Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Погранслойные течения придонного слоя океана. Геофизические приложения

ВАК РФ 25.00.28, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Погранслойные течения придонного слоя океана. Геофизические приложения"

ИНСТИТУТ ОКЕАНОЛОГИИ им. П.П. ШИРШОВА РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК

На правах рукописи САПОВ Дмитрий Александрович

УДК 551.465

ПОГРАНСЛОЙНЫЕ ТЕЧЕНИЯ ПРИДОННОГО СЛОЯ ОКЕАНА. ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ПРИЛОЖЕНИЯ

25.00.28 - Океанология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата физико - математических наук

Москва 2004

Работа выполнена на кафедре физики моря и вод суши физического

факультета Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова и в Институте океанологии им. П.П. Ширшова Российской Академии Наук

Научные руководители:

доктор физико-математических наук В.В. Жмур

доктор физико-математических наук О.Н. Мельникова

Официальные оппоненты:

доктор физико-математических наук, профессор СМ. Анциферов доктор географических наук, профессор С.А. Добролюбов

Ведущая организация:

Государственный океанографический институт (г. Москва)

Защита состоится «_»_2004 г. в_час._мин. на

заседании Диссертационного совета К002.86.02 в Институте океанологии им. П.П. Ширшова РАН по адресу: 117851 Москва, Нахимовский проспект, д.36.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института океанологии им. П.П. Ширшова.

Автореферат разослан «_»_

2004 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, кандидат географических наук

Паяфилова

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность проблемы

Процессы, протекающие в придонных пограничных слоях океана, трудны для изучения как в экспериментальном, так и- в теоретическом плане. Эти процессы определяют механизм и динамику переноса донных' отложений в океане, влияют на форму рельефа морского дна. Наибольший интерес представляют явления, протекающие в придонных слоях слабонадкритичных течений и сильно турбулентных потоков воды.

Диссертационная работа состоит из двух частей. В первой части исследуются слабонадкритичные потоки. Как показали экспериментальные исследования таких течений, в придонном пограничном слое открытых стационарных потоков воды формируются когерентные структуры (Kline и др., 1967; Lighthill, 1963). Они существенно меняют интенсивность процессов обмена как в придонной области потока, так и во всем потоке в целом (Kumar и др.,1998). Точного описания формы и траектории движения структур нет, но известно, что большая часть их достигает поверхности воды. В экспериментальных исследованиях (Мельникова, 1997; Бутов и др., 1998) в стационарных потоках было обнаружено периодическое формирование когерентных структур, которые, как полагают авторы, являются цилиндрическими вихрями. Эти вихри при соударении с дном захватывают твердые частицы дна и переносят их либо к поверхности потока, либо вниз по течению. Изучение таких потоков с единичными вихрями затруднено из-за проблем с визуализацией придонных процессов. Течения с единичными вихрями слабо изучены, но, благодаря вихрям, осуществляется перенос донных веществ вниз по потоку и вверх в его основную толщу. Вихри, движущиеся вверх, могут достигать поверхности течения.

Во второй части диссертации изучаются взвесенесущие гравитационные турбулентные потоки. Течения с развитой турбулентностью довольно хорошо изучены в лабораторных условиях и теоретических исследованиях (Pantin, 2001; Huppert и Simpson, 1980). Однако, в придонном слое они вызывают эрозию донных отложений, что сильно влияет на характер движения самих потоков (Heezen и Ewing, 1952).

Основная проблема, связанная с изучением таких течений, заключается в одновременном учете, как захвата донных частиц/отложений, так и захвата фоновой жидкости в движение потока. Плотностные течения в придонном слое океана с явлением вовлечения донных осадков и фоновой жидкости в движение до сих

Гкос. НАЦИОНАЛЬНА! I ьимнотекА ^

пор являются предметом специализированных исследований. В природе зафиксировать подобные взвесенесущие потоки довольно трудно из-за нерегулярности их возникновения и трудности измерения (Ккпроипо//и др., 2003). Из-за проблем, возникающих при измерении высокоинтенсивных природных взвесенесущих потоков, их структуру следует определять либо из лабораторных экспериментов, либо при помощи численного моделирования.

Цель первой части работы заключается в экспериментальном изучении процессов вихреобразования в стационарных слабонадкритичных потоках воды и исследовании особенностей взаимодействия между вихрем и фоновым потоком.

Цель второй части работы - усовершенствование модели взвесенесущего потока, приемлемо отображающей реальные природные течения.

Для достижения цели первой части работы планировалось:

- провести лабораторные, эксперименты по исследованию стационарного замедляющегося вдоль по течению потока воды;

- определить поле скорости потока и траектории вихрей;

- сравнить траектории вихрей, полученные из эксперимента, с траекториями из теоретической модели движения твердотельного вращающегося цилиндра в идеальной жидкости в потоке со сдвигом скорости.

Для достижения цели второй части работы планировалось:

- использование численной модели для изучения динамики взвесенесущих потоков и получения основных его характеристик, таких, как скорость, толщина, плотность потока и эрозия дна;

- исследование чувствительности модели к изменению граничных условий задачи для определения диапазона значений параметров, соответствующих природным потокам;

применение усовершенствованной модели для прогнозирования возникновения взвесенесущих потоков в подводных каньонах Черного моря.

Защищаемые положения: 1. У дна стационарных замедляющихся потоков воды происходит периодическое формирование цилиндрических вихрей с горизонтальной осью, перпендикулярной основному течению. Их траектории хорошо описываются моделью

движения твердотельного вращающегося цилиндра в идеальной жидкости в потоке со сдвигом скорости.

2. Усовершенствована математическая модель плотностного потока на наклонном дне, приемлемо описывающая природные взвесенесущие течения. В модели учитываются особенности таких потоков - сильная турбулезированность, вовлечение в движение потока фоновой жидкости и донных осадков. При исследовании чувствительности модели к изменению внешних условий задачи были установлены значения параметров модели, соответствующих наиболее часто встречаемым природным течениям.

Научная новизна работы

В первой части работы при экспериментальном исследовании стационарных, замедляющихся вдоль по течению потоков воды со слабой надкритичностью числа Рейнольдса, впервые было показано, что кроме антициклонических вихрей, обнаруженных ранее в научной группе, у дна образуются циклонические вихри. Именно эти объекты привлекали в основном внимание исследователей пограничного слоя, называющих их «холодными» выбросами когерентных структур.

Во второй части работы усовершенствована модель плотностного потока, движущегося по наклонному дну с учетом одновременного вовлечения, как донных отложений, так и фоновой жидкости. Эта модель позволяет оценивать основные характеристики турбулентных течений: скорость, высоту и избыточную плотность течения, скорость вовлечения в поток, как фоновой жидкости, так и донных отложений. Автоматически рассчитываются коэффициент турбулентной вязкости и турбулентная энергия. Научная и практическая значимость

Проведенные экспериментальные и теоретические исследования погранслойных течений позволяют правильно понимать процессы, протекающие в придонном слое слаботурбулезированных потоков и сильнотурбулезированных течений, и использовать полученные результаты для оценки эрозионных процессов при проведении подводных работ. Апробация работы

Результаты работы представлены на Второй Всероссийской Научной конференции «Физические проблемы экологии» (Москва, 1999), 7 Всероссийской школе-семинаре «Волновые явления в неоднородных средах» (Красновидово, Московская обл., 2000), 8 Всероссийской школе-семинаре «Волновые явления в неоднородных

средах» (Красновидово, Московская обл., 2002), Юбилейной Всероссийской научной конференции «Фундаментальные исследования взаимодействия суши, океана и атмосферы» (Москва, 2002), 8 Международной научно-технической конференции «Современные методы и средства океанологических исследований» (Москва, 2003). По теме работы опубликовано шесть статей и ряд тезисов докладов.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

В - первой части введения i рассматриваются исторические данные о развитии исследований процессов вихреобразования в замедляющихся потоках воды и воздуха, выявляется проблема изучения и ставится цель экспериментальной исследовательской работы, относящейся к части 1 данной работы.

Во второй части введения освещаются проблемы, связанные с изучением взвесенесущих гравитационных турбулентных потоков. Приводятся исторические факты, классификация потоков и причины их возникновения. Обоснована актуальность работы и излагаются ее цели.

В первой части работы, состоящей из трех глав, исследуются слабонадкритичные течения, в которых устойчивость уже потеряна, но количество вихрей, как результат развития неустойчивости, в потоке еще мало. В таких течениях движутся единичные вихри или вихревые пары, разделенные между собой расстояниями, значительно большими по сравнению с размером самих вихрей. Такая картина может наблюдаться в придонном вязком пограничном слое. Эти вихри при соударении с дном захватывают твердые частицы и переносят их либо к поверхности потока, либо вниз по течению. Основная проблема, связанная с изучением таких потоков, состоит в правильном выборе методики визуализации, которая будет отображать реальные процессы, протекающие в потоке. В ходе работы'проводятся экспериментальные и теоретические исследования структуры течения и динамики образующихся вихрей.

В- первой главе приводится модель движения твердотельного вращающегося цилиндра в идеальной жидкости в потоке со сдвигом скорости, разработанная Жмуром В.В. (Жмур, 1988), которая использовалась нами для идентификации вихрей, образующихся у дна потока и теоретического обоснования экспериментальных данных. Если траектории вихрей, построенные по экспериментальным данным, будут совпадать с теоретическими траекториями цилиндров, рассчитанными по этой модели с приемлемой точностью, то в данном случае будем использовать эту

модель для построения теоретических траекторий наблюдаемых нами вихрей.

Во второй главе рассматриваются аппаратура и методика измерений. Все эксперименты проводились в смонтированном из оргстекла лабораторном лотке. Длина лотка с наклонным не размываемым дном - 3.5м, ширина- 0.2м.

Рис.1. Лабораторный лоток. 1-лоток, 2-шланг, 3-входная камера.

Угол наклона дна к горизонту плавно менялся с помощью системы домкратов от +30° до -30°. Вода подавалась в лоток (1) по замкнутому контуру посредством шланга (2). Стационарность течения поддерживалась постоянным столбом жидкости во входной камере (3), обусловленным переливом воды. Скорость потока воды в канале регулировалась при помощи изменения напряжения, подаваемого на гидронасос, находящийся в резервуаре с водой. Поток воздуха над потоком воды осуществлялся с помощью вентилятора при наличии секционной крыши и свободного выхода из торца лотка. Для исследования поля скорости потока и структур, возникающих в потоке воды, использовалась визуализация течения. Для регистрации

полученных данных применялась видеосъёмка. Дно во всех экспериментах было неразмываемым. Исследования велись в каналах с различными величинами донной шероховатости. Средний диаметр частиц в разных экспериментах составлял 0.02 см (песок), 0.1 см, 0.3 и 0.4 см. Были исследованы потоки воды, скорость которых менялась от 5 до 20 см/с, глубина - от 10 до 2 см, число Рейнольдса - от 10-100. Продольный градиент скорости менялся от -0.01 до -0.1с"1 и оставался неизменным на рабочем участке потока. Для исследования поля скорости фонового потока использовались шарики полистирола со

средним диаметром 0.03 см и плотностью 1.08.г/см3. Визуализация когерентных структур осуществлялась при помощи частиц красителя КМпО4 с максимальным диаметром частиц 0.1 мм и плотностью 2.7 г/см3. Если у дна потока образовывается вихрь с горизонтальной осью, перпендикулярной направлению потока, то захваченные частицы будут вытесняться на его периферию центробежной силой, пропорциональной разности плотности и квадрату угловой скорости вращения вихря. Частицы могут либо покидать вихрь, либо оставаться на внешней оболочке, в зависимости от соотношения центробежной силы и обратного градиента давления во внешнем пограничном слое вихря. В первом случае мы увидим окрашенный след вихря, во втором - перемещение изолированного окрашенного на внешней границе вихря.

В третьей главе изложены результаты исследования, относящиеся к части 1 данной работы. На рисунке 2 приведена фотография с изображением ярко окрашенной траектории антициклонического вихря, близкой к циклоиде.

Рис.2. Траектории когерентных структур в тормозящемся потоке (1), вихрь (2), поверхность воды (3), дно (4).

Из рисунка видно, что вихрь делает три перелета, после каждого из которых, он соударяется с дном. Диаметр вихря составляет 3 мм, или 2/3 от толщины слоя формирования вихрей. Антициклонические вихри были обнаружены ранее. Их траектории, полученные по экспериментальным данным, совпадали с траекториями антициклонических твердотельных цилиндров, рассчитанных по модели (Жмур, 1988).

Для того, чтобы доказать, что исследуемые регулярные структуры являются цилиндрическими вращающимися вихрями, в данной работе была проведена видеозапись процесса захвата вихрем твердой частицы. Если частицы оказывались на дне потока, то при зарождении вихрей они захватывались ими и двигались вместе с вихрями. В результате частицы участвовали в поступательном движении центра вихря и во вращении вихря, удерживаясь на его внешней оболочке. По вращению частицы в окрашенном вихре можно определить направление вращения самого вихря и его угловую скорость. Во всех экспериментах угловая скорость вращения вихря была равна половине вертикального градиента скорости потока в слое формирования вихрей. Для известных параметров потока и размера вихря были построены экспериментальная и теоретическая траектории движения частицы на границе вихря (рис.3).

У, сш

О) ^ 1 1 V* 1— N

1 Ь- •»V

О 1 2 3 4 5 6 Х,сш

Рис.3. Расчетная (5) и экспериментальная (4) траектория частицы (2) с учетом вращения вокруг вихря (1), траектория центра вихря (3).

Из совпадения этих траекторий с приемлемой точностью следует, что сделанное нами предположение о том, что наблюдаемые структуры являются цилиндрическими вихрями справедливо. Было замечено, что отрыв вихрей от дна происходит с некоторой периодичностью во времени и на определенном расстоянии друг от друга. Экспериментально были получены зависимости периода отрыва вихрей от изменения продольного градиента скорости потока (рис.4а) и расстояние между точками отрыва вихрей от скорости потока и продольного градиента скорости потока (рис.4б). Из рисунка 46 видно, что расстояние между точками отрыва вихрей, или шаг цепочки, определяется отношением скорости к продольному градиенту скорости фонового потока.

Экспериментальные данные показали, что в потоках с одинаковой средней скоростью течения размер вихря растет с увеличением шероховатости дна.

Рис.4. Период отрыва (а) и расстояние между точками отрыва (б)

вихрей.

Помимо антициклонических вихрей, на полученных в проведенных экспериментах видеозаписях, были обнаружены другие структуры. Если антициклонические вихри оставляли за собой окрашенный след, то эти структуры наблюдались в виде ограниченных темных объектов округлого сечения. Они вначале двигались по циклоиде в области вязкого слоя потока, а после приземления быстро поднимались к поверхности потока. Скорость наблюдаемых структур всегда оставалась меньше скорости фонового потока, и время их жизни было в несколько раз меньше времени жизни антициклонических вихрей.

На рисунке 5 приведены 9-й и 10-й кадры перелета обнаруженной структуры.

Рис.5. 9-й и 10-й кадры второго перелета циклонического вихря (1-дно, 2- циклонический вихрь, 3-направление потока).

Обращает на себя внимание, что при подъеме структуры вверх, в ее верхней части (10-й кадр рис.5) справа появляется темная узкая полоска, вытянутая вниз по течению - «хвост». На кадре 9 такой

хвост имеется и слева от структуры. Время жизни обнаруженной структуры не превышает одной секунды. Можно предположить, что наблюдаемый объект является циклоническим вихрем. В этом случае его траектория должна будет совпадать с траекторией циклонического цилиндра, рассчитанной по модели. Для известных параметров фонового потока было проведено сравнение этих траекторий (рис.6). Из рисунка видно, что эти траектории совпадают с приемлемой точностью. Следовательно, предположение о том, что обнаруженный объект является циклоническим вихрем справедливо.

траектория вихря

\ 1 .

1 1 Я <4

/

| —эксперимент I—*— теория

э 4 >,см

Рис.6. Теоретическая циклонического вихря.

и экспериментальная траектории

При проведении экспериментов было обнаружено, что справа и слева от места вылета антициклонического вихря формируются еще два вихря, вращающихся в противоположных направлениях

Можно предположить, что различное время жизни циклонического и антициклонического вихрей в потоке со сдвигом скорости связаны с особенностями их взаимодействия с основным потоком. Такое взаимодействие в первую очередь связано с наличием критических точек для линий тока на контуре вихря. В критических точках линии тока ветвятся или объединяются. В таких точках относительная скорость потока равна нулю.

На рисунке 7 приведена качественная картина обтекания цилиндра неоднородным потоком при различных соотношениях угловой скорости вращения цилиндра и параметров фонового потока в

системе координат, жестко связанной с цилиндром (Кочин и др., 1963; Жмур, 1989). На левом рисунке показана единственная критическая, точка; лежащая на мнимой оси вне контура цилиндра. В этом случае взаимодействие вихря с потоком обусловлено лишь молекулярной или турбулентной диффузией жидкости через его границу.

Рис. 7. Линии тока потока, обтекающего цилиндрический вихрь.

Следовательно, размер вихря должен практически не меняться, что и наблюдается на первом перелете циклонического вихря. Во втором случае, показанном на среднем рисунке (рис. 7), две критические точки лежат на контуре вихря: одна точка ветвления, другая точка схода. В этом случае появляется как приток, так и отток жидкости с внешней оболочки вихря в этих точках. Если на его внешней границе имеются захваченные частицы красителя, то вдоль правой линии тока (из точки схода), начинающейся на контуре вихря, должен появиться окрашенный след. Такой вариант взаимодействия потока с вихрем очень похож на картину, наблюдаемую на 10-ом кадре рисунка 5. На нем вихрь имеет характерный «хвост» справа.

На правом рисунке (рис. 7) представлен еще один возможный вариант взаимодействия вихря с потоком, когда на поверхности цилиндра существуют четыре критические точки, две из которых являются точками схода. В этом случае должно существовать два «хвоста», слева и справа от вихря, окрашенных частицами, исходящими из точек схода, и попавшими во внешний поток. Такой способ взаимодействия потока с вихрем с одним хвостом справа от вихря и вторым хвостом слева, хорошо виден на 9-ом кадре рис. 5.

Первые два рисунка (слева направо рис. 7) качественно описываются задачей обтекания, цилиндра однородным потоком (Кочин и др., 1963). Последний вариант (правый рисунок) очень близок картине обтекания цилиндра потоком со сдвигом (Жмур, 1989).

Во второй части работы, состоящей из двух глав, изучаются взвесенесущие гравитационные турбулентные течения на наклонном дне океана. Взвесенесущие течения в связи со своей эродирующей и

¡У

транспортирующей особенностью играют важную роль в формировании рельефа дна океана и переносе донных осадков от береговой зоны на морские глубины.

Взвесенесущий турбулентный гравитационный поток - поток более плотной жидкости, движущийся в менее плотной среде. Высокая плотность потока достигается наличием в нем взвеси.

В первой главе рассматривается вывод уравнений, математическая постановка задачи и результаты численных экспериментов по исследованию чувствительности модели к изменению граничных условий задачи.

В основе нашей работы лежит модель скатывания плотностного потока по наклонному дну океана, разработанная в трудах (Жмур, Якубенко, 2001; Жмур, Ткаченко, Якубенко, 1998; Якубепко, 2000).

Направим ось X вниз по склону (угол наклона дна а ); Z вверх, перпендикулярно дну, a Гтак, чтобы (X, Т,Т) составляли правую тройку (рис. 8).

Рис8. Профиль потока. р - плотность фоновой жидкости, р0 + 8р0 - плотность взвесенесущего потока, V - скорость потока вдоль склона, z=h(x,y,t) - поверхность раздела поток - фоновая жидкость.

Главными силами, действующими на взвесенесущий поток, являются: сила турбулентного трения, сила избыточного давления внутри взмутненного объема жидкости, скатывающая сила. В модели учитывались такие факторы, как захват в движение потока твердых частиц донных пород и фоновой жидкости. Вследствие сравнительно небольшого времени эволюции интенсивных взвесенесущих течений, мы пренебрегаем влиянием силы Кориолиса на движение потока вниз по склону.

Из основополагающих идей построения модели можно выделить следующие три момента. Они заключены в гидродинамической части модели.

Первое.

Модель вовлечения донных отложений в поток задана

уравнением:

' т-т0

М--,еслиг>т0

РгЬ= Т0

О , если т < т0

Здесь т - напряжение сдвига вследствие влияния турбулентного трения, сь =5р-8р0- придонная концентрация размытого вещества, 5рс - начальное значение перепада плотности между плотностным потоком и фоновой жидкостью, ws - скорость оседания взвешенных частиц грунта, М - размерный коэффициент (г/(см2с)), зависящий, так же как и ws, от характеристик донного материала и определяющий интенсивность вовлечения донных осадков в поток, То - придонное напряжение трения, при котором начинается эрозия донного материала.

Второе.

Наилучшее совпадение численных результатов с экспериментальными данными было получено при использовании модели турбулентности Колмогорова с замыканием, предложенным Баренблаттом:

где Ъ - турбулентная энергия, / - масштаб турбулентности; у = 0.5 - безразмерная константа, И - толщина потока, V - некий подгоночный параметр. Левая часть описывает порождение турбулентности сдвигом скорости среднего движения, правая -диссипацию турбулентной энергии, означает осреднение по локальной толщине пятна.

Третье.

В качестве модели захвата фоновой жидкости в поток нами выбрана модель, полученная в работах Симпсона и Томаса (Thomas, Simpson, 1983):

э ^

w. =2,5-

U

L-g

, где U - характерный масштаб скорости потока, L - его

характерный линейный масштаб, g' = g*Sp/p - редуцированное

ускорение, р - плотность фоновой жидкости, 5р - избыточная плотность.

Кроме того, при построении модели использовались следующие предположения:

1. Угол наклона дна мал.

2. Сильная турбулизированность и малые вертикальные размеры пятна, по сравнению с горизонтальными, приводит к тому, что можно считать, что перемешивание по вертикали происходит мгновенно.

В конечном итоге модель сводится к системе двух уравнений для локальной толщины h потока и распределении в нем плотности 8р -

Предлагаемая модель апробирована на известном взвесенесущем течении, возникшем в результате землетрясения на Большой Ньюфаундленской банке в 1929 г., а также на течении, возникшем в районе Юго-Западного побережья Огайо (Гаваи) в 1982 году из-за сильного шторма, вызванного ураганом Г№а. Сравнение полученных численных данных с данными натурных измерений показало их совпадение с приемлемой точностью.

Во всех численных экспериментах в начальный момент времени мы брали фиксированный объем взмутненной жидкости в форме параллелепипеда с размерами от 1 до 10 км по осям Х,У и от 6 до 60 м по оси Диапазон, в котором менялся угол наклона дна, характерный для материкового склона океана, 0,5 - 6 градусов. Разность между плотностью окружающей (фоновой) жидкости и плотностью потока $ро варьировалась в начальный момент времени от

0,01 до 0,1 г/см3. При движении вниз по склону взмутненный объем жидкости развивался в плотностной поток. Во время движения поток вовлекал в себя как донные отложения, так и окружающую его фоновую воду. Во всех экспериментах эволюция взвесенесущего течения продолжалась в течение 15-45 часов и ограничивалась глубиной моря равной 5 км. Мы считаем, что за это время сила Кориолиса не оказывает влияния на характер движения плотностного потока.

Основными параметрами, описывающими движение потока, являются угол наклона дна ос, скорость вовлечения фоновой жидкости параметр, отвечающий за вовлечение донных осадков М. Увеличение угла наклона приводит к увеличению взмучивания потоком донных осадков и, следовательно, силы скатывания. Увеличение скорости вовлечения фоновой жидкости приводит к увеличению толщины потока. Если вовлечение окружающей жидкости мало, то толщина потока со временем спадает, в потоке начинают доминировать вязкие процессы, которые гасят дальнейшее движение. Увеличение параметра М приводит к интенсификации вовлечения донных осадков, что в свою очередь приводит к увеличению скорости и толщины потока. При одновременном вовлечении как донных осадков, так и фоновой жидкости никаких предположений о характере развития взвесенесущего течения сделать нельзя. Движение таких потоков может развиваться по трем разным сценариям в зависимости от угла наклона дна. В первом случае поток в начальный момент разгоняется, но скатывающей силы оказывается недостаточно для интенсивного взмучивания и вовлечения окружающей жидкости, и поток затухает со временем. Такие потоки называются затухающими.

Во втором случае скатывающей силы достаточно для интенсивного взмучивания донных осадков, так что высота, скорость и плотность потока растут со временем. Такие потоки называются катастрофическими. Однако возможен и другой сценарий развития затухающего потока, когда основные характеристики (скорость, высота, плотность) возрастают в потоке до некоторого значения, а затем уменьшаются. Примеры профилей высоты катастрофического и затухающего потоков в различные моменты времени представлены на рисунках 9, 10.

Рис9. Профили высоты катастрофического потока в разные моменты времени

Рис.10. Профили высоты затухающего потока в разные моменты времени

Основная задача исследования заключалась в определении критического угла наклона дна, при котором происходит переход от затухающего течения к катастрофическому потоку. Такой переход характеризуется ростом скорости и высоты потока со временем. Для разумных параметров задачи, соответствующих природным течениям, критический угол равен 3 градусам. При такой величине уклона происходит резкое увеличение скорости, плотности и высоты потока. В природных условиях такая картина развития потока соответствует катастрофическим течениям. При углах уклона дна меньше критического, скорость и высота потока уменьшается с течением времени, и он затухает.

Как показали численные эксперименты, динамика течения и критический угол уклона дна не зависят от соотношения начальных горизонтальных размеров потока. Взвесенесущие течения одинаковых начальных объемов имеют одинаковые скорости и высоты, которые не зависят от соотношения начальных линейных размеров потока по осям XuY.

В ходе численного эксперимента проводилось исследование чувствительности модели к изменению основных параметров, определяющих динамику потока. При этом исследовался диапазон изменений значений параметров v, M, w,, в зависимости от вариаций угла уклона дна. В результате проделанной работы были установлены значения параметров модели, соответствующие наиболее распространенным природным взвесенесущим потокам.

При численном исследовании чувствительности модели было установлено, что увеличение параметра V, т.е. увеличение масштаба турбулентности, влечет за собой уменьшение максимальных скоростей и увеличение максимальных высот взвесенесущего гравитационного потока. Избыточная плотность потока испытывает резкий скачок и имеет наибольшее значение в окрестности критического угла уклона. При увеличении угла уклона дна выше критического для л=0,02-«-0,1 плотность потока понижается вследствие того, что турбулентная энергия переходит в энергию движения потока. При увеличении масштаба турбулентности для у=0,1+0,2 плотность потока слабо понижается. Для значений v от v=0,3 и выше, плотность потока достигает насыщения, и при увеличении угла уклона ее значения слабо меняются. При этом высота потока стремится на постоянный уровень, а его скорость возрастает с зависимостью, близкой к линейной.

При увеличении скорости вовлечения фоновой жидкости we от 0,15 и3/(Ь^) до 2,5 и3/(Ь<^), избыточная плотность потока sp уменьшается более чем в 9 раз. Это связано с тем фактом, что в поток

вовлекается большое количество фоновой воды, и как следствие, его плотность уменьшается. При этом максимальная высота потока увеличивается более чем в 7 раз, так как при возрастании скорости вовлечения фоновой жидкости увеличивается и объем потока. Замечательным является тот факт, что скорость потока слабо зависит от изменения скорости вовлечения фоновой жидкости. Это связано с тем фактом, что при вовлечении, фоновой воды не происходит увеличения избыточной массы потока.

В процессе вычислений было замечено, что поведение потока очень чувствительно к изменению размерного коэффициента М, определяющего интенсивность вовлечения донных пород в поток. Увеличение М ведет к увеличению максимальных плотностей, скоростей и высот взвесенесущего течения. Скорость и высота потока после критического угла возрастают практически линейно. Плотность потока скачкообразно увеличивается до максимального значения при угле уклона 2-3 градуса, а затем она экспоненциально уменьшается. Это уменьшение плотности происходит вследствие быстрого увеличения объема и скорости потока.

Во второй главе, используя численную модель, на примере подводных каньонов Черного моря исследуются возможность возникновения взвесенесущих потоков и их физические характеристики.

Преобразование черноморского побережья связано в основном с речным стоком и волнением. В результате выноса реками больших объемов взвешенных осадков в подводных каньонах морского склона могут возникать взвесенесущие потоки. Взвесенесущие турбулентные потоки, образующиеся в подводных каньонах, являются основным механизмом, доставляющим осадки береговой зоны на морское дно. Наносы, перемещаемые этими потоками, образуют конусы выноса на абиссальном плато. При вдольбереговом перемещении осадков прибрежными течениями, происходит их перераспределение на морском шельфе, в том числе некоторый их объем попадает в русла верховьев каньонов.

Основной объем речного стока локализованно поступает через системы подводных каньонов от устьев рек на дно Черного моря. Таких систем на восточном побережье девять {Сафьянов и др., 2001). Среди них: четыре каньона в приустьевых зонах рек Бзыбь, Кодори, Супса, Чорох; три каньона берегового стока, расположенных против береговых выступов - Инкитского, Сухумского и Батумского и двух бывших приустьевых каньонов Ингурского и Рйонского. На западном

побережье одну из главных ролей в переносе осадков от береговой зоны на морские глубины играет подводный каньон реки Дунай.

Осадки выноса рек могут, как сразу перемещаться в русло каньонов, так и аккумулироваться в его верховьях, образуя осадочные толщи, которые во время штормов и сильных волнений обрушиваются в каналы каньонов. Большие объемы осадочного материала при обрушении в каньоны могут образовывать мощные взвесенесущие турбулентные потоки. Для исследования динамики и распределения наносов, поступающих из устьев рек, проводились эксперименты с меченым песком (Галанов, 1972).

Изучение состава грунта показало, что в его верхнем слое существует ярко i выраженная градационная слоистость осадков, что свидетельствует о ее формировании взвесенесущими потоками. С увеличением глубины градационная слоистость отложений возрастает до полутора-четырех метров.

Автор, основываясь на ряде физических явлений, происходящих при измерениях в каньоне, полагает, что в его русле после длительных штормов возникают интенсивные придонные течения.

Проведенные исследования каньонов и структуры их осадков являются доказательством периодического возникновения придонных взвесенесущих потоков, которые перемещают огромные объемы осадочного материала из верховьев каньонов на дно моря с образованием конуса выноса.

С учетом имеющихся данных о возможности действия турбулентных потоков в верховьях приустьевых подводных каньонов (Галанов, Сафьянов 1973), а также на абиссальной равнине Черного моря (Лра, 1974), взвесенесущие течения следует считать важнейшим агентом транзитного транспорта осадков с размерностью до песчаных, действующим на сотни километров от источника их возникновения — береговой зоны (Сафьянов и др., 2001).

Используя морфологические данные подводных каньонов Черного моря (Сафьянов и др., 2001; Геология шельфа УССР, 1982), исследуются возникающие в них взвесенесущие потоки. В ходе численного эксперимента вычисляются основные параметры турбулентных течений: максимальные скорость, высота, избыточная плотность потока и эрозия дна. Угол уклона дна большинства рассмотренных нами каньонов лежит в пределах от 2 до 12 градусов. По составу грунта на поверхности в верховьях каньонов преобладают илы и мелкозернистые пески.

В таблице 1 приведены основные морфологические данные подводных каньонов Черного моря, необходимые для моделирования взвесенесущих потоков.

Таблица 1._ ___

Каньон/ Приуст. зона реки град Рро. г см X, см У. см Н. см Рср. мм Состав грунта на поверхн.

Д.оползневая/ р.Кодори 8 0,01 5»104 2*10* 400 0,02 Илы и алевриты

Впад. в Д.оползневую/ р. Кодори 9,5 0,01 зчо4 И105 400 0,02 Илы и алевриты

Варче/ р. Кодори 10 0,01 3*104 5*104 400 0,02 Илы и алевриты

НчЫр.Бзыбь 8 0,01 3*104 7*104 400 0,1 алевриты

№6 /р.Бзыбь 5.5 0,01 4*104 5*104 400 0,1 алевриты

№8 (акула)/ р. Бзыбь 10 0,01 з*ю4 4*104 200 0,2 Песок и алевриты

Ингурский/ р. Ингури 5,8 0,01 5*104 3*105 500 0,02 Илы и алевриты

Потийский р.Риони 2 0,01 1'Ю5 4*104 400 0,02 Илы и алевриты

Сухумский/ р.Гумиста 34 0,01 1Ч04 3*104 300 0.02 Илы и алевриты

Дунайский/ р. Дунай 12 0,01 5П03 4*105 400 0,02 Илы и алевриты

Батумский/ р. Чорох 5 0,01 4*104 6*10* 400 0.02 Илы и алевриты

В таблице 1 приняты следующие обозначения: а - угол уклона дна в верховьях каньона, Dp0 - первоначальная разность плотностей потока и фоновой жидкостью, X , Y, Н - первоначальные линейные размеры объема взмутненной жидкости вдоль координатных осей, Dcp - средний диаметр частиц дна на поверхности в верховьях каньонов.

Одной из трудностей численного решения потоков является правильный выбор значений для М и т. В соответствии с данными Лаборатории шельфа и морских берегов им. В.П. Зенковича (Институт Океанологии им. П.П. Ширшова РАН) для алевритов и морских илов значения М и т изменяются в следующем диапазоне:

М=1*10'6-5*10'5 _£_ т=1 -2 д"н

см2с см2

Из-за нестабильности значений М, во многом обусловленной физико-химическим непостоянством процессов, протекающих в приповерхностном слое дна, в данной работе используются минимальные (МО и максимальные (Мг) значения диапазона изменения параметра М для того, чтобы охватить весь спектр

возникающих турбулентных потоков. Для илов и алевритов значение параметра т составляет 1,1 дин/см2 (для алевритов с диаметром 0,02 мм). В таблице 2 представлены основные результаты расчета взвесенесущих течений в подводных каньонах Черного моря.

Таблица 2.

Каньон/ Приустьев. зона реки % град Una», см/с Нти.СМ Тип потока

При м=м, При При М=М, При м=м, При М=М, При м=м,

Д.оползневая/ р.Кодори 8 21 658 * 1400 Затуха ющий Катает роф.

Впад.вД.опол зневую/ р. Кодори 9,5 16 715 * 1400 Затуха. ющий Катает роф

Варче/ р. Кодори 10 21 715 * 1380 Затуха ющий Катает роф.

№5/ р.Бзыбь 8 И 644 * 1340 Затуха ющий Катает роф.

№6/ р.Бзыбь 5,5 8 515 * 1260 Затуха ющий Катастроф.

№8 (акула)/ р. Бзыбь 10 14 715 * 1340 Затуха ющий Катает роф.

Ингурский/ Р. Ингури 5,8 18 572 * 1380 Затуха ющий Катает роф.

Потийский/ р.Риони ■ 2 7 286 * 1040 Затуха ющий Катает роф.

Сухумский/ р.Гумиста 34 230 1250 130 1800 Катает роф. Катает роф.

Дунайский/ р. Дунай 12 125 758 66 1280 Катает роф. Катает роф.

Батумский/ р. Чорох 5 12 500 * 1240 Затуха ющий Катает роф.

*- Максимальная высота потока наблюдалась в начальный момент времени. Затем она постепенно уменьшалась до 0 по мере движения потока.

В таблице приняты следующие обозначения: Umax, Hmax -максимальные скорость и высота потока; а - угол уклона дна в верховьях каньона; Mj, M2, - наименьшее и наибольшее значения из диапазона изменения М.

Численные расчеты показали, что в каньонах №5, №6, №8(акула), Потийский, Дунайский, Батумский, Ингурский, Сухумский, Впадающий в Д. Оползневую, Долина Оползневая и Варче могут возникать интенсивные (для Mj) или катастрофические (для Мг) течения. Во всех случаях скорости потоков колеблются от 7 см/с до 7 -12 м/с и, соответственно, толщины потоков от 66 сантиметров до 12 -18 метров. Средняя скорость потоков - несколько метров в секунду. Это скорость горной реки. Поэтому не удивительно, что в этих

каньонах наблюдается большой вынос донного материала. Среди наиболее изученных конусов выноса каньона можно выделить Дунайский и Ингурский. Действительно, здесь наблюдаются мощные пласты выносных материалов. Рекорд же принадлежит Сухумскому каньону, с углом уклона дна в его верховьях равном 34 градуса, где даже минимальная скорость составляет более 2 м/с. По расчетам, в этом каньоне всегда должны возникать катастрофические течения, при условии накопления в его верховьях достаточной толщи донных отложений.

Численная модель, модернизированная в данной, работе, позволяет получать основные характеристики плотностных течений: скорость потока, его толщину и плотность, эрозию дна. В ходе работы были получены основные типы взвесенесущих потоков и условия их интенсификации и угасания. Установлены значения параметров модели, соответствующие наиболее распространенным взвесенесущим потокам. На основе данной модели было проведено численное прогнозирование возможности возникновения взвесенесущих потоков в подводных каньонах Черного моря.

В заключении обобщены основные выводы настоящей

работы.

Проведенное экспериментальное исследование плоского стационарного тормозящегося потока воды позволило установить следующее:

1. В придонном «вязком» слое происходит периодическое формирование цилиндрических вихрей с горизонтальной осью, перпендикулярной направлению потока.

2. Размер вихрей равен приблизительно 2/3 толщины слоя, в котором формируются вихри, а частота их отрыва пропорциональна продольному градиенту скорости.

3. Ротор скорости вихря равен ротору скорости фонового сдвигового течения, что означает, что угловая скорость вращения вихря равна половине вертикального градиента скорости потока в слое формирования вихрей.

4. Справа и слева от места вылета антициклонического вихря формируются еще два вихря, вращающихся в противоположных направлениях.

5. Образовавшись, циклонические вихри быстро движутся в вертикальном направлении.

6. Расстояние между точками отрыва вихрей, или шаг цепочки, определяется отношением скорости к продольному градиенту скорости фонового потока.

7. Различные условия обтекания вихрей обусловливают быструю деформацию и короткое время жизни циклонических вихрей, в отличие от антициклонических вихрей, у которых наблюдается длительное существование без увеличения размера. Этими условиями обтекания является наличие критических точек на контуре вихря - точек ветвления и точек схода.

8. Различные условия обтекания вихрей определяют перенос примеси с потерями только в точках схода (критические точки) циклоническими вихрями и, как результат, из этих точек исходит ярко окрашенный "хвост".

Исследование чувствительности численной модели

взвесенесущего потока к внешним параметрам задачи показало

следующее:

9. Обнаружены три режима движения потока: затухающие течения, развивающиеся течения, катастрофические течения.

10. Оказалось, что увеличение угла уклона дна может качественно перестроить поведение взвесенесущего турбулентного потока и превратить его в катастрофически интенсивное течение.

11. Вариации коэффициента замыкания V в модели турбулентности Колмогорова в разумных диапазонах не сильно влияет на большинство физических характеристик потока.

12. Скорость вовлечения фоновой жидкости в турбулентный поток может заметно повлиять на его объем, но практически не влияет на скорость движения образования вниз по склону.

13. Интенсификация вовлечения осадочных пород в турбулентный поток приводит к заметным его ускорениям вниз по склону и при отсутствии захвата фоновой жидкости в движение, укорачивает время жизни самого потока. Если же присутствуют оба эффекта, как говлсчспис донных пород, так и захват фоновой жидкости, то возможно превращение плотностного потока в катастрофически сильное течение.

14. Проведенное численное исследование взвесенесущих потоков в подводных каньонах Черного моря позволяет получить прикидочную оценку диапазона изменений скорости и высоты возникающих плотностных течений. Скорости и высоты природных взвесенесущих потоков в подводных каньонах Черного моря лежат в рассчитанных пределах изменения, и возможно дать оценку масштаба основных параметров плотностных течений.

В работу также включены два приложения:

В приложении 1 производится экспериментальное исследование, поля скорости и температуры у границы раздела потоков воды.и воздуха при наличии большой разницы скорости потоков. Задача решалась в лабораторном и натурном экспериментах с помощью исследования поля скорости в стационарных потоках воды и воздуха вблизи границы раздела. Полученные в экспериментах результаты позволили подтвердить предположение, что вблизи поверхности раздела в потоках воды и воздуха могут существовать циркуляционные ячейки, диаметром несколько миллиметров.

В приложении 2 приведена таблица, содержащая типы плотностных потоков и их основные характеристики.

Синеок опубликованных работ по теме диссертации;

1. Бутов С.А., Мельникова О.Н., Погарский Ф.А., Сапов Д.А. Цилиндрические вихри у дна стационарного прямого потока с шероховатым дном. // Физическая Экология, (физические проблемы экологии) физическая экология гидросферы, 1999, №5, Стр. 51-61.

2. Жмур В.В., Мельникова О.Н., Сапов Д.А., Погарский Ф.А. Когерентные структуры в неоднородных потоках у дна. // Известия Академии Наук, Серия физическая, 2000г, Т. 64, №12, Стр.2412-2423.

3. Ivanovo I.N., Melnikhova O.N., and Sapov D.A.. Features of the field of velocity and temperature at the interface between steady flows of water and air." II]. Physics of Vibrations, 2000, Vol. 8. Number 1, pp. 36 -41.

4. Бутов С.А., Жмур В.В., Мельникова О.Н., Погарский Ф.А., Сапов Д.А. Вихри в стационарном потоке у шероховатого дна. // Известия АН. Физика Атмосферы и Океана, 2000г, Т.36, №5, Стр. 727-734.

5. Жмур В.В., Сапов Д.А., Нечаев И.Д., Рыжаков М.В., Григорьева

Ю.В. Интенсивные гравитационные течения в придонном слое океана. // Известия Академии Наук, Серия физическая, 2002г, Т.66, №12, Стр. 1721-1726.

6. Zhmur V.V., Sapov D.A., Nechaev I.D., and Ryzhakov M.V. Dynamics of turbidity turbulent currents in continental slope of ocean. // J. Physics of Vibrations, 2002, Vol. 10, Number 3, pp. 171-176.

7. Бутов С.А., Погарский Ф.А., Сапов Д.А. Прогноз распространения примеси в замедляющемся потоке воды. //Вторая Всероссийская Научная конференция. Физические проблемы экологии (физическая экология), 1999, (тезисы докладов стр. 44-45, МоскБа).

8. Бутов С.А., Погарский Ф.А., Сапов Д.А. Влияние шероховатости дна на характеристики потока воды. // Вторая Всероссийская Научная конференция. Физические проблемы экологии (физическая экология), 1999, (тезисы докладов стр. 45, Москва).

9. Жмур В.В., Мельникова О.Н., Погарский Ф.А., Сапов Д.А., Степанова Е.В. Когерентные структуры у дна неоднородных потоков. // 7 Всероссийская школа-семинар «Волновые явления в неоднородных средах», 2000, (труды конференции, том1, стр. 8891, Красновидово, Московская область).

10. Иванова И.Н., Мельникова О.Н., Сапов Д.А. Особенности поля скорости и температуры у границы раздела стационарных потоков

воды и воздуха. //7 Всероссийская школа-семинар «Волновые явления в неоднородных средах», 2000, (труды конференции, том 1, стр. 93-94, Красновидово, Московская область).

11. Жмур В.В., Сапов Д.А., Нечаев И. Д., Рыжаков М.В., Григорьева Ю.В. Интенсивные гравитационные течения в придонном слое океана. // 8 Всероссийская школа-семинар «Волновые явления в неоднородных средах», 2002, (труды конференции, часть 2, стр. 23, Красновидово, Московская область).

12. Жмур В. В., Сапов Д. А., Нечаев И. Д., Рыжаков М. В., Григорьева Ю.В. Численное моделирование взвесенесущих потоков на материковом склоне океана. // 8 Всероссийская школа-семинар «Волновые явления в неоднородных средах», 2002, (труды конференции, часть 2, стр. 12-13, Красновидово, Московская область).

13. Жмур В.В., Сапов Д.А., Нечаев И.Д., Рыжаков М.В., Григорьева Ю.В. Взвесенесущие гравитационные потоки в придонном слое океана. // Юбилейная Всероссийская научная конференция « Фундаментальные исследования взаимодействия суши, океана и атмосферы», 2002, (материалы Юбилейной Всероссийской научной конференции, стр. 21-22, Москва, МГУ).

14. Жмур В. В., Сапов Д. А., Нечаев И. Д., Рыжаков М. В., Григорьева Ю.В. Моделирование процессов турбулентного взвесепереноса в придонном слое океана. // Юбилейная Всероссийская научная конференция « Фундаментальные исследования взаимодействия суши, океана и атмосферы», 2002, (материалы Юбилейной Всероссийской научной конференции, стр. 22-23, Москва, МГУ).

15. Жмур В.В., Сапов Д.А., Нечаев И.Д. Прогнозирование возникновения катастрофических взвесенесущих турбулентных потоков в подводных каньонах Черного моря. // 8 Международная научно-техническая конференция «Современные методы и средства океанологических исследований», 2003,(материалы конференции, часть 1, стр.59-67, Москва).

Типография ордена «Знак почета» издательства МГУ 117234, Москва, Ленинские горы Заказ №1180 Тираж 100 экз.

Р 1 3 1 5 5

Содержание диссертации, кандидата физико-математических наук, Сапов, Дмитрий Александрович

ПРЕДИСЛОВР1Е ВВЕДЕНИЕ Часть Часть ЧАСТЬ

1. КОГЕРЕНТНЫЕ СТРУКТУРЫ У ДНА ПОТОКА ВОДЫ И НА ГРАНИЦЕ

Глава ВОДА-ВОЗДУХ цилиндра в идеальной жидкости в потоке со сдвигом скорости

Глава I

2. Аппаратура и методика измерений

§1.2.1. Экспериментальная установка образующихся у дна потока воды образующихся на границе

Глава вода воздух воды

§1.3.1. Антициклонические вихри

§1.3.2. Связь параметров вихрей с параметрами потока

§1.3.3. Циклонические вихри

ВЫВОДЫ (к части 1) ЧАСТЬ

2. ВЗВЕСЕНЕСУЩИЕ ГРАВИТАЦИОННЫЕ ТУРБУЛЕНТНЫЕ ТЕЧЕНИЯ НА НАКЛОННОМ ДНЕ ОКЕАНА

Глава I

1. Теоретическая модель движения твердотельного вращающегося

§1.2.2. Аппаратура и методика эксперимента для исследования вихрей,

§1.2.3. Аппаратура и методика эксперимента для исследования вихрей,

Глава I

3. Исследование когерентных структур, образующихся в потоках §

3.4. Особенности взаимодействия фонового потока с вихрями....58 ПРЕДИСЛОВИЕ Проблема погранслойных течений придонного слоя важна и интересна для понимания динамики Мирового океана, водохранилищ, иных водных объектов. В то же время изучена она явно недостаточно. Являясь глобальной проблемой, она включает в себя ряд довольно интересных и актуальных проблем меньшего масштаба. Степень изученности этих составляющих весьма различна. И среди тех, которые могут быть названы наименее изученными, выделяются две проблемы: исследование слабонадкритичных потоков и турбулентных взвесенесущих течений. Под слабонадкритическими потоками мы будем понимать течения, которые уже неустойчивы, но количество вихрей, как результат развития неустойчивости, еще мало. От дна слабонадкритичных потоков отрываются потоку так и к в его поверхности. Исследование потоках имеет когерентные процессов важный вихревые структуры, которые участвуют в переносе примеси как вдоль по вихреобразования слабонадкритичных экологический аспект. Интенсивные взвесенесущие течения в значительной степени изменяют морской рельеф, переносят большие объемы донных осадков от шельфа на морские глубины и разрушают подводные коммуникации. Прогнозирование возникновения взвесенесущих течений дает возможность оценивать скорость и толщину плотностного потока при проведении подводных работ. Изучение слабонадкритичных потоков затрудненно из-за сложного характера взаимодействия между фоновым потоком и отрывающимися от его дна когерентными структурами. При исследовании высокоинтенсивных турбулентных взвесенесущих течений возникают трудности при их экспериментальном измерении. Данная работа посвящена изучению этих двух основных наименее изученных

Глава гидродинамики. Первая часть посвящена исследованию слабонадкритичных течений. В таких течениях движутся единичные вихри или вихревые пары,

Глава между собой большими расстояниями по сравнению с самими вихрями. Такая картина может наблюдаться в потоке воды, в придонном вязком пограничном слое. Теоретическое описание такого рода потоков затруднено из-за сложного характера его движения. Для того чтобы лучше понять природу вихреобразования, получить основные характеристики потока, построить и проанализировать траекторию различного рода вихрей, в данной работе проводились Во экспериментаиьные части изучаются являющиеся исследования гравитационные достаточно стационарных взвесенесущие сложными для слабонадкритичных потоков воды. второй турбулентные течения, исследования как в теоретическом так и в экспериментальном плане. Течения с развитой турбулентностью довольно хорошо изучены в лабораторных условиях и теоретических исследованиях. Однако, в придонном слое такие течения вызывают эрозию донных отложений, что сильно влияет на характер движения самих потоков. Взвесенесущие турбулентные потоки распространяются вдоль наклонного дна океана под действием силы тяжести, в значительной степени изменяют его рельеф и переносят от шельфа на морские глубины большое количество донных осадков. Основная проблема, связанная с изучением таких потоков, заключается в понимании того, как и какое количество донных отложений и внешней (фоновой) воды вовлекается в поток по мере его движения. Вовлечение донных пород и внешней воды будут являться основными параметрами, определяющими характер движения потока, т.е. будет ли он затухающим или разовьется в сильное интенсивное течение. В данной работе используется модель взвесенесущего потока для численного расчета турбулентных течений, которая учитывает особенности таких течений: одновременное вовлечение в движение потока фоновой жидкости и донных отложений. Усовершенствованная в этой работе модель взвесенесущего потока позволяет получать основные характеристики плотностного течения, такие как плотность, скорость, высота потока и эрозию дна. Данная модель применялась для прогнозирования возникновения взвесенесущих течений на примере подводных каньонов Черного моря. Использование модели взвесенесущего потока позволяет получать прикидочную оценку их скорости и высоты

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Погранслойные течения придонного слоя океана. Геофизические приложения"

Часть 1. В первой части введения рассматриваются исторические данные о развитии исследований процессов вихреобразования в замедляющихся потоках воды и воздуха, выявляется проблема изучения и ставится цель экспериментальной исследовательской работы, относящейся к части 1 данной работы. Исследования образования вихрей в потоке за твёрдым телом проводились многими учёными. Ютассическое объяснение Прандтля процесса образования вихрей за твердым цилиндром (Джозеф, 1981) в потоке заключается в следующем. При потенциальном обтекании цилиндра наибольшее давление будет в передней и задней критических точках, а наименьшее в верхней и нижней точках цилиндра, где достигается наибольшая скорость. Из-за вязкости эта симметрия нарушается, и на шаре развивается пограничный слой, в котором жидкость тормозится трением. Это торможение трением вместе с обратным градиентом давления на подветренной стороне шара, в конце концов, приводит к образованию возвратного течения, направленного против течения в пограничном слое. Такое возвратное течение приводит к отрыву пограничного слоя и образованию вихря (Прандтль и Титьенс, 1935). Отрыв пограничного слоя и, соответственно, процесс вихреобразования, характерен не только для течений, возникающих при движении тел в бесконечной жидкости. Например, он имеет место в том случае, когда текущая через короткий канал жидкость, замедляется в расширяющемся сечении канала. При обтекании неподвижного круглого цилиндра потоком с постоянной скоростью позади цилиндра происходит развитие асимметричных колебаний жидкости, а некоторая часть вращающейся вверх. Приподнятая часть струи отрывалась и начинала двигаться в вертикальном направлении. Схема процесса представлена на рисунке Л2 (Sechet и Le Guennec, 1999). Рис. Л2. Схема образования когерентных структур. Наблюдаемый процесс является периодическим. В (Kaftori и др., 1994) предполагается, что такая картина описывается движением воронкообразного вихря, который доставляет оторвавшуюся структуру к поверхности потока. Другая трактовка этого явления дана в работах (Robinson и др., 1989; Nakagawa и Nezu, 1981; Johansson и др., 1991; Garcia и др., 1995). В соответствии с ней, наблюдаемая структура является отделившейся частью придонного слоя со сдвигом скорости. В {Sechet и Le Guennec, 1999) отмечается, что скорость визуализированной структуры всегда меньше, чем скорость фонового потока на данном горизонте. С другой стороны, измерения скорости течения показывают, что рядом существуют структуры, скорость которых выше скорости потока. Однако, данных о визуализации таких «быстрых»

Заключение Диссертация по теме "Океанология", Сапов, Дмитрий Александрович

Заключение.

В заключении обобщены основные выводы настоящей работы.

1. Проведенное экспериментальное исследование плоского стационарного тормозящегося потока воды со слабой надкритичностью, позволило установить, что в придонном «вязком» слое происходит периодическое формирование цилиндрических вихрей с горизонтальной осью, перпендикулярной направлению потока. В ходе работы одновременно исследовались параметры фонового потока и параметры вихрей. В результате проделанной работы были получены такие характеристики вихрей, как частота их отрыва, расстояние между точками отрыва, размер вихря в зависимости от величины донной шероховатости, угловая скорость вращения вихря в зависимости от вертикального градиента скорости фонового потока. Помимо антициклонических вихрей исследованных ранее, были обнаружены циклонические вихри и предложена схема их формирования. Если антициклонические вихри двигались у дна потока по циклоиде вниз по течению, то циклонические вихри поднимались к поверхности потока и имели время жизни и скорость движения в несколько раз меньшее по сравнению с антициклоническими вихрями. На качественном уровне предложено объяснение различия в визуализации и во времени жизни циклонических и антициклонических вихрей.

2. Проведенное экспериментальное исследование граничного слоя вода - воздух (см. Приложение 1) показало, что у границы раздела потоков воды и воздуха при разрыве скорости может формироваться слой цилиндрических вихрей в воде и в воздухе. В результате, на профиле средних значений скорости и температуры формируются локальные максимумы, высота которых пропорциональна разности линейной скорости вращающегося вихря и скорости фонового потока воды или воздуха.

3. В работе исследовалась модель движения плотностного потока на наклонном дне, учитывающая особенности таких потоков - сильную турбулезированность, вовлечение в движение потока фоновой жидкости и донных осадков. В результате проделанной работы была установлена адекватность используемой численной модели. Получены три качественно различных типа движения потоков. В первом случае поток в начальный момент разгоняется, но скатывающей силы оказывается недостаточно для интенсивного взмучивания и вовлечения окружающей жидкости, и поток затухает со временем. Такие потоки называются затухающими. Во втором случае скатывающей силы достаточно для интенсивного взмучивания донных осадков, так что высота, скорость и плотность потока растут со временем. Такие потоки называются катастрофическими. Однако возможен и другой сценарий развития затухающего потока, когда основные характеристики (скорость, высота, плотность) возрастают в потоке до некоторого значения, а затем уменьшаются. Установлены значения параметров модели, соответствующие наиболее распространенным взвесенесущим потокам.

Исследование чувствительности численной модели взвесенесущего потока к внешним параметрам задачи показало, что увеличение угла уклона дна может качественно перестроить поведение взвесенесущего турбулентного потока и превратить его в катастрофически интенсивное течение. Интенсификация вовлечения осадочных пород в турбулентный поток приводит к заметным его ускорениям вниз по склону и при отсутствии захвата фоновой жидкости в движение, укорачивает время жизни самого потока. Если же присутствуют оба эффекта, как вовлечение донных пород, так и захват фоновой жидкости, то возможно превращение плотностного потока в катастрофически сильное течение.

Проведенное численное исследование взвесенесущих потоков в подводных каньонах Черного моря позволяет получить прикидочную оценку диапазона изменений скорости и высоты возникающих плотностных течений. Скорости и значения высоты природных взвесенесущих потоков в подводных каньонах Черного моря лежат в рассчитанных пределах изменения, поэтому возможно дать оценку масштабу основных параметров плотностных течений.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата физико-математических наук, Сапов, Дмитрий Александрович, Москва

1. Агарков Ю.А. 1971. Методы и некоторые результаты наблюдений перемещений галечных наносов Сухумского мыса // Труды Ленинградского гидрометеоинститута, Вып.44.

2. Айбулатов H.A. 1990. Динамика твердого вещества в шельфовой зоне // Ленинград, Гидрометеоиздат, с. 144-164.

3. Айбулатов H.A., Новикова З.Т., Тримонис Э.С. 1981. Количественные распределение и состав взвеси на шельфе и верхней части Черного моря // Континентальные и островные шельфы (рельеф и осадки). — М.: Наука, с.145.

4. Анцыферов С.М., Косьян Р.Д. 1977. Исследование движения взвешенного обломочного материала в верхней части шельфа мористее зоны валов // Океанология, т.17, вып.З, с. 497-505.

5. Анцыферов С.М., Косьян Р.Д., Онищенко Э. 1975. К методике натурных исследований движения взвешенного обломочного материала. // Океанология, т. 15, вып.2, с. 296-301.

6. Анцыферов С.М. 1973. К расчету транспорта наносов неоднородного гранулометрического состава // Океанология, т. 13, вып.З, с. 476-483.

7. Анцыферов С.М. 1991. Методика наблюдений за взвешенными наносами широкого гранулометрического состава // Океанология, т.31, вып.4, с. 664-670.

8. Баренблатт Г.И. 1978. Динамика турбулентных пятен и интрузии в устойчиво стратифицированной жидкости // Физика атмосферы и океана. - Изд. АН СССР, т. 14, №1, с. 195 - 206.

9. Бутов С.А., Еречнев ДА., Леонтьев Д.И., Мельникова О.Н. 1998. Размыв дна волнами на воде // Изв. РАН. Серия физическая, Т. 62, №12, с.2379-2386.

10. Бутов С. А., Жмур В.В., Мельникова О.Н., Погарский Ф.А., Сапов Д. А. 2000. Вихри в стационарном потоке у шероховатого дна // Известия АН. Физика Атмосферы и Океана, Т.36, №5, с. 727 734.

11. Бутов С.А., Мельникова О.Н., Погарский Ф.А., Сапов Д.А. 1999. Цилиндрические вихри у дна стационарного прямого потока с шероховатым дном // Физическая Экология ( физические проблемы экологии), физическая экология гидросферы, №5, с. 51 61.

12. Галанов Л.Г. 1972. О процессах протекающих в вершинах подводных каньонов юго-восточной части Черного моря // Процессы развития и методы исследования прибрежной зоны моря, М: «Наука», с. 148.

13. Галанов Л.Г., Сафьянов Г.А., 1972. Отложения, рельеф и литодинамика верховьев Ингурского подводного каньона // Докл. Симпозиума по инженерно-геологическим условиям шельфовой зоны Черного моря (Батуми 1971 )-Тбилиси.

14. Галанов Л.Г., Сафьянов Г.А., 1973. Отложения и литодинамика верховьев Ингурского подводного каньона // Комплексные исследования природы океана, Вып.4.

15. Геология шельфа УССР. 1982. Среда. История и методика изучения // Киев: Наукова думка, с. 180.

16. Джаоьивили Ш.В., Пешков В.М., Мишеладзе Ш.П., Руссо Г.Е. 1987. Изменение емкости и направления вдольбереговых потоков наносов (на примере Пицунды) // Геоморфология, №1, с.68-74.

17. Джозеф Д 1981. Устойчивость движений жидкости // Издательство "Мир", с. 83.

18. Егоров E.H., Галанов Л.Г. 1966а. Об уходе прибрежных наносов в подводные каньоны // Океанология, Т.6, Вып. 1, с. 117-121/

19. Егоров E.H., Галанов Л.Г. 19666. О роли подводных каньонов в балансе прибрежных наносов // Развитие морских берегов в условиях колебательного движения земной коры. Таллин.

20. Жмур В.В., Ткаченко Б.К., Якубенко М.В. 1998. Эволюция турбулезированного объема плотной воды на наклонном дне // Океанология, Т. 38, №4, с. 528-539.

21. Жмур В.В., Якубенко М.В 2001. Динамика плотностных потоков на наклонном дне // Изв. А.Н. СССР. Физика атмосферы и океана, Т.37, №4, с. 1-10.

22. Жмур В.В. 1989. Поверхностные мезомасштабные вихревые структуры в стратифицированном океане // Океанология, Т. XXIX, вып.1, с. 28-32.

23. Жмур В.В. 1988. Дисковая модель мезомасштабного вихря в потоке со сдвигом скорости // Океанология, Т. XXIII, Вып.5, с. 709-714.

24. Жмур В.В, Сапов Д.А., Нечаев И.Д, Рыжаков М.В, Григорьева Ю.В. 2002. Интенсивные гравитационные течения в придонном слое океана // Известия Академии Наук, Серия физическая. Т.66, №12, с. 1721-1726.

25. Жмур В.В., Мельникова О.Н., Сапов Д.А., Погарский Ф.А. 2000. Когерентные структуры в неоднородных потоках у дна // Известия Академии Наук, Серия физическая, Т.64, №12, с.2412 2423.

26. Косъян Р.Д., Пыхов Н.В., Филиппов А.П., 1978. Вертикальное распределение концентрации и состава взвешенных наносов в зоне разрушения волн // Океанология, т. 18, вып.6, с. 1064-1069.

27. Кочин Н.Е., Кибелъ И.А., Розе Н.В. 1963. Теоретическая гидромеханика, часть 1, М.: ФМГИЗ, с.583.

28. Колмогоров А.Н. 1942. Уравнения турбулентного движения несжимаемой жидкости // Изд. АН СССР. Серия «Физика», Т. 16, № 1-2, с. 56-58.

29. Ламб Г. 1947. Гидродинамика. М.: ОГИЗ, с.860.

30. Леоныпьев O.K., Сафьянов Г.А. 1973. Каньоны под морем. М.: Мысль, с. 164.

31. Мандыч А.Ф. 1967. Величина твердого стока рек Западной Грузии // Вестник Моск. Ун-та. Сер. География, №2, с. 134-136.

32. Мельникова О.Н. 1997. Цилиндрический вихрь в потоке со сдвигом скорости. // В кн. Деформация дна потока со свободной поверхностью. М.:Физ.фак.МГУ, с.24-34.

33. Менард Г.У. 1966. Геология дна Тихого океана. М.: Мир, с. 186.

34. Орлова Г.А., Джаошвили Ш.В., Кикнадзе А.Г., Белова Н. Т., Липонава КН. 1976. Оценка количества пляжеобразующего материала, выносимого рекой на предустьевое взморье// Проблемы изучения берегов Грузии. -Тбилиси: Мецниереба.

35. Островский JI.A. 1990. Динамика концентрации тяжелых и легких частиц в вихревых потоках. // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана, Т.26, №12, с.1307-1314.

36. Пешков В.М. 1974. Наблюдения по динамике рельефа вершины подводного каньона Акула. // Геоморфология, №3, с. 82-87.

37. Прандтлъ Л., Титъенс О. 1935. Гидро- и аэромеханика, т. 2, M.-JL: ОНТИ, с.310.

38. Пыхов Н.В. 1973а. Механизм гравитационных перемещений осадков на дне океана (опыт построения физических моделей) // Автореф. дис. канд. физико-математич. наук. М, с. 130.

39. Пыхов Н.В. 19736. Движение осадочных масс на наклонном дне после нарушения их устойчивости // Океанология, Т. 13, №6, с. 1079-1083.

40. Пыхов Н.В. 1976. Возникновение и движение на шельфе суспензионных потоков малой плотности // Литодинамика, литология и геоморфология шельфа. Москва: Наука, с.36-52.

41. Самолюбов Б.И. 1999. Придонные стратифицированные течения. -М.: Научный мир, с. 464.

42. Сафьянов Г.А., Меньшиков В.Л., Пешков В.М. 2001. Подводные каньоны их динамика и взаимодействие с береговой зоной океана. — М.: Изд-воВНИРО, с. 197.

43. Сафьянов Г.А., Друшиц В.А. 1979. Особенности минералогической дифференциации осадков конуса выноса Ингурского подводного каньона как индикатор литодинамических процессов // Докл. АН СССР, Т. 248, №5, с.1190-1193.

44. Сафьянов Г.А. 1977. Опыт сравнительной характеристики литологии подводных каньонов Ингурского (Черное море) и Ла-Холья (Тихий океан) // Палеогеография и отложения плейстоцена южных морей СССР. — М.: Наука, с. 196.

45. Сафьянов Г.А., Пыхов Н.В. 1977. Особенности геоморфологии и дифференциации песчаных осадков глубоководного конуса выноса Ингурского каньона // Докл. АН СССР. Т.234, №6, с.1433-1437.

46. Сафьянов Г.А., Пыхов Н.В. 1981. Геоморфология, осадки и литодинамика конуса выноса Ингурского подводного каньона (Черное море) // Литодинамика и гидродинамика контактной зоны океана. М.: Наука, с. 137,

47. Сафьянов Г.А. 1973. Морфология и динамика верховьев Потийского подводного каньона // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. география. №4, с.73-77.

48. Тримонис Э.С., Шимкус КМ. 1970. Об осадконакоплении в вершине подводного каньона // Океанология, Т. 10, Вып. 1, с.98-112.

49. Якубенко М.В. Динамика плотностных потоков на наклонном дне. Дисс. на соискание степени к.ф.-м.н. 2000г, с. 140 .

50. Adams N. A., Kleiser L. 1996. Subharmonic transition to turbulence in a flat-plate boundary layer at Mach number 4.5. // J. Fluid Mech., vol. 317, pp. 301-335.

51. Alahyari, A.A. and Longmire, E.K. 1996. Development and structure of a gravity current head. // Exp. Fluids, vol. 20, p. 410-416.

52. Altinakar, S., Graf, W.H. andHopfinger, E.J. 1990. Weakly depositing turbidity current on a small slope. // J. Hydraul. Res., vol. 28, p. 55-80.

53. Altinakar, M.S., Graf, W.H. and Hopfinger, E.J. 1996. Flow structure in turbidity currents. // J. Hydraul. Res., vol. 34, p. 713-718.

54. Babonneau, N., Savoye, B., Cremer, M., Klein, B., 2002. Morphology and architecture of the present canyon and channel system of the Zaire deep-sea fan.// Mar. Petrol. Geol. vol. 19, p. 445-467.

55. Bonnecaze, R.T., Huppert, HE. and Lister, J.E. 1996. Patterns of sedimentation from polydispersed turbidity currents.// Proc. Roy. Soc. London A, vol. 452, p. 2247-2261.

56. Bonnefile, R. and Goddet, J. 1959. E'tude des courants de densite' en canal. // In: Proceedings of the Eighth Congress of IAHR, 2C/D, 14-C-1-14-C-29.

57. Brors, B. and Eidsvik, K.J. 1992. Dynamic Reynolds stress modeling of turbidity currents. // J. Geophys. Res., vol. 97, p. 9645-9652.

58. Baker, E.T., Hickey, B.M., 1986. Contemporary sedimentation processes in and around an active west coast submarine canyon.// Mar. Geol. vol. 71, p. 15-34.

59. Biscaye, P.E., Flagg, C.N., Falkowski, P.G., 1994. The Shelf Edge Exchange Processes experiment, SEEP-II: an introduction to hypotheses, results and conclusions. // Deep-Sea Res. II41, p.231-252.

60. Bouma, A. H. 1962. Sedimentology of Some Flysch Deposits: A Graphic Approach to Facies Interpretation,// Elsevier, Amsterdam.

61. Bagnold, R. A. 1962. Auto-suspension of transported sediment; turbidity currents. Proceedings of the Royal Society of London. Series A, Mathematical and Physical Sciences, vol. 1322, p. 315-319.

62. Bell, H. S. 1942. Density currents as agents for transporting sediment. // Journal of Geology, vol. 50, p. 512-547.

63. Clutter D. W„ Smith A. M. O., Brazier J.G. 1959. Douglas Aircraft Company Report № ES29075.

64. Carpenter, R., Peterson, M.L., Bennett, J.Т., 1982. 210Pb-derived sediment accumulation and mixing rates for the Washington continental slope. // Mar. Geol. vol. 48, p. 135-164.

65. Carson, В., Baker, E.T., Hickey, B.M., Nittrouer, СЛ., De- Master, D.J., Thorbjarnarson, K.W., Snyder, G.W., 1986. Modern sediment dispersal and accumulation in Quinault submarine canyon A summary.// Mar. Geol. vol. 71, p. 1-13.

66. Chikita, K. 1989. A field study on turbidity currents initiated from spring runoffs. // Water Resour. Res., vol. 25, p. 257-271.

67. Dade, W.B. and Huppert, H.E. 1994. Predicting the geometry of channelized deep-sea turbidites. // Geology, vol. 22, p. 645-648.

68. Drake, D.E., Gorsline, D.S., 1973. Distribution and transport of suspended particulate matter in Hueneme, Redondo, Newport and La Jolla submarines canyons.// Geol. Soc. Am. Bull. vol. 84, p. 3949-3968.

69. Durrieu de Madron, X., 1994. Hydrography and nepheloid structures in the Grand-Rhone canyon. // Cont. Shelf Res. vol. 14, p. 457-477.

70. Eidsvik, K.J. and Brers, B. 1989. Self-accelerated turbidity current prediction based upon (k-e) turbulence. // Cont. Shelf Res., vol. 9, p. 617-627.

71. Fan, J. 1986. Turbid density currents in reservoirs. // Water Int., vol. 11, p. 107-116.

72. Fukushima, Y., Parker, G. and Pantin, H.M. 1985 Prediction of ignitive turbidity currents in Scripps Submarine Canyon. // Mar. Geol., vol. 67, p. 55-81.

73. Fas el H., and Konzelmann U. 1990. Non-parallel stability of a flat-plate boundary layer using the complete Navier-Stokes equations. // J. Fluid Mech. vol. 221, p. 311-346.

74. Garcia M., Lopez F., and Nino Y. 1996 in Coherent Flow Structures in Open Channels, edited by Wiley & Sons Ltd, (Baffins Lane Chichester, West Sussex Pol9IUD, England, p.63-86.

75. Garcia M., Lopez F., and Nino Y. 1995. Experiments in open flow. // Experiments in Fluids, N. 19, p. 16-28.

76. Gardner, W.D., 1989a. Baltimore canyon as a modern conduit of sediment to the deep sea. // Deep-Sea Res. vol. 36, p. 323-358.

77. Gardner, W.D., 1989b. Periodic resuspension in Baltimore canyon focusing of internal waves. // J. Geophys. Res. vol. 94, p. 18185-18194.

78. Garcia, M.H. 1993. Hydraulic jumps in sediment-driven bottom currents. // J. Hydraul. Eng., vol. 119, p. 1094-1117.

79. Garcia, M.H. 1994. Depositional turbidity currents laden with poorly sorted sediment. // J. Hydraul. Eng., vol. 120, p. 1240-1263.

80. Garcia, M. and Parker, G. 1989. Experiments on hydraulic jumps in turbidity currents near a canyon-fan transition. // Science, vol. 245, p. 393-396.

81. Garcia, M. and Parker, G. 1993. Experiments on the entrainment of sediment into suspension by a dense bottom current. // J. Geophys. Res., vol. 98, p. 4793-4807.

82. Hoy T.Y., Lowengrub J.S., Shelley M.J. 1997. The long-time motion of vortex sheets with surface tension. // Phys.Fluids vol. 9, N. 7, p. 1933 1954.

83. Heezen, B. C. and Ewing, W. M. 1952. Turbidity currents and submarine slumps, and the 1929 Grand Banks earthquake. // American Journal of Science, vol. 250, p. 849-873.

84. Howard, L.N. 1961. Note on a paper from John W. Miles. // Journal of Fluid Mechanics, vol. 10, p. 509-512.

85. Huppert, H. E. and Simpson, J. E. 1980. Slumping of gravity currents. // Journal of Fluid Mechanics, vol. 99, p. 785-799.

86. Heesen B.C., Ericson D.B., Ewing M. 1954. Further Evidence for a Turbidity Current Following the 1929 Grand Banks earthquake // Deep-Sea Res., №1, p. 193-232.

87. Hickey, B.M., Baker, E., Kachel, N.B., 1986. Suspended particle movement in and around Quinault Submarine Canyon. I I Mar. Geol. vol. 71, p. 35-83.

88. Heezen, B.C. and Ewing, M. 1955. Orle'ansville earthquake and turbidity currents. // AAPG Bull., vol. 39, p. 2505-2514.

89. Heezen, B.C., Menzies, R.J., Schneider, E.D., Ewing, W.M., Granelli, N.C.L., 1964. Congo submarine Canyon. // AAPG Bull. vol. 48, p. 1126-1149.

90. Hinze, J.O. I960. On the hydrodynamics of turbidity currents. // Geol. Mijnbouw, vol. 39, p. 18-25.

91. Hung, G.W., Chung, K, 1998. Particulate fluxes, 210Pb and 210Po measured from sediment trap samples in a canyon off northeastern Taiwan. // Cont. Shelf Res. vol. 18, p. 1475-1491.

92. Inman, D. L., Nordstrum, C. E. and Flick, R. E. 1976. Currents in submarine canyons: an air-sea-land interaction. // Annual Review of Fluid Mechanics, vol. 8, p. 275-310.

93. Ivanova I.N., Melnikhova O.N., and Sapov D.A. 2000. Features of the field of velocity and temperature at the interface between steady flows of water and air. // J. Physics of Vibrations, vol. 8. № 1, p. 36-41.

94. Iverson, R. M. 1997. The physics of debris flows.// Reviews of Geophysics, vol. 35, p. 245-296.

95. Johansson A.V., Alfredsson P.H., and Kim J. 1991. Evolution and dynamics of shear-layer structures in near-wall turbulence. // J. Fluid. Mech., vol. 224, p. 579-599.

96. Johnson, A. M. 1965. A model for debris flow. Ph.D. thesis, Pennsylvania State University, University Park.

97. Jipa D.C. 1974. Graded bedding in recent Black Sea turbidities: A textural approach // In: Black sea Geology, Chemistry, and Biology: Publ. by AAPG, Tulsa, Oklahoma.

98. Johnson, K.S., Paull, C.K., Barry, J.B., Chavez, F.P., 2001. A decadal record of underflows from a coastal river into the deep sea. // Geology vol. 29, p. 1019-1022.

99. Kline S. J., Reynolds W. C., Schraub F. A., and Runstadler P. W. 1967. The structure of turbulent boundary layers. // J. Fluid Mech., vol. 30, N. 4, p. 741-773

100. Kumar S., Gupta R., and Banerjee S. 1998. An experimental investigation of the characteristics of free-surface turbulence in channel flow. // Phys. Fluids vol. 10, N. 2, p. 437-456.

101. Kaftori D., Hetsroni G., and Banerjee S. 1994. Tunnel-shaped vertical structures in wall turbulence. // Phys. Fluids vol. 6, p. 3035-3047.

102. Komori S., Murakami Y., and Ueda H. 1989. The relationship between surface-renewal and bursting motions in an open-channel flow. // J. Fluid Mech. vol. 203, p. 103-123.

103. Kuenen, Ph. H. and Migliorini, С. I. 1950. Turbidity currents as a cause of graded bedding. // Journal of Geology, vol. 58, p. 91-127.

104. Keulegan, G. H. 1957a. An experimental study of the motion of saline water from locks into fresh water channels. // US National Bureau of Standards Report #5168.

105. Keulegan, G. H. 1957b. Form characteristics of arrested saline wedges. // US National Bureau of Standards Report #5482.

106. Kineke, G.C. and Sternberg, R.W. 1992. Measurements of high concentration suspended sediments using the optical backscatterance sensor. // Marine Geology, vol. 108, p. 253-268.

107. Kineke, G. C., Sternberg, R. W., Trowbridge, J. H. and Geyer, W. R. 1996. Fluid-mud processes on the Amazon continental shelf. // Continental Shelf Research, vol. 16, p. 667-696.

108. Kuenen, Ph. H. 1965. In: Submarine geology and geophysics, eds. Whittard, W. F. and Bradshaw, R. Butterworths, London, p. 47-74.

109. Kneller, В. and В искее, С. 2 000. T he structure a nd fluid m echanics о f turbidity currents: a review of some recent studies and their geological implications. // Sedimentology, vol. 47, p. 62-94.

110. Kuenen Ph.H. 1952. Estimated Size of Grand Banks Turbidity Current // Am. J. Sci., vol. 250. p. 874 884.

111. Khripunoff, A., Vangriesheim, A., Babonneau, N., Crassous, P., Dennielou, В., Savoye, В., 2003. Direct observation of intense turbidity current activity in the Zaire submarine valley at 4000 m water dept. // Marine Geology, vol. 194, pp. 151-158.

112. Kneller, B.C. and Branney, M.J. 1995. Sustained high-density turbidity currents and the deposition of thick massive sands. // Sedimentology, vol. 42, p. 607-616.

113. Kneller, B.C., Bennett, S.J., and McCaffrey, W.D. 1999. Velocity structure, turbulence and fluid stresses in experimental gravity currents. // J. Geophys. Res., vol. 104, p. 5381-5391.

114. Lighthill M.J. 1963. Laminar boundary layers (ed. L. Rosenhead), p. 99. Oxford: Clarendon Press.

115. Mulder, T., and Syvitski, J. P. M. 1995. Turbidity currents generated at river mouths during exceptional discharges to the world oceans. //Journal of Geology, vol. 103, p. 285-299.

116. Mohrig, D., Whipple, K. X, Hondzo, M., Ellis, C. and Parker, G. 1998. Hydroplaning of subaqueous debris flows. // GSA Bulletin, vol. 110, p. 387-394.

117. Mulder, T., and Syvitski, J. P. M. 1995. Turbidity currents generated at river mouths during exceptional discharges to the world oceans. //Journal of Geology, vol. 103, p. 285-299.

118. Monaco, A., Biscaye, P.E., Soyer, J., Pocklington, R., Heussner, S., 1990. Particle fluxes and ecosystem response on a continental margin: the 1985-1988 Mediterranean ECOMARGE experiment. // Cont. Shelf Res. vol. 10, p. 809839.

119. Nakagawa H., and Nezu I. 1981. Structure of space-time correlations of bursting phenomena in an open-channel flow. // J. Fluid Mech. vol. 104, p. 1-43.

120. Nittrouer, C.A., Kravitz, J.H., 1996. STRATAFORM: A program to study the creation and interpretation of sedimentary strata on continental margins. // Oceanography N. 9, p. 146-152.

121. Nittrouer, C.A., 1999. STRATAFORM: Overview of its design and synthesis of its results. // Mar. Geol., vol. 154, p. 3-12.

122. Parker, G. 1982. C onditions for t he ignition o f c atastrophically e rosive turbidity currents. // Marine Geology, vol. 46, p. 307-327.

123. Parker, G., Fukushima, Y. and Pantin, H. M. 1986. Self-accelerating turbidity currents.// Journal of Fluid Mechanics, vol. 171, p. 145-181.

124. Parker, G., Garcia, M., Fukushima, Y. and Yu, W. 1987. Experiments on turbidity currents over an erodible bed. // Journal of Hydraulic Research, vol. 25, p. 123-147.

125. Pantin, H.M. 2001. experimental evidence for autosuspension. // IAS Special Publication #31, p. 189-205.

126. Parsons J. D., Friedrichs C. T., Traykovski P., Mohrig D., Imran J.,. Syvitski J. P. M, Parker G., Puig P. and Garcia M. H. 2002. The Mechanics of Marine Sediment Gravity Flows. Florida: Univ. Press, p. 192.

127. Parker, G., Fukushima, Y. and Pantin, H.M. 1986. Selfaccelerating turbidity currents. // J. Fluid Mech., vol. 171, p. 145-181.

128. Parker, G., Garcia, M., Fukushima, Y. and W. 1987. Experiments on turbidity currents over an erodible bed. // J. Hydraul. Res., vol. 25, p. 123-147.

129. Peakall, J., McCaffrey, W. and Kneller, B. 2000. A process model for the evolution, morphology, and architecture of sinuous submarine channels. // J. Sed. Res., vol. 70, p. 434-448.

130. Peakall, J., Felix, M., McCaffrey, B. and Kneller, B. 2001. Particulate gravity currents: perspectives. // In: Particulate Gravity Currents (Ed. W.D. McCaffrey, B.C. Kneller and J. Peakall), IAS Spec. Publ., N. 31, p. 1-8.

131. Piper, D.J.W. and Savoye, B. 1993. Processes of late Quaternary turbidity current flow and deposition on the Var deepsea fan, north-west Mediterranean Sea. // Sedimentology, vol. 40, p. 557-582.

132. Prior, D.B., Bornhold, B.D., Wiseman, W.J., Jr., Lowe, D.R., 1987. Turbidity current activity in a British Columbia Fjord. // Science vol. 2 37, p. 1330-1333.

133. Puig, P., Palanques, A., 1998a. Temporal variability and composition of settling particle fluxes on the Barcelona continental margin (Northwestern Mediterranean). // J. Mar. Res. vol. 56, p. 639-654.

134. Puig, P., Palanques, A., 1998b. Nepheloid structure and hydrographic control on the Barcelona continental margin, northwestern Mediterranean. // Mar. Geol., vol. 149, p. 39-54.

135. Puig, P., Palanques, A., Guillen, J., Garcia-Ladona, E., 2000a. Deep slope currents and suspended particle fluxes in and around the Foix submarine canyon (NW Mediterranean). // Deep-Sea Res. 147, p. 343-366.

136. Puig, P., Ogston, A.S., Mullenbach, B.L., Nittrouer, C.A., Sternberg, R.W., 2000b. Sediment transport processes at the head of the Eel submarine canyon. // EOS Trans. AGU 81, AGU Fall Meeting 2000, OS61A-14, p. 632.

137. Puig, P., Ogston, A.S., Mullenbach, B.L., Nittrouer, C.A., Sternberg, R.W. 2003. Shelf-to-canyon sediment-transport processes on the Eel continental margin (northern California). // Marine Geology, vol. 193, p. 129-149.

138. Rashidi M., Hetsroni G. , and Banerjee S. 1990. Particle turbulence interaction in a boundary layer. I I Int. J. Multiphase flow, Flight 16, N.6, p. 935949.

139. Robinson S. K, Kline S. J., and Spalart P. R. 1989. Quasi-coherent structures in the turbulent boundary layer. // Nasa Technical Memorandum 102191, N90-13723.

140. Rashidi M., and Banerjee S. 1988. Turbulence structure in free-surface channel flows. // Phys. Fluids vol. 31, p. 2491-2503.

141. Summer M. B., and Deigaard R. 1981. Particle motions near the bottom in turbulent flow in an open channel. Part 2. // J. Fluid Mech. vol. 109, p. 311-357.

142. Sechet P., and Le Guennec B. 1999. Coherent structure in open flow. // J. Hydraul. Research, V. 37, N. 5, p. 683-696 (1999).

143. Shepard, F. P., and Marshall, N. F., 1978. Currents in submarine canyons and other sea valleys. // In: D. J. Stanley and G. Kelling (eds. ), Sedimentation and Submarine Canyons, Fans and Trenches. Dowden, Hutchinson & Ross, Stroudsburg, Pa., p. 1-14.

144. Shepard F.P., Marshall N.F. 1973. Storm-generated currents in La Jolla submarine canyon California // Marine Geol. vol. 15, N. 1.

145. Samolyubov, B.I. 1990. Effects of entrainment and self-regulation in a turbidity current. // Water Resour., vol. 17, p. 40—48.

146. Stacey, M.W. and Bowen, A.J. 1988. The vertical structure of density and turbidity currents: theory and observations. // J. Geophys. Res., vol. 93, p. 35283542.

147. Shanmugam, G., Moiola, R.J., Damuth, J.E., 1985. Eustatic control of submarine fan development. // In: Bouma, A.H., Normak, W.R., Barnes, N.E. (Eds.), Submarine Fans and Related Turbidite Systems. Springer, New York, p. 23- 28.

148. Schmidt, S., de Stigter, H.C., van Weering, T.C.E., 2001. Enhanced short-term sediment deposition within the Nazare Canyon, North-East Atlantic. // Mar. Geol., vol. 173, p. 55-67.

149. Thorpe, S. A. 1971. Experiments on the instability of stratified shear flows: miscible fluids. // Journal of Fluid Mechanics, vol. 46, p. 299-319.

150. Thorpe, S. A. 1973. Experiments on instability and turbulence in a stratified shear flow. // Journal of Fluid Mechanics, vol. 61, p. 731-751.

151. Tesaker, E. 1969. Uniform turbidity current experiments. // In: Proceedings of the 13th Congress of IAHR, 2B, p. 1-8.

152. Tesaker, E. 1975. Modelling of suspension currents. // In: Symposium on Modeling Techniques, II, p. 1385-1401.

153. Thorbjarnarson, K.W., Nittrouer, C.A., DeMaster, D.J., 1986. Accumulation of modern sediment in Quinault submarine canyon. // Mar. Geol. vol. 71, p. 107-124.

154. Umeda, M., Yokoyama, K. and Ishikawa, T. 2000. Anumerical simulation of turbidity current and sedimentation in the Shichikashuku reservoir. // J. Hydrosci. Hydr. Eng., vol. 18, p. 153-163.

155. Wells, J.T. 1983. Dynamics of coastal fluid muds in low-, moderate-, high-tide-range environments. // Canadian Journal of Fisheries and Aquatic Science, vol. 40, p. 130-142.

156. Walsh, J.J., Biscaye, P.E., Csanady, G.T., 1988. The 1983- 1984 Shelf Edge Exchange Processes (SEEP)-I experiment: hypotheses and highlights. // Cont. Shelf Res., vol. 8, p. 435-456.

157. Xu, J.P., Noble, M., Eittreim, S.L., Rosenfeld, L.K., Schwing, F.B., Pilskaln, C.H., 2002. Distribution and transport of suspended particulate matter in Monterey Canyon, California. // Mar. Geol., vol. 181, p. 215-234.

158. Yung P. K., Merry H., and Bott T.R., 1989. Chemical Engineering Science, Flight 44, N. 4, p. 873-882.

159. Zhmur V. V, Sapov D.A, Nechaev I.D, and Ryzhakov M. V. 2002. Dynamics of turbidity turbulent currents in continental slope of ocean // J. Physics of Vibrations, vol. 10, N 3, p.171-176.