1.6: Процеси

а) Атмосферна циркуляція

Середньорічні температури поверхні Землі коливаються від менш ніж −40° C в Антарктиді до +30° C в тропіках (рис.\(\PageIndex{1}\)). Це напрошується питання: чому в тропіках тепліше, ніж на полюсах? Відповідь, звичайно, тому що сонячного світла в тропіках більше.

Малюнок\(\PageIndex{1}\): Середньорічний розподіл температури поверхні. З wikimedia.org.

Через кривизну земної поверхні екватор отримує більше падаючої сонячної радіації на площу, ніж полюси (рис.\(\PageIndex{2}\)). Більшість сонячного випромінювання приймається на поверхні, перпендикулярній сонячним променям, тоді як чим більше нахилена поверхня Землі щодо сонячних променів, тим менше енергії вона отримує. Це схоже на утримання ліхтаря перпендикулярно поверхні або під кутом. Площа, що освітлюється, менше, якщо ліхтар світить перпендикулярно поверхні. Така конфігурація максимізує витрату енергії. Освітлена площа тим більше, чим більший кут між ліхтариком і поверхнею. В крайньому випадку кут 90° або більше, світло взагалі не приймається. Така ситуація відповідає полюсам або темній стороні Землі.

Малюнок\(\PageIndex{2}\): Кількість вхідного сонячного світла на Землю поширюється на більшу площу на полюсах, ніж на екваторі. Це призводить до меншого нагріву полюсів в порівнянні з екватором. З земної обсерваторії.nasa.gov.

Супутники вимірювали радіаційні потоки на вершині атмосфери. Ці дані можуть бути використані для розрахунку теплового посилення від поглиненої сонячної радіації (ASR) і тепловтрат від випромінюваного земного випромінювання (ETR) як функції широти (рис. \(\PageIndex{3}\)). Дані показують значення ASR близько 300 Wm ^-2 в тропіках і 60 Wm ^-2 на полюсах. Таким чином, різниця екватор-полюс становить близько 240 ^Вт-2. Однак значення ETR становлять лише близько 250 Wm ^-2 в тропіках і між 150 і 200 Wm ^-2 на полюсах. Таким чином, різниця екватор-полюс становить всього близько 50 до 100 ^Вт-2. Різниця між поглиненим і випромінюваним випромінюванням дає чистий приріст тепла від цих потоків. У тропіках виграш позитивний. Тобто посилення енергії більше, ніж втрати енергії. На полюсах, з іншого боку, втрата енергії більше, ніж посилення енергії. Тому, якби не було задіяно жодних інших процесів, екватор прогрівався б і полюси охололи б. Але це не той випадок, який має на увазі тепловий транспорт від тропіків до полюсів.

Малюнок\(\PageIndex{3}\): Поглинене сонячне випромінювання (ASR, тверде тіло) та випромінюване земне випромінювання (ETR, пунктирне) зонально усереднених як функція широти за супутниковими даними експерименту «Радіаційний бюджет Землі».

Прийняття різниці ASR — ETR і інтеграція його від одного полюса до іншого дає загальний меридіональний тепловий потік (рис.\(\PageIndex{4}\)). У південній півкулі значення негативні, що вказують на транспорт тепла на південь. Позитивні значення в північній півкулі представляють північний транспорт. Полюсові теплові потоки є піковими в середніх широтах зі значеннями від 5 до 6 PW.

Рисунок\(\PageIndex{4}\): Меридіональний (на північ позитивний) тепловий транспорт в кліматичній системі як функція широти, що мається на увазі інтеграція відмінностей у потоках, показаних на малюнку\(\PageIndex{3}\). Одиниці становлять пета ват (1 PW = 10 ¹⁵ Вт).

Більша частина меридіонального теплового транспорту здійснюється атмосферою (4-5 PW), тоді як океан відповідає за меншу частину (1-2 PW). Важливу роль у цій теплопередачі відіграють складні та турбулентні рухи в атмосфері, такі як візуалізація супутників.

Повітря стисливий. Вага накладеного повітря стискає повітря під ним і збільшує тиск ближче до поверхні (рис.\(\PageIndex{5}\)). Тому тиск зменшується з висотою, а поверхневий тиск залежить від щільності і маси повітря вище.

Малюнок\(\PageIndex{5}\): Тиск повітря як функція висоти. З фізичної географії.net.

Уявімо необертається Землю (рис.\(\PageIndex{6}\)). У цьому випадку повітря на полюсах буде холодним, а повітря на екваторі - гарячим. Оскільки холодніше повітря щільніше теплого повітря, тиск на північному полюсі буде більшим, ніж на екваторі. Повітря на екваторі підніметься, а повітря на полюсах потоне. На поверхні повітря буде надходити від високого до низького тиску, таким чином від полюсів до екватора. На великих висотах повітря переміщався від екватора до полюсів.

Малюнок\(\PageIndex{6}\): Циркуляція атмосфери на необертовій Землі. Малюнок 7.5 в «Атмосфера», 8-е видання, Лютгенс і Тарбак, 8-е видання, 2001. Від ux1.eiu.edu.

Однак Земля дійсно обертається, що створює ефект Коріоліса. Обертання Землі викликає відхилення повітряних і водних мас у напрямку до правого (лівого) в північній (південній) півкулі. Сила Коріоліса є наслідком збереження моменту. Припустимо, що повітряна посилка в спокої на екваторі. (Аналогією буде спінінг танцівниця льоду з витягнутими руками.) Його кутовий момент дорівнює M = R×U, де U = 40 000 км/добу = 500 м/с - приблизно швидкість Землі на екваторі. Тепер рухайте повітря на північ. (Танцюрист льоду тягне свої руки.) Це зменшить R. Для того, щоб зберегти кутовий імпульс U повинен збільшуватися. Якби повітря перемістилося приблизно до 60° N, його відстань від осі обертання зменшилася б приблизно на половину. Тому U повинен збільшитися вдвічі. Таким чином, повітряна посилка мала б швидкість 500 м/с щодо поверхні Землі. Такі високі швидкості ніколи не трапляються на Землі через тертя і турбулентність, але цей простий приклад все ще якісно пояснює високі швидкості вітру на схід близько 40 м/с, що спостерігаються в струменевих потоках середньої широти (рис.\(\PageIndex{7}\)).

Малюнок\(\PageIndex{7}\): Циркуляція атмосфери на обертовій Землі. Змінено з ux1.eiu.edu.

Підйом теплого вологого повітря на екваторі викликає конденсацію водяної пари внаслідок охолодження повітря під час підйому. Утворюються хмари і випадають опади. Деякі з найглибших купчасто-дощових хмар на Землі утворюються в тропіках. Вони можуть досягати вершини тропосфери або вище. Потім прохолодне відносно сухе повітря рухається на полюс. Тепер ефект Коріоліса починається, відхиляє повітря вправо (вліво) в північній (південній) півкулі, що створює струменевий потік. Повітря охолоджується, випромінюючи довгохвильове випромінювання в космос. Це збільшує щільність і повітря спускається назад на поверхню в субтропіках (~30°N/S). Під час спуску повітря прогрівається і його відносна вологість знижується. Це призводить до посушливих умов у субтропіках, на які вказують основні пустелі в цих широтах.

Згодом сухе повітря рухається назад до екватора. Сила Коріоліса відхиляє його до правого (лівого) в північній (південній) півкулі, створюючи східні пасати в тропіках. Під час цього руху по морській поверхні повітря забирає водяну пару від випаровування. Як тільки повітря повертається на екватор, він насичується водяною парою (близькою до 100% відносної вологості). Отримані меридіональні перекидаються клітини в тропічній атмосфері називаються клітинами Хедлі, або циркуляцією Хедлі. Дві клітини, по одній у кожній півкулі, існують лише восени та навесні, тоді як влітку та взимку є лише одна велика клітина з повітрям, що піднімається трохи від екватора в літній півкулі, де опалення найбільше.

Пояс піднімається повітря близько до екватора називається зоною міжтропічної конвергенції (ITCZ), завдяки сходженню повітря вздовж поверхні. ITCZ знаходиться далі на північ, у північній півкулі, влітку і далі на південь у південній півкулі влітку, хоча в середньому він знаходиться трохи на північ від екватора, оскільки північна півкуля трохи тепліше, ніж південна півкуля через транспортування тепла океану від південного до північного. півкуля (Фрірсон та ін., 2013).

Вода в клітині Хедлі

Давайте простежимо за повітряною посилкою вагою близько 1 кг (~1 м ³ на поверхні) під час її подорожей по клітці Хедлі та оцінюємо вміст водяної пари, використовуючи рис. 16 глави 4.

Починаючи з ITCZ, ми припускаємо, що температура становить 30° C, а повітря повністю насичене водяною парою. Скільки грам водяної пари він містить?
Повітря піднімається на вершину тропосфери. Остигає приблизно до -30°C, все ще при насиченні. Скільки грам водяної пари він містить?
Скільки грамів водяної пари втратила повітряна посилка?
Тепер повітряна посилка рухається на полюс і спускається в субтропіки. Спуск викликає потепління. Чи зміниться вміст водяної пари під час спуску?
Припустимо, що температура поверхні близька до 30°C, якою буде відносна вологість повітря?
Під час подорожей біля поверхні випаровування з океану швидко збільшить вміст водяної пари повітряної посилки, близької до насичення. Скільки грамів водяної пари придбає повітряна посилка?

Поверхневе повітря, що рухається від високого тиску в субтропічних широтах до нижчого тиску в середніх широтах, також відчуває ефект Коріоліса. Це призводить до переважаючих західних вітрів в середніх широтах. Ще однією важливою особливістю циркуляції атмосфери в середніх широтах є зростання, рух і занепад синоптичних погодних систем (перехідних вихрових), які домінують там мінливість погоди і тепловий транспорт. Перехідні вихрові - це системи низького та високого тиску, які рухаються на схід, деякі з яких можуть бути пов'язані зі штормами.

Дослідіть ці особливості глобальної циркуляції атмосфери в цій анімації варіацій погоди протягом цілого року за допомогою супутникових спостережень.

Ви можете помітити пульсування конвекції над тропічною Африкою та Південною Америкою. Це викликано добовим (добовим) циклом нагріву поверхні. Рис. \(\PageIndex{8}\)показує спостережуваний глобальний розподіл опадів. Зверніть увагу на ITCZ як смугу високих опадів близько до екватора, райони з низькими опадами в субтропіках і смуги високих опадів в середніх широтах на стежках штормових доріжок над північною частиною Тихого океану і Північною Атлантикою. У південній півкулі ми бачимо додаткову смугу між 50-60° С.

Опади мають сильний вплив на рослинність, як видно з подібності між фігурами\(\PageIndex{8}\) і\(\PageIndex{9}\). Регіони великих опадів, такі як тропічна Африка, Південна Америка та Азія, мають густу рослинність, тоді як регіони з невеликими опадами, такі як Сахара, Аравійський півострів, регіони Центральної Азії, південно-західні частини Північної Америки, Центральна та Західна Австралія, частини Південної Америки на захід від Анди, і південно-західна Африка також мають розріджену пустельну або степову рослинність. Це відношення не є несподіванкою, враховуючи, що для фотосинтезу потрібна вода (див. вікно Фотосинтез та дихання в розділі про вуглець).

Малюнок\(\PageIndex{9}\): Глобальний розподіл рослинності від супутників. Показано Індекс Enhanced вегетації (EVI), який представляє концентрацію зеленої листової рослинності. Від nasa.gov.

б) Гідрологічний цикл

Вода відіграє фундаментальну роль в кліматичній системі. Він бере участь в енергетичному циклі Землі і пов'язує фізичні та біологічні процеси. Вода має деякі чудові властивості завдяки своїй молекулярній структурі. Водневі зв'язки в рідкій воді виникають внаслідок привабливих електричних сил між позитивно зарядженими атомами водню однієї молекули з негативно зарядженим атомом кисню сусідньої молекули. Для подолання цієї сили для переходу від рідкої до парової фази потрібно велика кількість енергії (рис. \(\PageIndex{10}\)). Ця енергія називається прихованою теплотою пароутворення. Вона становить близько 2300 джоулів на грам води. Така ж кількість енергії виділяється при конденсації.

Малюнок\(\PageIndex{10}\): Вплив доданого тепла (ΔH) на температуру одного грама води. Починаючи з льоду при -30°C, нам потрібно додати близько 63 Дж, щоб прогріти його до температури плавлення (лінія А). Для розтоплення льоду потрібно близько 333 Дж (лінія В). Під час цього процесу температура залишається постійною. Після того, як весь лід розтане у воді, додавання більше тепла призводить до підвищення температури води до температури кипіння (лінія С). Ухил лінії С - теплоємність води (при постійному тиску) _{c р, води} = ΔH/ΔT = 4,2 Дж/ (Г°C). Після того, як вода закипить, будь-яке додане тепло використовується для випаровування води, а температура залишається на рівні кипіння, поки вся вода не випаровується. Прихована теплота випаровування становить ~ 2270 Дж/г Таким чином, енергія, необхідна для випаровування води, більш ніж у п'ять разів більше, ніж для її нагрівання від 0° C до 100° C.

Швидкість затримки

Швидкість проміжку γ = Δ/Δz - швидкість зниження температури ΔT з висотою Δz в атмосфері. Спробуємо оцінити вплив конденсації водяної пари в висхідній гілці клітини Хедлі на температуру верхньої атмосфери (z = 10 км). У попередньому ящику ми підрахували, що приблизно 30 г водяної пари було втрачено з 1 кг повітря під час його підйому.

Скільки прихованої теплоти конденсату виділялося?
Наскільки б це додане тепло збільшило температуру повітряної посилки, припускаючи питому теплоємність повітря cp, повітря = 1 Дж/ (Г° C)?

Спостережувана швидкість проміжку атмосфери становить в середньому близько γM = -6,5° C/км, що близьке до вологої швидкості адіабатичного проміжку. (Адіабатичний означає, що тепло не додається або не видаляється з повітряної посилки.) Це на відміну від швидкості сухого адіабатичного проміжку, яка становить приблизно γd = -10° C/км. Таким чином, враховуючи температуру поверхневого повітря 30°C, повітря на висоті 10 км на екваторі становитиме -70°C у сухій атмосфері порівняно з -35°C у реальній вологій атмосфері. Наш розрахунок вище виявився не зовсім правильним через різних припущень, які ми зробили, але порядок був правильним. Цей приклад ілюструє великий вплив прихованого виділення тепла на верхні температури повітря.

Конденсація відбувається, коли повітря знаходиться при 100% відносній вологості і при наявності ядер конденсації хмар. Ядра конденсації хмар - це дрібні частинки в повітрі. В атмосфері конденсація зазвичай відбувається при охолодженні повітря, наприклад, під час висхідних рухів при конвекції або при підйомі повітря над горами. Приховане тепло, що виділяється під час конденсації в хмарах, призводить до потепління і, отже, більш інтенсивних рухів вгору. Це важливий драйвер конвекції і штормів (рис. \(\PageIndex{11}\)).

Малюнок\(\PageIndex{11}\): Зображення конвективного хмари. Прогрівання від прихованого виділення тепла при конденсації робить внутрішню частину хмари більш плавучою, ніж навколишнє повітря, і тим самим посилює конвекцію. З глобального водного форуму.

Випаровування відбувається, коли відносна вологість rh = q/q _сб повітря над поверхнею води менше 100%. q - питома вологість, тобто кількість водяної пари (в грамах) на вологе повітря (в кг) і q _сб - питома вологість при насиченні. Чим нижче відносна вологість, тим вище швидкість випаровування E ~ q _sat — q. сильніші вітри також викликають більше випаровування, подібно до вашого дме над гарячою кавою або чаєм, щоб охолодити його. Випаровування призводить до охолодження залишку рідкої води, оскільки вона видаляє найшвидші молекули, а повільніші залишаються позаду. Цей принцип є і при роботі в кондиціонерах і холодильниках, в яких повітря охолоджується випаровуванням теплоносія. Випарне охолодження має важливе значення для збереження прохолодної поверхні Землі і особливо океану. Над рослинними ділянками транспірація води рослинами також охолоджує поверхню. Рослини можуть обмежити втрату води через транспірацію, закривши продихи.

Ще одна важлива для клімату властивість води - її велика теплоємність. Наведена нижче таблиця порівнює теплоємність води з теплоємністю повітря. З розрахунку на грам вода вже має більш ніж в чотири рази більше теплоємності повітря. Більш того, щільність води в 1000 разів більше, ніж у повітря. Тому на розрахунку на об'єм теплоємність води в 4200 разів більше, ніж повітря. В результаті верхні 2 м океану мають таку ж теплоємність, як і вся атмосфера.

		Одиниці	Повітря	Вода
Питома теплоємність	c _р	Дж/ (Г°C)	1	4.2
Щільність	ρ	кг/м ³	1	1000
Об'ємна теплоємність	c _vol = с _р ρ	Дж/ (м ³° C)	1000	4 200 000

Примітка

Відмінності теплоємності повітря від води можна продемонструвати в простому експерименті з двома балонами. Зробити це можна в домашніх умовах. Наповніть один балон повітрям, інший - водою. Ми будемо притримувати полум'я запальнички до повітряної кулі. Але спочатку змусимо здогадатися, що буде. Чи буде різниця в результатах?

Тепер спочатку проведіть експеримент з повітряною кулею. Що сталося?
Тепер проведіть експеримент з водяною кулькою. Чи є різниця?
Ви очікували цих результатів?

Якщо ви не хочете робити експеримент самостійно, ви можете подивитися відео тут.

Експеримент: Теплоємність

Відмінності теплоємності повітря від води можна продемонструвати в простому експерименті з двома балонами. Зробити це можна в домашніх умовах. Наповніть один балон повітрям, інший - водою. Ми будемо притримувати полум'я запальнички до повітряної кулі.

Але спочатку зробіть здогадку, що буде. Чи буде різниця в результатах?
Тепер спочатку проведіть експеримент з повітряною кулею. Що сталося?
Тепер проведіть експеримент з водяною кулькою. Чи є різниця?
Ви очікували цих результатів?

Якщо ви не хочете робити експеримент самостійно, ви можете подивитися відео тут.

Суша також має набагато меншу теплоємність, ніж океан. Розглянемо бюджетне рівняння для двох випадків: повітряний стовп з океаном і один з сушею. Давайте також припустимо, що система спочатку була в балансі, наприклад Δct/Δt = I — O = 0 (нуль), що означає, що швидкість зміни вмісту тепла КТ дорівнює нулю і, отже, температура T постійна. С - теплоємність, яка більше для колони з океаном під ним. Тепер ми додаємо примус ΔF з правого боку такий, що Δct/Δt = ΔF. Оскільки теплоємність є постійною (вона не змінюється з часом), ми можемо розділити на C, щоб отримати зміну температури ΔT/Δt = ΔF/C Це рівняння має на увазі, що зміна температури над океаном буде повільніше, ніж над сушею, оскільки він має більшу теплоємність С.

Наслідки відмінностей теплоємності між океаном і сушею можна побачити на рис. \(\PageIndex{12}\), Що показує амплітуду сезонного циклу в поверхневих температурах (літо мінус зима). Сезонний цикл у вигонки набагато більший на більш високих широтах, ніж у тропіках, що пояснює, чому сезонні коливання температури в тропіках менші, ніж у більш високих широтах. Але ви також бачите більшу різницю між сезонним циклом над сушею та океаном у подібних широтах. Наприклад, у північній частині Тихого океану при температурі 40° С влітку лише приблизно на 10° C тепліше, ніж взимку, тоді як у внутрішніх районах Північної Америки вони тепліші на 30° C. Найбільші амплітуди сезонного циклу знаходяться над східним Сибіром, оскільки він знаходиться найдалі за течією від океану (пам'ятайте про переважаючі західні вітри в цих широтах) та над Антарктидою, оскільки вона з динамічних та топографічних причин ізольована. Динамічно великі західні вітри над Південним океаном гальмують меридіональний транспорт. Топографічно величезна висота крижаного покриву видаляє його з того, що відбувається на поверхні моря.

У дослідженнях даних у розділі про погоду ви, можливо, виявили подібні особливості, такі як менший сезонний цикл ближче до океану, ніж у континентальних надрах. Більшість людей живуть близько до океану, імовірно, принаймні частково, тому що зміни клімату там більш вологі і менш екстремальні, ніж у внутрішніх районах континентів.

Малюнок\(\PageIndex{12}\): Амплітуда сезонного циклу поверхневих температур. Побудований максимальний мінус мінімум середнього сезонного циклу з 1958 по 1996 рік від Національного центру екологічного прогнозування (NCEP) повторного аналізу. Одиниці знаходяться в градусах Цельсія.

Велика теплоємність океану не тільки гасить сезонні коливання температури, але й інші часові шкали. У главі 2 ми бачили, що спостерігалося потепління за останні 100 років також менше над океаном, ніж над сушею. Тепер ми розуміємо, що спостережуваний контраст суша-море обумовлений, принаймні частково, відмінностями теплових потужностей.

Фактично близько 90% спостережуваного збільшення тепловмісту Землі йде в океан (рис.\(\PageIndex{13}\)). Велика частина решти 10% йде в лід і землю, тоді як тепловіддача атмосфери дуже мала в порівнянні.

Малюнок\(\PageIndex{13}\): Зміни вмісту тепла на Землі.

Рис. (\(\PageIndex{14}\)) показує схему глобального кругообігу води. Найбільше води міститься в океані (більше одного мільярда кубічних км), тоді як атмосфера містить лише порівняно невелику кількість (13 тис. Кубічних км). Випаровування видаляє близько 400 тисяч кубічних км з океану щороку, більша частина яких випадає назад над океаном. 40 тисяч кубічних км транспортуються в атмосфері з океану на сушу щороку. Над сушею ця вода випадає в осад разом з приблизно 70 тисячами кубічних кілометрів оборотної води від випаровування з наземних поверхонь.

Малюнок\(\PageIndex{14}\): Глобальний кругообіг води. Флюси вказуються *похилим шрифтом*. З Тренберта та ін. (2007). Зображення з ucar.edu.

Спостереження показують збільшення вмісту водяної пари в атмосфері (рис.\(\PageIndex{15}\):). Це узгоджується з нашим розумінням фізики гідрологічного циклу та його залежності від температури (співвідношення Клаузіуса-Клапейрона). Більш тепле повітря може утримувати більше водяної пари, а завдяки наявності океанів немає нестачі в водопостачанні глобальної атмосфери.

Рисунок\(\PageIndex{15}\): (а) Спостерігаються зміни питомої вологості поверхні, оцінені з супутників. Темне затінення свідчить про значні зміни. (b) Зміни в глобальному усередненому вмісті водяної пари. Від Гармана та співавт. (2013). Зображення з ipcc.ch.

в) Циркуляція океану

Загальну циркуляцію океану планетарного масштабу можна розділити на компонент, керований вітром, який домінує над верхнім океаном, і компонент, керований щільністю, який займає глибокий океан. П'ять великих гір - основні особливості поверхневої циркуляції в субтропіках (рис. \(\PageIndex{16}\). Східні пасати штовхають воду на захід у тропіках. Вода накопичується там, де вона стикається з сушею і тече з полюсом. Полюсовий потік приносить теплі води з тропіків в середні широти. Там західні вітри штовхають поверхневі води на схід. Знову ж таки, там, де течія потрапляє на континент, вона накопичується і тече на північ і південь. На південь тече частина завершує субтропічний гір, що приносить холодні води до тропіків. Полюсний потік уздовж західних кордонів субтропічних гір - це теплі течії, такі як Гольфстрім, Курошіо та Бразильський течії. Екваторні течії вздовж східних кордонів холодні, такі як Каліфорнія або Перу (або Гумбольдта) течії. У межах субтропічних гір вода тече спіралеподібним малюнком до центру гіра. Ця конвергенція викликає занурення в центрах звивин. Однак вода відносно тепла, тому опускається лише на глибину в кілька сотень метрів. У тропіках, з іншого боку, пасати викликають розбіжність і апвелінг.

Малюнок\(\PageIndex{16}\): Ескіз поверхневої циркуляції океану. Після Пейшото і Оорта (1992).

Поверхневі струми поблизу екватора особливо енергійні. Наприклад, накопичення вод у західній екваторіальній частині Тихого океану змушує вузьку екваторіальну зустрічну течію рухатися на схід.

Найсильнішою течією в світовому океані є Антарктична циркуполярна течія, яка транспортує понад 100 мільйонів кубічних метрів води в секунду навколо Антарктиди, що протікає на схід. Це становить 500 разів більше скиду річки Амазонки. Південний океан також є важливим регіоном для підняття глибоких вод, викликаного вітром розбіжності поверхневих вод.

Дивіться модель високої роздільної здатності моделювання поверхневих океанічних течій тут.

Він показує більше деталей, таких як мезомасштабні вихрові, які є еквівалентом океану погодних систем в атмосфері. Зверніть увагу, що вони набагато менші за розміром, ніж системи високого і низького тиску в атмосфері через більшу щільність морської води в порівнянні з повітрям. Спробуйте визначити деякі особливості, розглянуті вище, такі як Гольфстрім і Антарктична циркумполярна течія. Ці та інші захоплюючі особливості також помічені в супутникових спостереженнях за температурами морської поверхні тут.

і тут.

На відміну від атмосфери, океан здебільшого стабільно розшаровується. Тобто більш щільна вода шарується нижче більш легкої води. Щільність морської води визначається температурою і солоністю. Чим холодніше і солоніше, тим вона важча. Зазвичай тепліша, більш плавуча вода знаходиться поверх більш холодної води, особливо на низьких широтах (рис. \(\PageIndex{17}\)). Це пояснюється тим, що вода ефективно поглинає сонячне світло, який нагріває поверхню. Вітри викликають багато турбулентності близько до поверхні, що створює шар рівномірної температури, який називається поверхневим змішаним шаром. Нижче цього, між глибиною близько 200 - 1000 м, знаходиться регіон, в якому температура швидко знижується з глибиною. Це називається термоклін. Турбулентність тут слабка. Далі вниз знаходиться слабо розшаровується глибокий і безодні океан. Вертикальні градієнти температури тут невеликі. Ближче до морського дна турбулентність зростає за рахунок взаємодії течії з рельєфом дна.

Малюнок\(\PageIndex{17}\): Типовий температурний профіль з глибиною в океані.

Глибокий океан холодний, тому що води там походять з високоширотної поверхні. Лише в декількох регіонах світового океану, де щільність поверхневих вод досить велика, вони занурюються в глибокий океан (рис. \(\PageIndex{18}\)). У теперішньому океані спостерігається глибоководне утворення в Північній Атлантиці і поблизу Антарктиди. Поверхневі води Атлантики солоніші, ніж у Тихому океані через транспортування водяної пари в атмосфері. У той час як гірські хребти в середніх широтах блокують транспорт водяної пари з Тихого океану до Атлантики з західними вітрами там, в тропіках розриви в горах дозволяють транспортувати водяну пару з пасатами від Атлантики до Тихого океану. Це спричиняє свіжіші, більш плавучі поверхневі води в Тихому океані. У північній частині Тихого океану ця прісноводна лінза перешкоджає зануренню, тоді як в Північній Атлантиці солоніші води досить щільні, щоб опуститися приблизно на 2-3 км глибини. Звідти вони течуть на південь по краю Америки, штовхнутого туди силою Коріоліса. Глибока вода з Північної Атлантики перетинає екватор і Південну Атлантику і входить в Південний океан. Частина його піднімається назад на поверхню, тоді як решта впадає в Індійський і Тихий океани, де вона повільно піднімається. Зворотний потік на поверхні протікає через Індонезійський архіпелаг в Індійський океан, зливається там з піднятими водами і продовжує текти на захід навколо краю Південної Африки і назад на північ через Атлантику. Ця схема циркуляції планетарної шкали називається термохалінної (термо = температура, халін = солоність) циркуляцією або меридіональної (північ-південь) перекидання циркуляції.

Ілюстрація\(\PageIndex{18}\): Мультфільм глибокого океану циркуляції. Червоні і сині стрічки представляють поверхневі і глибокі течії відповідно. З Вікіпедії.

Його циркуляція впливає на розподіл трасування в океані (рис.\(\PageIndex{19}\)). Наприклад, в Атлантиці, що протікає на південь Північноатлантична глибока вода (NADW), може бути ідентифікована як водна маса з відносно високою солоністю між глибиною приблизно 2 - 4 км. Більш свіжа антарктична донна вода (AABW) протікає на північ нижче NADW. Він холодніший і тому щільніший, ніж NADW. Відносно свіжа антарктична проміжна вода (AAIW) протікає на північ над NADW, створюючи бутерброд-подібну структуру в глибокій Атлантиці. У Північній Атлантиці спостерігається пляма води з високою солоністю близько 1 км глибини і 40° с.ш., Це відтік із Середземного моря, яке дуже солоне.

Малюнок\(\PageIndex{19}\): Солоність (в грамах солі на кг морської води) розріз через Атлантичний океан при 18° W як функція широти і глибини.

Експеримент термохалінної циркуляції

Проведіть простий експеримент, який ілюструє вплив солоності і температури на щільність води. Вам знадобляться наступні інгредієнти:

контейнер, бажано виготовлений з прозорого матеріалу, такого як скло або оргскло,
кубики льоду,
маленькою губкою, і
харчовий барвник.

Наповніть ємність водою. Тепер покладіть вологу губку на поверхню води так, щоб вона плавала на маківці. Насипте трохи солі на губку. Не надто багато. Ви не хочете, щоб він розливався або перекинувся губку. Якраз досить, щоб вода, що контактує з губкою, вбрала сіль. Тепер додайте кілька крапель харчового барвника поверх солоної губки і спостерігайте за тим, що відбувається. Куди тече вода?

Тепер додаємо в воду кубик льоду. Капніть кілька крапель харчового барвника (виберіть інший колір, ніж раніше) на кубик льоду і спостерігайте. Що відбувається? Опишіть свої спостереження. Поясніть свої спостереження тим, що ви дізналися про вплив солоності та температури на щільність морської води.

Спостереження показують, що океан потеплить (рис. \(\PageIndex{20}\)). Більша частина підвищення температури зосереджена поблизу поверхні відповідно до потепління атмосфери як її причини. Видатний максимум поглинання тепла знаходиться в Північній Атлантиці, подібно до структури антропогенного поглинання вуглецю (див. Цей малюнок). Причина - занурення та проникнення NADW на південь, який транспортує туди як антропогенний вуглець, так і тепло від поверхні до глибокого океану. Інші регіони посиленого поглинання тепла - субтропіки, де поверхневі води опускаються на глибину кілька сотень метрів у центрах субтропічних гір. Спостереження за температурою океану виключають, що зміни в океанічній циркуляції є причиною спостережуваного потепління поверхні. Якби це було так, більш глибокі шари охололи б, що не спостерігається. Тому гіпотеза про те, що зміни в океанічній циркуляції викликали спостережуване потепління атмосфери протягом останніх 50 років, була фальсифікована спостереженнями за температурою надр.

Рисунок\(\PageIndex{20}\): (а) Температурний тренд над верхівкою 700 м від 1971-2010 рр. (б) Зонально усереднений температурний тренд. Чорні контурні лінії представляють середній розподіл температури. (c) Горизонтально усереднені зміни температури. (d) Зміна різниці температур між 200 м і поверхнею. Від Рейн та ін. (2013). Зображення з ipcc.ch.

Прискорення гідрологічного циклу атмосфери також впливає на засоленість поверхні океану (рис.\(\PageIndex{21}\)). Регіони, які вже солоні, такі як субтропіки та Атлантика, стають ще солонішими, а регіони, які вже свіжі, як північна частина Тихого океану та Південний океан, стають ще свіжішими.

Рисунок\(\PageIndex{21}\): Солоність поверхні океану (зверху) і солоність змінюється з 1950 по 2008 рік (знизу) в г/кг.

Прогрівання і освіження поверхневих вод на високих широтах зменшує їх щільність і підвищує плавучість. Це зменшує глибоке водоутворення і меридіональну перекидання циркуляції. Скорочення атлантичного меридіонального перекидання циркуляції, яке спочатку передбачалося кліматичними моделями в 1990-х роках (Manabe and Stouffer, 1993), зараз спостерігається в вимірах з субтропічної Атлантики (Smeed et al., 2014). Однак через відносно короткий період наявних даних (з 2004 року по теперішній час) наразі не зрозуміло, наскільки спостерігається скорочення викликано викидами парникових газів у людини і наскільки це пов'язано з природною мінливістю. Rahmstorf et al. (2015) запропонував довгострокове зниження атлантичної меридіональної перекидання циркуляції (2015), щоб спричинити зменшення потепління над субполярною Північною Атлантикою в спостереженнях за поверхневою температурою (Як показано тут). Ось хороша інтерактивна стаття на цю тему.

Питання

Чому на екваторі тепліше, ніж на полюсах?
Без транспортування тепла в атмосфері та океанах, як би відрізнялися температури на екваторі та полюсах?
Від чого залежить поверхневий тиск повітря?
Що таке клітина Хедлі?
Як циркуляція Хедлі впливає на моделі опадів?
Що таке зона міжтропічної конвергенції?
З якого напрямку дме вітер біля поверхні в тропіках, з якого боку він дме в середніх широтах?
В якому напрямку діє сила Коріоліса в північній і південній півкулі?
Як сила Коріоліса впливає на струмінь, пасати та західні вітри в середніх широтах?
Що таке прихована теплота випаровування/конденсації?
Наскільки більше тепла потрібно для випаровування води, ніж для нагрівання, якщо від плавлення до температури кипіння?
Що таке частота лапсу?
Як вертикальний транспорт водяної пари впливає на швидкість затримки?
Коли відбувається випаровування?
Коли відбувається утворення конденсату?
Наскільки більше теплоємність одного кубометра води, ніж один кубометр повітря?
Як різниця теплових потужностей повітря і води впливає на зміни клімату?
Який компонент кліматичної системи поглинає більшу частину енергії, яка в даний час накопичується на Землі?
Використовуйте цифри на рис. \(\PageIndex{14}\)розрахувати час перебування води в атмосфері?
Використовуйте цифри на рис. \(\PageIndex{14}\)розрахувати час перебування води в океані?
В якому напрямку протікають поверхневі води в тропіках, в якому напрямку вони течуть в середніх широтах?
Що таке субтропічні гіри, і що їх змушує.
Яка найсильніша океанічна течія в світі?
Що таке конвергенція, що таке дивергенція? Що це означає для вертикального потоку (upwelling/downelling)? Назвіть по одному регіону, де поверхневі океанічні води сходяться/розходяться?
Що таке стратифікація?
Що таке термоклін?
Від чого залежить щільність морської води?
Що таке термохалінна циркуляція?
Де поверхневі води занурюються у надр океану?
Де вони піднімаються назад на поверхню?
Чому Атлантика солоніша за Тихий океан?
Де найбільше потепління океану?
Чи можливо, що потепління, що спостерігалося в атмосфері протягом останніх 50 років, було викликано змінами циркуляції океану? Чому?
Де поверхня океану стає солонішою, де свіжіше? Як картина засолення/освіження пов'язана з солоністю поверхні океану?
Як зміни солоності поверхні пов'язані зі змінами гідрологічного циклу атмосфери?

Відео

Лекція: Циркуляція атмосфери

Лекція: Гідрологічний цикл

Лекція: Циркуляція океану

Посилання

Фріерсон, Д.М., Ю.-Т. Хван, N.S. Fuckar, R. Seager, С.М. Канг, A. Donohoe, E. A. Maroon, X. Liu, і D. S. Battisti (2013), Внесок перекидання океану циркуляції тропічних опадів піку в Північній півкулі, Природа Geosci, 6 (11), 940-944, дої:10.1038/ngeo1987.

Хартманн, Д.Л., А.М.Г. Кляйн Танк, М. Рустічччі, Л.В. Олександр, С. Бренніманн, Ю. чарабі, Ф.Дж. Дентенер, Е.Дж. Длугокенкі, Д.Р. Істерлінг, А. Каплан, Б.Дж. Соден, П.В. Торн, М. Дикий і П.М. Чхай, 2013: Спостереження: Атмосфера і поверхня. В: Зміна клімату 2013: Основи фізичної науки. Внесок Робочої групи I до П'ятого звіту про оцінку Міжурядової групи з питань зміни клімату [Stocker, T.F., D. Qin, G.-K. Платтнер, М.Тіньор, С.К. Аллен, Дж. Бошунг, А.Науелс, Ю.Ся, В.Бекс і П.М. Мідглі (ред.)]. Cambridge University Press, Кембридж, Великобританія та Нью-Йорк, штат Нью-Йорк, США.

Манабе, С., і Р.Дж. Стауффер (1993), Вплив збільшення атмосферного CO2 на систему океану - атмосфера, Природа, 364 (6434), 215-218, doi: 10.1038/364215a0.

Пейшото, Дж., і Оорт (1992) Фізика клімату, AIP Press.

Rahmstorf, S., J. E. Box, G Feulner, M.E. Mann, A. Robinson, S.Rutherford, і Е. J. Schaffernicht (2015), Виняткове уповільнення двадцятого століття в Атлантичному океані перекидання циркуляції, Зміна клімату природи, 5 (5), 475-480, doi: 10.1038/Nclimate2554.

Рейн, М., С.Р. Рінтул, С.Р. Аокі, Е. Кампос, Д. Чемберс, Р.А. Фелі, С.А. Гулев, Г.К. Джонсон, С.А. Джозі, А. Костяной, C. Mauritzen, D. Roemmich, Л.Д. Таллі і Ф. Ван, 2013: Спостереження: Океан. В: Зміна клімату 2013: Основи фізичної науки. Внесок Робочої групи I до П'ятого звіту про оцінку Міжурядової групи з питань зміни клімату [Stocker, T.F., D. Qin, G.-K. Платтнер, М.Тіньор, С.К. Аллен, Дж. Бошунг, А.Науелс, Ю.Ся, В.Бекс і П.М. Мідглі (ред.)]. Cambridge University Press, Кембридж, Великобританія та Нью-Йорк, штат Нью-Йорк, США.

Смід, Д.А., Маккарті, С.А. Каннінгем, Е. Фрейка-Вільямс, Д. Рейнер, W.E. Джонс, C. S. Meinen, М. О. Барінгер, Б. Рів, А. Дючез, і H.L. Bryden (2014), Спостерігається зниження атлантичного меридіонального перекидання циркуляції 2004-2012, океан Sci., 10 (1), 29-38, doi: 10.54/194/ ос-10-29-2014.

Тренберт, К.Е., Сміт, Т.Цянь, А.Дай, і Дж. Фасулло (2007), Оцінки глобального водного бюджету та його річного циклу з використанням даних спостережень та моделі, Журнал гідрометеорології, 8 (4), 758-769, дої:10.1175/jhm600.1.