WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ ФИЛИАЛ ИНСТИТУТА ОКЕАНОЛОГИИ Им. П.П.ШИРШОВА, РАН

На правах рукописи

УДК 551.465:551.468 АНДРОСОВ

АЛЕКСЕЙ АНАТОЛЬЕВИЧ РЕГИОНАЛЬНЫЕ МОДЕЛИ МИРОВОГО ОКЕАНА- ОБЩИЙ ПОДХОД К МОДЕЛИРОВАНИЮ

Специальность 25.00.28 – океанология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора физико-математических наук

Санкт-Петербург 2 2010 Диссертация выполнена в Санкт-Петербургском филиале института океанологии им.

П.П.Ширшова, РАН

Официальные оппоненты:

доктор физико-математических наук, профессор Царев Валерий Анатольевич, Российский государственный гидрометеорологический университет доктор физико-математических наук, профессор Руховец Леонид Айзикович, Санкт-Петербургский экономико-математический институт РАН доктор физико-математических наук, профессор Вагер Борис Георгиевич, Санкт-Петербургский архитектурно-строительный университет

Ведущая организация:

СпбГУ, факультет географии и геоэкологии, кафедра океанологии.

Защита состоится <<____>>______________ 2010 г. в ____ часов на заседании диссертационного Совета Д.212.197.02 при Российском государственном гидрометеорологическом университете по адресу Санкт-Петербург, Малоохтинский проспект, дом 98.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Российского государственного гидрометеорологического университета Автореферат разослан <<____>> ___________ 2010 г.

Ученый секретарь диссертационного Совета Д.212.197.02, кандидат географических наук Воробьев Владимир Николаевич

Актуальность работы. Региональная модель должна подчиняться ряду требований, определяемых географией региона, назначением модели, типом краевой задачи, алгоритмом ее реализации и, возможно, характером взаимодействия регионального ядра с крупномасштабной моделью на переферии. Совокупное удовлетворение всем этим позициям весьма затруднительно, в силу разнообразия локальных условий регионов, характера практических задач, а также ввиду высоких требований к точности, устойчивости и эффективности решения трехмерных краевых задач с частично или полностью открытой границей. Вместе с тем построение именно таких универсальных региональных моделей, отвечающих современному уровню развития вычислительной гидродинамики и космических средств сбора данных о динамических и термохалинных характеристиках Мирового океана, стоит в повестке дня регионального моделирования.

Целью работы явилась разработка общего подхода к построению региональных моделей и демонстрация его возможностей.

Направления исследования.

1. Разработан и детально апробирован подход, опирающийся на корректную постановку трехмерной гидростатической краевой задачи, ее преобразованию к гранично-согласованным криволинейным координатам и численную реализацию, использующую эффективные алгоритмические модули.

Принципиальным преимуществом разработанного подхода является возможность реалистического воспроизведения процессов, удаленных от ядра модели при его телескопизации и использовании равностепенно укрупняющейся сетки на периферии региона.

2. Для постановки краевых условий на открытых границах, при отсутствии вспомогательной крупномасштабной модели, используется метод нормальных мод.

3. Предложенный метод решения трехмерной нелинейной краевой задачи в областях с резким изменением морфометрии и выраженной бароклинностью применен для расчета трехмерной динамики и гидрологии Мессинского, Гибралтарского и Баб-эль-Мандебского проливов.

4. Построены модели приливной динамики Баренцева моря, Северо-Сибирского шельфа и примыкающей к нему глубоководной зоны.

5. На основе иерархии вложенных числовых моделей изучено влияние мезомасштабных циклонических вихрей и плюма холодной воды на формирование условий возникновения глубоководной конвекции в центральной части Гренландского моря.

6. Построена гидродинамическая модель приливной динамики в области, включающей Адриатическое море и Венецианскую лагуну.

7. На основе построенных моделей изучен характер нелинейного взаимодействия волн цунами и прилива.

Методы исследований. Принятым подходом в вычислительной гидродинамике, имеющим широкую сферу приложений, является построение региональных моделей в гранично-согласованных координатах. Он обладает тем преимуществом, что отображение на каноническую область существенно облегчает постановку краевых условий на непроницаемых гранях и устраняет связанные с этим погрешности. Другое важное его преимущество связано с использованием неравномерной криволинейной сетки. Краевая задача интегрируется на единой сетке с наиболее высоким разрешением в телескопизируемом ядре модели при равностепенном изменении сеточной метрики. В периферийной области решение адаптируется к внешним воздействиям, которые обычно известны с недостаточной подробностью. Такую организацию вычислений на единой, равномерно укрупняющейся к внешней границе, сетке можно рассматривать как предельный случай двухстороннего взаимодействия в декартовых координатах.

Динамические уравнения на временном шаге решаются поэтапно. На предварительном этапе определяется поле скорости, обязанное адвективному переносу. Адвекция аппроксимируется схемой с переключателем, допускающим использование схем первого, второго либо третьего порядка точности с присоединенной процедурой TVD, контролирующей поведение решения в области его резких градиентов. На втором этапе по полю адвекции и явном представлении давления уравнения интегрируются расщеплением по координатным направлениям. На третьем этапе определяется уровень из краевой задачи для двумерного эллиптического уравнения при использовании, если это целесообразно, многосеточного метода для ускорения сходимости, после чего корректируется трехмерное поле скорости. Вертикальная контравариантная составляющая скорости определяется из уравнения неразрывности. Схема имеет общий второй порядок точности с величиной временного шага, навязываемой только адвективной модой. Горизонтальный оператор вязкости выражается через ротор по ротору скорости в ковариантном виде; вертикальный оператор вязкости в случае резких градиентов глубин преобразуется к форме, содержащей производную по конормали с упрощенной метрикой. Уравнения для конституэнтов плотности с аналогичной структурой операторов используют найденное поле скорости и решаются расщеплением по координатным направлениям.

Этим завершается цикл решения на временном шаге в гидростатическом приближении. Квазинегидростатический модуль присоединяется к алгоритму решения в ситуации, когда точность гидростатического баланса нарушается. Негидростатическая компонента давления определяется на четвертом этапе каждого временного шага из краевой задачи для трехмерного эллиптического уравнения. По найденным градиентам негидростатической коррекции давления определяется окончательное поле скорости. Осушение мелководной и рифовой зоны при комбинированном воздействии отлива и устойчивого ветра использует алгоритм решения эллиптической краевой задачи в неодносвязной области.

Турбулентное замыкание предусматривает несколько уровней использования: алгебраическую форму для определения коэффициентов вязкости и диффузии; b-уравнение кинетической энергии пульсаций с модифицированной формулой Монтгомери для масштаба турбулентности, l ; систему b - l уравнений.

Граничные условия на непроницаемых участках вертикальных граней вычислительного параллелепипеда и его горизонтальных гранях, являющихся отображениями дна и свободной поверхности, формулируются обычным образом. На открытых вертикальных гранях вычислительного параллелепипеда, являющегося отображением физической области, возможность постановки граничных условий выступает в нескольких формах.

Наиболее благоприятен случай, когда на границе наличествует вся необходимая информация, предоставляемая данными измерений и наблюдений; из нее конструируются локальные условия, задаваемые поточечно или послойно, как для уравнений мелкой воды. Эти условия рассогласованы по вертикали и требуют дополнительной граничной релаксационной процедуры для подавления неустойчивости. Другая возможность использует учет взаимодействия локальной региональной модели с крупномасштабной моделью, формирующей долгопериодную сезонную и годовую климатическую информацию на отдаленной периферии при телескопизации подобласти региона.

Наконец, еще одна возможность заключается в разложении решения по нормальным модам и постановки условий для каждой моды, аналогично краевой задаче для уравнений мелкой воды.

Принципиальной особенностью метода нормальных мод, имеющей в данном рассмотрении особое значение, является простая и корректная постановка краевых условий на открытых границах для трехмерных гидростатических уравнений.

Реализация всех этих возможностей предусмотрена в системе GNOM (General Numerical hydrostatic/non-hydrostatic Ocean Model).

Условия для конституэнтов плотности на втоке задаются характеристиками входящей водной массы; на вытоке условия определяются гиперболической частью самих уравнений, справедливых вплоть до границы.

Защищаемые положения.

1. Постановка краевой задачи для гидростатических уравнений.

Определение краевых условий на открытых границах региона использует:

• базу данных, предоставлямую экспедиционными и космическими наблюдениями в открытых частях Мирового океана, соприкасающихся с периферией региона, • данные крупномасштабной долгопериодной периферийной модели, взаимодействующей с ядром региональной модели и поставляющей необходимую граничную информацию на границе подобласти региона, • спектральный метод разложения решения по нормальным модам с базисом, определяемым решением задачи Штурма-Лиувилля; при этом задача для каждой моды ставится аналогично краевой задаче для уравнений мелкой воды.

2. Метод реализации региональной модели.

Численный метод использует переход к гранично-согласованным координатам и неравномерную криволинейную сетку, сгущающуюся к ядру модели. Система уравнений преобразуется к виду контравариантных потоков либо сохраняет декартово представление скорости в криволинейных координатах. Конструкцию метода составляют робастные модули с включением процедуры, контролирующей поведение решения при резком изменении его градиентов, и многосеточной процедуры ускорения сходимости.

Реализация совокупных возможностей, заключающихся в нахождении и корректной постановке краевых условий на открытых границах региона при использовании для построения его модели структуры многопрофильных модулей, обеспечивающих точную и эффективную реализацию краевой задачи с учетом ее особенностей и определяет общий подход к региональному моделированию.

3. Впервые построенные модели регионов, характеризующиеся • сложной геометрией, сильной нелинейностью и интенсивной бароклинностью (Мессинский пролив, Баб-эль-Мандебский пролив), • протяженной открытой границей (Восточно-Сибирский арктический шельф), • взаимодействием системы вложенных моделей для расчета сложных явлений (глубоководная конвекция в Гренландском море, взаимодействие прилива и цунами в Индийском океане), • динамическим взаимодействием разномасштабных объектов (Адриатическое море – Венецианская лагуна).

Научная новизна работы. Новыми элементами диссертационной работы являются:

• алгоритм постановки краевых условий на периферийной границе для трехмерных гидростатических редуцированных уравнений, опирающийся только на информацию о приливных колебаниях уровня и поля плотности; при этом граничные контравариантные потоки определяются из уравнений движения в виде суммы нескольких первых нормальных мод, а затем на границе подобласти региона пересчитываются во входящие инварианты;

• модули алгоритма, относящиеся:

o к виду операторов турбулентного перемешивания Лапласа-Бельтрами и вертикального оператора в криволинейных координатах;

o к виду оператора адвекции, содержащего возможность реализации различного порядка точности с включением процедуры TVD;

o к алгоритму убыстрения сходимости этапа решения двумерной и трехмерной эллиптической задачи на вложенных сетках;

o к алгоритмам расчета различных форм энергии в криволинейных координатах для оценки точности решения краевой задачи в энергетической норме.

• впервые выполнено:

o подробное моделирование Мессинского и Баб-эль-Мандебского проливов с включением прилегающих акваторий;

o моделирование глубоководной конвекции в Гренландском море;

o моделирование динамики системы Адриатическое море – Венецианская лагуна на единой равностепенно сгущающейся сетке;

o моделирование взаимодействия волн цунами и прилива на реальных объектах.

Научное и практическое значение работы. Региональное моделирование, т.е. построение моделей шельфовой зоны, окраинных морей, проливов, заливов, неодносвязных областей открытых акваторий, выполняется с целью реалистического воспроизведения отдельных океанологических процессов либо их совокупности на основе численного интегрирования краевых задач для дифференциальных уравнений. Создание моделей регионов позволяет глубже понять характер и структуру взаимодействующих динамических и гидрофизических процессов, а также обеспечить расчетной информацией практическую деятельность, связанную с гидротехническим проектированием, навигацией, экологией морских зон и прогнозом опасных явлений.

Выполненные расчеты относятся ко всем важнейшим аспектам гидродинамики Мессинского, Гибралтарского, Баб-эль-Мандебского пролива, Адриатического моря и Венецианской лагуны, Баренцева моря и Северо-Сибирского шельфа с примыкающей к нему глубоководной зоной, Гренландского моря. Результаты имеют как самостоятельное значение, так могут служить развитию инженерных и экологических приложений, использующих информацию о динамике этих объектов.

Апробация работы. Основные результаты докладывались на рабочих совещаниях кафедры океанологии Римского университета (1993, 1994), кафедры океанологии Гамбургского университета (2000, 2002, 2004), кафедры климата института Полярных и Морских исследований, Бремерхафен (2006, 2007, 2009), кафедры океанологии Полярного института, Тромсо (2008) и кафедры океанологии Метеорологического и Гидрологического института, Нордкопинг (2008). Отдельные элементы работы докладывались на 24-ом Международном Цунами сипозиуме (Новосибирск, 2009), Международном симпозиуме по Прибрежной Океанографии (Сеул, 1999), Международной конференции Прибрежной и Портовой инженерии (Кейптаун, 1999), на Европейском конгрессе по вычислительным методам в прикладных науках (Барселона, 2000), на ежегодных Международных конференциях Европейского Геофизического Сообщества (Ницца 2003; Вена 2007, 2009), на конференциях рабочей группы по неструктуированным сеткам (Лондон, 2007, Галифакс 2008, Люван 2009), на Международной конференции по предупреждению цунами (Бали, 2008) и на 4-ом Немецко-Российском семинаре вычислительных наук (Фрайбург, 2009). Полностью диссертационная работа обсуждалась на семинаре СПб филиала Института океанологии РАН (2009), на кафедре динамики океана РГГМУ (2009). Основные результаты работы были опубликованы в монографии Андросов, Вольцингер, 20и более чем в 30 работах, в том числе 22 в реферируемых журналах из списка ВАК.

Во всех опубликованных работах вклад диссертанта заключается в непосредственном соучастии в построении гидродинамических моделей. Физический анализ модельных расчетов выполнен автором.

Численная реализация моделей осуществлена на основе авторского программного комплекса GNOM.

Содержание диссертационной работы.

Работа состоит из Введения, двух частей, семи разделов Приложения и Заключения, содержит 331 страницу, включает 99 рисунков и 4 таблицы, в списке литературы 327 наименований.

Введение.

Во Введении обоснована актуальность темы диссертации, сформулированы цели работы, обсуждены основные подходы и методы решения проблемы, приведен обзор предыдущих исследований, представлены основные результаты. Сформулированы основные подходы и методы применявшиеся в работе.

Часть I Теоретические аспекты общего подхода к моделированию регионов Мирового океана.

Глава 1 Краевые задачи моделирования динамики и гидрологии регионов с открытыми границами в декартовых координатах В первом параграфе приводится постановка задачи в декартовых координатах.

При моделировании процессов с соизмеримыми вертикальными и горизонтальными масштабами, когда высокая тосность гидростатического баланса нарушается, приводится негидростатическая постановка задачи.

Завершает параграф вывод уравнений энергии горизонтального движения, потенциальной энергии, баланса потенциальной и кинетической энергии и уравнения энергии среднего движения.

Отмечается, что корректная постановка задачи, даже в двумерном случае, в области с открытой границей, встречает трудности. Это объясняется либо отсутствием элементов граничной информации, требуемых теорией, например, компонентов скорости на граничных разрезах, либо неполнотой информации, когда она должна задаваться как внешний фактор.

Рассмотрены некоторые приемы реализации региональных моделей, облегчающие постановку граничных задач: телескопизацию подобласти для постановки граничных условий на втоке и использование условий излучения в качестве формы граничных условий на вытоке.

Естественный подход к построению региональной модели заключается в использовании сеток с различным разрешением при расширении области расчета и телескопизации ядра региона либо его части, представляющей особый интерес. Требуемые условия на открытой границе подобласти определяются из решения на грубой сетке в расширенной области.

Задание условий на внешней границе области обычно облегчается либо более приемлемой для постановки условий конфигурацией области, включающей дополнительные участки твердой границы, либо менее изменчивым характером внешних условий.

Глава 2 Постановка краевых задач в криволинейных гранично-согласованных координатах Для интегрирования уравнений в произвольной области с криволинейной границей рассматривается переход к криволинейным координатам, согласованным с конфигурацией области.

Преобразование, задающее переход, отображает исходную физическую область в трехмерном случае на параллелепипед, а в двумерном – на прямоугольник. Уравнения, преобразованные к криволинейным координатам, интегрируются в преобразованной области с краевыми условиями на границах преобразованной области. Тип краевой задачи не меняется, а некоторое усложнение уравнений, коэффициенты которых включают элементы криволинейной метрики, несопоставимо с упрощениями, вытекающими из канонизации области.

В первом параграфе рассматривается постановка двумерной краевой задачи в криволинейных гранично-согласованных координатах. Основное внимание уделяется корректной постановке условий на открытой границе. Приводится вид граничных инвариантов в криволинейных координатах.

Рассмотрена постановка краевой задачи в согласованных криволинейных координатах для не вполне параболических уравнений, т.е. уравнений, содержащих операторы турбулентной вязкости.

Во втором параграфе рассматривается постановка трехмерной гидростатической краевой задачи в криволинейных координатах, согласованных с конфигурацией акватории и -координатой, спрямляющей дно и поверхность по вертикали. Приводится вид граничных условий по вертикали и условия на твердом контуре. На жидких границах в случае вытока из области при больших числах Рейнольдса используется экстраполяция характеристической переменной – нормальной компоненты скорости либо ее производной. На открытой границе при втоке требуется информация, позволяющая определить все компоненты решения, т.е. задаются характеристический инвариант и ковариантная компонента скорости либо обе ее компоненты. Приводятся граничные условия на втоке и вытоке для адвективно-диффузионных уравнений температуры и солености.

В третьем параграфе рассмотрена постановка трехмерной негидростатической задачи в криволинейных согласованных координатах.

В заключительном параграфе второй главы приводятся различные типы уравнений энергетического баланса в гранично-согласованных координатах: уравнение интегрального баланса для суммы кинетической и потенциальной энергии трехмерного движения; уравнение интегрального баланса потенциальной энергии; урвнение интегрального баланса внутренних волн; уравнение интегрального баланса энергии среднего движения.

Глава 3 Численное решение краевых задач динамики и гидрологии региона в гранично-согласованных координатах В первом параграфе главы даются общие замечания, относящиеся к численному решению краевых задач в гранично-согласованных коорднатах.

Во втором параграфе приводится эллиптическая краевая задача генерации сетки.

Криволинейные координаты определяются из краевой задачи для системы эллиптических уравнений с граничными условиями задающими соответствие между граничными декартовыми и криволинейными координатами.

Для построения сетки в физической области, используются уравнения Лапласа. Эти уравнения обладают принципом максимума, что обеспечивает взаимно однозначное соответствие отображения физической области на вычислительный прямоугольник. Другим важным их свойством является сглаживание разрывов граничных значений, что не позволяет разрывам распространяться внутрь области. Точность решения задачи на построенной сетке зависит как от общего количества ее узлов, так и от их распределения. Преимущества использования криволинейных координат проявляются особенно в областях сложной конфигурации, в зонах, где решение имеет большие градиенты и существенно определяется локальной геометрией. В таких зонах выполняется сгущение сетки.

Управление сеткой, т.е. подвижка координатных линий, ведущая к перераспределению узлов, осуществляется решением задачи для уравнений Пуассона.

Весьма полезным приемом при построении сетки является ее ортогонализация к границам области. В этих целях используется степенная интерполяция граничных управляющих функций. Эти способы и применялись для построения криволинейных сеток в задачах, приводимых во второй части работы и Приложении. Приводится алгоритм решения уравнения, генерирующего сетку.

Рассмотрен вариант решения двумерной задачи с использованием полунеявного метода, не использующему расщепления и приводящеий, после исключения из уравнений вектора скорости, к эллиптической задаче для нахождения уровня. Реализация его сводится к трехточечной прогонке для одной из переменных на каждом временном полушаге и определению двух других переменных явно.

В пренебрежении адвекцией метод абсолютно устойчив, а в общем случае допускает вычисления с числами Куранта достаточно большими, чтобы ограничение на временной шаг определялось лишь требованием точности.

Алгоритм решения трехмерной краевой задачи в гранично-согласованных координатах с необходимой подробностью дается в четвертом параграфе.

Уравнения модели обладают структурой, которую естественно учесть при построении рационального алгоритма определения вектора неизвестных относительно давления, компонентов скорости, уровня, температуры, солености и коэффициента вертикального перемешвания:

= (p,q,,T,S, ). Нахождение уровня занимает отдельное место, поскольку уровень определяется из двумерной средней задачи. Эта задача имеет и самостоятельный интерес, когда моделируется средняя баротропная динамика. Вместе с тем трехмерная гидростатическая краевая задача опирается на теорию постановки краевых задач для двумерных уравнений.

Численный метод представлен выше, в рубрике «методы исследований».

Глава 4 Вычислительные аспекты проблемы открытых границ В первом параграфе рассмотрены способы постановки условий на открытых границах. В двух подразделах дается обзор граничных условий обычно используемых на вытоке и втоке из области.

Приводится формулировка наиболее употребительных условий на втоке в криволинейных координатах: условие излучения, условие Флэзера, условие поглощения, характеристические условия. Дается их сравнительный анализ.

Краевая задача для уравнений мелкой воды требует на втоке в область задания двух граничных условий. Необходимая для этого информация, вообще говоря, отсутствует, что заставляет использовать косвенные возможности получения, если и не того, что в действительности требуется, то хотя бы его некоторой замены. В крупномасштабных моделях обычно используются наиболее доступные средние – сезонные или климатические – характеристики; в региональных моделях такую информацию могут предоставить непосредственно данные наблюдений. Но какой бы ни была внешняя информация, граничные условия на ее основе обычно оказываются несогласованными с решением внутри области. Граничные разрывы решения, распространяясь, ведут к его быстрому искажению и неустойчивости. Поэтому процедура согласования внешней информации с решением имеет такое же первостепенное значение, как и сами условия корректности краевой задачи. В работе рассматриваются некоторые из таких удачных процедур усвоения внешней информации на открытых границах: условие Флэзера, адаптивное граничное приспособление, приграничная релаксация и условия на граничные инварианты.

Во втором параграфе рассматривается возможность корректной постановки трехмерной гидростатической краевой задачи при разложении решения по собственным функциям вертикального оператора, конструируемого из трехмерных примитивных уравнений при задании средней стратификации z :

0 (1) = z-g z z При однородных краевых условиях - самосопряженный оператор, имеющий ортонормированный базис собственных функций n и отвечающих им собственных чисел n, n = 0,1,2,... Для нахождения собственных функций n решается задача Штурма-Лиувилла в области пикноклина - z1 z -z2 :

n + nn = 0; n z1 = n z2 = 0, (2) после чего в разложении давления p и скорости v p = g0 n(x, y,t)n (z), v = vn(x, y,t)n (z) (3) n=0 n=для коэффициентов Фурье, т.е. каждой нормальной моды движения, при использовании процедуры Галеркина из исходной системы уравнений имеем dvn + fk v0 + gn = dt (4) dn cn + div vn = 0, g dt d где = + v0 и фазовая скорость cn определяется спектром оператора : cn = -1 2. Это – dt t уравнения мелкой воды. Нулевая мода описывает баротропное движение с вектором скорости v0, а последующие моды являются бароклинными.

Для нахождения {n,n} краевая задача (3) аппроксимируется системой разностных уравнений с положительно определенной якобиевой матрицей; корни n характеристического уравнения матрицы положительны, а ее собственные векторы – действительны и ортогональны. Приводится удобный итерационный процесс интегрирования разностной краевой задачи, использующей ортогональность собственных векторов.

Решение уравнений (4) выполняется приведением к нормальной форме в граничносогласованных координатах wn + n wn = (5) n t с вектором инвариантов и матрицей Vn - g Vn - c g 22 0 µ cn n g wn = = Pn Vn , n = Vn + n g 0 0 Vn + c g 22 cn g где Vn - контравариантная составляющая скорости, нормальная к открытой границе, Pn - ее ковариантная составляющая, g - компонента метрического тензора; элементы матрицы n являются собственными числами матрицы Bn системы уравнений (4), действующей на производную вектора (vn,n), нормальную к открытой границе.

(n) (n) Характеристическая матрица n, где - единичный вектор внешней нормали к открытой границе, имеет на втоке два отрицательных собственных числа, которые определяют необходимость постановки двух граничных условий. Вид условий дается непосредственно инвариантами, ассоциированными с этими собственными числами. Так в докритическом случае при втоке, когда (n) (n) (n) = -1, Vn > 0, отрицательными собственными числами будут Vn и (Vn + cn g ), что (n) требует задания инвариантов n и . Соответственно на другой открытой границе при =1, n (n) Vn < 0 в докритическом случае отрицательными собственными числами будут Vn и (n) (Vn - cn g ), что требует граничного задания инвариантов µn и n.

Построенное в работе граничное условие на контравариантную скорость в области с вертикальной координатой = (2z + h) h, - , имеет вид:

22 -Vn = gg 0 nSmd (6) - где Sm определяет вклад первых m мод m Sm = m2 sin m sinmtd m m=- и частота n дается дисперсионным соотношением, вытекающим из решения задачи ШтурмаЛиувилля для вертикальной скорости с масштабом : n = hN 2n, - горизонтальное m волновое число, N = (- gz 0) - частота плавучести.

Предполагая плотностную стратификацию известной, согласно (3) имеем:

-n = (g0 ) pn ( )d, (7) - что вместе с (6) позволяет определить значения граничных инвариантов µn,.

n Окончательное выражение для бароклинной скорости на открытой границе дается суммой первых n мод в разложении n V = Vnn ( ). (8) n=При линейной стратификации, когда N = const. усл. (6) существенно упрощается. Для такого случая приводится вид граничного условия и нормальная форма модальных уравнений, аналогичная (5).

Часть II Моделирование динамики и гидрологии регионов Мирового океана.

Этот раздел работы содержит необходимую информацию, относящуюся к ряду регионов, их моделям и примерам из совокупности результатов расчета динамическо-гидродинамического режима проливов и окраинных морей, глубоководной конвекции, а также взаимодействию волн цунами и приливов, модели которых реализованы на основе программного комплекса GNOM. Подробные результаты моделирования выбранных объектов приводятся в Приложении. В качестве объектов моделирования представлены Мессинский, Гибралтарский и Баб-эль-Мандабский проливы, СевероСибирский шельф, Баренцево море, Гренландское море и система Адриатическое море - Венецианская лагуна.

2.1. Модель Мессинского пролива Представленная методология применяется для моделирования приливной динамики Мессинского пролива, соединяющего Ионическое море с Тирренским. При протяженности пролива около 20 км.

его морфометрия характеризуется изменчивостью береговой линии и резким перепадом глубин. По обе стороны вершины подводной горы, отстоящей от поверхности воды на 70 м., глубина быстро растет, достигая в южной части 1000 м. К северу от вершины подводной горы береговые склоны резко расходятся, глубина увеличивается и строение пролива развертывается в направлении Тирренского моря в виде гигантского подводного конуса.

Геометрия пролива вкупе с особенностями его локализации определяет существование в этом месте сложной картины интенсивного баротропно-бароклинного взаимодействия. Доминирующим элементом мессинской динамики является прилив, на фоне которого протекают другие процессы.

Характер прилива определяется особенностями колебаний на границах, различием характеристик водных масс Ионического и Тирренского морей и геометрией пролива.

В первом параграфе раздела приводится обзор исследования динамики пролива от ее первого описания Гомером до современных работ, использующих анализ спутниковой информации показывающих зарождение внутренних волн в зоне интенсивной турбулентности водоворотов Сциллы и Харибды.

Представлены основные результаты моделирования динамики и гидрологии Мессинского пролива, относящиеся к баротропной динамике пролива, вихревым структурам и внутренней динамике.

Разностная краевая задача решается на неравномерной сетке 338350. Шаг горизонтальной сетки изменяется в диапазоне: min 80 м; max 700 м. Расчеты выполнены с шагом = 1мин.

Приливная карта волны М2 представляет амфидромическую систему с левосторонним вращением изофаз и центром, расположенным вблизи оси пролива. Структуры такого рода обычно интерпретируются в терминах волн Кельвина – длинных волн, трансформируемых в поле силы Кориолиса (Defant, 1961). В результате комбинации двух равных волн Кельвина с противоположным направлением движения возникает амфидромия на оси пролива.

Сравнение в семи прибрежных пунктах наблюденных и расчетных характеристик гармонических постоянных колебаний уровня, индуцируемых гармониками М2 и М4, показывает их вполне удовлетворительное согласие, если учитывать амфидромический характер района и определенную противоречивость показаний близких станций. Векторная среднеквадратичная ошибка расчета за приливной период этих двух гармоник составила 1.52см., а ошибка для одной гармоники М2 – 1.07см.

Приливные течения деформируют изогалинные поверхности, вызывая их подъем со стороны склона горы, обращенного к набегающему потоку, и их опускание на противоположном склоне (рис.1).

Расчеты в баротропном случае показывают, что изменение направления потока происходит практически одновременно по глубине во всей центральной части пролива. В бароклинном случае смена течений сопровождается их горизонтальной и вертикальной неоднородностью. Характер вертикальных колебаний поверхности раздела в противофазе по разные стороны порога является реальным элементом динамики осциллирующего потока над горой в стратифицированной жидкости.

Рис.1. Вертикальная структура бароклинных течений и полей плотности на моменты времени T, T/4, T/2, 3T/4 вдоль оси пролива, генерируемые волной М2.

Вертикальные движения изопикнических поверхностей ассоциируются с внутренними волнами в морской среде. Источником возникновения внутренних волн большой амплитуды является в нашем случае обтекание периодическим потоком резкой неоднородности донного рельефа.

Картина вертикальной структуры вихрей S±, генерируемых приливной волной М2 представляет собой систему парных вихрей с циклоническим S- и антициклоническим S+ направлением вращения.

Наиболее интенсивной оказывается харибдская пара вихрей различного направления вращения, которая занимает почти всю горловину пролива. Наиболее значимы вихревые пары в моменты максимальных течений северного и южного направлений. В моменты минимальной приливной энергии системы вихрей ослабевают. Все основные вихревые системы меняют направление своего вращения на противоположное при смене направления течения. Вблизи дна интенсивность вихревых систем сильно ослаблена.

В заключительном параграфе формулируются общие выводы.

Представленные результаты позволяют оценить репрезентативность модели. Приводятся результаты расчета колебаний уровня в береговыых пунктах, спектры приливных волн и вторичных гармоник, расчеты средних по глубине течений и их вертикальной структуры. Сравнение этих результатов с имеющимися наблюдениями при использовании векторной оценки дают среднюю по береговым пунктам погрешность расчета уровня 1.07 см; средняя по полигону станций погрешность расчета осредненной по глубине скорости – 11 см/с (при максимальном значении скорости в точках полигона ~150 см/с).

Расчет выявил локализацию трех основных вихревых структур в Мессинском проливе: вихрь у Капо Пелоро (Харибда), вихревую систему Сцилла-Пунта Пеццо и вихрь у Мессины. Приведены поля завихренности в характерные моменты существования максимальных течений.

Трехмерная модель позволяет рассмотреть сложные процессы баротропно-бароклинного взаимодействия с необходимой подробностью. Характер такого взаимодействия в значительной мере определяется принятой стратификацией и положением галоклина в начальных условиях вычислительного эксперимента. При этом обнаружен ряд интересных особенностей эволюции поверхности раздела водных масс с разными индексами в ходе приливного цикла, связанных с формированием двухслойной структуры течений и нелинейным характером взаимодействия. Расчет пространственного поля течений показывает локальные особенности перестройки их эпюр и, в частности, определяет моменты возникновения разнонаправленных течений на склонах подводной горы, являющихся причиной возникновения колонообразных вихревых структур. Расчеты эволюции изопикнических поверхностей выявили асимметрию в генерации внутреннего прилива на склонах подводной горы в ходе двойной смены направления течений в приливном цикле. Дополнительные эксперименты, связанные с аномальным распределением плотности в Мессинском проливе, объяснили причину возникновения более редких по своей природе внутренних волн, направленных на север. Завершает анализ физических результатов расчет остаточной циркуляции в Мессинском проливе.

2.2. Модель Гибралтарского пролива Гибралтарский пролив является ареной разнообразных процессов, определяемых его сложной геометрией, двухслойной плотностной структурой и нелинейным взаимодействием приливной и халинной динамики. Потребность в построении достаточно подробной и надежной модели Гибралтарского пролива хорошо осознается. Такая модель была бы интересна для оценки допустимости положений внутренней гидравлики, полезна для уточнения режимных характеристик, необходима для реальных диагностических расчетов и незаменима для нахождения ответов на вопросы там, где ответом может быть только численный эксперимент.

В первом параграфе представлена морфометрическая характеристика исследуемого объекта, дается обширный обзор работ, относящийся к исследованию и моделированию Гибралтарского пролива.

Во втором параграфе представлены основные результаты моделирования трехмерной динамики и гидрологии Гибралтарского пролива.

Криволинейная сетка в заданной области строилась эллиптическим методом с ортогонализацией на границах. Построенная сетка с числом узлов 129257 отвечает требованиям гладкости и ортогональности. Это позволяет получить набор сеток, для каждой из которых метрика вычисляется с использованием более детальной сетки, содержащей в 4 раза больше узлов. На основной расчетной сетке с числом узлов 3365 шаг в горизонтальной плоскости варьирует от ~400 до ~4000 м. По вертикали сетка содержит 40 расчетных узлов.

Численная реализация краевой задачи выполняется следующим образом. Динамические уравнения аппроксимируются полунеявно - схемой Кранка-Николсон относительно вертикальных операторов адвекции и вязкости при явном представлении остальных членов. Ограничение на устойчивость такой схемы определяется только адвективной модой движения: min{/|vi|}. Для интегрирования адвективно-диффузионного уравнения эволюции поля плотности используется композиционная схема Лиски-Вендрофа. Метод имеет точность О(2, 2). Расчеты выполнены с шагом = 58.22 сек.

Основной причиной нарушения двухслойности поля течений является приливной фактор, и модельные расчеты должны выявить степень отклонения от идеализированных представлений. По мере ослабления роли баротропного прилива расчетные поля течений и плотности приобретают все более выраженную двухслойную структуру и остаточная циркуляция оказывается полностью двухслойной. Учет реального прилива меняет картину. В поверхностном слое течение всюду направлено на восток, в нижнем - на запад, но существуют и зоны трехслойности: у Спартельского порога и еще более выраженная – на выходе из Тарифской узкости. Наряду с этим в пороговой зоне двухслойность также нарушается и течение становится однонаправленным.

Гидравлический контроль локализуется там, где поток становится сверхкритическим, т.е. число Фруда превосходит единицу. Поскольку при Fr 1 длинные волны не могут распространяться вверх по течению, то сечение, где Fr=1, «контролирует» поток в том смысле, что не пропускает информацию о происходящем ниже по течению. Согласно теории, порог в проливе контролирует преимущественно нижний слой, а узкость – оба слоя. На рис. 2 приведены числа Фруда и продольная скорость JV/ g11 в осевом разрезе пролива за час до максимальных течений восточного направления, 2Т/3.

10 12 -6 82 1T/45 42 41 Видно, что гидравлический T/2T/-2контроль осуществляется на T 83 133 входе в Тарифскую узкость и -5над Камаринальским порогом; в -710 KM зоне Спартельского порога Fr 0.59 0.17 0.6 1 0.24 0.21 0.98 1.11 0.58 0.число Фруда приближается к Рис. 2. Средняя скорость течений (см/с) в верхнем и нижнем слоях критическому значению.

относительно изогалины 37 о/оо в момент 2T/3; композиционные числа Расположение зоны с Фруда и положение изогалины 37 о/оо вдоль оси пролива в приливном цикле волны М2.

докритическими числами Фруда между контрольными сечениями определяет максимальный водообмен в этой зоне, поскольку она не обменивается информацией с каждой из примыкающих областей. Результаты расчетов хорошо согласуются с положением теории и представляют оценку определяющего вклада двухслойной динамики в структуру гибралтарских приливов.

В местах гидравлического контроля поверхность раздела должна испытывать резкие изменения как следствие смены режима течения. Переход от докритического режима к критическому сопровождается гидравлическим прыжком, приспосабливающим поток к новым условиям. На рис. ль Глубина, м рог амарина ский по К показана поверхность раздела, соотнесенная к изогалине 37о/оо, в различные фазы приливного цикла:

Т/6 – за час до максимальных течений западного направления; Т/2 – смена течений; 2Т/3 – за час до максимальных течений восточного направления; Т – смена течений. Внутренний гидравлический прыжок над Камаринальским порогом существует в каждый момент приливного цикла. Величина перепада поверхности раздела при этом варьирует в пределах 100-150м. Второй гидравлический прыжок, локализованный на выходе Тарифской узкости, зарождается в момент ускорения течений восточного направления, обостряется, когда течения экстремальны, и достигает максимума развития к моменту смены течений.

В третьем параграфе сформулированы общие выводы, относящиеся к анализу приливной карты волны M, доминирующей в проливе, расчетам составляющих бюджета приливной энергии, вертикальной структуры полей плотности и течений, эволюции поверхности раздела в двухслойном потоке и зарождения внутренних волн в районе главного порога.

2.3. Модель Баб-эль-Мандебского пролива Баб-эль-Мандебский пролив определяет водообмен между Красным морем и Аденским заливом вместе с прилегающей зоной Индийского океана. Доминирующую роль в водообмене играют плотностные течения, обязанные различию термохалинных характеристик на границах пролива, и муссонный характер климата, генерирующий сезонные поверхностные течения. Моделирование годового водообмена предъявляет к численному методу высокие требования устойчивого счета на длительный срок при сохранении инвариантов задачи. В этом разделе приводятся некоторые результаты расчета годового хода, иллюстрирующие его сезонные изменения.

В первом параграфе приводится геоморфологическая характеристика Красного моря и Баб-эльМандебского пролива. Дан обзор работ, касающихся анализа гидрологической ситуации и численного моделирования объекта.

Расчеты выполнены на неравномерной криволинейной сетке содержащей 8 104 узлов. Шаг в горизонтальной плоскости варьируется от ~550 до 6400 м. По вертикали сетка имеет 40 расчетных уровней.

Во втором параграфе приведены некоторые результаты расчета годового хода водообмена через пролив, фиксирующие некоторое квазиустановившееся типичное сезонное состояние гидрофизических полей.

В зимний сезон, поверхностное дрейфовое течение, генерируемое устойчивым NNE- ветром из Аденского залива, охватывает всю акваторию пролива, достигая 65 см/с. По оси пролива за Перимской узкостью течение ослабевает, образуя два слабых водоворота. Глубинный компенсационный поток, движущийся из Красного моря по желобу пролива, перед порогом интенсифицируется, и скорость его здесь составляет около половины скорости поверхностного течения. Течения на всех разрезах имеют двухслойную структуру (рис. 3а), отвечающую характеру зимнего водообмена, с глубиной поверхности раздела от 20 до 100 м. в зависимости от рельефа дна: в пороговых зонах доминирует поверхностное течение, а в зонах поднятия дна стоковое течение Красного моря вытесняет более легкую поверхностную воду. Поверхностные воды залива однородны, а соленость проникающего стока морских вод выше на 1-1.5о/оо. Можно отметить также характерное сгущение изолиний у африканского берега в районе Перима, выражающее сдвиг глубинного потока под действием силы Кориолиса.

Аденский Красное Красное Аденский залив Море Море залив 0 -100 -1-200 -218 cm/s 0.-300 0.12 -3а) б) Рис. 3. Вертикальное сечение поля скорости с указанием линии раздела. а) зимний сезон; б) летний сезон.

В весенний период в связи с ослаблением ветра скорость поверхностного течения падает вдвое, а компенсационного глубинного – вчетверо. У южной границы происходит сильный вток глубинных аденских вод, которые, достигая подводных хребтов быстро смешиваются с водами Красного моря.

Поле солености имеет выраженный термоклин вблизи поверхности, формируемый разнонаправленными течениями: дрейфовым из залива и промежуточной воды Красного моря, уже испытывающей подпор глубинных аденских вод.

В летний период NNW-ветры из Красного моря формируют сгонный дрейф на всей акватории пролива. Это усиливает Промежуточное компенсационное течение из Аденского залива, которое проникает по желобу пролива, образуя глубинную циркуляцию у его северной границы. В согласии с наблюдениями течения имеют трехслойный характер (рис. 3б). Поверхность раздела между дрейфовыми морскими водами и далеко проникающими Аденскими водами достигает 100 м. Более плотные глубинные воды Красного моря, подпирая Аденские Промежуточные воды, формируют на склонах подводного хребта трехслойную структуру. Быстрая трансформация близких по халинности поверхностных морских вод и Промежуточных вод залива приводит к выравниванию их отличий.

В третьем параграфе формулируются общие выводы касающиеся сезонного водообмена в Бабэль-Мандебском проливе, влиянию баротропного форсинга на внутреннюю динамику в проливе, характеристик вертикальной структуры течений. Приводится детальный анализ энергетических характеристик в проливе, а так же анализ баротропного прилива в Красном море.

2.4. Модель динамики волны М2 на Северо-Сибирском арктическом шельфе В первом параграфе раздела дается геоморфологическая характеристика моделируемого района.

Приводится обзор работ, касающихся численного моделирования на Северо-Сибирском шельфе.

глубина (м) глубина (м) 25 cm/s Расчеты выполнены на криволинейной сетке 16250 с вариацией сеточного разрешения на порядок. Для более точного описания рельефа дна сетка была детализирована в области крутого континентального склона. Граничные условия на открытой северной границе области задавались по результатам глобальной арктической модели (Kowalik and Proshutinsky, 1995). На других жидких участках материкового контура уровень задавался по данным наблюдений.

Во втором параграфе рассмотрены основные физические результаты. Полученная в результате расчета пространственная структура колебаний волны М2 выявляет в расчетной области пять амфидромий, расположенных в пределах шельфа (рис. 4а). Все они имеют циклоническое вращение.

Амфидромическая картина качественно согласуется с имеющимися представлениями. Обращает внимание общее сходство расположения амфидромических точек в юго-западной части моря Лаптевых и в центральной части Чукотского моря. Основные отличия относятся к результатам расчета поля течений в глубоководной зоне, где используется криволинейная сетка, сгущенная на порядок сравнительно с наиболее продвинутыми современными арктическими моделями. Здесь расчитанная динамика оказывается значительно активнее по сравнению с известными результатами глобального арктического моделирования.

Общая особенность приливных карт Сибирского шельфа – наличие нескольких амфидромий циклонического вращения, лежащих вдоль побережья. Известно, что комбинация встречных вдольбереговых волн Пуанкаре дает цепочку прибрежных циклонических амфидромий при этом возможен как «отрыв» амфидромий от линии берега, так и их «заглубление» в берег – в зависимости от преобладания одной из волн Пуанкаре. На Северо-Сибирском шельфе на большей части материкового побережья амфидромии «оторваны» от береговой черты, что указывает на преобладание вдольбереговой волны Пуанкаре, направленной на восток. Характерной чертой приливной карты является резко выраженный максимум амплитуд у северного побережья Новосибирских островов, совпадающий с антициклонической тенденцией в местном распределении фаз. Такая особенность указывает на возможность существования геострофического захвата приливной энергии у этих островов, проявляющегося в формировании движения типа волны Кельвина.

б) а) Рис. 4. а) Пространственная структура колебаний волны М2; б) Эллипсы приливных течений волны М2.

Получена карта эллипсов приливных течений (рис. 4б). Наибольшие скорости приливного течения развиваются в западной части расчетной области. Скорости, достигающие 45 см/с, локализованы на кромке шельфа в Восточно-Сибирском море и в юго-западной части моря Лаптевых. Эллипсы течений почти по всей акватории по форме близки к окружностям. Отношение малой оси к большой достигает 0.9. Векторы течений преимущественно имеют антициклоническое вращение. Вблизи Северной Земли и Новосибирских островов расположены несколько зон циклонического вращения; при этом отношение осей эллипсов близко к 0.5. Такие особенности согласуются как с теоретическими соображениями (Sverdrup, 1926), так и с немногочисленными наблюдениями.

В заключительном параграфе к главе 4 сформулированы общие выводы относящиеся к сходимости численного решения, анализу приливной динамики и энергосодержанию на СевероСибирском шельфе.

2.5. Баротропная модель Баренцева моря В пятом разделе предложенная трехмерная модель применяется для расчета баротропной динамики Баренцева моря.

Первый параграф включает в себя геоморфологическую характеристику моделируемого объекта.

Приведен полувековой обзор работ, касающийся численного моделирования Баренцева моря.

Во втором параграфе приводятся некоторые результаты расчета баротропной приливной динамики в Баренцевом море. Вычисления выполнены на неравномерной криволинейной сетке содержащей 443454 узлов, по вертикали содержащей логарифмическое распределение узлов в придонном пограничном слое и приближающееся к равномерному распределению по глубине в остальной части. Шаги горизонтальной сетки 44 34 изменяются в диапазоне: min 2 км., max 25 км. при шаге по времени около 6 минут.

Рассматривается пространственная картина вращения эллипсов приливного течения для средней задачи и на метровом придонном горизонте (рис.5). Выявлено, что циклоническое вращение среднего течения присуще только небольшой юго-восточной зоне моря (рис. 5а). Такой характер движения объясняется тем, что вращение преодолевает влияние силы Кориолиса, которая закручивает движение в противоположном направлении, оказывая доминирующее влияние на среднее течение во всей остальной части моря. Однако с увеличением глубины зона циклонического вращения увеличивается, и в придонном слое зона циклонического вращения простирается на север вдоль о.Новая Земля (рис. 5б).

1+ Рис. 5. Характер вращения приливного течения. =, где = B A - эксцентриситет приливного эллипса.

1- а) среднее течение; б) течение на горизонте 1м. от дна.

Расчитана вертикальная структура поля скорости: большой полуоси приливного эллипса, эксцентриситета, азимутального угла и характеристик турбулентности. Сравнение выполнено для двух пунктов, в которых оказались доступными соответствующие измерения. Результаты такого сопоставления вполне удовлетворительны.

Приводится расчет годографов скорости приливного течения в ряде прибрежных точек на фиксированных горизонтах. Во всех этих пунктах на всех горизонтах эллипсы приливного течения имеют антициклоническое вращение. Эллипсы течения вблизи горла Белого моря по форме близки к окружностям, отношение большой и малой полуосей доходит до 0.9.

Заключительный параграф содержит общие выводы относящиеся к построению, применению и проверке – применительно к Баренцеву морю – метода расчета приливной динамики окраинного моря, характеризующегося большой протяженностью открытых границ и чередованием открытых и закрытых участков граничного контура.

2.6. Модель глубоководной конвекции в Гренландском море В первом параграфе представлена характеристика гидродинамического режима Северных морей, являющихся связующей частью между Северным Ледовитым и Атлантическим. Приведен обширный обзор работ за последние несколько десятилетий, отражающих проблематику моделируемой области.

Во втором параграфе, на основе иерархии вложенных числовых сеток, рассматриваются основные результаты моделирования глубоководной океанской конвекции при различных атмосферных условиях. Представлены расчеты долгопериодной и короткопериодной жизнедеятельности конвективного плюма на фоне циклонического вихря. Характеристики и стратегия вложенных числовых моделей даются в главе 6 Приложений.

Моделирование среднегодовых течений, осредненных по вертикали, показывает, что поверхностные слои находятся в сильной зависимости от атмосферного влияния и здесь наблюдается наиболее сильная суточная и сезонная изменчивость полей течения, которая практически не отражается на общей картине циркуляции при осреднении течений за весь годовой цикл.

Термохалинная структура моря в поле силы Кориолиса поддерживает циклонический характер движения. На фоне общего циклонического движения, выявлен достаточно устойчивый циклонический вихрь в центральной части Гренландского моря. Расположение этого вихря соответствует позиции возможного возникновения глубоководной конвекции. Циклонический вихрь устойчив во времени и пространстве. Несколько ослабевая в летний сезон, он возрождается с новой силой в зимний период. Численные эксперименты выявили, что причиной столь устойчивого положения вихревой структуры является морфометрическая особенность региона совместно с сильной циклонической завихренностью ветровой составляющей в зимний период.

Для возникновения глубоководной конвекции необходимо совпадение нескольких факторов:

устойчивый циклонический вихрь, захваченный им столб (30-40 км. диаметром) слабостратифицированной жидкости, свободная поверхность (отсутствие льда) и, наконец, сильное атмосферное выхолаживание за продолжительный момент времени (несколько дней).

На примере двух короткопериодных экспериментов показана эволюция глубоководной конвекции под воздействием реалистичных условий. Начальные условия, а также граничные условия на жидком контуре идентичны для двух постановок. Отличие заключается в различном атмосферном воздействии на поверхностный слой океана. В качестве атмосферного форсинга выбраны характерные сценарии («сильный» и «слабый) зимнего сезона для центральной части Гренландского моря.

В обоих экспериментах в начальный период времени глубоководная конвекция развивается практически одинаково: происходит быстрое охлаждение поверхностных вод с их дальнейшим проникновением вглубь океана в виде конвективных «пальцев». В случае «сильного» атмосферного воздействия, в продолжении всего конвективного сценария, происходит опускание холодных вод до глубин 2000 м.; при этом практически сохраняется форма конвективного плюма. В случае «слабого» атмосферного форсинга происходит нагревание поверхностных вод, глубоководная конвекция прекращается, а конвективный плюм трансформируется в подповерхностную линзу холодной воды.

В обоих случаях в начальный момент времени под действием сильного выхолаживания происходит формирование мелкомасштабных неоднородностей поверхностной температуры, с горизонтальным масштабом менее 1 км., которые со временем трансформируются в мезомасштабные вихри с типичными горизонтальными масштабами, превышающими 10 км. в момент прекращения глубоководной конвекции. Такие вихревые системы, содержащие вновь сформированную водную массу, отрываются от основного конвективного плюма и распространяются в горизонтальном направлении. Эта заключительная фаза глубоководной конвекции оказывается более значимой в эксперименте с «сильным» атмосферным выхолаживанием.

Для того чтобы исследовать долгопериодное влияние, обусловленное присутствием наблюдаемого конвективного плюма в центральной части Гренландского моря, выполнено два расчета, отличающиеся друг от друга тем, что в одном из них структура наблюдаемого плюма интегрируется в численную модель, а во втором случае расчет выполняется без его учета. На рис. представлено распределение частоты плавучести за весь моделируемый период в центре квазипостоянного циклонического вихря центральной части Гренландского моря. Наиболее значимое отличие выявляется по прошествии годового цикла. В варианте расчета без конвективного плюма возникает лишь очень слабая неустойчивость водных масс, тогда как, в варианте с конвективным плюмом наблюдается слабая вертикальная стратификация.

1000*N223.1000 102.1.1.(б) (а) 20200.150 300 450 600 750 900 150 300 450 600 750 9День День Рис. 6. Вертикальное распределение частоты плавучести для двух экспериментов: а) без наблюденного конвективного плюма, б) с интегрированным в модель наблюденным конвективным плюмом. Стрелка показывает время, когда в модель был интегрирован конвективный плюм.

Таким образом, наличие конвективного плюма является мощным элементом подготовки условий для возникновения глубоководной конвекции в следующий зимний период. Циклонический вихрь, в данном случае, является элементом, который поддерживает и сохраняет характеристики водных масс захваченного конвективного плюма на протяжении нескольких сезонных циклов.

В заключительном параграфе формулируются общие выводы относительно короткопериодной и долгопериодной эволюции конвективного плюма.

2.7. Баротропная модель Адриатического моря и Венецианской лагуны В седьмом разделе на основе двумерной гидродинамической модели в гранично-согласованных криволинейных координатах представлены результаты приливной динамики в области, включающей Адриатическое море и Венецианскую лагуну. Гидродинамическая модель в первую очередь предназначена для воспроизводства наблюдаемых периодических колебаний уровня, и особенностям мелкомасштабной циркуляции в системе взаимодействия лагуны и смежного бассейна.

В первом параграфе приводится геоморфологическая характеристика моделируемого объекта.

Дан обзор работ, касающихся численного моделирования Адриатического моря и примыкающей к нему Венецианской лагуны.

Характеристики модели, результаты калибровки и моделирование приливной структуры представлены во втором параграфе.

Для численного моделирования использовалась сетка с числом узлов 287363. Шаг в горизонтальной плоскости варьировался от ~50 м. в Венецианской лагуне до 12 км. в южной части Глубина (м) Глубина (м) Адриатического моря. При построении сетки для таких сложных областей разного масштаба и проявляется одно из преимуществ использования криволинейного подхода – сгущение сетки без увеличения общего количества узлов в тех местах, где это требуется для решения задачи. Такой областью, в данном случае, и является Венецианская лагуна и три канала, соединяющие ее с Адриатическим морм, и играющих главную роль в распространении приливных волн внутри лагуны.

В качестве граничной информации на открытом контуре (~250 км. южнее пролива Отранто) использовались данные суперпозиции семи основных приливных гармоник.

Рис. 7. Сравнение модельных расчетов амплитуд и фаз для всей моделируемой области. a, b амплитуды и фазы полусуточного прилива; c,d амплитуды и фазы суточного прилива.

На рис. 7 представлены результаты сопоставления расчетных и натурных характеристик полусуточной (a,b) и суточной (c,d) волны. Средняя корреляционная ошибка для амплитуды и фазы всех анализируемых гармоник для станций в Адриатическом море соответственно 0.96 и 0.91.

Результаты моделирования суточного и полусуточного прилива выявили хорошее согласование с данными наблюдений со средней ошибкой по амплитуде и фазе не превышающей 1 см. и 15° в Адриатическом море и 0.5 см. и 9° в Венецианской лагуне соответственно. Результаты сравнения позволяют сделать выводы о достоверности приливной модели во всей области.

С целью выявления вклада каждой приливной компоненты в приливные течения выполнен анализ вектора скорости и сравнение полученных характеристик эллипсов приливных течений с данными наблюдений. Хорошее согласование с данными наблюдений отмечается для приливных волн М2 и К1, где максимальная разность от наблюденных значений не превышает 0.8 см/с и 0.6 см/с соответственно, что составляет менее 10% от абсолютной величины скорости. В то же время расхождение в наклоне эллипсов приливных течений для некоторых станций достаточно значимо и достигает 60°.

Степень достоверности воспроизведения приливной динамики в лагуне можно оценить, сравнив характеристики эллипсов приливных течений в створах каналов, через которые приходит приливная волна из Адриатического моря. Такое сравнение было выполнено для трех станций наблюдений.

Результаты сравнения выявляют хорошее согласование модельных расчетов с имеющимися данными наблюдений. Максимальные отличия не превосходят 5 см/с по амплитуде (10% от абсолютного значения) и 8° по направлению большой полуоси. Отметим, что малая полуось приливных течений на данных 3 станциях практически отсутствует, что говорит об реверсивном течении в створах каналов.

Формирование полусуточного прилива волны М2 в Адриатическом море происходит под воздействием волны Кельвина, бегущей вдоль побережья в циклоническом направлении. Такое движение создает амфидромическую зону в районе пролива Отранто. Суточный прилив, формируемый волной К1, обязан движению топографических волн направленным от восточного побережья к западному.

Часть III Приложения В Приложении приводится совокупность результатов, относящихся к приведенным объектам моделирования, представляющих физический и практический интерес.

3.1. Моделирование динамики и гидрологии Мессинского пролива В первом параграфе к главе представлены параметры модели, метод решения краевой задачи и исходная информация.

Ход общей приливной энергии в устойчивом периодическом режиме представлен на рис. 8.

Рис.8а обнаруживает важную особенность поведения суммарной энергии за приливный цикл волны М2. Адвективный перенос количества движения является причиной значительного неравенства энергии в каждой из половин цикла. Первый полупериод, соответствующий течениям южного направления, более значим, чем второй полупериод при течениях северного направления. Наличие подводной горы в горле пролива усиливает нелинейные эффекты, что ведет к асимметрии в интенсивности течений разного направления в приливном цикле. Той же причине обязано появление кратных гармоник в спектре приливных колебаний. Эти гармоники отчетливо проявляются в районе подводной горы, особенно вблизи П. Пеццо. Здесь амплитуда четвертьсуточной гармоники Мотносится к амплитуде основной лунной полусуточной гармоники М2, как 1:3.

б а Компоненты уравнения энергии представлены на рис. 8б. Величина невязки уравнения баланса энергии свидетельствует о высокой точности численного метода. В -2 целом превалирует баланс между -скоростью изменения энергосодержания и 0 -1 0 0. 0 0.потоком энергии через жидкие границы.

t/T t/T Диссипативные факторы, особенно Рис. 8. Ход энергии волны М2 в приливном цикле. а – полная энергия; б – баланс энергии: 1 – скорость изменения горизонтальный турбулентный обмен, энергосодержания, 2 – поток энергии через открытые границы, играют довольно заметную роль в 3 – диссипация энергии донным трением, 4 – диссипация энергии вихревой вязкости, 5 – невязка бюджета энергии.

интенсивной динамике пролива.

, кВт) < -E 10, (кДж) Компоненты энергетического баланса ( < 10- A (см) A (см) MMПри расчете суммарного прилива граничные б) a) M2 MSMKзначения задаются в форме суперпозиции семи SOгармоник М2, S2, N2, K2, K1, O1, P1. В этом случае KK1 S2 SOSMMK 3 расчетный период составляет 29.5 суток 0.00 0.04 0.08 0.12 0.16 0.f, (ч ) f, (ч ) (синодический месяц). Не считая спектральных максимумов, соответствующих частотам A (см) A (см) Mосновных полусуточных и суточных гармоник и Mв) г) их обергармоник (М4 и S4), спектр также содержит комбинированные гармоники D - и SMSKMSD -групп, отвечающие нелинейным MK 3 KOSOвзаимодействиям основных составляющих f, (ч ) f, (ч ) (рис.9). Наиболее значимые значения Рис. 9. Спектры колебаний уровня, комбинированных гармоник отмечены в районе генерируемых суммарным приливом.

а – Фарро, б – Ганцирри, в – П. Пеццо, г – Ганцирри и П. Пеццо, где нелинейность Реджио.

выражена особенно ярко. Для третьсуточных гармоник D3 особенно значимой оказывается S3-волна с частотой 1/8 ч-1 и МK3-волна с частотой 1/8.18 ч-1. Оба спектра содержат четвертьсуточные гармоники, среди которых волна М4 с частотой 1/6.21 ч-1 и МS4 с частотой 1/6.1 ч-1 весьма значимы. Волна S4 оказывается мало значимой. Интересно отметить тот факт, что в пункте Ганцирри четвертьсуточные волны превалируют над полусуточными осцилляциями. Все спектры, особенно в пунктах Ганцирри и П. Пеццо, также содержат пики с частотами квадратурного приливного цикла с частотой 1/14.75 дней-1, обязанные своим возникновением взаимодействию М2 и S2 волн.

Течения в горле пролива возрастают приблизительно вдвое и слегка меняют направление по сравнению с полем скорости для волны М2. Рассчитанные скорости суммарного течения, генерируемого семью гармониками, максимальны вблизи Ганцирри и П. Пеццо, где они достигают 260 см/c для четырнадцати гармоник – 289.5 см/c.

Одной из наиболее интересных особенностей Мессинского пролива является его вихревая система, генерируемых семеркой основных гармоник в двумерной баротропной постановке.

Наиболее выраженным оказывается вихрь, расположенный у Капо Пелоро (Харибдский вихрь), и система вихрей Сцилла – Пунта Пеццо. Третий основной вихрь в суммарном приливе на рассматриваемые моменты времени значительно слабее.

Как уже отмечалось, источником возникновения внутренних волн большой амплитуды является в нашем случае обтекание периодическим потоком резкой неоднородности донного рельефа. На рис.10 показано положение поверхности раздела на продольном разрезе в фазе течений северного направления.

-5 -100 1 1 -11 - t=2 - t=T/-23 - t=T/4 - t=T/5 - t=T/6 - t=5T/-2Рис. 10. Эволюция поверхности раздела водных масс в осевом разрезе при течениях северного направления.

В этом случае к северу от порога формируется глубокая депрессия галоклина, с эволюцией которой связывают возникновение внутренних боров, цугов коротких волн и солитонов.

Наибольшего развития депрессия достигает к моменту максимального развития течения.

Ослабевающие течения не способны сдерживать депрессию, и она начинает двигаться в северном направлении, ослабевая по глубине и увеличиваясь в горизонтальных размерах. Следует отметить, что подобная ситуация возникает и при течениях противоположного направления. В этом случае депрессия развивается на южном склоне подводной горы и внутренняя волна распространяется в южном направлении. Известно, что распространение волны в южном направлении носит более частый характер, что связано с распределением плотности в вертикальном и горизонтальном направлениях на открытых границах Мессинского пролива. Согласно климатолгическим представлениям плотность на всех горизонтах южной границы пролива у Ионического моря значительно выше плотности вод Тирренского моря на северной границе и при таком распределении плотности по вертикали депрессия, возникающая на северном склоне подводной горы, будет несколько слабее депрессии на южном склоне. Однако в некоторых случаях на север Ионического моря происходит заток пресных вод, принесенных через Сицилийский пролив, тогда Тирренская вода оказывается более плотной. При такой ситуации формируются внутренние волны, распространяющиеся в северном направлении.

Показано, что поверхностные и подповерхностные течения южного направления заметно ослабевают и сформировавшийся на южном склоне подводной горы внутренний бор трансформируясь во внутреннюю волну или солитон быстрее диссипирует.

Остаточные течения определяют длительный и устойчивый перенос основных характеристик водной среды: температуры, плотности, солености биомассы консервативных примесей. В бассейнах с приливной доминантой остаточная приливная циркуляция связана со структурными особенностями стационарного непериодического режима. Этот режим оказывает настойчивое влияние на динамическую, геоморфологическую и экологическую жизнедеятельность акватории, в связи с чем его моделирование и анализ представляет значительный интерес.

Система остаточных вихревых структур сохраняет только сжатую Харибдскую пару с ослабленной завихренностью. Остальные вихри, особенно прибрежная система П. Пеццо-Сцилла, существуют в размытом виде.

глубина, м Вертикальная структура бароклинных остаточных течений вдоль оси пролива имеет четко выраженную двухслойную структуру, определяемую характеристиками водных масс граничных морей. Горизонтальная нулевая изолиния на глубине 200-250 м. отделяет тяжелые Левантийские промежуточные воды Ионического моря от более легких Атлантических вод Тирренского моря.

Максимальные скорости в каждом слое приблизительно одинаковы, около 16 см/с. Течения над порогом однонаправленны и слабо меняются по вертикали, как и в баротропном случае.

3.2. Моделирование динамики вод в Гибралтарском проливе В первом параграфе представлены исходная информация, характеристики и параметры модели. В следующем параграфе приводятся результаты сходимости решения на криволинейных сетках различного разрешения, моделирование баротропного прилива в Гибралтарском проливе и его сравнение с данными наблюдений, выполнен анализ энергетических компонентов в баротропном и бароклинном случае.

Расчет на последовательности детализированных сеток позволяет выполнить оценку сходимости численных решений. Дискретные значения вектора скорости u и уровня в каждом узле накапливались за период T, и в узлах сетки определялись величины u(1) – разность решений на сетках 1733 и 3365 и u (2) – разность решений на сетках 3365 и 66129. Результаты сравнения обнаруживают высокую степень сходимости решения при сгущении сетки. Так, число узлов, в которых разности (1), (2) попадают в интервал ±2 см, составляет соответственно 99.0 и 99.8% от общего числа пространственно-временных узлов при max=83 см; разности u(1), u (2), попадающие в интервал ±5 см/с, содержатся соответственно в 92.0 и 97.6% от общего числа пространственновременных узлов сетки, а для разностей v(1), v(2) этот показатель соответственно 96.4 и 98.8% при |v|max=119 cм/c. Анализ сходимости показывает, что представляющаяся весьма грубой сетка с числом узлов 17х33 оказывается в данном случае вполне допустимой. Это свидетельствует о высокой эффективности метода гранично-согласованных координат.

Получена приливная карта волны М2 (рис. 11).

Альхесирас Изолинии амплитуд располагаются поперек пролива при равномерном уменьшении амплитуд с запада на восток, а фаза нарастает в югозападном направлении, причем котидали расположены под небольшим углом к оси пролива и имеют некоторое сгущение в районе главного порога. Такое поведение фазы подтверждается Танжер изоамплитуды, см котидали, град. имеющимися эмпирическими приливными картами и указывает на сложный характер взаимодействия северо-атлантического и Рис. 11. Приливная карта волны М2.

средиземноморского приливов.

Г и б р а л т а р а ф и р а Т С е у т а Расчетные средние приливные течения волны М2 близки к реверсивным с направлением вдоль оси пролива. В большей части пролива скорости имеют амплитуду 40-50 см/с, усиливаясь вблизи главного порога до 120 см/с. Сдвиг фаз между моментами полной воды и экстремумами течений в большей части области составляет четверть периода, т.е. характер колебаний гармоники М2 близок к стоячей волне.

Разность расчетных и натурных значений фазы волны М2 по абсолютной величине не превышает 10.5°, причем лишь в пяти пунктах расхождения попадают в интервал 6-10°, а в большинстве пунктов они значительно ниже.

5E+03E+01E+0Анализ результатов расчета уравнения баланса -1E+0энергетических характеристик в баротропном -3E+0-5E+0случае (рис. 12а) показывает, что поток энергии а) -7E+00 T/4 T/2 3T/4 T Время через жидкие границы компенсируется скоростью 8E+06E+04E+0изменения энергосодержания и потерями трения о 2E+0дно; роль последнего фактора проявляется в -2E+006 -4E+0-6E+0некотором сдвиге времени наступления -8E+0-1E+0б) экстремумов двух первых факторов.

0 T/4 T/2 3T/4 T Время Диссипативные потери за счет турбулентной Рис. 12. Баланс энергии в приливном цикле волны М2 : а) вязкости на порядок меньше потерь, обязанных баротропный случай; б) бароклинный случай. 1 – донному трению. Нелинейность приливного скорость изменения энергосодержания; 2 – поток процесса выражается в неравенстве пиков энергии через открытые границы; 3 – диссипация энергосодержания в фазах прилива и отлива.

энергии донным трением; 4 – диссипация энергии, Невязка уравнения энергии всюду пренебрежимо обязанная вихревой вязкости; 5 – интегральная работа сил плавучести 6 – невязка бюджета энергии.

мала, а в среднем за период близка к нулю.

Рассмотрение энергетического бюджета при решении полной задачи (рис. 12б) обнаруживает ряд существенных отличий. Бароклинный фактор оказывается весьма существенным в энергетическом балансе и по порядку величины сравним с двумя другими главными его компонентами - изменением энергосодержания и потоком энергии через открытые границы. В отличие от остальных составляющих уравнения энергии его колебания происходят с приливной, а не с удвоенной частотой, достигая минимального и максимального значений в моменты наибольшего развития течений западного и восточного направлений.

Наибольшее влияние бароклинного фактора сказывается в проявлении асимметрии хода потока энергии через открытые границы. В фазе перехода от максимально развитых западных течений к наибольшим восточным течениям бароклинный фактор усиливает различие в интенсивности потоков энергии между двумя открытыми границами, а результирующий поток достигает экстремального значения в приливном цикле. В фазе смены направления течений с восточного на западное Составляющие баланса энергии, кВт Составляющие баланса энергии, кВт суммарный поток энергии менее выражен. В отличие от баротропного случая роль турбулентной вязкости несколько возрастает, а невязка баланса энергии становится более значимой. При этом в среднем за период невязка относительно невелика, и уравнение энергии выполняется с приемлемой точностью.

Дополнительные расчеты обнаруживают, что поле средних за период потоков приливной энергии имеет ярко выраженную тенденцию переноса волновой энергии из Средиземного моря в Атлантический бассейн.

3.3. Моделирование динамики и гидрологии Баб-эль-Мандебского пролива В первом параграфе представлены результаты моделирования баротропного прилива в Красном море. Приводятся характеристики модели и исходная информация.

Расчеты выполнены на неравномерной криволинейной сетке 5136140 с шагом по времени =90 сек; шаг горизонтальной сетки варьирует в диапазоне =180 м., = 7200 м.

min max Приливы в Красном море носят 28°N 28°N выраженный полусуточный характер.

26°N 26°N 24°N 24°N Доминирующая волна М2 (рис. 13а) имеет б) а) 22°N 22°N три узловые линии: южнее Асэба, у Порт20°N 20°N Судана и за входом в Суэцкий залив. В 18°N 18°N 16°N 16°N окрестности узловых линий происходит 14°N 14°N быстрое изменение фаз и проявляется 12°N 12°N суточный тип колебаний. В суточном 34°E 36°E 38°E 40°E 42°E 44°E 46°E 48°E 50°E 34°E 36°E 38°E 40°E 42°E 44°E 46°E 48°E 50°E приливе (рис. 13б) доминирует волна К1, Рис. 13. а) Приливная карта волны M ;

имеющая узловую линию между б) Приливная карта волны Kо.Камаран и Массауа. Величина прилива на севере ~ 1 м., на юге – около 0.6 м.

Оценка векторной ошибки, µ, дает: µ = 11.18, µ = 3.32. Для относительной ошибки расчета M2 Kимеем: rA M2 = 0.23, r M2 = 0.14, rA K1 = 0.15, r K1 = 0.14. Коэффициент корреляции между расчетными и наблюденными значениями уровня: R = 0.966, R = 0.982.

M2 KОстаточные скорости суммарного прилива, генерируемого 7 основными гармониками K1, O1, P1, M2, S2, N2, K2, в Красном море практически отсутствуют. Основной остаточный перенос сконцентрирован в Баб-эль-Мандебском проливе, но и здесь остаточные течения не превосходят см/с. На фоне основного остаточного переноса, направленного из Аденского залива в Красное море, в самом проливе вблизи береговой линии наблюдается очень слабый противоток, направленный из Красного моря. Более значимый остаточный перенос, направленный в Аденский залив, расположен севернее пункта Асэб у западного побережья Красного моря. Далее этот остаточный перенос сталкивается с более мощными остаточными течениями из залива, образуя слабую завихренность, несколько отжимает их в сторону восточного побережья, а сам при этом вырождается.

Картина остаточной циркуляции полусуточного прилива, мало отличается от схемы остаточной циркуляции суммарного прилива. Отличительной особенностью этой схемы является интенсификация скоростей остаточного переноса до 5 см/с в узости пролива, а также сильные вихревые структуры вблизи островов на выходе из Баб-эль-Мандебского пролива. Прибрежные противотечения южного направления полностью исчезают. В то же время во всем Красном море наблюдается слабый (менее 1 см/с) устойчивый остаточный перенос в Аденский залив. Остаточная циркуляция, генерируемая суточной гармоникой К1, также как и для полусуточного прилива, значима только в Баб-эль-Мандебском проливе, но в отличие от него имеет противоположное направление – из Красного моря в Аденский залив. На выходе из Красного моря возникают две слабые вихревые системы, которые отжимают основной поток в сторону побережья. Остаточные течения достаточно малы и не превышают 0.5 см/с.

Второй параграф содержит результаты моделирования внутренней динамики Баб-эльМандебского пролива. Приведены характеристики криволинейной сетки, рассмотрен метод решения задачи, рассмотрены вопросы связанные с оценкой влияния полноты и надежности граничной информации, а также точности расчета при определяемой форме преобразования. Для моделирования сезонного хода приводятся значения динамических сезонных характеристик на границах области.

Внешний прилив модифицирует динамическую и гидрологическую структуру пролива.

Амплитуда приливных течений сравнима со скоростями бароклинного водообмена и приливоотливные движения с доминирующими полусуточными и суточными частотами существенно искажают сезонный гидрологический фон. Это выражается в изменении вертикальной структуры водообмена: размывании пикноклина и сохранении выраженной двухслойности преимущественно в фазы ослабления приливных течений (рис. 14).

Спектры вынужденных колебаний изопикнических -поверхностей содержат наряду с частотами приливных --гармоник и некоторый долгопериодный тренд. Ряд -а) б) -вычислительных экспериментов позволил выяснить и уточнить физическую природу таких колебаний.

-Оказывается, что внутренний полусуточный прилив, -1генерируемый волной М2, имеет несущую основу с -1периодом около 200 часов, и полусуточный отклик с амплитудой ~ 8 м. является ее огибающей. При -2уменьшении периода форсинга период такого тренда Рис. 14. Изолинии вертикальных смещений вдоль оси пролива, генерируемые волной М2.

увеличивается. Так, для шестичасового граничного а) Амплитуда внутреннего пролива в узкости.

форсинга период тренда возрастает до 300 часов, а при б) Амплитуда внутреннего прилива над порогом. __________ течения из Красного восемнадцатичасовом форсинге его период моря, - - - - - - - - -смена течений, _._._._._._._._. течения из Аденского залива, уменьшается до 160 часов. Внутренний прилив _ _._ _._ _._ _ смена течений.

глубина (м) глубина (м) глубина (м) высотой около 12 м., возбуждаемый суточной волной K1, тренда уже не имеет.

Эксперименты, выполненные с целью выяснения влияния батиметрии пролива на долгопериодный тренд волны М2, показали, что тренд исчезает только при постоянной глубине пролива, причем высота внутреннего прилива составляет в этом случае около 2 м. Таким образом следует полагать, что долгопериодный тренд волны М2 возникает в результате взаимодействия полусуточного форсинга с батиметрией пролива.

Далее приводятся некоторые результаты, относящиеся к вертикальному распределению некоторых основных характеристик динамики пролива, генерируемых волной М2: частоты 1 -плавучести N = (- g z), эпюры чисел Бюргерса B = (Nh fL), числа экмана E = fh2 и вертикальное распределение вариации Rv = v - vбрт.

Представлен баланс интегральных энергетических характеристик, входящих в осредненное по вертикали уравнение энергии. Основной вклад в энергетический бюджет вносят компенсационные компоненты баланса, выражающие изменение энергосодержания и адвекцию потока энергии через открытые границы пролива. Роль энергетических потерь при донном трении проявляется в сдвиге экстремумов этих факторов. Нелинейность процесса сказывается в неравенстве пиков энергосодержания в различных фазах приливного цикла. Работа сил плавучести по величине оказывается сравнимой с интегральным вкладом вертикального перемешивания.

В заключительном параграфе приводится сравнение результатов моделирования баротропного прилива в Красном море при использовании: конечно-разностного метода и метода конечных элементов. Дано краткое описание метода конечных элементов, приводятся характеристики сетки и параметров модели.

Результаты конечноэлементных расчетов приливной волны М2 выявляют достаточно значимые отличия от результатов моделирования в криволинейных координатах. Это выражается прежде всего в расположении амфидромии Красного моря, которая оказывается ощибочно смещенной к центральной оси моря. Дополнительные эксперименты выявляют, что амфидромическая система сдвигается к правому берегу в случае уменьшения влияния адвективного переноса. При этом улучшается и сравнение с данными наблюдений в районе амфидромии. Другим отличием от общепринятой амфидромической структуры Красного моря является вырождение амфидромии в линию в Баб-эль-Мандебском проливе. Сравнение решения явного и полу-неявного метода конечных элементов также показывает некоторые отличия. Основным из них является запаздывание фаз в северной части Красного моря. Такое поведение фаз ухудшает сравнение с данными наблюдений для полунеявного метода. Несмотря на то, что количественная оценка при сравнении амплитуд для полунеявного метода гораздо лучше по сравнению с явным методом, общая оценка векторной ошибки оказывается хуже. Из-за ошибок расчета фазы оценки сравнения конечноэлементного решения с данными наблюдений оказываются значительно хуже чем при конечно-разностной аппроксимации.

3.4. Приливная динамика волны М2 на Северо-Сибирском арктическом шельфе.

В четвертой главе Приложения даны характеристики модели, сходимость решения для сеток различного пространственного разрешения, сравнение результатов моделирования с данными наблюдения. В заключительной части Приложения приводятся результаты расчета энергетического режима моделируемого объекта.

Для оценки точности решения использовалась более грубая сетка, узлы которой совпадают с половиной узлов принятой расчетной сетки. Для 64% узлов разность решений для уровня не превышает ± 0.5 см., и только 12% содержит разность решений > 2 см. (при max = 9.5см).

Вычисления были повторены для детализированной сетки с числом узлов 32399, половина из которых совпадает с узлами принятой расчетной сетки. В 74% узлов разность решений не превышает ± 0.5 см. и только 4% содержит разность решений > 2 см. (при max = 7.5 см; 60 см. ), т.е.

max сходимость вполне удовлетворительная. Максимальные значения колебаний уровня приходятся на район Новосибирских островов и именно в этом месте наблюдается наибольшее расхождение решения на сравниваемых сетках.

Для оценки точности получаемых результатов использованы наблюдения 15 станций. Отклонение наблюденных значений от расчитанных по всем станциям составляет ± 2.8 см по амплитуде и ± 62.7 ° по фазе. Такое значительное отклонение фазы объясняется тем, что ряд станций находится в непосредственной близости от амфидромических точек, где градиент фазы очень велик. Если из результатов сравнения удалить станцию Индигирка, расположенную между двух амфидромических систем, и станцию Шалаурова, расположенную в узком проливе Лаптева, то отклонение наблюденных значений от расчитанных для 13 оставшихся станций уменьшается более чем вдвое.

В заключительной части главы 4 Приложения приведен анализ энергетического режима шельфа и отдельных его зон. Для выявления некоторых важных особенностей движения волны M рассмотрена картина транспорта потоков приливной энергии осредненной за приливной период (рис. 15).

Показано, что на Восточно-Сибирском шельфе энергетический транспорт не совсем соответствует общей теории распространения волны Свердрупа Рис 15. Потоки приливной энергии в кВт.

вдоль побережья и имеет некоторые особенности.

В области имеются районы со значительным увеличением величины энергетических потоков, зоны превалирования вдоль береговых компонентов энергетических потоков и также зоны с замкнутой структурой движения энергетических потоков. При выходе из глубоководной зоны на шельфовый регион отмечается заметное увеличение потоков энергии в некоторых местах носящих антициклонический характер движения. Это указывает на наличие волн в шельфовой зоне и захват поступающей приливной энергии. Для такого типа движения наблюдается усиление приливных течений и поэтому значительная часть приливной энергии диссипирует в этом месте. Это сказывается на слабых приливных течениях в южной и юго-восточной части шельфа.

Основными физическими процессами, практически определяющими временной ход энергосодержания, являются волновой перенос энергии и ее диссипация донным трением.

Диссипация слабо меняется в течении приливного цикла, что указывает на преобладание течений с орбитами, близкими к круговым. В прибрежной части шельфа диссипация примерно вдвое ослаблена по сравнению с интегральной диссипацией во всей области. Примерно в той же степени ослабевает и средний волновой перенос через жидкую границу.

3.5. Баротропная модель Баренцева моря В главе 5 Приложения представлены характеристики модели, граничные условия на протяженном открытом контуре, результаты моделирования баротропного прилива в Баренцевом море и его сравнение с данными наблюдений. Приведена оценка устойчивости донных отложений.

Как показывают расчеты, пространственная структура волны М2 в Баренцевом море характеризуется двумя амфидромическими системами с циклоническим вращением фаз. Численные эксперименты, выполненные при задании различных граничных условий, показывают существование жесткой связи между местоположением центров этих амфидромий и наглядно демонстрируют необходимость уточнения граничных условий для согласования с данными наблюдений.

Точность моделирования оценивалась сравнением гармонических постоянных уровня в пунктах измерений и в ближайших к ним узлах сетки. Осредненное по всем станциям стандартное отклонение между рассчитанными и наблюденными значениями амплитуд и фаз составили 4.5 см и 29.6° соответственно.

Большой интерес представляет определение остаточного переноса, оказывающего стационарное воздействие на геоморфологические и экологические процессы. В данном случае под остаточной скоростью v двумерного движения с характерным периодом T принималась осредненная за приливной период скорость. Значительные скорости (~10 см/с) остаточного переноса возникают только в районе о. Шпицберген и вблизи п-ва Канин Нос. Остаточная циркуляция вблизи о.

Шпицберген носит явно выраженный антициклонический характер. В районе п-ва Канин Нос остаточная циркуляция направлена из Чешской Губы в Белое море.

Слабые остаточные течения, направленные с севера на юг в восточной части Баренцева моря, компенсируются более сильным, но достаточно узким потоком через западную границу в окрестности Скандинавии, что объясняется влиянием силы Кориолиса, формирующей антициклоническое направление остаточной циркуляции.

Перемещение осадочных отложений начинается когда скорость трения превышает свое критическое значение u*c. Механический состав осадков в Баренцевом море хорошо отражает особенности динамикм приливной волны М2.

3.6. Моделирование глубоководной конвекции в Гренландском море В первом параграфе даны характеристики и стратегия вложенных моделей, используемых в расчетах. Трехмерная региональная модель так же как и негидростатическая модель являются различными версиями GNOM.

Краевая задача решается для уравнений движения, неразрывности, конституентов плотности и турбулентного замыкания в произвольной трехмерной области. Расчет выполняется на неравномерной криволинейной сетке, построенной эллиптическим методом. В области, возможного возникновения глубоководной конвекции, используется сгущение сеточных узлов.

Пространственное разрешение варьируется от 125 м в зоне конвекции для негидростатической задачи и до 32 км вблизи открытых границ региональной модели. По вертикали сетка содержит 40 узлов.

Гидродинамическая модель объединена с термодинамической моделью льда. Начальные условия для региональной модели Гренландского, Норвежского и Исландского (ГИН) морей получены из глобальной MPI-OM. В качестве условий на открытых границах задается информация с 6-ти часовой периодичностью, полученная из глобальной атмосфера/океан-лед REMO/MPI-OM модели высокого пространственного разрешения. Для корректировки начальных условий используются наблюдения, проведенные с 12 по 26 марта 2001 года, мезомасштабного вихря в центральной части Гренландского моря.

Начальными и граничными условиями для трехмерной негидростатической модели служат интерполированные данные региональной модели (GNOM). В качестве атмосферного форсинга используются данные глобальной атмосферной REMO модели.

Во втором параграфе приведены результаты региональной модели ГИН морей с анализом динамической структуры. Рассматривается возможность идентификации глубоководной конвекции на спутниковых снимках. В заключительной части рассмотрены некоторые важные особенности длинно-периодной эволюции конвективного вихря.

Модельные расчеты подтверждают имеющееся представление о гидродинамической ситуации в ГИН морях. Поверхностная циркуляция вод в основном определяется атмосферными условиями, а глубоководная циркуляция горизонтальными градиентами плотности. Восточно-Гренландское течение направлено из пролива Фрама через Гренландское море, вдоль западного побережья Гренландии, в Датский пролив. Это течение переносит водные массы из Арктики в Атлантический океан и играет важную роль в формировании пресных и холодных водных масс. В районе Ян-Майена Восточно-Гренландское течение разделяется на два рукава. Одно из этих течений направляется в Датский пролив, а другое разворачивается на восток, вдоль побережья Исландии. Вдоль побережья Норвегии в северном направлении распространяется теплое и соленое течение северо-атлантических вод. Основной движущей силой Норвежского вдольберегового течения являются градиенты плотности.

Вихревые структуры, обязанные топографии, интенсивны вдоль побережья Норвегии и в районе острова Шпицберген. Наибольший интерес представляет локализация циклонического вихря в центральной части Гренландского моря в месте возможного возникновения глубоководной конвекции. Проведенные эксперименты показывают, что завихренность в данном районе наиболее значима в зимний период с октября по март, в тот период, когда создаются предпосылки для возникновения глубоководной конвекции.

0.Регулярная сетка min -45 м Криволинейная сетка min -55 м Численная модель оказывается в состоянии Криволинейная сетка min -110 м Регулярная сетка min -125 м Регулярная сетка min - 250 м описать фронтальные особенности глубоководной 0.конвекции. Зоны конвергенции поверхностных течений, обязанные конвекции, которые и 0.фиксируются спутниками, оказываются более 0.узкими, чем в численных моделях с горизонтальным разрешением сетки более грубым, чем 100м. Лучшее разрешение пространственных 40 60 80 100 1Время, ч структур океанских фронтов, на сегодняшний день, Рис. 16. Изменение максимума сталкивается с вычислительными проблемами. Для поверхностной конвергенции скорости во времени при моделировании глубоководной оценки идентификации конвективного процесса конвекции на сетках с различным на поверхности океана расчеты были выполнены горизонтальным разрешением.

на сетках различного горизонтального разрешения (рис. 16). Выявлено, что увеличение разрешения регулярной сетки в два раза с 250 м. до 125 м. приблизительно вдвое увеличивает моделируемый максимум горизонтальной конвергенции скорости.

Рассмотрены некоторые особенности долгопериодной эволюции конвективного вихря. Основной целью исследования является изучение мелкомасштабного и мезомасштабного поведения конвективного плюма при воздействии на него крупномасштабной атмосферной и океанской изменчивости.

Характерной особенностью конвективного плюма в течение первго месяца является обширная область холодных поверхностных водных масс (рис.17а). Эта стадия эволюции вихря может интепретироваться как период регенерации плюма за счет атмосферного охлаждения. По истечении времени происходит постепенное нагревание поверхности изолирующее конвективный вихрь от воздействия атмосферы (рис.17б-в). В дальнейшем происходит формирование устойчивого вихря в промежуточных слоях океана и его форма сохраняется практически симметричной (рис.17г).

Независимо от глубины вихрь характеризуется высокими инерционными пульсациями которые находятся в фазе по всей его глубине. Амплитуда пульсаций при этом значительно меняется по вертикали.

* Конвергенция ( 100 с ) В течение большей части инерционного периода, вихрь вращается антициклонически.

Средняя величина касательной скорости, осредненной за инерционный период, является максимальной для глубин 1600 м. и уменьшается к основанию и поверхности моделируемого вихря.

Существуют временные интервалы в пределах инерционного периода, в течение которого вращение периферии вихря меняется на противоположное.

Независимо от глубины для центральной Рис. 17. Вертикальный разрез поля области вихря, расположенной на расстоянии потенциальной температуры вдоль оси конвективного вихря через : а) одну неделю, б) км. от центра, касательная скорость может быть один месяц, в) два месяца, г) три месяца после представлена линейной функцией интегрирования наблюденного конвективного плюма в центральной части Гренландского моря пространственной переменной. Вне этой области, в модель.

касательная скорость существенно отклоняется от от центра касательная скорость начинает уменьшаться, постепенно трансформируясь в скорость окружающего потока. Такие особенности моделируемого вихря хорошо согласуются с наблюдениями, а также с недавними теоретическими исследованиями океанских пульсирующих вихревых решений в нелинейной теории мелкой воды в поле силы Кориолиса. Сравнение результатов численного моделирования касательной скорости и аналитического решения выявляет их значительое сходство.

3.7. Нелинейное взаимодействие волн цунами и приливов В этом разделе представлены результаты взаимодействия волны цунами и приливов на реальных объектах. Выбор моделируемых регионов прежде всего связан с различием их морфометрических характеристик и динамической активности.

В первом параграфе приводится обзор теоретических исследований взаимодействия волн цунами и приливов.

Второй параграф содержит краткую информацию о конечно элементной моделе, используемой в расчетах.

Результаты взаимодействия волн цунами и приливов для части Индийского океана и Северного моря даются в третьем параграфе главы.

Причиной побудившей к изучению взаимодействия волн цунами и приливов явился неудовлетворительный результат сравнения модельных результатов распространения цунами, возникшей в результате землетрясения 26 декабря 2004 года, с данными наблюдений на акватории Индийского океана.

Расчеты выполнялись на сетке содержащей около 2 106 узлов и 4 106 элементов с минимальным пространственным шагом в береговой зоне 500м. Время подхода волны и величина первого максимума находятся в хорошем согласии с данными наблюдений приливных прибрежных станций, значение последующих приходящих волн находятся в несколько худшем согласовании.

Для исследования взаимодействия приливных волн и цунами выполнены три расчета: (1) полусуточный прилив М2, (2) распространение цунами и (3) распространение цунами на фоне полусуточного прилива М2 для двух объектов: южной части Индийского океана, включающей часть острова Ява, острова Бали, Ломбок Сумбава и Сумба и для Северного моря.

Взаимодействие приливов и цунами в южной части Индийского океана. Для расчетов использовалась ETOPO 30 сек. морфометрическая база данных и TPXO6.2 данные для приливов на открытой границе области. Вычисления выполнены на неструктуированной сетке содержащей 2 106 узлов и 3.5 106 элементов. Пространственный шаг варьировался от 160 м в зоне затопления до 29 км в открытом океане. Шаг по времени составлял 2 сек. Все эксперименты были выполнены после выхода приливного движения на периодический режим. Для расчета распространения волны цунами был использован один из сценариев, содержащийся в GITEWS (German-Indonesian Tsunami Early Warning System) базе данных.

Моделируемый объект характеризуется сложной морфометрией с крутым свалом глубин и узкой шельфовой зоной с островами и проливами. Именно в такой области и должен проявиться нелинейный характер приливных волн и цунами. Сравнивается решение полной задачи - расчет цунами на фоне прилива и составной задачи — сумма цунами и прилива, расчитанных отдельно.

Оказывается, что разность в решении весьма значима. Первая волна цунами лишь слабо изменяет свою амплитуду 5-8% от максимума волны цунами при взаимодействии с приливной волной. В то же время амплитуда второй и последующих волн изменяется уже более существенно, достигая 25% от высоты второй волны цунами.

Эти три эксперимента были E, Дж E, Дж 3E+014 8E+0повторены, но без учета адвекции в б) а) уравнениях движения. Результаты 6E+02E+0сравнения нелинейной и линейной 4E+01E+014 задач приводятся в энергетической 2E+0норме (рис. 18). Поведение кинетической энергии ясно показывает, что при отсутствии -1E+014 -2E+00 0.2 0.4 0.6 0.8 1 0 0.2 0.4 0.6 0.8 адвективного переноса взаимодействие время, ч время, ч волны цунами и прилива носит Рис. 18. Разность потенциальной (а) и кинетической (б) энергии в решении полной задачи (расчет волны цунами на фоне прилива) и практически линейный характер.

составной задачи (арифметическая сумма волны цунами и прилива, расчитанных отдельно). Сплошная линия – задача с адвекцией; пунктирная без учета адвекции в уравнении движения.

Взаимодействие приливов и цунами в Северном море. Последнее крупное цунами затронувшее страны расположенные на побережье Северного моря произошло около 8000 лет назад. Но до сих пор прибрежные зоны Северного моря остаются уязвимыми к возникновению цунами под воздействием схода подводных лэндслайдов. В связи с этим была создана двухслойная модель высокого разрешения основанная на уравнениях мелкой воды в криволиненых координатах для расчета движения лэндслайдов, приводящих к возникновению на поверхности волн цунами.

В качестве начальных условий для моделирования движения лэндслайда использовалась bvt.ofycy информация. Результаты модели возникновения и распространения волны цунами на поверхности использовались в качестве граничной информации для моделирования прохождения волны цунами в Северном море на базе конечно-элементной TsunAWI (Tsunami Alfred Wegener Institute) модели.

Для расчетов использовалась ETOPO 1 мин. морфометрическая база данных и TPXO6.2 данные для приливов на открытых границах области. Вычисления выполнены на неструктуированной сетке содержащей 1105 узлов. Пространственный шаг варьировался от 0.8 км до 3 км. Шаг по времени равнялся 5 секундам.

Было расчитано три сценария для выявления картины нелинейного взаимодействия двух волн. На первом этапе была смоделирована приливная структура волны М2 в Северном море. Комбинация двух волн Кельвина приходящих в Северное море (одна через северную открытую границу, а другая через Ла-Манш) формируют систему с тремя амфидромическими системами: одна расположена на выходе из пролива, вторая - вблизи северного побережья Германии, третья - около южной части Норвегии.

Сравнение с данными наблюдений позволяет говорить о высокой достоверности приливной модели.

На втором этапе расчитывалось только распространение волны цунами на основе граничной информации, полученной из лэндслайдовой модели. И заключительный расчет состоял в совместном решении прохождения волны цунами на фоне полусуточного прилива. В этом случае граничная информация (северная открытая граница) представляла собой суперпозицию двух волн. Расчеты были выполнены для двух фаз прилива – полная и малая вода.

Сравнивнение решений полной задачи (расчет цунами на фоне прилива) и составной задачи (сумма волн цунами и прилива, расчитанных отдельно) также выявляют их значительное отличие.

Разность решений соизмерима с амплитудой приходящей волны цунами и достигает 60 см. при максимальных значениях волны цунами 100см.

Для уяснения причины столь сильного нелинейного взаимодействия выполнены численные эксперименты без адвекции в уравнениях движения и без учета нелинейности в уравнении неразрывности. Результаты сравнения в энергетической норме приведены на рисунке 19. Видно, что основную роль играет не нелинейная адвекция, а изменение толщины слоя воды, вызванное учетом приливной составляющей.

В заключительном параграфе формулируются общие положения, относящиеся к полученным результатам и устанавливаются условия, при которых учет взаимодействия волн цунами и приливов необходим.

E, Дж E, Дж 3E+012 3E+0а) б) Рис. 19. Разность потенциальной (а) и кинетической 2E+012 2E+0(б) энергии в решении полной задачи (расчет волны 1E+012 1E+0цунами на фоне прилива) и составной задачи (арифметическая сумма волны цунами и прилива, 0 расчитанных отдельно). Сплошная линия – без учета -1E+012 -1E+0нелинейности в уравнении неразрывности;

пунктирная без учета адвекции в уравнении -2E+012 -2E+0-3E+012 -3E+00 4 8 12 16 20 0 4 8 12 16 время, ч время,ч Заключение 1. Для построения региональных моделей Мирового океана разработан и детально апробирован подход, опирающийся на корректную постановку трехмерной гидростатической краевой задачи, ее преобразованию к гранично-согласованным криволинейным координатам и численную реализацию, использующую эффективные и робастные алгоритмические модули;

общность подхода выражается в его применимости к широкому разнообразию морфометрической структуры и физических характеристик регионов Мирового океана.

2. Принципиальным преимуществом разработанного подхода является возможность реалистического воспроизведения процессов, удаленных от ядра модели при его телескопизации и использовании равностепенно укрупняющейся сетки на периферии региона.

При этом информация для постановки краевых условий на внешней открытой границе области определяется либо базой данных, если она имеется, либо привлечением вспомогательной крупномасштабной океанологической модели.

3. Для постановки краевых условий на открытых границах, при отсутствии вспомогательной крупномасштабной модели, используется метод нормальных мод. Его преимуществом является корректная постановка краевых условий на открытых границах для трехмерных гидростатических уравнений. Вместе с тем этот метод представляет и самостоятельный интерес как удобная возможность решения краевой задачи при разложении решения в ряды по собственным функциям задачи Штурма-Лиувилля для уравнений модели.

4. Предложенный метод решения трехмерной нелинейной краевой задачи в областях с резким изменением морфометрии и выраженной бароклинностью применен для расчета трехмерной динамики и гидрологии ряда проливов.

Мессинский пролив характеризуется сложной геометрией и многообразием гидродинамических процессов, некоторые из которых выступают в своей экстремальной форме. Для их моделирования ставится трехмерная краевая задача в криволинейных координатах, согласованных с конфигурацией области. Численный метод использует композиционные схемы для расщепленных операторов при особом внимании к описанию вертикальной структуры решения и адвекции. Представленные результаты позволяют оценить репрезентативность модели.

Приводятся результаты расчета колебаний уровня в береговыых пунктах, спектры приливных волн и вторичных гармоник, расчеты средних по глубине течений и их вертикальной структуры. Рассмотрена структура основных вихревых структур в Мессинском проливе.

Трехмерная модель позволяет рассмотреть сложные процессы баротропно-бароклинного взаимодействия с необходимой подробностью. Определены особенности эволюции поверхности раздела водных масс с разными индексами в ходе приливного цикла. Расчеты эволюции изопикнических поверхностей выявили асимметрию в генерации внутреннего прилива на склонах подводной горы в ходе двойной смены направления течений в приливном цикле. Дополнительные эксперименты связанные с «аномальным» распределением плотности в Мессинском проливе объяснили причину возникновения более редких по своей природе внутренних волн, направленных на север.

Решена краевая задача расчета приливов в Гибралтарском проливе в форме контравариантных потоков. Полученные результаты включают построение приливной карты волны M, доминирующей в проливе, расчеты составляющих бюджета приливной энергии, вертикальной структуры полей плотности и течений, эволюции поверхности раздела в двухслойном потоке и зарождения внутренних волн в районе главного порога. Сходимость численных решений проверяется интегрированием средней задачи на детализированных сетках. Точность решения оценивается величиной невязки баланса энергетических характеристик. Реалистичность модельных результатов удостоверяется сравнением их с данными наблюдений и соответствием результатов теоретическим положениям внутренней гидравлики, отвечающим ситуации в проливе.

На основе трехмерной модели рассматриваются результаты численного моделирования Красного моря и внутренней приливной динамики Баб-эль-Мандебского пролива. Модель использует переход к гранично-согласованным координатам и телескопизацию подобласти пролива. Моделирование внутреннего прилива осуществляется наложением баротропного форсинга на гидрологический фон, сформированный термохалинными течениями в сезонном цикле. Рассматривается влияние баротропного прилива на внутреннюю динамику пролива в зимний период, когда внутренняя динамика наиболее активна. Приведенные результаты водообмена демонстрируют двухслойную структуру термохалинных течений, в случае отсутствия баротропного форсинга. Наложенный на такой фон баротропный прилив размывает пикноклин и сглаживает различие гидрологических показателей между глубинными водами из Красного моря и поверхностными Промежуточными водами из Аденского залива. Для оценки величины внутреннего прилива рассматриваются колебания изогалины, разделяющей разнонаправленные течения в двухслойной термохалинной структуре. Выяснено, что долгопериодный компонент внутреннего прилива является результатом взаимодействия полусуточной волны М2 с особенностями топографии. Определена роль вида краевых условий на решение краевой задачи и их определяющая роль в энергетике взаимодействия термохалинных и приливных течений. Выполнен анализ потоков энергии на границах пролива.

Получены оценки потоков энергии при граничном взаимодействии термохалинного течения с приливным течением.

5. Реализована модель приливной динамики Северо-Сибирского арктического шельфа, включающего в себя море Лаптева, Восточно-Сибирское и Чукотское моря. Преобразование задачи к согласованным криволинейным координатам, позволяет избежать трудностей с детальным описанием береговой зоны и резкого свала глубин за счет концентрации сеточного разрешения в местах больших градиентов. Результаты анализа приливной карты волны M с цепочкой прибрежных амфидромических систем циклонического и антициклонического вращения позволили сделать выводы о формировании прилива в прибрежной зоне Сибирского шельфа. Выполнен анализ энергетических потоков и их пространственное распределение на шельфе и в глубоководной зоне. Выявлены зоны диссипации приливной энергии, а также показаны основные соотношения в энергетическом балансе приливной волны M.

6. Рассматриваются вопросы построения, применения и проверки – применительно к Баренцеву морю – метода расчета приливной динамики окраинного моря, характеризующегося большой протяженностью открытых границ и чередованием открытых и закрытых участков граничного контура. По сравнению с наиболее продвинутыми моделями арктических морей предлагаемая модель отличается: (1) корректной постановкой краевой задачи на открытой границе с Белым морем, (2) более точной постановкой краевой задачи на участке твердого контура при переходе к криволинейным координатам, согласованным с конфигурацией области, (3) более эффективным алгоритмом, использующим переменную сетку и допускающим больший, на порядок, шаг по времени при меньшем, на порядок, пространственном шаге и значительно меньшим значением коэффициента горизонтальной турбулентной вязкости. Показано, что доминирующее влияние на точность расчета оказывает качество граничной информации, поскольку взаимодействующие амфидромические системы моря весьма чувствительны к особенностям ее представления. Выявлен характер ослабления динамической и турбулентной активности приливной динамики к востоку и к югу от основной амфидромии вблизи границы с Белым морем и в амфидромическом районе у о. Новая Земля. Построенная карта вращения приливных эллипсов показывает, что среднее по вертикали антициклоническое вращение превалирует по всему морю; в придонном метровом слое циклоническое вращение выражено гораздо сильнее, занимая всю южную часть моря и площадь, примыкающую к о. Новая Земля.

Приводимое распределение скорости трения дополняет представления о динамике придонного слоя и позволяет определить зоны подвижных осадочных отложений.

7. На основе иерархии вложенных числовых моделей (глобальной REMO/MPI-OM, гидростатической региональной и негидростатической), при реалистичных начальных и граничных условиях впервые была изучена роль мезомасштабных циклонических вихрей и плюма холодной воды на формирование условий возникновения глубоководной конвекции в центральной части Гренландского моря. Результаты региональной модели позволили идентифицировать устойчивый во времени и пространстве циклонический вихрь в центральной части Гренландского моря, на фоне которого может возникнуть глубоководная конвекция. Результаты двух короткопериодных (с временным масштабом характерным для процессов конвекции) численных экспериментов позволили объяснить механизмы развития глубоководной конвекции на фоне циклонической завихренности при реалистичных атмосферных условиях. Долгопериодные расчеты (3.5 года) показывают, что на фоне циклонического вихря плюм холодной воды оставляет следы своего присутствия в течении всего периода моделирования. Такая физическая картина может способствовать возникновению глубоководной конвекции и в следующий сезон.

8. На основе двумерной гидродинамической модели в гранично-согласованных криволинейных координатах было выполнено моделирование приливной динамики в области, включающей Адриатическое море и Венецианскую лагуну. Результаты моделирования суточного и полусуточного прилива выявили хорошее согласование с данными наблюдений, особенно на границе лагуны и открытого моря. Такая модель может успешно использоваться для моделирования пространственных и временных процессов переноса биогенов и загрязняющих веществ, играющих важнейшую роль в жизнедеятельности прибрежных районов.

9. Для расчета распространения волны цунами, времени ее подхода и высоты на побережье разработана модель, основанная на конечно-элементном подходе. Волны цунами намного короче приливных волн, в связи с чем приливы игнорируются в модельных расчетах распространения цунами. При рассмотрении взаимодействия цунами и прилива предполагается его линейность, когда амплитуда приходящей волны выражается линейной комбинацией этих волн, изменяющейся в зависимости от фазы прилива; в нелинейном случае эффекты взаимодействия связывают либо с изменением высоты уровня в мелководной прибрежной зоне либо с нелинейным адвективным переносом.

Впервые представлены результаты взаимодействия цунами и приливной волны М2 на реальных объектах. Выбор моделируемых регионов (часть Индийского океана и Северное море) прежде всего связан с различием их морфометрических характеристик и динамической активности. Результаты моделирования выявили сильное нелинейное взаимодействие цунами и прилива в прибрежных регионах. Обнаружено два механизма возникновения нелинейного взаимодействия, напрямую связанных с морфометрией объекта. Так, в областях с высокой изменчивостью морфометрии (резким свалом глубин, изрезанной береговой чертой и т.д.) основную роль играет механизм нелинейногоо взаимодействия скоростей приливного течения и цунами. Другой механизм нелинейного взаимодействия обязан изменению толщины слоя воды за счет учета приливной составляющей, что характерно для шельфовых областей. В этом случае помимо изменения величины приходящей волны может изменяться и время ее подхода за счет изменения фазовой скорости.

Результаты позволяют судить о том, что учет периодической динамики может оказаться необходимым для успешного моделирования распространения цунами.

Публикации по теме диссертации (в реферируемых журналах из списка ВАК и монографиях).

1) Андросов А.А., Вольцингер Н.Е., Каган Б.А., Салусти Е. Остаточная приливная циркуляция в Мессинском проливе // Изв. РАН, ФАО. 1993. Т.29. №4. С.543-552.

2) Андросов А.А., Вольцингер Н.Е., Каган Б.А., Салусти Е. Мессинские вихри в настоящем и прошлом // Изв. РАН, ФАО. 1995. Т.31. №5. С.679-691.

3) Андросов А.А., Вольцингер Н.Е., Либерман Ю.М. Двумерная приливная модель Баренцева моря // Океанология. 1997. Т.37. №1. С.20-26.

4) Андросов А.А., Вольцингер Н.Е., Либерман Ю.М. Расчет трехмерной приливной динамики // Изв.

РАН, ФАО. 1998. Т.34. №1. C.78-89.

5) Андросов А.А., Вольцингер Н.Е., Либерман Ю.М., Романенков Д.А. Моделирование динамики вод Гибралтарского пролива // Изв. РАН, ФАО. 2000. Т.36. №4. C.526-541.

6) Андросов А.А., Вольцингер Н.Е., Романенков Д.А. Моделирование трехмерной бароклинной приливной динамики Мессинского пролива // Изв. РАН, ФАО. 2002. Т.38. №1. C.119-134.

7) Вольцингер Н.Е., Андросов А.А. Моделирование гидродинамической ситуации Исхода // Изв.

РАН, ФАО. 2003. Т.39. №4. C.532-546.

8) Андросов А.А., Вольцингер Н.Е. Проливы Мирового Океана. Общий подход к моделированию.

Санкт-Петербург: Наука. 2005. 188 с.

9) Андросов А.А., Вольцингер Н.Е. Моделирование внутреннего прилива в Баб-эль-Мандебском проливе Красного моря // Изв. РАН, ФАО. 2008. Т.44. №1. C.127-144.

10) Вольцингер Н.Е., Андросов А.А. Расчет энергии баротропно-бароклинного взаимодействия в Бабэль-Мандебском проливе // Изв. РАН, ФАО. 2010. Т.46. №2. С.87-97.

11) Андросов А.А. Внутренние волны Мессинского пролива // Вестник Гражданских Инженеров. 2010.

Т.21. №1. С.169-173.

12) Андросов А.А. Нелинейное взаимодействие волн цунами и приливов // Вестник Гражданских Инженеров. 2010. Т.21. №2. C.37-48.

13) Androsov A.A. Tidal oscillations in the strait of Messina // Atmospheres_ Hydrospheres and Space Sciences ANAALES GEOPHYSICALE part II Oceans, Atmosphere, Hydrology and Nonlinear Geophysics Supplement 11 to Volume 10. 1992. P.187.

14) Androsov A.A., Klevanny K.A., Salusti E.S. and Voltzinger N.E. Open boundary conditions for horizontal 2-D curvilinear-grid long-wave dynamics of a strait // Adv. in Water Resources. 1995. V.18. P.267-276.

15) Androsov A.A., Liberman Y.M., Nekrasov A.V., Romanenkov D.A. and Voltzinger N.E. Numerical Study of the M2 Tide on the North Siberian Shelf // Continental Shelf Research, Elsevier Science Ltd. 1998.

V.18. P.715-738.

16) Dmitry A. Romanenkov, Alexei A. Androsov, Naum E. Voltzinger. Comparison of forms of the viscous shallow-water equations in the boundary-fitted coordinates // Ocean Modelling. 2001. V.3. P.193-216.

17) A.A. Androssov, B.A. Kagan, D.A. Romanenkov, N. E. Voltzinger. Numerical modelling of barotropic tidal dynamics in the strait of Messina // Advances in Water Resources. 2002. V.25. P.401-415.

18) R. Romeiser, S. Ufermann, A. Androssov, H. Wehde, L. Mitnik, S. Kern, and A. Rubino. On the remote sensing of oceanic and atmospheric convection in the Greenland Sea by synthetic aperture radar // JGR.

2004. V.109. C03004.

19) Androsov A., Rubino A., Romeiser R., and Sein D.V. Open-ocean convection in the Greenland Sea:

preconditioning through a mesoscale chimney and detectability in SAR imagery studied with a hierarchy of nested numerical models // Meteorologische Zeitschrift. 2005. V.14. №6. P.693-702.

20) Rubino A., Androssov A., and Dotsenko S. Intrinsic dynamics and long-term evolution of a convectively generated oceanic submesoscale vortex // Geophysical Research Letters. 2007. V.34. L16607, doi:10.1029/2007GL030634.

21) S. Massmann, A. Androsov, S. Danilov Intercomparison between finite-element and finite volume Approaches to model North Sea tides // Continental Shelf Research. 2010.

doi:10.1016/j.csr.2009.07.004.

22) T. Lovato, A. Androsov, D. Romanenkov, A. Rubino, R. Pastres. The tidal and wind induced hydrodynamics of the composite system Adriatic Sea/Lagoon of Venice // Continental Shelf Research.

2010. doi:10.1016/j.csr.2010.01.005.




© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.