В.А. Магницкий - Общая геофизика (скан) (1119281), страница 32
Текст из файла (страница 32)
3.18). Х ИМ При этом потоки атмосфера-океан составляют величину 60 —:400 Вт/м2. Механизм Формирования теплой пленки определяется конденсацией водяного пара на поверхности океана. При этом тепла, выделяющегося при частичном осу- Рис. 3.18. Режим теплой пленки как результат конденсации водяного пара на поверхности океана при адвективном ту- мане 176 ше температуры в его квазиоднородном слое (рис.
3.17, в). Применяя двухточечную методику регистрации профиля температуры в точке 1 радиометром, а в точке 2 термометром, когда О, будет выше В~, некоторые авторы, к сожалению, интерпретируют эту ситуацию как появление так называемой теплой пленки (пунктирная линия на рис. 3.17, в). Учет поглощения ИК-радиации делает возможным объяснение этого явления, не вступая при этом в противоречие с основным положением теплообмена (невозможность передачи тепла от холодной атмосферы к теплому океану).
шении 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. МОДЕЛБ ХОЛОДНОЙ ПЛЕНКИ ОКЕАНА Исходя из приведенных выше положений о термических и динамических процессах, имеющих место в поверхностном квазиоднородном слое океана, можно представить следующую модель тонкой термической структуры холодной пленки океана (рис.
3.19). У самой 10+2дчкм В Х поверхности расположен радиаци- 1 онный слой 1 толщиной 10 — 20 мкм. ф Ниже идет ламинарный подслой 2 толщиной 0,3 мм с линейным профи- 1,8 лем температуры. Под ним лежит ийверсионный слой 3 с экспоненциальным распределением температу- !р ры, с глубиной залегания 3,5 мм. Толщина приведенного слоя составляет величину Ь = 1,8 мм. Инверсионный слой монотонно переходит у~ в квазиоднородный поверхностный слой 4. Исследуя механизм теплообмена г,ми между морем и атмосферой, естественно поставить вопрос: до какого Рис.3.шмодельхолоднойпленки состояния волнения может существовать холодная пленка с ее ламинарным подслоем? Ответить можно следующим образом.
Большие волны — это сильный ветер, который приведет к интенсивному испарению и, следовательно, к сильному выхолаживанию поверхности (радиационного слоя) океана. Это вызовет.утончение холодной пленки и ее ламинарного подслоя. Однако холодная пленка не может быть 'разрушена", так как обмен вблизи границы раздела жидкой и газообразной фаз может происходить только с помощью молекулярных процессов переноса. В связи со сказанным исключительный интерес представляет регистрация профиля температуры в холодной пленке при грозовом шквале, когда скорость ветра соизмерима с ветром в тропическом циклоне (ТЦ) и достигает 40-70 м/с. В отличие от ТЦ в грозовом шквале из-за небольшого времени действия ветра (до нескольких де~:ятков минут) волны не успевают вырасти до высот, угрожающих 177 ° °" ° "' г'"' """ "' ' '4' ° ° ° ° ° Ф ° Ф Ф ° ° * ° В,ц~ ° $ ° ° ° ° Ф В Ф 4 Ф ° ° ° ° ! ° ° Ф ~ ° Ф 1 $ ° Ф :7С :7С ° ° ° ° Ф ° Ф ° ° ° ° ° 4 В ° $ ° Э ° ° ° ° Р,бми; ° Ф ° ° ° В Ф ° Ф Э $ 4 ° ° Ф ° ° ° ° ° ° ° ° Рис.
3.20. Профили температуры в холодной пленке: а — при шквальном ветре со скоростью 20 мlс; б — при обдуве поверхности моря струей воздуха со скоростью 40 м/с гибелью судну, что дает возможность применить метод термозондирования в зоне грозового шквала.
Для северных районов Каспийского моря характерно образование грозовых шквалов. Прямые регистрации профиля температуры при шквальном ветре (около 20 м/с) были получены в указанных районах с борта НИС "Акватория" в 1987 г. методом термозондирования (Хунджуа и др., 1989). Регистрации показали, что холодная пленка при ветре 20 м/с не разрушается и сохраняет свою термическую структуру с градиентами температуры', достигающими 4500 К/м. На рис, 3.20, а приведен профиль температуры при шквальном ветре со скоростью 20 м/с.
В Каспийской экспедиции получены также профили температуры в холодной пленке при обдуве поверхности моря струей воздуха от винта зависшего на высоте 20 м над морской поверхностью вертолета МИ вЂ” 8. Оценки скорости ветра в этих условиях с использованием соотношения и = (2Му/лрА)~', где р — плотность воздуха, М вЂ” масса вертолета, я — ускорение свободного падения, А— радиус винта вертолета, дают значение более 40 м/с. Регистрации показали (рис. 3.20, б), что холодная пленка при таком ветре не разрушается, при этом градиент температуры в холодной пленке составляет 15000 К/м. ТЕПЛОМАССООБМЕН МЕЖДУ ОКЕАНОМ И АТМОСФЕРОЙ Основная задача в проблеме тепломассообмена между океаном и атмосферой состоит в определении потоков тепла и влаги, отда- ваемых океаном в атмосферу путем процессов испарения, ИК-излучения и конвекции.
Значимость этих процессов заключается в том,что в конечном счете они поддерживают стационарное состояние теплового 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) и переносимых 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 интегральном виде характеризуется уравнением теплового баланса, представляющим алгебраическую сумму прихода и расхода тепла. Этот метод впервые. был предложен академиком В.В.
Шулейкиным в 1927 г. и в дальнейшем нашел самое широкое использование при исследовании термических режимов в океане и процесссов энергообмена с атмосферой. Уравнение теплового баланса столба воды одиночного сечения в деятельном слое океана глубиной Ь при отсутствии адвекции можно записать в виде с рй — = 1~ ~1 — А„) — Р ~ф — Ш вЂ” Я, дО (3.3) Р где с и р — теплоемкость и плотность морской воды соответственно, 8 — средняя по глубине температура столба воды, 1о = д„+ ч,— сумма прямой и рассеянной радиации, А — альбедо морской поверхности, Р фф — эффективное излучение, 1Š— поток тепла на испарение, Ц вЂ” поток контактного теплообмена. Здесь помимо адвекции не учтен ряд потоков, таких, как теплообмен на нижней границе деятельного слоя, и других, роль которых по сравнению с основными потоками мала (меньше 0,5%).
Левая часть уравнения (3.3) описывает теплонакопление океана. В климатологических расчетах годовых бюджетов изменение тепло- накопления считается равным нулю, хотя сезонные изменения могут достигать 30% от потока тепла на испарение. Это положение используется при исследовании тепломассообмена между океаном и атмос- ферой методом энергетического бюджета. В этом случае уравнение запишется в виде (3.4) где 1.Е+ Ц вЂ” подлежащие определению потоки скрытого и явного тепла, как основные составляющие теплообмена между океаном и атмосферой. Правая часть уравнения (3.4) представляет собой радиа- ционный баланс 1~=1о 1 А ~эфф (3.5) Е, г~~см 2 сут) 05 КОСМИЧЕСКАЯ ОКЕАНОГРАФИЯ В наше время в результате исключительных достижений в области космонавтики 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. 3.22 приведена общая схема организации многоуровневых исследований природных ресурсов Земли, включающая и радиационную программу изучения Мирового Океана. 180 'состоящий из проникающей в океан радиации и эффективного излучения поверхности океана.
Пределы применимости метода зависят от достоверности определения радиационного баланса Я, а также возможности пренебрежения теплонакоплением и адвекцией. Метод теплового баланса применим только для расчетов средних величин составляющих обмена на г больших акваториях и за довольно У длинные периоды времени. ГрафиОЮ ки зависимости от широты сред/ 3 негодового испарения для савернои части Тихого океана (рис. 3.21) по- 1 казывают, что данные мало отличаес,„ются друг от друга.
Трудность таких расчетов состо- Ф Рис. 3.21. зависимость от широты сред- ит в том, что получить карты негоДового испаРениЯ ДлЯ севеРной ча- Г ОбаЛЬНОГО РаСПРЕдЕЛЕНИя ЗЕМНой сти Тихого океана по расчетам: 1— мосб (1936), 2 — в а (1936), 3 темпеРатУРы, влажности и других Джекобса (1951), 4 — Будыко 11967) ПаРаМЕтРОВ ДЛЯ ОПРЕДЕЛЕННЫХ ИН- тервалов времени наземными и морскими средствами наблюдений практически невозможно. Это сводит общую проблему к фрагментарным представлениям обменных процессов на Земле. ::: ~-:::.;::.:::/1:::::::, '::.":::::.:::::: передбижпсче ладо ато йй':.- '-':-'-;..:",:.:: ' .' '": Г Лг:... Самолеты- л адоратории — Суда- '::::.. :::-:.'.: ладоратории.':. '. Буйкодие .
стан ии.'.. Рис. 3.22. Схема органиэации многоуровневых исследований природных ресурсов ЗеМли Космические аппараты серии „Космос" Пилотируемые космические аппараты „Салют" Косм'ические аппараты т па„Метеор" Комплексные исследования с использованием космических и наземных средств наблюдений дают возможность изучать процессы в океане и атмосфере, определяющие особенности энергообмена между ними. 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 усовершенствования модели переноса излучения в системе океан-атмосфера, а также решен 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 давали возможность в целом проследить ход формирования погоды на Земле и выявить основные факторы, определяющие динамизм термических процессов. Однако для решения задач тепломассообмена точность определения ТПО была недостаточна (она составляла около 1,5 —:2 К). Как выяснилось 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.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
