Структуроутворення, дисипація енергії та вертикальний обмін у стратифікованих басейнах

Размещено на http://www.allbest.ru

Размещено на http://www.allbest.ru

Вступ

Терміни тонка структура (ТС) і мікроструктура (МС) гідрофізичних полів міцно зайняли своє місце в океанологічній літературі у середині сімдесятих років минулого сторіччя, хоча спостереження цього явища почалися декілька раніше - приблизно у середині XX століття - з введенням в практику океанологічних досліджень високорозділювальної зондувальної апаратури для вимірювання температури, електропровідності та тиску. К.Н.Федоров, що опублікував першу узагальнюючу працю в цій галузі, порівнює появу СTD-зондів за своєю значущістю в розвитку наук про океан з результатами застосування в біології мікроскопа, винайденого Левенгуком в XVII сторіччі.

Первинний період спостережень характеризувався активним засвоєнням і накопиченням нової інформації, протягом якого навіть висловлювалася думка про те, що результати вимірювань пов'язані з недосконалістю використовуваної апаратури: традиційне застосування батометрів Нансена в практиці вимірювань привело до створення певного стереотипу про гладкість вертикальної структури гідрофізичних полів океану. Потім прийшло усвідомлення того, що спостережувані явища реальні та є відбиттям дії широкого спектру процесів різної фізичної природи і різних просторово-часових масштабів.

Серед вкладників у формування ТС і МС океану можна назвати: кінематичний ефект внутрішніх хвиль, інтрузійний обмін через фронтальні зони, особливості рельєфу дна і придонне тертя, густинну конвекцію, різні вияви механізму диференційно-дифузійної конвекції, локальне перемішування внаслідок зсувної нестійкості та перекидання внутрішніх хвиль, береговий стік, обмін через протоки, підводну вулканічну діяльність і донний геотермальний потік тепла, танення морського льоду тощо. Навіть неповний перелік процесів і механізмів, що беруть участь в утворенні та еволюції ТС в океані свідчить про складність і багатогранність явища. По кожному з основних напрямів опубліковано велику кількість статей в періодичних виданнях і монографій, одержані важливі та глибокі результати. Разом з тим круг невирішених проблем залишається вельми широким, фізичні процеси, що лежать в основі явищ, складні для аналізу, а нові результати породжують нові питання. Крім того, паралельно із створенням нових моделей і теорій удосконалюються апаратура для отримання натурних даних і навігаційні можливості судів. Все це залишає простір для теоретиків, практичних океанологів, фахівців з чисельного і лабораторного моделювання в прагненні до глибшого розуміння процесів, що вивчаються, і вироблення пропозицій для практичного застосування результатів досліджень.

Актуальність теми. Одною з основних особливостей механізмів формування і еволюції ТС, важливою з погляду застосування, служить їх внесок в процеси вертикального і горизонтального обміну, а також процеси перетворення енергії в океані. Разом з великомасштабною циркуляцією, синоптичними вихровими утвореннями, хвилями різної природи вони беруть участь в перерозподілі та дисипації енергії, перенесенні і дифузії тепла, солі, різних хімічних і біологічних речовин природного і штучного походження. Постановка і рішення екологічних задач, задач прогнозу зміни клімату океанів і морів за рахунок природних і антропогенних дій неможливі без детального знання механізмів обміну, а також розробки практичних методів розрахунку потоків тепла і розчинених речовин в природних басейнах. Процеси формування і еволюції розподілів розчинених хімічних речовин, що спостерігаються, схильні до істотного впливу структуроутворюючих і дисипативних чинників в стратифікованому середовищі. У цьому, перш за все, полягає актуальність дослідження обговорюваних явищ, зробленого в даній роботі.

Мета і задачі дослідження. Предметом дослідження в роботі служить виявлення ролі основних структуроутворюючих процесів у формуванні тонкої термохалінної стратифікації в природних стратифікованих басейнах, а також оцінка їх внеску в дисипацію енергії та вертикальний обмін. Як об'єкти дослідження розглянуті кінематичний ефект внутрішніх хвиль, різноманітні прояви зсувної нестійкості стратифікованих потоків, придонне тертя, конвекція в придонній зоні за рахунок геотермального потоку тепла, процеси диференційно-дифузійної конвекції, гравітаційні течії, припливний апвелінг. Використані дані натурних вимірювань відносяться до відкритого океану і його прибережних зон, Чорного і Середземного морів.

Враховуючи важливість прикладних аспектів явищ, що вивчаються, основною метою дослідження є розробка практичних методів розрахунку вертикальних потоків тепла, солі та інших розчинених хімічних речовин, а також швидкості дисипації енергії як результату дії основних фізичних механізмів обміну в різних фізико-географічних умовах природних стратифікованих басейнів. Особлива увага при цьому надається виявленню особливостей вертикального обміну в Чорному морі. Для вирішення задач, пов'язаних з досягненням поставлених цілей використовувався комплекс методів дослідження, який включав цілеспрямовану постановку і проведення натурних експериментів, індивідуальний і статистичний аналіз одержаної інформації, створення адекватних теоретичних, напівемпіричних і лабораторних моделей.

1. Оцінювання внеску процесів обвалення внутрішніх хвиль в дисипацію енергії та вертикальну дифузію в океані

У основній товщі стійко стратифікованого океану у віддаленні від берегів і різких фронтальних зон, у відкритій частині океану, головна роль в генерації ТС належить, мабуть, внутрішнім хвилям (Garrett, Munk, 1972, 1975, 1979; Wunsch, Ferrari, 2004). Процеси генерації, еволюції і взаємодії ВХ приводять до спонтанних у просторі та часі актів перекидання хвиль і формування турбулентних плям. Аналіз даних вимірювань флуктуацій температури (Bell, 1974; Gregg, 1977) і горизонтальної швидкості (Gargett et. al, 1981) в режимі вертикального зондування приводять до висновку про те, що характерному вертикальному масштабу плям відповідає стійкий мінімум на спектрах перших різниць вказаних величин в діапазоні масштабів 0,1-1м. Аналогічний висновок виходить з аналізу резонансних взаємодій в полі океанських ВХ: Мюллер і Ольберс (1975) і ін. знайшли, що на вертикальних масштабах менше 1м взаємодії не можуть вважатися слабкими.

Мета першого розділу - експериментально визначити залежність характерного масштабу турбулентних плям , що виникають в результаті перекидання ВХ, від визначальних параметрів, з'ясувати роль вказаного механізму в середній дисипації енергії і вертикальній дифузії в океані, а також виявити джерела енергопостачання турбулентних плям.

Для визначення експериментальної залежності, де - частота Вяйсяля-Брента, використовувався масив із понад 600 вертикальних спектрів флуктуацій градієнта температури, зміряних в Атлантичному та Індійському океанах, Середземному і Чорному морях. Як вимірювальна апаратура використовувалися зонди МГІ 8101, "Зонд-Т", МЦТ (ІРЕ, Харків), "NEIL BROWN".

Як результат апроксимації до степеневої функції методом якнайменших квадратів у верхньому термокліні (хвилеводі) з високими значеннями , де забезпеченість даними вимірювань найбільш висока (близько 400 спектрів), одержана наступна емпірична залежність

Аналіз наявного масиву даних свідчить про те, що в глибоких шарах океану з порівняно слабкою стійкістю залежність стає більш пологою, ближчою до. Разом з тим в цьому інтервалі зміни забезпеченість даними вимірювань порівняно невисока, мал. 1. Показник ступеня для всього масиву даних приблизно рівний -0,85.

Аналогічне співвідношення для одержано з використанням простих енергетичних співвідношень. Одиничний акт перемішування пов'язаний з обваленням ВХ і скиданням "надлишків" енергії в перемішування і розсіяння.

Сумісне застосовування виразів, а також відомого в підході зв'язку (Gargett, Holloway, 1984) дає можливість одержати вирази для швидкості дисипації енергії і вертикального коефіцієнта дифузії

Порівняння з результатами прямих вимірювань в Саргасовому морі та на континентальному шельфі в районі Британської Колумбії (Gargett, Holloway, 1984) показує їх хорошу відповідність як по рівню, так і по ступеню залежності від .

З вищесказаного виходить висновок про те, що вирази можуть бути використані для практичних розрахунків потоків тепла і розчинених хімічних домішок у верхньому термоклині океану, коли перемішування визначається механізмом обвалення в полі внутрішніх хвиль (ВХ).

Важливим представляється питання про джерела енергопостачання турбулентних плям в полі ВХ. Для відповіді на нього в роботі побудована модель кліматичного спектру ВХ, заснована на рішенні спектрального рівняння. Перша і найвідоміша спроба побудувати модель кліматичного спектру ВХ належить Гарету і Манку (Garrett, Munk, 1972, 1975). Цей надзвичайно конструктивний підхід, проте, містить очевидні недоліки. Наприклад, форми одновимірних спектрів в моделі будуються шляхом підбору вільних параметрів із залученням даних натурних вимірювань про залежність спектрів від змінних. Крім того, рівень спектру на екваторі формально рівний нулю.

Відомо, що диспергуючі хвилі в середовищі з плавними змінами параметрів у просторі та часі є гамільтоновою системою з функцією як гамільтоніана і хвильового вектора як імпульсу, де - радіус-вектор (Монін, Красицький, 1985).

Розглядається поле тривимірних хвиль в ідеальній безмежній нестискуваній стійко стратифікованій рідині, що рівномірно обертається в полі сили тяжіння.

Наявність автомодельності в:

,

і використовування внутрішнього параметра системи з розмірністю довжини дозволяє виписати рішення (1.5) з точністю до безрозмірного множника

Для забезпечення скінченності густини енергії у фізичному просторі вводяться наступні обмеження на область визначення/

Величини характеризують максимально допустимі масштаби хвиль по вертикалі та горизонталі. Фізично перша з них пов'язана з обмеженнями ВКБ - наближення, використовуваного тут, друга - відповідає горизонтальному розміру джерел ВХ.

Після необхідних операцій заміни змінних та інтеграції в роботі одержані вирази для всіх одновимірних спектрів. Відмічається, що застосування розвиненого підходу до хвиль на поверхні розділу густини (скажімо, поверхневих хвиль) призводить до відомого частотного спектру Філіпса.

Розглянута вище модель спектру припускає відсутність дисипативних чинників усередині хвильового поля. В той же час результати моделі свідчать про те, що з наближенням частоти до інерційної частоти спектральна густина (амплітуда швидкості) необмежено зростає з одночасним зменшенням характерного вертикального масштабу. Особливість при цьому залишається такою, що інтегрується. У системі квазігоризонтальних течій це повинне призводити, взагалі кажучи, до втрати стійкості, обвалення і дисипації енергії по числу Річардсона, . Вимірювання в океані не суперечать цьому припущенню: спостережуваний спектральний пік в низькочастотній області ВХ декілька зміщений вправо від інерційної частоти (наприклад, Fu, 1981; Munk, Phillips, 1968). Для корекції модельного спектру по цій ознаці передбачалося, що в частотному спектрі енергія відсутня в інтервалі частот. В результаті спектральний максимум зміщується управо в область вищих частот, що формально відповідає спостереженням. Тоді вертикальний спектр, що мав до процедури корекції нахил “-2” у всьому діапазоні масштабів, перетвориться до виду, який також відповідає спостережуваному (композитний спектр в Gargett et al., 1981, і ін.).

В результаті, після природної корекції частотного спектру форми всіх одновимірних модельних спектрів приводяться у відповідність з масивом зміряних океанських спектрів. Звідси слідує висновок, що найвірогіднішим джерелом енергопостачання турбулентних плям служать нестійкі ВХ в околиці інерційної частоти - квазігоризонтальні зсувні течії. Наші вимірювання в океані за допомогою заякорених АБС дійсно знайшли наявність в певних фазах квазіінерційних коливань (таких що розповсюджуються майже вертикально ВХ) пакетів інтенсивних короткоперіодних (T ~ 1г) ВХ, які, мабуть, служать проміжною ланкою в процесі розсіяння енергії квазіінерційних хвиль.

2. Розгляд питання динаміки і структуроутворення в естуарійній стічній лінзі, особливості її взаємодії з водами океанічного шельфу

Оцінені локальні значення швидкості дисипації енергії для конкретних структур.

Масив натурних даних зібраний автором впродовж 1986-87 років у тропічному естуарії Сангареа (прибережна зона Гвінейської Республіки).

Динаміку району визначає, головним чином, баротропний півдобовий приплив з розмахом коливань 1-4 м і амплітудою горизонтальної швидкості до 0,8 м*с-1 в сизигію. Скільки-небудь значного середнього перенесення не спостерігається. По характеру припливна хвиля близька до стоячої, тобто максимальні значення швидкості течії спостерігаються між моментами повної та малої води. Припливні еліпси вузькі - рух близький до реверсивного. Великі осі еліпсів направлені упоперек ізобат. Влітку і восени (сезон дощів) води затоки розпріснюються великими опадами і стоком річок. Взимку і весною (сухий сезон) вплив цих чинників слабшає або зовсім припиняється.

Вимірювання проводилися за допомогою спеціально сконструйованого CTD-зонда для вимірювань з малих плавзасобів, і включали наступні види робіт:

- періодично повторюваний (один раз в місяць) розріз з 17-ти станцій; вимоги до вимірювань полягали в тому, щоб кожна стандартна станція впродовж всього періоду вимірювань виконувалася в один і той же час доби, в однакову фазу і стадію припливу;

- розрізи по нормалі до ізобат, які були рознесені по широті з кроком близько однієї милі;

- багатогодинні станції на якірних стоянках; мінімальний інтервал дискретності досягав 1 хвилину;

- вимірювання в режимі буксирування.

Масив даних вимірювань від поверхні до дна містить близько 400 зондувань. Плавзасіб типу "дорі" мав водотоннажність 3 т, осідання 0,8 м і швидкість 5 вузлів. Дослідження лінзи проводилося головним чином у вологий сезон і при помірних швидкостях припливних течій.

Естуарійна стічна лінза (ЕСЛ) входить як елемент в загальну структуру стічної лінзи, що тягнеться в цьому районі на 100-150 миль від берега і підтримує сольовий контраст з водами відкритого океану за рахунок інтегрального внеску берегового стоку і опадів.

Аналіз результатів вимірювань показав, що стабільність в середньому фронтальної зони естуарійної лінзи забезпечується за рахунок періодичного “змивання” її зовнішньої частини припливним апвелінгом, а не за рахунок геострофічного балансу сил як для ряду інших подібних природних об'єктів. Апвелінг виявляється на припливній фазі при взаємодії припливної течії з рельєфом дна. Розрахований горизонтальний масштаб відокремлюваних таким чином об'ємів води - близько 5 км - відповідає результатам натурних вимірювань. При цьому температура використовувалася як трасер в умовах визначального внеску солоності в перепади густини. Цікаво відзначити, що на основі багаторічних спостережень за дифузією різних трасерів на шельфі (Окубо, Озмідов, 1970, Okubo, 1974), в проміжку масштабів 1-10 км знайдена наявність джерела збурень (масштабу накачування), яке зв'язується з притокою енергії від припливних рухів. Знайдений процес періодичного “змивання” може служити фізичним механізмом подібного накачування.

Із зовнішньої сторони досліджена розпріснена лінза обмежена різким солоністним фронтом. Слід сказати, що у вологий сезон басейн естуарію є своєрідною гідродинамічною лабораторією із-за значних густинних контрастів і повторюваності явищ. Серед різноманіття термохалінних неоднорідностей, властивих ЕСЛ, при аналізі вимірювань були виділені та досліджені найбільш енергоємні та добре виражені структури:

- зона даунвелінгу (ЗД), що розташована перед солоністним фронтом і має горизонтальний масштаб декілька десятків метрів;

- головна частина (ГЧ) лінзи, що має горизонтальний масштаб декілька сотень метрів;

- припливний фронт (ПФ), розташований в умовах помірних припливних швидкостей течій усередині ЕСЛ.

Зона даунвелінга. Цей елемент структури лінзи не спостерігався раніше при проведенні натурних, а також лабораторних експериментів, оскільки подібне моделювання здійснюється, як правило, в двошарових системах. Що стосується натурних експериментів, то вірогідність його реєстрації невелика, зважаючи на вельми малий горизонтальний масштаб. Для його надійної реєстрації в даних умовах інтервал дискретності між зондуваннями складав близько однієї хвилини. На поверхні ЗД виявляється у вигляді вузької смуги вируючої води. На розрізі густини вона виглядає як зона провалу ізоліній густини, що виявляється від поверхні до дна, з наявністю зон інверсії. Як показала серія лабораторних експериментів і модель на основі гідравлічного підходу, існування ЗД перед ЕСЛ пов'язане з наявністю стратифікації поза лінзою. Це може бути слідством опадів, яки розпріснюють приповерхневий шар, або денного прогрівання. У формуванні ЗД беруть участь збурення, спричинені рухом лінзи, швидкість яких не перевищує швидкості розповсюдження лінзи (надкритичність по числу Фруда). Відзначимо, що в умовах лабораторної установки ЗД виникає при числах Фруда, що помітно перевищують одиницю, що пов'язане, мабуть, з впливом в'язкості. Описана в роботі ЗД є стоком кінетичної енергії лінзи. Процеси обвалення поблизу фронту, розсіюючи енергію, здійснюють вплив на формування фронтальної зони, ширина якої визначається масштабом найкрупніших "вихорів".

Головна частина. Цей елемент структури лінзи при виконанні відповідних умов спостерігався в безлічі лабораторних експериментів, так само як і в природних умовах. ГЧ виникає як реакція системи на лобовий опір в режимі плавучість - інерція. Найактивнішим в енергетичному значенні елементом ГЧ служить її тильна область, де здійснюється нехвильовий стік енергії лінзи (Benjamin, 1968).

Аналіз вимірювань показав, що окрім стоку енергії в тильній зоні ГЧ спостерігається активний стік плавучості, що виявляється у вигляді шлейфу теплішої та менш солонішої, в порівнянні з фоном під лінзою, води за ГЧ.

Встановлено, що в природних умовах невід'ємним елементом в ланцюжку процесів, що розсіють енергію, служить цуг інтенсивних внутрішніх хвиль, розташований в тильній зоні ГЧ, і розповсюджується разом з нею.

На основі енергетичного підходу в природних умовах лінзи, в шлейфі за її ГЧ, оцінене значення такої важливої характеристики, як ефективність турбулентного перемішування:

Відношення зростання потенційної енергії до загальних витрат енергії на перемішування:

.

Його значення виявилося близьким до оцінок, виконаних в лабораторних умовах (McEwen, 1983). Одержана оцінка для швидкості дисипації енергії в тильній зоні ГЧ при формуванні шлейфу.

Припливний фронт. Найінтенсивніші процеси структуроутворення в ПФ відповідають відпливній фазі, коли практично однорідний по вертикалі і сильно стратифікований по горизонталі фронт, що сформувався в припливну фазу проходить стадію рестратифікації під дією сил плавучості та відпливної течії. В умовах великих вертикальних зрушень швидкості тут формуються однорідні по вертикалі плями, товщина яких істотно перевищує масштаб плям в океані при відповідній стратифікації і схожій природі. Докладний перетин плям (до 10 зондувань на горизонтальному масштабі плями) дозволив встановити, що на відміну від традиційної моделі однорідної за об'ємом плями в стратифікованій рідині, використовуваній в лабораторних і чисельних експериментах, природна пляма має яскраво виражену стратифікацію по горизонталі. Останнє припускає модифікацію уявлень про шляхи трансформації і виродження подібних плям. Оцінка швидкості дисипації енергії в індивідуальних плямах, виявилася несподівано великою для внутрішніх механізмів перемішування. Це на декілька порядків величини більше, ніж в умовах відкритого океану при тій же стратифікації, що диктує застосування різних підходів при дослідженні процесів перемішування в різних фізичних умовах.

Описуються результати серії лабораторних експериментів, що моделюють трансформацію фронтальної зони дрібномасштабної стічної лінзи і трансформацію припливного фронту в процесі рестратифікації. Основний ефект, пов'язаний з скінченністю горизонтального масштабу фронтальної зони, є в наступному. В процесі розповсюдження лінзи (рестратифікації припливного фронту) рідина, що міститься у фронтальній зоні, безперервно стікає на свій рівень по густині і локалізується у вузькому шарі поблизу нижньої межі лінзи. Оскільки масштаб фронтальної зони не зазнає змін, одночасно з процесом стікання здійснюється безперервний процес оновлення рідини в ній шляхом змішення води в лінзі та навколишній рідини.

У лабораторних дослідах спочатку вертикальна підфарбована фронтальна зона стікала в процесі рестратифікації на межу розділу і зберігалася там у вигляді обмеженої по горизонталі підфарбованої лінзи, не розтікаючись навіть після завершення досліду і встановлення в лабораторному лотку стану спокою.

Такий тип трансформації фронтальної зони дозволяє зробити висновок, корисний для застосування. Хімічні і біологічні речовини, що містяться в лінзі і безперервно переходять у фронтальну зону за рахунок циркуляції у вертикальній площині, не виносяться безпосередньо лінзою у відкрите море, а локалізуються в проміжній зоні.

Описуються результати лабораторного моделювання по дослідженню процесів самоорганізації лінзових структур в диференційно-дифузійних системах. При моделюванні використовувалися розчини солі та цукру для створення режиму "сольових пальців" в двошаровій і тришаровій системах.

а) Конвекція в щілині. Лабораторний лоток був розділений на дві половини горизонтальною розсувною перегородкою. На початку кожного досліду в центрі перегородки утворюється щілина, через яку за рахунок процесів подвійної дифузії виникає потік плавучості. Через 5-10 мін після початку процесу в просторі щілини формується двовимірна лінза, яка зберігає свою структуру протягом 15-20 годин. У просторі над і під лінзою спостерігається інтенсивна компенсаційна (конвективна) течія. Стійкість лінзи забезпечується взаємодією горизонтальної компоненти швидкості великомасштабної конвекції та конвекції в сольових пальцях, що перешкоджає вільному розтіканню лінзи.

б) Конвекція в сходинках. Аналогічний процес самоорганізації спостерігався в умовах тришарової стратифікації без штучно створеної горизонтальної неоднорідності у вигляді щілини. Після початку експерименту (момент висунення перегородок між шарами) протягом декількох хвилин під дією великомасштабної конвекції в шарах на межі розділу формуються інтенсивні лінзи. Аналогічно випадку а) лінзи формуються в зонах конвергенції конвективних течій. Проте на відміну від дослідів в щілині локалізація лінз та інтенсивність конвективних рухів не залишаються постійними в часі, а зазнають автоколивання. З характерним масштабом 10-40 хвилин в системі спостерігається вибухоподібна перебудова, після завершення якої система вихорів - лінз зміщується вліво або управо на чверть періоду. Є приклад спостереження подібних лінз в океані в системі шарів і прошарків в умовах стратифікації типу сольових пальців (Marmorino et al., 1987).

Аналіз і узагальнення всіх даних, зібраних автором на шельфі Гвінейської республіки (естуарій Сангареа), для опису вельми істотної фонової мінливості термохаліних характеристик усередині річного циклу. Крім того, для кожного розрізу або багатогодинної станції вказана інтенсивність і фаза припливних рухів в естуарії. Приводиться аналіз основних режимів розповсюдження гравітаційних лінз, що зустрічаються в природі, який здобутий з літератури, доповнений і узагальнений автором. Цей огляд призначений для яснішого розуміння розглянутих в дисертації на основі натурних вимірювань, теоретичного і лабораторного моделювання проблем розповсюдження гравітаційних лінз.

3. Внесок обмінних процесів поблизу похилого дна в структуроутворення і вертикальну дифузію в океані

Серед істотних чинників, що визначають динаміку, термохаліну структуру, процеси горизонтального і вертикального обміну в океані, виділяється рельєф дна. Впливаючи на рухи різних просторово-часових масштабів, він сприяє перетворенню енергії, перемішуванню, формуванню придонного прикордонного шару і припливних фронтів. У цьому розділі розглядаються процеси, в яких рельєф дна є визначальним чинником в структуроутворенні та вертикальному обміні. Тут обговорюється роль похилого дна в перетворенні енергії придонних стратифікованих течій (головним чином припливних), яке супроводжується утворенням інтрузій і здійснює вплив на перемішування в масштабах всього басейну, а також аналогічна роль геотермального потоку на похилому дні, який необхідно враховувати в глибинних шарах Чорного моря.

Досліджується роль припливного перемішування в умовах, коли визначальну роль виконують нахил дна і стійка фонова стратифікація. Очевидно, вперше на важливість процесів припливного перемішування поблизу твердих границь у формуванні структури внутрішніх шарів океану і вертикальному обміні звернув увагу Манк в 1966 р. Надалі ця ідея знайшла підтвердження у ряді натурних і лабораторних експериментів. Армі і Міллард (1976), Армі (1978) показали, що перемішана біля похилого дна вода виявляється у внутрішніх шарах океану у вигляді лінз, віддалених від джерела. У безприпливних морях, таких як Чорне, Балтійське, Каспійське і озерах подібну структуроутворюючу і перемішуючу роль повинні виконувати інерційні та сейшеві коливання, а також середня циркуляція.

У океані придонне перемішування здійснюється головним чином під дією припливних течій, що втрачають свою енергію внаслідок тертя об дно. Таким шляхом створюється доступна потенційна енергія, що реалізується в стратифікованій рідині у вигляді інтрузій. Наочна демонстрація утворення і еволюції інтрузій, які утворюються за рахунок перемішування у бокової границі, а також супутніх змін загальної стратифікації приведена в описі серії лабораторних експериментів (Ivey, Corcos, 1982).

Вертикальний масштаб інтрузій , який припускається пов'язаним з обговорюваним механізмом, для верхнього шару озера (Caldwell, Brubaker, 1978) і океану (Gregg, Sanford, 1980) складає 1-3 м, а для порівняно глибоких шарів - декілька десятків метрів (Armi, Millard, 1976).

Для оцінок пов'язаного з придонним перемішуванням вертикального масштабу інтрузій і вертикального обміну пропонується енергетичний підхід, аналогічний використаному в розд. 1. Розглянемо зону, заповнену стратифікованою рідиною, як частину (шар) загального об'єму басейну. Бокова границя зони нахилена до горизонту під кутом, який, взагалі кажучи, може змінюватися з глибиною. В результаті перемішування і формування придонного шару від похилого дна у внутрішню область ізопікнічно розповсюджуються шари, які містять перемішану придонну воду. Шари перемежаються стратифікованими прошарками, що розповсюджуються до берега. Припустимо, що вертикальні масштаби однорідних шарів і стратифікованих прошарків однакові. Внесок в загальне зростання енергії системи складається з приростів потенційної енергії за рахунок прониклих інтрузій і кінетичної енергії за рахунок залучення в рух все більшої маси рідини. Припустимо для простоти, що інтрузії, що беруть початок у похилого дна, складаються з повністю перемішаної рідини, а значення швидкості в різноспрямованих інтрузіях рівні по абсолютній величині, постійні та співпадають із швидкістю розповсюдження фронту . Використовуючи вираз для в режимі плавучість - інерція, (огляд в Мадерич і ін., 1988), одержимо вирази для приростів потенційної, і кінетичної, енергії на одиницю маси в одиницю часу.

Енергія, необхідна для підтримки процесу інтрузійного розшарування, поступає із запасів доступної потенційної енергії в придонному пограничному шарі. Якщо вважати процес сталим, то середні характеристики пограничного шару залишаються незмінними за рахунок балансу між припливним перемішуванням, що створює доступну потенційну енергію, і “інтрузійним” відтоком енергії. Перетворення енергії відбувається з втратами. Ефективність перетворення можна оцінити, використовуючи результати (Simpson, et al., 1977), де дослідним шляхом на основі спостережень за характеристиками припливних фронтів на шельфі була розрахована величина:

,

де: - швидкість зростання потенційної енергії в результаті припливного перемішування, - швидкість дисипації кінетичної енергії на одиницю маси). Оцінки дають для значення 2,87·10-3. Приймаючи квадратичний закон для припливного тертя об дно, одержуємо оцінку для вертикального масштабу інтрузій.

Для розрахунку залежності коефіцієнта вертикальної “турбулентної” дифузії зручно скористатися загальним виразом для цієї величини.

Для перевірки співвідношення в природних умовах використана частина масиву даних по дослідженню прибережної зони Гвінейської Республіки. Були проаналізовані дані чотирьох гідрологічних розрізів, виконаних в затоці Сангареа впродовж 1987 року. Вимірювання проводилися в приблизно однакових динамічних умовах, відповідних стадії квадратури припливу. Інтервал значень амплітуди припливних течій складав 0,1-0,3 м·с-1. Квазіоднорідні шари (інтрузії), що беруть початок у похилого дна, мали вертикальний масштаб 0,4-2 м, а по горизонталі простежувалися на відстані декількох десятків кілометрів (до останньої станції розрізу). Стратифіковані “прошарки” мали приблизно такий же вертикальний масштаб.

В той же час при вибраних значеннях параметрів , співвідношення дає що задовільно відповідає експериментальному масиву точок.

Наявні результати лабораторних експериментів (Ivey, Corcos, 1982) також свідчать на користь надійності модельних оцінок. Відношення модельного масштабу до лабораторного за інших рівних умов складає величину 0,98.

Викладене вище свідчить про те, що одержані результати можуть бути використані при практичних розрахунках середніх потоків тепла і розчинених хімічних речовин в масштабі всього басейну в результаті дії придонного перемішування. Мабуть, особливо важливо мати на увазі цей механізм при дослідженнях в порівняно малих морях і озерах. Застосування моделі до випадку урахування загальної циркуляції вимагає модифікації чисельного коефіцієнта.

Використаний підхід застосований для випадку, коли придонний перемішаний шар поблизу похилого дна створюється не тертям, а геотермальним потоком тепла питомої потужності . Цей механізм важливий для підтримки обмінних процесів в глибоководній зоні Чорного моря, де динамічні процеси істотно ослаблені, а припливні рухи практично відсутні.

Результати моделі дозволили пояснити фізичну природу особливостей вертикального розподілу коефіцієнта дифузії в глибоководній зоні Чорного моря, який був розрахований нами в рамках одновимірної моделі. Річ у тому, що вираз для було одержано як рішення зворотної задачі для рівнянь перенесення в умовах локального і глобального балансу маси води, маси солі та тепла. Для його оцінки не притягувалися додаткові гіпотези про фізичну природу процесів обміну.

4. Процеси вентиляції Чорного моря, пов'язані з опусканням і трансформацією вод, що поступають в його товщу з нижньобосфорською течією, а також вертикальною дифузією за рахунок сумісного внеску різних джерел перемішування

Добре відомо, що мармуровоморські води є найзначнішим чинником формування клімату Чорного моря. Вони служать тут практично єдиним джерелом солі, розподіл якої по глибині підтримує стійку стратифікацію, і єдиним джерелом води, яка здатна вентилювати глибинні шари.

Питання про глибину проникнення мармуровоморського струменю в товщу Чорного моря, відповідь на яке необхідна для пояснення особливостей сучасного стану термохалоклина (ТХК) і обмінних процесів в ньому, дотепер служить предметом дискусій (Ozsoy at al., 2001). В рамках представленого тут підходу Чорне море вважається стаціонарною системою, так що вплив мармуровоморських вод в ослабленій формі досягає граничних глибин. Як показано нами, це необхідно, зокрема, для підтримки стаціонарного стану придонного перемішаного шару (ППШ), розташованого в абісалі Чорного моря та існуючого за рахунок донного геотермального потоку тепла.

До деякого горизонту в ТХК мармуровоморський струмінь стікає вниз, залучаючи оточуючу рідину, тоді як нижче за цей шар переважає процес її розшарування з утворенням ізопікнічних інтрузій, що розповсюджуються у внутрішні шари моря. Аналіз середньої - кривої, побудованої нами шляхом усереднення історичного масиву даних по температурі та солоності за 70 років з урахуванням “куполоподібності” ТХК, показав, що зміна режимів залучення - розтікання в середньому відповідає горизонту близько 100м. Це не суперечить і результатам інструментальних вимірювань (Ozsoy et al., 1993, Lee et al., 2002 і ін.).

Для моделювання обмінних процесів побудована одновимірна стаціонарна модель, яка заснована на умовах збереження маси води, маси солі та теплового балансу. Розв'язується зворотна задача, коли по відомих (зміряних) середніх розподілах термохалінних характеристик і знаходяться розподіли відповідних джерел і стоків тепла, солі та води.

У басейні моря виділяються дві різні зони: зона трансформованих мармуровоморських вод, або плюм, і власне басейн моря. У плюмі припускається поперечна стратифікація. У свою чергу, по вертикалі ця система розділена на три шари:. Положення границь шарів приблизно відповідає горизонтам , , , .

Припускається, що взаємодія між двома зонами у верхньому шарі здійснюється як чисте залучення оточуючої рідини в плюм. Навпаки, другий шар характеризується процесом ізопікнічної адвекції - надходження води з плюма в оточуючу рідину та ізопікнічного розтікання на відповідних горизонтах під дією сил плавучості. Залишки трансформованої мармуровоморської води проникають в ППШ і розмішуються там за допомогою термічної конвекції.

На межах між шарами виконуються умови безперервності потоків. На верхній межі в область плюма поступає рідина з витратою і характеристиками . На дні в основній зоні виконуються умови непротікання і відсутності потоку солі та заданий постійний потік геотермального тепла (Дучков, Казанцев, 1988). Приймається, що на верхній межі ППШ “турбулентний обмін” визначається процесами диференціально-дифузійної конвекції. Правомірність цього припущення підтверджується залученням незалежної оцінки. Відмінність між величиною і потоком тепла через верхню межу ППШ, розрахованим по формулі, яка була запропонована раніше для випадку пошарової конвекції в прошарку з малими градієнтами характеристик (Kelley, 1990), не перевищує 10%.

Для кожного шару виведена визначальна система рівнянь, як в основній області, так і в плюмі. Зважаючи на дефіцит рівнянь, були зроблені додаткові фізичні припущення. Зокрема, в режимі розшарування поперечна стратифікація густині в плюмі вважалася лінійною, а значення густини на “боковій межі” - постійним. Останнє засноване на результатах лабораторного моделювання (Abraham, Eysink, 1969). Припускалося, що тепловий режим в ППШ повністю визначається геотермальним потоком.

В результаті в основній області були одержані розподіли по глибині вертикальної швидкості, що виникає за рахунок стікання і трансформації плюма і коефіцієнта вертикальної дифузії . Слід зазначити, що представлений підхід служить практичним методом розрахунку середніх вертикальних потоків розчинених хімічних речовин по середніх розподілах їх концентрацій .

Представлений підхід дозволяє вивести важливе слідство для теплового режиму Чорного моря, пов'язаного з наявністю квазіізотермічного шару, що спостерігається на горизонтах 500-650 м,. При цьому градієнт солоності не має яких-небудь відчутних особливостей і забезпечує стійкий розподіл густини. Це явище не мало до теперішнього часу задовільного фізичного тлумачення. Аналіз показав, що в діапазоні глибин 100-600 м плюм, що розшаровується поставляє теплішу воду і нагріває оточуючу рідину. У глибинних шарах, навпаки, ізопікнічні інтрузії здійснюють на неї охолоджуючий вплив. При цьому геотермальний потік тепла практично повністю витрачається на нагрівання вод плюма. Останнє і служить простим фізичним поясненням наявності квазіізотермічного шару у вказаному діапазоні глибин: тепловий баланс призводить тут до практично повного зникнення вертикального потоку тепла, що еквівалентне відсутності вертикального градієнта потенційної температури. Відзначимо тільки, що з погляду причинно-наслідкових зв'язків саме наявність донного джерела тепла сприяє тому, що нижня частина плюма, який розтікається виглядає як холодніша в порівнянні із оточуючою рідиною.

У завершальній частині розділу проводиться взаємне порівняння створених до теперішнього часу теоретичних моделей, що пропонують залежність швидкості дисипації енергії та коефіцієнта вертикальної дифузії, пов'язаних з обваленням ВХ, від локального значення частоти Вяйсяля-Брента .

До першої групи віднесені моделі, об'єднані припущенням про те, що вся енергія, що переноситься по спектру за рахунок нелінійних взаємодій в малі вертикальні масштаби і низькі частоти (квазігоризонтальні зсувні течії) витрачається на дисипацію. У другій групі моделей в тій або іншій формі враховується безпосередній механізм дисипації енергії.

При цьому якщо акти обвалення пов'язані з інтегральною дією широкосмугового по частоті спектру хвиль, має місце закон "3/2". Якщо ж переважаючим джерелом обвалень виступають хвилі у вузькій смузі частот, розрахунки дають показник ступеню "1". Як видно, в пропонованих співвідношеннях показник ступеня при N змінюється в межах від 1 до 2. Такий розкид може виявитися істотним при конкретних розрахунках.

Наша модель кліматичного спектру ВХ свідчить про вузькополосність джерела дисипації енергії в полі ВХ, а в якості енергонесучої гармоніки пропонує квазіінерційні ВХ.

Об'єднуючи результати порівняння наявних теоретичних підходів з незалежними оцінками, одержаними в наших роботах, які були виконані на основі використання значного фактичного матеріалу, можна зробити наступний висновок:

У шарах з “плавною” зміною вертикального градієнта густини з глибиною переважними для практичного використання слід рахувати теоретичні залежності.

Даний підхід корисний у випадках, коли розподіл по глибині коефіцієнта турбулентної дифузії невідомий наперед. Тоді він може бути відновлений за допомогою комбінації запропонованих вище теоретичних залежностей. Що ж до глибинних шарів Чорного моря, то тут визначальний внесок в дані процеси має, мабуть, перемішування біля похилого дна за рахунок геотермального потоку тепла.

Висновки

фізичний дисипація шельф фронтальний

Результати і висновки, які формулюються нижче на основі виконаної роботи, можна умовно розділити на дві групи незалежно від об'єкту дослідження. До першої групи відносяться: опис знайдених в рамках роботи термохалінних і динамічних структур і процесів в них, раніше не описаних, виявлення фізичних механізмів для пояснення природи спостережуваних термохалінних і динамічних структур, існування яких не мало раніше задовільного фізичного пояснення, а також часткові оцінки швидкості дисипації турбулентної енергії, пов'язані з розвитком цих структур. Другу групу складають одержані в роботі аналітичні вирази функцій, що визначають інтенсивність процесів обміну і швидкості дисипації турбулентної енергії залежно від зовнішніх характеристик середовища, які можна використовувати для практичних розрахунків потоків тепла, солі та інших хімічних домішок, а також для оцінки вертикальних розподілів їх функцій джерел - стоків.

Результати роботи можна стисло сформулювати таким чином:

В дисертаційній роботі запропоновані практичні методи розрахунку вертикальних потоків тепла, солі та інших хімічних домішок в природних стратифікованих басейнах на основі аналізу даних вимірювань, теоретичних і напівемпіричних моделей.

Побудована модель кліматичного спектру внутрішніх хвиль в океані, на основі якого отримані модельні одновимірні спектри, що близько відповідають структурі спектрів, розрахованих по вимірюваннях в океані. Проведений в роботі аналіз спектральних функцій дозволив виявити вузькополосне джерело енергопостачання турбулентності в полі ВХ, яке підтверджене даними власних натурних вимірювань.

На основі аналізу 600 вертикальних спектрів температури, виміряних в різних районах Світового океану, виведені співвідношення для швидкості дисипації енергії та коефіцієнта вертикальної турбулентної дифузії у верхньому термоклині за рахунок обвалень в полі внутрішніх хвиль. Отримані результати підтверджені літературними даними по вимірюваннях швидкості дисипації енергії та можуть бути використані для практичних розрахунків.

Побудовані моделі вертикального обміну за рахунок придонного тертя та донного геотермального потоку тепла на похилому дні, що містять вирази для швидкості дисипації енергії та коефіцієнта вертикальної дифузії залежно від зовнішніх умов, які можна використовувати для практичних розрахунків.

В рамках зворотної задачі побудована одновимірна стаціонарна модель вертикального обміну в Чорному морі, що містить вирази для оцінок адвективного і турбулентного обміну, а також для функцій джерел-стоків розчинених хімічних речовин, що дозволило використати її для практичних розрахунків кругообігів ряду хімічних речовин у водному шарі моря.

На основі результатів одновимірної стаціонарної моделі вертикального обміну запропоноване просте фізичне пояснення існуванню стаціонарного квазіізотермічного шару в проміжку глибин 500-650 м, який не мав раніше задовільного тлумачення.

Вперше в природних умовах був виміряний та описаний в теоретичних та лабораторних моделях ряд структурних елементів дрібномасштабної стічної лінзи, оцінені локальні значення швидкості дисипації енергії в процесі формування і еволюції досліджених структур.

Встановлений фізичний механізм стабілізації фронту дрібномасштабної лінзи на шельфі за рахунок взаємодії баротропного припливу з рельєфом дна.

Вивчений та детально описаний фізичний механізм формування інтенсивної зони даунвелінгу в межах фронтальної зони дрібномасштабної гравітаційної лінзи під впливом приповерхневого розпріснення за рахунок опадів і денного прогрівання.

Виконане лабораторне моделювання процесу “стікання” фронтальної зони під дрібномасштабну стічну лінзу, що істотно впливає на обмінні процеси в системі.

У природних умовах оцінена величина параметра, який описує ефективність внутрішнього турбулентного перемішування в стратифікованій рідині (динамічне число Річардсона).

В роботі проведено детальний аналіз умов застосовності створених до теперішнього часу теоретичних моделей швидкості дисипації енергії та коефіцієнта турбулентної дифузії в океані за рахунок перекидання внутрішніх хвиль. Запропоновані границі застосовності для різних типів моделей.

Література

1. А.с. 1317332. Кювета для гидрофизических исследований на границе раздела жидкостей / Самодуров А.С., Погребной А.Е., Багимов И.С. (СССР). - № 3968775/31-25; Заявлено 06.08.85; Опубл. 15.06.87, Бюл. №22 - 3с.

2. А.с.1582088. Способ создания стратифицированных бинарных растворов при заполнении кювет / Багимов И.С., Погребной А.Е., Самодуров А.С. (СССР). - № 4361972/31-25; Заявлено 08.01.88; Опубл. 30.07.90, Бюл. №28 - 4с.

3. Еремеев В.Н., Самодуров А.С. Структура, динамика и трансформация эстуарийных линз стоковых вод в зоне шельфа Гвинеи // Морской гидрофизический журнал. - 1993. - №3. - С. 3-21.

4. Еремеев В.Н., Иванов Л.И., Самодуров А.С., М.Думан. Придонный пограничный слой в Черном море: гидрологическая структура, модель формирования // Морской гидрофизический журнал. - 1997. - №2. - С. 3-27.

5. Еремеев В.Н., Иванов Л.И, Коновалов С.К., Самодуров А.С. Роль потоков кислорода, сульфидов, нитратов и аммония в формировании гидрохимической структуры Черного моря // Морской гидрофизический журнал. - 2001. - №1. - С. 64-82.

6. Еремеев В.Н., Иванов Л.И, Самодуров А.С. Изотермический слой в Черном море: реликт или следствие тонкого теплового баланса? // Экологическая безопасность прибрежной и шельфовой зон и комплексное использование ресурсов шельфа. - Севастополь: ЭКОСИ - Гидрофизика. - 2001. - №4. - С. 21-29.

7. Иванов Ю.А., Морозов Ю.Г., Никитин С.В., Самодуров А.С. Спектр колебаний температуры в окрестности инерционной частоты по данным ПОЛИМОДЕ // Океанологические исследования. Результаты исследований по международным геофизическим проектам. - М.: Радио и связь. - 1983. - №35. - C. 55-60.

Размещено на Allbest.ru