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

°'О/

а — корабль В, б — корабль D, в — корабль J, г — корабль К.

тем при представлении данных в осредненном виде такие случаи практически не выявляются.

Так как гистограммы рис. 5.6 включают случаи наблюдений, проведенных лишь при слабых и умеренных ветрах, значительные величины температурных перепадов и их большая изменчивость свидетельствуют о важной роли термической стратификации в про­ цессах теплообмена океан—атмосфера и об изменчивости этой ха­ рактеристики во времени, если оценку устойчивости производить по величине параметра А0 (1+0,07/Во)/м2, где Во — отношение

Боуэна.

Как показал Китайгородский (1970) на примере станций погоды С и Е, учет влияния стратификации необходим для рассмотренных

в определении турбулентного потока в воздухе необходим практиче­

построенная по данным Бёйма. Видно, что если использовать крите­ рий Китайгородского для оценки понятия «нейтральных условий» над водной поверхностью

-0 ,7 • 10-2 < ■9wJ 9fl (l + -М .) °С • с2/м2 < 1 • 10-2,

то эти условия встречаются лишь в 5% случаев наблюдений. Таким образом, есть районы Мирового океана, где нейтральные

условия устойчивости практически не наблюдаются. Вопрос о влия­ нии устойчивости приводного слоя на турбулентные потоки в воз­ духе подробно рассмотрен в главе 7. Здесь мы ограничились лишь

152

приведением данных наблюдений, необходимых нам для расчетов. (0о— 0,с). Посредством отношения Боуэна приведенные здесь дан­ ные о перепадах температуры и влажности воздуха над океаном могут быть увязаны между собой.

Эмпирический факт наличия высокой корреляции температуры и влажности воздуха в приводном слое над океаном хорошо изве­ стен. В частности, Гирдюк и Малевский-Малевич (1973) обрабо­ тали большое количество данных метеорологических наблюдений над океаном с целью определения количественной связи между этими элементами. При этом использовались данные Американского мор­ ского климатического атласа мира (1955—1959) по Атлантическому океану (20 станций), Тихому и Индийскому океанам (35 станций)* а также результаты наблюдений, проведенных в северных морях судами Мурманского УГ'МС, для расширения диапазона исходных данных в области низких температур, так как материалы климати­ ческих станций такой информации не содержат. Полученные ре­ зультаты приведены на рис. 5.8. Там же приведена кривая насы­ щающей влажности (кривая 2) в зависимости от температуры воз­ духа. Хотя разброс экспериментальных точек графика сравнительна велик (особенно для высоких значений температуры воздуха* больше 20°С), все же можно отметить достаточную для решения некоторых задач однозначность связи между 0а и еа. Естественно* что при наличии связи между этими элементами величины перепа­ дов температуры и влажности также должны коррелировать между собой, так как 0о и во связаны между собой совершенно строго. Об этом же свидетельствует, в частности, и малая временная измен­ чивость отношения Боуэна для отдельных районов океана. Так* если воспользоваться упомянутыми выше данными Бёйма о средних месячных величинах отношения Боуэна за 10 лет наблюдений и определить временную дисперсию этой величины внутри 10-летнего' интервала, то для февраля аВо/Во = 0,01, для августа аВо/Во = 0,14.

Здесь

аВо — дисперсия этой величины.

Наличие тесной связи между Д0 и Ае позволяет при рассмотре­ нии теплообмена вода—атмосфера учитывать совместно турбулент­ ные потоки тепла в явной и скрытой форме.

Из отношения Боуэна следует, что

&0,622 • 10~3Во

Тогда суммарный поток тепла океан—атмосфера, обусловленный турбулентным переносом, можно представить в виде

15а

Рис. 5.8. Связь величин 0О и еа над океаном.

/ — по измеренным значениям, 2 — расчет при условии насыщения.

есть некоторый результирующий перепад температур вода—воздух, численно равный температурному перепаду, формирующему поток тепла, равный Р+ 3 Е.

Таким образом, расчет суммарного турбулентного теплообмена в явной и скрытой форме можно провести на основании данных о величинах Д0Р, зная величину отношения Боуэна.

Нередко при отсутствии данных о влажности или при необходи­

155

На рис. 5.9 приведена построенная таким образом номограмма для определения Во в диапазоне значений 0Оот 0 до 25° С и А0 от

—1 до 10° С. Видно, что величина Во сильно изменяется в зависи­ мости от 0о при одних и тех же величинах А0. Так, при А0= 2°С в рассматриваемом диапазоне 0о величина Во меняется от 0,65 до 0,12. В связи с этим упомянутые расхождения в величинах Во по Гордону и Бейму легко объясняются, так как данные Бёйма полу­ чены в крайних северных районах действия атлантических станций погоды.

Рис. 5.10. Сопоставление измеренных и рассчитанных по номограмме значений Во.

Для проверки полученных результатов воспользуемся данными Крауса и Моррисона (1966),обработавших материалы наблюдений девяти кораблей погоды Северной Атлантики. В таблицах этой ра­ боты содержатся осредненные по месяцам величины Во, 0Ои 0а для всех кораблей.

На рис. 5.10 представлен график результатов сравнения изме­ ренных величин Во (по Краусу и Моррисону) и рассчитанных по но­ мограмме, приведенной на рис. 5.9. Результаты этого сопоставле­ ния показывают, что, за исключением больших значений Во (свыше 0,6), расчет Во по предлагаемой номограмме не содержит систематических ошибок. Для больших величин Во необходима дополнительная проверка номограммы. Номограмма может быть использована при расчете турбулентных потоков тепла океан—ат­

156

мосфера для учета эффекта плотности стратификации приводного слоя при отсутствии данных о влажности.

Номограмма не дает возможности использовать ее в инверсион­ ных условиях при (—Д0)>1°С. Можно полагать, что при Де<0 ве­ личина Во вновь изменяет знак на положительный, так как конден­

-Ь(—2)°С, а при более сильных инверсиях сумма LE + P становится отрицательной. Следовательно, при отрицательных значениях Д0, превышающих указанную величину, океан начинает получать тепло из атмосферы, и холодная пленка в таких условиях превращается в теплую, если этому не препятствует действие лучистого теплооб­ мена (эффективного излучения). Согласно приведенным гистограм­ мам Д0, в среднем по данным всех четырех кораблей погоды повто­ ряемость таких инверсий составляет 7% в летние месяцы (зимой такие случаи практически отсутствуют). Если учесть, что смена знака (0о— 0ю) на положительный возможна при наличии таких ин­ версий лишь при близких к нулю величинах эффективного излуче­ ния (т. е. при сплошной низкой облачности), то вероятность появ­ ления теплой пленки уменьшается до 2—3% в летние месяцы и практически равна нулю в зимние.

5.5. Влияние холодной пленки на потоки тепла вода — атмосфера в климатологических расчетах

В некоторых работах (например, Катсарос, 1970) выражается опасение, что имеющиеся климатологические расчеты теплового ба­ ланса океана окажутся несостоятельными, если будет учтен эффект наличия холодной пленки. Основанием для таких крайних суждений служит сравнимость значений Д0 и (0о— 0tt-) по порядку величины. Поэтому попытаемся оценить эффект влияния холодной пленки на теплообмен океан—атмосфера. Ясно, что при этом не имеет ника­ кого смысла учет пленки в лучистом теплообмене, так как введение поправки в величину 0о, равной (0о— 0|С), может изменить эффек­ тивное излучение океана лишь на доли процента. Поэтому влияние пленки может сказаться лишь на турбулентных потоках Р и JsfE.

В предыдущем параграфе приведены величины Д0 и Ае над океаном, которые здесь будут использованы для расчетов Д0" и Д0"' в выражении (5.16). Для оценки влияния лучистого теплооб­ мена на формирование (0о-—6»), т. е. Д0' в выражении (5.16), не­ обходимо оценить повторяемость облачности для рассматриваемых районов кораблей погоды В, D, J и К в соответствии с выбором об­ лачности п в качестве определяющего параметра для Д0'.

Для этого воспользуемся Американским морским климатиче­ ским атласом мира (1955—1959), в котором данные об облачности представлены в виде изолиний повторяемости значений п от 0 до

157

2 баллов и от 6 до 10 баллов. Значения повторяемости этих града­ ций облачности (в процентах), снятые с карт упомянутого атласа, приведены в табл. 5.7.

Для определения повторяемости каждого балла внутри интер­ вала 6—10 баллов воспользуемся кривой обеспеченности для Се­ верной Атлантики, полученной Бортковским (1962). Анализ этой кривой позволяет в первом приближении сделать вывод о том, что в половине случаев с облачностью в указанном интервале наблю­ дается сплошная облачность (10 баллов), а появление любых дру­ гих значений балла облачности равновероятно. Последнее предпо­ ложение использовано и для оценки вероятности появления облач­ ности в пределах 0—2 балла. Введение этих предположений позво­ ляет на основании данных табл. 5.7 представить вероятность появления любого балла облачности.

Для вычисления вероятности различных значений (0о— 0^) не­ обходим расчет вероятности одновременного появления конкретных величин Д0, Ае и п. Выше показано, что вместо двух из них (А0 и Ае) можно рассматривать одну характеристику — результирующий перепад температур Д0Р (5.19). Тогда вероятность совместного по­ явления отдельных сочетаний величин Д0Р и п можно определить как

Предположение о некоррелируемости величин Д0Р и п, позво­ ляющее пользоваться выражением (5.20), можно мотивировать следующими соображениями. В условиях суши между этими пара­ метрами (а вернее, между п и А0 или п и Ае) имеется вполне опре­ деленная зависимость вследствие того, что изменение степени за­ крытости облаками диска Солнца, связанное с количеством облаков, сказывается на величине 0о, а следовательно и Д0. В условиях же водной поверхности изменение интенсивности приходящей солнеч­ ной радиации практически не сказывается на 0о, 0а и еа, а следова­ тельно и Д0Р. Влияние облачности, вообще говоря, сказывается на величине 0о через эффективное излучение, однако этот эффект про­ является лишь в степени развития холодной пленки, не оказывая влияния на величину 0го, которая использована при построении ги­ стограмм А0 и Ае в качестве величины 0о.

158

Используя величины отношения Боуэна, полученные по рис. 5.9, можно на основании приведенных гистограмм А0 рассчитать вели­ чины Л0р и оценить влияние турбулентных потоков £?Е и Р на формирование (0о— 0Ш) по выражению

Влияние лучистого теплообмена можно рассчитать согласно (5.16а) на основании полученных данных о повторяемости различных зна­ чений облачности.

стограммы приведены на рис. 5.11.

Следует напомнить, что все эти вероятностные характеристики

(в процентах) скоростей ветра в пределах 0—10 м/с за эти проме­ жутки. Так, для определения средних месячных величин (0о— 0Ш) на основании гистограмм рис. 5.11 следует в полученные величины

159

повторяемости ввести соответствующий множитель согласно дан­ ным последней графы табл. 5.6. Значения этого множителя (повто­ ряемости в долях единицы значений скорости ветра в пределах О—10 м/с) являются одновременно вероятностью появления холод­ ной пленки любой интенсивности.

Сопоставление гистограмм А0 и (0о— 0№) дает возможность оце­ нить величину относительной погрешности расчета турбулентного потока тепла с поверхности океана при учете холодной пленки и при пренебрежении этим эффектом.

Такой расчет можно рассматривать как оценку погрешностей расчета потоков при использовании в качестве 0Отемпературы на уровне стандартных гидрологических измерений.

При таком расчете необходимо учесть, во-первых, повторяемость скоростей ветра, при которых существует холодная пленка, и, вовторых, то обстоятельство, что сами величины потоков при сильных ветрах, когда пленка уничтожается, больше, чем при слабых и уме­ ренных ветрах, когда пленка существует.

Поэтому, полагая зависимость потока от скорости ветра линей­ ной, можно выразить погрешность вычисления Р вследствие прене­

где Qu 10 — повторяемость скоростей ветра 0—10 м/с в долях еди­ ницы от общего числа случаев наблюдений рассматриваемой сово­ купности данных; и ^ — средняя скорость ветра внутри диапазона

0—10 м/с; ы — средняя скорость ветра в случаях, когда она пре­

вышает 10 м/с в рассматриваемый интервал времени.

Результаты расчета АР/Р, проведенного на основании (5.22), помещены в табл. 5.8.

Таким образом, при расчете турбулентного потока тепла с по­ верхности океана неучет холодной пленки дает погрешность 2—3% для зимних месяцев и 20—30% для летних. Столь значительные по­ грешности расчетов Р для летних месяцев объясняются в первую очередь малыми абсолютными величинами Р.

160