Среднее количество солнечной радиации, поглощаемой поверхностью океана, составляет примерно половину (см. рис. 1.6) радиации, падающей на поверхность, и равно в среднем 175 Вт/м2. В1 ответ на этот нагрев температура поверхности океана повышается так, чтобы-суммарные потери тепла были равны его количеству, получаемому благодаря солнечной радиации. Поток длинноволновой радиации вверх определяется, согласно (1.4.1), температурой поверхности, однако, как отмечалось в разд. 1.4, эта радиация не уходит в космос, большая ее часть поглощается и рассеивается в атмосфере или отражается обратно вниз облаками. Суммарное излучение с поверхности (или эффективная обратная радиация) есть разность (поток вверх минус поток вниз), которая мало отличается от постоянной величины порядка 65 В т/м2.[ ...]
Остающееся нерадиационное тепло покидает океан через охлаждение при испарении (потеря скрытой теплоты) и через прямой перенос теплосодержания (или явного тепла).[ ...]
Поправочный множитель на эффект облачности в действительности зависит от вида и высоты облаков. Ламб [489] предложил формулы, которые это учитывают. Однако формулами Ламба нельзя пользоваться, если пс — единственный доступный показатель облачности, так что глобальные расчеты обычно основываются на формулах, подобных (2.6.1).[ ...]
Рисунки к данной главе:
| Среднегодовой поток тепла в океан (Вт/м2). (Согласно Банкеру [109] рис.. 18.) |
![Среднегодовой поток тепла в океан (Вт/м2). (Согласно Банкеру [109] рис.. 18.)](/static/pngsmall/819745004.png) |