Учебное пособие «Физика природной среды»



страница15/26
Дата10.05.2016
Размер1.48 Mb.
1   ...   11   12   13   14   15   16   17   18   ...   26

3.9. Эффективное излучение водной поверхности

Эффективное излучение водной поверхности характеризует собственное излучение поверхности океана за вычетом поглощенной части противоизлучения атмосферы и определяется выражением:



где U = δTS4 — энергетическая яркость абсолютно черного тела, имеющего температуру поверхности океана TS, δ = 5,67·10-8 Вт·м-2·К-4 — постоянная Стефана–Больцмана, δ — относительная излучательная способность поверхности океана.

Имеющиеся данные дают значение G в интервале от 0,9 до 0,99. Такой разброс данных объясняется различием в методах измерений, состоянием поверхности и зависимостью G от длины волны. Для диапазона 8–14 мкм и малых зенитных углов принимают G = 0,95–0,97.

Таким образом, поверхность океана излучает как серое тело, очень близкое по своим свойствам к абсолютно черному.

В отличие от океана, атмосфера серым телом не является, поэтому теоретический расчет G представляет значительные трудности.



Для иллюстрации на рис. 3.9.1 представлены экспериментальные кривые спектральной энергетической яркости ясного ночного неба по измерениям на уровне моря при окружающей температуре 27°С. Распределение энергетической яркости по спектру зависит от температуры воздуха, содержания в атмосфере паров воды и озона и от угла визирования относительно горизонта. При угле визирования 0° энергетическая яркость такая же, как у черного тела с температурой окружающего воздуха. При увеличении угла визирования энергетическая яркость для данной длины волны уменьшается. Максимумы кривых, изображенных на рис. 3.9.1, соответствуют центрам полос поглощения водяного пара (6,3 мкм), озона (9,6 мкм) и углекислого газа (15 мкм).

Кривые на рис. 3.9.1 показывают, что в областях до 7 мкм и свыше 15 мкм распределение энергетической яркости излучения атмосферы по спектру достаточно хорошо описывается формулой Планка для ЧТ. Близ центров полос поглощения атмосфера практически непрозрачна для ИК-излучения, поэтому наблюдатель регистрирует излучение от ближайших слоев атмосферы, имеющих температуру окружающего воздуха. По мере удаления от центров полос поглощения энергетическая яркость падает, т. к. уменьшается коэффициент излучения более далеких и более холодных слоев атмосферы.

Как показывают экспериментальные исследования (см. рис. 3.9.2) небо, затянутое сплошными низкими облаками, излучает как ЧТ с температурой, равной температуре окружающего воздуха с точностью до нескольких градусов. В областях сильных полос поглощения (6 и 15 мкм) регистрируется излучение окружающего воздуха, соответствующее излучению ЧТ с температурой 10°С. В спектральном окне прозрачности атмосферы от 8 до 13 мкм регистрируется излучение от облаков (263 К), которое несущественно меняется, проходя через атмосферу.

Основой теоретических методов расчета эффективного излучения естественных подстилающих поверхностей является общее уравнение переноса (2.3.3). Даже при существенных упрощениях его решение крайне громоздко и поэтому, как правило, используются численные методы решения на ЭВМ.

На практике поэтому обычно используются эмпирические формулы. Как следует из вышеизложенного, основная трудность заключается в расчете G. Как правило, для безоблачного неба используется следующая функциональная зависимость:

где Ta — температура воздуха на стандартной высоте (для морских условий 10 м), f(e) — функция, отражающая влияние влажности воздуха (e — парциальное давление водяного пара).

Различными авторами предложено большое количество зависимостей f(e). Приведем для примера формулу Брента, которая была предложена одной из первых, но до сих пор используется в практических расчетах:



где a и b — константы, зависящие от координат точки наблюдения.

Влияние облачности учитывают, как правило, следующим образом:



В простейшем случае:

где c — эмпирическая константа, n — облачность в баллах.

3.10. Турбулентность: основные понятия и определения

Наиболее распространенные движения в океане, атмосфере и водах суши при реально наблюдаемых скорости и размерах потоков имеют турбулентный характер. При этом упорядоченность движения, характерная для ламинарных потоков и определяемая физическими свойствами среды, нарушается. При возрастании скорости движения или размеров потока в вязкой среде ламинарное движение может терять устойчивость. Малые возмущения начинают быстро возрастать, нарушая регулярный характер движения, в потоке возникают вихревые образования различных пространственных масштабов и с различным временем жизни. Движение становится неупорядоченным. Мгновенные значения всех термогидродинамических полей испытывают случайные колебания с различными пространственно-временными масштабами как в каждой точке пространства в один и тот же момент времени, так и во времени в одной и той же точке пространства.

Как показывает опыт, переход от ламинарного к турбулентному режиму движения происходит, когда так называемое число Рейнольдса Re = v·h/V (здесь v — скорость движения, h — толщина течения, V= µ/ρ — кинематическая вязкость жидкости, где µ — коэффициент вязкости жидкости, ρ — плотность жидкости) превышает критическое значение Reкр ≈ 3000.

Однако неупорядоченность движения в турбулентном режиме не является полной. Рассматривая океан и атмосферу как сплошные среды, мы принимаем для них справедливость уравнений Навье–Стокса, что накладывает определенные динамические связи на пульсирующие поля и позволяет при определенных условиях выделить статистически точные осредненные значения.

По определению И. О. Хинце: «турбулентное движение жидкости предполагает наличие неупорядоченности течения, в котором различные величины претерпевают хаотические изменения во времени и пространстве и при этом могут быть выделены статистически точные их осредненные значения».

Источниками турбулентности могут быть силы трения при движении вблизи неподвижных стенок или градиенты скорости в потоке. Турбулентность, возникающая вблизи неподвижных твердых границ и непрерывно подвергающаяся их воздействию, называется пристеночной, а при отсутствии твердых границ — свободной.

В реальной вязкой жидкости турбулентное движение всегда диссипативно: влияние вязкости приводит к преобразованию кинетической энергии движения в тепло. При отсутствии постоянного притока энергии от внешних по отношению к турбулентному движению источников оно вырождается, все его характеристики становятся более однородными. Если во всех областях поля течения турбулентность имеет одну и ту же структуру и ее характеристики не зависят от параллельного переноса системы координат, то она называется однородной. Простейшим видом турбулентности является полная неупорядоченность, когда все статистические характеристики не зависят от направления. В этом случае турбулентность называется изотропной.

Значимость турбулентности в процессах формирования термогидродинамических полей в атмосфере и океане настолько велика, что ее изучение превратилось в одну из центральных проблем геофизики. Ясно, что описание пульсирующих турбулентных полей может быть лишь статистическим с определенными вероятностными выводами относительно средних характеристик. В практических приложениях преобладает полу эмпирический подход, который заключается в изучении характеристик средних полей при определенных гипотезах относительно связи их с пульсационными характеристиками.

Турбулентные колебания термогидродинамических полей в атмосфере образуют широкий спектр пространственно-временных масштабов, однако интенсивность турбулентности в различных областях этого спектра существенно различна, и это позволяет выделить отдельные энергонесущие области с характерными для них пространственными и временными масштабами. Исходя из этого, А. С. Мониным была предложена следующая классификация.

Микрометеорологические колебания — колебания с временными масштабами от долей секунд до минут, так называемая мелкомасштабная турбулентность. Максимум энергии таких колебаний приходится на период около 1 минуты, а горизонтальные пространственные масштабы составляют величины около 600 метров.

Мезометеорологические колебания — колебания с периодами от минут до часов. Пространственные масштабы таких колебаний около 10 км, т. е. порядка эффективной толщины всей атмосферы.

Синоптические процессы — колебания с периодами от суток до нескольких суток с максимумом анергии вблизи 4 суток. Типичная скорость движения при этих процессах около 10 м/с, а типичная скорость превращения энергии — около недели.

Крупномасштабные колебания — глобальные с периодами от недель до месяцев; сезонные — с годовым периодом; межгодовые и внутривековые. Последние мало изучены и объединяются в одну группу крупномасштабных колебаний.

При рассмотрении вопросов тепло- и влагообмена океана с атмосферой нас будут интересовать главным образом микрометеорологические процессы, обусловленные мелкомасштабной турбулентностью вблизи границы вода–воздух.

Реальные движения в океане, также как и в атмосфере, имеют турбулентный характер, что проявляется в наличии неупорядоченных разномасштабных колебаний во времени и пространстве всех термогидродинамических полей. Влиянием турбулентности обусловлено резкое увеличение по сравнению с молекулярным диффузионных процессов переноса импульса, тепла и солей, приводящих к выравниванию градиентов этих субстанций в морях и океанах.

Океаническая турбулентность характеризуется широким спектром пространственно-временных масштабов, соответствующих нестационарным изменениям термогидродинамических полей. Согласно классификации А. С. Монина, в океане можно выделить следующие наиболее характерные колебания.



Мелкомасштабныес периодами от долей секунд до десятков минут, порождаемые поверхностными и внутренними волнами, мелкомасштабными колебаниями внешних факторов и внутренними гидродинамическими неустойчивостями термохалинной и скоростной структуры океана.

Мезомасштабные — с периодами от часов до суток, обусловленные приливными и инерционными силами, а также суточными изменениями потока лучистой энергии.

Синоптические — с периодами от нескольких суток до месяцев, выражающиеся в формировании крупных вихрей с масштабами порядка 100 км, имеющих значительно большую продолжительность жизни, чем атмосферные циклоны и антициклоны. Эти колебания могут быть сравнимы со среднемноголетними изменениями течения, однако их изучение еще только начинается. Пример таких колебаний — ринги Гольфстрима.

Сезонные колебания с годовым периодом — наиболее четко выражены в температурной структуре океана в умеренных и высоких широтах.

Межгодичные, внутривековые и междувековые колебания, связанные с общим изменением климата и состоянием Мирового океана. Их изучение — важнейшая задача для разработки долгосрочных и сверхдолгосрочных прогнозов погоды.

1   ...   11   12   13   14   15   16   17   18   ...   26


База данных защищена авторским правом ©bezogr.ru 2016
обратиться к администрации

    Главная страница