В.А. Магницкий - Общая геофизика (1119278), страница 34
Текст из файла (страница 34)
Датчики температуры защищены от радиации специальными экранами, а точность регистрации температурысоставляет 0,1 К (см. рис. 3.11).*При адиабатическом переносе элементарного объема воздуха по вертикалиизменение его температуры характеризуется равновесным адиабатическим градиентомтемпературы= 0,9 • К / 100 м. В отличие от него сверхадиабатический градиенту = — dT/dz характеризует степень вертикальной неустойчивости атмосферы.Рис. 3.27. Характерные профили температуры в двухметровом слое воздуха над моремдля дневного (а) и ночного (б) времени сутокХарактерные профили температуры (рис.
3.27) показывают, что всамом нижнем слое наблюдается инверсия, где температура с высотойповышается. Выше этого слоя распределение температуры сверхадиабатическое, которое по мере удаления от поверхности моря переходитпрактически к почти нейтральной стратификации.В слое инверсии распределение температуры устойчивое, но дляего реализации необходимы источники тепла. Теоретическое рассмотрение процессов переноса водяного пара в ПСА показало, чтоинверсия температуры является следствием эффекта теплоты смешения, состоящего в разбавлении водяного пара в азоте воздуха приего поступлении в ПСА. Физика эффекта теплоты смешения состоит в следующем. В реальных газах, каким является влажный воздух, внутренняя энергия определяется суммой v = E k + Е , где Е ки Е р — кинетическая и потенциальная энергия газа соответственно.Если при смешении газов нет обмена энергией с внешней системой,то внутренняя энергия смеси газов должна оставаться постоянной.Следовательно, изменение одного из видов энергии должно приводить к соответствующему изменению другого вида.
При поступленииводяного пара с поверхности моря в атмосферу под действием силыАрхимеда он будет подниматься вверх и смешиваться с воздухом(азотом), что приведет к выделению теплоты смешения. Оценкаэффекта на основе уравнения состояния реальных газов дает величину изменения температуры на 0,3 К, что по порядку величинсоответствует реально наблюдаемым перепадам.Наряду с указанной моделью были предложены и другие, в сущности сводящиеся к одной и той же схеме, которая заключается вследующем. Предполагается, что над поверхностью водоема зарождаются теплые неустойчивые конвективные структуры — пузыри, или“термики”, которые, всплывая, образуют инверсию температуры.Однако такая модель не может объяснить многочисленные случаи,когда температура поверхности моря и, следовательно, термиковниже, чем в слое инверсии.
Тогда, естественно, тепло не может бытьперенесено термиками в теплый слой от холодной поверхности моря(см. рис. 3.27).Поскольку температура поверхности океана определяет интенсивность испарения, то в суточном цикле ее изменения должно наблюдаться и изменение в структуре ПСА, особенно в слое инверсии. Измерения показывают, что повышение ТПО ведет к повышению градиента температуры в слое инверсии. Это хорошо видно из рис. 3.27,где приведены профили температуры в инверсионном слое в разноевремя суток.Одним из центральных вопросов в исследовании тепломассообмена океана с атмосферой является изучение зависимости структурыПСА от скорости ветра.
Усиление ветра должно увеличивать потокводяного пара с поверхности моря и приводить к росту перепадатемпературы в слое инверсии. В то же время усиление ветра вызывает развитие динамической турбулентности, что приводит к перемешиванию воздуха в ПСА и может разрушить слой инверсиии, м/с048121620Рис.
3.28. Кривые измененияградиента температуры междууровнями 0,25 и 0,5 м (У) искорости ветра (2) в суточномциклеИсследования влияния ветра (вплоть дошквального) и температуры поверхностиокеана (ТПО) на интенсивность тепломассообмена проводились на Черном и Каспийском морях. Приведенные на рис. 3.28данные наблюдений показывают, что прискорости ветра больше 10 м/с слой инверсиитемпературы не разрушается, а градиенттемпературы в нем возрастает до 10 К/м,что на три порядка превышает устойчивый адиабатический градиент.
Выше слояинверсии из-за турбулентности происходит выравнивание профиля температуры.Таким образом, процесс образования инверсии есть реакция приводного слоя атмосферы на изменение потока водяного пара.Увеличение последнего из-за усиления ветра или повышения ТПО приводит к увеличению степени устойчивости инверсионного слоя. Это затрудняет поступлениеводяного пара в атмосферу. И наоборот,уменьшение потока пара ведет к уменьшению устойчивости запирающегося слоя. Следовательно, можно заключить, что слой инверсииявляется своеобразной термодинамической структурой, регулирующей скорость поступления влаги и тепла в атмосферу.Систематические наблюдения, проведенные при помощи новоймалоинерционной аппаратуры разными авторами в различных районах Мирового океана, позволяют сформулировать следующие основные выводы.1.
Выхолаживание поверхности океана процессами обмена и затухание турбулентности у границ контакта вода-воздух приводятк образованию универсальной устойчивой структуры — холоднойпленки океана с инверсионным распределением температуры, огромными градиентами и молекулярным механизмом переноса теплау границы. Холодная пленка, являющаяся результатом теплообменас атмосферой, представляет собой устойчивый структурный элемент,ограничивающий подвод тепла к радиационному слою до возможныхскоростей переноса молекулярными процессами.2. Тепломассообмен океана с атмосферой, состоящий в испарении,ИК-излучении поверхности океана и контактной передаче тепла, вконечном счете реализуется молекулярными процессами переносатепла от квазиоднородного слоя океана к его поверхности черезтонкий ламинарный подслой холодной пленки океана.3. В результате термического эффекта смешения водяного парас азотом воздуха на начальном участке приводного слоя атмосферыформируется слой с устойчивой стратификацией, что приводит кограничению скорости поступления водяного пара в атмосферу.4.
Загрязнение поверхности океана ПАВ приводит к значительному уменьшению потока тепла и влаги от океана в атмосферу (до75%), что при загрязнении больших районов может вызвать перестройку термодинамического режима этих районов.5. При больших скоростях ветра (характерных для грозовых шквалов) холодная пленка океана и слой инверсии температуры ПСА неразрушаются. Усиление ветра приводит к увеличению градиентовтемпературы в холодной пленке в несколько десятков раз, а в слоеинверсии ПСА до трех порядков.6. Интенсивность тепломассообмена океана с атмосферой зависитот температуры поверхности океана и скорости ветра над ним. Коэффициент корреляции между потоком тепла и температурой поверхности океана достигает высокого значения (—0,9), а величина потокатепла в дневные часы в 5-6 раз превышает значение, полученное вночное время суток.
Существенно изменение интенсивности теплообмена при увеличении ветра. Например, при шквальном ветре потокможет увеличиваться от обычных значений 0,3-0,5 кВт/м2 до десятков кВт/м2.Полученные выводы дают основание представить в общих чертахмеханизм тепломассообмена океана с атмосферой следующим образом.
Радиационный теплообмен между Солнцем, Землей и Космосомприводит океан и атмосферу в термически неравновесное состояние.В результате на поверхности теплого океана спонтанно возникаютпроцессы обмена, состоящие из испарения, ИК-излучения и конвекции. Потоки тепла и вещества через границу раздела вода-воздухвызывают перестройку динамической структуры пограничных слоевокеана и атмосферы, заключающуюся в затухании турбулентностиу поверхности океана. В свою очередь это приводит к формированиюсамоорганизующихся устойчивых диссипативных структур — холодной пленки океана и инверсии температуры ПСА, регулирующихскорость поступления тепла и влаги в атмосферу.О Б Щ А Я Ц И Р К У Л Я Ц И Я АТ М О С Ф Е Р ЫТепловой баланс системы океан-атмосфера показывает, что основное тепло атмосфера получает из океана в результате конденсации водяного пара, поступающего с поверхности океана в зону образования облаков (высота 1ч-6 км).
Механизмом переноса водяногопара в зону конденсации является конвекция, заполняющая всюнижнюю тропосферу, ее интенсивность определяется меридиональным изменением ТПО.В отличие от нее в экваториальной зоне развивается мощнаяконвекция, которая проникает во всю толщину тропосферы и приводит к формированию грозовых кучево-дождевых облаков.
Выделяющееся здесь в процессе конденсации водяного пара огромное количество тепла служит основным энергетическим источником для процессов глобального переноса воздушных масс на Земле.ч з ап о п 3- /^ тропика.х^—с р е д н и * ^ ^ ир°1_„а полюсе— __розоваяактивность-jql/4-_____ wПолярный восточный Зона западных tШирота у90перенос60^ветров300 ЭкваторПолярныйПояс низкогоСубтропическиеЭкваториальнаяантициклондавленияантициклоныложбинаВнутритропическиезоны конвергенцииРис. 3.29. Схема вертикального разреза общей циркуляции атмосферыВ атмосфере, помимо конвективных (вертикальных) переносовмасс, имеют место процессы переноса тепла от низких широт ввысокие.
Эти крупномасштабные переносы почти горизонтальны и,следовательно, подвержены воздействию сил Кориолиса.Суммарный эффект указанных конвективных процессов переносатепла и влаги приводит к формированию общей циркуляции атмосферы, представляющей собой структуры взаимодействующих замкнутых циркуляционных ячеек (рис. 3.29).Ключевую роль в энергетике атмосферы играет конвекция, которая развивается следующим образом. Над экватором из-за высокогозначения ТПО влажность воздуха повышена. Следовательно, средняямолекулярная масса воздуха низкая ( / ^ q = 18 <fia = 29) и удельный вес экваториальных воздушных масс меньше, чем в средних широтах.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
