±2°	0,10	0,05	0,20
20.	Зона южной субтропической конвергенции	0,05	0,028	0,08
Тихий океан
21.	Тропическая область центральной части океана	0,15	0,10	0,28
22.	Тропическая область западной части океана	0,15	0,05	0,19
23.	Вдоль побережья Южной Америки, от Кальяо до Панамы	0,50	0,34	3,46

Индекс цвета является удобным параметром для оптической классификации океанских вод. Такая классификация была предложена Маньковским [11]. В ней использованы значения индекса цвета, измерявшегося в сквозной шахте судна на глубине 6 м. В таблице 27 классификация приведена в пересчете на подповерхностные значения индекса цвета, что необходимо по определению (формула 3.60). Связь между подповерхностным индексом цвета – I пп и на глубине 6 м – I 6м имеет вид:

Из таблицы видно, что каждому оптическому типу вод соответствует определенная глубина видимости белого диска, цвет воды и концентрация хлорофилла. Преимущество данной классификации состоит в том, что индекс цвета, в отличие от показателя вертикального ослабления света, используемого в предыдущих классификациях, может определяться и на ходу судна путем измерений в сквозной шахте, имеющейся на многих научно-исследовательских судах, либо неконтактным методом через измерения коэффициентов яркости поверхности океана с борта судна (формула 3.56). Индекс цвета можно определять с самолетов и спутников, т.е. могут быть оперативно обследованы и оптически классифицированы большие акватории океана.

Оптическая классификация вод по величине индекса цвета I (540,420)

Тип воды	Индекс цвета I (540,420)	Глубина видимости белого диска, м	Цвет воды по стандартной шкале в баллах	Концентрация хлорофилла, мг/м 3	Продуктивность вод
1.	3,2	13	> 1,10	То же

Следует сказать, что оптическая классификация вод по величине индекса цвета связана не с каким-то постоянным слоем воды: 0–10 м в классификации Ерлова, 0–100 м в классификации Пелевина, а с эффективным поверхностным слоем океана, в котором формируется основной поток восходящего из толщи вод излучения. Толщина этого слоя порядка одной–двух глубин видимости белого диска, т.е. от нескольких метров в мутных водах апвеллингов до нескольких десятков метров в прозрачных водах открытых районов океана.

Источник