A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

Prezentacja na temat: "A. Krężel, fizyka morza - wykład 11"— Zapis prezentacji:

1 A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
Fizyka morza – wykład 11 Oddziaływanie morza i atmosfery. Wymiana energii i masy pomiędzy morzem i atmosferą. 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 A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

3 A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
Strumienie 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 A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

4 A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
Strumienie masy 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 A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

5 Strumień 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. A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

6 Promieniowanie słoneczne na powierzchni Bałtyku
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

7 Strumień 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 A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

8 Strumień 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 ), 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). A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

9 Promieniowanie 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) A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

10 Promieniowanie efektywne
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

11 Strumień 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)

12 Strumień 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: A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

13 Strumień 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. A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

14 A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
Iloraz 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. A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

15 Strumień 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. A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

16 Strumień 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 A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

17 Strumień 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 A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

18 Strumień 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:

19 Strumień 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. A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

20 A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
Inne strumienie wymiany, krople wody, cząstki 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 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 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. A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

21 Inne 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 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. A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

22 A. Krężel, fizyka morza - wykład 11
Selekcja 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. A. Krężel, fizyka morza - wykład 11

23 Bilans energetyczny akwenu
A. Krężel, fizyka morza - wykład 11