книги из ГПНТБ / Процессы переноса в близи поверхности раздела океан - атмосфера

где величины коэффициента обмена определялись по данным о пульсациях скорости, полученным с помощью киносъемки. Если иметь в виду, что для воды число Прандтля близко к 10, то резуль­ таты Минского в какой-то мере и количественно подтверждают дан­

Отсюда следует, что факт постоянства с глубиной коэффициента Сн говорит о постоянстве с глубиной Н/А или о линейной зависимости А (Я). Если использовать данные Хассе о величине Сн для слоя толщиной 25 см и дйнные о величине Н/А, полученные в работе Ти­ мофеева и Малевского-Малевича, то численное согласование этих данных выполняется при и —5 м/с.

Так как Хассе привлекает к рассмотрению слои воды большой вертикальной протяженности, становится необходимым учет погло­

где / — поглощенная слоем коротковолновая радиация.

141

Здесь, однако, мы специально не рассматриваем влияния сол­ нечной радиации, так как при принятом нами определении поверх­ ностного слоя воды величина поглощенной слоем коротковолновой радиации мала по сравнению с общим потоком тепла в этом слое. Укажем лишь, что приведенные на рис. 5.2 данные о величинах Л косвенно учитывают влияние поглощенной радиации, так как они получены при наличии определенных значений радиационного при­ тока тепла в слое. Поэтому при использовании полученных вели­ чин Л ошибка в расчетах, обусловленная действием солнечной радиации, будет вызвана не пренебрежением этим эффектом, а от-, личием фактических значений поглощенной радиации от тех ее зна­ чений, которые наблюдались при проведении измерений, положен­ ных в основу данных рис. 5.2.

Для иллюстрации положения о возможном неучете поглощения радиации верхним слоем воды приведем данные о величине отноше­ ния AIq- h/B (Д/ — радиация, поглощенная слоем 0—Н) для слоя воды толщиной 4 см, используя средний коэффициент поглощения и средние климатологические величины потоков тепла для кораблей погоды Северной Атлантики (табл. 5.5).

5.2.Экспериментальные данные о величинах (90 — 9ГО)

Кнастоящему времени имеется значительное число работ, в ко­ торых приведены величины отрицательных температурных перепа­ дов в поверхностном слое воды. Выше уже цитировались работы Сондерса (1967), Мак-Алистера (1964), Альтберга и Попова (1934),

(1940), Ивинга и Мак-Алистера (1960) и некоторых других авторов, поэтому их содержание здесь не рассматривается.

Рассмотрим вкратце содержание еще некоторых работ, не упо­ мянутых Роллем. Гонелла (1967), обработав результаты наблюде­ ний со специального буя, получил максимальные повторяемости ве­ личин (во—вц,) в диапазоне от —0,2 до —0,3° С. Гроссман и др. (1969) на основании самолетных и судовых измерений инфракрас­

аналогичных измерений в тропических районах Атлантики приве­ дены Клауссом и др. (1970). В последней статье помещены данные, обработанные отдельно для дневных и ночных наблюдений. При этом получено, что ночью охлаждение поверхности более интен­ сивно, чем днем: (0О— 0№) равно соответственно —0,5 и —0,35°С. Попытку определить 0Она основании профильных измерений темпе­ ратуры воздуха над морем предприняли Хассе (1963) и Ролль (1948). Эти авторы экстраполировали профиль температуры воз­

142

духа над морем до самой поверхности и сравнивали полученную температуру с температурой воды, измеренной на некоторой малой глубине. В результате они также получили охлаждение поверхно­ сти на 0,2—0,3° С по сравнению с нижележащими слоями.

Значительный по объему материал экспериментального опреде­ ления величин (0о — 01О) получен в ряде экспедиционных работ ГГО. Величина 0Оопределялась радиометром интегрального излу­ чения (Малевский-Малевич, 1967), a 0W— термометром сопротив­ ления или ртутным поверхностным термометром. Такие измерения были осуществлены во время атлантической экспедиции 1965 г.

°/О

с э/с «Айсберг» (июнь—сентябрь, 40—60° с. ш.; Тимофеев, Малев­ ский-Малевич, 1967), атлантической экспедиции 1969 г. с э/с «Оке­

от общего числа наблюдений, осуществленных в упомянутых экспе­ дициях. Эти данные относятся к условиям слабого и умеренного волнения при скоростях ветра до 10 м/с. Из рисунка видно, что об­ щий характер распределения для всех трех совокупностей данных весьма близок. При этом максимальную повторяемость имеет гра­ дация (—0,5) — (—0,3)° С. Анализ совокупности всех данных пока­ зывает, что отрицательные величины (во — ви>) наблюдались в 83% случаев, положительные — в 8% случаев, а в 9% случаев перепад

143

отсутствовал (точнее, его абсолютные величины были меньше

О,ГС).

Полученные результаты позволяют сделать некоторые выводы об устойчивости отрицательных температурных градиентов при на­ личии ветра. На рис. 5.4 величины (0о— 0ГО) для условий океана представлены в зависимости от скорости ветра. Результаты свиде­

чения элементов по максимальной повторяемости их в период выпол­ нения наблюдений). Если задать различные скорости ветра и опре­ делить величины турбулентных потоков тепла и влаги по методике, изложенной в главе 7, то можно рассчитать (0о— 0№) по Хассе с ис­ пользованием Сн для слоя толщиной 25 см (нижняя граница этого слоя наиболее близка к уровню измерений 0Шво время эксперимен­ тов, результаты которых положены в основу рис. 5.3). Рассчитан­

достаточно близки и что, во-вторых, сходен и характер зависимости (0о— 0») от скорости ветра. Отметим, что, как показывают данные наблюдений для рассматриваемого диапазона скоростей ветра, не обнаружено корреляции между величинами перепадов Д0 и Ае и скоростью ветра и, что позволяет при этих расчетах сохранять не­ изменными средние значения Д0 и Ае.

Сохранение холодной пленки при развитии волнения можно ка­ чественно объяснить следующими причинами. Как явствует из (5.3), перепад температуры в поверхностном слое пропорционален полному теплообмену поверхности с атмосферой, два слагаемых ко­ торого (J?E и Р) возрастают с увеличением скорости ветра, а тре­ тье (ЕЭф) от нее не зависит. Поэтому увеличение скорости ветра,

аследовательно и волнения, приводит не только к усилению обмена

вповерхностном слое, уменьшающего обратный температурный

144

градиент, но и к увеличению теплообмена вода—воздух, вызываю­ щего появление этого градиента. Эти два эффекта, действующие в противоположных направлениях, частично компенсируют друг друга, хотя очевидно, что при сильном волнении вообще теряется смысл термина «поверхность воды», так как в этом случае в воздухе находится жидкая вода в виде брызг, а в воде — пузырьки воздуха.

висимости В (и) оказывается слабой, как это видно из того же вы­ ражения, переписанного в виде

по экспериментальным данным отмечаются при небольших скоро­

при наличии ветра, недостаточного для развития волнения и интен­ сивного обмена в воде (и соответственно теплопроводности поверх­ ностного слоя), но приводящего к дополнительному охлаждению поверхности за счет турбулентных механизмов теплообмена вода— воздух, величины (0о— 0W) достигают максимальных значений; при дальнейшем усилении ветра величины (0о— 0,„) уменьшаются за счет большего влияния увеличения Л, чем соответствующего уве­

ществует в море в разорванном виде, т. е. она отсутствует на греб­ нях волн и восстанавливается между гребнями. Такое предположе­ ние также объясняет сохранение температурных перепадов при взволнованной поверхности моря с некоторым уменьшением их ве­ личин при развитии волнения. При этом на поверхности существуют участки как разрушенной, так и сохранившейся пленки, и рост вол­ нения будет приводить к уменьшению пятен сохранившейся или восстановившейся пленки. Если при этом проводить измерения ма­ лоинерционным радиометром с малым углом зрения, то регистра­ ция величин (0о— 0jti) должна была бы дать периодическое измене­ ние этой величины от нуля до максимально возможной при данных условиях теплообмена вода—атмосфера с периодом, совпадающим с периодом волн. Если же прибор инерционен и «видит» большой участок поверхности моря (т. е. как при наблюдениях, описанных здесь), то производится автоматическое осреднение измерений, при­ водящее к уменьшению величин (0о— 0Ю) при росте волнения.

Рассматривая вопрос об устойчивости пленки, следует иметь в виду, что помимо возможного разрушения ее под влиянием внеш­ них факторов (ветра), пленка может исчезнуть под воздействием

внутренних сил, связанных с образованием неустойчивой плотност­ ной стратификации. Эта неустойчивая стратификация в пленке об­ разуется, во-первых, под влиянием отрицательных температурных перепадов и, во-вторых, за счет перепада солености, вызванного большей концентрацией соли у поверхности в связи с действием ис­ парения. Этот вопрос в настоящее время не исследован настолько подробно, чтобы можно было указать критические значения как об­ щего потока тепла вода—атмосфера, так и испарения (поскольку именно эти потоки ответственны за оба указанных эффекта), пре­ вышение которых вызовет образование конвекции и разрушение пленки. Отметим лишь, что приближенные оценки Болла (1954), Катсарос (1969), Черноусько и Шумилова (1971) и лабораторные опыты Черноусько (1971), несмотря на некоторую противоречи­ вость их результатов, показывают, что плотностная стратификация не достигает критических значений за счет процессов естественного теплообмена океан—атмосфера.

Из вышесказанного можно сделать общий предварительный вы­ вод, что холодная пленка на поверхности океана является в есте­ ственных условиях устойчивым образованием, о чем свидетельст­ вуют приведенные выше экспериментальные данные.

5.3. Определение (0О— 6М) расчетными методами

Наличие пленки на поверхности океана вынуждает считаться с необходимостью учета пленки как при решении задач мелкомасш­ табного физического взаимодействия океан—атмосфера, так и при рассмотрении вопросов климатологии теплового баланса океанов. Этот эффект тем более существен, что перепады температур Д0 вода—воздух над океаном, как правило, невелики и перепады тем­ ператур (0о— бш) оказываются сравнимыми с ними. Так как при помощи обычных судовых наблюдений за температурой поверхно­ сти воды получают, по сути дела, величину 0,„, то очевидна необхо­ димость перехода к величине 0о, которая может быть непосредст­ венно измерена лишь с помощью радиационных термометров. Выше отмечалось, что величина (0о— 0«.) определяется в первую очередь условиями теплообмена океан—атмосфера, поэтому расчетные ме­ тоды определения (0о— 0Ю) должны основываться на информации об интенсивности всех видов теплообмена вода—воздух. Наиболее простой путь такого расчета заключается в попытке определить корреляцию величин перепада температур в воде и воздухе. Такую обработку специально поставленных наблюдений провел Скули (1967), результаты которого обсуждены в монографии Китайгород­

00 — 9а

пренебречь действием лучистого длинноволнового теплообмена вода—воздух или же когда величина этого вида теплообмена мо­ жет быть принята неизменной (в последнем случае численные зна-

146

во— ви , г чения —-----— будут отличаться от данных, полученных Скули в ус-

00 0а

ловиях отсутствия лучистого теплообмена). Это связано с тем, что на формирование величины (во— вц.) лучистый теплообмен оказы­ вает свое влияние, а с величинами температурных перепадов в воз­ духе он связан слабо. Таким образом, величина во— 6а коррелирует с потоками тепла, обусловленными только турбулентными механиз­ мами (в том числе и со скрытым потоком тепла за счет испарения ввиду наличия корреляции между А6 и Ае над океаном).

Более логичным представляется метод определения (во— 8,с), учитывающий действие и турбулентного, и лучистого теплообмена. Если известны величины потоков океан—атмосфера, то эту вели­ чину легко рассчитать по выражению (5.3).

Для иллюстрации относительного вклада разных термических факторов в формирование величины (во— 8Ю) при некоторых сред­ них условиях выполним следующий расчет (Малевский-Малевич, 1969). Запишем уравнение теплового баланса поверхности на осно­ вании (5.3) в виде

тивная температура, соответствующая «черному» излучению атмо­ сферы, а потоки Р и J2* Е в известном виде

где dE— дефицит влажности воздуха, аа= al о , перепишем (5.9)

в виде

При £ Эф = 0,1 кал/(см2-мин) (характерная величина эффективного излучения океана в условиях малооблачного неба) То — 7"s=15° С.

Используем значение Я/А, согласно приведенным выше резуль­ татам (см. рис. 5.2) равное 1• 102 см2 • с • °С/кал. Воспользовавшись

Полученное выражение позволяет оценить (0о— 0№) при некото­ рых средних условиях, принятых при определении коэффициентов. В (5.15) первый член справа выражает действие эффективного из­ лучения. Второй член справа выражает действие не только турбу­ лентного потока тепла вода—атмосфера, но и отчасти испарения [согласно (5.12)]. Учитывая, что перепады температур вода—воз­ дух составляют обычно 1—2° С, можно оценить характерные значе­ ния (0о—0№) в (■—0,3) —(—0,4)° С, что подтверждается значениями максимальных повторяемостей (0о— 0Ш) по экспериментальным данным. Видно также, что отрицательные градиенты температуры на поверхности могут отсутствовать не только вследствие сильного волнения, но и благодаря действию чисто термических факторов. Так, если ЯЭф = 0,1 кал/(см2• мин), то при 0 холодная пленка на поверхности океана может исчезнуть лишь при наличии мощной инверсии температур в приводном слое (порядка 5—6°С), если же Яэф близко к нулю (при сплошной облачности нижнего яруса), то даже небольшие инверсии температуры могут уничтожить пленку.

Приведенные рассуждения иллюстрируют относительный вес различных термических факторов в формировании пленки. Для практических рекомендаций по расчету величины (0о— 0№) с целью перехода от. измеренной величины 0И к необходимой для многих расчетов величине 0о можно предложить следующий путь.

Запишем

т. е. слагаемые правой части выражения (5.16) описывают в от­ дельности влияние эффективного излучения, турбулентного потока тепла вода—атмосфера и турбулентного потока тепла в скрытой форме за счет испарения на формирование (0о— 0№).

Если зафиксировать скорость ветра, то, согласно (5.10) и (5.11), величина Д0" будет однозначно определяться величиной Д0=

148

= 0о — 0a, a AQ'" — величиной Ae = e0— ea. Для расчета Д0' в каче­ стве подобного определяющего параметра примем количество об­ лаков, так как известно, что в условиях океана, где вертикальные профили температуры и влажности воздуха испытывают малую из­ менчивость, именно облачность в первую очередь регулирует абсо­ лютные величины эффективного излучения. Для этого воспользу­ емся результатами Гирдюка (1968), представившего зависимость Еэф от п (п — количество облаков в баллах) для условий океана.

Тогда, вновь использовав определенные выше значения — , рассчи­

таем Д0' при различных п, а определив величины коэффициентов

(в0 - в ш)°С

- о , * г

тепло- и влагообмена по Бортковскому и Бютнер (см. главу 7), рас­ считаем Д0" и Д0'" при различных заданных значениях определяю­ щих параметров А0 и Де. Результаты этих расчетов приведены на рис. 5.5. На этом рисунке шкалой п нужно пользоваться для опре­ деления Д0', шкалой Д0 — для Д0", а шкалой А е —для Д0'". Общая величина температурного перепада (0о— 0И) определяется согласно

(5.16).

Учитывая, что, согласно приведенным выше экспериментальным данным, величина (0 о — 0 ц ,) слабо зависит от скорости ветра, графи­ ком, приведенным на рис. 5.5, можно пользоваться для определения температуры поверхности при переходе от 0 да к 0о при известных п, Д0 и Ае при слабых и умеренных ветрах (до 10 м/с).

5.4. Стратификация приводного слоя. Отношение Боуэна

Как показано выше, по данным метеорологических наблюдений над океаном можно расчетным путем определить величину 0Она основании измеренной величины 0ц,. Это обстоятельство позволяет

149

произвести необходимые расчеты с целью учета рассматриваемого эффекта в климатологических обобщениях. Для этого рассмотрим условия температурной и влажностной стратификации приводного слоя. В качестве исходного материала для определения повторяе­ мостей А0 и Ае используем данные срочных наблюдений четырех кораблей погоды Северной Атлантики: В (ф= 56° с. ш., д= 51° в. д.),

Поскольку интересующий нас эффект влияния холодной пленкине действует в условиях сильных ветров, такие условия следует за­ ранее исключить из рассматриваемого материала. В качестве гра­

(теплообменом вода—воздух), а при ы>10 м/с эти градиенты пре­ небрежимо малы благодаря определяющему действию волнения.

Результаты обработки данных указанных кораблей погоды по величинам скорости ветра приведены в табл. 5.6. Из табл. 5.6 сле­

дует, что повторяемость значений н ^ Ю м/с в зимний период со­ ставляет 40—50%, в летний — 75—85%. При дальнейших расчетах использовались только эти наблюдения. На рис. 5.6 представлены гистограммы значений Д0 и Ае для указанных кораблей при

10 м/с.

Таблица 5.6

также заметно различны в этих двух парах районов; особенно ве­ лик диапазон изменений величин Ае в районе корабля D (от —3 до 12 мм). Следует отметить, что, как следует из гистограмм Ае, над некоторыми районами океана (корабли В и D) в летний период не­ редки случаи инверсий влажности (примерно 10% случаев); между

150