Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему

Метод сопротивления в задачах вертикального турбулентного переноса вещества в океане

ВАК РФ 11.00.08, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Метод сопротивления в задачах вертикального турбулентного переноса вещества в океане"

^ £

^ ' ■ РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

^ ИНСТИТУТ ОКЕАНОЛОГИИ им. П.П.ШИРШОВА

На правах рукописи

АНИСИМОВ МИХАИЛ ВЛАДИМИРОВИЧ

УДК 551.465

МЕТОД СОПРОТИВЛЕНИЯ В ЗАДАЧАХ ВЕРТИКАЛЬНОГО ТУРБУЛЕНТНОГО ПЕРЕНОСА ВЕЩЕСТВА В ОКЕАНЕ

Специальность 11.00.08 — океанология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата физико-математических наук

Москва - 1998

Работа выполнена в Институте океанологии им. П.П.Ширшова РАН

Научный руководитель:

доктор физ.-мат. наук В.М.Журбас

Официальные оппоненты: доктор физ.-мат. наук

профессор В.В.Жмур

доктор физ.-мат. наук

профессор А.М.Кудин

Ведущая организация:

Физический факультет МГУ им.М.В.Ломоносова

Защита состоится

шона.

1998 г. в

.часов

на заседании Специализированного совета К.002.86.02 по присуждению ученой степени кандидата наук в Институте океанологии им. П.П.Ширшова РАН по адресу: 117851, Москва, Нахимовский пр-т, 36

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института океанологии

им. П.П.Ширшова РАН

Автореферат разослан » " аи^ил 1998 Г.

Ученый секретарь Специализированного совета

кандидат географических наук у. / С.Г.Панфилова

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность исследования Установление правильных значений параметров вертикального турбулентного переноса в океане давно является одной из важных проблем океанологии. Решение этой задачи необходимо для правильного построения гидродинамических, гидрохимических и гидробиологических моделей океана, словом, для адекватного описания всей океанской экосистемы.

Знание реальных величин интенсивности вертикального турбулентного переноса вещества приобретает особенную значимость при решении таких важных экологических задач, как определение скорости поглощения океаном избыточного атмосферного СО2 и прогноз распространения загрязняющих веществ от донных источников типа мест захоронений промышленных отходов. Последней проблеме была косвенно посвящена одна из тем международной экспедиции GEOSECS (1972-1978 гг.), где, в частности, производились измерения радиоактивного трассера Rn-222 в придонном слое глубокого океана, дающие возможность расчета Kz — коэффициента вертикальной турбулентной диффузии, в этой труднодоступной области. К сожалению, полученная совокупность данных не была проанализирована детально в связи с отсутствием гибкого метода обработки данных.

Если рассматривать океан как довольно тонкую, по сравнению с горизонтальными масштабами, оболочку, то оказывается, что ключевыми в глобальном переносе являются так называемые переходные слои с минимальными значениями Кг. При этом перенос через них удобнее описывать интегральной характеристикой: скоростью переноса или обратной величиной — сопротивлением. Такой подход часто используется в задачах физики атмосферы (Prospero, 1978; Безборо-дов, Еремеев, 1984), а в океанологии применялся в боксовых моделях (Кошляков,1967). Введение интегральных характеристик переноса снимает основной недостаток, присущий использованию традиционной величины Кг". они уже включают в себя соответствующий

масштаб турбулентности. Применение их в практических задачах зачастую более физично, и, в частности, как будет показано в работе, дает возможность построить существенно более качественный, чем прежние, метод анализа данных по радиоактивным трассерам.

Цель и основные задачи работы

Целью данной работы является обоснование применимости величины сопротивления в практических задачах океанологии, связанных с вертикальным турбулентным переносом, и решение с использованием этого подхода ряда конкретных задач.

В связи с этим были поставлены следующие задачи.

1. На основе метода сопротивления разработать физически обоснованный метод анализа данных по Яп-222 в придонном слое океана для расчета параметров вертикального турбулентного массопереноса.

2. Верифицировать разработанный метод анализа на ряде данных экспедиций СЕОБЕСБ и СУСШЭ.

3. Исследовать равновесную биоседиментацию в океане с использованием метода сопротивления.

4. Исследовать динамику планктонной экосистемы верхнего слоя океана с использованием метода сопротивления.

5. Исследовать степень различия параметров вертикального макропереноса (Кг и сопротивления) для различных компонент морской соли в системе солевых пальцев с учетом термодиффузии.

Научная новизна исследования

1. На основе метода сопротивления создан новый метод анализа данных по радиоактивным трассерам для определения скорости вертикального турбулентного переноса вещества в океане.

2. Метод применен к данным по 11п-222 в придонном слое, полученным в экспедициях СЕОЗЕСБ и БУИ-ТОБ. Полученные результаты позволяют описать расслоение придонной области более детально, чем при использовании ранее применявшихся методов.

4. Исследован физический механизм, приводящий к автоколебаниям в планктонной экосистеме верхнего слоя океана. Показано, что

первопричиной автоколебаний является свойство насыщения функции питания организмов.

5. Показано, что равновесная биомасса верхнего трофического уровня экосистемы может определяться величиной сопротивления пикноклина.

6. Исследован конвективно-диффузионный перенос ионов в системе солевых пальцев с учетом термодиффузии. Показано, что различия в молекулярных коэффициентах термодиффузии, также как и концентрационной диффузии приводят к различию эффективных коэффициентов переноса разных ионов всего лишь порядка 1%.

7. Показано что термодпффузия в океане, тале же как и концентрационная диффузия, не может привести к существенному фракционированию основного ионного состава.

Практическая ценность

1. Предложенный в работе метод обработки трассерных данных может быть применен ко всей совокупности накопленных данных по 11п-222 в придонном слое океана, а также к данным по На- 228 в основной толще с целью расчета скорости вертикального турбулентного переноса. Полученные результаты могут быть применены при построении гидродинамических, гидрохимических и экологических моделей океана.

2. Полученные результаты могут лечь в основу прогноза распространения загрязняющих веществ от донных источников.

3. Предложенная в работе схема анализа простой планктонной экосистемы может быть использована при моделировании реальной экосистемы океана.

Аппробация работы

Основные результаты диссертации докладывались на коллоквиумах Лаборатории биогидрохимии, на объединенном семинаре Отдела крупномасштабного взаимодействия океана и атмосферы и Лаборатории морской турбулентности, на IV Всесоюзной научно-технической конференции "Вклад молодых ученых и специалистов в решение со-

временных проблем океанологии и гидробиологии" (1989 г.).

Публикации. По материалам диссертации опубликовано 8 работ, из них 4 без соавторов.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, трех глав, заключения, приложения, списка литературы. Работа содержит 102 страницы машинописного текста, 38 рисунков, 24 таблицы. Список литературы включает 74 наименования.

Во введении обосновывается актуальность исследования, излагается краткая предистория вопроса, формулируются основные задачи работы.

Первая глава содержит разработку и применение нового метода анализа данных по Ип-222 в океане, основанного на использовании величины сопротивления, с целью расчета параметров турбулентного массопереноса.

В первом параграфе дается описание метода Брокера определения Кг по профилю 11п-222. Кратко излагается история экспедиционных определений радона в придонном слое океана.

Во втором параграфе рассматривается задача переноса радона в придонном слое океана в стационарной горизонтально-однородной постановке. Задача сводится к стационарному одномерному уравнению переноса эксцесса радона:

Здесь 2 — вертикальная координата, отсчитываемая вверх от дна, Кг — коэффициент вертикальной турбулентной диффузии, А = Ад„ — постоянная распада радона, Лда — постоянная распада 11а-226, С = Ад„Дп — \RaRa — эксцесс активности радона, Ли и Яа — концентрации 11п-222 и 11а-226.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

(1.1)

с граничным условием:

{¿С/¿г) 1^ = 0.

(1.2)

Формальным решением задачи о нахождении Кг является соотношение:

где

5(г) = ¡Сёг.

Соотношением (1.3), однако, трудно воспользоваться на практике, т.к. профили С (г) — дискретные и имеют существенную погрешность измерения, так что величина (1С/становится слишком неопределенной.

Имеется стандартная традиционная методика обработки данных такого типа, заключающаяся в оптимальной модельной интерполяции методом наименьших квадратов. Модельная функция строится, как решение прямой задачи (1.1), (1.2) при известном С(0) и в предположении постоянства Кг во всей придонной толще или с выделением однородного более перемешанного слоя у дна. Обсуждаются недостатки этой методики, главными из которых являются априорное разделение водной толщи на слои, причем, не более, чем на два слоя, а также неверное определение погрешности расчета Кг в верхней части профиля.

Эти недостатки удается преодолеть, если воспользоваться концепцией сопротивления. Показано, что во многих конкретных задачах фактическую роль играет не величина К2 , а величина

(1.4)

которая является в стационарном случае коэффициентом пропорциональности между конечным перепадом концентрации между двумя произвольными горизонтами и потоком через этот слой любой консервативной примеси. Эта величина именуется "сопротивлением" в связи с полной аналогией с величиной сопротивления в законе Ома для электрической цепи.

Величина г на основании известного профиля С (г) находится путем подстановки (1.3) в (1.4):

1 СЫ в.С

где z{C) — функция, обратная к С (г).

Эта характеристика устойчива по отношению к вариациям профиля С (г). Величина

Kt{zuz2) = ^-A: (1.6)

является при этом правильно определенным эффективным коэффициентом стационарного переноса через заданный слой (-Zi,^)-

Соотношения (1.5), (1.6) дают возможность путем применения метода Монте-Карло расчитать искомые величины и их доверительные интервалы.

В третьем парграфе описываются два варианта алгоритма расчета г и Kz и их доверительных интервалов. Основой расчета является метод Монте-Карло. Производится случайный розыгрыш монотонного непрерывного профиля С (z), после чего г и К2 вычичляются по (1.5) и (1.6).

В первом варианте предполагается постоянство Кг в каждом слое со смежными горизонтами измерений. Во-втором — дополнительно происходит внутрислойная вариация случайного профиля C(z), причем внутри слоя профиль задается в виде горизонтальной ступеньки со случайной высотой. По полученной статистической совокупности рассчитываются средние значения и доверительные интервалы искомых величин для всевозможных слоев (z,-, Zk), (i < к). В дальнейших расчетах используется второй алгоритм обработки, как более физич-ный и простой в реализации.

В четвертом парграфе производится пробный расчет r(zl. z^) и Kz(zi,zit) по двум станциям: N31 GEOSECS Atlantic и CY11 экспедиции CYGNUS. Делается сравнение результатов обработки с опубликованными расчетами на основе метода наименьших квадратов

(Sarmiento ct all, 1976; Gamo, Horibe, 1984). Метод сопротивления с одной стороны хорошо воспроизводит средние значения, полученные ранее, а с другой — дает существенно более детальную информацию и правильные значения доверительных интервалов. Так на станции CYll выявляется трехслойная структура с промежуточным "запирающим" слоем, и значения погрешности в верхних слоях, где разрешение плохое, составляют 90%, что естественно, а не 15%, как в методе наименьших квадратов.

В пятом параграфе представлены алгоритмы вычисления г в каждом слое (z¿, 2¿+i) для варианта с постоянным Kz внутри слоев и для варианта со случайной ступенькой. Приводятся подробные выкладки.

В шестом параграфе описываются результаты обработки методом сопротивления ряда станций экспедиций GEOSECS и CYGNUS. Результаты представлены в Приложении в виде таблиц функции r(z¡, Zk) для всевозможных 1 < г < к < N — 1, где N — верхний горизонт профиля C(z¡). В таблицах приведены доверительные интервалы г, а также значения Kz(zi,zk) вместе со своими доверительными интервалами. Для наглядности в Приложении также представлены диаграммы функции r(z\,zk), 1 < к < N — 1, имеющие раструб в соответствии с доверительным интервалом г. При этом Kz в каждой точке равен наклону диаграммы, так что разделение толщи на слои становится наглядным.

Полученные результаты кратко анализируются.

В седьмом параграфе исследуются границы применимости горизонтально однородной стационарной модели для анализа профилей радона в океане.

Для решения этой задачи изучается полное трехмерное нестационарное уравнение переноса радона. Вводятся характерные масштабы: т — временной, L — горизонтальный, D — вертикальный, щ, wq — для горизонтальной и вертикальной скорости, Kq(L) — для коэффициента горизонтальной турбулентной диффузии.

Показано, что условия горизонтально-однородной стационарной задачи применимы при выполнении нервенств:

На основании анализа конкретных ситуаций делается вывод, что постановка задачи правомерна в условиях абиссальных равнин с однородными гидрофнзическеми условиями, а также во внутренней части интенсивного холодного придонного течения или вихря.

Предположение стационарности и горизонтальной однородности не применимы в случаях попадания точки наблюдения в край холодного, возможно меандрирующего течения, в некоторых фазах прохождения придонного вихря, а также в области подвижной границы водных масс.

Кратко обсуждается применимость одномерной стационарной задачи к верхнему слою и мелководью, где значения эксцесса радона также не нулевые. Делается вывод, что расчеты могут быть справедливыми, по-видимому, только для оценки средней величины сопротивления пикноклина.

В восьмом параграфе рассматривается задача расчета г и Кг в нестационарном случае с произвольным профилем активности 11а-226, характерным для верхнего слоя, а также аналогичная задача в условиях мелководья.

В такой постановке метод наименьших квадратов вообще не применим в связи с невозможностью построения модельной функции. Метод же сопротивления легко дает выражение для г:

А — активность Ип-222; А\ — активность Е.а-226; г — вертикальная координата, направленная вниз от поверхности; и — два произвольные горизонта.

т»1/А , Ь^щ/Х , и0<А£> , К0{Ь)<ХЬ2 .

где

оо

5 = ¡{А-А^йг .

г

В случае мелководья:

r(zuZ2,t)= J

dA

\S+dS/dt + uA(0) ' где

S = J(A-Ai)dz .

о

А(0) — значение А непосредственно под поверхностью; и — скорость газопереноса через поверхность.

В обоих случаях

~т7~(-ГГ Z1 — Z1

Kz(zbz2,t) =—-- .

r{zuz2,t)

В девятом параграфе производится оценка потока фосфатов от дна в воду на основании придонного профиля растворенных фосфатов и величины сопротивления, расчитанной на основе радоновых данных на станции N53 (GEOSECS Atlantic). Полученный результат хорошо согласуется со, сделанными ранее, прямыми определениями (Jahnke, Jackson, 1987).

Вторая глава посвящена исследованию динамики планктонной экосистемы верхнего слоя океана и возникновению в ней автоколебаний. При анализе в качестве параметра используется величина сопротивления пикноклина.

В первом параграфе рассматривается равновесная биоседиментация из верхнего слоя океана. При заданных значениях биопродук-тивностн и других биологических параметров стационарный перепад концентрации некоторого выбранного элемента по мере перехода через пикноклин оказывается пропорциональным величине сопротивления пикноклина. Теоретический расчет перепада относительной концентрации калия хорошо согласуется с натурными наблюдениями, выполненными при непосредственном участии автора (Попов, Анисимов, Меркушев, 1986).

Во втором параграфе исследуется простейшая модель экосистемы верхнего слоя океана, включающая лишь растворенные биогены и фитопланктон. Дается краткий обзор исследования подобных систем.

Анализ начинается с замкнутой модели: Р = ау(Лг) - аР

N + Р = N0 , (2.1)

где N — концентрация растворенного лимитирующего биогена; Р — содержание этого биогена в фитопланктоне; а и а —• константы, определяющие скорость роста и отмирания фитопланктона; —

функция питания фитопланктона, достаточно быстро выходящая на насыщение: У(АГ) —> 1 при N—>00; Лго — общее содержание лимитирующего биогена в верхнем слое.

Эта система имеет два, качественно различных, положений равновесия. При а/а > 1: N — Щ, планктона нет (он не успевает развиться) и поток вещества через систему — нулевой. При а/а < 1: N — У-(а/а), планктона достаточно много и поток велик (V- — функция, обратная к V). Эти состояния названы в работе "затишьем" (Е1) и "цветением" (Е2). Если плавно менять параметр а, то система скачкообразно переходит от одного состояния к другому. Скачкообразность перехода определяется свойством насыщения функции У(Л^). Величина а фактически определяется наличием зоопланктона, и он по своим естественным свойствам может добавлять в (2.1) отрицательную обратную связь, что приводит к автоколебаниям.

В третьем параграфе рассматривается более реалистичная система: вводится частичная регенерация органического вещества в верхнем слое и подток биогенов через пикноклин из нижележащих слоев. Модель имеет вид:

N = -оУ{Ы)Р + 7аР + Й(А^0 - ¿V) Р = аУ(ЛГ) - аР , (2.2)

где Лго — содержание биогена в нижележащих слоях; в — скорость подтока через пикноклин, обратно пропорциональная величине его сопротивления; 7 — константа регенерации.

Оказывается, что положения равновесия системы (2.2) ведут себя точно также, как и в (2.1), так что все качественные рассуждения остаются в силе.

В четвертом параграфе исследуется трехкомпонентная, модель, включающая зоопланктон. Изучается возможность возникновения режима автоколебаний. Делается краткий обзор исследования систем этого типа и приводятся физические посылки, определяющие характер модели.

Модель состоит из трех уравнений:

ЛГ = -аУ(1\)Р + -

Р = аУ(М)Р - Ы¥{Р)г - аеР

г = иЪ\¥(Р)г - /зг . (2.з)

Здесь Z — содержание лимитирующего биогена в составе зоопланктона; Ъ — скорость и IV(Р) — функция питания зоопланктона, также выходящая на равновесие; Р — скорость убыли зоопланктона; ае — скорость естественной смертности фитопланктона; и — эффективность усвоения пищи зоопланктоном.

Эта система имеет уже три положения равновесия. К "затишью" и "цветению" добавляется "пастбище" (ЕЗ), где ¿/Он поток вещества через систему, также как при "цветении", велик. Положение рановесия ЕЗ возникает в системе, когда (З/Ьи < И^Рг) , где Рч — значение Р в состоянии "цветения". Это происходит, когда скорость убыли зоопланктона достаточно низка. При этом "затишье" и "цветение" не устойчивы.

Исследование устойчивости показывает, что при определенном соотношении параметров все три положения равновесия могут быть неустойчивыми, что говорит о наличии в системе автоколебательного режима.

На основании анализа, проведенного в §3 и §4, и его умозрительной экстраполяции на более сложные системы делается важный экологический вывод: равновесная биомасса высшего трофического уровня экосистемы верхнего слоя океана примерно пропорциональна скорости подтока биогенов из нижележащих слоев, то есть обратно пропорциональна сопротивлению пикноклина.

В пятом параграфе представлены результаты численного исследования устойчивости положений равновесия системы (2.3), а также

результаты прямого чиленного эволюционного расчета для этой системы при различных значениях определяющих параметров.

Были зафиксированы значения: а/Ьи = 8, в/Ьи — 0.025, ае/Ьи = 0.13, п = 0.1, т = 0.1, где пит — безразмерные константы полунасыщения в зависимостях Михаэлиса-Ментен-Моно для функций и \¥(Р). Анализ показал, что при 0.1 < [З/Ьи < 0.45 положение ЕЗ не устойчиво. Результаты прямого эволюционного расчета это подтверждают. При ¡3[Ъи = 0.3 наблюдаются автоколебания с характерной сукцессионной сменой доминирующих компонент. При (З/Ьи = 0.7, когда положение ЕЗ устойчиво, система выходит на стационар, если расчет начинается из точки, близкой к равновесию. Однако если стартовать из точки, далекой от положения равновесия, то снова возникают автоколебания, причем нерегулярного характера. Это свидетельствует о наличии в системе, кроме положения равновесия и других аттракторов.

Третья глава посвящена вопросу о степени различия Кг и г для субстанций, обладающих различными диффузионными свойствами. В качестве объекта исследования выбирается конвекция в виде солевых пальцев. Учитывается явление термодиффузии.

В первом параграфе дается краткий обзор исследований по солевым пальцам и термодифузии.

Постановка задачи производится в форме, аналогичной (Жур-бас,1986). Рассматривается схема конвекции в виде чередующихся прямых вертикальных солевых пальцев между двумя, хорошо перемешанными, горизонтальными слоями. Более теплый и соленый слой расположен сверху. При этом горизонтальные потоки тепла и вещества между соседними пальцами выражаются соотношениями:

= -ЖТ

Здесь к — коэффициент температуропроводности; Т — температура; Ос — коэффициент молекулярной диффузии вещества; С — его концентрация; ас — коэффициент Сорэ; V = (д/дх, д/ду).

Ставится задача определения различия в эффективных Кг и г для различных веществ С и, как следствие, возможного фракционирования ионов.

Во втором параграфе решается поставленная задача.

Записываются уравнения стационарного баланса тепла и вещества:

г¥Г

= кУ2Т , (3.1)

аг

ВС

= Z)c(V2C + (7cV2T + (7cVCVГ) , (3.2)

где \¥ — вертикальная скорость движения воды в пальцах.

Далее дифференциалы заменяются конечными приращениями с использованием параметров: /г — высота пальцев, <1 — их толщина, АТ и АС — разности температуры и концентрации между прослойками, 8Т и 5С — горизонтальные разности температуры и концентрации между пальцами.

Вводятся эффективные коэффициенты турбулентного макропереноса:

Кт = -Рт/(дТ/0г) , Кс = -Рс/{дС/дг) , (3.3)

определяющиеся обычным образом через потоки и средние градиенты, которые выражаются через, введенные выше, параметры.

После решения системы алгебраических уравнений, полученных из (3.1)—(3.3), находятся выражения для эффективных коэффициентов переноса:

«--ТТЛ-

где V — /г/(1Ус?2), Со — значение С в нижнем слое.

Величина и — определяется через косвенные параметры: п — отношение вертикальных потоков плотности за счет температуры и солености и Яр — плотностное соотношение. При этом

„«1(Я„/„- 1) . (3.6)

Из (3.4)-(3.6) получаются искомые отношения вертикального турбулентного переноса, а следовательно и сопротивлений:

Здесь индексы означают: S — соленость, 1 и 2 — выбранные первый и второй ионы; а — коэффициент термического расширения, ¡3 — коэффициент "соленостного сжатия".

В третьем параграфе производится количественное исследование

полученных выражений для отношения коэффициентов переноса.

KsiКт согласно (3.7) оказывается » 4. То есть для тепла и соли различие в эффективных коэффициентах вертикального переноса в системе солевых пальцев может быть существенным. Для исследования (3.8) рассматриваются пары ионов К+ — Na+ и Cl~ — SO\~. В первом случае основной вклад в величину отношения дает концентрационная диффузия. Во втором — термодиффузия. В обоих случаях \К\/Кч — 1| и 1%, т.е. эффективные коэффициенты переноса для разных веществ различаются не значительно. Фракционирование в такой ситуации не должно превышать 0.1%, что находится ниже пределов точности методик соответствующих определений.

1. Предложен новый метод обработки трассерных данных с целью расчета параметров вертикального турбулентного переноса вещества в океане. Метод основан на решении обратной задачи для уравнения переноса трассера с использованием функции сопротивления. Используемый розыгрыш Монте-Карло позволяет получить адекватные оценки доверительных интервалов искомых величин. Определения К2 становятся существенно более подробными и детальными, чем при использовании традиционного метода наименьших квадратов.

2. Метод применен к данным по 11п-222 и апробирован на обширном материале международной экспедиции СЕОБЕСЭ и некоторых

(3.7)

- l) [(£2 - А) + (<Г2D2 - a^nsfi , (3.8)

ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

данных Японской экспедиции CYGNUS. Полученные результаты дают более детальное расслоение придонной толщи и выявляют расстояние от дна, на котором ошибки определения Kz становятся слишком большими.

3. По результатам обработки радоновых данных сделана оценка потока растворенных фосфатов от дна в воду, которая составила 1.3/хмоль/(м2 • год). Этот результат хорошо согласуется с произведенными ранее прямыми определениями (Jahnke, Jackson, 1987).

4. Рассмотрена задача равновесной биоседиментации в океане. Сделана оценка перепада относительной концентрации калия по мере перехода через пикноклин. Полученное значение 1% хорошо согласуется с данными прямых определений.

5. Установлен и исследован физический механизм приводящий к режиму автоколебаний планктонную экосистему верхнего слоя океана. Первопричиной автоколебаний является свойство насыщения функции питания морских организмов. Аналитические выводы подтверждены численным имитационным расчетом.

6. Показано, что одним из определяющих параметров в динамике экосистемы верхнего слоя океана является сопротивление пикнокли-на. На основании проведенного анализа сделан вывод, что равновесная биомасса высшего трофического уровня экосистемы приблизительно обратно пропорциональна сопротивлению пикноклина.

7. Исследован конвективно-диффузионный перенос тепла и вещества в системе солевых пальцев с учетом явления термодиффузии. Показано, что термодиффузия, как и концентрационная диффузия может привести лишь к незначительному различию в коэффициентах переноса различных ионов — порядка 1%.

8. Термодиффузия, как и концентрационная диффузия, приводит к очень малому фракционированию основного ионного состава. Величина фракционирования составляет ~0.1%, что находится ниже пределов точности существующих методик определения концентрации ионов в морской воде.

ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ДИССЕРТАЦИИ ОПУБЛИКОВАНЫ В РАБОТАХ

1. Попов Н.И., Анисимов М.Е., Меркушев A.B. Некоторые вопросы прецизионного определения калия в водах океана и результаты наблюдений в районе впадины Орьенте и Канарской котловины // Физические и океанологические исследования в тропической Атлантике. М: Наука. 1986. С.16-21.

2. Анисимов М.В. О вкладе термодиффузии в вертикальный перенос компонентов морской соли солевыми пальцами // Океанология. 1988. Т.28. Вып.1. С.60-64.

3. Анисимов М.В., Попов Н.И. Биоседиментация калия в океане // Деп. ВИНИТИ. 1989. 844-В89.

4. Анисимов М.В., Якушев Е.В. Об автоколебаниях в морских экосистемах // Тез.докл. IV Всес. н.-т. конф. "Вклад молодых ученых и специалистов в решение современных проблем океанологии и гидробиологии" (раздел Геофизики Ч.1.). Севастополь. 1989. С.10-11.

5. Анисимов М.В. Методика расчета параметров вертикального турбулентного переноса вещества в придонном слое океана по профилю радиоактивного трассера // Деп. ВИНИТИ. 1991. 3622-В91.

6. Анисимов М.В., Якушев Е.В. О механизме автоколебаний в моделях морских планктонных экосистем // Океанология. 1992. Т.32. Вып.З. С.510-517.

7. Anisimov M.V. Kz - Calculation in the Ocean Benthic boundary layer from RN-222 profile // 25-th International Liege Colloquium on Ocean Hydrodynamics "Data assimilation in Marine Science". Liege. 1993.

8. Anisimov M.V. A using of resistance value in turbulent transfer tasks // EGS Annales Geophisicae. 1997. Pt.II. Hydrology, Oceanus, Atmosphere @ Nonlinerar Geophisics. Suppl.II to V.15. P.559.