oddziaływanie morza i atmosfery. wymiana energii i masy pomiędzy morzem i atmosferą
DESCRIPTION
Fizyka morza – wykład 11. Oddziaływanie morza i atmosfery. Wymiana energii i masy pomiędzy morzem i atmosferą. Oddziaływanie morza i atmosfery. - PowerPoint PPT PresentationTRANSCRIPT
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
1
Oddziaływanie morza i atmosfery. Wymiana energii i masy pomiędzy morzem
i atmosferą.
Fizyka morza – wykład 11Fizyka morza – wykład 11
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
2
Oddziaływanie morza i atmosfery
• Złożony zespół procesów wymiany energii i masy przez powierzchnię morza wraz z jego bezpośrednimi skutkami w morzu i w atmosferze zwany jest ogólnie oddziaływaniem morza i atmosfery i stanowi fundamentalny problem współczesnej oceanologii.
• Konsekwencje
– Kształtowanie klimatu – cyrkulacja i zmienność stanów atmosfery
– Cyrkulacja i struktura termohalinowa w morzu
– Wymiana gazowa
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
3
Strumienie energiiStrumienie energii
• Strumień promieniowania słonecznego bezpośredniego i rozproszonego Qs
• Wypadkowy strumień promieniowania podczerwonego (tzw. promieniowanie efektywne) Qb
• Strumień ciepła odczuwalnego Qh
• Strumień ciepła utajonego związanego z procesem parowania Qe
• Strumień ciepła przenoszony z opadami do morza i w postaci kropel wody do atmosfery Qw
• Efektywny strumień energii mechanicznej przenikający z atmosfery do morza (głównie w wyniku turbulentnego tarcia wiatru o powierzchnię morza) Eτ
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
4
Strumienie Strumienie masymasy
• Efektywny strumień masy wody unoszonej w postaci pary wodnej z morza do atmosfery Me
• Efektywny strumień masy wody unoszonej w postaci kropel z morza do atmosfery i w postaci opadów z atmosfery do morza Mw
• Efektywny strumień masy soli i innych substancji stałych unoszonej z morza do atmosfery wraz z kroplami wody i z atmosfery do morza z aerozolami i opadami Ms
• Efektywny strumień wymiany masy tlenu, dwutlenku węgla i innych gazów pomiędzy morzem i atmosferą MO2
• Strumień wymiany ładunku elektrycznego na skutek separacji jonów przy unoszeniu kropel wody z powierzchni morza
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
5
Strumień energii promieniowania słonecznegoStrumień energii promieniowania słonecznego
Główne źródło zasilania mórz i oceanów w energię w przeciętnych warunkach. Jej wartość na powierzchni morza charakteryzuje oświetlenie. Zależy ono od czynników astronomicznych i stanu atmosfery. W celu przybliżonego oszacowania wartości tej energii często posługujemy się stosunkowo prostymi wyrażeniami zawierającymi stałą słoneczną (FsQ=1353 W m-2), albedo powierzchni morza, funkcję transmisji atmosfery oraz stopień pokrycia nieba przez chmury:
Es = TaQ FaQ(1 – AQ) cos s; EQ= Es[1 – f(N)]
gdzie: N - zachmurzenie w postaci ułamkowej, a - współczynnik empiryczny, AQ – albedo
W przeciętnych warunkach w rejonie Bałtyku przy bezchmurnym niebie wartości Es mogą sięgać ok. 800 W m-2, a przy całkowitym zachmurzeniu są o ok. rząd wielkości mniejsze.
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
6
Promieniowanie słoneczne na powierzchni BałtykuPromieniowanie słoneczne na powierzchni Bałtyku
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
7
Strumień promieniowania długofalowegoStrumień promieniowania długofalowego
• Jest to różnica pomiędzy promieniowaniem cieplnym powierzchni morza w kierunku atmosfery i promieniowaniem atmosfery skierowanym do morza (nazywanym czasem promieniowaniem zwrotnym atmosfery)
• Wielkość tego strumienia określa się biorąc za podstawę prawa promieniowania ciała doskonale czarnego, a przede wszystkim prawo Stefana-Boltzmanna
• Ponieważ ani morze ani atmosfera w rzeczywistości nie są ciałami doskonale czarnymi, ostateczne wyrażenie na obliczenie wielkości tego promieniowania znajduje się na drodze empirycznej
• Większy problem stanowi atmosfera, gdyż strumień promieniowania długofalowego od morza jest praktycznie generowany na jego powierzchni natomiast strumień od atmosfery powstaje w całej jej objętości i silnie zależy od pionowego rozkładu w niej przede wszystkim pary wodnej i wody
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
8
Strumień promieniowania długofalowegoStrumień promieniowania długofalowego
Strumień promieniowania długofalowego od morza do atmosfery można wyrazić w postaci:
gdzie: δw - współczynnik wynikający z niezgodności promieniowania morza z promieniowaniem ciała doskonale czarnego (zazwyczaj ma wartości z przedziału 0.96-0.98), σ - stała Stefana-Boltzmanna (5.6687×10-8 W m-2K-4), Tw - temperatura bezwzględna powierzchni morza, a strumień promieniowania zwrotnego atmosfery:
gdzie: e - prężność pary wodnej w przywodnej warstwie atmosfery określona w [hP], a, b, c - współczynniki empiryczne (0.34<a<0.66, 0.03<b<0.09, 0.05<c<0.4).
4w ww
T
4 1AAT a b e cN
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
9
Promieniowanie efektywnePromieniowanie efektywne
Różnica ostatnich dwóch wyrażeń określana jest mianem promieniowania efektywnego. Wobec zazwyczaj niewielkiej różnicy temperatur pomiędzy morzem i przywodną warstwą atmosfery zakłada się, że Ta=Tw=T i ostatecznie otrzymujemy wzór:
Rząd wielkości promieniowania efektywnego to ~400 W m-2
(T=295 K)
4 1 1b rw AQ T a b e cN
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
10
Promieniowanie efektywnePromieniowanie efektywne
21.04.23 11
Strumień ciepła odczuwalnego i parowaniaStrumień ciepła odczuwalnego i parowania
Wielkość ta odnosi się do energii przenoszonej między morzem i atmosferą na zasadzie wymiany molekularnej i turbulentnej. Do określenia wyrażenia umożliwiającego jego ocenę skorzystamy więc z równania wymiany ciepła:
Aby uniknąć wpływu procesów adiabatycznych zamienimy temperaturę T na temperaturę potencjalną θ powietrza. Ponadto przyjmiemy stacjonarność procesu i poziomą jednorodność termiczną powietrza:
Po wprowadzeniu tych warunków do równania wymiany ciepła i uporządkowaniu go otrzymamy:
gdzie: ρa - gęstość powietrza atmosferycznego, Qsz - źródła wewnętrzne (np. przemiany fazowe wody)
2 ' 'jp p jj j
T TC u T C u T
t x x
0
t
0
yx
, ' ' 0a a p a szC w Qz z
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
12
Strumień ciepła odczuwalnegoStrumień ciepła odczuwalnego
Jeśli dalej założymy, że nie ma źródeł ciepła w atmosferze, to pochodna względem z sumy strumieni molekularnej i turbulentnej wymiany ciepła jest równa 0, czyli ich suma jest stała w pionie i równa strumieniowi ciepła odczuwalnego unoszonego pionowo z powierzchni morza do atmosfery:
gdzie: Cp,a – ciepło właściwe powietrza atmosferycznego przy stałym ciśnieniu [J/kg K]
Zaniedbując w otrzymanym równaniu wymianę molekularną jako nieistotną w porównaniu z wymianą turbulentną oraz przyjmując hipotezę o proporcjonalności strumienia wymiany turbulentnej do gradientu temperatury otrzymamy ostatecznie:
, ' ' consth a p a aQ C wz
( ), ,' ' Q
h a p a a p aQ C w K Cz
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
13
Strumień ciepła parowaniaStrumień ciepła parowania
Postępując analogicznie z równaniem dyfuzji otrzymamy strumień masy pary wodnej unoszący z powierzchni morza do atmosfery utajone ciepło parowania:
gdzie: q - stężenie pary wodnej w powietrzu (wilgotność bezwzględna powietrza)Cząsteczki wody odrywają się z wiązań wodorowych i wydostają z powierzchni morza kosztem energii cieplnej pobranej z powierzchni morza. Ciepło pobrane z morza przez 1 kg pary wodnej jest równe ciepłu parowania wody. Iloczyn tego ciepła i otrzymanego strumienia unoszonej masy pary wodnej daje ostatecznie gęstość strumienia ciepła utajonego parowania:
W otrzymanym równaniu, podobnie jak w przypadku ciepła odczuwalnego, pominęliśmy wymianę molekularną. Współczynnik K (m) jest współczynnikiem turbulentnej pionowej dyfuzji.
' 'e a
qM w q D
z
( )' ' me e a
q qQ LM Lw q LD LK
z z
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
14
Iloraz BowenaIloraz Bowena
Stosunek strumienia ciepła odczuwalnego do utajonego w parze wodnej Qh/Qe nazywa się stosunkiem (ilorazem) Bowena. Ocenia się, że jego wartości zawarte są w przedziale 0.1÷0.2 co oznacza, że w przeciętnych warunkach strumień utajonego ciepła parowania jest od 5 do 10 razy większy od strumienia ciepła odczuwalnego. Przyjmując, że średnio rocznie do atmosfery zostaje wyparowana warstwa wody o grubości 1 m można szacować, że średni strumień utajonego ciepła parowania jest rzędu 75 W m-2, a ciepła odczuwalnego 10 W m-2.
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
15
Strumień energii mechanicznejStrumień energii mechanicznej
• Proces mechanicznej wymiany pomiędzy morzem i atmosferą opisują równania molekularnej i turbulentnej wymiany pędu. Jego intensywność zależy silnie od gradientu prędkości wiatru przywodnego, a także gradientów innych parametrów fizycznych w pobliżu granicy morze-atmosfera.
• Analityczne rozwiązanie tych równań w przypadku ogólnym nie jest dotychczas znane. W związku z tym albo stosuje się daleko idące założenia upraszczające albo poszukuje modeli bazujących na przybliżonych metodach ich rozwiązań.
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
16
Strumień energii mechanicznejStrumień energii mechanicznej
• Założenie o poziomym uwarstwieniu warstwy przywodnej atmosfery:– wiatr wieje tylko w kierunku poziomym, – turbulencja jest statystycznie jednorodna w poziomie i stacjonarna (niezmienna
w czasie).– średnie wartości gęstości, ciśnienia, temperatury, wilgotności powietrza nie
zależą od czasu i zmieniają się jedynie w pionie.• Takie założenia są najczęściej do przyjęcia jedynie w rejonie otwartego morza i tylko
w stosunkowo krótkich okresach czasu (praktycznie przez kilka godzin, kiedy nie zaznacza się jeszcze zmienność dobowa parametrów meteorologicznych).
• W takich warunkach, przy pominięciu wymiany molekularnej i zaniedbaniu siły Coriolisa, naprężenie styczne wiatru w przywodnej warstwie atmosfery (miara strumienia pędu przez powierzchnię) można zapisać krótko:
gdzie l jest wprowadzoną przez Prandtla tzw. drogą mieszania turbulentnego
2
2
z
Ula
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
17
Strumień energii mechanicznejStrumień energii mechanicznej
Proste przekształcenie tego równania i oznaczenie wyrazu τ/ρa przez u⋆2 daje nam:
Zdefiniowana w ten sposób wielkość nazywa się lokalną prędkością tarcia dla wiatru na dowolnej wysokości z w przywodnej warstwie atmosfery. Zatem naprężenie styczne można wyrazić za pomocą lokalnej prędkości tarcia jako proporcjonalne do kwadratu tej prędkości:
Wynika stąd, że można wyznaczać strumień wymiany pędu przez powierzchnię morza czyli również energii kinetycznej wiatru na podstawie pomiarów jego pulsacji w warstwie przywodnej.
Typowa wartość u* odpowiada rzędowi wielkości typowego naprężenia stycznego na powierzchni oceanu 0 0,l N/m2 i wynosi u* 0,28 m/s
z
Ulu
a
*
020*
2*'' uuwu aaa
21.04.23 18
Strumień energii mechanicznejStrumień energii mechanicznej
W definicji lokalnej prędkości tarcia występuje droga mieszania l. Na podstawie badań empirycznych stwierdzono, że jest ona liniową funkcją odległości z od powierzchni granicznej (morza). Czyli dla przepływu nad szorstką sfalowaną powierzchnią morza:
l = κ(z + z0)
gdzie κ =0.4 jest tzw. stałą Karmana, a z0 - parametrem szorstkości powierzchni wyrażanym w [m] (parametr szorstkości zależy od kształtu i rozmiarów nierówności powierzchni). Wiążąc to wyrażenie ze zdefiniowaną wcześniej prędkością tarcia otrzymamy:
na podstawie którego możemy wyznaczyć profil średniej prędkości wiatru w przywodnej warstwie atmosfery:
0
*
zz
u
dz
Ud
0
0* lnz
zzuzU
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
19
Strumień energii mechanicznejStrumień energii mechanicznej
Otrzymany wzór dobrze opisuje rzeczywistość przy obojętnej równowadze hydrostatystycznej przywodnej warstwy atmosfery, a często także w znacznie bardziej złożonych warunkach rzeczywistych. Można zatem przy jego pomocy wyznaczyć pionowy gradient wiatru na podstawie pomiaru jego prędkości na jednej tylko wysokości i opisać pionowy strumień pędu za pomocą współczynnika wymiany pędu.
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
20
Inne strumienie wymiany, krople wody, Inne strumienie wymiany, krople wody, cząstki soli i ładunek elektrycznycząstki soli i ładunek elektryczny
Szczególną rolę w procesie wymiany masy wody i soli pomiędzy atmosferą i morzem odgrywają kropelki wody wyrzucane do atmosfery przez pękające na powierzchni wody pęcherzyki powietrza.pod wpływem siły wyporu hydrostatycznego unoszą się ku powierzchni z prędkością ok. 10 cm·s-1
v ~ 10 m/s
v ~ 10 cm/s
r 0 ~ 0,1 cm
h max ~ 10 cm
A B C D E
• powstała w ostatniej fazie unoszenia cienka błonka (utrzymywana przez moment siłami napięcia powierzchniowego), pęka i jej fragmenty przedostają się do atmosfery w postaci drobnych kropelek (rozmiary 1 - 20 μm).
• W trakcie zamykania się deformacji powierzchni wody powstałej po pęknięciu pęcherzyka powstaje dodatkowo siła “odrzutu”, która powoduje wyrzucenie z dna byłego pęcherzyka kilku większych kropelek (o średnicy ~100 μm) porywających ze sobą jony soli i inne substancje chemiczne rozpuszczone w wodzie.
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
21
Inne strumienie wymianyInne strumienie wymiany
Jedna taka kropelka może przenosić do atmosfery ok. 3×1011 cząsteczek wody oraz 30 ng soli oraz przenosi energię kinetyczną ok. 5×10-8J. Strumień unoszonej w taki sposób masy soli można oszacować przy pomocy wyrażenia:
gdzie: Cs - bezwymiarowy współczynnik emisji soli z morza w kroplach, S - zasolenie, u⋆ - prędkość tarcia wiatru, Re - liczba Reynoldsa
Ocenia się, że efektywny strumień cząstek soli morskiej o promieniach mniejszych od 20 μm unoszonych z oceanu do atmosfery jest rzędu 1012-1013 kg/rok tzn. jego średnia gęstość wynosi 10-8 kg·m-2s-1 i jest głównie wynikiem pękania pęcherzyków. Jest to ok. 40 do 80% całkowitej masy cząstek aerozoli emitowanych do atmosfery ze wszystkich źródeł.
0* Re zzuSCM wss dla
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
22
Selekcja jonówSelekcja jonów
W procesie przenoszenia masy z morza do atmosfery następuje także proces selekcji unoszonych do atmosfery jonów soli morskiej. Wiązania wodorowe powodują, że w pobliżu powierzchni wody występuje uporządkowanie cząsteczek wody takie, że atomy tlenu skierowane są generalnie ku górze tworząc coś w rodzaju warstwy naładowanej ujemnie.
+++++
+
+++
++++
++++
++
+
++
+ ++
+
++ ++
++++ +
++
++
+
+
+++
+++
+++
++++
++++
++
+++++
++
+++
+
++
+
+
+
+++ HO
+
–
HH O
+
+
–
HH
O
++
–
HH
O
++
–
HH
O
+ +
–
H
H
O
+
+–
O–
HH
O
++
–
Na+ Na+ Na+
Cl–Cl–
a)
b)
21.04.23
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
23
Bilans energetyczny akwenuBilans energetyczny akwenu
Qb
Q
Q
s
h
Qe b h + + Q Q
Qe b h + + Q Q
Qs
Qe
Q
Q
b
h
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90
szerokość geograficzna [ ]o
1,5
1,0
0,5
0
-0,5
śre
dn
i str
um
ień
cie
pła
[1
0 J
m d
oba
]7
–2–1
zysk ciepła
2
1
2
1
2
1 0
0
t
t V
ź
t
t A
u
t
t A
ehbs dtdVQdtdAQdtdAQQQQtQ Δ