Приложение Б (рекомендуемое). Расчет изменений уровня моря и модели морской гидродинамики

Приложение Б
(рекомендуемое)

Расчет изменений уровня моря и модели морской гидродинамики

Б.1 Расчет изменений уровня моря

Б.1.1 При расчете уровня моря или фактической глубины необходимо учитывать изменения уровня моря, вызванные гидродинамическими причинами - ветровой нагон , штормовой нагон , волновой нагон .

Б.1.2 При наличии рядов наблюдений уровень моря рекомендуется учитывать по данным ближайшего гидрометеорологического поста.

Б.1.3 При этом должны быть проведены натурные изыскания, подтверждающие репрезентативность данных измерений для всей исследуемой акватории.

Б.1.4 Высоту ветрового нагона , м, в мелководной зоне акватории с постоянной глубиной d, м, допустимо определять по формулам

, (Б.1)

, (Б.2)

где - угол между направлением ветра и нормалью к береговой черте в градусах;

- расчетная скорость ветра, м/с;

- длина разгона, м;

- коэффициент ;

- отношение плотности воды к плотности воздуха;

- коэффициент сопротивления, который допускается определять по формуле

, при м/с (Б.3)

Б.1.5 Высоту ветрового нагона , м, в прибрежной мелководной зоне с постоянным уклоном дна допустимо определять по формуле:

(Б.4)

где - глубина, отвечающая расстоянию от расчетного створа до створа, в котором уровень соответствует исходному, м;

d - глубина в расчетной точке, м.

Глубину и положение створа в прибрежной зоне с уклоном дна i*, где уровень соответствует исходному, необходимо оценивать из условий:

(Б.5)

Б.1.6 Высоту ветрового нагона в условиях больших глубин по отношению к высоте нагона допускается определять:

- для постоянной глубины по формуле

; (Б.6)

- для постоянного уклона дна по формуле

. (Б.7)

Формулы (Б.6) и (Б.7) - упрощенный вариант формул (Б.1) и (Б.4). Расчеты по формулам (Б.1) и (Б.4) необходимо выполнять методом последовательных приближений, вычисляя первое приближение по формулам (Б.6) и (Б.7).

К конечному значению необходимо вносить поправку на закон обратного вида , где - атмосферное давление. В случае приливного моря необходимо добавить также и приливную составляющую, выраженную в высоте прилива, определяемую согласно приливным таблицам на время расчета.

Б.1.7 Высоту штормового нагона , м, в прибойной зоне ( - глубина первого обрушения и - глубина последнего обрушения волн) допускается определять по формуле

(Б.8)

где - высота ветрового нагона, м;

- высота волнового нагона, м.

Высота ветрового нагона , м, определяется в соответствии с Б.1.4-Б.1.6.

Б.1.8 В случае плоского наклонного дна для произвольной точки внутренней прибойной зоны допустимо определять волновой нагон по формуле

, (Б.9)

где - глубина первого обрушения,

, ,

- глубина в штилевую погоду.

Б.2 Модели морской гидродинамики

Б.2.1 При расчете подъемов уровня для акваторий со сложной донной топографией и в приливных морях рекомендуется использовать мезомасштабные модели морской гидродинамики.

Б.2.2 Течения и термодинамические поля температуры, солености формируются в результате сложных физических процессов, определяющих морскую циркуляцию под воздействием атмосферных факторов и приливов [1]. Необходимо отметить, что бароклинный радиус деформации Россби в морях средних и высоких широт имеет величины порядка 5-15 км. Это значит, что значительный вклад в общую циркуляцию моря осуществляют бароклинные вихри с размером порядка двух радиусов Россби. Формирование мезомасштабных квазигеострофических вихрей происходит при активном взаимодействии течений и плотностной стратификации. Поэтому представляется необходимым и оправданным использование сложной и физически полной модели морской циркуляции высокого пространственного разрешения.

Б.2.3 Наибольшие колебания уровня происходят под действием гидрометеорологических факторов, которые вызывают сгонно-нагонные колебания уровня, достигающие в прибрежных районах моря 1-2 м и более.

Б.2.4 Модель морской гидродинамики должна воспроизводить приливную составляющую течений и уровня моря.

Б.2.5 При наличии морского льда в исследуемой акватории необходим его учет, так как это является необходимым условием воспроизведения циркуляции, близкой к натурной.

Б.2.6 Гидродинамическая модель должна быть адаптирована к условиям расчетной акватории. Наиболее перспективным подходом для этого является использование неравномерной пространственной сетки со сгущением в области исследуемого участка и удалением "жидких границ" от этого района. Таким образом, шаги по пространству в исследуемом районе могут составлять порядка 100-500 м, а при удалении от него сеточные шаги могут постепенно увеличиваться, достигая на периферии расчетной области 5-10 км. Использование неравномерного шага по пространству позволяет моделировать циркуляцию, уровень моря и термохалинные характеристики с высоким пространственным разрешением, но в то же время учитывать влияние крупномасштабной циркуляции в прилегающей области. Другим общепринятым подходом является технология моделирования на вложенных сетках, при использовании которой крупномасштабная циркуляция моделируется с грубым пространственным разрешением, а для исследуемой акватории моделирование проводится с требуемым пространственным разрешением. На жидкой границе сеточной области с высоким пространственным разрешением при таком подходе используются данные с крупномасштабной сеточной области.

Б.2.7 Модели морской циркуляции используются для расчета основных параметров морской гидротермодинамики:

- трехмерные поля зональной и меридиональной компонентов скорости течений;

- трехмерные поля температуры и солености;

- уровень моря;

- сплоченность и толщина морского льда, скорость дрейфа льда.

Б.2.8 Использованию модели должен предшествовать этап верификации в рамках сравнительного натурного эксперимента.

Б.2.9 Современные модели морской динамики основаны на системе уравнений гидротермодинамики океана, в которой, помимо приближений гидростатики и Буссинеска, используется предположение о постоянном радиусе Земли, а все уравнения записываются в цилиндрическом слое над сферой.

Б.2.10 В криволинейной ортогональной z-системе обобщенных координат (x, y, z) с базисной системой локальных базисных векторов , направленных вдоль соответствующих обобщенных координат (причем в каждой точке области океана базисный вектор сонаправлен радиусу Земли), система уравнений (в приближениях гидростатики и Буссинеска, радиус Земли положен постоянным) имеет вид:

(Б.10)

, (Б.11)

, (Б.12)

, (Б.13)

, (Б.14)

, (Б.15)

где - вектор скорости течения, м/с, в точке (x, y, z) в координатах ;

- потенциальная температура, °С;

S - соленость шпс;

, , - соответственно операторы градиента, дивергенции и ротора;

- оператор проекции на подпространство ;

- сила Кориолиса;

- угловая скорость вращения Земли;

, и - операторы параметризации маломасштабной физики (вязкости и диффузии);

p - давление, Па;

- фоновая плотность, ;

- отклонение плотности от некоторого равновесного профиля;

- внутренний источник тепла, обусловленный проникающей солнечной радиацией, .

Здесь в общей форме записи не приводятся граничные условия для системы, поскольку их частный вид определяется видом турбулентных операторов , и .