混合层海洋的热惯性
的概念热惰性考虑海洋混合层的蓄热是很好的说明。考虑一层密度为p，比热为cp的不可压缩流体，它被湍流充分混合到深度为h。充分混合的假设意味着任何加热或冷却作用于表面都是瞬时分布在整个混合层的深度，因此其温度保持均匀。设S(t)为加热混合层的太阳通量，假设混合层的冷却(通过红外辐射或其他方式)可以写成温度的函数，我们称之为F(t)。例如，如果海洋上方的大气没有温室效应，并且没有通过湍流输送将热量从表面带走，则冷却为辐射冷却F(T) = 假设一个行星上有一个50m深的混合层海水海洋(cp = 4218 J/kg, p = 1000kg/m3)。假设由于某种原因，大气对地表能量收支没有任何影响。(为什么这种情况很难安排，即使是在纯N2气氛中?)因此F(T) = aT4。假设温度极地海洋当太阳下山，漫长的极夜开始时，海拔是300K。为这种情况找到公式7.11的解，并用它来确定海洋下降到冰点需要多长时间(盐水大约271K)? 我们可以为混合层海洋定义热惯性系数y = pcpH。如果向横截面为1平方米的海洋柱中添加或移除一定数量的能量声发射，相应的温度变化为声发射/y。对于50m的混合层海水海洋，y = 2.1•108 J/(m2K)，因此当能量通量为100W/m2时，地表冷却速率为100/y = 4.74•10-7K/s = 0.04 k /day。显然，一层井相当浅混合水可以缓冲相当大的表面通量不平衡。地球上的海洋有几公里深，但只有上面几十米的海水在短时间内混合得很好;50米实际上是地球海洋混合层深度的合理近似值，尽管存在地理上的差异。大多数其他液体在储存热量方面和水差不多。主要是混合深度决定了行星海洋的热缓冲效果。 大气也有热惯性，可以用一种类似于混合层的方式来考虑。对流层的整个质量是混合的，这通常构成了大气的大部分质量。对于混合良好的大气，温度分布可以与任何方便的固定水平(通常是地面)的温度联系在一起，我们需要确定需要多少能量才能将这个指数温度改变1度k。这就是第二章中介绍的湿静态能或干静态能的概念发挥作用的地方。为了简单起见，让我们考虑一个不凝结的大气，在这种情况下，干静态能量(单位质量)cpT + gz与对流层内的高度无关。因此，通过在z = 0处计算其值，单位质量干静能可以写成cpTsa，其中Tsa为近地表空气温度。大气单位面积的质量是ps/g，所以在保持干燥的静态能量在垂直方向充分混合的同时，将地表空气温度改变1K所需要的能量就是p = cpps/g。当大气中有可冷凝的成分时，人们还需要考虑到潜热的储存。这方面问题的探讨将归入本章的工作手册部分。下面的讨论对于非冷凝性大气是最有效的，但仍然近似适用于发生波动的可冷凝性大气，其中潜热储存变化不大。 用具有相同热惯性系数的水混合层海洋的深度Heq来表示p是很方便的。为地球大气， Heq = 2.4m，与混合层相比微不足道海洋的深度．因此，人们期望地球的大气比海洋更快地达到平衡。目前火星的6mb CO2大气Heq = 0.03 m，而金星的大质量大气Heq超过了155m。火星和金星都没有海洋来缓冲季节循环，但金星的大气本身可以预期有相当大的调节作用，而现在的火星应该或多或少地表现得好像地球上的每一点都处于瞬时平衡状态。早期的火星(大约40亿年前)可能有2巴的二氧化碳大气，这将转化为1000米当量的混合层。这比地球大气的变化要大得多，但考虑到火星一年的长度大约是地球一年的两倍，这还不足以起到多大的缓和作用。土卫六的大气主要是氮气，表面压力仅略高于地球，但它1.35米/s2的微弱引力加速度意味着这种压力意味着每平方米行星表面的大气质量要大得多。因此，土卫六大气的混合层深度约为24米。考虑到土卫六的低温，以及由此产生的低能量损失率红外发射这个数值预计会对土卫六的季节周期产生相当大的缓冲作用，不管土卫六表面是否有液体海洋。例如，基于典型的表面温度为90K，如果完全停止日照，黑体发射只能以每300个地球日约1K的速度使地球降温。 练习7.4.2液态甲烷比热为3450 J/K。土卫六上混合良好的甲烷海洋要有多深才能有与土卫六大气相当的热惯性? 我们现在将考虑混合层模型的一些简单解决方案，记住该模型适用于大气和海洋，并适当选择等效混合层深度。在这一点上，我们假设pcpH是恒定的，尽管具有时变混合层深度的模型是可能的。在不失通用性的前提下，我们可以把日照和温度写成这样的形式 其中So和To是S和T的时间均值，偏差的时间均值为零。现在，假设T' << To出于某种原因;因此，由于系统响应时间较慢，温度波动可能较小。由于温度波动较小，表面冷却可展开约为，并近似为线性函数: 继续阅读:热惯性效应综述 这篇文章有用吗?