В.А. Магницкий - Общая геофизика (скан) (1119281), страница 29
Текст из файла (страница 29)
Поглощение воды в указанном диапазоне огромно, чем и определяется малая толщина излучающего слоя. Из рис. 3.7 видно, что изменение показателя поглощения в указанном диапазоне длин волн лежит в интервале 5 (10~ — 10 ) м 1. Следовательно, в соответствии с законом поглощения Бугера Р(~) = Ро ехр ( — а ~) характерная глубина поглощающего (излучающего) слоя ~о —— 1/ж (где интенсивность излучения упадет в е — — 2,78 раза) составит 10-20 мкм. В дальней- 161 2 о Уд Л, мкм Л, мкм Рис.
3,8. Спектр эффективного излу- чения океана Рис. 3.7. Кривая зависимости объемного показателя поглощения воды от длины волны теплового излучения подстилающей поверхности 162 шем для краткости этот слой будем называть радиационным и обозначим его через ~о — — Л. В радиационном слое помимо излучения имеет место и сильное поглощение приходящего против оизлучения атмосферы О, спектр которого совпадает со спектром излучения воды, за исключением диапазона "окна прозрачности" атмосферы.
В результате поглощение потока противоизлучения атмсоферы в значительной мере компенсирует тепловые потери на излучение. Для характеристики реальных тепловых потерь океана на излучение введено понятие эффективного излучения поверхности океана Р фф, представляющего собой алгебраическую сумму собственного теплового излучения океана У и противоизлучения атмосферы, О: Р фф — — 7У вЂ” ей, где я — степень черноты поверхности океана.
Из рис. 3.8 видно, что эффективное излучение сосредоточено в интервале 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 эффективное излучение океана составляет 28% от поступающей на Землю радиации (Р„). При этом 197,' поглощается облаками, а 9% уходит в космос (см. рис.
3.2). При исследовании процессов теплообмена между океаном и атмосферой обычно оперируют с понятием эфф Приведенные оценки лучистого теплообмена в системе Земля позво- -з з ,1О кал/(см~ мик~ ляют составить тепловой баланс оке- эфф' ана и атмосферы. ТЕПЛОВОА'БАЛАНС СИС ТЕМБ! ОКЕАН-АТМОСФЕРА На схеме теплового баланса океана и атмосферы (см. рис. 3.2) в первых двух колонках указаны составляющие радиационного баланса для солнечного и земного излучения соответственно. Из схемы следует, что уравнения радиационного баланса атмосферы и океана запишутся соответственно и Л ~ Рфф где у и Ä— поглощенные атмосферой потоки солнечной радиации и части эффективного излучения океана, У вЂ” тепловое излучение атмосферы в космос, 1„— поток поступающей в океан солнечной радиации, Р ~ф — эффективное излучение океана.
Расчет на основе данных приведенной схемы показывает, что радиационный баланс атмосферы отрицателен (Я = (Р„)(26% + 19 7' — 91%) = = — 467,' 225 Вт/м2 = — 103 Вт/м2), тогда как радиационный баланс океана положителен (Я = (74 7,' — 28 7,') 225 Вт/м2 = 46% . 225 Вт/м = 103 Вт/м ), следовательно, приход солнечной энергии 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 не остывает. 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 играет скрытая теплота конденсации водяного пара. Количественно она равна 407,' от поступающего в систему тепла, и лишь 6% приходится на конвективный перенос. Из сказанного следует, что процесс испарения является определяющим фактором в тепломассообмене между океаном и атмосферой и, следовательно, в формировании погоды 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.
163 Коэффициент полезного действия этой машины небольшой. При разности температур между поверхностью океана и атмосферой на высоте образования облаков (- 1 —;б км) около б К (градиент температуры по стацдартной модели атмосферы равен б К/км) КПД паровой машины ц = ьт/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 7,') идет на обеспечение стационарного термического состояния Земли (климат и погода), т.е. на реализацию привычного комфорта для обитателей нашей планеты. Особенности радиационного теплообмена между Солнцем и Землей состоят в том, что нагрев атмосферы в основном происходит не путем непосредственного поглощения солнечной радиации атмосферой, а через процесс конденсации водяного пара, поступающего в атмосферу с поверхности океана. Поэтому говорят, что в отличие от океана атмосфера нагревается снизу.
ПРОЦЕССЫ ОБМЕНА НА ПОВЕРХНОСТИ ОКЕАНА И ФОРМИРОВАНИЕ ТОНКИХ ТЕРМИЧЕСКИХ СТРУКТУР— РАДИАЦИОННОГО СЛОЯ И ХОЛОДНОЙ ПЛЕНКИ ОКЕАНА Формирование таких жизненно важных факторов на Земле, как климат и погода, в конечном счете определяется процессами обмена теплом между Солнцем, атмосферой, океаном и космосом. Будучи первопричиной глобальных циркуляций воздушных и водных масс на Земле, процессы испарения, эффективного излучения океана и контактного переноса тепла имеют место практически на поверхности океана. Эффективное излучение идет из радиационного слоя 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/м~). Что касается тепла, поступающего в радиационный слой в результате поглощения приходящей солнечной радиации, то из-за незначительной толщины этого слоя его недостаточно для поддержания поверхнох стных процессов . Это приводит к интенсивному выхолаживанию Так как поглощенная часть радиации выражаегся в виде ЙР = — хР Ил (для океана среднее значение ж = 0,035 м, приходящая радиация Р = 225 Втlм, а толщина радиационного слоя Иг — 10 ' м), то величина поглощенной части составит дР = = 3,5 .
1О 2 м 2,3 . 10 Втlм 10 ~ м = 8 10 ~ Вт/м, что пренебрежимо мало по сравнению с суммарным по~оком 1епломассообмена 164 радиационного слоя (РС),-- Образование дефицита тепла приводит к перепаду температуры между радиационным слоем и нижележащим, более теплым дневным слоем воды. Если динамическая структура дневного слоя характеризуется турбулентностью, то при подходе к поверхности океана турбулентность затухает, а у самой границы раздела вода — воздух движение принимает ламинарный характер, когда перенос тепла определяется молекулярным процессом с обычным для воды значением коэффициента теплопроводности. Все указанные факторы приводят к образованию особой термической структуры — холодной пленки океана с инверсионным распределением температуры по глубине и громадными градиентами температуры у поверхности.
На рис. 3.9 изображена схема тепломассообмена радиационного слоя с атмосферой и космосом, а также приведен компенсационный поток тепла д~, поступающий к поверх- ности из дневного однородного слоя океана через холодную пленку. В стационарном случае (за редким исключением конденсации на поверхности океана) уравнение теплового баланса для радиационного слоя запишется в виде д~ — — 1Е + Р Ф~+ ок, где 1.Е, д,, Р ~ф — потоки на испарение, контактный и эффективный обмен соответственно, а д~ — суммарный компенсационный поток, Рис. 3.9.
Модель тепломассообмена раподдерживающий все поверхност диацнонно,о с доя океана ные процессы. Физическая сущность структуры холодной пленки океана заключается в природе теплообмена океана. Поскольку прогрев деятельного слоя в результате поглощения солнечной радиации происходит во всей толще этого слоя, а охлаждение реализуется только с поверхности, то из его объема постоянно идет подвод тепла к холодной поверхности. Механизм переноса тепла в деятельном слое турбулентный, и только в тонком миллиметровом поверхностном слое режим движения переходит в ламинарный, при котором коэффициент теплопроводности А на несколько порядков меньше турбулентного коэффициента теплопроводности К,. Эти факты находят 1б5 свое выражение в резком изменении профиля температуры у поверхности и приводят к формированию громадных градиентов температуры (угад В, = 10 К/м). Профиль температуры в холодной пленке показан на рис.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
