Учебное пособие «Физика природной среды»



страница19/26
Дата10.05.2016
Размер1.48 Mb.
1   ...   15   16   17   18   19   20   21   22   ...   26

4. ПЛЕНКИ НА ПОВЕРХНОСТИ ОКЕАНА

4.1. Термический пограничный слой на поверхности океана

В настоящее время хорошо известно, что вблизи поверхности воды образуется термический пограничный слой (в литературе встречаются и другие названия — холодная пленка, скин-слой, тепловая пленка). Толщина этого слоя и перепад температур в нем зависят от локальных условий, например от температуры воздуха, скорости ветра, влажности воздуха, наличия поверхностных волн, течений, пленок ПАВ на поверхности, а также от времени суток, облачности и других факторов, влияющих на лучистый теплообмен.

Термический пограничный слой и перепад температур в нем представляют интерес для оценок теплообмена между океаном и атмосферой. Теплообмен через поверхность океана определяется прежде всего температурой самой поверхности, но обычными методами, например с помощью термометров, измеряется температура на некоторой глубине под поверхностью воды. С другой стороны, радиометрические методы измерения дают непосредственно температуру поверхности океана (говоря точнее, с помощью ИК-радиометров измеряется температура верхнего слоя воды толщиной менее 50 мкм), тогда как для различных задач океанологии часто желательно знать температуру под поверхностью, которую дают обычные методы измерения температуры. Кроме того, использование различных методов измерения температуры затрудняет сравнение данных. Поэтому возникает задача о связи температуры поверхности воды и температуры некоторой ее толщи. Рассмотрим эту связь.

Многочисленные измерения, выполненные как в натурных, так и в лабораторных условиях, показали, что температура поверхности воды Ts может значительно отличаться от температуры нижележащего слоя TW. Толщина термического пограничного слоя может изменяться от долей миллиметра до сантиметров, а перепад температуры в нем ΔT = TsTW от нескольких сотых градуса до нескольких градусов Цельсия. И толщина, и перепад температуры в термическом пограничном слое в первую очередь определяются суммарным тепловым потоком, идущим из океана в атмосферу (или, в редких случаях, наоборот):



(здесь потоки, идущие из атмосферы в океан, считаются положительными, и наоборот).

При Q > 0 (прогрев поверхности) ΔT > 0; при Q = О и ΔT = 0; и при Q < О (теплоотдача с поверхности) ΔT < 0, т. е. на поверхности существует так называемая холодная пленка. Согласно экспериментальным данным, последний случай наиболее типичен для океана и наблюдается в 98% наблюдений. Поэтому мы ограничимся рассмотрением холодной пленки.


На рис. 4.1.1. схематично представлен профиль температуры при наличии холодной пленки на поверхности. Здесь 1 — слой молекулярной теплопроводности с линейным профилем температуры; 2 — обусловленный турбулентностью переходный слой с логарифмическим профилем температуры; 3 — начальный участок верхнего квазиоднородного слоя. Как показывают измерения в океанах и озерах, наиболее характерный перепад температуры в холодной пленке ΔT составляет 0,3–0,5°С.



На рис. 4.1.2. представлен пример реально зарегистрированного профиля температуры при наличии холодной пленки на поверхности. Его характерной особенностью является наличие тонкой структуры, представляющей собой ряд отрицательных выбросов температуры. Причиной появления указанных выбросов является микроконвекция. Плотность воды в холодной пленке на поверхности океана всегда выше, чем плотность нижележащих слоев. Если модуль ΔT превышает некоторое критическое значение, в термическом пограничном слое возникает микроконвекция. Холодная вода на поверхности перемещается в горизонтальном направлении к узким, постоянно перемещающимся областям (линиям конвергенции), где происходит ее быстрое опускание. В интервалах между линиями конвергенции более теплая вода из нижележащих слоев медленно поднимается к поверхности. В результате в тонком (толщиной не более 1 мм) поверхностном слое воды возникает сложное нестационарное поле температуры. Как следствие, температура в фиксированной точке на поверхности воды непрерывно изменяется, как показано на рис. 4.1.3. Таким образом, информативным параметром является не мгновенная температура в какой-либо точке поверхности, а осредненная по площади или по времени температура поверхности океана. Еще одним следствием описываемого явления является необходимость осреднения ΔT по нескольким профилям, т. к. если TW на всех профилях остается постоянной, то Ts значительно изменяется от профиля к профилю.

Теперь можно объяснить и появление отрицательных выбросов на вертикальном профиле температуры (рис. 4.1.2). Эти выбросы появляются на записи, когда термодатчик, при своем вертикальном перемещении, пересекает области опускания холодной воды.

На основании соображений размерности были выведены формулы, связывающие перепад температуры ΔT в термическом пограничном слое с полным тепловым потоком, идущим через поверхность океана Q. Для условий свободной конвекции (отсутствие ветра) указанная связь выглядит следующим образом:

где g — ускорение свободного падения, α — коэффициент объемного термического расширения воды, Cp — удельная теплоемкость воды, ρ — плотность воды, χTкоэффициент молекулярной теплопроводности воды, ν — кинематическая вязкость воды, A = 0,16 + 0,22 — константа.

В случае вынужденной конвекции (при ветровом обдуве поверхности) вместо (4.1.2) получается:



где λ = 5 + 10 — коэффициент пропорциональности, τ — напряжение ветра, приложенное к поверхности воды, причем:


где ρa — плотность воздуха, CDкоэффициент сопротивления водной поверхности, ua — скорость ветра на стандартной высоте.

На толщину холодной пленки и перепад температуры в ней оказывает влияние целый ряд факторов.

Объемное поглощение солнечной радиации вблизи поверхности воды в полуденные часы необходимо учитывать в (4.1.1). При этом, как правило, холодная пленка не исчезает, но ΔT уменьшается.

Облачность приводит к уменьшению Rэфф и, соответственно, уменьшению ΔT в пленке.

Гравитационные волны могут уменьшать ΔT почти в полтора раза. Обрушивание волн приводит к локальному разрушению холодной пленки и соответствующему локальному повышению температуры поверхности воды. По имеющимся экспериментальным данным, восстановление холодной пленки происходит через 10–12 секунд.

Радиационная температура сликов, нефтяных пленок, ПАВ отличается от радиационной температуры поверхности чистой воды. Соответственно, наличие пленок на поверхности может изменять и термодинамическую температуру поверхности и, следовательно, ΔT. При этом ΔT может как увеличиваться, так и уменьшаться. Данный вопрос, важный с точки зрения практических приложений (обнаружение загрязняющих пленок на поверхности океана), пока еще изучен недостаточно и требует дальнейших исследований.

Сканирующие ИК-радиометры, устанавливаемые на метеорологических спутниках Земли, постепенно становятся основным средством получения информации о температуре поверхности океана (ТПО) в глобальном масштабе. Хорошая пространственная разрешающая способность (~ 1 км) и чувствительность (~ 0,3 К) лучших современных многоканальных радиометров AVHRR, которыми оснащены спутники с полярными орбитами серии NOAA, а также возможность обзора одного и того же участка поверхности дважды в сутки, делает их незаменимым средством изучения термодинамики верхнего слоя океана. Несколько худшим разрешением и чувствительностью (соответственно 8 км и более 0,5 К) обладают одноканальные ИК-радиометры на геостационарных спутниках METEOSAT. Однако они дают информацию о температуре поверхности океана с интервалом 0,5 ч, что позволяет эффективно отфильтровывать облачность и строить регулярные (например еженедельные) карты ТПО на больших акваториях, а также изучать (при отсутствии облачности) относительно быстро протекающие процессы перестройки термического поля поверхности океана.

Принятые в последние годы алгоритмы обработки, основанные на сравнении радиационной температуры в двух (3,7 и 11 или 11 и 12 мкм) или трех (3,7; 11 и 12 мкм) ИК-каналах AVHRR, позволяют уже сейчас получать в районах, свободных от облачности, тумана и вулканического аэрозоля, удовлетворительную для ряда океанологических задач точность восстановления ТПО (σ = 0,6–0,8°С). Например, сопоставление среднемесячных карт ТПО, основанных на данных AVHRR и судовых данных в северо-восточной части Тихого океана, дали среднее квадратическое отклонение для разности TAVHRRTсуд, равное 0,78°С при среднем отклонении 0,25°С.

Различия между спутниковыми и точечными контактными и другими измерениями ТПО в океане неизбежны и обусловлены (при надежной калибровке радиометра и идеальной атмосферной коррекции) различным масштабом осреднения (более 1 км2 у спутника), ошибками географической привязки спутниковых данных (до нескольких десятков километров в открытом океане), разницей во времени проведения измерений, наличием пленок, изменяющих излучательную способность водной поверхности, а главное — естественной пространственно-временной изменчивостью перепада температуры ΔT в термическом пограничном слое океана и характера T(z) в суточном термоклине. Последнее обусловлено тем, что радиометр измеряет температуру слоя толщиной менее 50 мкм, тогда как любой метод контактных измерений (буксируемый термодатчик, батометр, СТД, датчик в судовом водозаборнике, дрейфующие буи и т. д.) — температуру на глубине от нескольких десятков сантиметров до нескольких метров. Поэтому наилучшие результаты сравнения спутниковых и контактных измерений получаются в областях интенсивного ветрового или конвективного перемешивания, при разнице во времени измерения не более суток и различии в географическом положении точек измерения в пределах 1–3 десятков километров. И напротив, наибольших различий следует ожидать либо в районах повышенной динамической изменчивости (например, во фронтальных зонах, зонах апвеллинга и т. д.), либо при штилевой и маловетренной погоде в условиях интенсивного солнечного прогрева, когда суточный ход Ts может достигать 3–3,5°С.

Спутниковые данные, безусловно, могут давать более реальную синоптическую картину ТПО и ее изменчивости, нежели разновременные судовые измерения вдоль отдельных галсов или вдоль сетки галсов, а тем более — эпизодические или случайные судовые измерения. Все это, а также непрерывное совершенствование аппаратуры и алгоритмов обработки радиометрических измерений позволяют полагать, что спутниковые карты ТПО окажутся в скором времени не только основным источником информации о ТПО для различных областей океанологии, но и основой для создания банков данных в целях мониторинга климатической изменчивости.

1   ...   15   16   17   18   19   20   21   22   ...   26


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

    Главная страница