В.А. Магницкий - Общая геофизика (скан) (1119281), страница 31
Текст из файла (страница 31)
Два вида профиля температуры в подповерхностном слое моря: а — монотонно )!!зменяющийся по глубине и б — с локаль- ным максимумом вблизи поверхности моря Рис. 3.15. Геометрия определения толщины слоя й. Отрезок 9, Ф вЂ” касательная к профилю температуры д(з) в точке г-О О, — температура на глубине ~, В, — температура поверхности моря, 0 — температура в квазиоднородном поверхностном слое моря и Р— коэффициент затухания. Глубина залегания холодной пленки характеризуется так называемой толщиной приведенного слоя Ь. В гидродинамике пограничных слоев она определяется выражением Ь =Л„(0„— О,)/д, где ˄— коэффициент теплопроводности, В, и 0 — температуры поверхности и квазиоднородного слоя соответственно, д — плотность потока тепла. Физический смысл параметра Ь виден из рис.
3.15. Это та толщина, которую имел бы термический пограничный слой с линейным профилем (где Л = сопзО при условии, что через него переносился бы такой же поток, как при реальном профиле температуры. Из этой модели следует, что у поверхности моря (при ~ = 0) градиенты температуры, определенные из профилей в приведенном слое н в холодной пленке, равны. Следовательно, (др(х)/дх) ~ д=О = Р („— В ) = ( — 0 )/Ь и ф = 1/Ь. Примечательно, что значение температуры на глубине ~ = Ь определяется из выражения 0(Ь) — В, = р — р,) [1 — ехр ( -х/й) ~ „= (р„— р,) ° 0,63. Иа рнс.
3.15 видно, что полученное соотношение дает возможность по регистрациям профиля в холодной пленке графически определить толщину приведенного слоя по отрезку В,К = Ь, пересекающему кривую профиля в точке К. К примеру, натурные регистрации профиля температуры на многосуточной станции (48 часов), полученные в открытом районе Черного моря, показали, что среднее значение толщины приведенного слоя холодной пленки составляет величину Ъ, ~ = 1,8 мм, при этом в дневные часы Б„= 1,6 мм и в ночное время суток Б„= 2 мм. ДИНАМИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА КВАЗИОДНОРОДНОГО ПОВЕРХНОСТНОГО СЛОЯ ОКЕАНА Характерной особенностью термической структуры поверхностного квазиоднородного слоя океана является резкое падение температуры у границы раздела вода — воздух. Причиной указанной инверсии в профиле температуры может являться только изменение динамической структуры поверхностного слоя, заключающееся в затухании турбулентности у поверхности океана и переходе к ламинарному режиму движения вблизи поверхности океана.
К сожалению, еще не все естествоиспытатели разделяют положение о существовании у поверхности океана в холодной пленке ламинарного подслоя. Отчасти это можно объяснить наличием работ, где авторы (см., на- 172 пример, Малевский-Малевич, 1963), исходя из своих экспериментов, как правило, лабораторных, приводят значения коэффициентов теп- лопроводности, в 2 — 6 раз превышающие истинное значение. ЛАМИНАРНЫЙ ПОДСЛОЙ ХОЛОДНОЙ ПЛЕНКИ ОКЕАНА Существование ламинарного подслоя в холодной пленке в условиях открытого моря, впервые инструментальным методом было установлено и описано А.М.
Гусевым с соавторами (1976). Поток тепла, поступающий в радиационный слой для поддержания необратимых процессов тепломассообмена между океаном и атмосферой, можно определить двумя методами: в холодной пленке профильным методом (д = й„дгаб й~, здесьй„— неизвестныйкоэффициенттеплопроводности), а ниже, в квазиоднородном слое, где движение турбулентно, структурным методом Рейнольдса (О = с р ю'0', здесь с ир — теплоемкость и плотность воды, а ю', О' — пульсация вертикальной составляющей скорости и температуры в воде). Значения потоков, синхронно определенных двумя указанными методами, равны между собой, и можно записать, что л„„йгаб Р ~ = с р Р' и'. я=О При этом искомое значение коэффициента теплопроводности выразится в виде й„„= с р р' ы'гйгадр~ .
По данным наблюде- я=О ний, проведенных на двухсуточной станции (48 измерений) в открытой части Черного моря, было рассчитано выборочное среднее значение коэффициента теплопроводности по указанной схеме. Доверительная оценка определялась в соответствии с выражением ! (Л„» — Л )/(я(и о ~) ~ < ~ (а; р1 — 1), где Л вЂ” эмпирическое значение коэффициента теплопроводиости, ~З „— Х„~~ — отклонение среднего от истинного значения, к~ — эмпирическое значение дис- 2 и персии, определяемое по формуле зт — — ( г З вЂ” л Т„„),l(л — 1), 1 здесь и — число измерений, а ~ (бб; и — 1) — коэффициент Стьюдента, значение которого зависит от доверительной вероятности а и степени свободы й = у1 — 1.
Расчеты показали, что для а = 0,9 и й = 47 доверительная оценка коэффициента теплопроводности равна Л„= (0,58 +. 0,06) Вт/(м . К), что с точностью до ошибки измерений в 10/ оказалось равным значению теплопроводности воды при соответствующей температуре. Зная точность регистраций профиля температуры в холодной ,пленке моря, можно получить оценки толщины ламинарного подслоя, где распределение температуры по глубине будет отличаться 173 от линейного не более чем на среднеквадратическую ошибку метода.
Расчет показывает, что для точности измерений в 107,' толщина ламинарного подслоя будет составлять Ь = 0,2Ь, где Ь =ф — 1 толщина приведенного слоя. Данные выше оценки толщины приведенного слоя лежат в интервале 1,6+2 мм (день — ночь). Следовательно, соответствующие значения толщины ламинарного подслоя холодной пленки будут равны Ь = 0,3 — 0,4 мм при среднем значении Ь = 0,35 мм. Таким образом, впервые прямым инструментальным методом было показано, что теплообмен между океаном и атмосферой в конечном счете происходит через ламинарный подслой холодной пленки, где коэффициент теплопроводности — известная величина.
ФОРМИРОВАНИЕ ПРОФИЛЯ ТЕМПЕРАТУРБ1 С ПОДПОВЕРХНОСТНБ!М МАКСИМУМОМ 10 5 10 174 Наглядной иллюстрацией результата совместного действия двух конкурирующих 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 ниже холодной пленки. Ранее считалось, что из-за перемешивания селективное поглощение солнечной радиации не приводит к образованию локальных неод- нородных структур.
~Й, ~), ВФг' Однако более поздние 10 исследования (см., например, Аксенов, 1986) показали, что поглощательная способность 10 воды быстро растет с ~ =00' ~ =0' увеличением длины волны излучения и уже ближний ИК-диапазон (длины волн 10 от 0,7 до 4 мкм), на который приходится -7 около половины полной энергии проникающего солнечного из- 10 лучения, практически Х,М полностью поглощаРис. 3.1б.
Распределение по глубине объемных источни- ется в первом же мет.ков тепла при различных зенитных углах 1 ре водного слоя, тогда Рис. 3.17. Примеры типов вертикальною распределения температуры в тонком поверх- ностном слое моря как глубина проникновения видимого света достигает нескольких десятков метров. Сильное поглощение ИК солнечной радиации в море приводит к интенсивному нагреву дневного слоя.
Как видно из рис. 3.16, выделение энергии вблизи поверхности моря достигает 105 — 10~ Вт/м и 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 море и безоблачном небе. При этом запас тепла, полученный слоем воды толщиной ~ в результате поглощения ИК солнечной радиации, может оказаться достаточным для обеспечения потока тепла с поверхности океана в атмосферу.
Так как при указанных метеоусловиях турбулентность незначительна, то процессы перемешивания могуг начаться ниже глубины Ля, а это приведет к формированию теплого подслоя под холодной пленкой океана. Следует отметить, что на принципиальную возможность такого распределения указывал М.П.
Тимофеев еще в 1963 г., но без приведения расчетов и детального обоснования. Наблюдения профиля с подповерхностным максимумом в условиях открытого моря редки. Известно только несколько случаев, когда наблюдались в полуденные часы подобные распределения в Атлантическом океане и в других районах Мирового океана. Образование под холодной пленкой подслоя теплой воды может привести к тому, что температура поверхности моря 8, станет вы- 175 РЕЖИМ ТЕПЛОМАССООБМЕНА В ЗОНЕ АДВЕКТИВНОГО ТУМАНА В отличие от "двухточечной" методики регистрации, приводящей к ошибочным представлениям о термической структуре поверхностного слоя океана, известны лишь отдельные работы, проведенные методом термозондирования, где наблюдалась теплая поверхностная пленка.
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 термозондирования во время экспедиции НИС "Профессор Штокман" в Северной Атлантике. Регист- 0 Р рации показали, что если в Гольфстриме существует режим холодной пленки и потоки в атмосферу достигают величин порядка 4 10з Вт/м2, то в зоне адвективного тумана (над холодным Лабрадорским течением) происходит смена режима теплообмена, что проявляется в изменении направления потока и образовании теплой пленки на поверхности океана (рис.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
