В.А. Магницкий - Общая геофизика (1119278), страница 29
Текст из файла (страница 29)
В результатепоглощение потока противоизлучения атмсоферы в значительноймере компенсирует тепловые потери на излучение. Для характеристики реальных тепловых потерь океана на излучение введено понятие эффективного излучения поверхности океана ^эфф, представляющего собой алгебраическую сумму собственного теплового излучения океана U и противоизлучения атмосферы, G: Рэфф = U — eG,где е — степень черноты поверхности океана.Из рис. 3.8 видно, что эффективное излучение сосредоточено винтервале длин волн 8-12 мкм в “окне прозрачености” атмосферы(поглощение озона узкой линией с А = 9,6 мкм вносит лишь небольшой вклад).При распространении в атмосфере часть эффективного излучения поглощается облаками (водными каплями) и идет на нагрев атмосферы.
По среднеклиматическим расчетам эффективноеизлучение океана составляет 28% от поступающей на Землю радиации (Р^). При этом 19% поглощается облаками, а 9% уходитв космос (см. рис. 3.2). При исследовании процессов теплообмена между океаном и атмосферой обычно оперируют с понятиемПриведенные оценки лучистоготеплообмена в системе Земля позволяют составить тепловой баланс океана и атмосферы.30эе , м'Л10[20г*10Ч1030202610ПЛ, мкмЛ , мкмРис. 3.7.
Кривая зависимости объемного покачателя поглощ ения воды от длины волны теплевого излучения подстилаю щ ей поверхностиРис. 3.8. Спектр эф ф ективного и зл учения океанаТ Е П Л О В О Й БАЛ АН ССИ С Т Е М Ы О К Е А Н -А Т М О С Ф Е Р АНа схеме теплового баланса океана и атмосферы (см. рис. 3.2) впервых двух колонках указаны составляющие радиационного баланса для солнечного и земного излучения соответственно. Из схемыследует, что уравнения радиационного баланса атмосферы и океаназапишутся соответственноR a = j + F n ~ U ос*R w = I n ~ F9Wгде j и Fn — поглощенные атмосферой потоки солнечной радиации и части эффективного излучения океана, U^ — тепловое излучение атмосферы в космос, 1п — поток поступающей в океансолнечной радиации, ^эфф — эффективное излучение океана.
Расчетна основе данных приведенной схемы показывает, что радиационный баланс атмосферы отрицателен (R a = (Рп)(26% + 19% - 91%) == - 4 6 % • 225В т/м 2 = - 103 Вт/м2), тогда как радиационный баланс океана положителен (R w = (74% — 28%) • 225 Вт/м2 == 46% • 225В т/ м2 = 103Вт/м 2), следовательно, приход солнечнойэнергии на Землю и дальнейшее ее переизлучение в космос приводит океан и атмосферу в термически неравновесное состояние (поверхностный слой океана теплее тропосферы).Несмотря на отрицательный радиационный баланс, атмосфера неостывает. Это явление объясняется тем, что термически неравновесное состояние естественно ведет к возникновению тепломассообмена между океаном и атмосферой, заключающегося в процессах испарения, ИК-излучения и конвекции.
Тем самым отрицательный радиационный баланс атмосферы компенсируется теплом конденсации водяного пара, поступающего в тропосферу с поверхности океана, и конвективным переносом тепла с подстилающей поверхности.Следует особо отметить, что основную роль в теплообмене играетскрытая теплота конденсации водяного пара. Количественно она равна 40% от поступающего в систему тепла, и лишь 6% приходитсяна конвективный перенос. Из сказанного следует, что процесс испарения является определяющим фактором в тепломассообменемежду океаном и атмосферой и, следовательно, в формированиипогоды и климата на Земле (Иванов, 1978; Перри, Уокер, 1979;и др.).Тем самым систему океан-атмосфера можно представить как тепловую машину, где нагревателем служит океан, холодильником —атмосфера, а рабочим веществом — водяной пар.Коэффициент полезного действия этой машины небольшой.При разности температур между поверхностью океана и атмосферой на высоте образования облаков (~ 1 ч-6 км) около 6 К (градиент температуры по стандартной модели атмосферы равен 6 К/км)КПД паровой машины rj = лт/т будет не более 2%.
Эта часть тепла,преобразованная в механическую работу, расходуется на поддержание всех динамических процессов в атмосфере и океане (глобальные циркуляции воздушных и водных масс, течения, ураганы и др.).Основная же часть тепла (98%) идет на обеспечение стационарноготермического состояния Земли (климат и погода), т.е. на реализациюпривычного комфорта для обитателей нашей планеты.Особенности радиационного теплообмена между Солнцем и Землей состоят в том, что нагрев атмосферы в основном происходит непутем непосредственного поглощения солнечной радиации атмосферой, а через процесс конденсации водяного пара, поступающего ватмосферу с поверхности океана.
Поэтому говорят, что в отличиеот океана атмосфера нагревается снизу.П Р О Ц Е С С Ы О Б М ЕН А НА П ОВ Е Р Х Н О С ТИ ОКЕАНАИ Ф О РМ И РО В АН И Е Т О Н КИ Х ТЕРМИЧЕСКИХ С ТРУ КТУР —РАДИ АЦ ИО НН ОГО С Л ОЯ И ХО Л О Д Н О Й ПЛЕНКИ ОКЕАНАФормирование таких жизненно важных факторов на Земле, какклимат и погода, в конечном счете определяется процессами обменатеплом между Солнцем, атмосферой, океаном и космосом.Будучи первопричиной глобальных циркуляций воздушных и водных масс на Земле, процессы испарения, эффективного излученияокеана и контактного переноса тепла имеют место практически наповерхности океана. Эффективное излучение идет из радиационногослоя толщиной 10“ 5 м, а испарение и контактный теплообмен происходят с поверхности радиационного слоя толщиной порядка нескольких мономолекулярных слоев (~ 10~ 9 м).Указанные процессы уносят с поверхности океана огромное количество тепла (среднеглобальный поток составляет ~ 175 Вт/м2).Что касается тепла, поступающего в радиационный слой в результатепоглощения приходящей солнечной радиации, то из-за незначительной толщины этого слоя его недостаточно для поддержания поверхностных процессов .
Это приводит к интенсивному выхолаживаниюТак как поглощ енная часть радиации выражается в виде dP = — аеР dz (дляокеана среднее зн ач ен ие аз = 0 ,0 3 5 м - 1 , приходящая радиация Р = 225 В т /м 2, а толщина радиационного слоя dz = 10 5 м ), то величина поглощ енной части составит dP == 3 ,5Ю- 2 м -1 • 2,3 • 102 В т /м 2 • 10" 5 м — 8 • Ю ~5 В т/м , что п ренебреж им о мало по сравнению с суммарным потоком тепломассообмена.радиационного слоя (PC). Образование дефицита тепла приводит кперепаду температуры между радиационным слоем и нижележащим,более теплым дневным слоем воды. Если динамическая структурадневного слоя характеризуется турбулентностью, то при подходе кповерхности океана турбулентность затухает, а у самой границы раздела вода-воздух движение принимает ламинарный характер, когдаперенос тепла определяется молекулярным процессом с обычным дляводы значением коэффициента теплопроводности.Все указанные факторы приводят к образованию особой термической структуры — холодной пленки океана с инверсионным распределением температуры по глубине и громадными градиентамитемпературы у поверхности.
НаQ *рис. 3.9 изображена схема теплоповерхностьмассообмена радиационного слоя сокеана.атмосферой и космосом, а такжеЯ,lu.приведен компенсационный потокрадиационный.тепла qj , поступающий к поверхслойzности из дневного однородногослоя океана через холодную пленку. В стационарном случае (за редким исключением конденсациина поверхности океана) уравнение теплового баланса для радиационного слоя запишется ввиде <72 = ЬЕ + ^фф + <7К, гдеL E , qK,— потоки на испарение, контактный и эффективныйобмен соответственно, a q^ — сумламинарныи.слойг>С\0.^с"переходныйt \ слойтурбулентный(коазиоднородный)tjjшй*v Jмарный компенсационный поток,Рис.
3.9. Модель тепломассообмена раподдерживающии все поверхност- диационного слоя океананые процессы.Физическая сущность структуры холодной пленки океана заключается в природе теплообмена океана. Поскольку прогрев деятельного слоя в результате поглощения солнечной радиации происходитво всей толще этого слоя, а охлаждение реализуется только с поверхности, то из его объема постоянно идет подвод тепла к холоднойповерхности. Механизм переноса тепла в деятельном слое турбулентный, и только в тонком миллиметровом поверхностном слоережим движения переходит в ламинарный, при котором коэффициент теплопроводности А на несколько порядков меньше турбулентного коэффициента теплопроводности Кг Эти факты находятсвое выражение в резком изменении профиля температуры у поверхности и приводят к формированию громадных градиентов температуры (grad0Z — 103 К/м).
Профиль температуры в холодной пленкепоказан на рис. 3.9 сплошной кривой.Таким образом, термически неравновесное состояние океана иатмосферы приводит к формированию у поверхности универсальнойтермической структуры — холодной пленки океана, представляющейсобой реакцию теплого океана на тепломассообмен с атмосферой.Т ЕМ П ЕРАТ У Р А П О В Е Р Х Н О С ТИ ОКЕАНА (Т П О )Температура поверхности океана (или температура радиационного слоя) является одним из основных факторов, определяющих интенсивность процессов тепломассообмена между океаном и атмосферой. В связи с этим встает вопрос: что нужно понимать под ТПО?Термическое состояние поверхности океана зависит от скорости подвода и отвода тепла в радиационном слое.
В то же время границараздела вода-воздух представляет собой поверхность фазового перехода для молекул воды, для которой в условиях открытого моряможно применить условия квазиравновесного состояния. Это, какпоказано Н.Е. Кочиным (1949), позволяет говорить о непрерывноститемпературы (0) и давления (е) вдоль кривой фазового равновесия надиаграмме (0, ё), которая с хорошим приближением вычисляетсяиз уравнения Клапейрона-Клаузиуса, записанного для границы раздела вода-воздух.
При этом условие равновесия сводится к тому, чтотемпературы воды (6W) и воздуха (0^), на поверхности раздела водавоздух будут равны 6W| z = 0 = ва | z = 0 = 0у, где 0S — равновеснаятемпература на поверхности и ее можно принять равной температуренасыщения в$ = 0(ew) вблизи границы раздела при давлении в паровой фазе ew.Приведенные соотношения дают представление о распределениитемпературы вблизи поверхности океана. В свою очередь давлениеводяного пара (упругость) является быстро растущей функцией температуры . Равновесная температура поверхности океана поддаетсяэкспериментальному определению по тепловому излучению океана.Все эти причины делают целесообразным выделить в5 в качествеисследуемой температуры поверхности океана.Уравнение Клапейрона-Клаузиуса в этой области записывается в виде dp/dT == L / T A v , где L — скрытая теплота парообразования.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
