В.А. Магницкий - Общая геофизика (скан) (1119281), страница 33
Текст из файла (страница 33)
Согласно требованиям к спутниковой информации в исследованиях краткосрочных изменений климата и прогноза погоды, такой наиболее важный параметр, как температура поверхности, дол/ жен определяться с точностью не хуже 0,5 К при временном масштабе осреднения в один месяц и пространственном масштабе 100х100 км. Методика и аппаратура с заданными выше параметрами были созданы к концу 80-х гг. советскими учеными.
Новые методы обеспечивают точность восстановления ТПΠ— 0,2-0,4 К, рассчитаной по данным дистанционных регистраций радиационной температуры с искусственных спутников Земли. Между тем при экспериментальных исследованиях процессов тепломассообмена, имеющих место в радиационном слое (толщина — 10 —:20 мкм), необходимо измерять ТПО с точностью не хуже 0,05 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 плотности потока тепла в 5-6 раз. Поэтому при измерении плотности потоков тепла с приемлемой точностью в 10% необходимо регистриро- вать профиль температуры в холодной пленке и ТПО с точностью не 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 ТПО производится обычными радиометрами с борта судна или с поплавковых систем, где из-за незначительной высоты расположения атмосферные возмущения на показания радиометра практически не влияют.
НАТУРНЫЕ НАБЛЮДЕНИЯ ИЗМЕНЧИВОСТИ ТПО В СУТОЧНОМ ЦИКЛЕ В ОТКРЫТОМ МОРЕ С ПОПЛАВКОВОИ СИС ТЕМЫ В области исследования суточных колебаний температуры квазиоднородного поверхностного слоя моря выполнено много работ. Что касается исследований изменчивости истинной температуры поверхности моря — ее радиационного слоя, то такие работы единичны и требуют применения методов ИК-радиометрии или малоинерционных — термозондов.
При исследовании формирования холодной пленки и структуры ТПО радиометры располагаются в непосредственной близости от поверхности моря (на борту судна или на поплавковой системе), чем исключаются вносимые атмосферой искажения. В литературе имеются детальные описания таких радио- метров. Главым фактором, позволившим поднять на порядок чувствительность радиометра, является применение так называемой методики опорных тарировок. Сущность ее заключается в следующем. В процессе измерения ТПО слой воды под радиометром периодически тщательно перемешивается при помощи специального устройства. В результате холодная пленка разрушается и температура поверхности принимает значение температуры квазиоднородного слоя 0 , которая регистрируется радиометром. Далее на спецпроцессоре рассчитывается разность ТПО при естественном состоянии радиационного слоя и после перомешивания.
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. Этот радиометр 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 относится 183 д,'С к регистрации ТПО ИК- 20 радиометром, кривая 2 3 получена методом термо- зондирования, а кривая 3 Ю отражает температуру в квазиоднородном слое на глубине 5 см, измеренную термометром со- 2 противления.
Все кривые 7 были получены путем 77 осреднения в соответст- О 6 72 76 2" ~ ч вующие часы суток данРис. 3.23. Изменение ТПО в суточном цикле НЫХ рЕГИСтрацнй ТЕМПЕ- (по Г.Г. Хунджуа и др., 1977) Из рисунка видно, что во все часы суток ТПО всегда ниже температуры подповерхностного квазиоднородного слоя и имеет ярко выраженный суточный ход.
При этом кривые 1 и 2 несколько отличаются друг от друга (на 0,2 К). Это объясняется тем, что в первом случае средняя температура измерялась в слое воды толщиной 10 мкм, а во втором — 100 мкм, а также инерционностью термозонда. Между тем коэффициент корреляции для кривой ТПО и температуры квазиоднородного слоя составил величину 0,8 при уровне надеж-' ности 0,9. Обращает на себя внимание тот факт, что перепад температуры / в изменении ТПО в суточном цикле составляет величину большую, чем перепад в квазиоднородном слое.
Это хорошо согласуется с известным положением об увеличении перепада температуры в холодной пленке в светлые часы суток. Для рассмотренной серии измерений средний перепад температуры в суточном цикле составил величину 0,9 К. Все изложенное указывает на роль ТПО как одной из важнейших характеристик тепломассообмена между океаном и атмосферой. НАТУРНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ТЕПЛОМАССООБМЕНА ОКЕАНА С АТМОСФЕРОЙ НА ОСНОВАНИИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ В ХОЛОДНОЙ ПЛЕНКЕ ОКЕАНА Знание термической структуры поверхностного слоя океана позволяет обосновать метод определения суммарного потока тепла от океана в атмосферу (д~) на основании распределения температуры в холодной пленке.
Из рассмотренной выше модели холодной пленки следует, что механизм формирования потоков тепла и влаги на поверхности океана определяется следующими факторами: а) океан и атмосфера изначально неравновесны; 6) процессы тепломассообмена имеют место практически на поверхности океана в радиационном слое толщиной 10-20 мкм; в) тепла, поступающего в радиационный слой в результате поглощения приходящей солнечной радиации, недостаточно для поддержания процессов обмена из-за ничтожно малой толщины радиационного слоя; г) подвод тепла к радиационному слою океана происходит путем диффузии тепла снизу через ламинарный подслой холодной пленки, где известен коэффициент теплопроводности.
Все это дает основание записать уравнение теплового баланса радиационного слоя в виде Д вЂ” = ЬЕ+ Р фф+Л„ (3.6) при условии сопряжения температур на границе контакта вода — воздух И ), = В,) = р,(е). (3.7) 185 Здесь первый член правой части 1.Š— поток на испарение, где Ь вЂ” удельная теплота парообразования ~Дж/кг), Š— плотность потока водяного пара 1кг/м . с).
Второй член Р Фф — плотность потока эффективного излучения 1Вт/м 1, и последний 'член описывает контактный поток тепла через ламинарный подслой приводного слоя атмосферы с коэффициентом молекулярной теплопроводности воздуха Я„. Все эти три потока составляют расходную часть в уравнении баланса. Приходной частью является поток тепла, подводимый к холодному радиационному слою из нижележащих теплых слоев воды через ламинарный подслой, который в соответствии с законом Фурье равен Ок — — — 1„ртабр~ н выражает весь теплообмен океана с атмосферой.
Таким образом, прямые регистрации профиля температуры в холодной пленке позволяют рассчитать градиенты температуры в ламинарном поверхностном слое океана и тем самым получить доверительные оценки суммарного потока тепла от океана в атмосферу. Этот метод, еще в 70-х гг. предложенный Г.Г.
Хунджуа и Е.Г. Андреевым, в настоящее время нашел широкое применение в исследованиях процессов тепломассообмена в натурных условиях. Новая методика дает возможность быстро и с высокой надежностью определять суммарный поток тепла в условиях открытого моря при волнении до 4 баллов. Проведение систематических наблюдений в море позволило исследовать суточный ход изменений потока тепла от океана в атмосферу, установить его зависимость от тем- 4оо зоо гоо го О 4 6 М2 Мб гО 24Тч Рис. 3.34.
Кривые изменения суммарного потока тепла от океана в атмосферу в суточном цикле пературы поверхности океана, а также от скорости ветра. Эти данные были получены в разное время в разных районах Мирового океана. Для иллюстрации на рис. 3.24 приведены данные о теплообмене, полученные на многосуточной станции в открытом районе Черного моря. Эта серия интересна тем, что поток тепла помимо метода термозондирования определялся еще и структурным методом, а также регистрировалась температура на различных горизонтах в воде.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
