В.А. Магницкий - Общая геофизика (скан) (1119281), страница 34
Текст из файла (страница 34)
Из рисунка видно, что суммарный поток тепла д~, определяющий теплообмен океана с атмосферой, имеет выраженный суточный ход. Он достигает своего максимального значения в 14 — 15 ч, а минимального — около 3 ч. Среднее значение потока тепла в дневное время суток (ц = 230 Вт/м ) примерно на 30% больше, чем в ночное время (д„= 170 Вт/м ). Суточный ход потока тепла следует за суточным ходом ТПО (О,).
Проведенный корреляционный анализ показал, что при уровне надежности 0,9 коэффициент корреляции между указанными изменениями О и о равен 0,8. Для наглядности на рис. 3.24 показана также кривая изменений температуры на глубине 5 см. На этом же рисунке приведен суточный ход потока тепла, определенный структурным методом (кривая д~,). Из сравнения кривых пото- 186 ков О, и д . видно, что они с точностью до ошибок метода (- 10 ~ ) практически совпадают между собой.
Влияние поверхностно-активного вещества (ПАВ) на формирование тепловых потоков от океана в атмосферу изучалось на одной из суточных станций в условиях открытого моря. Наблюдения показали, что сразу же после того, как буй с измерительной аппаратурой вошел в зону морской поверхности, покрытой ПАВ, суммарный тепловой поток начал резко уменьшаться. Этот процесс продолжался до момента выхода буя из указанной зоны.
После сноса течением ПАВ произошло практически полное восстановление величины суммарного теплового потока. На рис. 3.25 кривая 1 показывает изменение ф Я~/~~2 1 суммарного теплового потока у~ ~О при наличии ПАВ. Проведенные в то же время радиационные наблюдения показали, что поток эффек- 330 тивного излучения Е фф практи- зфф чески не зависит от наличия или отсутствия ПАВ (кривая 2).
Пред- 100 ставление о величине относитель- г ного изменения потока тепла на испарение под воздействием ПАВ б дает кривая 3. Уменьшение этого ~7 1~ 6 Ю потока, вызванное ПАВ, составляет 75 О/ тогда как уменьшение Рис. 3.25. ГРафики измене"и" тепловы потоков под влиянием ПАВ суммарного потока составило 60% от первоначальной величины. В наше время, когда мировой транспорт нефти реализуется морем, а добыча нефти занимает все большие области океанического шельфа, процессы загрязнения нефтепродуктами океана становятся серьезной экологической проблемой.
Резкое изменение потока водяного пара в зонах загрязнения ПАВ поверхности контакта океан †атмосфера может привести к перестройке термодинамического режима системы и непредсказуемым эффектам воздействия на состояние погоды больших регионов океана и суши. В связи с этим можно ожидать привлечения внимания исследователей к проблеме защиты Мирового океана от загрязнения ПАВ.
Особый интерес представляет определение теплообмена океана с атмосферой в экстремальных условиях. Как было показано выше (см. рис. 3.20), такие наблюдения удалось провести в северной части Каспия. Выполненные измерения позволили рассчитать суммарные потоки тепла, которые при ветре в 20 м/с составили 2700 Вт/м (что в 3 раза превышает значение потока тепла при ветре в 10 м/с), а при ветре в 40 м/с — 9000 Вт/м . Полученные 2 187 данные даЮт представление- о--значении- потоков- тепла от--океана- в атмосферу при скоростях ветра, сравнимых со скоростью в тропическом циклоне. ТЕРМИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА ПРИВОДНОГО СЛОЯ АТМОСФЕРЫ Многолетние наблюдения, проводившиеся с борта "кораблей погоды", показали, что основной перепад температуры и влаги в планетарном пограничном слое атмосферы (высотой в 1,5 км) сосредоточен в первых метрах воздуха над морем (до 80-90/).
Именно это дает основание условно выделить приводный слой атмосферы (ПСА) толщиной 10 — 15 м из планетарного пограничного слоя. По наблюдениям "кораблей погоды" 1$ распределение температуры в ПСА с повторяемостью 0,9 сверхадиабатическое . На рис. 3.26 приведен характерный про- 10 филь температуры в ПСА, построенный по данным, полученным стандартной методикой измерений, где первый гори- 5 зонт начинается на высоте двух метров над морем. Между тем обращает на себя внимание тот факт, что основные градиенты температуры и влаги в ПСА при- 0 Ф ~ ходятся именно на нижний двухметровый слой. Рис. 3.26. Характерный про- ПРИМЕНЕНИЕ НОВОЙ МЕтОдИКИ рЕГИСт- рации 'температуры на начальном участ- температурой ке П( А с поплавковой системы показало слоев воздуха д, и температу- принципиальное отличие профиля темперой поверхности океанад ратуры от ранее принятого.
Новая аппа- ратура представляет собой мачту с термометрами сопротивления, которая крепится на поплавковой системе вместе с описанным выше комплексом — термозондом и радиометром. Тем самым можно проводить регистрации температуры на начальном участке ПСА начиная с высоты 0,2 м от поверхности моря при волнении до 4 баллов. Датчики температуры защищены от радиации специальными экранами, а точность регистрации температуры составляет 0,1 К (см. рис.
3.11). При адиабатическом переносе элементарного объема воздуха по вертикали изменение его температуры характеризуется равновесным адиабатическим градиентом температуры Г = 0,9 К/100 м. в отличие от него сверхадиабатический градиент у = — ~туд, характеризует степень вертикальной неустойчивости атмосферы. 188 Р 22 $ 1 25 Рис. 3.27: Характерные профили температуры в двухметровом слое воздуха над морем для дневного (а) и ночного (б) времени суток 189 Характерные профили температуры (рис.
3.27) показывают, что в самом нижнем слое наблюдается инверсия, где температура с высотой повышается. Выше этого слоя распределение температуры сверхадиабатическое, которое по мере удаления от поверхности моря переходит практически к почти нейтральной стратификации.
В слое инверсии распределение температуры устойчивое, но для его реализации необходимы источники тепла. Теоретическое рассмотрение процессов переноса водяного пара в ПСА показало, что инверсия температуры является следствием эффекта теплоты смешения, состоящего в разбавлении водяного пара в азоте воздуха при его поступлении в ПСА. Физика эффекта теплоты смешения состоит в следующем. В реальных газах, каким является влажный воздух, внутренняя энергия определяется суммой и = Е~+ Е, где Е~ и Š— 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 поступлении водяного пара с поверхности моря в атмосферу под действием силы Архимеда он будет подниматься вверх и смешиваться с воздухом (азотом), что приведет к выделению теплоты смешения, Оценка эффекта на основе уравнения состояния реальных газов дает величину изменения температуры на 0,3 К, что по порядку величин соответствует реально наблюдаемым перепадам. Наряду с указанной моделью были предложены и другие, в сущности сводящиеся к одной и той же схеме, которая заключается в следующем.
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, термиков ниже, чем в слое инверсии. Тогда, естественно, тепло не может быть перенесено 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 разное время суток. Одним из центральных вопросов в исследовании тепломассообмена океана с атмосферой является изучение зависимости структуры ПСА от скорости ветра. Усиление ветра должно увеличивать поток водяного пара с поверхности моря и приводить к росту перепада температуры в слое инверсии, В то же время усиление ветра вызывает развитие динамической турбулентности, что приводит к перемешиванию воздуха в ПСА и может разрушить слой инверсии температуры.
и, и/с и ч 8 ~г Ю га а ч 8 $6 $ ч Рис. 3.28. Кривые изменения градиента температуры между уровнями 0,25 и 0,5 м (1) и скорости ветра (2) в суточном цикле 190 Исследования влияния ветра (вплоть до шквального) и температуры поверхности океана (ТПО) на интенсивность тепломассообмена проводились на Черном и Каспийском морях.
Приведенные на рис. 3.28 данные наблюдений показывают, что при скорости ветра больше 10 м/с слой инверсии температуры не разрушается, а градиент температуры в нем возрастает до 10 К/м, что на три порядка превышает устойчивый адиабатический градиент. Выше слоя инверсии 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 повьппения ТПО приводит к увеличению степени устойчивости инверсионного слоя.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
