В.А. Магницкий - Общая геофизика (1119278), страница 31
Текст из файла (страница 31)
Поток тепла,поступающий в радиационный слой для поддержания необратимыхпроцессов тепломассообмена между океаном и атмосферой, можноопределить двумя методами: в холодной пленке профильным методом (<? = Л grad в\| 2.— U здесь X^ — неизвестный коэффициент теплопроводности), а ниже, в квазиоднородном слое, ще движение турбулентно, структурным методом Рейнольдса (Q = cp p w ' 6 здесь сри р — теплоемкость и плотность воды, a w',0' — пульсация вертикальной составляющей скорости и температуры в воде). Значения потоков, синхронно определенных двумя указанными методами,равны между собой, и можно записать, что Xwx grad в | z=0 = ср р в' w \При этом искомое значение коэффициента теплопроводности выразится в виде Xwx = ср р в' w'/grad 0 12=0« По данным наблюдений, проведенных на двухсуточной станции (48 измерений) в открытой части Черного моря, было рассчитано выборочное среднеезначение коэффициента теплопроводности по указанной схеме.
Доверительная оценка определялась в соответствии с выражениемI С*ш ~ * J / (sxn ~0,5) I < t(< x',n- 1), где J wx — эмпирическое значение коэффициента теплопроводности, ^Xwx —X^j — отклонениесреднего от истинного значения, sf — эмпирическое значение диспПерсии, определяемое по формуле sf = ^ ^~ 1),здесь п — число измерений, a t (а; п — 1) — коэффициент Стьюдента, значение которого зависит от доверительной вероятности аи степени свободы к = п — 1.
Расчеты показали, что для а = 0,9 ик = 47 доверительная оценка коэффициента теплопроводности равнаXwx = (0,58 ± 0,06) Вт/(м • К), что с точностью до ошибки измерений в 10% оказалось равным значению теплопроводности воды присоответствующей температуре.Зная точность регистраций профиля температуры в холоднойпленке моря, можно получить оценки толщины ламинарного подслоя, где распределение температуры по глубине будет отличатьсяот линейного не более чем на среднеквадратическую ошибку метода.Расчет показывает, что для точности измерений в 10% толщиналаминарного подслоя будет составлять Лл = 0,2А, где /i= /J -1 —толщина приведенного слоя.Данные выше оценки толщины приведенного слоя лежат в интервале 1,6ч-2 мм (день-ночь).
Следовательно, соответствующие значения толщины ламинарного подслоя холодной пленки будут равныЛл = 0,3-0,4 мм при среднем значении Ал = 0,35 мм. Таким образом,впервые прямым инструментальным методом было показано, чтотеплообмен между океаном и атмосферой в конечном счете происходит через ламинарный подслой холодной пленки, где коэффициенттеплопроводности — известная величина.Ф О РМ И РО В А Н И Е П Р О Ф И Л Я ТЕМП ЕРАТУРЫС П О Д П О В Е РХ Н О С Т Н Ы М М А К С И М У М О МНаглядной иллюстрацией результата совместного действия двухконкурирующих факторов генерации объемных источников тепла(из-за поглощения ИК солнечной радиации и турбулентности в поверхностном слое моря) является формирование при штилевых условиях профиля температуры с подповерхностным максимумом нижехолодной пленки.Ранее считалось, что из-за перемешивания селективное поглощение солнечной радиации не приводит к образованию локальных неоднородных структур.Однако более поздниеисследования (см., например, Аксенов, 1986)показали, что поглощательная способностьводы быстро растет сувеличением длиныволны излучения иуже ближний И К-диапазон (длины волнот 0,7 до 4 мкм), накоторый приходитсяоколо половины полной энергии проникающего солнечного излучения, практическиполностью поглощаРис.
3.16. Распределение по глубине объемных источниется В первом же метков тепла при различных зенитных углах iВОДНОГО СЛОЯ тогда6(z)ф)aZ, MMВSZ, MMZ, MMPuc. 3.17. Примеры типов вертикального распределения температуры в тонком поверхностном слое морякак глубина проникновения видимого света достигает несколькихдесятков метров.Сильное поглощение ИК солнечной радиации в море приводитк интенсивному нагреву дневного слоя. Как видно из рис. 3.16, выделение энергии вблизи поверхности моря достигает 105-1 0 6 Вт/м3и быстро убывает с глубиной.Проведенные расчеты показали, что наряду с профилями температуры уже упоминавшегося типа (рис. 3.17, а) возможно формирование профилей с подповерхностным максимумом температуры(рис.
3.17, б). Этот случай может быть реализован при штиле на мореи безоблачном небе. При этом запас тепла, полученный слоем водытолщиной zmax в результате поглощения И К солнечной радиации,может оказаться достаточным для обеспечения потока тепла с поверхности океана в атмосферу. Так как при указанных метеоусловияхтурбулентность незначительна, то процессы перемешивания могутначаться ниже глубины Az, а это приведет к формированию теплогоподслоя под холодной пленкой океана.Следует отметить, что на принципиальную возможность такогораспределения указывал М.П. Тимофеев еще в 1963 г., но без приведения расчетов и детального обоснования. Наблюдения профиляс подповерхностным максимумом в условиях открытого моря редки.Известно только несколько случаев, когда наблюдались в полуденныечасы подобные распределения в Атлантическом океане и в другихрайонах Мирового океана.* Образование под холодной пленкой подслоя теплой воды можетпривести к тому, что температура поверхности моря Gs станет выше температуры в его квазиоднородном слое (рис.
3.17, <з). Применяя двухточечную методику регистрации профиля температуры вточке 1 радиометром, а в точке 2 термометром, когда в будет выше6W, некоторые авторы, к сожалению, интерпретируют эту ситуациюкак появление так называемой теплой пленки (пунктирная линия нарис.
3.17, б). Учет поглощения ИК-радиации делает возможным объяснение этого явления, не вступая при этом в противоречие с основным положением теплообмена (невозможность передачи тепла отхолодной атмосферы к теплому океану).Р Е Ж И М ТЕ П Л О М А С С О О Б М Е Н АВ З О Н Е АДВЕКТИ ВНОГО ТУМАНАВ отличие от “двухточечной” методики регистрации, приводящейк ошибочным представлениям о термической структуре поверхностного слоя океана, известны лишь отдельные работы, проведенныеметодом термозондирования, где наблюдалась теплая поверхностнаяпленка.
Такой режим может реализоваться только при наличии мощных источников тепла на поверхности океана.В связи с этим привлекают внимание процессы образования адвективного тумана, обусловленного натеканием теплого и влажного воздуха на холодную поверхность воды. Это имеет место в Арктике,Антарктике и в зонах апвеллинга в теплых районах океана.
Сотрудниками физического факультета МГУ были выполнены исследования тепломассообмена в зоне теплого Гольфстрима и холодного Лабрадорского течения с использованием метода термозондированияво время экспедиции НИС “ПрофессорQ ос Штокман” в Северной Атлантике. Регистрации показали, что если в Гольфстримесуществует режим холодной пленки и потоки в атмосферу достигают величин порядка 4 • 103 Вт/м2, то в зоне адвективного тумана (над холодным Лабрадорскимтечением) происходит смена режима теплообмена, что проявляется в изменениинаправления потока и образовании теплойпленки на поверхности океана (рис.
3.18).При этом потоки атмосфера-океан составляют величину 60-ь400 Вт/м2.Р ис 3.18. Режим теплой пленМеханизм формирования теплой пленки как результат конденсациики определяется конденсацией водяноговодяного пара на поверхностиокеана при адвективном гупара на поверхности океана. При этомманетепла, выделяющегося при частичном осушении слоя влажного воздуха толщиной в несколько сантиметров,достаточно для поддержания режима теплой пленки.Таким образом, прямыми регистрациями в океане показан механизм формирования теплой пленки в зоне адвективного тумана.М О Д Е Л Ь Х О Л О Д Н О Й ПЛЕНКИ ОКЕАНАИсходя из приведенных выше положений о термических и динамических процессах, имеющих место в поверхностном квазиоднородном слое океана, можно представить следующую модель тонкойтермической структуры холоднойпленки океана (рис. 3.19).
У самойповерхности расположен радиационный слой 1 толщиной 10-20 мкм.Ниже идет ламинарный подслой 2толщиной 0,3 мм с линейным профилем температуры. Под ним лежитинверсионный слой 3 с экспоненциальным распределением температуры, с глубиной залегания 3,5 мм.Толщина приведенного слоя составляет величину А — 1,8 мм.
Инверсионный слой монотонно переходитв квазиоднородный поверхностныйслой 4.Исследуя механизм теплообменамежду морем и атмосферой, естественно поставить вопрос: до какого Рис. 3.79. Модель холодной пленкисостояния волнения может существовать холодная пленка с ее ламинарным подслоем? Ответить можноследующим образом. Большие волны — это сильный ветер, которыйприведет к интенсивному испарению и, следовательно, к сильномувыхолаживанию поверхности (радиационного слоя) океана. Это вызовет .утончение холодной пленки и ее ламинарного подслоя. Однакохолодная пленка не может быть ‘разрушена”, так как обмен вблизиграницы раздела жидкой и газообразной фаз может происходитьтолько с помощью молекулярных процессов переноса.В связи со сказанным исключительный интерес представляет регистрация профиля температуры в холодной пленке при грозовомшквале, когда скорость ветра соизмерима с ветром в тропическомциклоне (ТЦ) и достигает 40-70 м/с.
В отличие от ТЦ в грозовомшквале из-за небольшого времени действия ветра (до несколькихдесятков минут) волны не успевают вырасти до высот, угрожающихРис. 3.20. Профили температуры в холодной пленке: а — при шквальном ветресо скоростью 20 м/с; б — при обдуве поверхности моря струей воздуха со скоростью40 м /сгибелью судну, что дает возможность применить метод термозондирования в зоне грозового шквала.Для северных районов Каспийского моря характерно образованиегрозовых шквалов.
Прямые регистрации профиля температуры пришквальном ветре (около 20 м/с) были получены в указанных районахс борта НИС “Акватория” в 1987 г. методом термозондирования(Хунджуа и др., 1989).Регистрации показали, что холодная пленка при ветре 20 м /сне разрушается и сохраняет свою термическую структуру с градиентами температуры, достигающими 4500 К/м. На рис.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
