Исследование структуры и динамики термобара в пресных и солоноватых водоемах

Демченко, Наталья Юрьевна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Исследование структуры и динамики термобара в пресных и солоноватых водоемах
ВАК РФ 25.00.28, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Исследование структуры и динамики термобара в пресных и солоноватых водоемах"

На правах рукописи

Демченко Наталья Юрьевна

УДК 551 465.4

ИССЛЕДОВАНИЕ СТРУКТУРЫ И ДИНАМИКИ ТЕРМОБАРА В ПРЕСНЫХ И СОЛОНОВАТЫХ ВОДОЕМАХ

Специальность 25.00.28 - Океанология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание учёной степени кандидата физико-математических наук

О 2 ОКТ 2008

Калининград - 2008

003447719

Работа выполнена в Атлантическом отделении Института океанологии им. П.П. Ширшова Российской Академии наук

Научный руководитель.

кандидат технических наук И.П. Чубаренко Официальные оппоненты:

доктор физико-математических наук А.Г. Костяной

кандидат физико-математических наук Н.С. Блохина

Ведущая организация: Российский Государственный Университет им. И. Канта

Защита состоится ООПЯШ 200Д-. в часов^^шнут на заседании диссертационного совета Д. 0б2.239.02 при Институте океанологии им. П.П. Ширшова РАН по адресу: 117997, Москва, Нахимовский проспект, 36.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН по адресу: 117997, Москва, Нахимовский проспект, 36.

Автореферат разослан " "ШОЛЖ?^ 2008 г.

Учёный секретарь диссертационного совета, _

кандидат физико-математических наук //У ^С^ £ Гинзбург А.И.

Общая характеристика работы.

Диссертация посвящена лабораторному и численному исследованию вопросов динамики воды в пресноводном бассейне с наклонным дном при переходе через температуру максимальной плотности (далее по тексту Tmd) и анализу этого процесса на натурных данных в солоноватых водоемах. В пресноводных бассейнах умеренных широт переход воды через Tmd происходит дважды в год - весной и осенью, и сопровождается формированием термического бара (Тихомиров, 1982; Шимараев, 1991). Принято считать (Тихомиров, 1982; Mortimer, 2004), что термобар - это слой (толща) воды с Tmd от поверхности до дна, существующий за счет конвергенции и смешения вод, приходящих из теплоактивной (температура уже перешла через Tmd) и теплоинертной (температура еще не достигла Tmd) частей водоема. Считалось, что термобар является «барьером» для горизонтального перемешивания (Тихомиров, 1982); с одной стороны, он приводит к накоплению биогенных элементов на мелководье, способствуя развитию продуктивности водоема (Смирнова, 1968; Likhoshway, Y.V. et al, 1996), а с другой - повышает опасность загрязнения прибрежных вод при попадании в них промышленных и бытовых отходов (Румянцев, 1972; Астраханцев и др., 2003), поэтому изучение механизма этого явления очень важно для гидробиологических процессов

В солоноватых бассейнах исследований термобара до сих пор не проводилось, хотя вплоть до солености 24 7 psu Tmd выше температуры замерзания. К таким бассейнам относятся многие внутренние моря - Балтийское, Каспийское, Чёрное, Аральское, и др. При более высокой солёности замерзание происходит до достижения Tmd, поэтому в открытом океане формирование такого фронта невозможно, хотя родственное термобару явление уплотнения при смешении океанских вод различной температуры и солености (при T>Tmd) достаточно хорошо изучено (Зубов, 1957, Мамаев, 1987).

Физический смысл постановки задачи заключается в следующем. При сезонных изменениях условий теплообмена на поверхности, воды более мелких прибрежных районов реагируют быстрее, чем глубокие, и первыми переходят через Tmd. Таким образом, в бассейне образуются две области, условной границей раздела которых является изотерма, соответствующая Tmd. Они по-разному реагируют на одни и те же внешние условия теплообмена: в теплоинертной области возникает вертикальное конвективное перемешивание, в теплоактивной области вертикальная плотностная стратификация усиливается. Известно (Крейман, 1989, Farrow, 1995a,b), что существуют две стадии развития термобара - «медленная» и «быстрая», но при этом предсказать аналитически удалось только скорость продвижения фронта в медленной стадии (Тихомиров, 198). Результаты численного моделирования показали (Farrow, 1995a,b), что 4°С - изотерма и динамический фронт не совпадают, однако эти факты до сих пор не были подтверждены лабораторными исследованиями.

В данной работе основной метод исследования явления термобара -лабораторный эксперимент, сопровождающийся численным моделированием на трёхмерной негидростатической модели MIKE3-FlowModel (DHI Water &

Environment), сравнением с натурными данными и теоретическими исследованиями.

Детальные лабораторные эксперименты позволили изучить структуру полей температуры воды и течений в пресноводном бассейне с наклонным дном при различных условиях теплообмена на границе вода - воздух. Показано, что динамический фронт не совпадает с положением изотермы 4°С. В процессе постепенного перехода бассейна через Tmd возможны три фазы развития водообмена: 1) формирование вдольсклонового потока, 2) образование подповерхностной струи и 3) трансформация одного типа циркуляции в другой при переходе через Tmd. Как при прогреве от T<Tmd, так и при выхолаживании от T>Tmd развитие циркуляции происходит однотипно - от фазы (1) к фазе (2), и продвижение термобара связано с динамикой развития струи. Получена зависимость скорости продвижения термобара в быстрой стадии его развития от толщины теплоактивного слоя. Анализ проводится в терминах положительного/отрицательного потоков плавучести в верхний слой и возникающих над наклонным дном горизонтальных градиентов плотности, что позволяет применить полученный результат и для солоноватых вод. Результаты численного моделирования воспроизводят динамику в поле течений и температур при переходе воды через Tmd, близкую к наблюдавшейся в лабораторном эксперименте. В работе также проведён подбор и тщательный анализ натурных данных по процессу постепенного сезонного перехода температуры воды через Tmd для Балтийского моря Он охватывает его термохалинную структуру по среднемноголетним данным, данным регулярного мониторинга HELCOM/IOW. Проведен анализ данных буксировок при переходе температуры воды через Tmd в Балтике по данным Финского института морских исследований (FMR). Вьиснено, что в солоноватых водах существует фронтальная зона по температуре при ее переходе через Tmd (согласно определению Федорова, 1983). Важным оказался тот факт, что холодный промежуточный слой Балтики содержит воды ниже Tmd, и при этом ниже локальной минимальной температуры на поверхности, что может быть результатом формирования вдольсклоновых потоков при прогреве до достижения Tmd.

Актуальность темы исследования.

Изучение механизмов, управляющих процессами перемешивания и водообмена в природных водоемах, является важным направлением гидрофизических исследований. Особое внимание уделяется исследованию характеристик фронтальных зон и водообмена в области фронта Ярким примером фронта, хорошо известным в пресных озерах, является термический бар - фронт, связанный с переходом температуры воды через Tmd. Помимо очевидного научного интереса, изучение динамики термобара важно с точки зрения прогноза распространения загрязнений от береговых источников. На данный момент, в связи с возможностью использования высокоточной техники в лабораторных исследованиях, с доступностью мощных компьютеров и профессиональных программ, назрела необходимость более глубокого

исследования особенностей термобара как в пресных, так и в солоноватых водоемах, где такого рода исследования практически не проводились. Целями работы являются

> исследование физических механизмов, ответственных за формирование структуры и динамики фронтальной зоны, связанной с постепенным переходом температуры воды в бассейне с наклонным дном через Тт<1, и закономерностей ее развития во времени;

> исследование характеристик сезонного структурного фронта в солоноватых бассейнах и бассейнах с горизонтальным и вертикальным градиентом солености.

Конкретные задачи работы заключались в:

• проведении серий лабораторных экспериментов для выявления детальной структуры полей температуры воды и течений в пресноводном бассейне с наклонным дном в процессе перехода воды через Тт<1;

• численном моделировании термобара на различных масштабах (лабораторной установки, прибрежной зоны моря/озера);

• определении ключевых параметров, влияющих на скорость перемещения термобара, и получении соответствующих аналитических зависимостей;

• анализе среднемноголетних характеристик термохалинных полей Балтийского моря, данных контактных измерений и спутниковых снимков с целью выяснения условий формирования и характеристик термобара в этом солоноватом бассейне с горизонтальным и вертикальным градиентом солености.

Основные защищаемые положения:

1. Термобар следует рассматривать как комплексное, развивающееся во времени явление, включающее в себя вдольсклоновый поток в более глубокой части, подповерхностную струю в более мелкой части и компенсационное течение в средних слоях. Компенсационное течение, существующее на всех этапах развития термобара во времени, обеспечивает горизонтальный перенос между открытыми и прибрежными водами сквозь условную границу 4х - градусной изотермы.

2. Динамика течений при термобаре в «быстрой» стадии его развития определяется не теплопотоком через поверхность, а обусловленным им потоком плавучести в верхний слой и горизонтальным градиентом плотности.

3. Скорость продвижения изотермы, соответствующей Тт<1, и скорость движения подповерхностной струи различны, причем изотерма продвигается несколько быстрее. Таким образом, фронт термобара, определявшийся ранее как зона конвергенции течений при 4°С, точнее -это зона конвергенции на переднем фронте подповерхностной струи.

4. Результаты и выводы, сформулированные в терминах горизонтальных градиентов плотности и штоков плавучести в верхний слой, справедливы и для солоноватых бассейнов, в том числе с вертикальной соленостной

стратификацией. Анализ натурных данных и спутниковых снимков показал, что в Балтике существует фронтальная зона, связанная с переходом температуры воды через Ттё, причем термическая структура вод по разные стороны фронта во многом повторяет черты, описанные при натурных исследованиях в озерах. Научная новизна полученных результатов. Впервые показано, что:

-термобар в «быстрой» стадии его развития связан с продвижением подповерхностной струи, возникающей из-за горизонтального градиента плотности между прибрежной и глубоководной частями бассейна, -скорость движения подповерхностной струи и положение изотермы Тт<1 не совпадают в пространстве: изотерма продвигается быстрее, -на всех стадиях развития термобара существует компенсационный поток в средних слоях, направленный к берегу, что обеспечивает горизонтальный перенос сквозь условную границу 4°С- изотермы.

-динамика термобара определяется не теплопотоком через поверхность, а возникающим в его результате потоком плавучести в поверхностный слой и горизонтальным градиентом плотности, формирующимся над наклонным участком дна.

-скорость продвижения подповерхностной струи связана с толщиной верхнего теплоактивного слоя.

-Впервые подобран и проанализирован большой массив среднемноголетних данных, контактных измерений и спутниковых снимков для Балтийского моря, характеризующих переход этого солоноватого бассейна через Ттс1. -Впервые указано, что холодный промежуточный слой Балтики имеет Т<Тпм1 в весенний период.

Достоверность полученных результатов.

Достоверность результатов диссертации обеспечена комплексным методом в исследованиях - совместным использованием лабораторного, численного и аналитического аппарата при моделировании термического бара, а также сравнением с натурными данными. Практическую ценность в диссертации представляют:

- выявление детальной структуры термического бара, включающей в себя вдольсклоновое течение в глубокой части, подповерхностную струю в более мелководной области и компенсационное течение в средних слоях;

- зависимость скорости продвижения термобара в быстрой стадии его развития от толщины верхнего теплоактивного слоя;

- результаты анализа натурных данных, характеризующие сезонный термический фронт в солоноватых водоемах с горизонтальным и вертикальным градиентом солености,

при решении таких важных практических задач, как распространение загрязнений в водоемах и рациональное использование их природных ресурсов. Личный вклад автора заключается в планировании и проведении серий экспериментов в лаборатории АО ИО РАН и лаборатории механики жидкости Технического университета г. Эйндховена (Голландия), обработке и интерпретации результатов исследований; в проведении численного моделирования. Автором были проанализированы среднемноголетние и экспедиционные данные, относящиеся к процессам перехода через Tmd в солоноватых водоемах, доступные в Институте исследования Балтийского моря г. Варнемюнде (Германия). Анализ результатов численных и лабораторных экспериментов, получение аналитических зависимостей проходили совместно с научным руководителем.

Апробация работы. Основные результаты исследования апробированы автором на семинарах лаборатории прибрежных систем АО ИО РАН; на семинаре лаборатории экспериментальной физики океана ИО РАН; на семинаре по океанологии и геоэкологии географического факультета РГУ им. И. Канта; во время научных визитов автора в Технический университет г. Эйндховена (Голландия) и Институт исследований Балтийского моря (IOW, Германия); на IV Всероссийской научной конференции «Физические проблемы экологии» (Москва, 2004); на XIII, XIV Международных конференциях «Структуры и потоки в жидкости» (Москва, 2005, Санкт- Петербург, 2007); на XXV, XXVI, XXVII Международных конференциях «Школа гидравлики» (Польша, 2005, 2006, 2007); на 5 и 7-ом Балтийских научных конгрессах (Польша, 2005; Германия, 2007); на XI Международной конференции «Физические процессы в природных водоемах» (Германия, 2007); на X Международной конференции «Методы и средства исследования океана» (Москва, 2007); на Конгрессе EGU (Австрия, 2008).

Работа проходила экспертную оценку и поддерживалась грантами РФФИ (06-05-64138, 07-05-00850, исполнитель), NATO ESP.CLG 981 368 (исполнитель) и INTAS «Поддержка молодых ученых» № 06-1000014-6508 (2007-2009гг), где автор является ответственным исполнителем. Публикации. Всего насчитывается 28 научных публикаций. Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и списка цитируемой литературы из 180 наименований. Работа содержит 173 страницы текста, 74 рисунка и 12 таблиц.

Благодарности. Автор глубоко благодарен своему научному руководителю ктн И.П. Чубаренко за постановку задачи, поддержку и постоянное внимание к работе. За помощь и ценные советы в процессе работы над диссертацией искренне признательна зав лаб. прибрежных систем кфмн Б.В. Чубаренко. Автор выражает благодарность дфмн, проф. В.А. Гриценко - за постоянное содействие и полезные рекомендации, и дфмн А.Г. Зацепину - за неоднократное обсуждение результатов работы. Автор благодарит проф ГертЯна ван Хейста и технический штат лаборатории механики жидкости Технического университета г.Эйндховена (Голландия) за возможность проведения серий экспериментов и

проф. Ханса Бухарда и сотрудников Института исследований Балтийского моря (Варнемюнде, Германия) за предоставленный массив мониторинговых, среднемноголетних и спутниковых данных по Балтике.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во ВВЕДЕНИИ сформулированы цели исследования, обоснована актуальность и фундаментальная важность решаемой научной задачи, кратко изложено содержание диссертации, перечислены полученные результаты и положения, выносимые на защиту.

В ПЕРВОЙ ГЛАВЕ содержится обзор публикаций, посвященных возникновению термического бара в пресноводных водоемах и его аналога -сезонного структурного фронта в солоноватых водах. Приведены сведения о натурных исследованиях термического бара в озерах и солоноватых морях (раздел 1.1). Проведен анализ имеющихся в литературе результатов аналитических и численных моделей (разделы 1.2; 1.3) и лабораторных экспериментов по моделированию термического бара при прогреве с поверхности (раздел 1.4). Представлены результаты исследований фронтов в Балтике (раздел 1.5).

В завершающей части обзора сделаны выводы, обосновывающие постановку задачи диссертационной работы:

1. Явление термобара достаточно глубоко изучено в пресноводных водоемах и играет важную роль в процессах вертикального и горизонтального перемешивания вод. В солоноватых бассейнах аналогичное явление, возникающее при сезонном переходе температуры воды через Tmd, практически не изучалось.

2. Численное моделирование (Farrow, 1995а,b) показало, что до прохождения термобара существует вдольсклоновое течение; автор обосновывает его формирование опусканием вод на фронте. Отмечено несовпадение 4°С - изотермы и динамического фронта, однако эти факты еще не подтверждены лабораторными исследованиями.

3. Значительный объем натурных исследований посвящен такой важнейшей характеристике термобара как скорости его перемещения по поверхности. Установлено, что на начальных этапах фронт движется медленно, но со временем скорость его продвижения увеличивается. Было сделано несколько попыток связать скорость перемещения с глубиной водоема и приходящим потоком тепла (Тихомиров, 1982; Зилитинкевич, и др., 1987, Науменко, 1998 и др.), однако это не объясняет его ускорение со временем.

Таким образом, представленный в первый главе обзор свидетельствует о необходимости дальнейшего изучения термического бара, выяснения механизмов его формирования в быстрой стадии и формулировки результатов в терминах, позволяющих применение для солоноватых бассейнов.

Во ВТОРОЙ ГЛАВЕ описаны эксперименты в лабораторном пресноводном бассейне по 1) формированию гравитационного потока путём выхолаживания

над склоном при начальной температуре воды Т„ач>Тт(1 и путём прогрева при Т,вч<Ттс1; 2) образованию подповерхностной струи при прогреве при Тнач>Тт<1; 3) прогреву над склоном с переходом температуры воды через Ттё (т.е. воспроизведение «весеннего» варианта термобара).

Экспериментальная установка представляла собой прямоугольный бассейн из органического стекла размером 500 х 35 х 33 см3, с наклонным в продольном направлении дном (углы наклона варьировались в пределах 3-12°С). Лабораторная установка оборудована линейками, закрепленными на внутренней и внешней стенках, секундомером, набором из 9 отградуированных ртутных термометров на П-рамах, фотоаппаратом, видеокамерой, наклонным зеркалом. Дно смонтировано так, что залитая вода образует клин, толщина которого возрастает от 0 у одной стенки до 15+23 см в середине бассейна. Далее дно горизонтальное. Перед началом каждого опыта бассейн наполнялся водопроводной водой. В серии экспериментов (1) изначально однородная теплая вода (Т„~29-33°С) в лотке остывала благодаря теплообмену через поверхность; при этом стенки и дно были теплоизолированы. В серии (2) прогрев осуществлялся либо лампами накаливания, расположенными в два ряда в шахматном порядке по всей длине лотка на высоте 10 см над поверхностью воды, либо естественным теплообменом с воздухом. Для серии (3) прогрев осуществлялся теплообменом с воздухом в лаборатории (Та=20^22°С). Скорости течений вычислялись по деформации треков КМпС>4, затем профили скорости пересчитывались в профили расходов.

Серия лабораторных экспериментов (3) была посвящена исследованию трансформации одного типа течений (вдольсклоновый поток) в другой (подповерхностную струю) над склоном при естественном прогреве с поверхности. Временная и пространственная динамика течений выявлены на основе анализа пяти опытов, в каждом из которых было сделано 8-10 серий фотографий для трех-четырех положений камеры в различных частях лотка.

На начальном этапе, когда температура воды во всём бассейне ниже Тт<1, главную роль в динамике течений играет вдольсклоновый поток (рис. 1). В то же время, на вершине склона начинается формирование подповерхностной струи с максимумом скорости 0.03 мм/с. С течением времени скорость продвижения подповерхностной струи увеличивается до 0.07 мм/с, первые признаки подповерхностной струи заметны уже над серединой склона, где ещё продолжает наблюдаться вдольсклоновое течение.

На более поздних стадиях опыта скорость струи над серединой склона составляет 0.06-0.07 мм/с, а горизонтальный градиент температуры между концом и вершиной склона увеличивается. Область, где наблюдался максимум скорости струи заглубляется, скорость достигает наибольших значений (0.11 мм/с), вдольсклоновый поток исчезает совсем; в промежуточных слоях в течение всего эксперимента наблюдается компенсационное течение в сторону мелководной области.

Отличительная черта подповерхностной струи - это положение максимума ее скорости под поверхностью. Анализ показывает, что здесь играет роль разность

гидростатических давлений внутри жидкости: его максимум находится на глубине ~ 0,4Б (где Б - глубина бассейна; в случае природных водоемов Б -глубина проникновения солнечной радиации). Этот градиент давления двигает воды промежуточного слоя по направлению к мелководью, выталкивая теплые и более легкие воды по направлению к глубокой части. Профили скорости приобретают форму, подобную форме профилей при конвективных течениях (см, например, МиНагпеу е1 а1., 2004; Гершуни и др., 1989).

Рис. 1. Трансформация течений над склоном от вдольсклонового потока к подповерхностной струе при переходе через Тт& Даны температуры в верхнем

слое и профили трассеров (цифры рядом с ними - значения максимальной скорости в мм/с, вычисленные по изменению треков трассеров во времени). По вертикали - глубина в мм.

Динамика течений в «медленной» стадии развития термобара (рис. 2а, нижняя панель) аналогична той, которая наблюдалась в опытах серии (1).

Рис. 2 а, б. Развитие термобара. Структура поля температур (вверху) и течений (внизу) в «медленной» (а) и «быстрой» (б) стадиях его продвижения. Штриховая линия -Ттс1.

Динамику течений,

возникающих в «быстрой» фазе продвижения термобара,

характеризуют треки трассеров, снятых с 12 последовательных фотографий области над склоном (рис. 26, нижняя панель). В глубокой области по-прежнему существует вдольсклоновое течение течение, в то время как в верхней части клина уже сформировалась активная

подповерхностная струя.

Компенсационный поток реализуется в промежуточном слое.

Положение изотермы Ттс! на поверхности по мере прогрева бассейна фиксировалось термометрами, расположенными в поверхностном слое (0.0150.02 м) над различными глубинами (рис. 3). Анализ показал, что при переходе через Тт<1 рост температуры характеризуется быстрым скачком; после прохождения через Ттс! скорость роста температуры в подповерхностном слое продолжается, но более медленно. До прохождения фронта струи горизонтальные градиенты температуры/плотности существуют за счет прогрева над наклонным дном. При достижении максимального значения горизонтального градиента температуры/плотности между термистром №1 и 2 (для условий этого эксперимента 0Т/дк ~ 15 °С/м, или ср/бх ~ 0.45 кг/м3 на м) начинает формироваться активная горизонтальная подповерхностная струя. Переход температуры воды на поверхности через Тт<1 в конкретной точке лабораторного лотка сопровождается кратковременным быстрым ростом температуры воды. Это связано с прибытием подповерхностной струи в данную точку. После прохождения подповерхностной струи через данную координату

В>0 В-0 В<0

поверхностная температура продолжает расти, но более плавно; горизонтальные градиенты уменьшаются.

время, с

Рис. 3. Рост температуры поверхностного слоя со временем для четырех положений над склоном в лабораторном лотке (расстояния от уреза воды - 55, 80, 138, 168 см). Горизонтальная линия - Тт(1. Черным кружком отмечено время прибытия подповерхностной струи к местоположению данного термистора

Сравнение скорости продвижения фронтальной зоны и 4х-градусной изотермы показывает, что изотерма продвигается на 5-8% быстрее, чем собственно динамический фронт. Несовпадение изотермы, соответствующей Тт<1, и фронта струи возникает из-за того, что у них разный движущий механизм: течение движется горизонтальным градиентом давления, в то время как температура растет благодаря и адвекции тепла, и теплопритоку с поверхности. Когда Тт<1 возникает на вершине склона, то горизонтальные градиенты плотности еще очень малы, и активного течения не формируется. К концу эксперимента, когда вся поверхность уже прогрелась выше Тт4 подповерхностная струя наблюдаться.

В натурных исследованиях с термобаром связывается положение на поверхности 4х - градусной изотермы, и скорость её продвижения является одной из самых важных характеристик. Проведенные эксперименты и факты из натурных наблюдений позволяют заключить, что во время «быстрой» стадии развития термобара главную роль играют горизонтальные течения, движимые градиентом давления. Это означает, что скорость продвижения термобара в быстрой стадии подчиняется характеру развития конвективной струи (Гершуни и др., 1989). Из баланса инерционного члена в уравнении движения и горизонтального градиента давления получаем для характерных масштабов и2/Ь ~ 1/р-Др/Ь, или для масштаба горизонтальной скорости и ~ (Др/р^-Ь)"2, где Др/р

- относительный горизонтальный перепад плотности, Ь - растущая со временем толщина теплоактивного слоя, g - ускорение силы тяжести.

Таблица 1. Лабораторные, численные и натурные данные, использованные при

Тип данных Тип маркера

Данные лабораторного эксперимента:

-(п. 2.3.1) Ж

-(Крейман, 1989) ▲

Данные численного моделирования на масштабах:

-лотка (п.3.2) f

-озера (п.3.3) о

Натурные данные:

-озеро Мичиган (Mortimer, ■

2004)

-озеро Ладога (Коросов и др., X

2006)

Для проверки данной зависимости были использованы лабораторные, численные и натурные данные разных авторов (таблица 1). Высокая достоверность линейной аппроксимации (рис. 4) указывает на явную зависимость скорости продвижения термобара от толщины теплоактивного слоя.

Таким образом, скорость продвижения подповерхностной струи по мере развития процесса увеличивается и пропорциональна растущей толщине верхнего теплоактивного слоя Ь (и~Ь1/2). Полученная зависимость совпадает с результатами экспериментов Креймана (1989).

Рис. 4. Скорость продвижения 4х-

1радусной изотермы в зависимости от

толщины верхнего прогреваемого слоя по различным данным.

В разделе 2.5 представлены результаты лабораторного моделирования «весеннего» термического бара в 2-метровом лотке с 2 - метровой наклонной плоскостью (отношение глубины лотка к его длине ~ 0.1). Эксперименты проводились в лаборатории механики жидкости Технического университета г.

Эйндховена (Голландия). Для изучения поля скорости оптическим методом была выбрана середина лабораторного лотка (от 64 до 114 см от начала склона). В исследуемую часть лотка 50 см шириной и 40 см высотой впрыскивалось 4.5-5 г частиц плиолита, имеющих диаметр 250 мк и предварительно вымоченных в воде. Частицы подсвечивались аргоновым лазером мощностью 300 мВт, который находился на расстоянии 0.5 м от торцевой стенки лотка. Движения частиц регистрировались CCD камерой

(www.kvision.nl/digitalcamera/adimec_mxl2.html). Дальнейшая обработка производилась при помощи программы DigiFlow (www.dalzielresearch com), которая по смещению частиц воспроизводит поле скорости. Структура поля температуры в исследуемом «окне» регистрировалась при помощи двух откалиброванных термисторов (точность термисторов составляла 0.001°С), расположенных на расстоянии 74 см и 98 см от торца бассейна и в 1-1.5 см под поверхностью.

В начале эксперимента, когда температура еще ниже Tmd, вдольсклоновые потоки играют главную роль в динамике жидкости (максимум скорости составляет порядка 0.6-0.7 мм/с). Когда температура воды достигает Tmd, скорость вдольсклоновых потоков уменьшается до 0.3 мм/с. Подповерхностная струя возникает на вершине склона и начинает распространяться со скоростью порядка 0.34 мм/с, в тоже время в теплоинертной области по-прежнему наблюдаются вдольсклоновые потоки со скоростями порядка 0.55-0.6 мм/с. Затем горизонтальный градиент температуры увеличивается; область, где наблюдается максимум скорости подповерхностной струи, начинает заглубляться, ее скорость возрастает до 0.6 мм/с. При этом в средних слоях наблюдается компенсационное течение на протяжении всего эксперимента, что означает постоянно существующий горизонтальный водообмен между мелководной и глубоководной областями бассейна. Ко времени достижения струей конца исследуемой области вдольсклоновые потоки исчезают совсем, компенсационное течение в среднем слое имеет скорость 0.2 мм/с и заглубляется до 2/3 от всей глубины бассейна.

Основной внешний фактор, инициирующий описанную выше динамику жидкости в течение эксперимента, это отрицательный и положительный потоки плавучести через поверхность. Когда температура ниже Tmd, то а>0 и Н>0, т. е поток плавучести B=gaH/cpp отрицательный и инициирует вдольсклоновые потоки. При достижении Tmd, поток плавучести становится чрезвычайно мал В—»0, горизонтальные движения очень слабые. При прохождении через Tmd, поток плавучести меняет свой знак на противоположный и резко возрастает и становится положительной величиной (т.к о>0 и Н>0).

Таким образом, лабораторный эксперимент показал, что термобар - это комплексное явление, включающее в себя вдольсклоновый поток, подповерхностную струю и компенсационное течение в средних слоях, имеющее направление к вершине клина, которое обеспечивает горизонтальный водообмен между мелководной и глубоководной частями бассейна.

В ТРЕТЬЕЙ ГЛАВЕ представлены результаты численного моделирования термического бара при прогреве с поверхности с помощью трёхмерной гидродинамической модели М1КЕЗ-Ио\уМо<1е1 (http://www.dhi.dk/). В разделе 3.1 приводится описание модели. Она широко применяется для моделирования течений в эстуариях, заливах, озёрах, прибрежных зонах, а также в открытых морях и океанах. В разделе 3.2 приводится анализ результатов моделирования на масштабе лабораторного лотка. В разделе 3.3 приводится сравнительный анализ скорости подповерхностной струи и скорости роста подповерхностной температуры, полученные при использовании различных сеток. В разделе 3.4 представлен анализ результатов, полученных при численном моделировании «весеннего» термобара на масштабе реального водоема.

Лабораторные эксперименты, описанные в п. 2.3.1, были воспроизведены в численной модели. Размеры численного бассейна повторяли размеры лабораторного: глубина - 20 см, длина - 320 см, 200 см - длина склона, уклон дна ~ 0.1. Численная сетка имела 80 х 20 ячеек (0.04 м х 0.04 м) по горизонтали и 20 слоев (0.01 м каждый) по вертикали; шаг по времени - 0.03 с. Ветровое трение отсутствует. Прогрев происходит в результате турбулентного теплообмена с воздухом температуры 25°С; солнечная радиация также включена -соответствующая широте Калининграда в мае. Начальная температура воды 1°С. Для задания коэффициента турбулентной вязкости выбиралась формулировка Смагоринского. Величина шероховатости дна выбиралась равной нулю.

При наличии в бассейне изотермы, соответствующей Ттй, наблюдается хорошее качественное соответствие структуры течений, полученной в ходе лабораторных экспериментов и численного моделирования. В области, где температура воды ниже ТгМ, наблюдаются вдольсклоновые потоки; в области, где температура воды выше Тшё, существует активная подповерхностная струя теплых вод, в среднем слое наблюдается компенсационное течение, направленное к берегу (рис. 5). Модель наглядно демонстрирует, что глубоководные слои вовлечены в вертикальное перемешивание в течение долгого времени после прогрева верхнего слоя - до тех пор, пока хоть какая-то часть вод с Т<Т1ш1 находится над наклонным дном и прогревается сверху, получая тепло не от воздуха, а от верхнего тёплого слоя воды. В частности, это может быть причиной порождения холодноводных придонных интрузий, недавно обнаруженных при проведении натурных исследований на озере Байкал (\Viiest й а1.,2005): авторы связывают их происхождение с наличием термобара, однако «реальный механизм водообмена остаётся неясным» (\Viiest е1 а1.,2005).

Анализ графиков поверхностной температуры в различных точках бассейна по результатам численного моделирования показал, что, как и в лабораторном эксперименте, в начале процесса скорость роста поверхностной температуры мала. Когда же температура воды достигает Ттё, возникает скачок по температуре, который обусловлен прибытием фронта подповерхностной струи к данной координате. Временная задержка между прохождением 4х-градусной изотермы и подповерхностной струей порядка 60 с по результатам

численного моделирования; порядка 200-300 с по результатам лабораторного моделирования.

Модель хорошо воспроизводит наблюдавшиеся в лабораторном эксперименте особенности: 1) переход через Ттс1 характеризуется быстрым ростом поверхностной температуры; 2) после прохождения изотермы, соответствующей Ттс1, дальнейшая скорость роста температуры воды становится более медленной.

20 40 60 80 100 120 140 ¡ 60 180 200 220 240 260 280 300 320 Длина, см

Рис. 5. Поля температуры и скорости при прогреве с поверхности в изначально однородной жидкости (Тнач<Ттс1). Частота изотерм - 0.058°С. Стрелками изображены векторы скорости.

Наибольшие скорости составляют 1-2 мм/с.

Таким образом, на основе лабораторных и численных экспериментов можно сделать вывод, что

до прибытия фронта струи к точке наблюдений, течение неустойчиво по величине и направлению, а скорость роста температуры воды со временем невелика. С увеличением горизонтального градиента температуры/плотности между межой и глубокой частями бассейна (до (ЭТ/5х)шах~12°С/м для численного моделирования; до (5Т/5х)шах~15°С/м для лабораторного эксперимента) начинает формироваться струя теплых вод. С ее прибытием к точке измерений скорость роста температуры достигает своего максимума; затем начинает уменьшаться. Горизонтальный градиент температуры не исчезает совсем благодаря постоянному прогреву над склоном. Такая картина воспроизводится до тех пор, пока струя не достигнет конца бассейна.

Т аким образом, трёхмерная численная модель М1КЕЗ-Р1ошМос1е1 хорошо воспроизводит структуру водообмена и развитие процесса во времени на масштабе лабораторной установки. Хорошее соответствие закона продвижения изотермы 4°С на масштабе природного водоёма выводам Креймана (1989) позволяет использовать численные значения скорости продвижения 4х-градусной изотермы для подтверждения аналитической зависимости, изображенной на рис. 4.

В разделе 3.3 представлены результаты сравнения моделирования термического бара при прогреве с поверхности, полученные на двух различных сетках.

Как многие явления конвективной природы, термобар сложен для моделирования. Для проверки корректности работы модели были использованы две численные сетки а) 80 х 20 ячеек (0.04 м х 0.04 м) и б) 320 х 80 ячеек (0.01 м х 0.01 м) - по горизонтали, и 20 слоев (0.01 м каждый) по вертикали; шаг по времени - 0.03 с для сетки (а), и 0.01 с для сетки (б). Ветровое трение отсутствует, прогрев соответствует типичному для весеннего периода прогреву. Для задания коэффициента турбулентной вязкости выбиралась формулировка Смагоринского. Величина шероховатости выбиралась равной нулю, что соответствует условию скольжения на дне.

Таблица 2. Уравнения аппроксимации, полученные для каждого из графиков

Уравнения аппроксимации

Тип данных Тип маркера "Медленная" стадия "Быстрая" стадия

Лабораторные данные (см раздел 2 3) X у - 0 5333х+1 0867 у-17143х-3 1571

Данные Креймана, 1989 □ у=0 5953х+0 4499 у=1 7603 -3 6016

Результаты моделирования на сетке 80x320 о у=0 768х-0 6014 у=! 7206х-3 7641

Результаты моделирования на сетке 20x80 А у=0 5332 - 00853 у=1 7267Х-3 8268

35 1 3 ■ 25 -2 ■ 1 5 -1 -0.5 -0 -

181

Рис. 6. Изменение положения 4х-градусной изотермы во времени -«медленная» и «быстрая» стадии.

Существенных расхождений качественных результатов, полученных на двух сетках, не наблюдалось: хорошо воспроизводится «медленная» и «быстрая» стадии развития термобара (см. таблицу 2).

В ЧЕТВЕРТОЙ главе представлен анализ условий развития сезонного фронта в Балтике. В разделе 4.1. представлены общие гидрологические характеристики основных солоноватых морей Евразии; в разделе 4.2. анализируется структура поля глубин в Балтике для выделения районов, наиболее благоприятных для формирования сезонного фронта. В разделе 4.3. представлен анализ среднемноголетних термохалинных данных для весеннего

периода с целью выяснения структуры поля температуры при наличии Ттс1; в разделе 4.4. дан анализ гидрофизических данных, полученных в экспедициях Института исследований Балтийского моря (Германия) в Центральную и Восточную Балтику по программе НЕЬСОМ в весенний период; проанализированы данные горизонтальных буксировок на разрезе Травемюнде-Хельсинки, сделанные в весенний период, которые были любезно предоставлены Финским институтом морских исследований (www.fimr.fi); также сделан анализ спутниковых снимков температуры поверхности Балтики на периоды экспедиций Института исследований Балтийского моря.

Анализ среднемноголетних данных показал, что линия Ттс! (с учетом солености), изначально возникающая у южного побережья Балтики ранней весной, продвигается на север и достигает Ботнического залива в мае. Следовательно, средняя скорость её продвижения - около 900 км/2 месяца ~ 17 см/с. При этом по характеру поля температуры очевидно, что в ее формировании первостепенную роль играют районы с пологими склонами. Горизонтальный градиент плотности между прогретыми и глубоководными частями Балтики через Тшс1 по среднемноголетним данным составляют порядка 10~б-И0~7 кг/м3 на м (96 лет - с 1900 по 1996 гг).

Анализ среднемноголетних данных за март (96 лет - с 1900-1996 гг.) показал, что в центральной Балтике водная толща до глубины 55 м находится в состоянии зимней гомотермии. До глубины 55 м наблюдается верхний более

пресный однородный по солености слой.

Рис. 7. Мониторинговый разрез (круговые черные маркеры) Разрез, по которому выполнялся анализ среднемноголетних данных (с 1900 по 1996 гг.). Квадраты - координаты, где брались профили в апреле; крестик - в мае; кружок - в марте.

Анализ данных за апрель показал, что в верхнем (до 25 м) слое температура уже перешла через Тт<1 и повышается вследствие прогрева с поверхности. В середине разреза температура на поверхности примерно равна Тт<1, далее вглубь температура уменьшается. Важно отметить, что на глубине от 25 до 60 м наблюдается ядро (Тядра~ 1.4° С) с температурой воды ниже, чем была в зимние месяцы и в марте в этом же районе - на тех же самых глубинах (для января Т=3-К3.9°С; для февраля - 2.2Н"3°С), и на поверхности (для января Тповмин= 2.6°С; для февраля Т„0В.ШШ=1.8°С)). На северном конце разреза температура воды еще не достигла Ттс!; соленость в этом районе немного уменьшается. Анализ данных за май показал, что весь

-----1 . --''Г™ ¿4

10 11 12 13 14 15 10 17 10 10 20 21

верхний слой (до глубины 40 м) прогрет выше Ттс! и имеет прямую стратификацию по температуре в условиях прогрева с поверхности.

Детальный анализ по профилям показал, что в марте минимальная температура поверхности 2.145°С. Детальный анализ по профилю 1 за апрель показал, что на поверхности температура уже перешла через Тт(1, что означает установление прямой стратификации по температуре. Анализ по профилю 2 показал, что температура на поверхности примерно равна Тт<1, далее понижается. Анализ профиля 3 показал, что температура на поверхности еще ниже Ттё, но выше температуры низлежащих вод, на глубинах 35-55 м температура порядка 1.553°С (рис. 8).

Рис. 8. Профили температуры, солености, плотности и Тт<1 по среднемноголетним данным в апреле (профиль №3 на рис. 7).

Анализ профиля за май показал, что температура воды уже выше Ттс! повсеместно; вся область вдоль разреза имеет прямую стратификацию и устойчива по плотности в условиях прогрева с поверхности.

Анализ среднемноголетних данных показал, что температура ядра ХПС в апреле уверенно ниже Тпк1 и ниже минимальной температуры на

поверхности в данном месте. Это позволяет высказать предположение, что эти воды пришли в данный район из других областей. По всей видимости, такая температура могла быть в начале марта (в феврале) у самых берегов и оказалась здесь в результате движения холодноводных каскадов вдоль «жидкого» дна -пикноклина. Таким образом, самая холодная вода в ХПС может сформироваться в период ранне-весеннего прогрева с поверхности.

Раздел 4.1.4 посвящен изучению термохалинной структуры Балтийского моря (центральная и восточная Балтика) по данным регулярного мониторинга Института исследований Балтийского моря, который выполняется ими, начиная с 2001 г., по европейской программе НЕЬСОМ (мониторинговые отчеты доступны на сайте института: www.io-warnemuende.de). Были проанализированы гидрофизические данные 11 экспедиций, приходящиеся на весенний период, из них 4 экспедиции - рейсы № 11/03/02; № 44/03/03 за 2003 г. НИС «Гаусс» и НИС «А. ф. Гумбольдт»; № 11/04/03; № 40/04/11 за 2004 г. НИС «Гаусс» и НИС «Профессор Альберт Пенк» наиболее интересны с точки зрения исследуемого процесса. Две из них проходили весной 2003 г.: с 21 - 31 марта и с 2 по 12 мая. Разрез ТБ 0360-ТР0285 проходил на траверзе Датских проливов примерно по главной оси западной и центральной Балтики.

1..... 6 1 1 7 1 1 ,1 8 °,, кг/м 9

1 1 1 1 1 2 1 1 3 1 1 1 4Тш<1°С 5

I ' I 1 1 1 г

Температура; С

Май, 2003

МЭ О со

1/1 1ЛО

Г-1 ГЧ Г4

О О О

Дистанция, км

Рис. 9. Поля температуры и солености, плотности на разрезе ТР0360-ТР0285, выполненном 02.05.2003 -07.05.2003.

Измерения на этом разрезе показали, что начало верхнего однородного по солености слоя фиксируется на станции 1Т 0030; на ст. ТР 0285 он достигает максимальной толщины в 70 м. Важным обстоятельством при этом является то, что происходит переход через Ттс1 (равную примерно 2.3°С для данной солености). В районе между станциями ТБ 0266 и ТР 0259 в поверхностном слое существует граница, которая отделяет воды с обратной стратификацией по температуре от вод с прямой стратификацией, при этом изотерма, разделяющая эти области, практически вертикальна.

Анализ спутниковых снимков температуры поверхности Балтики показал, что в районе станции ТР 0255 в это время наблюдается граница, отделяющая воды с повышенным градиентом температуры воды, близкой к Ттс1, от однородных более холодных вод центральной части Балтики; при этом эта граница продвигается со временем по направлению к Готландскому бассейну.

Следующая экспедиция (№ 44/03/03) проводилась в период с 2 по 7 мая 2003 г. на том же самом разрезе ТБ 0360-ТР0285. Экспедиции сопутствовали благоприятные погодные условия: высокая облачность, давление колебалось от 1015 до 1025 кПа; скорость ветра не более 4 м/с различных направлений; исключение составляло лишь 3 мая, когда ветер ненадолго усилился до 7 м/с. Температура воздуха была невысока - от +4 +8°С.

Измерения показали (рис. 9), что верхняя граница квазиоднородного по солености слоя проходит по изохалине 8%о, глубина ее залегания достигает 6570 м. Вертикальная структура вод по температуре в верхнем слое достаточно однородна: от станции ТР 0144 до ТР 0256 наблюдаются прогретые воды с температурой выше Тт<1. В районе между станциями ТР 0250 и ТР 0263 существует граница, отделяющая воды с прямой стратификацией по температуре, устойчивые при прогреве по распределению плотности от вод с температурой еще Ттс! (в верхнем до 40 м слое). Изотерма, маркирующая раздел между двумя районами, имеет наклон в сторону глубоководья. За период между экспедициями (42 дня) изотерма, разделяющая эти области, переместилась на 65

км. Скорость ее перемещения составила порядка 2 см/с. Важно отметить, что в Балтике процесс перехода температуры воды через Тт<1 происходит в верхнем слое - над халоклином, который играет роль «жидкого» дна, уклон которого, оцененный по представленным данным, имеет порядок 10"4. Горизонтальный градиент плотности между областью, прогретой выше Тпк! и областью, имеющей температуру, близкую к Ттё, по гидрофизическим данным составляют: а) в марте порядка 10~8 кг/м3 на метр; б) в мае порядка 10"7 кг/м3 на метр. Анализ спутниковых снимков температуры поверхности Балтики показал, что отчетливо видна область прогретых вод с температурой около 7-8°С, которая постепенно охватывает весь Готландский бассейн, и область с водами, имеющими температуру, близкую к Тпк!

Анализ мониторинговых и среднемноголетних данных для весеннего периода показал, что при наличии Тт<1 структура вод принципиально различна в южной и северной областях: растущая тегогоактивная зона имеет прямую стратификацию по температуре и устойчива по плотности в условиях прогрева с поверхности, воды теплоинертной зоны имеют температуру, близкую к Тгпс! в верхнем (до 40 м) слое и при тех же условиях теплообмена вовлечены в вертикальное перемешивание.

Были проанализированы данные горизонтальных буксировок, выполненные Финским институтом морских исследований (www.ftmr.fi) на разрезе Травемюнде - Хельсинки в Балтике в периоды: 16-18 марта, 5-7 апреля, 26-28 апреля и 4-6 мая 2003 г. (даты, близкие к датам проведения экспедиций мониторинга Института исследования Балтийского моря). Регистрация Т, 8 и хлорофилла - а проводилась с частотой 1 раз в 50 с, что примерно эквивалентно шагу в 200 м.

а) б)

Рис. 10. а) Температура и соленость на горизонтальном разрезе Травемюнде -Хельсинки; б) скачок температуры при переходе через Ттё.

Анализ данных буксировок показал, что существует скачок температуры при переходе через Тпк! (рис. 106). В начале процесса прогрева (16-18 марта), горизонтальный градиент температуры в зоне скачка составляет порядка 2-10"5

°С/м, что в 10 раз превосходит среднемноголетний градиент, наблюдаемый в Балтике (см. раздел 4.4); в середине процесса прогрева (26-28 апреля) горизонтальный градиент увеличивается в 4 раза (и в 40 раз превышает среднемноголетний); к концу процесса прогрева - в 100 раз по сравнению со среднемноголетним градиентом. Ширина зоны, где наблюдается скачок, составляет в начале процесса около 45 км, затем уменьшается до 20 км. Оценка скорости продвижения зоны температурного скачка по этим данным дает в начале процесса 12.7 см/с, затем увеличивается до 13.2 см/с.

Таким образом, данные указывают на присутствие фронтальной зоны по температуре (согласно определению Федорова, 1983) при переходе через Tmd.

Основные результаты и выводы:

Результаты лабораторного и численного моделирования термобара и анализа натурных данных, касающихся его аналога в солоноватых водах, позволяют сделать следующие выводы:

1. Детальное исследование структуры полей температуры и течений при переходе через Tmd показало, что термобар следует рассматривать как комплексное явление, включающее в себя вдольсклоновый поток в более глубокой области бассейна, подповерхностную струю в более мелкой области и компенсационное течение (направленное к берегу) в промежуточных слоях. «Весенний» и «осенний» термобар динамически эквивалентны.

2. Компенсационное (направленное к берегу) течение в средних слоях, существующее на всех этапах развития процесса во времени, обеспечивает горизонтальный водообмен между открытыми и прибрежными водами сквозь условную границу 4х - градусной изотермы.

3. Термобар в «быстрой» стадии его развития связан с продвижением подповерхностной струи, вызванной горизонтальным градиентом давления между мелководной и глубокой частями бассейна. Скорость продвижения подповерхностной струи U пропорциональна растущей толщине верхнего теплоактивного слоя h (U ~ h1/2).

4. Скорость продвижения фронтальной зоны подповерхностной струи и 4х-градусной изотермы не совпадают: изотерма продвигается на 5-8% быстрее, чем собственно динамический фронт.

натурных исследований термобара в озерах; в) при переходе через Tmd наблюдается резкий скачок температуры воды в поверхностном слое; градиент температуры в этой зоне в 10 - 100 раз превышает среднемноголетний. Таким образом, данные указывают на присутствие фронтальной зоны по температуре при переходе через Tmd в Балтике.

7. Анализ среднемноголетних характеристик термохалинных полей Балтийского моря показал, что температура ядра ХПС Балтики в апреле уверенно ниже Tmd и ниже минимальной температуры на поверхности в данном месте. Это позволяет выдвинуть предположение, что одним из механизмов формирования вод ХПС являются вдольсклоновые потоки в период ранне-весеннего прогрева (до достижения Tmd).

Основные результаты диссертации опубликованы в следующих работах:

1. Чубаренко И.П., Демченко Н.Ю. Лабораторное моделирование структуры термобара и связанной с ним циркуляции в бассейне с наклонным дном // Океанология. 2008. Т. 3, №48. Стр. 356-370.

2. Demchenko N, Chubarenko I. Coastal cooling/heating events on based of laboratory experiments // Acta Geophysica. 2007. V. 55, № 1. P. 56-64. Электронная публикация http://dx.doi.org/10.2478/sll600-006-0038-3/.

3. Demchenko N. On a speed of subsurface jet propagation in presence of the temperature of maximum density: laboratory experiments // Proc. of XXVII School of Hydraulics, Monographic Volume of Institute of Geophysics of PAS. 2007. P. 81-86. Электронная публикация E-7 (4011 Transport Phenomena in Hydraulics.

4. Демченко Н.Ю, Чубаренко И.П. О сезонном термическом структурном фронте в Балтийском море // Естественные и технические науки. 2008. №5.

5. Гриценко В.А., Демченко Н.Ю., Руденко А.И., Чубаренко И.П. Лабораторное, численное и натурное исследование тонкой структуры стоковых фронтов в прибрежной Балтике // Физические проблемы экологии (Экологическая физика). Москва, 2004. № 12. С. 12-24.

6. Chubarenko I., Demchenko N. On a seasonal structural front in the Baltic sea // The Baltic Sea changing ecosystem. Proc. 5th Baltic Sea Science Congress. Sopot, 2005. Pp: 214-215.

7. Chubarenko, I., Demchenko, N., Hutter, K. Horizontal convection induced by surface cooling over incline: laboratory experiment. // Selected papers of Int. Conf. «Fluxes and Structures in Fluids». Moscow, 2006. P. 89-96.

8. Chubarenko I., Demchenko N. The transformation of the one type of the littoral circulation to another in a basin with sloping bottom while passing ¿he temperature of maximum density // Ext. Proc. of the Int. Conf. "Physical Processes in Natural Waters". Rostock- Warnemuende, 2007. P. 111-116.

9. Demchenko N, Chubarenko I, Chugaevich V. Seasonal cold water cascades along the Baltic Sea bottom slope // Proc. of 7th Baltic Sea Science Congress, 2007. Part II. P.25.

10. Demchenko N, Chubarenko I. Thermal bar considered as the result of horizontal convection//Geophysical Research Abstracts, 2008, V. 10. EGU2008-A-01264.

Демченко Наталья Юрьевна

ИССЛЕДОВАНИЕ СТРУКТУРЫ И ДИНАМИКИ ТЕРМОБАРА В ПРЕСНЫХ И СОЛОНОВАТЫХ ВОДОЕМАХ

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата физико-математических наук

Подписано в печать 08.09.2008. Формат 60x90 1/гб. Бумага для множительных аппаратов. Ризограф. Усл. печ. л. 1,5. Уч.-изд. л. 1,2. Тираж 100 экз. Заказ 152. Издательство Российского государственного университета им. И.Канта 236041, г. Калининград, ул. А. Невского, 14

Содержание диссертации, кандидата физико-математических наук, Демченко, Наталья Юрьевна

Введение.

Глава I. Обзор натурных, лабораторных и численных результатов исследований свойств и роли термобара.

1.1. Натурные исследования.

1.1.1. Озеро Байкал.

1.1.2. Ладожское озеро.

1.1.3. Великие Американские озера.

1.1.4. Онежское озеро.

1.1.5. Термобар, вызванный стоком реки.

1.1.6. Балтийское море.

1.1.7. Каспийское море.

1.1.8. Черное море.

1.2. Аналитические модели термобара.

1.3. Численные модели термобара.

1.4. Лабораторное моделирование термобара.

1.5. Классификация гидрологических фронтов.

Выводы к главе 1.

Глава II. Лабораторное исследование структуры термобара и связанной с ним циркуляции в бассейне с наклонным дном.

2.1. Процесс выхолаживания над склоном при T>Tmd.

2.1.0. Методика проведения экспериментов и описание установки.

2.1.1. Структура полей течений и температур при выхолаживании с поверхности (T>Tmd).

2.1.2. Процесс прогрева над склоном (T<Tmd).

2.2. Процесс прогрева над склоном (T>Tmd).

2.2.0. Методика экспериментов.

2.2.1. Структура полей течений и температур.

2.3. Структура полей течений и температуры воды при переходе через -температуру максимальной плотности.

2.3.0. Методика экспериментов.

2.3.1. «Мертвые» эксперименты.

2.3.2. Структура полей течений: временная и пространственная динамика подповерхностной струи и вдольсклонового потока.

2.3.3. Пространственная и временная структура поля температур при наличии температуры максимальной плотности.

2.4. Динамический фронт и его взаимосвязь с Tmd.

2.4.0. Методика экспериментов и описание установки.

2.4.1. Поле температур по результатам вертикальных зондирований и поле течений.

2.4.2. Анализ горизонтальных профилей температуры/плотности.

2.4.3. Механизм формирования скачка температуры при прохождении через Tmd.

2.4.4. Сравнение скорости фронтальной зоны и 4°С - изотермы.

2.5. Исследование структуры термобара при помощи PIV метода.

2.5.0. Методика экспериментов и описание установки.

2.5.1.Детальное описание тонкой структуры термобара.

2.6. Скорость термического бара и ее зависимость от стадии его развития.

Выводы по главе II

Глава III. Численное моделирование ситуации «весеннего» термобара.

3.1. Описание модели MIKE3-FLOW MODEL.

3.2. Структура полей течений и температур в численном аналоге лабораторного лотка при наличии температуры максимальной плотности.

3.3. Сравнение результатов, полученных при использовании различных сеток.

3.4. Численное моделирование «весеннего» термобара на масштабе реального водоема.

Выводы по главе III.

Глава IV. Переход температуры воды через Tmd в солоноватых бассейнах.

4.1. Гидрологические характеристики солоноватых морей.

4.1.1. Балтийское морс.

4.1.2. Каспийское море.

4.1.3. Черное море.

4.2. Возможные регионы в Балтике, благоприятные для возникновения структурного фронта.

4.3. Структура полей солености и температуры при переходе воды через температуру максимальной плотности в Балтике на основе анализа среднемноголетних данных.

4.4. Структура полей температуры и солености при переходе воды через температуру максимальной плотности в Балтике на основе анализа судовых гидрофизических разрезов.

4.5. Анализ данных горизонтальных буксировок при переходе температуры воды через температуру максимальной плотности в Балтике.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Исследование структуры и динамики термобара в пресных и солоноватых водоемах"

Изучение механизмов, управляющих процессами перемешивания и водообмена в природных водоемах, является важным направлением гидрофизических исследований. Особое внимание уделяется исследованию характеристик фронтальных зон и водообмена в области фронта. Ярким примером фронта, хорошо известным в пресных озерах, является термический бар - фронт, связанный с переходом температуры воды через Tmd. Помимо очевидного научного интереса, изучение динамики термобара важно с точки зрения прогноза распространения загрязнений от береговых источников. На данный момент, в связи с возможностью использования высокоточной техники в лабораторных исследованиях, с доступностью мощных компьютеров и профессиональных программ, назрела необходимость более глубокого исследования особенностей термобара как в пресных, так и в солоноватых водоемах, где такого рода исследования практически не проводились.

Целями работы являются исследование физических механизмов, ответственных за формирование структуры и динамики фронтальной зоны, связанной с последовательным переходом температуры воды в бассейне с наклонным дном через Tmd, и закономерностей ее развития во времени; исследование характеристик сезонного структурного фронта в солоноватых бассейнах и бассейнах с горизонтальным и вертикальным градиентом солёности.

Конкретные задачи работы заключались в:

• определении ключевых параметров, влияющих на скорость перемещения термобара, и получение соответствующих аналитических зависимостей;

Научная новизна полученных результатов.

Впервые показано, что:

-скорость движения подповерхностной струи и положение изотермы Tmd не совпадают в пространстве: изотерма продвигается быстрее.

-на всех стадиях развития термобара существует компенсационный поток в средних слоях, направленный к берегу, что обеспечивает горизонтальный перенос сквозь условную границу 4°С- изотермы.

-скорость продвижения подповерхностной струи связана с толщиной верхнего теплоактивного слоя.

-Впервые подобран и проанализирован большой массив среднемноголетних данных, контактных измерений и спутниковых снимков для Балтийского моря, характеризующих переход этого солоноватого бассейна через Tmd. -Впервые указано, что холодный промежуточный слой Балтики имеет T<Tmd в весенний период.

Основные защищаемые положения:

3. Скорость продвижения изотермы, соответствующей Tmd, и скорость движения подповерхностной струи различны, причем изотерма продвигается несколько быстрее. Таким образом, фронт термобара, определявшийся ранее как зона конвергенции течений при 4°С, точнее - это зона конвергенции на переднем фронте подповерхностной струи.

4. Результаты и выводы, сформулированные в терминах горизонтальных градиентов плотности и потоков плавучести в верхний слой, справедливы и для солоноватых бассейнов, в том числе с вертикальной соленостной стратификацией. Анализ натурных данных и спутниковых снимков показал, что в Балтике существует фронтальная зона, связанная с переходом температуры воды через Tmd, причем термическая структура вод по разные стороны фронта во многом повторяет черты, описанные при натурных исследованиях в озерах.

Личный вклад автора заключался в планировании и проведении серий экспериментов в лаборатории АО ИО РАН, обработке и интерпретации результатов лабораторного моделирования, в сравнении их с натурными данными; в проведении численного моделирования. Автором лично был выполнен весь объем экспериментальных работ в лаборатории механики жидкости Технического университета г. Эйндховена (Голландия, проф. Г .Я. ван Хейст). Автором лично были обработаны и проанализированы среднемноголетние данные и данные контактных измерений, относящиеся к процессам перехода через температуру максимальной плотности в солоноватых водоемах, доступные в Институте исследований Балтийского моря г. Варнемюнде (IOW, Германия, проф. Х.Бухард). Автор принимала непосредственное участие в экспедициях по изучению горизонтального водообмена в прибрежной зоне Балтийского моря и перехода через Tmd в Вислинской лагуне. Анализ результатов численных и лабораторных экспериментов, получение аналитических зависимостей выполнены совместно с научным руководителем.

Практическую ценность в работе представляют:

-8- зависимость скорости продвижения термобара в быстрой стадии его развития от толщины верхнего теплоактивного слоя;

- результаты анализа натурных данных, характеризующие сезонный термический фронт в солоноватых водоемах с горизонтальным и вертикальным градиентом солености;

Результаты, полученные для солоноватых водоемов, могут быть также использованы рыбопромысловыми организациями для предсказания районов высокой концентрации рыбы, приуроченных к существованию подобного фронта в весенний период в Балтийском море. Выводы представляют интерес при решении таких важных практических задач, как распространение загрязнений в водоемах и рациональное использование их природных ресурсов.

Работа проходила экспертную оценку и поддерживалась грантами РФФИ (РФФИ 06-05-64138, 07-05-00850, исполнитель), NATO ESP.CLG 981 368 (исполнитель) и INTAS «Поддержка молодых ученых» № 06-1000014-6508 (2007-2009г.г.).

Публикации. Всего насчитывается 28 научных публикаций, в 18 из которых изложены основные результаты диссертации.

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и списка цитируемой литературы из 180 наименований. Работа содержит 173 страницы текста, 74 рисунка и 12 таблиц.

Заключение Диссертация по теме "Океанология", Демченко, Наталья Юрьевна

Выводы по главе IV:

1. Исследования в озёрах, где натурные измерения провести значительно проще, дали богатейший материал для анализа процесса перехода воды через Tmd. В настоящее время особую актуальность приобретает вопрос изучения особенностей гидрологических процессов при переходе через Tmd во внутренних солоноватых морях.

2. Изотерма, соответствующая Tmd и изначально возникающая у южного побережья Балтики ранней весной, продвигается на север и достигает Ботнического залива в мае. Следовательно, средняя скорость её продвижения -около 900 км/2 месяца ~ 17 см/с. Анализ данных показал, что в ее формировании первостепенную роль играют районы с пологими склонами, т.е. те районы, где прогрев идет быстрее всего. Обратный процесс возникает при ее движении от Ботнического залива до Датских проливов в период осеннего выхолаживания в сентябре-ноябре. Горизонтальные градиенты плотности между прогретыми и глубоководными частями Балтики через Tmd по среднеклиматическим данным составляют ~ 10"6~10"7 кг/м3 на метр.

3. Анализ среднемноголетиих характеристик термохалинных полей Балтийского моря показал, что температура ядра ХПС Балтики уверенно ниже Tmd и ниже минимальной температуры на поверхности в данном месте. Это позволяет выдвинуть предположение, что одним из механизмов формирования вод ХПС являются вдольсклоновые потоки в период ранне-весеннего прогрева (до достижения Tmd).

4. По результатам анализа среднемноголетиих данных для весеннего периода можно заключить, что при наличии Tmd структура вод различна в прибрежной и глубоководной областях: растущая теплоактивная зона (с температурой T>Tmd) имеет прямую стратификацию по температуре и устойчива по плотности в условиях прогрева с поверхности, воды теплоипертной зоны (с температурой T<Tmd) имеют температуру, близкую к Tmd в верхнем (до 40 м) слое.

5. При переходе через Tmd наблюдается резкий скачок температуры; градиент в этой зоне в начале периода весеннего прогрева в 10 раз, к концу периода весеннего прогрева в 100 раз больше средпемноголетнего, ширина зоны уменьшается от 45 км до 20 км к концу периода прогрева.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Результаты лабораторного и численного моделирования термобара и анализа натурных данных, касающихся его аналога в солоноватых водоемах, позволяют сделать следующие выводы:

1. Детальное исследование структуры полей температуры и течений при переходе через температуру максимальной плотности показало, что термобар следует рассматривать как комплексное явление, включающее в себя вдольсклоновый поток в более глубокой области бассейна, подповерхностную струю в более мелкой области и компенсационное течение (направленное к берегу) в промежуточных слоях. «Весенний» и «осенний» термобар динамически эквивалентны.

3. Скорость продвижения фронтальной зоны подповерхностной струи и 4х-градусной изотермы не совпадают: изотерма продвигается на 5-8% быстрее, чем собственно динамический фронт. Таким образом, фронт термобара, определявшийся ранее как зона конвергенции течений при 4°С, точнее - это зона конвергенции на переднем фронте подповерхностной струи.

4. Термобар в «быстрой» стадии его развития связан с продвижением подповерхностной струи, вызванной горизонтальным градиентом плотности/давления между мелководной и глубокой частями бассейна. Скорость продвижения подповерхностной струи U пропорциональна растущей

1 /7 толщине верхнего теплоактивного слоя h (U ~ h ).

5. Трёхмерная негидростатическая гидродинамическая численная модель MIKE3-FlowModel (DHI Water & Environment) хорошо воспроизводит структуру водообмена и развитие процесса во времени на масштабе как лабораторной установки, так и природного водоема. Количественные оценки, однако, требуют верификации на натурных данных для конкретного бассейна. Модель наглядно демонстрирует, что глубоководные слои вовлечены в вертикальное перемешивание в течение долгого времени после прогрева верхнего слоя. Это может быть причиной порождения холодноводных придонных интрузий па о.Байкал (Wiiest et al., 2005), поскольку их происхождение связано с наличием термобара, однако механизм водообмена остается по-прежнему невыясненным.

6. Анализ среднемноголетних характеристик термохалинных полей Балтийского моря, данных контактных измерений и спутниковых снимков показал, что: а) температура воды поверхностного слоя дважды в год (осенью и весной) переходит через температуру максимальной плотности; б) термическая структура по разные стороны от изотермы, соответствующей температуре максимальной плотности, во многом совпадает со структурой, описанной в ходе натурных исследований термобара в озерах; в) при переходе через Tmd наблюдается резкий скачок температуры воды; градиент температуры в этой зоне в 10 - 100 раз превышает среднемноголетний. Таким образом, данные указывают на присутствие фронтальной зоны по температуре при переходе через Tmd в Балтике.

7. Анализ среднемноголетних характеристик термохалинных полей Балтийского моря показал, что температура ядра ХПС Балтики уверенно ниже Tmd и ниже минимальной температуры на поверхности в данном месте. Это позволяет выдвинуть предположение, что одним из механизмов формирования вод ХПС являются вдольсклоновые потоки в период ранне-весеннего прогрева (до достижения температуры максимальной плотности).

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата физико-математических наук, Демченко, Наталья Юрьевна, Калининград

1. Андреев А.П. Ладожское озеро. СПб, 1875.4.1 и И.

2. Александрова Д.Н. Бактериопланктон и микрофлора грунтов Онежского озера // Микробиология и первичная продукция Онежского озера. Ленинград, 1972.- С. 23-34.

3. Баранов Е. И. Динамика и структура вод фронтальной зоны Гольфстрима // Океанологические исследования. 1971. № 22. С. 94 -153.

4. Блохина Н.С., Соловьев Д.А. Влияние ветра па динамику развития термобара в период весеннего прогрева водоема, // Вестник Моск. Ун-та. Серия 3. Физика. Астрономия, №3, 2006. С. 62-66.

5. Богословский Б. Б., Кириллова В. А., Форш-Мепшуткина Т. Б. и др. Опыт выделения водных масс Онежского озера // Динамика водных масс Онежского озера. Ленинград, 1972. С. 159-201.

6. Бруевич. С.В. Гидрохимия Среднего и Южного Каспия. М. Л.: Изд-во АН СССР, 1937.- 232 с.

7. Булатов Н. В. Вихревая структура субарктического фронта в северо-западной части Тих ого океана // Уч. зап. ЛГУ. 1980. Вып. 27. № 403. С. 61 - 72.

8. Булгаков Н. П. О явлении уплотнения при смешении вод // Изв. АН СССР, серия геофиз. 1960. Вып. 2. С. 346 - 352.

9. Верболов В. И. О влиянии внутренних вод и сгонно-нагонных явлений на распределение температуры воды в озере Байкал // Тр. III Всесоюз. гидрол. съезда. 1959. Т. IV.-С. 258 -265.

10. Верболов В. И. Температурный режим зал. Лиственичного на Байкале // Тр. Лимнол. ин-та СО АН СССР. 1964. Т. V(XXV). С. 38 - 51.

11. Верболов В.И. Теплооборот и внутриводный теплообмен в верхних слоях оз. Байкал: Автореф. дис. канд. географ, наук. Иркутск, 1965. - 25 с.

12. Верещагин Г. Ю. Отчет о работах, произведенных на Байкале во время командировки от Имп. Академии наук летом 1916 г // Тр. Комис. по изуч. оз. Байкал. 1918. Т. 1. Вып. 1. С. 1 - 54.

13. Верещагин Г. Ю. Некоторые данные о режиме глубинных вод Байкала в районе Маритуя // Труды Комиссии по изучению оз. Байкал. Л., 1927. Т. 2.- С. 77-138.

14. Верещагин Г. Ю. Из работ Байкальской экспедиции 1923 г // Докл. АН СССР, сер. А., 1925. С. 161 - 164.

15. Верещагин Г. Ю. Байкальская Гидробиологическая станция в Маритуе // Тр. Иркутск, магн.-метеоролог. обсерватории. Иркутск, 1926. №1.-С. 66-71.

16. Верещагин Г.Ю. Основные черты вертикального распределения водных масс на Байкале // Академику В. П. Вернадскому к пятидесятилетию научной и педагогической деятельности. Ч. И. М. 1936. С. 1207 - 1230.

17. Верещагин Г. Ю. Термическое взаимодействие Байкала и Ангары // Тр. Байкальск. лимнолог, ст. AIT СССР. М. Л.: Изд. АН СССР. 1960. Т. XVIII. - С. 7 -154.

18. Владимирцев Ю. А., Георгиев Ю. С. Некоторые вопросы гидрологии северозападной части Черного моря // Вест. Моск. ун та, сер. геогр. 1962. №2,- С. 76-89.

19. Владимирцев Ю. А., Косарев А. Н. Некоторые особенности конвективного перемешивания в Черном и Каспийском морях // Океанология. 1963. т. 3. вып. 6. -С.152-174.

20. Владимирцев Ю. А., Косарев А. Н. Формирование и распространение глубинной воды Красного моря // Комплексные исследования природы океана. М.: Изд-воМГУ, 1972. Вып. 3.-С. 123-156.

21. Владимирцев Ю. А., Шипилов В. М. Конвективное перемешивание в различных природных условиях: Черное и Азовское моря // Конвективное перемешивание в море. М.: Изд-во Моск. ун-та., 1977. С. 147-159.

22. Вознесенский А. В. Очерк климатических особенностей Байкала // Лоция и физико-географический очерк Байкала. Сиб., 1908. С. 173 - 329.

23. Вотинцев К. К., Глазунов П. В. Гидрохимический режим озера Байкал в районе пос. Лиственичное // Тр. Лимнолог, ин-та СО АН СССР. М.: Изд. АН СССР, 1963. Т. 3 (23). С. 3-31.

24. Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР / Под ред. Терзиева Ф. С., Рожковой В. А., Смирновой А. И. СПб.: Гидрометеоиздат, 1992. Том III. Балтийское море. Вып. 1. - 449 с.

25. Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР. / Под ред. Терзиева Ф. С., Косарева А. Н., Керимова А. А. СПб.: Гидрометеоиздат, 1992. Т. VI. Каспийское море. Вып. 1. - 358с.

26. Георгиев Ю. С. Об адвективной природе холодного промежуточного слоя Черного моря // Процессы перемешивания и водообмена в Черном море и их влияние на биологическую продуктивность». Киев, 1972. - С. 156-187.

27. Гершуни Г. 3., Жуховицкий Е. М., Непомнящий А. А. Устойчивость конвективных течений. М.: Наука, 1989. - 492 с.

28. Гузиватый В. В., Каретников С. Г., Науменко М. А. Опыт создания и использования банка термических данных Ладожского озера // География и природные ресурсы. 1998. №3. С. 89-96.

29. Демченко Н.Ю., Чубаренко И.П. О возможности формирования структурного фронта в эстуарии. Учёные записки Русского географического общества (Калининградское отделение). Том 6, 2007. стр. Dl D13.

30. Дзерзеевский Б.Л Некоторые данные о температуре воды в Байкале // Ж. Геофиз. 1932. вып.1 (3). С. 130 136.

31. Дриженко Ф.К. Рекогносцировка Байкальского озера в 1896 г // Изв. Имп. Русского геогр. общества. Сиб., 1897. Т. 3, Вып. 2. С. 210-241.

32. Дыбовский Б. И., Годлевский В. Физико-географические исследования на Байкале в 1869-1970 гг // Тр. Вост.-Сиб. отд. Ими. Русск. геогр. общества. Байкальский сборник. 1897. №1. Вып. 1. С. 1 - 62.

33. Журбас В. М., Озмидов Р. В. Формы тонкой термохалипной структуры вод океана. Каталог // Материалы океанологических исследований. М.: ИО АН. 1987. -134 с.

34. Журбас В.М., Стипа Т., Малки П., Пака В.Т., Кузьмина Н.П. Скляров В.Е. Мезомасштабная изменчивость апвеллинга в юго-восточной Балтике // Океанология. 2004. Т. 44. №5. С. 660-669.

35. Зацепин А. Г., Краснопевцев А. Ю., Федоров К. Н. Наблюдения за фронтами в районе ПОЛИМОДЕ // Океанологические исследования. 1979. № 30. С. 86 - 88.

36. Зилитинкевич С. С., Тержевик А. 10. Термический бар // Океанология. 1987. Т. 27. №5.-С. 732 -738.

37. Зилитинкевич С. С., Тержевик А. Ю. Поправка к статье «Термический бар» // Океанология. 1989. Т. XXIX. Вып. 5. С. 755 - 758.

38. Зубов Н.Н. Морские воды и льды. М. Л.: Гидрометеоиздат, 1938. - 256 с.

39. Зубов Н.Н. Динамическая океанология. Л.: Гидрометеоиздат, 1947. - 312 с.

40. Зубов Н. Н. Уплотнение при смешении морских вод разной температуры и солености. Л.: Гидрометеоиздат, 1957. - 40 с.

41. Зубов Н. Н., Сабинин К. Д. Вычисление уплотнения при смешении морских вод. М.: Гидрометеоиздат, 1958. - 37 с.

42. Карпова И.П., Михайлов А.Е. Водные массы // Проблемы исследования и математического моделирования экосистемы Балтийского моря. Международный проект «Балтика». Л.: Гидрометеоиздат, 1983. Вып. 1. С. 98-102.

43. Кондратьев К. Я., Липатов В. Б., Тихомиров А. И. Тонкая структура термобара // ДАН СССР. 1988. Т.300. №1. С. 216-219.

44. Корытникова Н.Н. Термическое взаимодействие берега и диа в прибрежной зоне Байкала // Изв. АН СССР. Серия геогр. и геофиз., 1939. №3. С. 287 - 302.

45. Косарев А. Н. Конвективное перемешивание в различных природных условиях: Каспийское и Аральское моря // Конвективное перемешивание в море. М.: Изд во Моск. ун-та, 1977. - С. 133 - 147.

46. Крейман К. Д. Термический бар по результатам лабораторных опытов // Океанология. 1989. Т. XXIX. Вып. 6. С. 935-938.

47. Крохин К. JI. Некоторые особенности зимнего термического режима литорали на Байкале//Тр. Банкальск. Лимнолог, ст. АН СССР. 1939. Т. 9. С. 133 - 117.

48. Лаанеметс Я.Я. Особенности тонкой структуры вод Балтийского моря: Автореферат дис. канд. физ.-мат. наук. М.: ИОАН. 1983. - 19 с.

49. Ладожское озеро: прошлое, настоящее и будущее // Под ред. В.А. Румянцева, В.Г. Драбковой. СПб.: Наука. 2002. - 321 с.

50. Лепнева С.Г. Термика, прозрачность, цвет и химический состав воды Телецкого озера//Исследование озер СССР. Л., 1937. Вып. 9. - С. 3-105.

51. Проблемы исследования и математического моделирования экосистемы Балтийского моря. Международный проект «Балтика».- Л.: Гидрометеоиздат, 1983. Вып.1. 255 с.

52. Мамаев О.И. Термохалинный анализ вод Мирового океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1987. - 296 с.

53. Мамаев О.И. Физическая океанография: Избранные труды. М.: Изд-во ВНИРО, 2000. - 364с.

54. Меншуткин В.В. Гидрология подледного слоя воды на Байкале // В сб.: Элементы гидрометеорологического режима оз. Байкал. М., 1964.- С. 52-63.

55. Монин А.С., Красицкий В.П. Явления на поверхности океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. - 378 с.

56. Науменко М.А. Горизонтальные градиенты температуры в термической зоне крупного пресноводного озера // Метеорология и гидрология. 1989. №6. С. 89-94.

57. Науменко М.А. Изменчивость течений при прохождении термического фронта в Ладожском озере//Изв. ВГО. 1992. Т. 124. Вып. 6. С. 547-551.

58. Науменко М.А. Новое определение морфометрических характеристик Ладожского озера//Докл. ДАН. 1995. Т. 345. № 4. С. 514-517.

59. Науменко М.А. Закономерности пространственно-временной изменчивости термических процессов в крупных димектических озерах. Автореф. дис. д-ра геогр. наук. 1998. 38 с.

60. Науменко М.А., Каретников С.Г. О скорости движения весенней термической фронтальной зоны в Ладожском озере // Метеорология и гидрология. 1998.№4. С. 107-115.

61. Науменко М.А., Каретников С.Г., Горелова Э.М., Румянцев В.Б. Особенности распределения гидрофизических и гидробиологических параметров во фронтальном зоне Ладожского озера // Изв. ВГО. 1990. Т. 122. Вып. 6. С. 541-544.

62. Науменко М.А., Каретников С.Г., Гузиватый В. В. Пространственно -временная термическая дифференциация вод Ладожского озера // Докл. РАН. 2000. Т. 373. №2.-С. 247-250.

63. Озмидов Р.В. О турбулентном обмене в устойчиво стратифицированном океане //Изв. АН СССР. ФАО. 1965. Т. 1.№8.-С. 853-860.

64. Озмидов Р.В. О масштабах океанической турбулентности // Океанология. 1966. Т. 6. № 3. С. 393-398.

65. Петрова Н.А. Фитопланктон Онежского озера // Растительный мир Онежского озера. Л., 1967.- С. 125-136.

66. Пушкарев Н.Н. Физико-географические данные об Онежском озере: сведения об его ихтиофауне и ее происхождении // Олонецкий сборник, 1902. Вып.4. № 63. -С. 65-69.

67. Расплетина Г.Ф. и Соловьева Н.Ф. Сравнительная гидрохимическая характеристика притоков Повенецкого залива // Предв. результ. работ коми, экспед. по иссл. Онежского озера, 1969. Вып.З. С. 72-89.

68. Родионов В.Б., Костяной А.Г. Океанические фронты морей североевропейского басейна. М.: Геос, 1998. 292 с.

69. Россолимо JI.JI. Температурный режим озера Байкал // Тр. Байкальск. лимнол. ст., 1957. Т. XXI.-551 с.

70. Россолимо JI.JI. Некоторые черты температурного режима Малого моря // Исследования Малого моря. М. Л., 1959а. - С. 7-34.

71. Россолимо Л.Л. Некоторые особенности температурного режима малых озер // Тр. Моск. техн. ин-та рыбн. промышл., 19596. Вып. X. С. 3 - 20.

72. Румянцев В.Б. Гидрооптическая характеристика водного тела Онежского озера // Динамика водных масс Онежского озера. Л., 1972. С. 114-158.

73. Скляров В. Е., Федоров К. Н. Трехмерная структура фронтальной зоны Гольфстрима по синхронным данным спутника и корабля // Исследования Земли из космоса, 1980. Т. 1. № 3. С. 5 - 13.

74. Смирнова Т. С. Влияние термического бара на сезонные изменения зоопланктона в разных районах Онежского озера // Тез.докл. на 7 сесс. Уч. сов. по пробл. «Биологические ресурсы Белого моря и внутренних водоемов Карелии». Петрозаводск, 1968.-С. 56-58.

75. Сокольников В. М. О течениях и температуре воды под ледяным покровом южной части Байкала и у истока Ангары // Тр. Байкальской лимнолог, ст. АН СССР». 1960. Т. XVI. С. 264 - 285.

76. Соловьев В. П., Шостакович В. Б. Сейши озера Байкал // Тр. Иркутской магн.-метеорол. обсерв.1926. №1. С. 56 - 60.

77. Соскин. И. М. Гидрологические фронты в Датских проливах и Каттегате, их перемещение и влияние на гидрологические условия Балтийского моря // Труды государственного океанографического института. 1963. Вып.65.-С. 1-14.

78. Тихомиров А.И. О термическом баре в Якимварском заливе Ладожского озера // Изв. ВГО. 1959. Т. 91. № 5. С. 424 - 438.

79. Тихомиров А.И. О термическом баре Ладожского озера // Изв. ВГО. 1963. Т. 95. №2. -С. 134-142.

80. Тихомиров А.И. Основные черты термического режима Ладожского озера // Изв. ВГО. 1964а. Т. 96. Вып. 5. С. 383-392.

81. Тихомиров А.И. Расчет средних месячных температур поверхности воды Ладожского озера. В кн.: Гидрологический режим и водный баланс Ладожского озера. Л., 1966а. - С. 279-323.

82. Тихомиров А.И. Некоторые результаты исследования температурного режима Онежского озера. Изв. ВГО, 19666, т. 98, вып. 6. - С. 513-520.

83. Тихомиров А.И. Температурный режим и запасы тепла Ладожского озера // Тр. Лабор. озероведения. 1968а. Т.22. С. 65-78.

84. Тихомиров А.И. Термический режим крупных озер Европейской части СССР // Вопросы современной лимнологии. 1973а. С. 74-94.

85. Тихомиров А.И. Температура воды, теплозапас, тепловой баланс и термический режим Онежского озера // Тепловой режим Онежского озера. М.: Изд - во Академии Наук СССР, 19736. - С. 202-323.

86. Тихомиров А. И. Термика крупных озер. Л.: Наука, 1982. - 232 с.

87. Федоров К.Н., Гинзбург А.И. Приповерхностный слой океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1989. - 304 с.

88. Федоров К.Н., Кузьмина Н.П. Фронты в океане. В кн: Мезомасштабная изменчивость поля температуры в океане. М., ИОАН. 1977. - С. 33-53.

89. Федоров К. Н., Плахип Е. А., Прохоров В. И., Седов В. Г. Особенности термохалинной стратификации в районе полигона в тропической Атлантике // Атлантический гидрофизический ПОЛИГОН-70. М.: Наука, 1974. - С. 236 - 286.

90. Федоров К.Н. Физическая природа и структура океанических фронтов. Л.: Гидрометеоиздат, 1983. -296 с.

91. Филипов Д. М. Циркуляция и структура вод Черного моря. М.: Изд - во «Наука», 1968. - 132 с.

92. Форель Ф.А. Руководство по озероведению (общая лимнология). СПб., 1912. -196 с.

93. Форш Л.Ф. Особенности термического режима поверхности воды Байкала // Тр. Байкальск. лимнол. станции. 1957. Т. XX. С. 95-158.

94. Чубаренко И.П., Демченко Н.Ю. Лабораторное моделирование структуры термобара и связанной с ним циркуляции в бассейне с наклонным дном // Океанология. 2008. т. 3. №48. С. 356-370.

95. Филатов. Н. Н. Динамика озер. Л.: Гидрометеоиздат, 1983. - 165 с.

96. Шерстянкин П.П., Куимова Л.Н., Иванов В.Г. Оценка максимальных вертикальных скоростей конвекции в приподных водоемах на примере озера Байкал//ДАН. 2007. Т. 415. № 1.-С. 115-119.

97. Шерстянкин П.П. // Тр. ЛИН СО АН СССР. 1964. Т.5(25). С. 29-37.

98. Шимараев М. Н. Роль отдельных гидрометеорологических факторов в формировании теплового баланса поверхности Байкала // Тр. Всесоюзн. Симпозиума по основным проблемам пресноводных озер. 1970. Т.1. С. 186- 196.

99. Шимараев М. Н. Динамические факторы и некоторые особенности температурного режима глубоководной части Байкала // Материалы 3 совещания по вопросам круговорота вещества и энергии в озерах и водохранилищах. 1973. С. 47-58.

100. Шимараев М. Н., Гранин Н. Г. К вопросу о стратификации и механизме конвекции в Байкале//ДАН. 1991. т. 321. №2. С. 145-160.

101. Шимараев М. Н. Элементы теплового режима озера Байкал. Новосибирск: «Наука», 1977. 149 с.

102. Шостакович В. Б. Озеро Байкал // Метеорологический вестник». 1913. 125 с.

103. Шостакович В. Б. Термический режим: Байкала // Тр. Иркутск, магн.-метеорол. обсерватории. 1926. С. 1 - 30.

104. Энциклопедическая океанография. Л.: Гидрометеоиздат, 1974. - 630 с.

105. Ambar I., Howe М. R. Observations of the Mediterranean outflow // Deep-Sea Res. 1979. Vol. 26. № 5A. P: 535 - 568.

106. Armfield S. W. Finite difference solutions of the Navier - Stokes equations on staggered and non - staggered grids // Computers Fluids. 1991.V. 20. - P: 1-17.

107. Bennett, J.R. Thermally driven lake currents during the spring and fall transition periods // Proc. 14th Conf. Great Lakes Res., Intl. Assoc. Great Lakes Res. 1971. P: 535-544.

108. Brosin H. J. Mesoskale Structuren SE Ostsee // Beitr.Meereskd. 1988. V.58.-P:918.

109. Carmack, E.C. Combined influence of inflow and lake temperatures on spring circulation in a riverine lake // J. Phys. Oceanogr. 1979. V. 9. P: 422-434.

110. Chen, C.T. A. & Millero, F.J. "Effect of salt content on the temperature of maximum density and static stability in Lake Ontario". Limnology and Oceanography, V. 22, No.I, 1977. -P: 158-159.

111. Chubarenko I., Demchenko N, Hutter K. Horizontal convection induced by surface cooling over incline: laboratory experiment // Proc. of the International Conference «Fluxes and Structures in Fluids». Moscow: Moscow University Press, 2005. P: 89-95.

112. Chubarenko I., Demchenko N. On a seasonal structural front in the Baltic sea // Proc. 5th Baltic Sea Science Congress «The Baltic Sea changing ecosystem». 2005. v. II. P: 214215.

113. Craig PI., Chung Y., Fiadeiro M. A benthic front in the South Pacific // Earth and Planetary Sci. Lett. 1972. Vol. 16. P: 50 - 65.

114. Csanady, G.T. Dispersal of effluents in the Great Lakes. Water Res. 4. 1970. P: 79114.

115. Csanady G.T. Circulation in the coastal ocean // Environmental Fluid Mechanics. Woods Hole Oceanographic Institution. 1982. 280 pp.

116. Dickson R. C., Gurbutt P. A., Pillai V. N. Satellite evidence of enhanced upwelling along the European continental slope // J. Phys. Oceanogr. 1980. Vol. 10. № 5. P: 813 -819.

117. Elliot G.H. A laboratory and mathematical study of the thermal bar: PhD thesis. Inst, of Oceanogr., Univ. of British Columbia, Vancouver, B.C., Canada, 1970. 24 pp.th

118. Elliot G.H. A. mathematical study of the thermal bar//Proc. 14 Conf. Great Lakes Res. 1971.-P: 545-554.

119. Farrow D.E. An asymptotic model for the hydrodynamics of the thermal bar // J. Fluid Mech. 1995a. V. 289. P: 129-140.

120. Farrow D.E. A numerical model for the hydrodynamics of the thermal bar // J. Fluid Mech. 1995b. V. 303. P: 279-295.

121. Fer, et. al. Cascading of water down the sloping sides of a deep lake in winter. Geophysical Research Letters. 2001. № 28(10). P: 2093-2096.

122. Fer I., Lemmin U., Thorpe S.A. Observations of mixing near the sides of a deep lake in winter // Limnology and Oceanography. 2002a. V. 47. № 2. P: 535-544.

123. Fofonoff N. P. Some properties of sea water influencing the formation of Antarctic bottom water // Deep.-Sea Res. 1956. V. 4. №1. P: 32 - 35.

124. Forel F.A. Eludes thermique des lacs du nord de l'Europe//Arch. Sci. phys. not. 1901. Ser. 4. V.12. P: 35-55.

125. Foster T. D. An analysis of the cabbeling instability in sea water // J. Phys. Oceanogr. 1972. V. 2.№3.-P;294 301.

126. Gade H. G. On some oceanographic observations in the southeastern Carribbean Sea and the adjacent Atlantic Ocean with special reference to the influence of the Orinoco River//Bol. Inst. Oceanogr. 1961. V. 1. №2. P: 287 - 342.

127. Garrett C., Home E. Frontal circulation due to cabbeling and double diffusion // J. Geophys. Res. 1978. V. 83. № C9. P: 4651 - 4656.

128. Garvine R. W. Physical features of the Connecticut River outflow during high discharge // J. Geophys. Res. 1974. V. 79. №6. P: 831 - 846.

129. Halliwell G. R., Movers C. N. K. The space-time structure and variability of the shelf water/slope water and Gulf Stream surface themperature fronts and associated warm-core eddies // J. Geophys. Res.1979. V. 84. №C12.- P: 7707 7726.

130. Helland-Hansen B. The Ocean Waters. // Int. Revue d. gesamten Hydrobiologie und Hydrographie. 1902. №2. 84 pp.

131. Huang J.C.K. The thermal bar // Geophys. Fluid Dyn. 1972, V. 3(1). P: 1-25.

132. Holland, P.R., Kay, A. & Botte, V. A numerical study of the dynamics of the riverine thermal bar in a deep lake // Environmental Fluid Mechanics. 2001a. V. 1. P: 311-332.

133. Holland P.R. Numerical Modeling of the Riverine Thermal Bar. Doctoral Thesis. Loughborough University, 2001b. 23 pp.

134. Hutchinson G.E. A treatise on limnology // Geography, Phys. And Chemistry. N.Y., 1957. 1015 pp.

135. Janssen, F., C. Schrum, J.O. Backhaus. A Climatological Data Set of Temperature and Salinity for the Baltic Sea and the North Sea // German Journal of Hydrography. 1999. Supplement 9. 245 pp.

136. Kahru M., Hakansson В., Rud O. Distributions of the sea-surface temperature fronts in the Baltic sea as derived from satellite imagery // Continental Shelf Research. 1995. V.15. Issue 6. P: 663-679.

137. Kay A., Kuiken H.K., Merkin J.H. Boundary-layer analysis of the thermal bar. J. of Fluid Mech.1995. v. 303. P: 253-278.

138. Moll, R.A., Bratkovich, A., Chang, W.Y.B. & Pu., P. Physical, chemical, and biological conditions associated with the early stages of the Lake Michigan vernal thermal front//Estuaries. 1993. V. 16(1). P: 92-103.

139. Mortimer J. Lake Michigan in motion. USA: University of Wisconsin Press. 2004. 299 pp.

140. Mooers C. N. K., Collins C. A., Smith R. L. The dynamic structure of the frontal zone in the coastal upwelling region off Oregon // J. Phys. Oceanogr. 1976. V. 6. №1. P: 3 -21.

141. Mullarney, J.C., Griffiths, R.W., Hughes, G.O. 2004. Convection driven by differential heating at a horizontal boundary. J. Fluid Mech. 516. P: 181-209.

142. Naumenko, M.A. Some aspects of the thermal regime of large lakes: Lake Ladoga and Lake Onega // Water Poll. Res. J. Can. 1994. V. 29(2-3). P: 423-439.

143. Noble V.E., Anderson R.F. Temperature and current in the Grand Haven, Michigan, vicinity during thermal bar conditions//Proc. 11th Conf. Great Lakes Res. 1968. -P: 470-479.

144. Omsted A, Sahlberg J. Measured and numerically simulated autumn cooling in the Bay of Bothnia //Tellus. 1983. 35A. -P: 231 -240.

145. Pavelson J., Laanemets J., Kononen K., Nommann S. Quasi-permanent density front at the entrance to the Gulf of Finland: response to wind forsing // Continental Shelf Research. 1997. V.17. Issue 3. P: 253-265.

146. Pingree R. D. Cyclonic eddies and cross frontal mixing // J. Mar. Biol. Assoc. U. K. 1978. V. 58.-P: 955 963.

147. Raudsepp U., Elken J. Application of the Bryan-Cox-Type Ocean Model to reproduce synoptic and mesoscale variability of the Irbe strait salinity front // Deutsche Hydrographische Zeitschrift. 1999. V. 51. № 4. P: 477-488.

148. Rodgers G.K. The thermal bar in the Laurentian Great Lakes // Proc. 8th Conf. Great Lakes Res., Michigan. 1965. №13. P: 352-363.

149. Rodgers G.K. The thermal bar in Ontario, spring 1965 and winter 1965-1966 //Proc. 9th Conf. Great Lakes Res. 1966. P: 369-374.

150. Rodgers G.K. Fields investigation of the thermal bar in Lake Ontario: precision temperature measurements // Proc. 14th Conf. Great Lakes Res. 1971. P: 618 - 624.

151. Rodgers G.K. Heat advection within Lake Ontario in spring and surface water transparency associated with the thermal bar // Proc. XI Conf. Great Lakes Res., Michigan. 1968. P: 26-28.

152. Rodgers G.K., Sato G.K. Factors affecting the progress of the thermal bar of spring in Lake Ontario // Proc. XIII Conf. Great Lakes Res. 1970. Part II. P: 56-59.

153. Rodgers G.K. Time of onset of full thermal stratification in Lake Ontario in relation to lake temperature in winter // Can. J. Fish. Aquat. Sci. 1987. № 4. P: 2225-2229.

154. Soloviev D.A. Laboratory scale model of the spring thermal bar. Proc. of XIII Intern. Conf. «Fluxes and Structures in Fluids». 2007. - P: 125-126.

155. Stommel H., Arons A.B. On the abyssal circulation of the world ocean—II. An idealized model of the circulation pattern and amplitude in oceanic basins. Deep-Sea Research, 6,-P: 217-233.

156. Sturman, J., Oldham, C.E., Ivey, G.N. 1999. Steady convective exchange flows down slopes. Aquat.sci., 61. P: 260-278.

157. Sundaram T. R. Transient thermal response of large lakes to atmospheric disturbances // Proc. 17th Conf Great Lakes Res., IAGLR. 1974. P: 801 - 810.

158. Talpsepp L., Noges Т., Raid Т., Kouts T. Hydrophysical and biological processes in the Gulf of Finland in summer 1987: characterization and relationship // Continental Shelf Research. 1993. V.13. Issue 2-3. P: 189-203.

159. Tang C.L. Mixing and circulation in the Northwestern Gulf of St. Lawrence: a study of a buoyancy-driven current system // J. Geophys. Res. 1980. V. 85. № C5. P: 2787-2796.

160. Voorhis A.D. The horizontal extent and persistence of thermal fronts in the Sargasso Sea//Deep-Sea Res. 1969. Suppl. to v. 16. -P:331 335.

161. Witte E. Zur Theorie der Stromkabbelungen. Gaea, 1902. Bd. 38. P. 484 - 487.

162. Wuest A, Ravens Т., Granin N., Kocsis O., Schurter M., Sturm M. Cold intrusions in Lake Baikal: Direct observational evidence for deep-water renewal // Limnol. & Oceanogr. 2005. 50(1). P: 184-196.

163. Гриценко В.А., Демченко Н.Ю., Руденко А.И., Чубаренко И.П. Лабораторное, численное и натурное исследование тонкой структуры стоковых фронтов в прибрежной Балтике // Физическая экология. М.: Издательство Московского Университета. 2004. №12. С. 12-24.

164. Демченко Н.Ю., Чубаренко И.П. Лабораторное исследование термобара прибрежной Балтики // Тезисы Международной Научной конференции "Инновации в науке и образовании-2004". Калининград. 2004. С. 82.

165. Демченко Н.Ю. О генерации бароклинной завихренности при выхолаживании бассейна с уклоном дна // Тезисы XIV Международной конференции «Структуры и потоки в жидкости». Санкт-Петербург. 2007. С. 209-210.

166. Демченко Н.Ю., Чубаренко И.П. О возможности формирования структурного фронта в эстуарии // Учёные записки Русского географического общества (Калининградское отделение). 2007. Том 6. С. Dl - D13.

167. Демченко Н.Ю., Чубаренко И.П. О сезонном термическом структурном фронте в Балтийском море // Естественные и технические науки. 2008. №5.

168. Chubarenko I, Demchenko N. Seasonal mixing mechanism in the Vistula&Curonian lagoons // Proc. of Int. conference «European lagoons and their watersheds: function and biodiversity». Klaipeda. 2005. P: 33.

169. Чубаренко И.П., Афон В.В., Демченко Н.Ю. О гипотезе конвективного формирования летнего прибрежного апвеллинга. // Физические проблемы экологии (экологическая физика). М.: «МАКС Пресс». 2007. № 14. С. 402-410.

170. Чубаренко И.П., Демченко Н.Ю. Лабораторное моделирование структуры термобара и связанной с ним циркуляции в бассейне с наклонным дном // Океанология. 2008. Т. 48. №2. С. 1-14.

171. Chubarenko, I., Demchenko, N., Hutter, К. Horizontal convection induced by surface cooling over incline: laboratory experiment. // Proc. International Conference «Fluxes and Structures in Fluids». Moscow. P: 27-29.

172. Chubarenko I., Demchenko N. On a seasonal structural front in the Baltic sea // Proc. 5th Baltic Sea Science Congress «The Baltic Sea changing ecosystem». 2005. P: 214-215.

173. Demchenko N, Chubarenko I. Mixing in an estuary at a temperature close to that of maximum density // Papers XXV Int. School of Hydraulics. 2005. P: 123-130.

174. Demchenko N, Chubarenko I. Mixing and transport due to seasonal structural front in estuary // Proc. Int. Seminar "Sediment Transport in Rivers and Transitional Waters". 2005. -P: 46-50.

175. Demchenko N., Chubarenko I. Thermal bar considered as the result of horizontal convection // Geophysical Research Abstracts. 2008. Vol. 10. EGU2008-A-01264.

176. Chubarenko I, Demchenko N. Coastal cooling/heating events on based of laboratory experiments // Acta Geophysica. 2007. v. 55. №1. Электронная публикация http://dx.doi.org/10.2478/sll600-006-0038-3/. ISSN: 1895-7455

177. Chubarenko, I., Demchenko, N., Hutter, K. Horizontal convection induced by surface cooling over incline: laboratory experiment. // Selected papers of Int. Conf. «Fluxes and Structures in Fluids». Moscow. 2006. -P: 89-96.

178. Chubarenko I., Demchenko N. Coastal cooling/heating events on based of laboratory experiments // Proc. of Conf «XXVI School of Hydraulics». Institute of Geophysics of Warsaw, series E-6 «Water resources». 2006. v. 390. P: 35.

179. Chubarenko I., Demchenko N. Coastal cooling/heating events on based of laboratory experiments // Acta Geophysica. 2007. v. 55. №1. P: 56-64. ISSN 1895-6572.

180. Chubarenko I, Demchenko N. Thermally driven horizontal convection: laboratory experiments and application for Curonian and Vistula lagoons // Учёные записки Русского географического общества (Калининградское отделение). 2007. Том 5. -С. А1-А15.

181. Chubarenko I, Demchenko N and Chugaevich V. Seasonal cold water cascades along the Baltic sea bottom slope // Proc. of 7th Baltic Sea Sceince Congress. 2007. Part II. -P: 25.

Информация о работе

Демченко, Наталья Юрьевна
кандидата физико-математических наук
Калининград, 2008
ВАК 25.00.28

Диссертация

Исследование структуры и динамики термобара в пресных и солоноватых водоемах - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы