Теплообмен океана и атмосферы.

Электромагнитное излучение Солнца, попадая на ПП планеты, в конечном счете превращается в тепловую энергию. Получив от Солнца энергию, Земля сама становится источником теплового излучения. Так как температура земной поверхности невелика (от +70 до –88°С), то вся уходящая радиация Земли размещена в спектре от 4,0 до 180 мк с максимумом в диапазоне 10–15 мк. Земля обладает излучательной способностью, близкой к излучению абсолютно черного тела (на I–5 % меньше), и практически одинакова для моря и суши.

Длинноволновая (инфракрасная) радиация земной поверхности интенсивно поглощается атмосферой, особенно водяным паром и продуктами конденсации. Нагрев атмосферы происходит также (и главным образом) за счет теплообмена с ПП. Нагретая атмосфера сама становится источником длинноволнового излучения, которое на 70 % направлено к поверхности Земли. Это излучение атмосферы или встречное излучение. Встречное излучение на 90–99 % поглощается ПП и, таким образом, оно является источником тепла, дополняющим поглощенную коротковолновую радиацию Солнца. Встречное излучение всегда меньше земного, и вследствие этого Земля постоянно теряет часть тепла. Это излучение называется эффективным излучением.

Тепловое состояние земной поверхности может характеризоваться, таким образом, разностью между теплом поглощенным и эффективным излучением. Эта разность называется радиационным балансом. Радиационный баланс может быть как положительным, так и отрицательным. Он переходит от положительных дневных к отрицательным ночным значениям перед заходом Солнца при высотах его 10–15°. Наличие снежного покрова увеличивает этот угол до 20–25°. Радиационный баланс моря на 10–20 % больше баланса суши за счет меньших значений альбедо воды, так как эффективное излучение этих поверхностей практически одинаково. Среднее многолетнее значение радиационного баланса равно нулю.

Итак, большая часть солнечной энергии поглощается земной поверхностью, которая вследствие своей физической неоднородности (океан, суша, различия в рельефе, холодные и теплые течения и т. д.) нагревается неодинаково. Различно будет нагреваться и атмосферный воздух, прилегающий к этой поверхности. Более теплые объемы воздуха (как более легкие) будут подниматься вверх, а более холодные – опускаться вниз. Перемещения воздуха за счет различий плотности будут носить турбулентный характер и тем интенсивнее, чем быстрее падает температура воздуха с высотой. Такая турбулентность носит название термической турбулентности, или конвекции. Таким образом, тепло от ПП к атмосфере передается наряду с молекулярной и конвективной теплопроводностью.

Приходной частью тепловой энергии поверхности Земли является радиационный баланс. Расходуется же эта энергия нерадиационным путем за счет потоков тепла глубинным слоям океана и суши, нагревания атмосферного воздуха (поток тепла в атмосферу) и затрат тепловой энергии на испарение воды с поверхности Земли. Тепловой баланс системы Земля – атмосфера с учетом влияния процессов в облаках, потоков коротковолновой и длинноволновой радиации в нижних, средних и верхних слоях атмосферы чрезвычайно сложен. Можно сказать только, что как на земной поверхности, так и в самой атмосфере и на верхней границе ее существует равенство притока и отдачи тепла.