В.А. Магницкий - Общая геофизика (1119278), страница 32
Текст из файла (страница 32)
3.20, а приведен профиль температуры при шквальном ветре со скоростью20 м/с.В Каспийской экспедиции получены также профили температуры в холодной пленке при обдуве поверхности моря струей воздухаот винта зависшего на высоте 20 м над морской поверхностью вертолета МИ-8. Оценки скорости ветра в этих условиях с использованием соотношения и = (2M g/npR )Vl, где р — плотность воздуха,М — масса вертолета, g — ускорение свободного падения, R —радиус винта вертолета, дают значение более 40 м/с.
Регистрациипоказали (рис. 3.20, б), что холодная пленка при таком ветре неразрушается, при этом градиент температуры в холодной пленкесоставляет 15000 К/м.Т Е П Л О М АССО О БМ ЕН М Е Ж Д У ОКЕАНОМИ АТМОСФЕРОЙОсновная задача в проблеме тепломассообмена между океаноми атмосферой состоит в определении потоков тепла и влаги, отдаваемых океаном в атмосферу путем процессов испарения, ИК-излучения и конвекции. Значимость этих процессов заключается втом,что в конечном счете они поддерживают стационарное состояниетеплового баланса атмосферы.Известно несколько методов определения потоков: метод теплового баланса, профильный, структурный и их модификации.
Первый применим для расчетов средних величин на обширных акваториях и длительных периодах наблюдений. Второй, к сожалению, требует априорных знаний турбулентных коэффициентов обмена, значения которых могут изменяться на несколько порядков. Третий, структурный метод основан на регистрации турбулентных пульсаций компонент скорости ветра (или течения) ипереносимых субстанций. Это прямой метод, но он требует использования нестандартной измерительной аппаратуры, специальных платформ-носителей и сравнительно длительных рядов наблюдений.Термическое состояние деятельного слоя океана в интегральномвиде характеризуется уравнением теплового баланса, представляющим алгебраическую сумму прихода и расхода тепла.
Этот методвпервые был предложен академиком В.В. Шулейкиным в 1927 г. ив дальнейшем нашел самое широкое использование при исследовании термических режимов в океане и процесссов энергообмена с атмосферой.Уравнение теплового баланса столба воды одиночного сечения вдеятельном слое океана глубиной h при отсутствии адвекции можнозаписать в видеcpPh f= А> 0 - К ) ~ ^эфф - L E - Q ,(3.3)где ср и р — теплоемкость и плотность морской воды соответственно,в — средняя по глубине температура столба воды, / 0 = qn + qp —сумма прямой и рассеянной радиации, A w — альбедо морской поверхности, /^фф — эффективное излучение, LE — поток тепла на испарение, Q — поток контактного теплообмена.
Здесь помимо адвекциине учтен ряд потоков, таких, как теплообмен на нижней границедеятельного слоя, и других, роль которых по сравнению с основнымипотоками мала (меньше 0,5%).Левая часть уравнения (3.3) описывает теплонакопление океана.В климатологических расчетах годовых бюджетов изменение теплонакопления считается равным нулю, хотя сезонные изменения могутдостигать 30% от потока тепла на испарение. Это положение используется при исследовании тепломассообмена между океаном и атмосферой методом энергетического бюджета. В этом случае уравнениезапишется в видеL E + Q = I 0 (1 - A w)(3.4)где LE + Q — подлежащие определению потоки скрытого и явноготепла, как основные составляющие теплообмена между океаном иатмосферой.
Правая часть уравнения (3.4) представляет собой радиационный баланс* = / о ( 1 - Л . ) - ^эфф’(3'5>состоящий из проникающей в океан радиации и эффективного излучения поверхности океана. Пределы применимости метода зависятот достоверности определения радиационного баланса R , а такжевозможности пренебрежения теплонакоплением и адвекцией.Метод теплового баланса применим только для расчетов среднихЕ,г1(смг-сут)величин составляющих обмена набольших акваториях и за довольнодлинные периоды времени.
Графики зависимости от широты среднегодового испарения для севернойчасти Тихого океана (рис. 3.21) показывают, что данные мало отличаются друг от друга.Трудность таких расчетов состоРис. 3.21. Зависимость от широты средит в том, что получить картынегодового испарения для северной чаглобального распределения земнойсти Тихого океана по расчетам: 1 —температуры,влажности и другихМосби (1936), 2 — Вюста (1936), 3 —параметров для определенных инДжекобса (1951), 4 — Будыко (1967)тервалов времени наземными иморскими средствами наблюдений практически невозможно. Этосводит общую проблему к фрагментарным представлениям обменныхпроцессов на Земле.К ОСМ И ЧЕСК АЯ ОКЕАНОГРАФ ИЯВ наше время в результате исключительных достижений в областикосмонавтики стало возможным получать качественно новую информацию о термодинамическом состоянии Мирового океана, основанную на дистанционных методах регистрации температуры поверхности океана (ТПО) с искусственных спутников Земли.
На рис. 3.22приведена общая схема организации многоуровневых исследованийприродных ресурсов Земли, включающая и радиационную программуизучения Мирового океана.Рис. 3.22. Схема организации многоуровневых исследований природных ресурсовЗеКшиКомплексные исследования с использованием космических и наземных средств наблюдений дают возможность изучать процессы вокеане и атмосфере, определяющие особенности энергообмена междуними. Например, такие исследования в начале 80-х гг. были проведены по международным программам “Черное море-Интеркосмос” и“Море-Цвет” (ведущей организацией по этим программам был Севастопольский гидрофизический институт).В результате указанного комплексного эксперимента были получены новые данные, составившие основу для усовершенствованиямодели переноса излучения в системе океан-атмосфера, а такжерешен ряд задач по динамике деятельного слоя океана.В те же годы в США по спутниковым наблюдениям были построены карты осредненных за сутки значений приземной температуры,влажности и скорости ветра всего земного шара.
Эти карты даваливозможность в целом проследить ход формирования погоды на Землеи выявить основные факторы, определяющие динамизм термическихпроцессов.Однако для решения задач тепломассообмена точность определения ТПО была недостаточна (она составляла около 1,5-н2 К). Каквыяснилось позже, причины больших ошибок определения параметров океана (ТПО и др.) и атмосферы связаны с недостаточно корректным учетом механизмов переноса излучения в атмосфере и излучательной способности поверхности океана.Согласно требованиям к спутниковой информации в исследованиях краткосрочных изменений климата и прогноза погоды, такой наиболее важный параметр, как температура поверхности, должен определяться с точностью не хуже 0,5 К при временном масштабе осреднения в один месяц и пространственном масштабе100х 100 км.Методика и аппаратура с заданными выше параметрами былисозданы к концу 80-х гг.
советскими учеными. Новые методы обеспечивают точность восстановления ТПО ~ 0,2-0,4 К, рассчитаной поданным дистанционных регистраций радиационной температуры сискусственных спутников Земли.Между тем при экспериментальных исследованиях процессовтепломассообмена, имеющих место в радиационном слое (толщина ~ 10^-20 мкм), необходимо измерять ТПО с точностью не хуже0,05 К. Это требование основано на следующем. Из синхронных регистраций суточного хода ТПО и потоков тепла известно, что изменение температуры на 1 К приводит к изменению плотностипотока тепла в 5-6 раз. Поэтому при измерении плотности потоков тепла с приемлемой точностью в 10% необходимо регистрировать профиль температуры в холодной пленке и ТПО с точностьюне хуже 0,05 К.При регистрации профиля температуры методом быстрого термозондирования указанная точность обеспечивается.
Однако регистрация ТПО термозондом с такой точностью невозможна из-за соизмеримости размеров датчика с толщиной слоя. Поэтому при исследованиях тонкой структуры поверхностных слоев регистрация ТПОпроизводится обычными радиометрами с борта судна или с поплавковых систем, где из-за незначительной высоты расположения атмосферные возмущения на показания радиометра практическине влияют.Н АТУ РН Ы Е Н АБЛ Ю Д ЕН И Я ИЗМ ЕНЧИВОСТИ ТПОВ СУТОЧ НОМ Ц И К Л Е В О ТК РЫ ТО М М О Р ЕС П О П Л АВКО ВО Й СИ СТЕМ ЫВ области исследования суточных колебаний температуры квазиоднородного поверхностного слоя моря выполнено много работ.
Чтокасается исследований изменчивости истинной температуры поверхности моря — ее радиационного слоя, то такие работы единичныи требуют применения методов ИК-радиометрии или малоинерционных термозондов. При исследовании формирования холоднойпленки и структуры ТПО радиометры располагаются в непосредственной близости от поверхности моря (на борту судна или напоплавковой системе), чем исключаются вносимые атмосферой искажения. В литературе имеются детальные описания таких радиометров.Главым фактором, позволившим поднять на порядок чувствительность радиометра, является применение так называемой методикиопорных тарировок.
Сущность ее заключается в следующем. В процессе измерения ТПО слой воды под радиометром периодическитщательно перемешивается при помощи специального устройства.В результате холодная пленка разрушается и температура поверхности принимает значение температуры квазиоднородного слоя 0W,которая регистрируется радиометром. Далее на спецпроцессоре рассчитывается разность ТПО при естественном состоянии радиационного слоя и после перемешивания.Таким образом сводятся к минимуму ошибки, вносимые отраженными от моря потоками излучения.
В результате точность регистрации перепада температуры в холодной пленке достигает 0,02 К. Этотрадиометр является базовым при определении ТПО в условиях открытого моря при волнении.На рис. 3.23 приведены графики суточного хода ТПО, зарегистрированного в условиях открытого моря. Здесь кривая 1 относится69°С0612ные. 3.23. Изменение ТПО в(по Г.Г. Хунджуа и др., 1977)16суточномк регистрации ТПО ИКрадиометром, кривая 2получена методом термозондирования, а кривая 3отражает температуру вквазиоднородном слое наглубине 5 см, измеренную термометромсопротивления. Все кривыебыли получены путемосреднения в соответст24t, ч вующие часы суток д а н циклеНЫХ регистраций температуры В море.Из рисунка видно, что во все часы суток ТПО всегда ниже температуры подповерхностного квазиоднородного слоя и имеет ярко выраженный суточный ход.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
