SNC03724

Oceany i morza cechuje olbrzymia zdolność do gromadzenia ciepła, przekazywać do atmosfery energii w postaci depta utajonego, dystrybucja depla na kuli ziemskiej wskutek ruchów mas wodnych (prądów morskich) oraz to, że powierzchnia wodna j$j źródłem wilgod dla atmosfery, a pośrednio - dla kontynentów.

Aktywny obieg ciepła obejmuje 200-metrową, przypowierzchniową warstwę wód oceanicznych. Zasoby ciepła w tej warstwie ulegają wymianie w ciągu 3,4 roku (Stiepa-now, 1987). W rocznym cyklu obiegu depla w wodach uczestniczy 20-krotnie więcej energii niż w analogicznych warunkach wymiany w podłożu lądowym. W umiarkowanych szerokościach geograficznych są to wartości rzędu 220 i 12 kJ/cm²/rocznie, określa-jącc odpowiednio dla morza i lądu sumę energii gromadzonej w cieplej połowie roku i oddawanej w porze chłodnej (Chromów, 1969).

Powierzchnia oceanów dostarcza atmosferze wilgoci. Roczne sumy parowania z oceanów w strefie międzyzwrotnikowej przekraczają w wielu miejscach 2000 mm. Parowanie terenowe na lądach nie osiąga nigdzie tak dużych rozmiarów.

Wskutek parowania oceany tracą z reguły dziesięciokrotnie więcej ciepła niż w wyniku przewodzenia turbulencyjnego ciepła do atmosfery. Na lądach straty ciepła na parowanie są zwy kle zbliżone do strat, związanych z przewodnictwem turbulencyjnym. Łącznic na parowanie z powierzchni Oceanu Światowego zużywa się 6,5 rasy więcej depla niż na lądach (Sticpanow, 1987). Powierzchnia czynna oceanów wyróżnia się specyficznymi relacjami między ciepłem odczuwalnym P, oddawanym atmosferze i ciepłem. przekazywanym w głąb wody G.

W tabeli 9.4 zamieszczone są współczynniki, określające stosunek P/G dla kilku rodzajów powierzchni czynnej. Wartości procentowe określają, jaką część ciepła otrzymuje atmosfera w wyniku przewodnictwa turbulencyjnego P. W środowisku morskim prawie 99® energii przechwytuje strumień G, tj. przenikanie ciepła w głąb akwenu. Wynika to z większej niż na lądzie pojemności cieplnej, jak i przede wszystkim z turbulencyjno-kon-wekeyjnego charakteru przewodzenia ciepła w wodzie morskiej. Intensywność tego przewodzenia zmniejsza się zasadniczo w wodzie nieruchomej lub prawie nieruchomej (np. w bagnach, płytkich akwenach). Przewodnictwo turbulencyjne powietrza dorównuje lub przewyższa wielkość przewodnictwa molekularnego w podłożu skalnym (współczynnik P/G dla granitu wynosi 0,61, dla suchego piasku - aż 2,57), ale jest wyraźnie mniejsze niż przewodnictwo poruszających się mas wody (współczynnik 0,0107).

Tab. 9.4. Stosunek strumienia depta odczuwalnego V?w przyziemnych warstwach powietrza do strumienia depla G w podłożu atmos-fety oraz udział strumienia P w całkowitym rozchodzie depla odczuwalnego z powierzchni czynnej (wg Chrgiana, 1969)

Rodzaj podłoża	PIC	P(%)
Morze	0,0107	1,1
Granit	0.61	38
Zbity śnieg	0,66	40
Woda nieruchoma	1,07	52
Sochy piasek	157	Tl

■

• dnakowym saldzie bilansu promieniowania powierzchni czynnej powietrze ^'nagrzewa się silniej niż nad powierzchnią morza. Tę różnicę można uznać ^ rtkterystyczną. chociaż trzeba pamiętać, że w rzeczywistości saldo promienio-r» ^ct,ar^j_enia _się także w zależności od rodzaju powierzchni czynnej. Dodatnie saldo ^radiacyjnego w strefie międzyzwrotnikowej jest na oceanach o 1/3 większe niż ^fdach. W miarę wzrostu szerokości geograficznej różnice te maleją, tak że między m i 70 równoleżnikiem bilans promieniowania powierzchni lądów i oceanów wy-j^nuje się. Jego dodatnie wartości utrzymują się aż do granicy lodów polarnych (tab. 9.5).    _ _

Główną przyczyną zróżnicowania salda promieniowania na oceanie i lądzie jest dokowa zmiana albeda powierzchni podłoża atmosfery, zaznaczająca się na linii wybrzeży. Albedo mórz i oceanów na przekracza na ogól 6-8%, jedynie zimą począwszy j| 50. równoleżnika przekracza 12%. Na lądach wartości albeda są zdecydowanie większe. Stosownie do zróżnicowanej wartości albeda zmienia się promieniowanie pochłonięte przez powierzchnie wód i lądów. Z kolei promieniowanie efektywne powierzchni lądowych, zwłaszcza w strefach suchych, jest nieco większe od wypromie-niowania oceanów.

Przeważającą część przychodu energii na powierzchni oceanu zużywa się na ogrzanie mas wodnych. Pozostałą dla atmosfery część pochłania w większości parowanie. Turbulencyjny strumień ciepła nad powierzchnią kontynentów jest z reguły znacznie większy niż nad oceanami. Z tego też powodu atmosfera aż do 40. równoleżnika jest zaopatrywana w ciepło odczuwalne, pochodzące z kontynentów. Dopiero w wyższych szerokościach geograficznych, m.in. ze względu na słabsze parowanie, oceany mają większe znaczenie w bezpośrednim ogrzewaniu atmosfery.

Powierzchnia Oceanu Światowego jest źródłem aerozolu, który powstaje wskutek wyparowania w powietrzu kropelek roztworu soli morskich. Podczas falowania powierzchniowych warstw wody powstają pęcherzyki powietrza, które dążą ku górze i wydostają się nad powierzchnię wody, gdzie natychmiast pękają, pozostawiając w powietrzu drobiny roztworu. Ocenia się. że 60% najdrobniejszego aerozolu w atmosferze powstaje w ten sposób nad morzami i oceanami. .Produkują" one rocznie 10^IJ kg aerozolu o wymiarach do 20 pm (Stiepanow. 1987).

W rejonach zimnych prądów morskich ciepło odczuwalne jest przenoszone turbulencyjnie z atmosfery do powierzchni wód. Poza tym, zwłaszcza w wyższych szerokościach geograficznych, strumień ciepła odczuwalnego jest skierowany ku atmosferze i wykazuje tendencję rosnącą w chłodnej porze roku. Nad oceanami obserwuje się też wzrost strat ciepła na parowanie w chłodnej połowie roku, gdyż temperatura wód pozostaje zimą względnie wysoka, a wilgotność względna powietrza, zwłaszcza pochodzącego znad wychłodzonych kontynentów, maleje wskutek ogrzewania nad podłożem wodnym.

Nad powierzchnią oceanów, z wyjątkiem obszarów występowania zimnych prądów, temperatura powietrza jest przez cały rok niższa od temperatury powierzchni wodnej. Różnice te w strefie okołozwrotnikowej są niewielkie, 1-2-stopniowc, w rejonach występowania ciepłych prądów morskich w wysokich szerokościach geograficznych przekraczają 6°C.

199