اساتيد راهنما: دكتر علي اكبري بيدختي دكتر اميرحسين جاويد اساتيد مشاور: دكتر علي كرمي خانيكي دكتر وحيد چگيني نگارش: مجتبي عظام 98

Transcript

1 دانشگاه آزاد اسالمي- واحد علوم وتحقيقات دانشكده علوم و فنون دريايي رساله دكتري فيزيك دريا ) )P. عنوان: شبيه سازي عددي جريانات ترموهااليني خليج فارس با استفاده از يك مدل سه بعدي اساتيد راهنما: دكتر علي اكبري بيدختي دكتر اميرحسين جاويد اساتيد مشاور: دكتر علي كرمي خانيكي دكتر وحيد چگيني نگارش: مجتبي عظام 98

2 فصل اول:»كليات» مقدمه... شده مرروري بر مطالعات انجام -3- هدف تحقيق فصل دوم:»مدلهاي عددي اقيانوس» مقدمه دستهبندی مدلهای عددی اقيانوس... 4 مدلهای سطح آزاد و مدلهای مرز سخت مدلهای تراز ثابت همچگالی مختصات سيگما و نيمه طيفی مدلهای باروتروپيک و باروکلينيک مدلهای باروتروپيک معادالت مدل برای يک اقيانوس باروتروپيک اصطکاک و توپوگرافی... 4 عوامل واداشت در مدلهای باروتروپيک طرحوارههای عددی برای مدلهای باروتروپيک انتگرال گيری زمانی به روش صريح مدلهای گرانش کاهيده معادالت مدل گرانش کاهيده يک اليه فعال )/4 اليه( مدلهای اليه آميخته اليه سطحی متالطم معادالت اليه آميخته مدلهای حجمی و مدلهای نيمرخی مدل هاي سيستم مختصات سيگما... 3 جزر و مد و نيروهای واداشت آن معادالت حاكم بر جزرومد شرايط مرزي تبديل معادالت به سيستم مختصات سيگما روش تفكيك مد گسسته سازي معادالت حاكم مدل عددي...POM --5- معادالت حاكم در سيستم مختصات سيگما... 3

3 -5-- ضرائب پخش افقي ضرايب پخش پيچكي قائم شرايط مرزي عمودي... 3 انتگرالگيري از معادالت در جهت قائم... 8 فصل سوم:»روش كار» -3 -مقدمه اندازه گيري هاي ميداني... 4 ارائه يك مدل ديناميكي ساده آماده سازي مدل POM براي خليج فارس و درياي عمان منطقه مورد مطالعه آماده سازي داد ها شبكه بندي هندسي و شرايط پايداري حل عددي شرايط مرزهاي جانبي فصل چهارم:»نتايج» -4- مقدمه پروفايل هاي دما شوري و مقايسه با اندازه گيري هاي ميداني پروفايلهاي سرعت جريان مشخصه هاي فيزيكي جريان برون ريز خليج فارس مسير انتشار جريان برون ريز خليج فارس برش هاي مقطعي پارامتر هاي فيزيكي الگوي افقي ميدان پارامترهاي فيزيكي اثرات جزر ومد بر جريان برون ريز خليج فارس فصل پنجم: -»بحث و نتيجه گيري» بحث و نتيجه گيري پيشنهادات منابع و مآخذ

4 »فهرست شكل ها» فصل اول شكل -: موقعيت جغرافيايي درياي سرخ تنگه باب المندب و خليج عدن )باال( مربع نشان دهنده موقعيت منطقه مدلسازي است. نقشه دقيق تر از منطقه مدل سازي نشان دهنده دو كانال اصلي مسير جريان برون ريز و برخي اندازه گيري هاي ميداني )پائين(... 4 در مسير جريان برون ريز در زمان هاي 0-4 شكل - : نماي سطحي شوري ميانگين بين اليه هاي مختلف... 4 شكل 3-: نماي مقطعي شوري در امتداد مسير جريان برون ريز در امتداد دو كانال اصلي عبور جريان كانال شمالي )سمت راست( و كانال جنوبي )سمت چپ(... 4 شكل 4-: )a(: مكان اندازه گيري هاي انجام شده عميق تر از 60m در تنگه هرمز. :)b-d( شوري دماي پتانسيل و چگالي پتانسيل حاصل از اندازه گيري ها بر حسب تابعي از روزهاي سال. دايره هاي تو خالي نشان دهنده مشاهدات باشوري بيش از 39 psu و خطوط افقي بيانگر مقادير نمونه اي بدست آمده از CT در تنگه براي زمستان و تابستان مي باشد. )e(: شوري بر حسب تابعي از عمق مربوط به همه مشاهدات براي زمستان )آبي( و تابستان )قرمز( خط عمودي نشان دهنده مرز جداكننده خصوصيات آب برون ريز در رسم نمودار -T S است. )f(: نمودار T-S مشاهدات عميق تر از 60m در تابستان )قرمز( و زمستان )آبي( دايره ها بيانگر مقادير متوسط برون ريز خليج فارس بر اساس اندازه گيريهاي هيدروگرافي و مربعها بر اساس اندازه گيري هاي CT است... 8 (: دماي b(: مكان برش مقطعي در امتداد جريان برون ريز خليج فارس. توزيع اقليمي ) aشكل 4- : ( درجه جغرافيايي از 0.5(. داده ها با دقت (: a شوري در امتداد مسير نشان داده شده در ) cپتانسيل و ( استخرج شده اند. خطوط چگالي پتانسيل نيز بر نمودار ها منطبق شده است )بوئر و NAVOCEANO همكاران...)555 5 در خليج عمان طي هشت مجموعه اندازه گيري طي AXBTشكل 4- : پروفايل هاي دماي بدست آمده از سال هاي و هيستوگرامهاي مرتبط با توزيع عمق و ماكزيمم دماي مياني )دايره هاي قرمز(- نسبت به دماي زمينه- دماي زمينه با خط قرمز پر رنگ نشان داده شده است )بوئر و C 3 دماي بيش از همكاران...)555 شكل 3-: تكامل دما وشوري ماكزيمم جريان برون ريز خليج فارس از مبدأ تا درياي عرب )پائوس و همكاران...)554 4 شكل 9-: گردش منطقه اي در خليج عمان )باالي 300( m )پائوس و همكاران 554(... 4 شكل 8-: توزيع دماي پتانسيل θ و شوري )a S. و b( اندازه گيري هاي ميداني در اگوست 55 و )c وd ( نتايج حاصل از مدلسازي پس از 9.5 روز در مناطق تقريبا نزديك به مشاهدات مستقيم. خط سفيد در تمام نمودارها نشانگر چگالي پتانسيل 3- kgm 8.0 مي باشد... 3 شكل 5-: سري هاي زماني )a( دماي بستر )b( مؤلفه سرعت عمود بر جريان بدست آمده از يك دستگاه ACP و حاصل از مدلسازي )فر و همكاران 553(... 9 شكل -: مكان اندازه گيري جريان )مربع C( و ايستگاهاي اندازه گيري...CT 8 شكل -: طرحواره اي از مدل تبادل آب در تنگه هرمز )ماتسوياما و همكاران 889(... 4

5 شكل 3-: نقشه نشان دهنده عمق سنجي خليج عدن. )a(: كل خليج عدن خطوط هم مقدار با فواصل 500 )b(: m. غرب خليج عدن خطوط هم مقدار با فواصل )c(: 00. m كانال هاي جريان برون ريز خطوط هم مقدار با فواصل m شكل -: نقشه هاي نشان دهنده مكان هاي اندازه گيري در طي )a(: زمستان. )b(: تابستان... 3 شكل -: برشهاي مقطعي شوري )قسمت رنگي( و چگالي پتانسيل )خطوط هم مقدار( براي قسمت (: كانال شمالي در aپائيني كانال هاي جنوبي و شمالي در غرب خليج عدن و امتداد آن ها تا شكاف تاجورا. ( (: كانال جنوبي در تابستان. شماره d(: كانال شمالي در تابستان. )c(: كانال جنوبي در زمستان. ) bزمستان. ( ايستگاه هاي اندازه گيري روي محورهاي بااليي مشخص شده اند... شكل 4-: مكان اندازه گيري هاي CT )مربع ها( و XBT )دايره ها( در خليج عمان... 4 شكل 3-: برش مقطعي دما شوري و اكسيژن محلول در امتداد ايستگاه هاي شكل )-(... شكل 9-: پروفايل هاي شوري در ايستگاه 3 نزديك مركز پدي و در ايستگاه هاي مجاور آن )ايستگاه هاي 3 و 9 (... 3 شكل 8-: چگالي پتانسيل و سرعتهاي ژئوسترفيك متناظر با ايستگاه هاي شكل )-(... 9 شكل 5-: پروفايل متوسط سرعت جريان براي هر يك از مؤلفه هاي سرعت در زمان كهكشند )5- دسامبر 883( و دوره مهكشند )- دسامبر و 3-3 دسامبر 883(... 8 شكل -: مشاهدات دو چرخابه گريت ويرل و سوكترا از داده اي ماهواره تپكس. مربع هاي كوچك رسم شده 5 مراكز cm اين چرخابه ها را بر اساس مشاهدات مكاني نشان مي دهند. خطوط هم مقدار با فواصل اند... 3 شكل -: نتايج مدلسازي بر اساس داده هاي سينوپتيكي و گوارد داده ها در 4 دسامبر 883 )امتداد طول جغرافيايي...)77 E 3 در درياي عرب در 9 اگوست 883 با 30 شكل m 3- : برش هاي افقي ميدان سرعت در عمق استفاده از مدلسازي شكل 4-: نقشه توپوگرافي منطقه مدل و مكان اندازه گيري هاي انجام شده )سرا و همكاران 34...)554 با رنگ تيره 36. شكل psu 4- : توزيع قائم شوري با استفاده از اندازه گيري ميداني. شوري بيشتر از مشخص شده است شكل 4-: برش هاي مقطعي شوري بدست آمده از مدلسازي در مكان هاي متناظر با شكل )4-(. 33 فصل دوم شكل -: برخي معيارهاي دسته بندي مدل هاي عددي اقيانوس... 4 نوسان سطح دريا است عمق آب و H شكل - : گسسته سازي قائم مدلهاي عددي اقيانوس شكل 3-: يك مدل باروتروپيك كه سرعتها درآن ستون آب اقيانوس بطور قائم انتگرالگيري شده تا يك مقدار واحد براي سرعتهاي افقي متفاوت با عمق بدست آيد شكل -: نمايش شبكه بندي افقي در سيستم مختصات سيگما متشكل از زير شبكه زير شبكه U و زيرشبكه V )شبكه C(...45 شكل -: نماي باز شده از شبكه مختصات سيگما در جهت افقي... i, j شكل -: نمايش شبكه سيستم مختصات سيگما در جهت افقي و متغييرهاي مورد نياز براي محاسبه

6 U i, j شكل 3-: نمايش شبكه سيستم مختصات سيگما در جهت افقي و متغيرهاي مورد نياز براي محاسبه... V i, j شكل 9-: نمايش شبكه سيستم مختصات سيگما در جهت افقي و متغيرهاي مورد نياز براي محاسبه 3... شكل 8-: تفسير فيزيكي معادله )89-( كه تعادل جرم در حجم كنترل نشان داده شده را توصيف مي كند... 5 شكل 5- : مكان متغييرهاي مدل بر روي شبكه عددي منظم آراكاوا- سي شكل - : نمايش ارتباط بين مد داخلي و خارجي در يك مدل سه بعدي مختصات سيگما فصل سوم شكل -3: مكان ايستگاه هاي اندازه گيري شده در گشت دريايي راپمي سال 88 )بيدختي و عظام...)558 شكل -3: پروفايل هاي دما و شوري در ايستگاه هاي S و S براي زمستان و تابستان... 3 در دو زمان زمستان وتابستان... S و Sشكل 3-3 : محاسبه مقادير نسبت چگالي را براي ايستگاه هاي 4 شكل 4-3: برش هاي مقطعي دما شوري و سيگما-تي در زمستان و تابستان در امتداد مسير E.. 4 شكل 4-3: برش هاي مقطعي دما شوري و سيگما-تي در زمستان و تابستان در امتداد مسير هاي F و 3...F' شكل 4-3: پارامترهاي تعريف شده در مدل ديناميكي. جهت جريان به سمت بيرون صفحه است )بيدختي وعظام...)558 9 شكل 3-3: پهناي جريان برون ريز )R( شار حجمي جريان )M( به ازاي مقادير مختلف شتاب گرانشي كاهش يافته )g'( و مقادير نمونه اي = 45 m و... R = 75 m 35 شكل 9-3: محدوده و نقشه عمق سنجي منطقه مورد مطالعه... 3 شكل 8-3: توزيع دماي اوليه بر روي سطح )اليه اول( و بستر )اليه آخر( با استفاده از داده هاي 33...WOA05 شكل 5-3: توزيع شوري اوليه بر روي سطح )اليه اول( و بستر )اليه آخر( با استفاده از داده هاي WOA05 با تفکيک يک درجه شكل -3: الگوهاي نمونه اي از شرايط مرزي دما در مرز غربي براي ماه هاي فوريه و مي شكل -3: الگوهاي نمونه اي از شرايط مرزي شوري در مرز غربي براي ماه هاي فوريه و مي 34 شكل 3-3: مولفه هاي شرقي- غربي و جنوبي-شمالي سرعت باد در ماه فوريه 88 بر روي منطقه مورد مطالعه )سرعت ها بر حسب متر بر ثانيه( شكل 4-3: مولفه هاي شرقي- غربي و جنوبي-شمالي سرعت باد در ماه مي 88 بر روي منطقه مورد مطالعه )سرعت ها بر حسب متر بر ثانيه( شكل 4-3: ميدان ميانگين سرعت و جهت باد بر روي منطقه مدل به ترتيب در ماه هاي فوريه و مي سال شكل 4-3: ميانگين سريهاي زماني )a(: دماي سطح دريا دماي هوا و تابش طول موج كوتاه. )b(: درصد رطوبت نسبي و تفاوت نرخ تبخير و بارش در سال

7 شكل 3-3: شبكه بندي منطقه مدل در جهت افقي )باال( نماي بزرگ شده قسمتي از شبكه براي وضوح بهتر فصل چهارم شكل -4: منطقه مدلسازي مكان اندازه گيري هاي ميداني و موقعيت جغرافيايي برش هاي مقطعي... 4 شكل -4: سري هاي زماني )a(: ميانگين شوري سطحي. )b(: ميانگين انرژي جنبشي حوزه منطقه مدلسازي شكل 3-4: مقايسه برخي از پروفايل هاي حاصل از اجراي مدل )سمت راست( با اندازه گيري هاي ميداني )سمت چپ( در ماه فوريه شكل 4-4: مقايسه برخي از پروفايل هاي حاصل از اجراي مدل )سمت راست( با اندازه گيري هاي ميداني )سمت چپ( در ماه مي شكل 4-4: پروفايل هاي سرعت جريان در ايستگاه هاي نشان داده شده در شكل )-4( براي ماه هاي فوريه )سمت چپ( و مي )سمت راست(... 4 (: سيگما-تي و شار حجمي b(: دما و شوري ميانگين جريان برون ريز. ) aشكل 4-4 : سري هاي زماني: ( جريان برون ريز. نمودارها براي شش سال آخر شبيه سازي ارائه شده اند... 4 شكل 3-4: سري هاي زماني ميانگين ماهيانه: )c(: دما و شوري )d(: سيگما-تي و شار حجمي جريان برون ريز خليج فارس در سطح مقطع...IJ 44 براي ماه هاي مارس و آگوست در درياي عمان در محدوده جغرافيايي مشخص T-Sشكل 9-4 : نمودارهاي شده در شكل )-4( براي ماههاي Cشكل 8-4: برش هاي مقطعي ميانگين ماهانه دما شوري و سيگما-تي در امتداد مسير مارس و آگوست شكل 5-4: برش هاي مقطعي ميانگين مؤلفه هاي شرقي- غربي و جنوب- شمال ميدان سرعت در امتداد مسير C براي ماههاي مارس و آگوست براي ماههاي IJشكل -4: برش هاي مقطعي ميانگين ماهانه دما شوري و سيگما-تي در امتداد مسير مارس و آگوست شكل -4: برش هاي مقطعي ميانگين مؤلفه هاي شرقي- غربي و جنوب- شمال ميدان سرعت در امتداد مسير IJ براي ماههاي مارس و آگوست... 3 شكل 3-4: برش هاي مقطعي ميانگين ماهانه دما و شوري در امتداد مسير KL براي ماههاي مارس و آگوست شكل 4-4: برش هاي مقطعي ميانگين ماهانه دما و شوري در امتداد مسير MN براي ماههاي مارس و آگوست شكل 4-4: ميانگين ماهانه ميدانهاي دما و سرعت در عمق 0m براي ماههاي مارس )باال( و آگوست )پايين( شكل 4-4: ميانگين ماهانه ميدانهاي شوري و سرعت در عمق 0m براي ماههاي مارس )باال( و آگوست )پايين( شكل 4-4: الگوهاي ميانگين ماهيانه ميدانهاي دما شوري و سرعت در عمق 80 m براي ماه هاي مارس )باال( و آگوست )پايين( براي منطقه تنگه هرمز و ناحيه مجاور آن

8 شكل 3-4: الگوي ميدان هاي ميانگين دما شوري و سرعت در عمق 00 m در درياي عمان براي ماههاي مارس )باال( و آگوست )پايين(... 9 شكل 9-4: الگوي ميدان هاي ميانگين دما شوري و سرعت در عمق 500 m در درياي عمان براي ماههاي مارس و آگوست براي ماههاي مارس و IJشكل 8-4 : سري هاي زماني دبي جريان برون ريز خليج فارس در سطح مقطع آگوست. داده ها در بازه هاي نيمروزه رسم شده اند شكل 5-4: الگوهاي افقي ميدان هاي سيگما-تي و سرعت در زمان هاي وقوع بيشترين و كمترين مقادير دبي جريان برو ن ريز در عمق 70 m براي ماههاي مارس )باال( و آگوست )پايين فصل پنجم شكل -4: مكانهاي اندازه گيري در گشت دريايي ژانويه 884 )سنجيو و همكاران 889(... 8 شكل -4: برش هاي مقطعي دما )چپ( و شوري )راست( در امتداد ايستگاه هاي نشان داده شده شكل )4- ( و پروفايلهاي نمونه اي از شوري در مركز و اطراف پدي... 8 در حالت اجراي مدل بدون 500 شكل m 3-4 : ميدان هاي افقي دما )چپ( و شوري )راست( در عمق اعمال واداشت هاي جزر و مد براي ماه فوريه

9 چكيده در تحقيق حاضر اندازه گيري هاي ميداني و يك مدل عددي سه بعدي )مدل )POM به منظور شبيه سازي ساختار جريان ترموهااليني برون ريز خليج فارس مورد استفاده قرار مي گيرد. در اين مدل از سيستم مختصات متعامد منحني الخط در جهت افقي و سيستم مختصات سيگما در جهت قائم استفاده مي شود. در اين شبيه سازي ضرايب اختالط تالطمي افقي متغير و با استفاده از رابطه اسماگورينسكي و ضرايب اختالط قائم با استفاده از روش بستار مرتبه.5 )طرحواره تالطم ملور- يامادا( محاسبه شدند. منطقه مدلسازي شامل شرق خليج فارس درياي عمان و قسمتي از شمال غرب اقيانوس هند با ابعاد شبكه افقي تقريبا برابر 3.5 km و تعداد 3 تراز سيگما در نظر گرفته شد. نتايج شبيه سازي عددي نشان مي دهد شوري ميانگين جريان برون ريز خليج فارس در طي سال نسبتا ثابت و برابر 39 psu است در حاليكه دماي آن با فصل تغيير مي كند. از اين رو چگالي جريان در اواخر زمستان )مارس( به بيشينه و در اواسط تابستان )آگوست( به كمترين مقدار خود مي رسد. همچنين دبي جريان با چگالي آن ارتباط مستقيم دارد. در ورودي درياي عمان جريان برون ريز تحت تأثير نيروي كوريوليس به سمت راست منحرف شده و به صورت يك جريان بدام افتاده ساحلي به حركت خود ادامه مي دهد. هنگاميكه اين جريان به شيب قاره مي رسد بدليل چگالي بيشتر نسبت به آب هاي پيرامون خود به مناطق عميق تر نفوذ مي كند تا به عمق شناوري خنثي برسد. اين عمق براي ماه مارس حدود 500 m و براي ماه آگوست حدود 50 m مشاهده مي شود كه به دليل چگالتر بودن جريان برون ريز در مارس نسبت به آگوست است. پس از آن در هر دو زمان جريان به مسير خود در مجاورت سواحل غربي و جنوبي درياي عمان ادامه مي دهد تا زمانيكه به دماغه رأس الحمرا مي رسد. در اين منطقه جريان ماه مارس كه پهناي بيشتري دارد و در مناطق عميق تر حركت مي كند بيشتر تحت تأثير شيب شديد بستر )افزايش ناگهاني عمق( قرار مي گيرد و در نتيجه مكانيزم كشيدگي خطوط ورتكس و اصل بقاي تاوايي پتانسيل باعث جدا شدن جريان از ديواره جانبي مي شود. در حاليكه در ماه آگوست جريان حركت خود در مجاورت مرز جانبي ادامه مي دهد. بعالوه برهمكنش جزر و مد با جريان برون ريز خليج فارس در تنگه هرمز باعث حركت تناوبي جريان بداخل درياي عمان مي شود كه مي تواند به عنوان عامل اصلي شكل گيري پدي )ها( در درياي عمان در فصل سرد سال در نظر گرفته شود. 9

10 فصل اول: كليات 0

11 -- مقدمه واژه "ترموهاالين" بر گرفته از دو كلمه ترمو كه به دما و كلمه هاالين كه به شوري اشاره مي كند مي باشد. از اينرو جريانات ترموهااليني اقيانوس به جريانهايي اطالق مي شود كه علت ايجاد آن ها شيب دار شدن خطوط هم چگالي در اعماق اقيانوس در اثر اختالف شوري و دما است. در عرض هاي جغرافيايي پايين آب سطحي اقيانوس در تماس با اتمسفر گرم مي شود ولي در عرضهاي جغرافيايي باال آب سطحي سرد مي شود و بنابراين چگالي آن افزايش يافته و به اعماق نفوذ مي كند و توده هاي آب سرد در اعماق اقيانوس را تشكيل مي دهد. بدين ترتيب آب سطحي گرم از عرضهاي جغرافيايي پايين به سمت قطب حركت كرده و جهاني به علت گراديان هاي بزرگ مقياس دما گردش ترموهااليني جهاني شكل مي گيرد. هاي گردش ترموهاالين و شوري ايجاد مي شوند و به نظر مي رسد كه در تغييرات طبيعي اقليم و نيز در تغييرات اقليم در پاسخ به فعاليت هاي بشر نقش اساسي ايفا مي كنند. امروزه با افزايش توليد گازهاي گلخانه اي و گرم شدن جهاني زمين برهمكنش ميان جريانات و اقليم بطور خاصي مورد توجه محققان قرار گرفته است. مطالعات فراواني پيرامون اينكه چگونه گرم شدن آب و هوا ممكن است گردش اقيانوس ها را متأثر سازد و اين امر تا چه حد مي تواند اقليم جهان را تحت تأثير قرار دهد صورت گرفته است. برخي استدالل كرده اند كه اين گرم شدن مي تواند حركت آب هاي گرم به سمت قطب را متوقف سازد كه اين انجماد اروپاي شمالي را بدنبال خواهد داشت. البته براي پيش بيني مطمئن بايد تحقيقات بيشتري پيرامون اين قضيه انجام شود. امروزه جريانات گرم سطح اقيانوس ها با استفاده از تصاوير ماهواره اي با دقت بااليي قابل رديابي هستند ولي جزئيات جريانات عميق اقيانوس ها به جز مكان هايي كه در آنها اندازه گيري مستقيم انجام مي شود به خوبي مشخص نيست. جريانات برون ريز درياهاي حاشيه اي مانند درياي مديترانه درياي سرخ خليج فارس و درياي البرادور كه در كرانه هاي اقيانوسهاي بزرگ واقع شده اند مي توانند گردش ها و الگوي حركت جريانات بزرگ مقياس اقيانوسها را تحت تأثير قرار دهند. بطور مثال بر اساس برخي تحقيقات برون ريز شور درياي مديترانه به اقيانوس اطلس كه بدليل تبخير باال و بارندگي ناچيز شكل مي گيرد به اندازه اي است كه مي تواند براي متوقف ساختن انجماد آب در آب هاي شمالي اقيانوس اطلس كافي باشد. از اينرو محققان عالقمند به دانستن حجم نمك ورودي به اقيانوس اطلس از طريق درياي مديترانه و اينكه چگونه اين نمك در اقيانوس منتشر مي شود هستند. برون ريز درياي مديترانه به اقيانوس اطلس به صورت بسته هاي آب گرم و شور در حال گردش در مناطق عميق اقيانوس اطلس مشاهده شده است كه قطر آن ها بين تا كيلومتر 3 گزارش شده است )بوئر و همكاران Global termoaline circulation - Outflow 3 - Bower

12 554(. اين چرخابه ها قبل از اينكه توسط مكانيزمهايي مانند برخورد با كوههاي دريايي و تالطم از بين روند و ميرا شوند مي توانند براي چندين سال در اعماق اقيانوس اطلس حركت كنند. -- مروري بر مطالعات انجام شده چانگ و همكاران )554 ) جريا ن بررو ن ريرز دريراي سرر خ را برا ا سرتفا ده از مر دل عر د دي سر ه ب عر دي مطالعه كرده و نتايج مدل را با مشاهدات انجام شده در گشرت دريرايي RESOX مقايسره HYCOM كرده اند. بر اين اساس مدل م سرير جريرا ن بررو ن ريرز پرو فايرل هراي د مرا شروري و سرر عت ب د سرت آمرده از با مشاهدات ميداني صورت گرفته درسال 55 مقايسه شده و سازگاري خوبي نشان مي دهند. شكل -: موقعيت جغرافيايي درياي سرخ تنگه باب المندب و خليج عدن )باال( مربع نشان دهنده موقعيت منطقه مدلسازي است. نقشه دقيق تر از منطقه مدل سازي نشان دهنده دو كانال اصلي مسير جريان برون ريز و برخي اندازه گيري هاي ميداني )پائين(. شكل )-( موقعيت جغرافيايي درياي سرخ تنگه براب المنردب و خلريج عردن را نشران مري دهرد. از آنجا كه مشاهدات ميداني نشان دهنده مسير انتشار جريان برون ريرز در دوكانرال اصرلي اسرت بنرابراين - Cang - Hybrid Coordinate Ocean Model

13 انت خاب منا سب اب عا د شب ك ه م دل در ج هرت ا فقري برراي شربي ه سرازي اير ن كانرال هرا م هر م ا سرت. بر دي ن من ظرور شبكه بندي افقي بين 5 km تا 0.5 km مورد آزمايش قرار گرفتند. تعداد نقاط شربكه افقري نيرز بره تناسرب متغير و بين 33 3 تا ولي تعداد ترازهراي قرائم ثابرت و برابرر 6 ترراز همچگرالي بوده است. نتايج مدل نشان مي دهد حجم آب انتقالي توسط جريان برون ريز با افرزايش فاصرله نسربت بره تن گر ه براب ال منر دب ا فر زاي ش مري يابر د كر ه علرت آ ن درهر م آ مي خت گر ي اير ن جريرا ن بر ا آب هراي پيرا مرو ن ا سر ت. همچنرين حساسريت نترايج مردل بره فواصرل شربكه بنردي افقري روش هراي مختلرف پرارامتري كرردن درهرم آميختگي و نيروي واداشت جريان برون ريز مطالعه شده است. شكل -: نماي سطحي شوري ميانگين بين اليه هاي 0-4 مختلف. در مسير جريان برون ريز در زمان هاي 3

14 شكل 3-: نماي مقطعي شوري در امتداد مسير جريان برون ريز در امتداد دو كانال اصلي عبور جريان كانال شمالي )سمت راست( و كانال جنوبي )سمت چپ(. شبيه سازي اين جريان در يك دوره 5 روز تا جائيكه جريان به حالت شبه مانرا مري رسرد انجرام شرده است. شكل هاي )-( و )3-( به ترتيرب نماهراي سرطحي و جرانبي شربيه سرازي شروري جريران بررون ريز از طري ق كانال ش مالي تن گ ه براب ال منر دب را ن شرا ن مري دهنر د كر ه ميران گي ن نتراي ج الير ه هراي 5 ترا 4 مدل مي باشند. برروئر و همكرراران )555( مشخصرره هرراي دينرراميكي برررون ريررز دريرراي سرررخ و خلرريج فررارس را بررا استفاده از داده هاي هيدروگرافي طوالني مردت و يرك مردل هيردروليكي عرددي انتشرار پلروم مطالعره كررده اند. اين تحقيق شامل مطالعه تغيير شكل اوليه ديناميك و مسير هاي انتشار برون ريزهاي درياي سررخ و خليج فارس به داخل اقيانوس هند مي باشد. بر اين اساس حجم آب انتقالي ساالنه توسرط ايرن جريانرات نسبتا كوچك است )كمتر از Sv ) 0.4 ا مرا اثرر م ه مري روي خصوصريات هير درو گرا في ا قيرانو س هنر د در ترراز ترمروكالين دارنرد كره ايرن بردليل شروري براالي ايرن جريانرات اسرت. خصوصريات ايرن جريانرات از جريانات برون ريز درياهراي ديگرر متفراوت ا سرت زيررا از منرا ط ق ب سريار كر م ع مر ق ( ك مترر از 00 مترر( شروع شده و به داخل محيط اقيانوس كره بره شردت اليره بنردي چگرالي دارد وارد مري شروند. همچنرين برر خالف خليج فارس برون ريز درياي سرخ تغيير پذيري شديدي با فصل نشان مي دهد. - Outflows 4

15 بررسي نمودارهاي T-S براي منبع جريان برون ريز و آب حاصل نشان مي دهد كه برون ريز درياي سرخ و خليج فارس همچنانكه روي عمق آستانه و به عمق شناوري خنثي مي رسند به ترتيب با ضرائب.5 و 4 3 بداخل اقيانوس تزريق مي شوند. ضريب تزريق باال براي خليج فارس ناشي از اختالف چگالي باال بين منبع جريان و آبهاي اقيانوسي و نيز ميزان كم انتقال آن بيان شده است. تركيب عرض جغرافيايي پايين و انتقال كم اين جريانات برون ريز )ضخامت كم آنهرا( منجرر بره عردد اكمن از مرتبه يك براي هر دو جريان مي شود. اين مطلب نشان مي دهد كه اين جريانات بايد به عنروان جريانات چ گالي اص ط كا كي ت ع ديل ش ده تو س ط گر د ش ز مري ن در ن ظرر گر فتر ه شرون د. برراي دريراي سرر خ از آنجا كه جريان برون ريز آن از دو مسير متفاوت وارد اقيانوس هند مي شرود فرآينرد اخرتالط در ايرن دو مسير متفاوت بوده و منجر به ايجاد آب هاي حاصل با چگالي هاي متفاوت در اقيانوس هند مي شود. در هررر دو جريرران تغييرررات فصررلي در خصوصرريات آب منبررع و محرريط اقيانوسرري اثراترري را روي نمودارهاي T-S آبهاي حاصل نشان مي دهند اما بطور كلي اثرر نراچيزي روي عمرق تعرادل آب حاصرل دارند. آب هاي حاصل براي هر دو جريان برون ريز حداقل در طري زمراني از سرال بصرورت جريانرات مرزي باريك به سمت دور از عمق آستانه فرارفته مي شوند در زمان هراي ديگرر آب حاصرل بصرورت بسته هايي در اقيانوس هند ديده مي شود. در مقايسه با درياي سرخ خلريج فرارس بسريار كرم عمرق برا مراكزيمم عمرق حردود 00 مترر در حروزه مركرزي و عمرق ميرانگين تنهرا 35 مترر اسرت. تنگره هرمرز عمومرا پهرن ترر و كرم عمرق ترر از تنگره براب المنردب اسررت و پهنرراي آن حرردود 57 كيلررومتر در براريكترين نقطرره و داراي عمررق آسرتانه حرردود 80 متررر است. نرخ تبخير باال ) متر بر سال )چائو و همكاران 88(( و عمق كم منطقه منجر به شكل گيري آب بسيار شور و چگال با مراكزيمم شروري حردود 57 psu در خورهراي كرم عمرق سرواحل جنروبي )جان و همكاران 885( مي شود. ولي بطرور كلري شروري مراكزيمم خلريج فرارس در اكثرر منراطق برين psu 9 گزارش شده است )برور و همكاران 839 چائو و همكاران 88(. شركل )4-( تغييررات فصررلي مشخصره هرراي T-S آب منبرع خلريج فررارس را برر اسرراس نترايج برروئر و همكاران )555( نشان مي دهد. بر اين اساس مشاهدات با شوري بريش از 39 psu در نيمره اول سرال ( مي ال دي( بي شتر دي ده مي شو د. چر خر ه فصرلي شر دي دي در خصوصريات د مرايي دير ده مري شرو د. آب هراي برا بيشترين شوري در ماه هراي فوريره ترا ژوئرن )دمراي 9-.5) C ترا چنر دي ن در جر ه ن سربت بر ه مراه هراي - Source - Sill dept 3 - ilute 4 - Product waters 5 - Source water 6 - Patces 7 - Cao 8 - Brewer 5

16 ژوئن تا ژانويه )دمراي ) -5 C سرر دتر ه سرتن د. اير ن ت غييررات برا چر خر ه گر مرايش فصرلي روي خلريج فارس سازگار است )هورتن و همكاران 884(. كاهش دما و افزايش شوري برون ريز خلريج فرارس در زمستان به تفاوت چگالي بين دو فصرل ترا 3- kgm.3 منجرر مري شرود. ايرن مطلرب در نمرودار شكل )4-( نيز ديده مي شود. T-S شكل 4-: )a(: مكان اندازه گيري هاي انجام شده عميق تر از 60m در تنگه هرمز. :)b-d( شوري دماي پتانسيل و چگالي پتانسيل حاصل از اندازه گيري ها بر حسب تابعي از روزهاي سال. دايره هاي تو خالي نشان دهنده مشاهدات باشوري بيش از 39 psu و خطوط افقي بيانگر مقادير نمونه اي بدست آمده از CT در تنگه براي زمستان و تابستان مي باشد. )e(: شوري بر حسب تابعي از عمق مربوط به همه مشاهدات براي زمستان )آبي( و تابستان )قرمز( خط عمودي نشان دهنده مرز جداكننده خصوصيات آب برون ريز در رسم نمودار -T S است. )f(: نمودار T-S مشاهدات عميق تر از 60m در تابستان )قرمز( و زمستان )آبي( دايره ها بيانگر مقادير متوسط برون ريز خليج فارس بر اساس اندازه گيريهاي هيدروگرافي و مربعها بر اساس اندازه گيري هاي CT است. - Horton 6

17 شكل 4-: )a(: مكان برش مقطعي در امتداد جريان برون ريز خليج فارس. توزيع اقليمي )b(: دماي پتانسيل و )c(: شوري در امتداد مسير نشان داده شده در )a(. داده ها با دقت 0.5 درجه جغرافيايي از NAVOCEANO استخرج شده اند. خطوط چگالي پتانسيل نيز بر نمودار ها منطبق شده است )بوئر و همكاران 555(. شكل )4-( برش مقطعي دماي پتانسيل و شوري را در امتداد مسير جريان برون ريز خليج فارس نشان مي دهد. متأسفانه داده هاي هيدروگرافي NAVOCEANO براي مطالعه تغييرات فصلي آب حاصل مناسب نيستند. از اين رو بوئر و همكاران به منظور مطالعه عمق تعادل و دماي آب حاصل از اندازه گيري هاي 3 AXBT انجام شده توسط السي و همكاران )888( استفاده كردند. در اين داده ها حداقل دو مجموعه اندازه گيري پروفايهاي دما در هر فصل به استثناي تابستان موجود است. - Naval Oceanograpic Office (USA) - Naval Oceanograpic Office 3 - Airborne Ependable Baty Termograp 4 - Alessi 7

18 شكل 4-: پروفايل هاي دماي بدست آمده از AXBT در خليج عمان طي هشت مجموعه اندازه گيري طي سال هاي و هيستوگرامهاي مرتبط با توزيع عمق و ماكزيمم دماي مياني )دايره هاي قرمز(- دماي بيش از C 3 نسبت به دماي زمينه- دماي زمينه با خط قرمز پر رنگ نشان داده شده است )بوئر و همكاران 555(. شكل )4-( نتايج اين اندازه گيري ها را نشان مي دهد. بطور كلي اين پروفايل ها به دو دسته قابل تقسيم اند. دسته اول با وارونگي دما كه بيانگر آب برون ريز اخيرا تزريق شده است. و دسته ديگر كه در آن ها دما بطور يكنواخت با عمق كاهش مي يابد. در اكثر اين پروفايل ها در اعماق بين m ديده مي شود. تغيير پذيري بين پروفايل هاي دما در يك فصل همانند آنچه بين فصول مختلف ديده مي شود نيز وجود دارد. بطور كلي آبهاي گرم حاصل كم عمق تر بيشتر در تابستان و پائيز ديده مي شوند تا در زمستان و بهار كه علت آن را مي توان در كمتر بودن چگالي آب منبع در تابستان و پائيز دانست. - Temperature inversion 8

19 كامپ و صدري نصب )554( با استفاده از مدل سه بعدي COHERENS گرردش و خصوصريات توده هاي آب خليج فارس را مورد مطالعه قرار دادند. نتايج اين تحقيق بيانگر توافرق خروب برا مشراهدات مي باشد. بر اين اساس چر خ ه فصلي شا خ ص و پرا د سرا عت گر د در تاب سرتا ن و ب هرار روي كرل خلري ج شر كل مي گير د ا ما در پاييز و ز م ستا ن ب ه چر خاب ه هاي ميا ن مقيرا س تبر ديل مري شرو د. اير ن چر خر ه كر ه در فصرل هاي تاب ستا ن و ب هار كل خلي ج را در بر مي گيرر د از ن ظرر رز مراني برا شر كل گيرري الير ه بنر دي گر مرايي و تقويرررت گرررردش تبرررادلي بررراروكلينيكي از طريرررق تنگررره هرمرررز مقرررارن اسرررت. علرررت تقويرررت ايرررن گرررردش باروكلينيكي سرمايش زمستان و شكل گيري آب هاي سرد )شوري بيش از 44( در نرواحي كرم عمرق در طول سواحل امارات متحده عربي بيان شده است. دفتر اقيانوس شناسي اياالت متحده )السي و همكاران 888( مشاهدات بلند مدت دما وشوري خلريج فارس را جمع آوري كرده است. اين داده ها شامل 843 پروفايل دما و شوري اسرت كره در برر گيرنرده اندازه گيري هاي كشتي مونت ميشل )رينولدز 883( و نيرز مشراهدات ديگرر طري 33 سرال از 83 تا 883 مي با شر د. انر دازه گيرري هراي ك شرتي مونرت مي شرل شرا مل 455 ايسرتگاه انردازه گيرري CT در خلريج فرارس تنگره هرمرز و خلريج عمران در طري دوره زمراني سره مراه و نريم ( 4 فوريره ترا ژوئرن ) 88 مري با شر د. ب طرور كلري انر دازه گيرري هراي مير داني در پراييز در خلري ج فرار س مو جرو د ني سرت و نيرز اندازه گيري هاي محدودي در مناطق كم عمق جنوبي و اطراف بحرين موجود است. سويفت و همكارن )553( اين داده ها را بطور كامل مورد تحقيق و بحرث قررار داده انرد. نترايج ايرن تحقيق نشان مي دهد كه به علت تبخير باال گردش خور معكوسي در خليج فارس شكل مي گيرد كه طي آن آب چگال و شور از بستر و سمت سواحل جنوبي از خليج خارج و آب اقيانوس هند از سطح و سمت سواحل ايران وارد خليج مي شود. سوگدن )843( هانتر) 89 ( چائو )88( رينولردز )883( جرونز و همكراران )553( پي شن ها د كر ده ان د ك ه چ گالتري ن آب هرا كر ه اير ن جريرا ن بررو ن ريرز را اي جرا د مري كننر د در منرا ط ق كر م ع مر ق جنوبي خليج شكل مي گيرند. در مقايسه با اين 3 پيشنهاد سرويفت و بروئر )553( اسرتدالل كررده انرد كره چگال ترين آب ها نزديك نواحي باالي خليج شكل مي گيرند چون توده هاي آب نواحي كم عمق جنروبي خليج در زمستان بسيار گرم هستند و از اين رو به اندزه كافي چگال نيستند تا بتواننرد باعرث شركل گيرري جريان خروجي در بستر شوند. پائوس و همكاران )554 ) با ا سرتفا ده از انر دازه گيرري هراي مير داني طري گ شرت دريرايي GOGP99 كرره در اكتبررر تررا اوايررل نرروامبر 888 در منطقرره تنگرره هرمررز و دريرراي عمرران انجررام دادنررد برره مطالعرره - Inverse estuary circulation - Sugden 3 - Swift 4 - Pous 9

20 خصوصيات آب خليج فارس و گردش هاي منطقه اي درياي عمان پرداختند. بر اساس اندازه گيرري هرا در خليج عمان وجود برون ريز خليج فارس با مشخصه هراي شروري بريش از 37 psu و دمراي بريش از C 0 تائيد مي شود. از مكان منبع اين جريان در خليج فارس كه داراي دماي C 7 و شوري psu است كاهش قابل توجره دمرا و شروري مراكزيمم طري 50 km ابتردايي مسرير از تنگره هرمرز اتفراق مي افتد و مقادير دما و شوري در قسمت شمالي خليج عمان به ترتيب به C 6 و 38.5 psu مي رسند. سپ س كاه ش ش دي دي در د ما دي ده مي شرو د و اير ن در جائي سرت كر ه آب بررو ن ريرز خلري ج فرار س روي شريب قاره پرايي ن مري رو د. سرپ س مقرا دير د مرا و شروري بر ه ترتيرب بره C 3 و 38 psu مري رسرند. ايرن مقرادير تقريبا تا N 4 و E 57.3 )منطقه باالي رأس الحمراء( ثابت مي ماند. از اينجا بره بعرد كراهش دمرايي ترا C در برون ريز خليج فارس طري مسرافت 5 km مشراهده مري شرود. شركل )3-( ايرن مطلرب را نشان مي دهد. شكل 3-: تكامل دما وشوري ماكزيمم جريان برون ريز خليج فارس از مبدأ تا درياي عرب )پائوس و همكاران 554(. بطور كلي كاهش ماكزيمم دما و شوري جريان برون ريز خليج فارس طي سه مكان اتفاق مي افتد. الف( در تنگه هرمز. ب( در منطقه شكست قاره )قسمت شمالي خليج عمان(. ج( باال و رأس الحمراء كه در قالب ديناميك ميان مقياس قابل تالطمي توجيه است. دو مورد اول بر اساس پائين منطقه اختالط آب خليج فارس با آب هاي پيرامون توجيه پذير است. اين اختالط تالطمي مي تواند ناشي از تغيير ميدان باد و يا اصطكاك بستر )بخصوص در نواحي كم عمق تنگه هرمز( يا حضور امواج دروني )بخصوص در منطقه شكست قاره( و يا ناشي از نشست آب برون ريز خليج فارس از منطقه فالت قاره )عمق حدود 80( m تا عمق شناوري خنثي )عمق حدود 0( m باشد. - Turbulent miing - Neutral buoyancy 0

21 پائوس و همكاران همچنين تغيير پذيري زماني جريان برون ريز خليج فارس را در يك دوره كوتاه مدت دو هفته اي مورد مطالعه قرار دادند. بطور كلي اين روند بصورت كاهش دما و شوري ماكزيمم نزديك تنگه هرمز افزايش آن ها نزديك دهانه خليج عمان و تغييرات نوساني بين اين دو در يك دوره ده روزه است. اولين دليل اين دگرگوني را مي توان تغييرات جريان خروجي خليج فارس در تنگه هرمز 0. m/s ناشي از فرارفت دانست. با سرعت متوسط حدود براي جريان برون ريز زمان عبور جريان بين اين دو منطقه حدود نه روز برآورد مي شود. كه اين زمان با بازه زماني تغييررات مشاهده شده همخواني دارد. توضيح ديگر براي اين تغييرات رشد انحناء و يا جداشدگي چرخابه ها از جريان خروجي خليج فارس است كه بطور مكاني كاهش قابل توجه شار را موجب مي شوند. توجيه ديگر براي اين تغييرات را مي توان پخش هاي مجاور دانست. گرما و شوري از آب هسته برون ريز خليج فارس به توده آب در نهايت اين محققان الگوي گردش منطقه اي آب در خليج عمان )عمق باالي 300( m را با استفاده از 3 SACP مشخص نمودند. اين الگو كه بر اساس اندازه گيري هاي انجام شده طي اكتبر و نوامبر سال 888 در شكل )9-( نشان داده شده است. شكل 9-: گردش منطقه اي در خليج عمان )باالي 300( m )پائوس و همكاران 554(. فر و همكاران )553( نشست و اختالط پلوم شور برون ريز در تنگه فرام را مورد مطالعه قرار دادند. در اين تحقيق شبيه سازي عددي جريان با استفاده يك مدل مختصات سيگما انجام شده است. - Advection - iffusion 3 - Sip-borne Acoustic oppler Current Profiler 4 - Fer 5 - escent 6 - Fram

22 تنها عامل واداشت اين جريان يك چرخه ساالنه نيروي شناوري ناشي از انجماد آب بوده است. مقايسه نتايج حاصل از مدلسازي با اندازه گيري هاي مستقيم شامل هيدروگرافي جريان سنجي با دقت باال و اندازه گيري مستقيم تالطم با استفاده از يك پروفايلر ريزساختار توانايي مدل را در اين شبيه سازي تأييد نموده است. پروفايل هاي پخش تالطمي بدست آمده از مدل در مقايسه با اندازه گيري هاي مستقيم تالطم تأييدي بر طرحواره ملور- يامادا در شبيه سازي تالطم درون شبكه و بنابراين مدلسازي جريان گرانشي با استفاده از اين طرحواره است. بسيط در اين مدلسازي از مدل 3 ROMS استفاده شده است. اين مدل بر اساس حل معادالت و استفاده از تقريب هيدروستاتيك با قابليت شرط مرزي سطح آزاد ارائه شده است. اين مدل از سيستم مختصات منطبق بر توپوگرافي )مختصات سيگما( درجهت قائم و شبكه بندي راست گوشه منحني الخط در جهت افقي استفاده مي كند. تكنيك تفكيك مد كه بر اساس روش حل عددي معادالت در اين مدل تفاضل محدود است و از جدا كردن حل معادالت دو بعدي باروتروپيك و حل صريح و حل معادالت سه بعدي باروكلينيك به روش ضمني است )توضيحات بيشتر در فصل دوم ارائه شده است(. - Microstructure profiler - Eddy diffusivity 3 - Regional Ocean Modeling System 4 - Primitive equations 5 - Ortogonal curvilinear coordinate 6 - Mode splitting

23 شكل 8-: توزيع دماي پتانسيل θ و شوري )a S. و b( اندازه گيري هاي ميداني در اگوست 55 و )c وd ( نتايج حاصل از مدلسازي پس از 9.5 روز در مناطق تقريبا نزديك به مشاهدات مستقيم. خط سفيد در تمام نمودارها نشانگر چگالي پتانسيل 3- kgm 8.0 مي باشد. ابعاد شبكه افقي در مدلسازي مذكور تقريبا km و تعداد تراز هاي سيگما 30 تراز لحاظ شده است. تنها نيروي واداشت مدل نيروي شناوري ايجاد شده در اثر توليد نمك در دوره يخبندان ساالنه است. شكل )8-( مقايسه بين نتايج حاصل از مدل و اندازه گيري مستقيم دماي پتانسيل و شوري را نشان مي دهد. همچنين شكل )5-( مقايسه سري هاي زماني سرعت عمود بر مسير انتشار پلوم و دماي جريان حاصل از مدلسازي و اندازه گيري مستقيم را نشان مي دهد. شكل 5-: سري هاي زماني )a( دماي بستر )b( مؤلفه سرعت عمود بر جريان بدست آمده از يك دستگاه ACP و حاصل از مدلسازي )فر و همكاران 553(. ماتسوياما و همكاران )889( با استفاده از اندازه گيري هاي CT و جريان سنجي ACP در ايستگاه هاي مورينگ در تنگه هرمز طي اواسط دسامبر 883 تا اوايل ژانويه به مطالعه 884 ساختار عمودي جريان و تغييرات زماني جريانات جزر و مدي و نيز جريانات فركانس پائين پرداختند. شكل )-( مكان اين اندازه گيري ها را نشان مي دهد.. بر اساس اين يافته ها جزر و مد در منطقه باروتروپيك است. مؤلفه هاي جزر و مدي به صورت 0.34 m/s براي مؤلفه 0. m/s K براي مؤلفه 0. m/s M براي مؤلفه O و 0.07 m/s براي مؤلفه S ارائه شده است. بر اين اساس جريانات جزر و مدي روزانه بر جريانات نيمه روزانه غالب است. اندازه گيري هاي CT در نه ايستگاه در امتداد محور تنگه هرمز نشان دهنده يك جبهه چگالي در مركز تنگه بوده است كه علت آن اختالف چگالي بين آب شور بستر خليج و آب هاي پيرامون درياي - Fer 3

24 عمان بيان شده است. با محاسبه پارامتر به صورت Γ U عمق آب و 3 مهكشند H كه در آن Γ = H U 3 دامنه جريان جزر و مدي است اين پارامتر براي جزر و مد روزانه در حالت برابر 780 s 3 m و در حالت كهكشند برابر 6000 s 3 m دهند كه در طي جزر و مد هاي روزانه جبهه جزر و مدي محاسبه مي شود. اين مقادير نشان مي در منطقه در حالت مهكشند وجود دارند در حاليكه در حالت كهكشند اين جبهه از بين مي رود. از سوي ديگر در جزر و مد نيمه روزانه حتي در حالت مهكشند نيز اين جبهه شكل نمي گيرد. اندازه گيري ها نشان مي دهد كه تبادل آب از طريق افتد. تنگه هرمز در زمان كهكشند جزر و مد روزانه زمانيكه جبهه جزر و مدي از بين مي رود اتفاق مي شكل -: مكان اندازه گيري جريان )مربع C( و ايستگاهاي اندازه گيري.CT C جدول )-( مقادير دامنه جهت وΓ را براي چهار مؤلفه اصلي جزر و مد در ايستگاه )شكل) 4- (( نشان مي دهد. در اين منطقه عمق آب برابر 70 m بودن مؤلفه جزر ومد روزانه در منطقه است. است. نتايج جدول بيانگر غالب جدول -: مقادير دامنه جهت وΓ را براي چهار مؤلفه اصلي جزر و مد در ايستگاه C - ensity front - Amplitude 3 - Spring tide 4 - Neap tide 5 - Tidal front 4

25 دامنه جريان جزر و مدي و Γ در كل دوره اندازه گيري به ازاي مؤلفه هاي روزانه و نيمه روزانه در حالت كهكشند و مهكشند در جدول )-( نشان داده شده است. با توجه به نتايج اين جدول و جدول )-( مي توان نتيجه گرفت كه جبهه جزر و مدي در زمان مهكشند جزر و مد روزانه شكل مي گيرد. جدول -: دامنه جريان جزر و مدي و Γ به ازاي مؤلفه هاي روزانه و نيمه روزانه در حالت كهكشند و مهكشند جبهه چگالي و تبادل آب بين خليج فارس و درياي عمان با گردش آب در خورها قابل مقايسه است. طرحواره اي كه اين مطلب را نشان مي دهد و در شناخت ديناميك تنگه هرمز بسيار حائز اهميت است در شكل )-( نشان داده شده است. شكل گيري جبهه چگالي در شرايط جزر و مدي يكسان به شدت اليه بندي چگالي در محيط وابسته است. چون اختالط قائم ناشي از جريانات جزر و مدي در محيط هاي با اليه بندي چگالي شديد متوقف مي شود مي توان نتيجه گرفت كه جبهه چگالي و تبادل آب در تنگه هرمز در تابستان نسبت به زمستان قوي تر است. البته اثر الگوي بادهاي سطحي و عوامل جوي مانند تبخير نيز در اين شكل گيري مؤثر هستند كه بايد مورد بررسي قرار گيرند. - ensity stratification 5

26 شكل -: طرحواره اي از مدل تبادل آب در تنگه هرمز )ماتسوياما و همكاران 889(. بوئر و همكاران )55( تعادل و گردش برون ريز درياي سرخ را در غرب خليج عدن با استفاده از داده هاي هيدروگرافي و سرعت سنجي و مشاهدات شناورهاي زير سطحي در طي گشت دريايي RESOX سال 55 مورد مطالعه قرار دادند. - Subsurface floats 6

27 شكل 3-: نقشه نشان دهنده عمق سنجي خليج عدن. )a(: كل خليج عدن خطوط هم مقدار با فواصل 500 )b(: m. غرب خليج عدن خطوط هم مقدار با فواصل )c(: 00. m كانال هاي جريان برون ريز خطوط هم مقدار با فواصل 00. m هدف از اين تحقيق بررسي تنظيم گرانشي و ديناميكي برون ريز درياي سرخ در جائيكه از غرب خليج عدن وارد اقيانوس آزاد مي شود بوده است. نتايج حاكي از آن است كه در زمستان انتقال جريان برون ريز از تابستان بيشتر است و چندين عمق مياني با ماكزيمم شوري )آب حاصل ) ديده مي شود كه از شاخه هاي مختلف جريان برون ريز تشكيل مي شوند. همچنين چگالي آب حاصل از جريان برون ريز به اندازه كافي زياد نيست تا اين آب بتواند روي بستر دريا نشست كند. - Intermediate depts - Product water 7

28 شكل -: نقشه هاي نشان دهنده مكان هاي اندازه گيري در طي )a(: زمستان. )b(: تابستان. در توده آبهاي حاصل خليج عدن كه به تعادل عمودي رسيده اند توده هايي كه در عمق كمتري قرار مي گيرند بطور شديدي در معرض چرخابه هاي ميان مقياس قرار گرفته و منجر به حركت آن ها به سمت دورتر از منطقه مي شود. توده تاجورا هاي آب عميق تر در مرحله اول توسط ديوارههاي شكاف محبوس مي شوند اما در نهايت از اين شكاف خارج شده و عمدتا به سمت جنوب در امتداد شيب قاره فرا رفته مي شوند. شكل هاي )3-( و )-( نقشه هاي عمق سنجي منطقه مورد مطالعه و مكان ايستگاه هاي اندازه گيري در گشت دريايي RESOX در فصل ها زمستان و تابستان را نشان مي دهند. شكل )-( برش هاي مقطعي از شوري و چگالي پتانسيل را براي دو كانال اصلي كه جريان برون ريز درياي سرخ از آن ها مي گذرد نشان مي دهد. در اين شكل ايستگاههايي را كه جريان برون ريز طي زمستان و تابستان به حالت تعادل مي سند با عالمت دايره مشخص شده اند. - Tadjura Rift 8

29 شكل -: برشهاي مقطعي شوري )قسمت رنگي( و چگالي پتانسيل )خطوط هم مقدار( براي قسمت پائيني كانال هاي جنوبي و شمالي در غرب خليج عدن و امتداد آن ها تا شكاف تاجورا. )a(: كانال شمالي در زمستان. )b(: كانال جنوبي در زمستان. )c(: كانال شمالي در تابستان. )d(: كانال جنوبي در تابستان. شماره ايستگاه هاي اندازه گيري روي محورهاي بااليي مشخص شده اند. سنجيو و همكاران )889( لنزهاي شور ناشي از برون ريز خليج فارس بداخل درياي عمان را مورد مطالعه قرار دادند. اين تحقيق بر اساس اندازه گيري هاي اثرات لكه نفتي بر محيط هاي دريايي طي سال هاي ميداني است كه به منظور مطالعه در منطقه دريايي راپمي با همكاري مشترك دانشگاه شيالت توكيو و سازمان رامپي انجام شده است. در قسمتي از اين برنامه اندازه گيري هاي هيدروگرافي در تنگه هرمز و خليج عمان از دسامبر 883 تا ژانويه 88 انجام شده است. در اين مطالعات يك توده آب شور لنز مانند در درياي عمان مشاهده شده كه اين توده آب را - Senjyu 9

30 اند ناميده پدي )مانند مدي 3 ها در درياي مديترانه و رديها در درياي سرخ(. هدف از تحقيق فوق مطالعه ساختار اين پدي ها و چگونگي شكل گيري آن ها بوده است. از آنجا كه چرخابه ها يكي از مهمترين عوامل انتقال آلودگي ها نمك و حرارت از خليج فارس به داخل درياي عمان و اقيانوس هند هستند مطالعه آن ها حائز اهميت است. شكل )-( مكان اندازه گيري هاي CT در امتداد تنگه هرمز طي دسامبر را نشان مي دهد. مكان اندازه گيري هاي كه در خليج عمان طي -3 است. ژانويه 88 انجام شده است در شكل )-( نشان داده شده شكل 4-: مكان اندازه گيري هاي CT )مربع ها( و XBT )دايره ها( در خليج عمان. شكل )3-( برش مقطعي دما شوري و اكسيژن محلول در امتداد ايستگاه هاي نشان داده شده در شكل )-( را نشان مي دهد. يك پدي به خوبي در برش مقطعي شوري ديده مي شود كه به صورت 3 توده آب شور مجزا با شوري ببيش از 36.6 psu در عمق حدود 300 m و حول ايستگاه ديده مي شود. ابعاد عمودي اين پدي حدود 50 m است. اين پدي به صورت يك توده گرم در برش مقطعي دما ديده مي شود. كه عمق آن بين m و دماي حدود C 8-9 دارد. مركز اين پدي در 50 شمال غرب ايستگاه 3 بر آورد مي شود. عمق اين پدي حدود 85 m و امتداد افقي آن حدود km km تخمين زده مي شود. اكسيژن محلول باالي اين پدي نشانگر منشأ شكل گيري آن از منطقه دريايي رامپي است. مركز اين پدي داراي شوري 36.9 psu و دماي C 8.89 است. - Peddy - Meddy 3 - Reddy 30

31 شكل 3-: برش مقطعي دما شوري و اكسيژن محلول در امتداد ايستگاه هاي شكل )-(. پروفايل هاي شوري در ايستگاه 3 نزديك مركز اين پدي و در ايستگاهاهي مجاور آن )ايستگاه هاي و 9 ( در شكل )9-( نشان داده شده اند. در مركز اين پدي شوري در عمق 30 m به بيشينه مي 3 رسد. تغييرات عمودي شوري در ايستگاه 3 نوسانات كمتري نسبت به ايستگاه هاي مجاور نشان مي دهد. خردساختارها با مقياس عمودي 0 m و يا بيشتر نيز مشاهده مي شوند. اين خردساختارها مشابه مدي هاي در اقيانوس اطلس و رديها در اقيانوس هند هستند و احتماال به نفوذ گرما- 3 پخش دوگانه مرتبط مي شوند )هبرت 895 راديك 88(. شوري ناشي از - Fine-structures - Termoaline 3 - ouble iffusion 4 - Hebert 5 - Ruddick 3

32 شكل 9-: پروفايل هاي شوري در ايستگاه 3 نزديك مركز پدي و در ايستگاه هاي مجاور آن )ايستگاه هاي 3 و 9 (. شكل )9-( چگالي پتانسيل و سرعتهاي ژئوسترفيك متناظر با ايستگاه هاي شكل )-( را نشان مي دهد. مقادير منفي سرعت )قسمت هاشور خورده شكل) 8- (( بيانگر جريان جنوب غربي است. جريان در شرق مركز پدي )در حدود 5 km شمال غرب ايستگاه 9( در جهت جنوب غرب است. در حاليكه در غرب آن جريان شمال شرقي ديده مي شود كه سازگار با توزيع چگالي )شكل) 8- ( ) است. اين الگوي جريان يك گردش آنتي سيكلوني براي پدي مشخص مي كند كه ماكزيمم سرعت آن حدود 35 cm/s يا بيشتر در سطح دريا و در جنوب شرق پدي برآورد مي شود. شكل 8-: چگالي پتانسيل و سرعتهاي ژئوسترفيك متناظر با ايستگاه هاي شكل )-(. توده آب ديگري كه داراي شوري و اكسيژن محلول يكسان با پدي فوق است و در عمق m ايستگاه ديده مي شود )شكل )3-(( و داراي دماي باالتر )بيش از C 0 و شمال غرب 3

33 ايستگاه ( نسبت به پدي فوق است. اين پدي به جريان برون ريز خليج فارس از تنگه هرمز مرتبط مي شود. شكل )5-( متوسط پروفايل سرعت را كه توسط دستگاه ACP در ايستگاه C )شكل )-(( بدست آمده نشان مي دهد. در اين شكل به منظور حذف سرعت جريانات جزر و مدي داده ها با متوسط ساعت فيلتر شده اند. در شكل )5-( پروفايل متوسط سرعت جريان براي هر يك از مؤلفه هاي سرعت در زمان كهكشند )5- دسامبر 883( و دوره مهكشند )- دسامبر و 3-3 دسامبر 883( رسم شده اند. مؤلفه موازي محور تنگه در كهكشند جهت جريان برون ريز را در كل عمق نشان مي دهد. اين مؤلفه در زمان مهكشند به غير از اعماق 6-4 m جريان برون ريز را نشان مي دهد. پروفايل مؤلفه موازي ساحل نشان هنده ماكزيمم سرعت در زمان مهكشند و كهكشند است. اين ماكزيمم در حالت مهكشند بيشتر است اما در حالت كهكشند در باالي 6 m سرعت بطور كلي بيشتر است. شكل 5-: پروفايل متوسط سرعت جريان براي هر يك از مؤلفه هاي سرعت در زمان كهكشند )5- دسامبر 883( و دوره مهكشند )- دسامبر و 3-3 دسامبر 883(. جدول) 3- ( انتقال حجمي جريان در اعماق بين m براي هر يك از مؤلفه هاي سرعت نشان مي دهد. در زمان كهكشند شار حجمي انتقالي توسط مؤلفه موازي تنگه حدود 6% زمان مهكشند بر آورد مي شود. اگر ساختار جريان انتقال شار حجمي بين دوره هاي كهكشند و مهكشند حدود بيشتر از روي كل عرض تنگه يكسان فرض شود اختالف m 3 s بر آورد مي شود. از سوي ديگر سرعت هاي عمود بر تنگه در تمام اعماق در زمان هاي مهكشند بيشتر از زمان هاي كهكشند است. اين مطلب پيشنهاد مي كند كه قسمتي از آب چگال در زمان مهكشند به سمت شمال غربي حركت مي كند و در راستاي جبه چگالي در غرب تنگه هرمز قرار مي گيرد. 33

34 جدول 3-: شار حجمي انتقال بين اعماق 4-80 m بطور كلي اين مطالعه مشخص مي كند كه شكل گيري پدي ها در درياي عمان به ساختار پالسي شكل برون ريز خليج فارس مي تواند وابسته باشد. در درياي مديترانه اثرات توپوگرافي و ناپايداري هاي باروكلينيكي به عنوان داليلي براي شكل گيري مدي ها معرفي شده اند )مك ويليامز 89 هرت 899(. تحقيق فوق مشخص مي كند كه عالوه بر موارد مذكور شرايط مكاني مانند حضور جبهه جزر و مدي مي تواند يكي از عوامل مهم در شكل گيري پدي ها باشد. لوپز و همكاران )888( با استفاده از يك مدل سه بعدي گردش اقيانوس بر اساس معادالت بسيط )مدل ( 3 POM به مطالعه الگوي گردش آب در هاي باد اقليمي و تحت نيروهاي واداشت سينوپتيكي براي پيش بيني هاي استفاده گرديد. در اين شبيه سازي ) 3 MCSST( و ارتفاع سطح دريا )SSH( اقيانوس هند شمالي پرداختند. با اجراي مدل با داده خصوصيات آب در طي سال با و بدون گوارد دماي سطحي درياي چند كانالي 9 از داده هاي فراز سنجي استخراج شده اجراي مدل انجام شده است. بدون استفاده از اين داده ها مدل بسياري از خصوصيات شاخص در منطقه را كه شامل 8 سطح استوايي جريانات زير سطحي دو چرخابه مهم الكاديو 5 و گريت ويرل و جريان بازگشتي سومالي را به خوبي شبيه سازي كرد. اما با گوارد داده هاي فراز سنجي امكان مشخص نمودن اين پديده ها با دقت و جزئيات باالتر مشخص شد. همچنين استفاده از MCSST باعث شد تا اليه هاي نزديك - Pulse - Lopez 3 - Princeton Ocean model 4 - Climatological 5 - Hind cast 6 - Assimilation 7 - Multi Cannel Sea Surface Temperature 8 - Altimetric 9 - Laccadive 0 - Great Wirl 34

35 سطح با دقت باالتري شبيه سازي شوند. شكل )-( مشاهدات ارتفاع سطح دريا با استفاده از ماهواره توپكس در دو زمان مختلف را نشان مي دهد. شكل -: مشاهدات دو چرخابه گريت ويرل و سوكترا از داده اي ماهواره تپكس. مربع هاي كوچك مراكز اين چرخابه ها را بر اساس مشاهدات مكاني نشان مي دهند. خطوط هم مقدار با فواصل 5 cm رسم شده اند. بطوركلي گوارد داده هاي فراز سنجي ماهواره توپكس همراه با دماي سطحي درياي بدست آمده از فراز سنج ها در مدل هاي عددي به طور فزاينده اي توانايي اين مدل ها را در تخمين ديناميك و ترموديناميك اقيانوس ها باال مي برد. شكل )-( نتايج مدلسازي بر اساس داده هاي سينوپتيكي و گوارد داده ها در 4 دسامبر 883 )امتداد طول جغرافيايي 77( E را نشان مي دهد. سطح مقطع اول نشان دهنده ماكزيمم سرعت 30 cm/s است كه از مقادير مشاهده شده در منطقه كمتر است. سطح مقطع دوم نتايج حاصل از گوارد داده ها است كه در آن ماكزيمم سرعت 60 cm/s مشاهده مي شود كه با مشاهدات همخواني بسيار بهتري دارد. شكل )3-( برش هاي افقي ميدان سرعت در عمق 30 m در درياي عرب در 9 اگوست 883 با استفاده از مدلسازي با استفاده از داده هاي سنوپتيكي و با - Socotra - TOPEX 35

36 استفاده از گوارد داده ها را نشان مي دهد. اين شكل بيانگر آن است كه استفاده از گوارد داده ها توانايي مدل را در شبيه سازي مكان صحيح چرخابه گريت ويرل افزايش مي دهد. شكل -: نتايج مدلسازي بر اساس داده هاي سينوپتيكي و گوارد داده ها در 4 دسامبر 883 )امتداد طول جغرافيايي 77(. E شكل 3-: برش هاي افقي ميدان سرعت در عمق 30 m در درياي عرب در 9 اگوست 883 با استفاده از مدلسازي. مطالعات عددي متعددي در خصوص شبيه سازي سه بعدي جريان برون ريز درياي مديترانه به خليج كاديز با استفاده از مدل هاي معادالت پايه در ابعاد ميان مقياس و كوچك مقياس انجام شده است. - Cadiz 36

37 جانگالوس و ملور )555( با استفاد از يك مدل با سيستم مختصات قائم منطبق بر توپوگرافي )مختصات سيگما( اين جريان برون ريز را مورد مطالعه قرار دادند. مدل فوق قادر به شبيه سازي مشخصه هاي پلوم در خليج كاديز )شامل ساختار عمودي سرعت و اليه بندي( و نيز توليد مدي ها در دماغه وينسنت بود. توپوگرافي كه آن ها در مدل خود استفاده كردند دقت بااليي نداشت و برخي از ويژگي هاي مهم توپوگرافي منطقه نظير دره هاي عمق و نوسانات موجود در خليج كاديز و جنوب پرتغال به خوبي در مدل آن ها لحاظ نشده است. جانسون و همكاران )55( از يك مدل ترازمند )مختصات z( با دقت افقي /30 درجه و اعمال 3 توپوگرافي واقعي و واداشت هاي سطحي شامل باد و شارهاي سطحي كه از مدل هاي جهاني استخراج نمودند به مطالعه جريان برون ريز درياي مديترانه پرداختند. اين مدل قادر به شبيه سازي انشعاب جريان برون ريز به دو هسته و مدي هايي كه در دهانه وينسنت ايجاد مي شوند بود. اما برخي از مشخصه هاي مدي ها از قبيل اندازه و تاوايي نسبي هسته آنها با آنچه در عمل مشاهده شدند تفاوت داشت. همچنين شوري اين جريان شبيه سازي شده نيز بيشتر از مقدار واقعي بدست آمد. پاپاداكيس و همكاران )553( از يك مدل مختصات همچگالي جريان برون ريز مديترانه را مطالعه نمودند. آن ها در تحقيق فوق رابطه اي براي اختالط بين سطوح همچگالي با استفاده از عدد ريچاردسون و پارامترسازي درهم آميختگي جريان ارائه كردند. اين مدل خصوصيات ترموهااليني و ميزان انتقال جريان در خليج كاديز و توليد مدي ها در دماغه وينسنت را به خوبي شبيه سازي نمود. اما به چگونگي توليد اين مدي ها با جزئيات كامل نپرداختند. تأكيد مطالعه آنها بيشتر در عمقي از جريان برون ريز كه آن از بستر دريا جدا مي شود و در درهم آميختگي با آب هاي خليج كاديز مهم است بوده است. 3 سرا و همكاران )554( با استفاده از يك مدل مختصات سيگما و بر اساس حل معادالت پايه و فرض تقريب هيدروستاتيك )مدل )ROMS به مطالعه چگونگي شكل گيري و انشعاب برون ريز درياي مديترانه و مكانيزم ايجاد مدي ها پرداختند. در اين تحقيق بيشتر نقش توپوگرافي بستر بر مسير انتشار پلوم و شكل گيري مدي ها مطالعه شده است. در مدلسازي اين جريان از تراز سيگما و شبكه افقي با دقت درجه استفاده شده است. شكل )4-( منطقه مدلسازي در تحقيق فوق و مكان /30 ايستگاههاي اندازه گيري در منطقه را نشان مي دهد. - Jungclaus - Vincent Cape 3 - Global models 4 - Papadakis 5 - Isopycnal 6 - Entrainment 7 - Serra 37

38 شكل 4-: نقشه توپوگرافي منطقه مدل و مكان اندازه گيري هاي انجام شده )سرا و همكاران 554(. شكل هاي )4-( و )4-( برش هاي مقطعي بدست آمده از اندازه گيري شوري با استفاده از CT و نتايج حاصل از مدلسازي را نشان مي دهدند. مكان برش هاي مقطعي رسم شده روي شكل )3-( مشخص شده اند. - Serra 38

39 شكل 4-: توزيع قائم شوري با استفاده از اندازه گيري ميداني. شوري بيشتر از 36. psu با رنگ تيره مشخص شده است. 39

40 شكل 4-: برش هاي مقطعي شوري بدست آمده از مدلسازي در مكان هاي متناظر با شكل )4-(. 3-- هدف تحقيق هدف از اين تحقيق ابتدا شناخت و بررسي خصوصيات فيزيكي جريان برون ريز خليج فارس با استفاده از اندازه گيري هاي ميداني موجود است. سپس سعي مي شود با ارائه يك مدل ديناميكي ساده بر اساس اصل پايستگي پتانسيل تاوايي و فرض برقراري توازن زمينگرد با تركيب و حل معادالت حاكم با اعمال شرايط اوليه و مرزي به روش تحليلي جريان تخمين زده شود. برخي ويژگي هاي جريان مانند سرعت و پهناي با توجه به مشكالت و محدوديت هاي اندازه گيري هاي ميداني و نيز اندازه گيري هاي محدودي كه در تنگه هرمز و بخصوص درياي عمان در مسير جريان برون ريز خليج فارس انجام شده است بسياري از ويژگي هاي اين جريان نظير: مسير پهنا سرعت تغييرات زمانی و دبی درهم آميختگي عمق تعادل مسير انتشار در درياي عمان و نيز اثر اين جريان بر شكل گيري پدي هاي درياي عمان تا كنون بطور جامع مورد مطالعه قرار نگرفته است. يك مدل سه بعدي بر اساس حل معادالت شبيه سازي خصوصيات فيزيكي و ديناميكي در ادامه سعي مي شود با بهره گيري از بسيط با توانايي شبيه سازي تالطم زير شبكه به منظور جريان برون ريز خليج فارس كه يك جريان ترموهااليني مي باشد ويژگي هاي جريان فوق مورد مطالعه قرار گيرد. سپس با مقايسه نتايج حاصل از مدلسازي و - Sub-grid turbulence 40

41 اندازه گيري هاي ميداني موجود و تأييد نتايج سعي مي شود تا ويژگيها و خصوصيات فيزيكي منطقه مورد مطالعه براي مناطقی كه اندازه گيري ميداني در آنها انجام نشده است با استفاده از مدل استخراج گردد. براي شبيه سازي اين جريان با توجه به مزاياي سيستم مختصات سيگما )فصل دوم( و خصوصيات توپوگرافي خليج فارس و درياي عمان از مدل هاي موجود مدل اقيانوسي POM كه يك مدل اقيانوسي مختصات سيگما و داراي طرحواره تالطم درون شبكه است مورد استفاده قرار مي گيرد. سپس با توجه به اثر مستقيم تغييرات چگالي جريان برون ريز بر مسير انتشار و نيز عمق تعادلي جريان در درياي عمان خصوصيات جريان در زمان هاي وقوع ماكزيمم و مينيمم چگالي )در ميانگين ماهيانه( مورد بررسي قرار مي گيرد. در نهايت اثرات جزر و مد و اليه بندي قائم چگالي بر جريان برون ريز خليج فارس كه منجر به تغييرات كوتاه مدت مشخصه هاي فيزيكي و دبي جريان برون ريز خليج فارس در تنگه هرمز مي شوند مورد مطالعه قرار مي گيرند. 4

42 فصل دوم: مدل هاي عددي اقيانوس -- مقدمه 4

43 به طور کلی اهدافی که در اين فصل دنبال میشوند عبارتند از: الف( بيان اصول هيدروديناميکی و عددی که مدلهای عددی اقيانوس بر پايه آنها بنا شدهاند. ب( اصول و ابزار اوليه الزم برای شبيه سازی و پيشبينی پديدههای اقيانوسی. ج( مشخص نمودن ديدگاه کلی مدلسازی اقيانوس برای محققان عالقمند به مدلسازی گردش و خصوصيات ترموديناميکی اقيانوسها. از نظر علمی مشخص شده است که اکثر روشهايی که در اين فصل ارائه میشوند تا حد قابل قبولی در بيان و نمود خصوصيات اقيانوسها موفقيتآميز بودهاند و صحت اين روشها براساس دادههای ميدانی و مشاهدات )با استفاده از سنجش از دور( تاييد شدهاند. مطالعات اخير نشان میدهد اقيانوسها از عوامل مهم و تأثيرگذار بر اقليم جهان در طوالنی مدت هستند. همچنين در مقياسهای زمانی کوتاهتر مثال بين 4 تا 3 سال پديدههايی مثل چرخه النينو اثر مهمی روی آب و هوا و اقليم کره زمين دارند. تودههای يخی اقيانوس منبع عظيمی از آب ذخيره شده گرما و دی اکسيد کربن هستند و از اين رو يکی از مهمترين کنترل کنندههای گرم شدن جهان هستند. برخی از درياهاي نيمه بسته برای مثال دريای مديترانه قطب شمال و شايد»خليج فارس«ايران با وجود تبادل آب محدود با اقيانوسها مکان انباشت زبالههای غيرراديواکتيو و راديواکتيو شدهاند که میتواند عواقب زيست محيطی جدی به دنبال داشته باشد. براساس دانش امروز از پديدههای فيزيکی در اقيانوسها و آنچه تاکنون در زمينه مدلسازی عددی آنها انجام شده است به نظر میرسد که طراحی يک مدل برای اقيانوسهای جهان که توانايي بررسي دقيق پديدههای مختلف را در تمام مقياسهای زمانی و مکانی و در حوزههای مختلف اقيانوسها دارا باشد کار مشکلی است. اين مشکل بدليل ضعف قدرت محاسباتی کامپيوترهای امروزی 3 و نيز ضعف در توصيف فيزيکی برخی از پديدههای اقيانوسی مانند تالطم است. از اين رو تالش اقيانوس شناسان برای مدلسازی عددی اقيانوس به شاخههای مختلفی طبقهبندی میشود. برخی تنها به مطالعه اليههای مرزي سطحی متالطم قارهها و برخي به مطالعه شبيه سازی پيچكهاي ميان مقياس میپردازند. عدهای به مطالعه پديدههای مهم در منطقه فالت در قسمتی يا کل حوزههای اقيانوسی میپردازند. در نهايت انتظار میرود که با پيشرفت علم در زمينه شناخت پديدههای اقيانوسی و قدرت محاسباتی کامپيوترها بتوان از مدلهای اقيانوسی با تفكيك باال برای مطالعه خصوصيات هيدروديناميکی و ترموديناميکی اقيانوسها بهره گرفت. همچنين استفاده از اين مدلها با تفكيك باال و در مقياس کوچک امكان پيشبينی حالت اقيانوس برای چندين هفته بعد را ميسر مي سازد که اين برای - El Nino cycle - Arctic 3 - Turbulence 4 - Turbulent surface boundary layers 5 - meso-scale eddies 6 - Resolution 43

44 صنعت ماهيگيری دريانوردی پيشبينی وضع هوا تحقيقات و عمليات نجات دريايی و... بسيار مفيد میباشد. اجرای مدلها با تفكيك پايين تر برای شبيه سازی اقليم سودمند است. -- دستهبندی مدلهای عددی اقيانوس در دو دهه اخير معيارهای مختلفی برای دستهبندی مدلهای عددی اقيانوس مدنظر قرار گرفته است. يکی از اين معيارها جغرافيای منطقهای است که مدل برای آن ارائه شده است براي مثال: مدل اقيانوس جهان مدل حوزههای اقيانوسی مثل مدل اقيانوس آرام مدل دريای مديترانه مدل خليج مکزيک. معيار دوم دستهبندی مدلهای اقيانوسی فرآيندهای فيزيکی است که توسط مدل توصيف میشود مانند: مدلهای هيدروديناميکی مدلهای ترموديناميکی و يا هر دو مدلهای اليه آميخته سطحی که در گروه مدلهای ترموديناميکی نيز قرار میگيرند مدلهای اليهای ساده که در گروه مدلهای هيدروديناميکی نيز قرار میگيرند. معيار سوم دستهبندی مدلهای اقيانوسی نوع شرط مرزی است که براي سطح اقيانوس در مدل بکار میرود. شكل : - برخي معيارهاي دسته بندي مدل هاي عددي اقيانوس. معيار چهارم دستهبندی مدلها روشی است که درجه آزادی مدل در جهت عمودی بوسيله آن بررسی میشود )گسسته سازی مدل در جهت قائم(. در نهايت معيار پنجم دستهبندی مدلها چگونگی در - World ocean 44

45 نظر گرفتن تغييرات چگالی آب در مدل است. در شكل )-( برخي معيارهاي دسته بندي مدلهاي عددي اقيانوس نشان داده شده اند. --- مدلهای سطح آزاد و مدلهای مرز سخت در حقيقت سطح اقيانوس در اثر عوامل وادشت مثل وزش باد گرمايش جزرومد و... بطور آزاد 3 تغيير شکل میيابد. امواج ناشی از باد و خيز آبها برخی مواقع تا چندين متر نسبت به سطح آزاد آب ارتفاع دارند. اين پديدهها از نظر مقياسهای زمانی و مکانی کوچک هستند و از نظر مرتبه سرعت نسبتا سريع اتفاق میافتند. از سوی ديگر ارتفاع سطح آزاد آب در اثر پديدههايی چون جريانات اقيانوسی نسبتا متداوم و بزرگ مقياس مانند جريان گلف استريم و چرخابههای مرتبط با آن و نيز گردشهای اقيانوسی کمتر از يک متر و بسيار آهسته تغيير میکند. به منظور اجتناب از اعمال محدوديتهای شديد بر روی گام زمانی مدل عددي که بعلت امواج سريع گرانشی ايجاد میشود شرط مرز سخت روی سطح آزاد در نظر گرفته میشود. با توجه به آنچه گفته شد میتوان نتيجه گرفت که اين فرض در مدلسازی حرکات بزرگ مقياس فرض مناسبی است و نتايج مدلسازی را به طور جزئی تحت تاثير قرار میدهد. مدلی با چنين فرض اولين بار توسط برايان ارائه شد. فرمولبندی اين مدل اخيرا توسط كيلورث و همکاران مورد بازنگری قرار گرفته است بطوريکه در آن نوسان سطح آزاد نيز با بررسی مدهای سريع بطور جداگانه محاسبه میشود. مدلهايی که امواج سريع گرانشی در آنها بطور غيرصريح بررسی میشوند توسط محققان 9 در مدلهای اليهای ماداال 8 و پياكسك 3 مختلفی ارائه شدهاند. برای مثال هلبرت و همکاران 5 در مدلهای ترازمند مختصات سيگما اين امواج را مورد بررسی قرار دادهاند. و بلمبرگ در مدلهای و ملور مدلهای تراز ثابت همچگالی مختصات سيگما و نيمه طيفی - Free surface - Rigid lid 3 - Surges 4 - Fast gravity waves 5 - Bryan 6 - Killwort 7 - Hurlburt 8 - Madala 9 - Piacsek 0 - Level models - Blumberg - Mellor 3 - Fied level 4 - Isopycnal 45

46 در مدلهای ارائه شده توسط برايان ماداال و پياكسك از ساختار تراز ثابت در جهت قائم z استفاده می شود. همچنين در آنها يک متغير بيانگر فاصله بين ترازهای عمق تعريف میشود تا بتوان تغييرات سريع اليههای سطحی را در مدل در نظر گرفت. از سوی ديگر بلمبرگ و ملور و نيز هايدوگل و همکاران سيستم مختصات انعطاف پذيری براي جهت قائم ارائه کردهاند که به سيستم مختصات سيگما مشهور است. در اين سيتسم میشود که در آن میشوند. z / تعريف عمق سيال است. با اين تعريف سطوح مرزی سيال در 0, تعريف در كنار اين ها هايدوگل و همکاران نمايش نيمه طيفی از بعد عمودی را در قالب چند جملهايهای 3 چبيشف )روش ترتيب ) ارائه کردهاند. در هر دو اين مدلها از فرمول بندی سطح آزاد سيال استفاده میشود. در شکل )-( انواع مختلف اين مدلها نشان داده شده است. همزمان با توسعه مدلهای تراز z عدهای از محققان به تالش برای بکارگيری واقعيتهای ديناميکی مانند کم عمق بودن اقيانوس تقريب هيدروستاتيکی و نيز اينکه ساختار عمودی اقيانوس ويژگی نسبتا هميشگی دارد در مدلسازی اقيانوس نمودند. روش تجزيه مد تجربی براساس توابع متعامد و يا مدهای ديناميکی خطی نشان داده است که سه يا چهار مد اول معموال در برگيرنده 84 درصد انرژی اقيانوس هستند. بنابراين انتگرالگيری قائم از معادالت حرکت بين سطوح ايزوپيكنال )سطوح همچگالی( به سيستمی منجر میشود که در آن سرعت ميانگين اليهها و ضخامت اليهها متغير وابسته هستند. چون سطوح همچگالی همراه با سيال حرکت میکنند اين روش در حقيقت شبه الگرانژی است. اولين مدلی که از اين روش همراه با فرمولبندی سطح آزاد در آن استفاده شد توسط ابرين ارائه شد. همچنين اين روش با فرمولبندی مرز سخت توسط هلند و لين استفاده شده است. - Semi-specteral - Haidvogel 3 - Cebysev polynomials 4 - collocation metod 5 - Modal decomposition 6 -Empirical Ortogonal Functions 7 - O'brien 8 - Holland 9 - Lin 46

47 شكل -: گسسته سازي قائم مدلهاي عددي اقيانوس H عمق آب و نوسان سطح دريا است. 47

48 3--- مدلهای باروتروپيک و باروکلينيک بطور کلی مدلهای عددی اقيانوسی چگونگی پاسخ اقيانوس با چگالی متغير را نسبت به اندازه حرکت انتقالی از جو و واداشت گرمايی توصيف میکنند. اين پاسخ را میتوان به سادگی با استفاده از مدهای ويژه يک سيستم خطی از معادالت بررسی کرد. در ادامه توصيف فيزيکی سادهای از اين مدها ارائه میشود )برای جزئيات بيشتر به فصل 4 كتاب گيل مراجعه شود(. مد مرتبه صفر معادل مؤلفه بطور عمودی ميانگين گيری شده حرکت است که مد باروتروپيک ناميده میشود. مدهای مرتبه با التر مدهای باروکلينيک ناميده میشوند و به مؤلفههای مرتبه باالتر نيمرخ عمودی چگالی مربوط میشوند. در تمام مدلهايی که در اين فصل ارائه میشوند از تقريب آب کم عمق هيدروستاتيک استفاده شده است که به صورت زير بيان میشود. براساس اين تقريب فشار p تنها تابعيت عمق z دارد. dp g dz )-( اين تقريب هنگامی صادق است که ابعاد افقی حجم اقيانوس )حرکت مورد بررسی( از بعد عمودی آن خيلی بزرگتر باشد. از اين رو به آن تقريب آب کم عمق گفته میشود. در بخش -3- نشان داده میشود که گراديانهای فشار ناشی از نوسان سطح آزاد آب با عمق مقدار ثابتی دارند. بنابراين آنها قسمتی از مد مرتبه صفر حرکت )در باروتروپيک( يا مد بطور قائم ميانگيری شده حرکت را تشکيل میدهند و تنها در معادالت باروتروپيک ظاهر میشوند. در نتيجه در سيستم باروکلينيک که نشان دهنده مدهای مرتبه باالتر حرکت هستند نوسان سطحی مربوط به آنها وجود ندارد و از اين رو در بررسی اين مدها شرط مرزی روي سطح از نوع مرز سخت است. يك نوع از مدلهای باروکلينيک مدلهای گرانش کاهيده هستند. اين مدلها در اصل مدلهای همچگالی هستند که از چندين اليه انعطاف پذير تشکيل شدهاند و آخرين اليه دارای عمق بینهايت و سرعت صفر است. واضح است که در اين مدلها مد باروتروپيک بررسی نمیشود و در آنها حرکات تنها بعلت اختالف چگالی بين اليهها ايجاد میشود که اين خود محدوديتی در حرکات و تغيير شکل اليهها ايجاد میکند. بعنوان مثال در يک مدل گرانش كاهيده دو اليه (RG) تغييرات مرز مشترک بين دو اليه )که نماينگر حرکت پيکنوكالين است( مضربی از نوسان سطح آزاد و نسبت است. که در آن چگالی و اختالف چگالی بين دو اليه است )مشخص است که اليه پايين سنگينتر است(. در ادامه پيرامون مدلهای باروتروپيک و مدلهای گرانش کاهش يافته مطالبی ارائه میشود. - Gill - Reduced Gravity 48

49 3-- مدلهای باروتروپيک پيرامون اينکه چرا مدلهای باروتروپيک حائز اهميتاند و مورد توجه محققان قرار گرفتهاند داليل مختلفی وجود دارد. اولين و مهمترين دليل اين است که همانطور که در بخش قبل اشاره شد نوسان سطح آزاد مستقيما به مد باروتروپيک حرکت مرتبط میشود. همچنين اندازهگيریهای ماهوارهای از نوسانات سطح آزاد اقيانوس که يکی از منابع مهم دادههای اقيانوسی را تشکيل میدهند میتوانند به عنوان ورودی )شرايط اوليه( مد باروتروپيک برای پيشبينی شرايط اقيانوس در زمان واقعی مورد استفاده قرار گيرند. شكل 3-: يك مدل باروتروپيك كه سرعتها درآن ستون آب اقيانوس بطور قائم انتگرالگيري شده تا يك مقدار واحد براي سرعتهاي افقي متفاوت با عمق بدست آيد. ويژگی ديگر مدلهای باروتروپيک حضور امواج گرانشی سطح آزاد در اين مد است. استفاده از 3 ساده تفاضل محدود به روش صريح که در بررسی اين امواج استفاده میشود طرحوارههای محدوديتهای گام زمانی شديدی را بر روی حل عددی ايجاب میکند و بنابراين در حل مد باروتروپيک به کامپيوتر با قدرت پردازش باال احتياج است. در اينجا الزم است اشاره شود قبل از اينکه يک مدل باروتروپيک در يک مدل باروکلينيک برای تشکيل يک مدل اقيانوسی سه بعدی باروتروپيک-باروکلينيک گنجانده شود بايد کارآمد بودن آن با طرحوارههای عددی مختلف برای ايجاد يک حل بهينه مطالعه شود. شكل )3-( نحوه محاسبه سرعتهاي افقي در يك مدل باروكلينيك را نشان - Real-time - Scemes 3 - Eplicit 49

50 مي دهد. برای جزئيات بيشتر پيرامون روشهای صريح و غيرصريح و همچنين محدوديتهای گام زمانی به بخش 4-3- مراجعه شود معادالت مدل برای يک اقيانوس باروتروپيک معادالت باروتروپيک در سيستم مختصات کارتزين برای اقيانوس با فرض برقراری تقريب هيدروستاتيک از معادالت ناوير- زمين با فرض ضرائب اصطکاکی ثابت بصورت زير بيان میشوند: استوکس برای سيال تراکم ناپذير و حرکت روی چارچوب چرخان du dt dv dt d fv gh( ) ( w b) d d fu gh( ) ( w dy ) b y A U A V d d d d ( UU / H ) ( UV / H ) d dy d dy ( UV / H ), ( VV / H ), )-( )3-( d du dt d dv dy y و مؤلفه هاي سرعت افقي به ترتيب در جهات U: )4-( كه در آن: ( U, V) : مؤلفه هاي تنش باد w [( w),( w) y] : مؤلفه هاي تنش بستر b [( b),( b) y] : نوسان سطح آزاد : پارامتر كوريوليس در عرض جغرافيايي ( سرعت زاويه اي زمين( f sin, : H( عمق آب y) : g شتاب گرانش y و عملگر الپالسين در مختصات افقي : : A ضريب اصطكاك جانبي : فواصل شبكه در جهت طول جغرافيايي : y فواصل شبكه در جهت عرض جغرافيايي : t گام زماني تنش بستر b به دو صورت خطی يا غيرخطی به سرعت در بستر مرتبط میشود. سرعت در بستر در مد باروتروپيک بصورت ميانگين سرعت در جهت قائم بيان میشود. بحث در مورد فرمولبندی تنش بستر و مقادير نمونه آن که تاکنون در مدلهای عددی استفاده شدهاند در بخش -3- ارائه میشود. 50

51 در مورد شرايط مرزی مدلهای باروتروپيک مهمترين معيار نوع مرزهای جانبی يعنی بسته )مثل ساحل( يا باز )مانند تنگهها که امواج و جريانات میتوانند به تنگه وارد يا خارج شوند( بودن آن است. بطور مثال برای يک هندسه چهارگوش بسته بصورت ] y [0<<L, 0<y<L شرايط روي مرز براي V U )4-( و بصورت زير تعريف مي شود: U V 0 d ( w b) d gh d ( w b) dy gh y d U ( ) d d V ( ) dy at at 0, L y 0, L y صرفنظر کردن از سرعت مماسی در اين معادالت به معنای وجود اليههای مرزی اصطکاکی است. چون سرعت از مقدار جريان آزاد در طی اليه مرزی به صفر میرسد و در اين اليه اصطکاک يک عامل مهم است. قبل از پرداختن به روش عددی حل معادالت )4-( الزم است که ابتدا درباره فرمولبندی جمالت اصطکاکی بستر و ديوارههای جانبی و ماهيت و منبع تنش باد به عنوان يک نيروی واداشت در مدلهای اقيانوسی بحث شود اصطکاک و توپوگرافی الف- اصطکاک بستر: در مدلهای چند اليهای اقيانوس که در آنها تالش محققان پيرامون شبيهسازی ساختار عمودی آب است تالش برای نشان دادن اليههای مرزی معموال به اليههای آميخته سطحی محدود میشود )مدلهای اليه آميخته در بخش 4- ارائه میشود(. اين درحالی است که اليه مرزی بستر )يعنی اليه اصطکاکی متالطم روی بستر اقيانوس( كمتر مورد توجه قرار گرفته است. عموما در اغلب مدلهای عددی اقيانوس شکلی از قانون درگ در پايينترين اليه مدل برای شبيهسازی فرآيندهای اصطکاکی متالطم 3 در بستر اقيانوس استفاده میشود. از سوی ديگر استفاده از اصطکاک جانبی )افقی( يک محدوديت تقريبا کلی است که در همه مدلهای عددی هيدروديناميکی وجود دارد. اين مشکل به علت عدم توانايی مدلها در نشان دادن ريزش غيرخطی انرژی به مقياسهای کوچکتر از ابعاد شبکه مدل است. چون جمالت غيرخطی در معادالت تالطم سه بعدی باعث ريزش انرژی به اعداد موج باالتر )طول موجهای کوتاهتر( میشوند و اين اصطكاك بطور مؤثري از انتشار انرژي در محدوده طول موجهاي متناظر با ابعاد شبكه در شبيه سازي عددي جلوگيري مي كند. شکل جمله اصطکاک بستر بدو - Turbulent frictional layer _ rag law 3 - Lateral friction 4 - Cascade 5 - Pileup 5

52 صورت خطی يا غيرخطی در معادالت بيان میشوند که هر دو شکل آن در انواع مختلف مدلهای عددی اقيانوس استفاده شدهاند. تقريب خطی: اين روش بيشتر توسط مدلسازاني مورد استفاده قرار گرفته است که روی مدلهای اليهای اقيانوسی کار میکنند. نولين طی تحقيقی در مورد چگونگی انتقال انرژی در - يک مدل دو اليه مقاديری را نيز برای مقدار ' پايين با استفاده از فرضيات چرخش به سمت )جائی که وزش باد بطور ناگهانی متوقف میشود و شتاب جريان بدليل اصطکاک بستر کاهش میيابد( به دست آورد. مقادير پيشنهادی وی برای ' در محدوده 3 است. در تحقيق ديگری توسط كريگن از قانون خطی درگ در مطالعه 50 7 / sec جريان ناشی از باد در دريای GIN استفاده شده است. وی در مطالعه خود مقدار ' 0 در نظر گرفته است. 7 / sec - تقريب غيرخطی: در تحقيقات و مدلسازی هاي عددی متعددي كه در دريای شمال انجام شده است رابطه تنش بستر غيرخطی به صورت زير بيان شده است: b by Cd U U C U V d )4-( مقدار ضريب درگ در اين روابط برابر يا و بستگی به محقق دارد. در مطالعات C d C d زيادی از و در برخي ديگر مطالعات ديگر از استفاده شده است. اين مقادير عموما در طی محاسبه جزرومد تعيين میشوند. در بررسی کاربرد اين مقادير در مطالعات باروتروپيک بايد به اين نکته توجه شود که ماهيت فرآيندهای اليه مرزی بستر در درياهای مختلف متفاوت است. مثال در تحقيقات باال ماهيت فرآيندهای اليه مرزی بستر در دريای شمال بسيار نسبت به دريای GIN متفاوت است. بنابراين برای انتخاب مقدار مناسب اين ضريب احتياج به دانستن ضخامت اليه مرزی بستر سرعت جريان و اندازه چرخابههای تالطمی در منطقه مورد مطالعه است. در تقريب مرتبه اول ديده میشود که اين فرآيندها تفاوت چندانی در عمق 500m نسبت به عمق 500m ندارند و بنابراين انتخاب يک مقدار واحد برای ضريب درگ نسبتا منطقی به نظر میرسد. - Nowlin - Spindown 3 - Creegan 4 - Greenland-Iceland Norwegian Sea 5

53 ب- اصطکاک جانبی )افقی(: همانطور که پيشتر به آن اشاره شد استفاده از ضريب اصطکاک جانبی يک امر ضروری در مدلسازی تمام فرآيندهای هيدروديناميکی است که دارای خصوصيات غيرخطی شديدی هستند. در نظر گرفتن اين اصطکاک در مدلهای اقيانوسی دارای داليل فيزيکی و نيز عددی است. بزرگی اين ضريب براساس استداللهای مختلفی قابل تخمين است که در زير به آنها اشاره میشود. طی بررسی روند تاريخی شبيه سازی عددی جريانات غيرخطی ديده میشود که اندازه ضريب اصطکاک جانبی A با استفاده از شرطی که عدد رينولدز شبکه - اين عدد به صورت R c ( U A) تعريف میشود. در اين رابطه جعبه ناميده میشود تعيين میشود. اندازه شبکه و بزرگی U سرعت در جعبه شبکه است. اين عدد در شبيهسازی جريان غيرخطی معموال به مقادير کمتر از 4 محدود میشود. اگرچه در جريان باروتروپيک جريان رفتار نسبتا خطی دارد اما میتوان نشان داد که وجود شيب بستر شديد باعث ايجاد اثراتی شبيه جريان غيرخطی میشود. با استفاده از معادالت )-( و )3-( و )4-( میتوان معادله موج به فرم زير بدست آورد: d gh gh. dt )3-( شايان ذكر است که جمله دوم در اين gh اقيانوس به عمق رابطه معادله شبيه يک جمله فرارفت است و مخصوصا اينکه از لحاظ بعد دارای يكاي سرعت است و اين همان سرعت امواج سريع گرانشی سطحی در میباشد. با جاگذاری اين سرعت در رابطه عدد رينولدز شبکه - R c H gh A 3 جعبه بحرانی بدست میآيد. برای مثال به ازاء افزايش شيب بستر 00 m در طی 5 مقدار km R c 4 بيان میکند که مقدار اصطکاک جانبی برابر 0 5 m s H 000 m اين مقدار برابر 60 4 m s خواهد بود. و به ازاء عوامل واداشت در مدلهای باروتروپيک گردش و حرکت آب در يک اقيانوس باروتروپيک عموما در اثر دو عامل واداشت ايجاد میشود. تنش باد در سطح اقيانوس و جريانات جرمی چشمه و چاهك روی مرزهای حوزه مورد بررسی جريانات چشمه میتوانند جريانات اقيانوسی باشند که مثال در اثر وزش باد در حوزه مجاور ايجاد و - Mes-bo Reynolds Number - Advection term 3 - Critical 4 - Source 5 -Sink 53

54 وارد محدوده مدل میشوند يا به عنوان جريان ورودی در نظر گرفته شوند تا جانشين جرم خروجی توسط باد يا گراديان فشار باروتروپيک از حوزه مدل شوند. جريانات چاهك نيز مکانيزم مشابهی دارند طرحوارههای عددی برای مدلهای باروتروپيک با بررسی معادالت )-( تا )4-( ديده میشود كه اين دستگاه معادالت تواما خصوصيات سهموی و هذلولی دارد. ويژگی سهموی مرتبط با جمالت پخش و خصوصيت هذلولی مرتبط با جمالت گراديان فشار و جمالت غيرخطی در اين معادالت است. معادله پخش اندازه حرکت به تنهايی به يك معادله ديفرانسيل با مشتقات جزيی از نوع سهموی منجر میشود. جفت شدگی مشتقات زمانی )در هر سه معادله( با جمالت گراديان فشار و کوريوليس )در معادالت )-( و )3-(( دستگاه معادالتی بدست میدهد که امواج اينرسي )امواج اينرسي 3 - گرانشی - را توصيف میکند و دارای خصوصيات هذلولی است گرانشی در اينجا به امواج گرانشی اتالق میشود که نيروی شناوری بازگرداننده توسط گردش زمين )نيروی کريولويس( تعديل میشود(. در مسائل ديناميک شاره هاي ژئوفيزيکی تحقيقات گستردهای پيرامون ارائه طرحوارههای خاص عددی به روش تفاضل محدود انجام شده است كه از آن جمله مي توان به كارهاي گراملتوت آركاوا 3 و مسينگر اشاره كرد. مجموعه ديگری از روشهای عددی در اقيانوس شناسی توسط ابرين ارائه شده است. بطور کلی طرحوارههای عددی برای حل معادالت ديفرانسيل با مشتقات جزئی وابسته به زمان بدو دسته تقسيم میشوند: صريح و غيرصريح. الف- طرحواره های صريح: اگر فرض شود فرم گسسته متغير U در زمان و مکان به شکل U n ij نمايش داده مي شود كه اين d, ( i است. در اين صورت اگر du dt به شكل بيانگر مقدار U در زمان n dt و مکان dy) j n n U تقريب زده شود اصالح صريح به حل عددی اتالق میشود. اين بدين معني است که U dt همه جمالت سمت راست دستگاه معادالت )-( تا )4-( در گامهاي زماني شوند. به عبارت ديگر در هر زمان دلخواه برآورد مي شوند. -n n و... بيان مي n t مقادير سمت راست معادالت از گامهاي زماني قبلي - iffusion - Coupling 3 - Inertia-gravity waves 4 - Grammeltvedt 5 - Arakawa 6 - Mesinger 7 - O'brien 54

55 ب- طرحواره هاي ضمني: اين طرحواره برخی از جمالت سمت راست معادالت در زمان ها برای حل عددی معادالت بگونه اي هستند که در آنها n t نوشته میشوند و بنابراين در زمان n t نامشخص هستند. برای حل بايد اين جمالت به سمت چپ معادالت برده شوند و ماتريس ضرائب مربوط به آنها تشکيل و سپس معکوس آن محاسبه شده تا بتوان متغيرهای نامعلوم در زمان محاسبه نمود. n را t بنابراين حل معادالت باروتروپيک به روش غيرصريح نيازمند وارون سازی ماتريس ضرائب با استفاده از روشهای حل مستقيم يا تکراري است. اخيرا پيشرفتهای چشمگيری در زمينه حل عددی معادالت ديفرانسيل با مشتقات جزئی صورت گرفته است كه برخی از اين پيشرفتها تصور پيشين ما را تغيير دادهاند. مثال اينکه کدام روش وارون سازی ماتريس مستقيم يا تکرار شونده سريعتر است امروزه به سازگاری با سختافزار کامپيوتر و نيز نرخ همگرايی عددی حل معادالت وابسته است. 35 ويژگیهای مختلف ساختار کامپيوترهای جديد و افزايش رو به رشد حافظه آنها منجر به بازنگری فرضيات حل باروتروپيک به روش صريح شده است. مثال تعداد ترازهای )اليههای( عمودی افزايش يافتهاند )5 45 يا حتی اليه( معادالت انتقال جديد برای بررسی پارامترهای بيوشيميايی به مجموعه معادالت فوق اضافه شده است و يا اينكه زمان مورد نياز برای حل دو بعدی معادالت باروتروپيک در هر تراز رو به کاهش است. در نهايت الزم به ذکر است که اغلب روشهای صريح 3 حل معادالت بطور کامل قابليت موازی سازی غيرصريح در حال حاضر و آينده وجود دارد. دارند و بنابراين رقابت شديدی بين آنها و روشهای انتگرال گيری زمانی به روش صريح از آنجا که در طرحواره هاي حل صريح معادالت بحث وارون سازی ماتريس و يا روشهای تکرار شونده وجود ندارد برای شروع ابتدا اين روش بيان میشود. قبل از نوشتن شکل کامل تفاضل محدود معادالت )-( تا )4-( ابتدا تعاريف روش تفاضل محدود برای مشتقات مرتبه اول و دوم بيان میشود. )در اينجا تنها روابط تفاضل مرکزی ارائه میگردد(. با فرض هر تابع دلخواه بصورت, y f id, jdy f i j f, خواهيم داشت: - irect - Iterative 3 - Parallelizable 4 - Centered differences 55

56 du d dv dy U U i, j i, j V V y i, j i, j )9-( )8-( d U d d V dy n t U U U i, j i, j i, j V V V y i, j i, j i, j )5-( )-( در روش صريح اگر چه بحث وارون سازی ماتريس برای محاسبه مقادير در زمان وارد نمیشود اما محدوديت ديگری در مورد گام زمانی حل وجود دارد. اندازه گام زمانی در حل معادالت تفاضل محدود به روش صريح با استفاده از شرط پايداری CFL محاسبه میشود. در معادالت موج اندازه گام زمانی به سرعت موج محدود میشود. مثال برای امواج گرانشی سطحی با سرعت c w شرح زير صادق باشد: بايد t 4000 m c w c w gh )-( بطور مثال از آنجا كه آن به بيش از تعريف مي شود در حوزههای با عمق بيش از میرسد و بنابراين به ازاء تفكيك مکانی مقدار 0 km که مقياس مناسبی برای 00 sec t 00 نشان دادن چرخابهها در مدلسازی حوزههای اقيانوس است مقدار حدود بدست مي آيد. انتخاب اين گام زماني براي محاسبات باروكلينيكي نسبتا بي فايده است. زيرا محيط داخلي اقيانوس در ms پاسخ به عوامل واداشت بسيار آهسته تغيير مي كند. روابط مربوط به تنش بستر براساس آنچه در بخش -3- بيان شد عبارتند از: b C d U U by b by C d U U V V 0 و انتخاب مي شود. عبارتند از: sec b )3-( اين روابط در غالب فرمولبندی خطی تنش بستر )4-( که در آن مقدار ' وابسته به نوع كاربرد و بين - Courant-Friedrics-Lewy - Spatial resolution 56

57 57 رادقم A زين و یفارگوپوت بيش یسررب اب دياب ))3-( و )-(تلاداعم( روكذم تلاداعم رد تدش تيمها زا قمع مک یليخ یاهبآ ءانثتسا هب مود لماع هتبلا.دوش دروآرب یطخريغ تلامج شخب هب رتشيب تايئزج يارب( تسا رادروخرب یزيچان -3- زدلونير ددع نوماريپ هبعج هکبش.)دوش هعجارم نآ زا لبق.تشون ار)4-( ات )-( تلاداعم دودحم لضافت لکش ناوتیم قوف بلاطم هب هجوت اب دنتسين تيمها زئاح نادنچ يطخريغ تلامج قيمع بآ رد کيپورتوراب تانايرج رد هكنيا هب هجوت اب )4-( تلاداعم یطخ بيرقت زا رتسب کاکطصا یدنبلومرف رد هولاعب.دوشیم رظنفرص اهنآ زا.دوش يم رظنفرص داب يحطس شنت زا و دوشیم هدافتسا )4-(,,,,,,,,,,,, 4 n j i d n j i n j i n j i n j i n j i n j i n j i n j i n j i n j i n j i C U U U U U U A gh fv t U U )4-(,,,,,,,,,,,, 4 n j i d n j i y n j i n j i n j i n j i n j i n j i n j i n j i n j i n j i C V V V V V V y A y gh fu t V V )3-( y V V U U t n j i n j i n j i n j i n j i n j i,,,,,, هدش اجباج يدنب هکبش یور اهريغتم نينچمه C هکبش هک 3 نيا.دنوشیم فيرعت دوشیم هديمان لكش( تسا هدش هئارا رگنيسم و اواكارآ طسوت هکبش.)4- هکبش رد راشف یاهريغتم C p عافترا و تعرس یاهريغتم و هکبش ره زکرم رد U Vو رد تاهج رد بيترت هب هکبش ره یاهزرم طسو و y فيرعت يگنوگچ )4-( لکش.دنوشیم فيرعت.دهد يم ناشن ار هكبش نيا يور اهريغتم هکبش هکبشريز هس زا هکبش نيا.دنوشیم لح ريغتم هس نآ رد هک تسا یبيکرت هکبش کي C ريغتم یارب یدنبهکبش کي هکبشريز نيلوا.دوشیم ليکشت هکبش ريز.تسا )دازآ حطس عافترا( U ريغتم یارب یدنب هکبش کي مود یبرغ لاقتنا( - یارب یدنب هکبش کي موس هکبش ريز و )یقرش V ريغتم بونج لاقتنا( - يزادنا مه يور.تسا )لامش رظانتم یياجباج لامعا اب هکبشريز هس نيا - Strengt - Staggered mes 3 - C-grid 4 - Subgrid 5 - Overlaying

58 يک شبکه ترکيبی بنام شبکه C تشکيل میدهند. شکلهای )4-( )4-( )3-( و )9-( چگونگي تعريف متغيرها در شبكه C را با جزئيات بيشتر نشان مي دهند. شكل -: نمايش شبكه بندي افقي در سيستم مختصات سيگما متشكل از زير شبكه زير شبكه U و زيرشبكه V )شبكه C(. 58

59 شكل : - نماي باز شده از شبكه مختصات سيگما در جهت افقي. 59

60 شكل. i, j -: نمايش شبكه سيستم مختصات سيگما در جهت افقي و متغييرهاي مورد نياز براي محاسبه.U i, j شكل 3-: نمايش شبكه سيستم مختصات سيگما در جهت افقي و متغيرهاي مورد نياز براي محاسبه 60

61 .V i, j شكل 9-: نمايش شبكه سيستم مختصات سيگما در جهت افقي و متغيرهاي مورد نياز براي محاسبه 4-- مدلهای گرانش کاهيده همانطور که در بخش -- اشاره شد مدلهای گرانش کاهيده حالت سادهای از مدلهای همچگالی هستند. سادهترين حالت اين مدلها که در اين بخش مورد بررسی قرار میگيرد مدل گرانش کاهش يافته /4 يک اليه فعال )مدل اليه نيز ناميده میشود( است که در آن اليه بااليی با ضخامت اوليه بين m روی يک اليه با عمق بينهايت و سرعت صفر )بدون حرکت( در نظر گرفته میشود. ويژگی اين مدلها اين است که تغييرات سطح مشترک دو اليه )نشان دهنده حرکت پيکوکالين( با نسبت مضربی از نوسان سطح آزاد است. که در آن چگالی و اختالف چگالی بين دو اليه است. )بديهی است اليه پايين سنگين تر است( معادالت مدل گرانش کاهش يافته يک اليه فعال )/5 اليه( در اين بخش معادالت فوق در سيستم کارتزين و به ازاء ضرايب اصطکاک ثابت ارائه میشوند 3 جزئيات استخراج اين معادالت توسط هلبرت و تامپسون ]5[ و نيز پرلر و هلبرت ]4[ بيان شده است. - One-active layer - Ecursion 3 - Hurlbert 6

62 U t V t fv g ( w i ) fu g ( w i) y U t V y A U y UU UV A V 3 y UV VV y i )9-( که در آن: اليهها, : مولفههای تنش سطح مشترک : ضخامت اليه بااليی g شتاب گرانش کاهش يافته و برابر : 'g است کميتهای ديگر مانند معادالت مدل باروتروپيک تعريف میشوند. i تنش سطح مشترک بصورت خطی يا غيرخطی به جهش سرعت برای فرمولبندی اين جمالت و بحث پيرامون مقادير نمونه آن به بخش بين اليهها مرتبط میشود. مراجعه شود. شرايط P 0 P -3- مرزی سرعت در ديوارههای جانبی )خطوط ساحلی( مانند حالت باروتروپيک است. i i y اگر به عنوان ضخامت اليه بااليی و به صورت زير تعريف شود: 0 )8-( که در آن متوسط ضخامت اليه )در حالت غيرآشفته ( نوسان سطح آزاد و پيکنوکالين است که به صورت زير تعريف میشود: تغييرات اليه P ( ) )5-( که در آن شايان ذكر اختالف چگالی بين دو اليه است. است پارامترهاي تغيير شكل و P براساس معادله )5-( در حقيقت يک متغير وابسته را تشکيل میدهند. همچنين معادالت )9-( خيلی شبيه معادالت اقيانوس باروتروپيک هستند و در آنها فقط ضخامت اليه بااليی نيز جايگزين جايگزين نوسان سطح آزاد در معادله پيوستگی ) 4- (و g در جمله گراديان فشار در معادالت اندازه حركت )3-( و )3-( شده است. البته g' - Tompson - Preller 3 - Interfacial stress 4 - Velocity jump 5 - Undisturbed 6 - eformation 6

63 ضخامت اليه بااليی جايگزين توپوگرافی H در معادالت اندازه حرکت شده و از اين رو جمالت گراديان فشار بصورت غيرخطی درآمدهاند مدلهای اليه آميخته اليه سطحی متالطم : اليههای سطحی اقيانوس قسمتی از سيستم اليه مرزی جو- اقيانوس را تشکيل میدهند. اين اليهها توسط فرآيندهای اختالط تالطمی شارهای گرمايی هوا- دريا و شارهای اندازه حرکت تعيين میشوند. اين اليهها مجموعا اليه آميخته ناميده میشوند. در اقيانوس تقريبا همواره حداقل يک اليه همگن نزديک سطح وجود دارد که در آن نيمرخهای دما و شوری )در اثر اختالط( با عمق ثابت هستند و سرعت صوت در آن به دليل اثرات فشار با عمق افزايش میيابد. انتهای اليه آميخته اكثر اوقات نشان دهنده ماکزيمم نيمرخ سرعت صوت در سطح است. اگرچه وضعيت اليه آميخته خيلی پيچيدهتر از حالت سادهای است که در باال بيان شد. در حقيقت اليه آميخته از چندين اليه همگن تشکيل شده است که بين اليههای آب قرار میگيرند و هرکدام از اين اليههای همگن در نتيجه اختالط دورههای سرمايش و گرمايش مختلف و در مقياسهای زمانی روزانه سينوپيتيکی )مربوط به جو( فصلي و يا تركيبي از اينها تشکيل میشوند. ماهيت اليه مرزی در اليههای نزديک سطح اقيانوس مفاهيم بسياری را شامل مي شود كه بايد در مدلهايی كه برای شبيه سازی آنها طراحي مي شوند مد نظر قرار گيرند. نياز اصلی اين مدلها تعيين درست و دقيق شارهای اندازه حرکت و گرما در پهنه مرزی هوا- اختالط تالطمی در اثر شکست امواج سطحی و برش جريانات ناشی از باد است. 3 دريا و شبيه سازی درست و دقيق بدليل اختالف زياد بين ابعاد مکانی سيکلونهای جوی و عمق اليه آميخته مدلهای اليه آميخته عموما به صورت يک بعدی ارائه شدهاند و بنابراين در معادالت آنها از جمالت گراديان فشار و همه گراديانهای افقی صرفنظر شده است. )براي مثال مي توان به تحقيقات كانتا و كليسون و مارتين اشاره كرد(. اين فرضيات بسيار شبيه تقريب هاي اليه مرزی در مسائل هيدروديناميک است معادالت اليه آميخته معادالت اليه آميخته با فرض تعادل بين شتاب اندازه حرکت بخش اندازه حرکت در جهت قائم و نيروی کريولويس ناشی از چرخش زمين نوشته میشوند. شايان ذكر است كه اين جمالت مؤلفه هاي اصلي ايجاد توازن در معادالت اندازه حركت هستند. اين معادالت عبارتند از: - Mied layer - Turbulent surface layer 3 - Air-sea interface 4 - Sear 5 - Martin 63

64 U t V t K z K z m m U z V z fv fu )-( )-( که در آنها کوريوليس و U K m V به ترتيب مولفههای و غربی- شرقی و جنوبی- شمالی سرعت f پارامتر ضريب پخش اندازه حرکت تالطمی است. معادله انتقال حرارت در مدلهای يک بعدی از تعادل بين جمله پخش قائم حرارت و تابش خورشيدی وارد بر سطح Q s حاصل میشود. در مدلهای سه بعدی جمالت مربوط به فرارفت حرارت نيز در نظر گرفته میشوند. مدلهای يک بعدی به اين معنی است که گراديان مکانی تنها در يک جهت )در اين حالت جهت z( در نظر گرفته میشود. به عبارت ديگر جريان سيال در جهت افقی همگن در نظر گرفته میشود. بنابراين معادله يک بعدی انتشار حرارت عبارتست از: T K t z T z Q s )3-( که در آن T بيانگر دما است. بطور مشابه معادله انتقال نمك بصورت زير بيان میشود: S t K z s S z )4-( که اين معادالت K و K s به ترتيب ضرايب پخش تالطمی حرارت و نمك و S بيانگر شوری است. اخيرا مدلهای يک بعدی به مدلهای سه بعدی توسعه داده شدهاند تا قابليت محاسبه واگرايی 3 شارهای مختلف را که در اثر غيرهمگنی افقی بادها و نيز از اثر ديناميكي جريانات اقيانوس ايجاد و باعث فرارفت اندازه حرکت حرارت و نمك میشوند را داشته باشند. الزم به ذكر است كه در معادالت انتقال فوق به جای شکل عمومی شارهای تالطمی اندازه حرکت حرارت و نمك در جهت قائم يعنی با استفاده از روشهای بستار wt, wv, wu و ws از تقريبهايی استفاده شده است. اين تقريبها محاسبه میشوند و معموال در شبيه سازی جريانات تالطمی استفاده میشوند. مروری پيرامون اين روشها برای سياالت ژئوفيزيکی توسط ملور و يامادا و كانتا و كليسون انجام شده است. همچنين کاربرد روشهای بستار مرتبه اول و دوم برای اليه آميخته اقيانوس توسط وارن- وارناس و همكاران مطالعه شده است. بطور خالصه در اين بخش تنها مدلهای بستار مرتبه - Advection - Turbulent diffusion coefficient 3 - Inomogeneity 4 - Closure procedures 5 - Warn-Varnas 64

65 اول يا مدلهای پخش پيچكی بيان میشوند. )4-( ارائه میگردد که در آنها شارهای تالطمی عمودی با تقريب هاي زير U wu K m z wt K T z )4-( که در آن مقادير K ها از رابطه زير محاسبه میشوند. K, K lqs, S m m )3-( که در آن q بصورت زير تعريف میشود: انرژی جنبشی تالطم ( l ) u u i i و )9-( در اين رابطه مقياس طول انتگرالی تالطم ناميده میشود و l 0 z 0 z qzdz q dz S m و S ضرائب پايداری هستند و وابستگي تابعي به عدد ريچاردسون دارند )عدد ريچاردسون برابر است با نسبت تغييرات چگالی در راستای قائم به مجذور چنين سرعت قائم(. در سادهترين حالت اين وابستگي با تقريب R i R ic 0.5 و R ic بيان میشود که در آن دارای مقدار تقريبی 3 بيانگر عدد ريچاردسون بحرانی )مقداری که به ازاء بزرگتر از آن تالطم وجود ندارد( و برابر 0.5 است. کميت تالطم q از معادلهای که شامل جمالت پخش چينهبندی و شناوری ناشی از اليهبندی چگالی و ميرايی يکنواخت تالطم است محاسبه میشود. جزئيات بيشتر در مورد اين مدلها توسط ملور و يامادا و كانتا و كليسون ارائه شده است مدلهای حجمی و مدلهای نيمرخی در اين بخش مدلهای حجمی و مدلهای نيمرخی بطور خالصه معرفی 9 مدلهای پخشي میشوند. مدلهای نيمرخی يا ديفرانسيلي نيز ناميده میشوند. مالک اين دستهبندی به چگونگی نوشتن معادالت - Eddy diffusion models - Integral lengt scale 3 - Critical 4 - Sear 5 - Self-decay 6 - Bulk models 7 - Profile models 8 - iffusive 65

66 حاکم بر اليه آميخته معادالت )-( و )-( بستگی دارد )يعنی اين معادالت بطور عمودی در کل اليه آميخته انتگرالگيری شده يا اينکه به شکل ديفرانسيلی مانند معادالت )-( و )-( نوشته میشوند(. در مدلهای حجمی هميشه فرض بر اين است که اليه آميخته وجود دارد و در آنها تغييرات اندازه حرکت و بودجه گرمايی ناشی از درهم آميختگی آميخته بررسی میشود. نمونه هايي گرما و اندازه حرکت در سطح و انتهای اليه 3 از مدلهای حجمی مدل نيلر و مدل گروود هستند. از مدلهای نوع نيمرخی میتوان به مدل ملور- يامادا اشاره نمود که دارای درجات مختلف بستار تالطم است و به مدلهای تراز.5 و... نيز مشهورند. آزمايش و مقايسه چندين مدل از هر کدام از اين انواع توسط مارتين و كانتا و كليسون ]4[ انجام شده است. در اين تحقيقات از دادههای هواشناسی و هيدروگرافی در مکانهای مختلف جهان به منظور سنجش کارآيی هر کدام از اين مدلها استفاده شده است. 7-- مدل هاي سيستم مختصات سيگما سادهترين و ابتدايی ترين مدلهای سه بعدی اقيانوس مدلهای سيستم مختصات z )تراز z( بودند که برای حالت اقيانوس بسيار ايدهآل با شکل چهارگوش و عمق يکنواخت استفاده شدند )شكل -(. اقيانوس واقعی دارای هندسه پيچيده و تغييرات زياد در عمق بستر است. عمق اقيانوسها بين کمتر از چندين متر در نزديک سواحل تا چندين کيلومتر در حوزههای عميق متغير است. به همين دليل عموما تصوير کردن عمق آب بطور ايدهآل و کارآمد در يک مدل که شامل مناطق کم عمق و عميق يک حوزه است کار مشکلی است. چون تعداد ترازهای عمودی در يک مدل اقيانوسی با توجه به حجم زياد محاسبات کامپيوتری محدود میشود به ناچار از مناطق عميق يا نزديک سطح در مدلسازی بايد z صرفنظر شود. از اين رو مدلهای تراز مدلهای سه بعدی مختصات برای مناطق با تغييرات توپوگرافی شديد الزاما ناکارآمد هستند. اگرچه z کاربردهای وسيعی در حوزههای عميق اقيانوس دارند اما کاربرد آنها در مناطق ساحلی کم عمق يا حوزههايی که دارای مناطق کم عمق هستند غيرمعقول است. از آنجا که اختالط تالطمی نقش مهمی در گردش کل ستون آب در مناطق کم عمق ايفا میکند شبيه سازی همزمان اليههای آميخته سطحی و بستر با استفاده از سيستم مختصات منطبق بر توپوگرافی که سيستم مختصات سيگما ناميده میشود )شکل -( مناسبتر است. - Entrainment -Niiler 3 - Garwood 66

67 در سيستم مختصات سيگما تعداد ترازهای عمودی در ستون آب در هر مکان از محدوده مدل بدون در نظر گرفتن عمق آب يکسان است. با اعمال تغيير متغير به شکل زير معادالت از سيستم مختصات z z به سيستم مختصات سيگما تبديل میشوند. )8-( که در آن عمق ستون آب است. بايد توجه شود برخالف سيستم مختصات اليهها در جهت افقی يکسان است در سيستم مختصات z که در آن ضخامت سيگما اين ضخامتها نرماليزه شده و با هم برابر است در حاليکه در حقيقت ضخامت اليهها از يک نقطه به نقطه ديگر شبکه میتواند بسيار متغير باشد. همچنين در اين سيستم مختصات هيچ نقطه شبکه در جهت عمودی از بين نمیرود و اين برخالف سيستم مختصات z است که در آن اجرای مدل با تفكيك باال در مناطق عميقتر يک حوزه منجر به از دست دادن اجتناب ناپذير نقاط شبکه در مناطق کم عمق میشود. بعالوه سيستم مختصات سيگما امکان نمايش بهتر اليه مرزی بستر در هر مکان از منطقه مدل را ميسر میسازد و اين در حاليست که نمايش خوب و مناسب اليه مرزی بستر در هر مکان از منطقه مدل با استفاده از مختصات z تنها با استفاده از تعداد زياد ترازها در جهت قائم امکان پذير است. با اين وجود سيستم مختصات سيگما با تمام مزايای آن خالی از اشکال نيست. در حاليکه تمام مدلهای عددی اقيانوس با مشکالتی در شبيه سازی مناطق با تغييرات توپوگرافی شديد از يک نقطه به نقطه مجاور شبکه مواجه هستند به نظر میرسد که در سيستم مختصات سيگما به تناسب بيشتر اين مشکل ديده میشود. اين مشکل از محاسبه جمالت گراديان فشار در معادالت اندازه حرکت ايجاد میشود. در مختصات سيگما تغييرات شديد توپوگرافی از يک نقطه به نقطه مجاور شبکه به معنی محاسبه گراديان فشار است که شامل تفاضل بين دو جمله بزرگ میشود و بنابراين به بروز خطای گرد کردن در محاسبه منجر میشود. البته اين مسئله با افزايش تفكيك مدل در جهت افقی قابل تعديل است. همچنين میتوان با کم کردن ميانگين افقی چگالی از جمالت شامل چگالی قبل از محاسبه گراديان چگالی ناشی از اختالف فشار بين دو نقطه متوالی شبکه اين مشکل را برطرف نمود. مشكل ديگر مرتبت با تغييرات توپوگرافي 3 شديد ناسازگاري هيدروستاتيكي است كه با هموارسازي شيبهاي افقي توپوگرافي قابل كاهش است. در مدلسازی عددی اقيانوس معموال معقول است که دادههای توپوگرافی قبل از استفاده در مدل با استفاده از فيلتری که نسبت عمق بستر را به عمق نقطه مجاور چک میکند پردازش شود. البته بايد - Normalized - Round-off error 3 - Inconsistency 67

68 توجه شود که با اين تصحيح خصوصيات حقيقی توپوگرافی خصوصا در مناطق کم عمق از بين نرود. همانگونه که قبال اشاره شد اليههای آميخته سطح و بستر بخش مهمی از ستون آب در مناطق کم عمق را تشکيل میدهند و بنابراين نقش مهمی در ديناميک اين مناطق ايفا میکنند. از اين رو الزم است که اختالط عمودی در غالب پارامترهای وابسته به آن تا مدل بستار مرتبه دوم تالطم که شامل حل معادالت حاکم بر تنشهای تالطم دوم حد ممکن به دقت پارامتري میشود. رينولدز )گشتاور مرتبه 3 ميدان سرعت( است ابزاری برای اين مقصود است. با استفاده از اين روش دگرگوني اليه آميخته سطح و اليه مرزی بستر تحت اثر وزش باد و شارهای گرمايی سطحی تا حدودی واقعی به نظر میرسد. در شبيه سازی فرآيندهايی نظير جزرومد و خيز آبهای توفان که از ويژگيهای مهم حرکت آب در مناطق کم عمق هستند استفاده از تقريب مرز سخت روی سطح بايد کنار گذاشته شود و به جای آن شرط مرزی سطح آزاد در نظر گرفته شود. در استفاده از شرط مرزی سطح آزاد بايد محدوديتهای گام زمانی شديدی برای مدل در نظر گرفت که اين بعلت حرکت امواج گرانشی سريع در سطح مشترک هوا- دريا است. برای غلبه بر محدوديت گام زمانی که زمان انجام محاسبات را بسيار باال می برد از روشی به نام تفکيک مد میشود. استفاده روش تفکيک مد شامل جداسازی حل معادالت حاکم بدو قسمت است. بخش باروتروپيک )مد خارجی( که شامل معادالت حاکم دو بعدی است که بطور عمودی از سطح تا عمق انتگرال گيری شدهاند و بخش باروکلينيک )مد داخلی( که شامل شکل سه بعدی و کامل معادالت است )همانطور که در بخش 8- آورده شدهاند(. مد باروكلينيک با گام زمانی بلندتری نسبت به مد باروتروپيک حل میشود و علت آن انتشار 3 آهستهتر آشفتگیها در مد داخلی نسبت به مد خارجی است. البته در استفاده از اين تکنيک بايد دقت 9 شود تا خصوصيات پايستاری دچار مشکل نشود. - Turbulence stresses - Second moments 3 - Evolution 4 - Storm surge 5 - Free surface 6 - Mode splitting 7 - isturbances 8 - Conservation 68

69 8-- جزر و مد و نيروهای واداشت آن در اين بخش به بررسی جزر و مدهای باروتروپيک پرداخته میشود. مدل عددی جزر و مد بطور ساده حل قسمت باروتروپيک معادالت سه بعدی در سيستم مختصات سيگما است. در ابتدا قبل از پرداختن به جزئيات مدل در مختصات سيگما مختصری پيرامون جزرومد و عامل واداشت آن مطالبی ارائه میگردد. نيروی جاذبه خورشيد و ماه علت حرکات جزرومدی در تمام نقاط زمين شامل جو اقيانوسها و زمين جامد هستند. باال و پائين روی منظم سطح آب در طول خطوط ساحلی جهان بارزترين مظهر وجود جزر و مد در اقيانوسهای جهان است. در برخی مناطق ساحلی جزر و مدها قابل توجهاند و در برخی مناطق 3 مانند ساحل غربی کره و خليج فاندي جزر و مدها به طور منحصر به فردی بزرگ هستند. در برخی مناطق دوره باال و پائين سطح آب حدود نصف روز است )جزر و مد نيمه روزانه ( در حاليکه در مناطق ديگر اين دوره ممکن است يک روز باشد )جزر و مد روزانه( اين دوره میتواند بصورت ترکيبی نيز باشد. همچنين دوره زماني در طی سال وجود دارد که در آن خورشيد و ماه با زمين بر روی يک خط قرار میگيرند و به ازاء آن جزر و مد بطور غير معمولی بزرگ است. اگرچه بشر از زمانهای دور متوجه حرکت تناوبی سطح دريا و ارتباط آن با حرکت خورشيد و ماه بوده است اما شناخت بهتر در اين زمينه اولين بار توسط اسحاق نيوتن با بکار گيری تئوری گرانش خود برای توضيح مکانيزم جزر و مد ارائه شد. وی توانست تئوری تعادلی جزر و مد را ارائه دهد و با استفاده از آن ماهيت نيمه روزانه جزر و مد را برای اغلب مناطق جهان توجيه کند. بر اساس اين تئوری فرض میشود که محدوديت زمانی وجود نداشته باشد و اقيانوس با نيروهای سماوی به حالت تعادل میرسد. البته اين فرض حالت واقعی نيست چون نيروهای جزر و مدی بسيار سريع با زمان تغيير میکنند. پديدههايی مانند رزونانس در پاسخ اقيانوس در برخی مناطق باعث افزايش مقدار جزر و مد نسبت به آنچه توسط تئوری تعادل پيش بينی میشود است. در حاليکه تئوری تعادل دو برآمدگی يکی در پائين ماه و ديگری در جهت مقابل آن روی زمين برای سطح آب پيش بينی میکند در عمل اين سطح باالی آب با تقدم و تأخر نسبت به حرکت ماه اتفاق میافتد. اين اختالفها بدليل پاسخ ديناميکی اقيانوسها به نيروهای جزر و مدی است. - Forcing - Manifestation 3 - Bay of Fundy 4 - Semi-diurnal 5 - Equilibrium teory 6 - Bulge 69

70 يک قرن بعد الپالس مبانی رياضی و تئوری جزر و مد در اقيانوس را از ديدگاه تئوری ديناميکی پيشرفته بيان کرد. وی در تئوری خود جزر و مد در اقيانوس را به عنوان پاسخ متوسط سيال به نيروهای سماوی در اثر جاذبه گرانشی ماه و خورشيد در نظر گرفت. معادالت ارائه شده توسط وي شبيه معادالت )35-( تا )34-( است با اين تفاوت كه بصورت خطي و در سيستم مختصات كروي نوشته شده اند. بر اساس اين تئوري جزر و مد از تعادل ديناميكي بين نيروهاي ربايشي ناشي از 3 گرانش و نيروهاي بازدارنده ناشي از اصطكاك در ستون آب ايجاد مي شود. در حاليکه باال و پائين روی سطح دريا بارزترين ويژگی جزر و مد است اين جريانات جزر و مدی است كه مظهر اصلي جزر و مد است و باال و پايين روي سطح دريا در اثر همگرايي و واگرايي اين جريانات اتفاق ميافتد. خورشيد و ماه تنها اجرام سماوي مهم در ايجاد جزر و مد در زمين هستند. اگر چه ماه خيلي كوچكتر از خورشيد است اما به دليل نزديكي آن به زمين از اهميت بيشتري برخوردار است. عدم تعادل ناچيزي بين نيروي گريز از مركز و نيروي جاذبه گرانشي ماه وارد بر ستون آب وجود دارد كه باعث افزايش نيروهاي گرانشي افقي شده و باعث حركت آب به گونهاي ميشود كه دو برآمدگي در سطح آب يكي دقيقا پايين ماه و ديگري در جهت مقابل آن روي زمين ايجاد ميشود. اين برآمدگيها همراه با حركت ماه بر روي كره زمين حركت ميكند و منجر به جزر و مد نيمه روزانه با دوره تناوب نصف يك روز قمري )/4 ساعت( ميشوند. براي مدلسازي حركات جزرومدي الزم است كه نيروهاي سماوي از قبل تعريف شوند. جمله پتانسيلي جزر و مد در معادالت حركت با استفاده از سري فوريه قابل بيان است و هر جمله از اين سري بيانگر يكي از مولفههاي جزرومدي است. با وجود اينكه دهها جمله از اين مولفه ها در بسط فوريه ايجاد ميشود معموال در اقيانوس عميق تنها تا از اين مولفهها حائز اهميتاند كه مولفههاي اوليه ناميده ميشوند. از اين تعداد چهار مولفه نيمه روزانه: S N M و K چهار مولفه روزانه: و و Ss مولفههاي بلندمدت هستند. جدول Mf Mm و مابقي: Q P O K )-( دوره تناوب و اندازه نسبي هر يك از اين مؤلفهها را نشان ميدهد. به غير از برخي مناطق خاص كه در آنها مولفههاي ديگر نيز مهم ميشوند در نظر گرفتن مولفههاي بيشتر براي پيشبيني جزرومد غيرضروري بنظر ميرسد. در مناطق كم عمق كه جزر و مد در آنجا جزرومد تركيبي ناميده ميشود جزرومد ناشي از برهمكنشهاي غيرخطي مولفههاي اوليه - Modern dynamical teory - Medium 3 - Retarding 4 -Tidal constituents 5 - Primary 6 - Compound tide 70

71 حائز اهميت ميشود. براي مثال دوره تناوب آن نصف M است. M4 در اثر برهمكنش غيرخطي M با خودش ايجاد ميشود كه ديدگاه كلي براي پيشبيني جزرومد در اقيانوسها جمعآوري مشاهدات طي يك دوره زماني تقريبا يكسال و سپس استفاده از سري زماني براي استخراج مولفههاي مختلف جزرومد با استفاده از تحليل هارمونيك است. اين روش براي مناطقي كارآيي دارد كه اندازهگيريهايي كافي در دست باشد. مانند مناطق ساحلي و ايستگاههاي اندازهگيري در جزايري كه وسط حوزههاي اقيانوسي قرار دارند. با اين حال عمال در حوزههاي داخلي اقيانوسها اندازهگيري مستقيم موجود نيست و بنابراين الزم است كه براي مطالعه جزرومد در اين مناطق از مدلهاي عددي بهره جست. براي مدلسازي جزرومد بايد معادالتي شبيه معادالت )93-( تا )94-( البته با در نظر گرفتن جمالت پتانسيل جزرومدي در سمت راست آنها حل شوند. اگرچه براي درياهاي حاشيهاي كه از مرز باز با حوزههاي اقيانوسي مرتبط ميشوند و نيز مناطق ساحلي اقيانوسها الزم است كه نيروهاي جزرومدي روي مرزهاي آزاد از قبل تعريف شدند. در بسياري از موارد اين نيروها از نيروهاي سماوي مهمتر هستند. جزر و مد در خليج فارس نمونهاي از اين حالت است. در اين عرب ورودي به خليج از طريق تنگه هرمز هم نوسان منطقه جزرومد با جزرومد درياي است و نيروهاي سماوي بطور مستقيم قابل صرفنظر است. از سوي ديگر جزرومد در درياي سرخ در درجه اول مستقيما به نيروهاي سماوي مربوط ميشود كه علت آن تنگه بسيار باريك باب المندب است كه ميكند. اين دريا را به درياي عرب متصل - Co- oscillate 7

72 جدول : - مؤلفه هاي اوليه جزر و مد مهمترين پارامترها در مدلهاي جزرومدي عمق و اصطكاك بستر هستند. معموال هيچكدام از اين پارامترها در مدلهاي جزرومدي بطور دقيق قابل تعريف نيستند و بنابراين الزم است كه مدل به خوبي تنظيم شود تا سازگاري قابل قبولي با مشاهدات نشان دهد. يك روش كالسيك براي اين كار مسئله مدلسازي معكوس است اگرچه اين روش معموال با صحيح و خطا همراه است. روش ديگر براي بدست آوردن نتايج مدلسازي دقيق جزرومد استفاده از مشاهدات از طريق فرآيند گوارد 3 دادهها است معادالت حاكم بر جزرومد در اين بخش معادالت حاكم بر جزرومد در مختصات راست گوشه خميده مختصات سيگما در جهت قائم ارائه ميگردد. اگر, به عنوان جهات افقي و z در جهت افقي و به عنوان جهت - Fine-tune - Inverse modeling 3 - ata assimilation 4 - Ortogonal curvilinear coordinates 7

73 z قائم در يك مختصات منحني الخط متعامد فرض شوند ابتدا معادالت مذكور در سيستم مختصات u,u و نوشته شده و سپس به سيستم مختصات سيگما تبديل ميشوند. اگر به ترتيب سرعت در جهات سرعت در جهت قائم باشد )در فرمولبندي مختصات منحني وار مناسبتر است كه از اين است( ds u U, u V,, u u 0 d d w z w, تعاريف به جاي V, U استفاده شود. بطور كلي در اين سيستم y معادله پيوستگي برابر است با: )35-( كه در آن, ضرائب متريك هستند كه شرط واحد بودن را دارا هستند. dz,, است. z ds )3-( كه در آن 3 طول يك قسمت در فضاي معادالت حاكم با فرض تراكم ناپذير بودن سيال و در نتيجه ثابت بودن چگالي ساده ميشوند. بنابراين در اين معادالت از تغييرات چگالي به استثناء مواردي كه چگالي در شتاب گرانش ضرب ميشود صرفنظر ميشود. با اين تقريب اثرات مهم اليهبندي )اثرات شناوري( در معادالت حفظ ميشود. اين فرض تقريب بوزينسك ناميده ميشود. همچنين در معادله اندازه حركت در جهت قائم از تمام جمالت به استثناء جمالت گراديان فشار و شتاب گرانش صرفنظر ميشود كه اين همان فرض برقراري تقريب هيدروستاتيك حتي براي سيال در حال حركت است. معادالت اندازه حركت با فرض تقريبهاي بوسينسك و هيدروستاتيك به صورت زير بيان ميشوند: u t u t 0 0 p p u u u wu p g z 0 0 z uu u z u z K u u u wu z uu u K z fu M M fu u z )3-( )33-( )34-( - Rigt anded - Identity 3 - Segment 4 - Stratification 5 - Boussinesq approimation 73

74 و, كه در آن زير بيان ميشوند: مولفههاي متقارن تانسورتنش رينولدز در صفحه افقي هستند و به صورت A M u u A M u u )34-( كميتهاي A M u u A M به عنوان پخش افقي و كميتها براساس اختالط تالطمي در K M به عنوان پخش عمودي تعريف ميشود. هر دو اين ستون سيال تعيين ميگردند. همچنين چگالي سيال 0 g مبنا شتاب گرانش p فشار و f كوريوليس بصورت f sin بر ثانيه و چگالي به عنوان پارامتر كوريوليس تعريف ميشوند. پارامتر بيان ميشود كه در آن سرعت زاويهاي زمين بر حسب راديان زاويه عرض جغرافيايي است. با توجه به معادله )34-( كه از فرض تقريب هيدروستاتيك حاصل ميشود و انتگرالگيري از اين معادله براي محاسبه فشار در هر عمق دلخواه خواهيم داشت: z p p a g g 0 0 z d )34-( p a كه در آن p a فشار اتمسفر و ارتفاع سطح آزاد نسبت به تراز متوسط درياست. البته معموال از صرفنظر ميشود. اما در نظر گرفتن اين فشار براي شبيه سازي اثرات بار اتمسفر روي اقيانوس 3 مانند شبيه سازي خيزآبهاي ناشي از هاريكانها حائز اهميت است. همچنين شايان ذكر است كه در اين معادالت شكل كلي جمالت كوريوليس )يعني بدون تقريبهايي مانند تقريب صفحه f يا صفحه ) استفاده شده است. در تقريب صفحه كوريوليس با عرض جغرافيايي صرفنظر ميشود و در تقريب صفحه f f f 0 y جغرافيايي و معادل و R در نظر گرفته ميشود كه در آن برابر f y كه y R شعاع زمين هستند. از تغييرات پارامتر تقريب خطي به فرم مختصات در جهت عرض تغييرات چگالي در اقيانوس از اهميت ويژهاي در تعيين حركت )گردش( آب اقيانوس برخوردار است. چگالي آب دريا تابعيت پيچيدهاي از دما S شوري T p و فشار )يا عمق( دارد. معموال - Reference - Loading effects 3 - Hurricane induced storm surge 74

75 S اثرات فشار با فرض بعنوان چگالي پتانسيل كه تنها تابعيت دماي پتانسيل و شوري دارد محاسبه ميشود. دماي پتانسيل معموال به فشار اتمسفر اتالق ميشود به اين معني كه دماي سيالي z S است با دماي T و شوري كه بطور بيدررو از عمق به سطح آورده ميشود. جمالت گراديان فشار باروكلينيك در معادالت اندازه حركت و پايداري عمودي ستون آب با دقت بااليي از محاسبه گراديانهاي افقي و عمودي چگالي پتانسيل تابعي از تنها دماي پتانسيل و شوري به خوبي قابل محاسبهاند. چگالي پتانسيل بصورت, S S S در نظر گرفته ميشود: )33-( اين معادله حالت معموال بصورت بسط يك سري تواني بر حسب و بيان ميشود اما به سادگي بصورت عددي قابل محاسبه است. مشهورترين معادالت حالت كه بطور عموم در مدلهاي 3 اقيانوسي مورد استفاده قرار ميگيرد. روابطي است كه توسط ففنوف و اخيرا يونسكو معادالت حاكم بر پايستگي دماي پتانسيل و شوري بصورت زير بيان ميشوند: ارائه شدهاند. t A S t H A H u u w A H S z K z u S u S ws S A H z S K z H H z S z Q z S )39-( )38-( A H در اين معادالت K H بيانگر پخش پيچكي عمودي و بيانگر پخش پيچكي افقي هستند كه در اثر اختالط تالطمي حرارت و نمك در ستون آب ايجاد مي شوند. جمله آخر در معادله )39-( بمنظور محاسبه اثر گرمايش ناشي از امواج خورشيدي تابشي با طول موج كوتاه نفوذ كننده به داخل آب است. A H مقادير ضرايب پخش پيچكي افقي A M براي اندازه حركت و فرضيات عددي مرتبط با كاهش نوفه هاي محاسباتي پخش پيچكي عمودي براي اندازه حركت و براي دما و شوري تحت تأثير در مقياسهاي زير شبكه هستند ولي ضرائب K H براي دما و شوري در درجه اول براساس K M - Adiabatically - Fofonoff 3 - UNESCO 4 - Computational noise 75

76 اختالط تالطمي خرد مقياس در ستون آب تعيين ميشوند. با اين وجود پارامتري سازي مناسب اين ضرائب مهمترين موضوع حل نشده در مدلسازي اقيانوس است. چون نتايج مدل با درجههاي مختلف به مقادير اين ضرايب حساسيت نشان ميدهد و در حال حاضر مباني تئوري مورد نياز براي توصيف دقيق و مطمئن اين ضرائب هنوز ارائه نشده است. در برخي مواقع براي تعيين ضرائب مذكور از مدلهاي بستار مرتبه صفر استفاده ميشود كه به اين ترتيب اين ضرائب ثابت در نظر گرفته ميشوند اما اين فرض نسبتا نامعقول است. چون اين مقادير تابع ميدان تالطم حاكم در سيال هستند و دقيقا بايد از خصوصيات و ويژگيهاي اختالط تالطمي كه در سيال اتفاق ميافتد استخراج شوند. با اين حال خارج از محدوده اليههاي كامال تالطمي مختلط نزديك سطح و بستر اقيانوس دانش محدودي درباره 3 فرآيندهاي اختالط ناپيوسته كه در داخل اقيانوس اتفاق ميافتد وجود دارد. مرسوم است كه اين ضرايب در ابتدا بصورت ثابت فرض ميشوند و سپس تغيير داده ميشوند مدلسازي حاصل شود. تا نتايج مطلوب در با اين حال به علت حساسيت نتايج خروجي مدل به اين ضرائب روش مذكور عمال نا كارآمد است و از اين رو توصيف بهتر آنها معموال با روشهاي بستار مرتبه باالتر انجام ميشود. براي مثال براي تعيين ضرائب A M و A H شكل سيال مرتبط ميشوند و براي محاسبه ضرائب K M و K H استفاده از روش بستار مرتبه اول كه بر اساس آن به نرخ متوسط تغيير استفاده از روش بستار مرتبه دوم به ازاء اختالط تالطمي كوچك مقياس استفاده ميشود كه در درجه اول تعيين كننده پخشهاي عمودي در اليههاي آميخته سطحي و بستر هستند. در حال حاضر براي داخل اقيانوس فرض ميشود مقادير K M و K H ثابتي هستند اگرچه شواهد زيادي موجود است كه نشان ميدهد آنها بايد تابع اليهبندي عمودي ستون آب داشته باشند. همچنين ضريب پخش پيچكي براي حرارت )گرما( بايد با ضريب پخش پيچكي براي نمك )شوري( متفاوت باشد كه در اين معادالت برابر فرض شده اند. براي محاسبه در داخل اقيانوس روابط زير پيشنهاد شده اند: K M و K H K M K M0 N, K H K M )45-( كه در آن يك مقدار ثابت و N است و بصورت زير تعريف مي شود: )4-( فركانس شرناوري برانرت-وايسراال كره بيرانگر پايرداري سرتون سريال N g g z c 0 - Small scale - Prevailing turbulence filed 3 - Intermittent miing 4 - Interior 5 - Brunt-Vaisala 76

77 77 نآ رد هك c :اب تسا ربارب و توص تعرس )4-( S p c, مئاق طلاتخا بئارض K M و K H زا هدافتسا اب رتسب و حطس يمطلات طلتخم لاماك ياههيلا رد راتسب ياهلدم يسررب.دنوشيم نييعت اداماي و رولم طسوت هدش هئارا طباور ساسارب مطلات مود هبترم زارت لدم هك شور نيا ساسا رب مطلات.5 يژرنا.دوشيم ماجنا تيمك ود فيرعت اب دوشيم هديمان مطلات يشبنج q سايقم گرزب مطلات و l :دنوشيم فيرعت ريز هلداعم ود بلاغ رد اهتيمك نيا. )43-( z q K z q A q A B l q z g K z u z u K wq z q u q u q t q H H M M 3 0 )44-( l q z K z l q A l q A L l E B q z g E l K z u z u E l K l wq z l q u l q u l q t q H H H M مئاق طلاتخا بئارض مطلات مود هبترم راتسب لدم ساسا رب H K M K, و K q مطلات ياهسايقم هب q و l :دنوش يم طبترم )44-( q q H H M M lqs K lqs K lqs K,, نآ رد هك H S M S, و S H يرادياپ عباوت 3 هبترم راتسب لدم يليلحت لح رد يربج طباور زا و دنتسه :اب دنربارب و دنيآيم تسدب اهيزاس هداس يخرب لامعا اب لماك مود - Closure models - Macroscale 3 - Stability functions

78 S S M H S q 6A 3C 9A A B A 9A AG H A 0. 6A B 3AG H 6A B S H G H )44-( )43-( )49-( l G H l q g 0 z B )48-( B, A و مقادير ثابتند كه نسبت اندازه طولهاي مختلف تالطم را به تالطم بزرگ مقياس A, تعيين ميكنند. در مدل بستار تالطم فرض ميشود كه اندازه هريك از طولهاي تالطم با ديگري متناسب G H S H S M است. شايان ذكر است و بر اساس معادالت )44-( و )43-( توابعي از آن تابعي از گراديان شناوري است. همچنين در معادله )44-( جملهاي كه در هستند كه خود q 3 B ضرب شده است يك تابع مجاور ديوار است كه بطور تجربي در نظر گرفته ميشود تا رفتار سيال نزديك مرز L جامد را نشان دهد )قانون لگاريتمي(. پارامتر L در معادله فوق بصورت زير تعريف ميشود: z z )45-( كه در آن پارامترهاي عمق ستون سيال است. و E 3 E ثابتهاي تجربي هستند و براساس نتايج آزمايشگاهي بررسي تالطم E,, C B, A و B تعيين ميشوند. اين ضرايب برابرند با: همانند ضرايبA, A A, B, B, C, E, E, E 0.9, 0.74, 6.6, 0., 0.08,.8,.8,.33 )4-(, 3 همچنين در معادالت فوق ثابت ون كارمن 0.4 سرعت مجاور يك مرز در يك اليه مرزي متالطم وارد ميشود. است كه در معادالت حاكم بر نيمرخ - Wall proimity function - Von karman 78

79 -8- -شرايط مرزي الف- سطح آزاد: جريان سيال بايد شرط مرزي حاكم بر سطح آزاد يعني در كند. در سطح آزاد سرعت قائم سيال بصورت زير تعريف ميشود: z, w u u t )4-( را ابقا بعالوه شارهاي اندازه حركت و شناوري )شامل شارهاي گرما و شوري( در سطح آزاد اقيانوس بصورت زير تعريف ميشوند: K K M M u u, z z S, z z 0 0, Q H 0, Q 0 S )43-( كه در آنها و 0 0 مولفههاي تنش باد و Q H Q S و Q H شارهاي گرما و شوري در سطح هستند. برآيند تعادل انرژي در سطح اقيانوس و شامل تابش امواج با طول موج بلند و كوتاه خورشيدي بر سطح اقيانوس بازتابش از سطح اقيانوس و شارهاي گرمايي نهان و محسوس از سطح اقيانوس به اتمسفر است و بصورت زير تعريف ميشود: Q H 4 S W LW TS HS HL )44-( كه در آن: : S W آلبيدو شار تابش خورشيدي با طول موج كوتاه : L W : تشعشع از سطح اقيانوس : ثابت استفن- بولتزمن به ترتيب شارهاي گرمايي محسوس و نهان هستند. همچنين سطح جذب ميشوند. اگر شار تابش خورشيدي با طول موج بلند : :T S دماي سطح دريا H S و H L برابر يك فرض شود Q S جزئي از شار امواج كوتاه است كه در در معادله )39-( بايد برابر صفر شود و اين بدين معنا است كه كل امواج طول موج كوتاه تابشي در سطح جذب شده و گرمايش دروني اقيانوس در اثر امواج تابشي نفوذي وجود ندارد. سناريوي تا حدودي واقع بينانهتر به اين گونه بيان ميشود كه جذب امواج نزديك مادون سرخ نزديك سطح اقيانوس صورت ميگيرد در حاليكه طول موجهاي بلندتر در داخل سيال جذب ميشوند. گستردگي نفوذ امواج به وضوح اپتيكي اليههاي سطحي )بااليي( بستگي - Emissivity - Stefan-Boltzmann 79

80 دارد. اين توصيف از ديدگاه توليد مواد بيولوژيكي در اليههاي بااليي اقيانوس حائز اهميت است. با و: 0 فرض Q S N i i S ep z L W i )44-( كه درآن: N i در اين رابطه : L i i مقياس طول ميرايي i تابشي را توجيه ميكند. بايد توجه شود كه مولفه امواج بلند مين مؤلفه موج كوتاه است كه بخش i L W در چند ميليمتر اوليه شار امواج كوتاه سطح اقيانوس جذب ميشود. در شرايط عادي در حدود 4 تا 4 باند طيفي براي اهداف مدلسازي اقيانوس كافي بنظر ميرسد. اما براي مدلسازي مشخصههاي اپتيكي و توليد مواد بيولوژيكي اليههاي بااليي اقيانوس مقادير بيشتري از N مورد نياز است. در بسياري از موارد تجزيه دو مؤلفهاي شار امواج كوتاه كه در آن يك مؤلفه نزديك سطح جذب ميشود )مقياس طول ميرايي كوچك( و مؤلفه ديگر كه فرض ميشود تا اليههاي عميقتر نفوذ ميكند )مقياس طول ميرايي از مرتبه دهها متر( كافي بنظر ميرسد. الزم به 3 ذكر است كه مقياس طول هاي ميرايي بشدت تابع وضوح اپتيكي آب هستند. آب مملو از رسوب نزديك ساحل و آبهاي با مواد بيولوژيكي فراوان مقياس طول هاي ميرايي كوتاهتري در مقايسه با آبهاي شفاف دارند. Q S شار نمك در سطح اقيانوس برابر است با: Q S S S * * E P )44-( S S * P * كه در آن E بيانگر تبخير بيانگر ميزان بارش در سطح و بيانگر شوري سطحي اقيانوس است. البته * E به شار گرماي نهان H L نيز وابسته است. بجاي معادالت )44-( و )44-( ميتوان از مقادير دما و شوري در سطح اقيانوس در صورت مشخص بودن استفاده كرد., S, T S S S )43-( انتخاب ديگر بدين گونه است كه فرض شود مقادير سطحي موجود در سطح ميرسند. بنابراين خواهيم داشت: و S با تأخير زماني به مقادير t l - Biological productivity - Etinction 3 - Sediment-laden 4 - Time lag 80

81 t t, S T, S S S S )49-( شرايط مرزي )43-( و )49-( اغلب در شبيه سازيهاي اقليمي استفاده ميشوند در حاليكه معادالت )44-( و )44-( را براي بدست آوردن حالت اقيانوس در حضور شارهاي اندازه حركت و شناوري مفيد هستند. شرايط مرزي براي q و l )48-( كه در آن در سطح آزاد عبارتند از: q B 3 u*0 and l 0 u *0 سرعت اصطكاكي در سطح و برابر: u 4 * در معادله )48-( فرض ميشود كه امواج سطحي در ايجاد تالطم نزديك سطح نقشي ندارند. اين تنها يك فرض ساده كننده است كه براي اكثر اوقات مفيد است. اگرچه هنگامي كه اليه سطحي كم عمق و وزش باد آهسته است نقش امواج سطحي قابل صرفنظر نيست و آن را ميتوان با پارامتري سازي شار انرژي جنبشي ناشي از امواج و توصيف آن در سطح آزاد در نظر گرفت. بطور مشابه ميتوان به صورت تابعي از ارتفاع موج شاخص را l تعريف كرد. با اين حال تالطم ايجاد شده در اثر امواج بسرعت با افزايش عمق ميرا ميشود و بنابراين بندرت در اعماق بيش از چند متر اوليه سطح مهم است. ب- بستر اقيانوس: در بستر اقيانوس z H از آنجا جرمي به داخل بستر اقيانوس وجود ندارد خواهيم داشت: )4-( كه در آن زير نويس كه هيچ شار گرما و نمك و نيز هيچ شار w u b H u b H b بيانگر مرز پايين است. شرايط مرزي كميتهاي ديگر عبارتند از: q K M u z B u, b, b z 0 3 u* b and l 0 )4-( كه در آن و b است كه برابر است با: b مولفههاي تنش برشي در بستر هستند و u *b بيانگر سرعت اصطكاكي بستر u 4 * b 0b 0b 0 - Significant wave eigt 8

82 ارتفاع تنشهاي بستر براساس سرعتهاي جريان در بستر u b u b و z b )43-( )سرعتها در پايينترين نقطه شبكه در نسبت به بستر كه در قانون لگاريتمي ديوار استفاده ميشود( محاسبه ميشوند: كه در آن ضريب درگ, u u u u b b 0C b b b, b C )44-( در اين رابطه از قانون لگاريتمي محاسبه ميشود: C H z ln k z0 b z 0 مقياس زبري )ناهمواري( ناميده ميشود و از مرتبه حدود يك سانتيمتر است. در معادالت )43-( و )44-( فرض بر اين است كه پايينترين نقطه شبكه در داخل اليه لگاريتمي قرار ميگيرد. اگر تفكيك قائم مدل عددي براي برقراري اين فرض كافي نباشد ضريب درگ معادل در نظر گرفته ميشود كه اين همان قانون درجه دوم درگ است. ج- مرزهاي جانبي: براي حوزههاي بسته شرايط مرزي جانبي كامال مشخص است. شرايط شارهاي جرم اندازه حركت گرما شوري و تالطم برابر صفر بايد روي مرزهاي جانبي جامد برقرار باشد. اما در مرزهاي باز اثرگذاري مناطق خارج از محدوده مدل بر منطقه مدلسازي بايد به گونهاي مشخص شوند. از اين رو شرايط مرزي جانبي باز سختترين و مشكلترين مسئله است كه بايد بدرستي تعريف شوند )چون معموال شرايط خارجي نامشخص هستند(. اگر دادههاي اندازهگيري مستقيم به اندازه كافي در مرز باز موجود باشد يا شرايط در آنجا با استفاده از مدل عددي ديگري محاسبه شده باشد توصيف شرايط مرزي در اين مناطق مشكل ساز نخواهد بود. اما اين شرايط در عمل بندرت وجود دارد. بنابراين تقريبهاي مختلفي برخي نزديكتر به واقعيت نسبت به ديگري احتياج است. بطور كلي نتايج مدلسازي عددي معموال به چگونگي تعريف شرايط مرزي جانبي وابسته است و از اين رو در انتخاب درست اين شرايط بايد دقت كافي لحاظ شود تا اطمينان حاصل شود كه نتايج حاصل از حل عددي نتايج معني دار و معتبر است. با اين وجود برخي از قوانين كلي براي توصيف شرايط مرزهاي جانبي باز در ادامه بيان ميشود. زمانيكه كميتهاي q, S, و l در مرز باز مدنظر هستند بررسي اينكه جريانهاي ورودي يا خروجي روي مرز جانبي وجود دارد نوع شرايط مرزي را تعيين ميكند. زماني كه جريان ورودي روي مرز وجود دارد و S بايد روي مرز مشخص باشند در حاليكه براي زماني كه جريان - Rougness scale - Open boundaries 8

83 خروجي روي مرز باز در نظر گرفته ميشود كنند يعني: S و )44-( كه در آن بايد به سمت بيرون از منطقه مدل فرارفت t n, S u, S 0 n n بيانگر جهت عمود بر مرز جانبي است. براي تعيين و l q فرض نسبتا دقيقي ميتوان از هر نوع فرارفت روي مرز جانبي صرفنظر كرد. روي مرز جانبي باز با تعريف شرايط اندازه حركت و جرم روي مرزهاي باز تا حدودي پيچيدهتر است. چون اين كميتها در حقيقت تابع برهمكنش با محدودههاي خارج از منطقه مدل هستند و هنگامي كه منطقه محدودي در مدلسازي مدنظر است آنها نامشخص هستند. با اين وجود بايد به گونه اي جريانهاي ورودي و خروجي برحسب زمان روي مرزها مشخص شوند. همچنين مهمترين شرطي كه بايد برقرار باشد تعادل جرم است. براساس اين شرط شرايط مرزي جانبي باز بايد به گونهاي تعيين شود كه هيچ افزايش جرمي در يك دوره زماني مشخص در منطقه مدلسازي ايجاد نشود. براي محاسبات جزرومدي )مد باروتروپيك( نوسان سطح آزاد t ممكن است روي مرزها از پيش تعيين شود. اكثر مواقع 3 شرايط مرزي تابش سامرفلد كه بصورت زير تعريف ميشود مورد استفاده قرار مي گيرد: c 0 t n )44-(,... و كه در آن هر كميت از قبيل u, c سرعت فازي است كه يك آشفتگي درون محيط با آن به مرز جانبي نزديك ميشود. معادله )44-( به اين منظور در نظر گرفته ميشود تا از آشفتگيهاي گذرا كه درون محدوده مدل ايجاد ميشوند جلوگيري نشود. اگرچه كاربرد اين معادله هميشه خالي از ابهام نيست. خصوصا چون سرعت فاز انتشار آشفتگي در مدل از قبل مشخص نيست و نيز اينكه تعيين اينكه كدام آشفتگيها از داخل محيط به سمت مرزها منتشر ميشوند مشكل است. يك استراتژي در تعديل مشكل اول محاسبه سرعت فاز در درون محدوده مدل مجاور مرز باز با استفاده از 3 جوابهاي داخل محدوده و سپس استفاده از معادله )44-( است. اين روش روش اورالنسكي ناميده ميشود ]39[ و كاربرد آن نيازمند توجه كافي است چون ممكن است به مقادير نويز داراي براي c منجر شود و جوابهاي داخل محدوده مدل رامتاثر سازد ]3[. - Advected - Interaction 3 - Radiation 4 - Sommerfeld 5 - isturbance 6 Transient 7 - Orlonski 83

84 در خاتمه الزم به يادآوري است كه شرايطي مانند معادله )44-( جانشيني براي دانستن اينكه چگونه منطقه خارج مدل شرايط مرزي جانبي باز را تحت تاثير قرار ميدهد نيست. 9-- تبديل معادالت به سيستم مختصات سيگما همانطور كه قبال اشاره شد سيستم مختصات عمودي منطبق بر توپوگرافي مزيتهاي بسياري در مورد حوزههاي اقيانوس دارد كه در آنها دامنه تغييرات عمق بستر بسيار وسيع است. اگرچه همانطور كه بيان شد اين سيستم مختصات خالي از اشكال نيست. در اين قسمت با استفاده از تغيير متغير زير z H معادالت حاكم از سيستم مختصات z به سيستم مختصات سيگما برده ميشوند.,, z, t )43-( معموال معادالت حاكم از سيستم مختصات z مولفههاي تبديل ميشوند. كه در آن با مولفههاي و t t هستند. به سيستم مختصات با,,,, t اگر يك متغير وابسته فرض شود كه بيانگر هر كميت از يك خصوصيت اقيانوس باشد سپس z t t t مشتق اين كميت وابسته در اين دو سيستم مختصات بصورت زير مرتبط ميشود: t عمق كل ستون آب است. الزم به ذكر است همانطور كه در معادله )43-( z H )49-( كه در آن H بيان شد دامنه تغييرات بين صفر در سطح آزاد z تا - در بستر است )همچنين را ميتوان به گونهاي تعريف كرد كه در محدوده ) و -( تغيير كند(. با استفاده از معادله )49-( و صرفنظر از عالمت خط بار روي حروف براي ساده نويسي بيشتر معادله پيوستگي )4-( معادالت اندازه حركت )44-( تا )44-( معادالت پايستگي )45-( و )4-( و معادالت تالطم t u u 0 w )44-( و )44-( را ميتوان به شكل زير نوشت: )48-( 84

85 85 )35-( F u K P fu u u u wu u u u u t M )3-( F u K P fu u u u wu u u u u t M )3-( F K w u u t H )33-( S H F S K ws S u S u S t )34-( q H M q F B l q g K u u K q K wq q u q u q t 3 )34-( l H M q F kl l E B q g l E K u u E K l q K l wq l q u l q u l q t 3 3 تلاداعم نيا رد هك,,, F F F F q و F l و تكرح هزادنا يارب يقفا شخپ تلامج رگنايب بيترت هب رلاكسا ياهتيمك, q و l نينچمه.دنتسه P و P هجوت دياب.دنتسه راشف يقفا ياهنايدارگ فرعم يارب راب طخ تملاع زا هك دوش w رگنايب هك تسا هدش رظنفرص )34-( ات )48-( تلاداعم رد بذاك يدومع تعرس :دوشيم فيرعت ريز تروص هب و تسا امگيس تاصتخم متسيس رد )34-( t t u u w w - Pseudo

86 86 رتسب و دازآ حطس رد تسا مزلا هك يزرم طيارش زين و لااب رد مكاح تلاداعم هطبار نيا فيرعت اب :دنوشيم فيرعت ريز تروصب و هدش هداس دنشاب رارقرب سونايقا )33-( 0 0 and at w راشف نايدارگ تلامج P و P :دروآ تسدب )34-( هلداعم زا ناوتيم ار )39-( d g d g g p P a )38-( d g d g g p P a يقفا يناسكش و تلامج F و F :دنوشيم فيرعت ريز تروصب )95-( F )9-( F :اهنآ رد هك u u u A M )9-( u u u u A M u u u A M

87 F q A H q q به صورت زير تعريف ميشود: q q F جمله پخش افقي )93-( كه در آن: )94-( q A H F, F, F l q S )94-( جمالت پخش افقي )93-( تا )94-( تعريف ميشوند با اين تفاوت كه در معادالت )33-( تا )34-( براسراس روابطري مشرابه برا معرادالت q l به ترتيب با q, S و جايگزين ميشود. روابط باال براي كميتهاي پخش افقي تعاريف كلي هستند. اين امكان وجود دارد كه با حذف جمالت و و اين روابط ساده شود. زيرا ميتوان فرض كرد كه به استثناء مناطق ساحلي خيلي كم عمق است و بعالوه تقريب H نيز ميتوان معتبر است. به آساني ديده ميشود كه حتي پس از اين ساده سازيها عموميترين شكل روابط جمالت پخش افقي باز هم پيچيده هستند و نياز به محاسبات زمانبر دارند. از اينرو به ساده نويسي بيشتر اين روابط احتياج است. و يعني عالوه بر اينها هنوز عدم قطعيت هاي زيادي مرتبط با چگونگي انتخاب ضرايب اختالط افقي وجود دارد. بيشتر اوقات از پخش افقي به عنوان يك الزام عددي براي كنترل انتقال در مقياس زير شبكه در محاسبات عددي استفاده ميشود و مقادير و A H بر اساس يك A M A H A M 3 انرژي روش فاقد عموميت تعيين ميشوند كه بيشتر براساس فرضيات عددي است تا مفهوم فيزيكي. دانش امروز از اختالط افقي خصوصا به اين علت كه به فرآيندها در مقياس زير شبكه مرتبط ميشود نسبتا ابتدايي است. شايان ذكر است كه در مورد فرآيندهاي اختالط قائم ميشود دانستههاي بسيار بهتري وجود دارد. كه به تالطم خرد مقياس مرتبط - Uncertainty - Necessity 3 - Energy pileup 4 - Ad-oc 87

88 88 هبساحم يارب نكمم لح هار رضاح لاح رد دش هتفگ هچنآ ساسارب,,, F F F F q و F l يزاسهداس يارب هدش هداس هطبار نياربانب.تسا مكاح طباور F :اب تسا ربارب )94-( q q F :نآ رد هك. H H A q H )93-(. H H A q H يعونصم شخپ زا هك دوش هجوت دياب )93-( و )94-( تلاداعم زا هدافتسا رد ياتسار رد يقفا نايدارگ چيه هك ينامز رد يتح )يكيزيف موهفم ات تسا يددع دنيآرف كي لاماك هك( امگيس حوطس.]3[ دوش بانتجا درادن دوجو يارب مكاح هطبار F S هك توافت نيا اب تسا )94-( هلداعم هباشم S نيزگياج -( تلاداعم رد يارب مكاح طباور.دوشيم )93-( و )94 F q و F l ناوتيم هك توافت نيا اب دنا لكش نيمه هب زين رظنفرص )93-( و )94-( تلاداعم رد تكارب رد هدش هتشون مود هلمج زا يبوخ بيرقت اب اهنآ يارب شخپ سونايقا قيمع قطانم رد نوچ.درك q و q l يلاگچمه حوطس دادتما رد دنتسه كچوك رايسب طباور فلاخرب ضرف نيا اب.تسا اهتيمك نيا ندوب كچوك رايسب نآ تلع هك داجيا رطخ S و.درادن دوجو يريگ لارگتنا ينلاوط نامز زا سپ بآ هدوت تايصوصخ رد هدمع توافت يقفا يناسكش و هب طوبرم طباور F و F رد هجوت لباق ياهتيزم هب هجوت اب ناوت يم ار :تشون ريز هدش هداس مرف هب تقد نازيم رد زيچان شهاك زين و يددع تابساحم u u A u A F M M )99-( u u A u A F M M - Artificial - Isopycnal

89 --9- روش تفكيك مد از آنجا كه در معادالتي كه در بخش قبل بيان شد ديناميك سطح آزاد در نظر گرفته شده است و از تقريب مرز سخت استفاده نشده است حل معادالت فوق شامل امواج گرانشي دروني و بيروني تواما خواهد بود. بنابراين از لحاظ عددي الزم است اين معادالت براساس گام زماني كه براساس شرط CFL و مرتبط با امواج گرانشي خارجي تعيين ميشود حل شوند تا از ايجاد ناپايداريهاي عددي در حل معادالت اجتناب شود. عموما حل معادالت مذكور با چنين تفكيك زماني باال از لحاظ مفهوم فيزيكي ضروري بنظر نميرسد و نيز از نظر انجام محاسبات بسيار سنگين و زمانبر است. از اين رو مطلوب است تا از محاسبات مد خارجي تا حد ممكن صرفنظر شود. اين كار با استفاده از تكنيكي كه تفكيك مد ناميده ميشود انجام ميشود. اين تكنيك شامل تفكيك معادالت به دو مد خارجي و داخلي و حل هر كدام از آنها بطور مستقل براساس گامهاي زماني است كه با استفاده از سرعت امواج گرانشي مربوط به هر مد تعيين ميشود. البته بايد اين اطمينان وجود داشته باشد كه اين محاسبات با يكديگر سازگار و بطور همزمان انجام ميشوند. مزيت اصلي اين روش صرفهجويي عمده در زمان محاسبات است. چون معادالت حاكم بر مد باروتروپيك كه بطور عمودي از سطح تا عمق انتگرال گيري شده و مد خارجي را تشكيل ميدهند كمتر و حل بسيار سادهتر دارند. از سوي ديگر معادالت باروكلينيك )يا ساختار قائم( كه مد داخلي را تشكيل ميدهند از لحاظ محاسبات پيچيدهتر هستند ولي در گام زماني بسيار بلندتر نسبت به مد باروتروپيك حل ميشوند چون اين گام زماني بر اساس سرعت آهسته انتشار امواج گرانشي دروني تعيين ميشود. معادالت باروتروپيك الزم است در گامهاي زماني كوچكتر كه توسط امواج گرانشي سطحي )خارجي( تعيين ميشود حل شوند اما اين محاسبات بخش كوچكي از كل محاسبات را تشكيل ميدهند. معادالت مد خارجي با انتگرال گيري از معادالت پيوستگي و اندازه حركت )معادالت )4-( تا )43-( در جهت قائم و روي ستون آب بدست ميآيند. با نمايش كميتهاي بطور قائم انتگرال گيري شده با نماد خط بار روي آنها براي مثال خواهيم داشت: 0 d )98-( بنابراين معادالت پيوستگي و اندازه حركت برابرند با: t u u 0 )85-( - Mode splliting 89

90 90 )8-( ' ' ' ' ' F d d g d d d g g p u u u fu u u u u t b a )8-( ' ' ' ' ' F d d g d d d g g p u u u fu u u u u t b a روطب هك تسا يقفا شخپ تلامج هدنريگرب رد تكرح هزادنا تلاداعم زا كي ره رد رخآ هلمج هك :دنوشيم نايب ريز تروصب و دناهدش يريگ لارگتنا مئاق )83-( d u u d u u d u u u u d u u F )84-( d u u d u u d u u d u u u u F :اهنآ رد هك u u A M

91 u A M A M u u u )84-( در اين معادالت جمالت داخل آكوالد جمالت انتشار ناميده ميشوند كه بعلت خاصيت باروكلينيكي محيط يا ساختار سرعتهاي عمودي ايجاد ميشوند گسسته سازي معادالت حاكم حل عددي معادالت حاكم نيازمند گسستهسازي قلمرو حل و تبديل معادالت به شكل گسسته براساس 3 روش تفاضل محدود است. شكل )8-( شبكه عددي مورد استفاده براي گسسته سازي مكاني را نشان ميدهد. اين نوع شبكه شبكه آركاوا- يك شبكه C كميتهايي مانند و H سي ناميده ميشود كه به دسته شبكههاي منظم تعلق دارد. در در مركز شبكه تعريف ميشوند و مولفه غرب به شرق سرعتu به اندازه نصف طول شبكه از مركز آن به سمت غرب منتقل ميشود و مولفه جنوب به شمال سرعت u به اندازه نصف طول شبكه از مركز به سمت جنوب منتقل ميشود. در مقايسه با اين شبكه ميتوان به شبكه B اشاره كرد كه توسط برايان- كاكس- است و در برخي از مدلهاي اقيانوسي مورد استفاده قرار ميگيرد. در اين شبكه يك مكان تعريف ميشوند و به اندازه نصف طول شبكه نسبت به و u 3 سمتنر ارائه شده و u H جابجا ميشوند. هر دو در شكل 8-: تفسير فيزيكي معادله )89-( كه تعادل جرم در حجم كنترل نشان داده شده را توصيف مي كند. - ispersion - iscretization 3 - Finite difference 4 - Spatial 5 - Arakawa C 6 - Staggered 7 - Brayan-Co-Semtner 9

92 انتخاب اينكه كدام نوع شبكه راسبي مناسب تر است بسيار وابسته به نسبت اندازه شبكه عددي به شعاع است. در شبكه هاي درشت از قبيل مدلهاي اقيانوسي كه در مدلسازي اقليم يا مدلسازي كل اقيانوسهاي جهان مورد استفاده قرار ميگيرند شبكه B مناسبتر است كه به خاطر ويژگيهاي انتشار امواج در اين نوع شبكه است. با توجه به اينكه توان محاسباتي موجود در سالهاي اخير بطور چشمگيري افزايش يافته است مدلسازي كل اقيانوسهاي جهان با شبكهبنديهاي ريزتر نيز امكان پذير شده است. براين اساس بنظر ميرسد كه شبكه C انتخاب بسيار مناسبتري براي گسسته سازي محدوده حل باشد. بعالوه براي مدلسازي آبهاي كم عمق ساحلي اطراف حوزههاي اقيانوسي تفكيك مكاني باال نسبتا ضروري است تا بتوان فرآيندهاي با مقياس مكاني كوچك را كه از ويژگيهاي اين مناطق است در مدلسازي بررسي كرد. از اين رو شبكه است. و l C 3 q, S,, u, u, مدل عددي براي متغيرهاي پيشيابي در اين اهداف نيز انتخاب مناسب تري بر حسب تابعي از زمان حل ميشود. اين حل از مجموعه مشخصي از شرايط اوليه آغاز ميشود و تحت تأثير نيروهاي واداشت تنش باد و شار شناوري در سطح اقيانوس و مقادير از پيش تعريف شده انتقال روي مرزهاي جانبي باز قرار ميگيرد. متغيرهاي پيشيابي مذكور نه تنها در جهت افقي بلكه در جهت قائم نيز گسستهسازي ميشوند. در حاليكه K H, KM, w, l, q در ترازهاي قرار ميگيرند متغيرهاي,S, در جهت قائم, u, u و بين دو تراز متوالي تعريف ميشوند )به شكل )5-( مراجعه شود(. شايان ذكر است كه كميتهاي u در مركز هر شبكه افقي تعريف ميشوند در حاليكه, u بطوري كه در KH, KM,, S,, l, q, w u باال بيان شد قرار ميگيرند. تنشهاي برشي به همان شكل, u, روي شبكه افقي تعريف ميشوند ولي در جهت عمودي روي ترازهاي قرار ميگيرند. از آنجا كه معادالت ديفرانسيلي حاكم به شكل پايستاري شار هستند جرم و انرژي هنگامي كه معادالت گسستهسازي ميشوند پايسته ميمانند. با بكارگيري تقريبهاي تفاضل محدود براي يك حجم كنترل و با استفاده از تعاريف زير خواهيم داشت: and )84-( و و كه در آن به ترتيب اندازههاي شبكه در جهات هستند. با ضرب تمام معادالت حاكم كه شامل معادالت مد داخلي )معادالت )48-( تا )34-(( و معادالت مد خارجي )معادالت )85-( تا )8-(( در معادله پيوستگي بصورت زير بدست ميآيد: قبل از تبديل آنها به فرم تفاضل محدود. - Rossby radius - Coarse 3 - Prognostic 4 - Flu-conservative 9

93 93 )83-( 0.. u u t :اب تسا ربارب يگتسويپ هلداعم دودحم لضافت لداعم )84-( هلداعم زا يريگهرهب اب )89-( u u t نآ رد هك t,,,.دنتسه دودحم لضافت ياهرگلمع رگنايب ناكم :5-لكش.يس -اواكارآ مظنم يددع هكبش يور رب لدم ياهرييغتم هاوخلد تيمك ره يارب t,,, لااب هلداعم رد هدش هدرب راكب دودحم لضافت ياهرگلمع :دنوشيم فيرعت ريز تروصب

94 94 t t t t t t,,,,,, t t,,,,,, )88-( t t,,,,,, t t,,,,,,.,. ناشن لرتنك مجح رد مرج لداعت هك دزاسيم رسيم ار )89-( هلداعم يكيزيف ريبعت )8-( لكش.دنكيم فيصوت ار هدش هداد هلداعم لكش هب هباشم شور هب زين )مطلات يشبنج يژرنا دننام( رلاكسا ياهتيمك يگتسياپ تلاداعم :دنوشيم هتشون لداعم دودحم لضافت )55-(.... q K q A q A q q u u q q t H H H :ديآيم تسدب )84-( هلداعم يراذگاج اب هك )5-( q K q A q A q q u u q q H H H t رلاكسا ياهتيمك رب مكاح تلاداعم هباشم روطب S, و q l.تسا نتشون لباق هفلوم يارب تكرح هزادنا هلداعم u :اب تسا ربارب ))35-( هلداعم( )5-( u fu u u u u u u u t

95 . u بنابراين فرم تفاضل محدود معادله اندازه حركت مؤلفه برابر است با: u u. u u. t. f... u... u u u )53-( با توجه به رابطه فوق پارامتر كوريوليس مجازي صورت زير تعريف ميشود: در سيستم مختصات منحني وار متعامد به ~ f f. u u )54-( با اين تعريف جمالت شتابي كه در نظر گرفته ميشود. با: از تغيير اندازه شبكه از يك شبكه به شبكه ديگر ايجاد ميشود نيز به همين ترتيب فرم تفاضل محدود معادله اندازه حركت )معادله) 3- (( براي مولفه u برابر است.. u u u u ~.. f u.. t u... )54-( شايان ذكر است كه براي ساده نويسي و وضوح بيشتر از نوشتن جمالت سمت راست در معادالت )53-( تا )54-( اجتناب شده است. معادالت مد خارجي )باروتروپيك( كه شامل معادالت )85-( تا )8-( هستند به طريق مشابه به شكل تفاضل محدود نوشته ميشوند. در نهايت معادالت تفاضل محدود مدهاي داخلي و خارجي با استفاده از روش تفكيك مد كه در بخش )-8-( بيان شد حل ميشوند تا جوابهاي كميتهاي پيشيابي بر 3 حسب تابعي از زمان بدست آيد. مد خارجي با استفاده از تكنيك تفاضل محدود صريح حل ميشود اما معادالت مد داخلي به روش غيرصريح معادالت تفاضل محدود مد داخلي به شكل ماتريس قطري مثلثي تكنيكهاي مشهور از قبيل الگوريتم قطري- در جهت قائم به روش صريح در جهت افقي حل ميشوند. مثلثي توماس حل ميشوند. تبديل ميشوند و سپس با استفاده از - Pseudo-Coriolis - Ortogonal 3 -Eplicit 4 - Implicit 5 - Tri-diagonal 6 - Tomas 95

96 همزمانسازي نزديك بين دو مد داخلي و خارجي با وارد شدن به مد خارجي از مد داخلي كه درآن اصطكاك بستر و مولفه گراديان فشار ناشي از ميدان چگالي محاسبه ميشوند صورت ميگيرد. سپس مد خارجي نوسان سطح دريا و سرعت افقي بطور عمودي ميانگيري شده را براي مد داخلي مهيا ميسازد. اين ارتباط متقابل در هر يك گام زماني دروني صورت ميگيرد. مرحله بعدي حل با محاسبه مد خارجي )باروتروپيك( شروع شده و سپس اطالعات مورد نياز براي مد داخلي )باروكلينيك( فرستاده ميشود و معادالت اين مد به اندازه يك گام زماني دروني حل ميشوند. سپس مد داخلي اطالعات مورد نياز را براي محاسبه به مد خارجي ميفرستد و به اين ترتيب كل فرآيند تكرار ميشود تا پايان محاسبات حاصل شود. )شكل -(. شكل - : نمايش ارتباط بين مد داخلي و خارجي در يك مدل سه بعدي مختصات سيگما. براي آماده سازي مدل عددي اقيانوس دادههاي مورد نياز از آرشيو دادههاي اقيانوسي مانند مركز ملي دادههاي اقيانوسي )NOC( و دادههاي نيروهاي واداشت براي مدل از آرشيوهايي مانند اداره 3 ملي اقيانوسي و جوي يا مراكز پيشبيني عددي وضع هوا )NWP( در نقاط مختلف جهان مانند مركز ملي هواشناسي )NMC( در اياالت متحده يا مركز پيشبيني ميان مقياس وضع هوا در اروپا استفاده كرد. همچنين براي دادههاي هندسه بستر ميتوان از دادههاي ETOP05 )ECMWF( بهره گرفت كه دادههاي آن با تفكيك نه كيلومتر براي كل اقيانوسهاي جهان توسط مركز ملي تحقيقات 3 جوي )NCAR( ارائه شده است. با استفاده از اين بانك دادهها استخراج دادههاي توپوگرافي بستر و نيز ميدانهاي سه بعدي دما و شوري اوليه براي نقاط شبكه مدل ميسر ميشود. البته قبل از استفاده اين دادهها بايد پردازش و - Syncronization - National Oceanograpic ata Center 3 - National Oceanic and Atmosperic Administration 4 - Numerical Weater Prediction 5 - National Meteorological Center 6 - European Center for Medium Range Weater Forecasting 7 National Center for Atmosperic Researc 96

97 ارزيابي شوند تا از خطاهاي احتمالي در دادهها جلوگيري شده و ميدانهاي با معني به عنوان شرايط اوليه مدل تعريف شوند. همچنين ميتوان ميدانهاي شارهاي شناوري و اندازه حركت سطح اقيانوس را از NWP يا NOAA استخراج و به عنوان عوامل واداشت مد در نظر گرفت. شايان ذكر است كه آماده سازي دادهها و نيز تحليل دادههاي خروجي مدل بخش بسيار مهمي از تالش براي مدلسازي اقيانوس را در برميگيرد. در پايان الزم به ذكر است كه در اين بحث تنها مولفههاي ديناميكي اقيانوس براي مدلسازي مدنظر قرار گرفت. در بسياري از كاربردهاي عملي از قبيل بررسي سرنوشت دي اكسيد كربن توليد شده توسط بشر كه بخش عمده آن در اقيانوسهاي جهان جذب ميشود احتياج به حل معادالت براي متغيرهاي بيولوژيكي و شيميايي ميباشد. اين امر شامل نوشتن معادالت ديفرانسيل با مشتقات جزئي حاكم بر اين متغيرها )بسيار مشابه آنچه براي معادالت حاكم بر دما و شوري نوشته شد( و تبديل معادالت به فرم تفاضل محدود و سپس حل آنها به روش عددي است. براي مثال براي بررسي چرخه كربن غيرآلي در اقيانوس از آنجا كه دي اكسيد كربن در عرضهاي جغرافيايي نزديك قطب توسط آب جذب ميشود )و در مناطق گرمتر استوايي از اقيانوس به محيط منتقل ميشود( و به كربنات و بيكربنات و اشكالي از گازهاي محلول تبديل ميشود الزم است كه معادالت براي كل كربن و ph موجود در المان آب حل شوند. معادالت حاكم بر اينها مشابه معادله 3 پخش شوري است با اين تفاوت كه در سمت راست آنها جمالت چشمه و چاهك نيز در نظر گرفته ميشوند. همچنين معادله دربرگيرنده نرخ واكنشهاي شيميايي كه منجر به ايجاد تعادل بين سه شكل از كربن ميشود نيز الزم است حل شود. عليرغم اينها روش مشابهي براي بررسي چگونگي رفتار اقيانوس در جذب و رهاسازي كربن توليد شده توسط بشر در داخل اتمسفر كه توسط سوختهاي فسيلي ايجاد ميشود وجود ندارد. اين مسئله از اهميت آشكاري براي اقليم آينده جهان و نسلهاي بعدي كه در آن زندگي ميكنند برخوردار است. چرخه كربن در اقيانوسها مولفه ديگري را نيز شامل ميشود كه چرخه آلي است. فيتوپالنكتونها در اليههاي سطحي اقيانوس دي اكسيد كربن محلول در آب را در داخل محدوده نورزي )اليههاي سطحي اقيانوس كه نور كافي براي فتوسنتز وجود دارد( جذب ميكنند و سپس توسط موجودات زوپالنكتون مصرف ميشوند. پس از مرگ اين موجودات پوستههاي كربناتي بر روي بستر اقيانوس انباشته شده و بصورت غيرمحلول باقي ميماند و بنابراين براي هزاران سال از اتمسفر جدا ميمانند. از اين رو مقدار كربن جدا شده توسط اقيانوس به عنوان عامل مؤثر در گرم شدن سريع زمين محسوب - Inorganic carbon cycle - Source 3 - Sink 4 - Organic cycle 5 - Potic zone 97

98 نميشود. اين كربن تابعيت شديدي از توليد مواد بيولوژيكي در اليههاي سطحي اقيانوس دارد. موجودات پلنكتوني براي رشد به مواد مغذي از قبيل نيتراتها و فسفاتها نياز دارند كه بايد از مناطق عميق تر اقيانوس تأمين شوند. بنابراين نور و مواد مغذي هر دو براي توليد محصوالت بيولوژيكي الزماند. شايان ذكر است اليههاي سطحي اقيانوس كه تنها بخش كوچكي از كل اقيانوس را تشكيل ميدهند مسئول توليد بيش از 85 درصد محصوالت بيولوژيكي و زنجيره غذايي هستند كه اين عامل بسيار مهم براي رشد جمعيت روي زمين است. در مناطق فراجوشي يعني مناطقي اغلب نزديك ساحل كه وزش باد به گونهاي است كه آب به سمت دور از ساحل پس زده ميشود و آبهاي مملو از مواد مغذي عميقتر جايگزين آن ميشود براي مثال در زمانهاي تابستان و بهار كه اين پديده بيشتر اتفاق ميافتد توليد محصوالت بيولوژيكي بطور فزايندهاي افزايش مييابد. براي مطالعه عددي چرخه كربن آلي الزم است معادالت متغيرهاي شيميايي و بيولوژيكي عالوه بر معادالت حركت آب در نظر گرفته شوند. مانند غلظت مواد مغذي چگاليهاي فيتوپلنكتونها و زوپالنكتونها در ستون آب و غيره. همانگونه كه بيان شد تنها تفاوت اين معادالت در جمالت چشمه و چاهك است كه در سمت راست آنها ظاهر ميشود و الزم است كه بطور دقيق پارامتري ميشوند. حل همزمان معادالت فيزيكي بيولوژيكي و شيميايي در حال حاضر بسيار زمانبر و داراي محاسبات سنگين است. بطور مثال اجراي تنها يك مدل فيزيكي براي تمام اقيانوسهاي جهان با شبكه بندي نسبتا با تفكيك باال )ابعاد شبكه 50( km با استفاده از يك كامپيوتر پيشرفته امروزي نيازمند چند صد ساعت زمان محاسبه براي شبيه سازي تنها يك سال است. بنابراين بديهي است اجراي يك مدل كامل فيزيكي شيميايي بيولوژيكي براي اقيانوسهاي جهان نيازمند كامپيوترهاي نسل بعد هستند. در حقيقت دانستن و پيشبيني حالت اقيانوسهاي جهان يكي از چالشهاي جدي دنياي امروز است كه نيازمند كامپيوترهاي قدرتمند درانجام محاسبات هستند و انتظار ميرود كه تا قرن آينده ساخته و در دسترس قرار گيرند. -- مدل عددي POM در تحقيرق حاضرر از مردل عرددي POM 3 بره منظرور مطالعره سراختار جريران خروجري خلريج فرارس استفاده شده است. اولين نسخه مدل POM اولين بار در سال 833 توسط بلمبرگ و ملور ارائه شد. از آ ن ز ما ن تو س ع ه و كاربر د اير ن مر دل ت حرت ح مايرت مرا كرز ت حقيقراتي م ختلر ف از ج ملر ه آز ماي شر گاه دينا مير ك شاره هاي ژئوفيزيكي NOAA دان شر گاه پرين سرتو ن و... برو ده ا سرت. اير ن مر دل ير ك مر دل مرتن براز مري - Biological productivity - Upwelling 3 - Princeton Ocean Model 4 - National Oceanic and Atmosperic Administration 98

99 باشد و كماكان توسط محققان مختلف درحال تغيير و بهبود در محاسبات قابليت هرا و سررعت اجررا مري باشد. در اين تحقيق از آخرين نسخه ارائه شده اين مدل در اوريل سال 559 استفاده شرده اسرت كره در آن در يكي از زيرروال هاي مدل كه معرادالت تالطرم را حرل مري كنرد توسرط ملرور تغييرري اعمرال شرده است. استفاده از مدل POM براي ير ك من طقر ه خرا ص نياز منر د ت عرير ف شرب ك ه مر دل شرراي ط اولير ه شرراي ط مرزهاي جانبي باز كه يكي از مهمترين مسائل در مدلسازي عددي مري باشرد شرارهاي سرطحي عوامرل وادشت و... مي باشد كه بايد با استفاده از برنامه نويسي جانبي محاسبه و در مدل گنجانده شوند. در مرردل POM از شرربكه بنرردي متعامررد منحنرري الخررط در سررطح افررق و سيسررتم مختصررات منطبررق بررر توپرو گرا في ( سي سرت م م ختصرات سري گ ما( در ج هرت قرائ م ا سرتفا ده مري شرو د. ه م چنري ن برراي م حا سرب ه ضررايب اختالط قائم از مدل بستار تالطم مرتبه دوم استفاده مي شود )مدل ملور-يامرادا(. تكنيرك عرددي حرل بخرش ز ماني م عا د الت بر ا سا س رو ش تف كير ك مر د مري با شر د كر ه در آ ن م عرا د الت مر د خرار جي بصرورت صرري ح و معادالت مد دروني بصورت ضمني حل مي شوند. اين امر محدوديت گام زمراني برراي جهرت قرائم را از 3 ميان بر مي دارد و امكان استفاده از تفكيك عمودي ريز در اليه هاي مرزي سطح و بستر را ميسر مي سازد. استفاده از روش تفكيك مد مزاياي ديگري نيز دارد كه در بخش )-8-( به آن ها اشاره شد. در اين بخش با استناد به مطالب بيان شده ابتدا بطور خالصه در مورد معادالت حاكم شبكه بندي و تكنيك عددي حل معادالت در مدل POM مطالبي ارائه مي گردد. --- معادالت حاكم در سيستم مختصات سيگما ه ما ن گون ه ك ه بيا ن ش د م عا د الت پاي ه انر دازه حر كرت برا ا ع مرال ت غييرر مت غيرر زيرر از سي سرت م م ختصرات كارتزين به سيستم مختصات سيگما برده مي شوند: *, y * y, z H, t * t )54-( كه در آن مؤلفه هاي مختصات كارتزين H, y, z و نوسان سطح آب مي باشند. محدوده سيگما از, )H معررف توپروگرافي بسرتر كه (y 0 در سطح تا در بستر تغيير مي كند. به منظور ساده نويسري برا صررفنظر از عالمرت سرتاره روي متغييرر هرا معرادالت حراكم در مختصرات سيگما عبارتند از: U V y 0 t )53-( - Open source - Forcing 3 - Fine vertical resolution 99

100 00 )59-( 0 ' ' ' ' 0 ' M F U K d g g fv U y UV U t U )58-( 0 ' ' ' ' 0 ' y M F V K d y y g y g fu V y V UV t V )5-( z R F T K T y TV TU t T T H )-( S H F S K S y SV SU t S )-( q H M q F B l q K g V U K q K q y Vq Uq t q 3 ~ 0 )3-( l H M q F W B q K g E V U K E l l q K l q y l Vq l Uq t l q ~ 3 ~ 0 3 يروشو امد يگتسياپ تلاداعم تكرح هزادنا تلاداعم يگتسويپ هلداعم بيترت هب تلاداعم نيا هك هلداعم و مطلات يشبنج يژرنا هلداعم و.دنشاب يم مطلات لوط سايقم تلاداعم نيا رد هك تسا ركذ ناياش ه رب رريز ليد ربت ارب و ترس ا ام گ يرس م ره ح وط س رب د وم ع تع رس :دوش يم ليدبت نيزتراك تاصتخم رد يدومع تعرس )4-( t t y y V U W kl l E W ~ راوررريد برررناجم عبارررت نآ رد هرررك درررشاب يرررم z H z L.ترررسا نينچمه p c S ~ نآ رد هك دشاب يم c S.تسا توص تعرس رگنايب )5-( هلداعم رد هولاعب T ( ليسناتپ يامد رگنايب.تسا )لبق شخب تلاداعم رد - Wall proimity function

101 F F y H H y y H H y y yy جمالت ويسكوزيته و پخش افقي بصورت زير تعريف مي شوند: )4-( )4-( U U V V AM, y y AM, yy AM y y )3-( همچنين: F Hq Hq y y )9-( كه در آن: q AH, qy AH y )8-( q l است. شايان ذكر است كه اين جمرالت پخرش,S q, ويا T در معادالت فوق معرف كميتهاي افقي دقيقا با آنچه از با آنچه از تبديل معادالت به مختصات سيگما بدست مي آينرد برابرر نيسرتند. اسرتدالل استفاده از جمالت پخش افقي ماند باال توسط بلمبرگ و ملور )894( ارائه شده است. استفاده از فرمولبندي معادالت به شكل براال ا م كرا ن شربي ه سرازي خروبي از الير ه هراي مررزي ب سرتر را مي سررر مرري سرراز د. اليرر ه مرررزي ب سررتر در من طرر ق سررا حلي جررزر و مرر دي در نرروا حي سررا حلي در م عررر ض جريانات ناشي از باد و حتي در حوزه هاي عميق اقيانوس )ملور و وانگ 884( حائز اهميت هستند. --- ضرائب پخش افقي بررراي محاسرربه ضررريب پخرررش افقرري انرردازه حركررت در مررردل POM از رابطرره ارائرره شررده توسرررط ا ستفا ده مري شرو د. البتر ه مري تروا ن از مقر دار ثابرت يرا روابر ط پي شرن ها دي دي گرر نيرز ا سرتفا ده A M C y V V T V u V T v u y v y اسماگورينسكي نمود. اين رابطه بصورت: )5-( كه در آن: همچنين C پارامتر HORCON ناميده مي شود و مقدار آن بين پيشهاد شده اسرت. اگرر فواصل شبكه به اندازه كافي كوچك باشد C قابل صرفنظر مي شود. - Smagorinsky 0

102 مزيت استفاده از رابطه پخش اسماگورينسكي بدون بعد برودن C اسرت. همچنرين برديهي اسرت هرر چره گراديان هاي سرعت كوچكتر شوند و يا شبكه دقيق تر شود مقدار A M كاهش مي يابد. در محاسبه ضرائب پخش افقي گرما و شوري در روابط ساده شده معادله )8-( بيان شرده اسرت در صورتي ك ه در م حا سب ه پ خ ش انر دازه حر كرت از راب طر ه پ خر ش ا س ما گورين سر كي ا سرتفا ده مري شرو د ن سربت AH/AM برابرر 0. و حتري در مروا ق عي برابرر صرفر فرر ض شرو د. توضري حات بي شرتر در اير ن مرور د كر ه هنوز يكي از مسائل روز در بحث مدلسازي اقيانوس است در بخش )-3-( ارائه شده است ضرايب پخش پيچكي قائم همان گونه ك ه بيا ن ش د ضرائب پ خ ش قائ م ن سبت ب ه ضرائب پ خر ش ا فقري شرنا خت ه شر ده ترر ه سرتن د و برا اسررتفاده از مرردل هرراي بسررتار تالطررم قابررل محاسرربه انررد )مررثال : كانتررا وكليسررون 884 ملررور و يامررادا 89(. ضرائب پخش پيچكري قرائ م برر ا سرا س مر دل ب سرتار ت ال طر م مرتبر ه.5 ارائره شرده توسرط ملرور و يامادا )893( با استفاده از حل معادله انرژي جنبشي تالطم و معادله مقيراس طرول تالطرم محاسربه مري شرود. در مردل POM نسرخه سراده شرده اي از مردل مرتبره.5 اسرتفاده مري گرردد كره جزئيرات آن توسرط گالپرين و همكاران )899( و ملور )898( ارائه شده است. تصرحيح ديگرري در ايرن روابرط در سرال 55 توسط ملور انجام شده است. بر اساس اين مردل ضررائب پخرش عمرودي K M و K H زير تعريف مي شوند: M H H )-( بره صرورت K M ql S K ql S ضرائب S M و S H )-( كه توابع پايداري ناميده مي شوند و تابعي از عدد ريچاردسون هستند عبارتند از: S S H M 3A B 8 A A G A A B H 6 9A A G S 8 A 9A A G A 3C A B H H H 6 )3-( G H كه برابر عدد ريچاردسون است به صورت زير تعريف مي شود: G l q g 0 Z CS H P z )4-( كه در اين معادالت: مقادير ثابت: A B, A, B, C 0.9, 6.6, 0.74, 0., 0.08, g: شتاب گرانش C: S سرعت صوت : P z تغييرات فشار هيدروستايك نسبت به عمق و برابر 0 است. g - Turbulent closure models - Eddy vertical diffusivity 0

103 و : l كه از حل معادله انرژي جنبشي تالطم و معادله مقياس طول تالطم بدست مي آيند. q 0 0 K M 4--- شرايط مرزي عمودي شرط مرزي عمودي سطح و بستر حاكم بر معادله )53-( عبارتست از: 0 0 است. )4-( البته اگر جريان ورودي روي سطح وجود داشته باشد شرايط مرزي روي سطح آزاد براي معادالت )59-( و )58-( برابر است با: U V, wu0, wv0, 0 )4-( كه در آن جمالت سمت راست بيانگر مقادير ورودي شار اندازه حركت تالطمي در سطح هستند. K M U V, Cz Cz MAX ln{ kb H z شرايط مرزي بستر براي معادالت )59-( و )58-( برابر است با: U V U, V, 0 }, z 0 )3-( كه در آن: 0.4 ثابت ون كارمن و پارامتر زبري مي باشد. در حل ع د دي راب ط ه فو ق براي نز دي كترري ن نقرا ط شرب ك ه بر ه ب سرتر ب كرار مري رونر د. در جائي كر ه ب سرتر بر ه kb 0 خوبي در مدل مشخص نمي شود براي ضريب درگ استفاده مي شود. مقدار بزرگي مي شود و در اين حالت مقدار ln{ H z } K M K M شرايط مرزي سطح و بستر براي معادالت )5-( و )-( بترتيب عبارتند از: T S, T S, 0 w0, ws0, 0 )9-( )8-( شرايط مرزي سطح و بستر براي معادالت )-( و )3-( بترتيب عبارتند از: 3 q 0, q l0 B u* 0, 0 )35-( 3 q, q l B, 0 u )3-( * u * كه در آن B يكي از ثابت هاي بستار تالطم و سرعت اصطكاكي در سطح و بستر مري باشرد. از q جايگررذين شررده l q نسررخه POM97 برره بعررد رابطرره اول در معادلرره )35-( بررا 03

104 k است. كه در آن مقدار در تراز نويزهاي عددي كه در برخي موارد ديده مي شوند جلوگيري مي كند. مي با شر د. ا عتقرا د ب اير ن ا سرت كر ه اير ن جاي گر ذيني از اي جرا د 5--- انتگرالگيري از معادالت در جهت قائم م عا د الت حرا ك م برر دينا مير ك گرر د ش آب هراي سرا حلي شرا مل ا مروا ج سرريع گران شري در سر ط ح و ا مروا ج گران شري آه سرت ه در درو ن ا قيرانو س ه سرتن د. منا سر ب ا سرت كر ه بر ه ج هر ت صرر ف ه جرويي در ز مرا ن م حا سر بات كررا مپيوتري م عررا د الت انت گرال گيررري شرر ده در ج هررت قررائ م ( مرر د خررار جي( از م عررا د الت سررا ختار قررائ م ( مرر د دروني( ج دا سازي شرون د. اير ن رو ش تف كير ك مر د نا مير ده مري شرو د كر ه در فصرل دو م جزئيرات آ ن بيرا ن شر ده است. بر اين اساس معادالت مد خارجي سرعت با انتگرالگيري از معادالت مرد درونري برر روي عمرق ترا 0 و اعمررال U V 0 t y بدسرت مري آينررد. برر ايررن اسراس بررا انتگرالگيرري از معادلرره )53-( از شرايط مرزي )4-( معادله نوسان سطح عبارتست از: )3-( با انتگرالگيري از معادالت اندازه حركت )59-( و )58-( خواهيم داشت: U U UV ~ F t y G G g 0 g 0 0 V UV V ~ F t y y f V ' ' ' d ' d y f U ' ' ' d ' d y y g wu g wv y 0 wu 0 wv )33-( )34-( U 0 U d wv 0 و مؤلفرره هرراي تررنش بسررتر كه در آن : در ايررن معررادالت مؤلفرره هرراي تررنش برراد wu 0 و ~ و F y بصورت زير تعريف مي شوند: ~ F هستند. كميتهاي wv و wu ~ F ~ F H H y y A A M M U H A y M V H A y M U y U y V V )34-( )34-( 04

105 G U UV ~ U UV F F y y جمالت انتشار عبارتند از: )33-( G y UV V ~ UV V Fy F y y در جهت قائم ثابت فررض شرود جمرالت "F" در معرادالت )33-( و A M y A M )39-( شايان ذكر است چنانچه )39-( حذف مي شوند. البته هنگاميكه در مدل برراي محاسربه از رابطره اسماگورينسركي اسرتفاده مي شود اين تغييرات لحاظ مي شود. جمالت سمت راست معادالت )33-( و )34-( تنهرا در هرر گام زماني دروني محاسبه شده و در طي محاسبه چندين گام زماني بيروني ثابت نگه داشته مي شوند. 05

106 فصل سوم: روش كار -3 -مقدمه 06

107 در اي ن فصل در ابت دا ب ه م طال ع ه م ش خصر ه هراي جريرا ن بررو ن ريرز خلري ج فرار س برا ا سرتفا ده از انر دازه گيري هاي مي داني پر دا خت ه مي شو د. انر دازه گيري هراي مير داني در ت حقير ق فرو ق برر ا سرا س دا ده هراي CT اسرت كره در گشرت دريرايي ROPME سرال 88 توسرط كشرتي مونرت ميشرل ثبرت شرده اسرت. دليرل استفاده از اين داده ها موجود بودن اندازه گيري ها در دو زمران از سرال يكري اوايرل زمسرتان و ديگرري اوايل تابستان و نيز انجام انداره گيري در درياي عمان در طي اين گشت بوده است. در ابترر دا يرر ك مرر دل دينررا مي كي بررر ا سررا س اصررل پاي سررت گي ترراوايي پتان سرريل و فررر ض برقررراري تقريررب زمينگررد ارائره مري گرردد و برا اسرتفاده از آن برخري از ويژگري هراي جريران شرامل سررعت و پهنراي آن محاسبه مي گردد. سپس به معرفي منطقه مدلسازي و چگونگي آماده سازي مدل POM برراي خلريج فرارس كره شرامل آماده سازي داده ها تعريف شرايط اوليه و مرزي نيروهاي واداشت و... است پرداخته مي شود. -3- اندازه گيري هاي ميداني همان گونه كه بيان شد اندازه گيرري هراي ميرداني شرامل داده هراي CT اسرت كره در گشرت دريرايي رامپي سال 88 تو س ط ك شتي مونت مي شرل ثبرت شر ده ا سرت. م كرا ن اي سرت گاه هراي انر دازه گيرري شر ده در اين گشت در شرق خليج فارس تنگه هرمز و غرب درياي عمان در شكل )-3( نشان داده شده است. شكل -3: مكان ايستگاه هاي اندازه گيري شده در گشت دريايي راپمي سال 88 )بيدختي و عظام.)558 - Regional Organization for Protection of Marine Environment - Mt. Micele 07

108 براي نمونه شكل )-3( پروفايل هاي دما و شوري در ايستگاه هاي و S S را در دو زمان زمستان و تابستان نشان مي دهند. پروفايل ها بيانگر نشانه هايي از وجود جريان ترموهااليني در هر دو زمان اندازه گيري در درياي عمان است. بيشترين مقدار شوري برابر 37.5 psu در هر دو زمان مشاهده مي شود. ضخامت جريان در تابستان نسبت به زمستان بيشتر است كه احتماال بدليل باالتر بودن ميزان اختالط در تابستان نزديک تر بودن مکان اندازه گيری تابستان به سواحل غربی )شاخه اصلی جريان( و اثرگذاری بيشتر پيچکهای سطحی در فرارفت جريان دانست. همچنين پروفايل هاي دمايي دماي يكساني حدود C براي جريان در هر زمان نشان مي دهد و شكل گيري ترموكالين در تابستان مشخص است. در عوض در زمستان اليه آميخته سطحي با عمق حدود 80 m شود. با محاسبه نسبت چگالي از رابطه: T z S z )-3( كه در آن α وβ به ترتيب ضرائب تغييرات چگالي به ازاي تغييرات دما و شوري هستند. در صورتيكه مشاهده مي R R باشد انگشت هاي نمكي كه آب گرم و شور روي آب سرد و كم شور قرار مي گيرد. اگر 3 ترموهاالين از نوع پخشي ايجاد مي شود. محيط پايدار براي دما و شوري است. در منطقه ايجاد مي شود و معادل با زمانيست 0 R R 0 نشان دهنده عدم وجود گراديان دمايي و اليه بندي همرفت R 0 - ensity Ratio - Salt fingers 3 - Termo-aline convective layering 4 - iffusive 08

109 شكل -3: پروفايل هاي دما و شوري در ايستگاه هاي و S شكل )3-3( محاسبه مقادير نسبت چگالي را براي ايستگاه هاي S S براي زمستان و تابستان. S و نشان مي دهد. اين مقادير نشان دهنده نسبت چگالي بين مقادير يك و دو در عمق بين m است كه بيانگر وجود همرفت پخش دوگانه در اين اعماق است كه منجر به ايجاد اليه هايي با ضخامت بين 0-0 m مي شود. شكل 3-3: محاسبه مقادير نسبت چگالي را براي ايستگاه هاي و S S در دو زمان زمستان وتابستان. شكل هاي )4-3( و )4-3( برش هاي مقطعي دما شوري و سيگما-تي را كه با استفاده از اندازه گيري هاي انجام شده در مسيرهاي E و F و 'F )شكل )-3(( رسم شده است نشان مي دهند. برش مقطعي در مسير E گراديان دمايي شديد در سطح در تابستان كه بيانگر شكل گيري ترموكالين در اين زمان است و در زمستان كه دما از سطح تا عمق تقريبا يكسان و برابر حدود C را نشان مي دهد. توده آب با شوري بيش از 39 psu در زمستان و كمتر از آن در تابستان در بستر مشاهده مي 09

110 شود و شوري سطحي در هر دو فصل تقريبا يكسان و برابر 38 psu است. برش هاي مقطعي سيگما- تي شكل گيري محيط سه اليه در تابستان با چگالي هاي به ترتيب حدود 3- kgm 3 در سطح 5 3- kgm در اليه مياني و اليه چگال روي بستر با مقدار حدود 3- kgm 8 را نشان مي دهد. در زمستان محيط دو اليه با مقادير سيگماتي برابر حدود 3- kgm 5.5 براي اليه بااليي و تا 3- kgm 9 در اليه پاييني و به صورت ضخيم تر نسبت به تابستان مشاهده مي شود. شيب اين خطوط بيانگر حضور جريان ترموهااليني است كه از بستر خليج فارس و از طريق تنگه هرمز به داخل درياي عمان و اقيانوس هند انتشار مي يابد. منشأ اين جريان تبخير باال بخصوص در نواحي كم عمق جنوبي خليج و در نتيجه افزايش شوري آب در سطح و بدنبال آن افزايش چگالي آب و نشست اين آب چگال بر روي بستر مي باشد. اختالف چگالي آب چگال بستر با محيط اطراف سبب ايجاد نيروي شناوري و در نهايت حركت آب به سمت بيرون خليج فارس مي شود. بدليل عدم وجود اندازه گيري در درياي عمان در مسير يكسان در فصل زمستان و تابستان از برش هاي مقطعي F و 'F كه از نظر مكاني نسبتا به هم نزديك بودند براي مقايسه ويژگي هاي جريان بين اين دو زمان استفاده شد. برش هاي مقطعي شوري نشان مي دهد هنگاميكه جريان برون ريز وارد درياي عمان مي شود به صورت يك توده آب شور و گرم در اثر نيروي كوريوليس به سمت راست خود منحرف شده و بدليل رها شدن از اصطكاك بستر و داشتن چگالي باالتر نسبت به محيط در حين حركت به داخل عمق نشست مي كند تا به عمق شناوري خنثي برسد. اين توده آب گرم و شور در تابستان نسبت به زمستان يكپارچه تر به نظر مي رسد و مقدار شوري در هسته آن حدود 38 psu مشاهده مي شود. در زمستان جريان برون ريز به صورت بسته هاي كوچك آب شور در مسير ديده مي شوند. اين مطلب علي رغم اين است كه شوري جريان برون ريز در زمستان نسبت به تابستان بيشتر است و انتظار مي رود شوري جريان در دريايي عمان نيز گسترده تر ديده شود. علت اين پديده را مي توان در چند چيز دانست. اول اينكه در فصل زمستان فعاليت پيچك هاي حاكم در منطقه به گونه اي است كه باعث اثر گذاري روي ساختار جريان برون ريز و از بين بردن يكپارچگي آن مي شوند. دليل ديگر مي تواند اثر جزر و مد روي ساختار جريان برون ريز باشد. همان گونه كه بيان شد تحقيقات انجام شده نشان مي دهد كه جريان برون ريز به صورت پالس گونه و در مواقعي كه جبهه جزر و مدي ضعيف است ايجاد مي گردد )ماتسوياما و همكاران 889(. علت ديگر در يكسان نبودن مكان هاي اندازه گيري در مسير هاي F و' F است كه احتمال مي رود در زمستان مسير اصلي جريان برون ريز را پوشش نداده باشد. 0

111 شكل 4-3: برش هاي مقطعي دما شوري و سيگما-تي در زمستان و تابستان در امتداد مسير E.

112 شكل 4-3: برش هاي مقطعي دما شوري و سيگما-تي در زمستان و تابستان در امتداد مسير هاي F و 'F.

113 3-3- ارائه يك مدل ديناميكي ساده جريان برون ريز خليج فارس به صورت يك جريان گراني دروني بدام افتاده ساحلي وارد درياي عمان مي شود. در اين تحقيق بر اساس اصل پايستگي تاوايي پتانسيل 3 زمينگرد و فرض ناوشكسان آن با استفاده از شيب خطوط همچگالي ارائه مي گردد. و فرض برقراري جريان بودن جريان روابط ساده شده اي براي محاسبه سرعت جريان و پهناي شكل 4-3: پارامترهاي تعريف شده در مدل ديناميكي. جهت جريان به سمت بيرون صفحه است )بيدختي وعظام 558(. شكل )4-3( چگونگي تعريف جهات و پارامترهاي بكار برده شده در مدل را نشان مي دهد. با فرض جهت جريان به سمت بيرون صفحه باشد مؤلفه سرعت عمود بر ساحل برابر صفر (0=u) مي شود و بنابراين هرچند مؤلفه داريم: u y مي شود و تنها پارامتر وابسته به u )-3( عمق خطوط ايزوپيكنال )( مي شود. سرعت جريان در حالت كلي مي تواند غير صفر باشد. از اصل بقاي تاوايي پتانسيل كه در آن تاوايي نسبي و f const f پارامتر كوريوليس مي باشد. با فرض برقراري توازن زمينگرد براي مؤلفه جريان موازي ساحل) ) v داريم: fv g' )3-3( - Trapped internal gravity current - Potential vorticity 3 - In viscid 3

114 كه در آن 'g شتاب گرانش كاهش يافته v مؤلفه سرعت زمينگرد باروكلينيكي و در جهت عمود بر ساحل تعريف مي شود )شكل )4-3((. با استفاده از تعريف رابطه تاوايي نسبي و جايگذاري در v g' f معادله )3-3( خواهيم داشت: )4-3( با جايگذاري رابطه )4-3( در رابطه )-3( و فرض اينكه در مجاورت ساحل )0=( تاوايي نسبي در مقايسه با پارامتر كوريوليس در آنجا ( 0 ) f قابل صرفنظر و نيز ضخامت اليه بااليي ثابت برابر 0 d d Ae خواهيم Be 0 f g' c است خواهيم داشت: ff 0 g' 0 )4-3( كه در آن: در اين صورت جواب معادله )4-3( برابر است با: f. c ( ) f 0 0 )4-3( كه در آن A و B مقادير ثابت و داشت: با اين فرض كه در مجاورت ساحل )0=( جرياني وجود ندارد و بنابراين:.A=B با جاگذاري اين عبارت در معادله )4-3( و محاسبه مقادير براي 0= و =R داريم: A c R A( e R R cos g M f e ( R R ' ( R ) c c ) c ) )3-3( )9-3( با تركيب معادالت )3-3( و )9-3( و حذف A خواهيم داشت: )8-3( بنابراين مقدار R برابر با پهناي جريان برون ريز خواهد بود. همچنين دبي حجمي جريان برابر است با: )5-3( شكل )3-3( مقادير پهنا و دبي حجمي جريان را به ازاي مقادير مختلف گرانش كاهش يافته و مقادير و نمونه اي R نشان مي دهد. 4

115 شكل 3-3: پهناي جريان برون ريز )R( شار حجمي جريان )M( به ازاي مقادير مختلف شتاب گرانشي كاهش يافته )g'( و مقادير نمونه اي = 45 m و. R = 75 m نتايج محاسبات انجام شده با استفاده از روابط فوق در جدول )-3( آورده شده اند. الزم به ذكر است كه در اين مدل درهم آميختگي بين جريان برون ريز و آب هاي پيرامون كه به نظر مي رسد در تنگه هرمز و بخصوص در مرز بااليي جريان اتفاق مي افتد لحاظ نشده است. همچنين از اثرات اصطكاك بستر نيز كه از عوامل مؤثر در حركت جريان در داخل خليج فارس است صرف نظر شده است )جائيكه جريان روي بستر حركت مي كند(. بنابراين استفاده از اين مدل در تخمين پارامترهاي جريان در داخل درياي عمان جائيكه جريان از بستر جدا شده و به شكل يك تنظيم زمينگرد قابل بررسي است ارائه شده است. جدول -3: محاسبه مشخصات جريان برون ريز در درياي عمان با استفاده از مدل و مقايسه با مشاهدات )بيدختي و عظام 558( آماده سازي مدل POM براي خليج فارس و درياي عمان منطقه مورد مطالعه بر اساس مشاهدات ميداني از جريان برون ريز خليج فارس و نتايج تحقيقات انجام شده )براي مثال: بوئر و همكاران 555 پائوس و همكاران 554 بيدختي و عظام 558( منطقه مورد مطالعه در محدوده عرض جغرافيايي N و طول جغرافيايي E انتخاب گرديد. اين 5

116 منطقه شامل شرق خليج فارس و درياي عمان و قسمتي از شمال غرب اقيانوس هند مي باشد. شكل )3-9( نقشه توپوگرافي منطقه مدلسازي را كه با استفاده از داده هاي ETOPO0 رسم شده است نشان مي دهد آماده سازي داد ه ها الف- هندسه بستر: داده هاي هندسه بستر از مجموعه داده هاي ETOPO0 استخراج گرديد. اين داده ها شامل توپوگرافي كل كره زمين و با دقت دو دقيقه )تقريبا چهار كيلومتر( مي باشد. نقشه عمق سنجي منطقه مدل در شكل )9-3( نشان داده شده است. اين داده ها در مختصات منطقه مدل استخراج و سپس بر روي شبكه مورد نظر حل عددي درون يابي گرديد. شكل 9-3: محدوده و نقشه عمق سنجي منطقه مورد مطالعه. ب- داده هاي دما و شوري )شرايط اوليه(: داده هاي دما و شوري الزم است تا به عنوان شرايط استفاده اوليه براي منطقه مدل تعريف شود. براي تهيه اين دادها از مجموعه داده هاي WOA05 - Eart Topograpy - World Ocean Atlas 005 6

117 گرديد. اين داده ها شامل پارامترهاي مختلف اقيانوس از جمله دما شوري اكسيژن محلول نيترات و... مي باشد كه با دقت هاي يك درجه و يك چهارم درجه قابل دسترسي است. همچنين از نظر زماني اين داده ها بصورت ميانگين اقليمي ماهانه و ساالنه موجود مي باشد. عمق اندازه گيري اين داده ها در اعماق استاندارد اقيانوس شناسي تعريف شده است. شكل 8-3: توزيع دماي اوليه بر روي سطح )اليه اول( و بستر )اليه آخر( با استفاده از داده هاي.WOA05 براي اعمال شرايط اوليه داده هاي ميانگين ساالنه با دقت يك درجه براي منطقه مورد مطالعه استخراج و روي شبكه حل عددي درون يابي گرديد. در مرحله آخر داده هاي بدست آمده از سيستم مختصات كارتزين به سيستم مختصات سيگما برده شد و با درون يابي در راستاي قائم مقادير دما و شوري روي ترازهاي سيگما )در تحقيق حاضر 3 تراز در نظر گرفته شد( محاسبه گرديد. براي نمونه شكل هاي )8-3( و )5-3( توزيع دما و شوري اوليه را در سطح )اليه اول( و بستر )اليه 7

118 آخر( منطقه مدل نشان مي دهد. بديهي است پس از اجراي مدل اين مقادير تابعيت شرايط مرزي اعمال شده را پيدا مي كنند. شكل 5-3: توزيع شوري اوليه بر روي سطح )اليه اول( و بستر )اليه آخر( با استفاده از داده هاي WOA05 با تفکيک يک درجه. ج- داده هاي دما و شوری )شرايط مرزی(: به منظور شبيه سازی جريان ترموهااليني خليج فارس الزم است تا خصوصيات دما و شوری روی مرزهای باز )خصوصا روي مرز غربي كه محل ورود جريان بداخل منطقه مدلسازي است( تعيين شوند. بدين منظور با توجه به تعريف نوع شرايط مرزی حل عددی برای دما وشوری و فقدان اندازه گيری های ميدانی جامع )در طول سال( روی مرزهای باز از مجموعه داده های ميانگين ماهانه WOA05 با تفکيک يک چهارم درجه برای اعمال مقادير دما شوری روی مرزهای باز استفاده گرديد. شايان ذکر است که اين داده ها در اعماق استاندارد اقيانوس موجود است و بنابراين برای تعريف مقادير دما و شوری روی شبکه حل عددی در مرزهای 8

119 باز شرقی و غربی از روشهای دورن يابی و برون يابی استفاده گرديد. شكل هاي )-3( و )-3( مقادير نمونه ای شرايط مرزي دما و شوري اعمالي روي مرز غربي را كه پس از پردازش داده هاي WOA05 )شامل دورن يابي و برون يابي تا مرزهاي ساحلي( بدست آمده اند برای ماههای فوريه و می نشان مي دهد. بديهی است توصيف دقيقتر ميدانهای دما و شوری بخصوص روی مرز غربی که در حقيقت به عنوان مرز ورودی جريان ترموهاالينی به داخل منطقه مدلسازی محسوب می شود با دقت مدل در شبيه سازی بهتر جريان ارتباط مستقيم دارد. به هرحال در تحقيق حاضر به دليل فقدان اندازه گيری های ميدانی جامع اين داده ها براي توصيف دما و شوري جريان در زمان ورود به منطقه مدل در نظر گرفته شدند. شكل -3: الگوهاي نمونه اي از شرايط مرزي دما در مرز غربي براي ماه هاي فوريه و مي. شكل -3: الگوهاي نمونه اي از شرايط مرزي شوري در مرز غربي براي ماه هاي فوريه و مي. 9

120 د- داده هاي باد: به منظور اعمال نيروي واداشت سطحي متوسط سرعت و جهت وزش باد ماهانه در سال 88 از مجموعه داده هاي ICOAS بدست آمد. اين داده ها شامل پارامترهاي مختلف جوي مانند: دما درصد پوشش ابر گرماي نهان رطوبت نسبي فشار سطح دريا سرعت وزش باد و... مي باشد كه بسته به نوع پارامتر با دقت ها و زمان هاي متفاوت قابل دسترسي است. شايان ذكر است كه فرمت اين داده ها Netcdf بوده و براي استفاده بايد با برنامه نويسي به داده هاي ASCII تبديل شود. در اين تحقيق بر اساس نياز از داده هاي ميانگين باد ماهانه سال 88 با دقت يك درجه استفاده گرديد. برای نمونه شكل هاي )3-3( و )4-3( مؤلفه هاي u )سرعت شرق- غرب( و v )سرعت جنوب- شمال( در ماه هاي فوريه و مي در تراز 0 m را نشان مي دهند. همچنين شكل )3-4( الگوي ميدان باد روي منطقه مدل در ماه هاي فوريه و مي سال 88 را نشان مي دهد كه پس از پردازش و درون يابي بر روي شبكه مدل بدست آمده اند. - International Compreensive Ocean-Atmospere ata Set - Network Common ata Format 0

121 شكل 3-3: مولفه هاي شرقي- غربي و جنوبي-شمالي سرعت باد در ماه فوريه 88 بر روي منطقه مورد مطالعه )سرعت ها بر حسب متر بر ثانيه(.

122 شكل 4-3: مولفه هاي شرقي- غربي و جنوبي-شمالي سرعت باد در ماه مي 88 بر روي منطقه مورد مطالعه )سرعت ها بر حسب متر بر ثانيه(.

123 شكل 4-3: ميدان ميانگين سرعت و جهت باد بر روي منطقه مدل به ترتيب در ماه هاي فوريه و مي سال.88 الز م ب ه ذ كر ا ست براي م حا سب ه تن ش برا د سر ط حي ضرريب درگ بر ه شر كل زيرر م حا سرب ه گر دير د )ازر C ( u v ) :)553 )-3( كه در آن u و v مؤلفه هاي شرقي-غربي و شمالي جنوبي سرعت باد روي نقاط شبكه مدل هستند. ه- داده های دما سطحی: شرايط مرزی برای دمای سطحی به صورت زير در نظر گرفته شد: T T z0 S )-3( که در آن برا تفکيرک T S برابر دمای سطح دريا می باشرد و بررای اعمرال آن از مجموعره داده هرای AVHRR ا سرتفا ده گر دير د. د مرای سر ط حی ميران گي ن ماهانر ه سرال 88 برر ايرن اسراس استخراج و بر روی شبکه حل عددی درون يابی گرديد. و- تاابش طاول ماوج کوتااه: عرالوه برر دمرای سرطحی ترابش امرواج طرول مروج کوتراه نيرز در اعمرال شرايط مرزی دمای سطحی در نظر گرفته شد. بدين منظور داده هرای ميرانگين ماهانره ترابش طرول مروج - Ezer - Advanced Very Hig Resolution Radiometer 3

124 برا تفکيرک.9.9 بررای سرال 88 اسرتخراج و برر روی کوتاه از مجموعه داده هرای NCEP شبکه حل درون يابی گرديد..9.9 ز- نرخ بارش: نرخ بارش ميانگين ماهيانره در سرال 88 از داده هراي NCEP برا تفكيرك استخراج و بر روي شبكه حل عددي درون يابي گرديد. ح- نرخ تبخير: به منظور محاسبه نرخ تبخير ماهيانه بر روي شبكه مدل از رابطره ارائره شرده توسرط 3 كرس و السكاراتس )55( به شكل زير استفاده گرديد: 0.6 CE U 0 E e SAT T Re T S SAT A A P A )3-3( كه در آن: مي شود. C E e SAT )لوو 883(. P A بر حسب درجه كلوين و ضريب تبا دل ت ال طر م ا سرت و برا ا سرتفا ده از راب طر ه پي شرن ها دی كانر دو )834( محاسربه ف شار ب خار ا شبا ع ا سرت و برر ح سرب تراب عي از د مراي سر ط ح دريرا )هروا( م حا سرب ه مري شرو د فشار سطح دريا R رطوبت نسبي T A A دماي هوا در ارتفاع m باالي سرطح دريرا چگالي هواي مرطوب بر حسب تابعي از دما و رطوبت نسبي مي باشند. الزم برره ذكررر اسررت كرره در رابطرره فرروق ميررزان رطوبررت نسرربي ماهيانرره بررا تفكيررك.5.5 و ميانگين ماهيانه دماي هوا در ارتفاع m باالي سطح دريا با تفكيك.9.9 برراي سرال 88 از مجموعه داده هاي NCEP استخراج گرديد. سرريهاي زمراني متوسرط دمراي سرطح دريرا دمراي هروا ترابش مروج كوتراه درصرد رطوبرت نسربي و اختالف نرخ تبخير و بارش در سال 88 از ميانگين گيري از پارامتهاي مذكور روي شبكه مدل رسم شده اند. در شكل )4-3( نشان داده شده اند. تمامي اين سرريها پرس - National Center for Environmental Prediction - Korres 3 - Lascaratos 4

125 Relative Humidity (%) Evap. - Prec. (m/mont) Temperature (C) Sort Wave Rsdiation (W/m ) SST Air T SWR (a) Jan Apr Jul Oct Monts RH EMP Jan Apr Jul Oct Monts (b) شكل 4-3: ميانگين سريهاي زماني )a(: دماي سطح دريا دماي هوا و تابش طول موج كوتاه. )b(: درصد رطوبت نسبي و تفاوت نرخ تبخير و بارش در سال 88. ط- داده هااي جازر و مادي: برراي توصريف جرزر و مرد در منطقره مدلسرازي داده هراي دامنره و فراز چهار مؤلفه اصلي جزر و مد شرامل,M,S O و K از جردول جرزر و مردي ادميرالتري اسرتخراج گر دي د. اير ن دا ده هرا مربرو ط بر ه جزيرره كري ش برراي مررز غربري و بنر در كنرار ك برراي مررز شرر قي من طقر ه مدلسازي مي باشد. شايان ذكر است كه اين مؤلفه ها در طول كل مرز هاي باز ثابرت درنظرر گرفتره مري شون د ك ه اي ن ب دليل فق دا ن ا ط ال عات جرا م عتر از مؤلفر ه هراي جرزر و مر د ب خصرو ص در مرزر شررقي منطقره ( درياي ع ما ن و ا قيانو س هن د( مي با شر د. برا اير ن حرال چرو ن هر د ف از ت حقير ق حاضرر شربي ه سرازي جريرا ن - Admiralty 5

126 برون ريز خليج فارس و مسير انتشار آن بداخل درياي عمان بوده است اعمال مؤلفه هاي جرزر و مردي با دقت مذكور نسبتا كافي به نظر مي رسد شبكه بندي هندسي و شرايط پايداري حل عددي نوع شبكه بندي هندسي براي حل عددي در مدل از نوع شبكه آراكاوا-سي مي باشد. چگونگي و نحوه تعريف متغيرها بر روي اين شبكه و جزئيات آن در فصل دوم مورد بررسي قرار گرفته است. براي اجراي مدل در منطقه مورد نظر با توجه به داده هاي موجود محدوديت زمان محاسبات كامپيوتري و خصوصيات جريان ترموهااليني خروجي از خليج فارس مانند گستردگي انتشار اين جريان ابعاد شبكه افقي مدل كه از نوع منحني وار راستگوشه مي باشد تقريبا برابر 3.5 km در نظر گرفته شد. شبكه بندي افقي در شكل )3-3( نشان داده شده است. همچنين بر اساس الگوي توپوگرافي منطقه كه تواما مناطق كم عمق ساحلي و مناطق عميق اقيانوسي تا عمق بيش از 3555 متر را شامل مي شود تعداد 3 تراز سيگما درنظر گرفته شد تا بتوان با دقت نسبتا قابل قبولي ساختار عمودي جريان را در مسير انتشار مورد مطالعه قرار داد. براي نمونه فواصل بين ترازها در عمق 45 متر و 455 متر در جدول )-3( آورده شده است. شرط پايداري حل عددي معادالت مد خارجي بر اساس شرط CFL بصورت زير تعريف مي شود: t E C t y )4-3( C t gh ma كره در آن: U U ma مراكزيمم سررعتي اسرت كره پريش بينري مري شرود در منطقره مدلسازي ايجاد شود. 6

127 شكل 3-3: شبكه بندي منطقه مدل در جهت افقي )باال( نماي بزرگ شده قسمتي از شبكه براي وضوح بهتر. محدوديتهاي ديگري براي گام زماني وجود دارد اما در عمل شرط CFL مهمترين آن هرا بنظرر مري ر س د. برراي مر د درونري شرر ط گرا م ز مراني ترا حر دو دي ك مترر م حر دو ديت دار د زيررا اثررات ا مروا ج خرار جي 7

128 سريع در حل توسط مد خارجي تفكيك شده است. معيار گام زماني دروني مشابه مد خارجي است و به صورت زير تعريف مي شود: t I C T y )4-3( C T C T C U ma كره در آن: مراكزيمم سرررعت امررواج درونري برر اسرراس شررديدترين مررد اسررت و U ma m مقدار آن معموال از مرتبه s مي باشد. ماكزيمم سرعت فرارفتي است. براي مثال در شرايط اقيانوسهاي ساحلي نسبت گامهراي زمراني درونري بره بيرونري برين 35 ترا 95 و گرراهي بي شررتر گررزار ش شرر ده ا سررت. چ گررون گي ح سا سرريت مرر دل POM همكاران )55( مطالعه شده است. برره گامهرراي زمرراني توسررط ازر و م ح دو ديت هاي دي گر براي انت خاب گرا م ز مراني تو سر ط پ خر ش ا فقري انر دازه حر كرت يرا ك ميرت هراي ا سر كالر ديگر به صورت زير تعريف شده است: t I 4A y )4-3( كه در آن A مي تواند مربوط به پخش تالطمري افقري انردازه حركرت ( A M ) يرا كميتهراي اسركالر ماننرد دما و شوري ( ) باشد. A H محدوديت ديگر كه توسط گردش زمين اعمال مي شود برابر است با: t I f sin )3-3( كه در آن سرعت زاويه اي گردش زمين و زاويه عرض جغرافيايي مي باشند. البترره همانگونرره كرره بيرران شررد روابررط فرروق در مقايسرره بررا شرررط CFL از اهميررت كمتررري برخرروردار هستند. - Ezer 8

129 جدول -3: فواصل بين ترازهاي سيگما در عمق هاي 500. m 50 m و SigmalevelsZ-levelsat30,0,50meter با توجه به آنچه بيان شد شرط CFL به عنوان معيار پايداري مدل )رابطه )4-3(( محاسبه گرديد. بر اين اساس محدوديت گام زماني براي مد خارجي تقريبأ برابر شش ثانيه بدست آمد. همچنين بر اساس مطالعات ازار و همكاران )55( گام زمان مد دروني 95 برابر گام زماني مد بيروني درنظر گرفته شد شرايط مرزهاي جانبي در مرزهاي جانبي بسته مرتبط با خطوط ساحلي مؤلفه هاي سررعت عمرود و ممراس برر مررز برابرر صفر در نظر گرفته مي شوند. البته در سيستم مختصات سيگما صفر در نظر گرفتن سرعت مماس برر مزر از اهميت كمتري برخوردار است. چون در منراطق سراحلي عمرق آب در نقراط شربكه مجراور سراحل بسيار كم عمق است و اصطكاك بستر بر اصطكاك جانبي غلبه مي كند. ه ما ن گون ه ك ه در فصل دو م بيا ن ش د انت خراب مرزهراي جرانبي براز برر خر ال ف مرزهراي ب سرت ه ب سريار حساس و با عدم قطيت در انتخاب همراه است. در مردل POM الزم اسرت كره شررايط مررزي براز برراي مت غيرهاي م د دا خلي و خار جي توا مرا ت عيري ن گرر د د. م ج مو عر ه حالرت هراي م ختلفري برراي شرراي ط مرزهراي جانبي باز براي متغيرهاي مد خارجي و داخلي توسط محققان مختلف ارائه شده است. با توجه به مطالعرات انجرام شرده )برراي مثرال: بالمبررگ و كانترا 894 بالمبررگ و ملرور 893 گران و الرن ) 554 در م دل سرازي جريرا ن بررو ن ريرز خلري ج فرار س شرراي ط مرزهراي براز برراي مت غيرر 9

130 هراي مر د خرار جي ( مر د باروتروپير ك( از نرو ع تاب شر ي بر ه صر ورت زير ر در ن ظرر گر فتر ه شر ده ا سر ت ( ملر ور HU + C e η = BC.)554 )9-3( كه در آن gh سرعت فاز انتشار امواج باروتروپيك و برابر C e نوسان سطح آزاد مي باشد. BC H عمق آب روي مرز و را مي توان به صورت مجموع جمالت نيروهاي واداشت روي مرز به طوري كه با سمت چپ رابطه )9-3( در تعادل باشد در نظر گرفت. براي مثال با اعمال شرط فوق روي شبكه آراكاوا-سي مؤلفه باروتروپيك سرعت براي مرز شرقي برابر است با: U n im g H im im BC )8-3( BC كه در آن به صورت: BC UAE g H im E تعريف مي شود. در اين رابطه مقادير سرعت باروتروپيكي ورودي يا خروجي به/از منطقه مدل روي مرز شرقي و مقادير ارتفاع سطح آزاد UAE E روي مرز شرقي است )مؤلفه هاي جزر و مد(. همچنين براي اعمال سرعت باروتروپيكي از ميانگين از سطح تا عمق سرعتهاي مد دروني در نقاط متناظر شبكه حل استفاده گرديد. شرايط مرزهاي باز براي مد دروني سرعت در مدل POM از نوع تابشي )شرط مرزي سامرفلد بخش -9-( و به صورت زير تعريف مي شود: u Ci t u 0 s )5-3( كه در آن u مؤلفه سرعت عمود بر مرز در اليه هاي مختلف )مد باروكلينيك( مي باشد. عنوان سرعت انتشار امواج باروكلينيكي در محيط تعريف شود. بر اساس يك تقريب C i C i بايد به به عنوان شديدترين سرعت فاز امواج باروكلينيكي كه در منطقه مدل مي تواند حضور داشته باشد در نظر گرفته مي شود )ملور صورت زير بيان مي شود: )-3( كه در اين رابطه t i همواره 554(. براي مثال شكل تفاضل محدود رابطه )5-3( در مرز شرقي به u n im n u C t n u ; im im i i 0 گام زماني حل براي مد دروني است. بر اين اساس بديهي است كه مقدار خواهد بود. از آنجا كه سرعت امواج باروكلينيكي متناسب با عمق آب يعني H است بنابراين بيشترين مقادير مربوط به مناطق با ماكزيمم عمق است. با اين استدالل در مدل POM مقدار در اليه هاي مختلف با تقريب H H ma محاسبه مي شود. 30

131 در اجراي مدل براي جريان برون ريز خليج فارس با اعمال اين شرط مرزي براي مد باروكلينيكي سرعت آشفتگي هاي بسياري روي مرز شرقي باز ايجاد شد كه به نظر رسيد اين آشفتگي ها به دليل عدم تخمين درست سرعت هاي باروكلينيكي روي مرز باشد. زيرا اغتشاشات توليد شده در درون منطقه مدل زمانيكه به مرزهاي باز نزديك مي شوند بايد بدون اينكه منعكس شوند و منطقه داخل را تحت تأثير قرار دهند از منطقه خارج شوند. از اين رو براي رفع اين مشكل و تخمين بهتر مقادير C i روي مرز از طرحواره ارائه شده توسط اورالنسكي )834( چاپمن )894( و گان و آلن )554( استفاده گرديد. شرايط مرزي باز از نوع تابشي و به فرم معادله )-3( است كه به شرط مرزي از نوع غيرفعال نيز مشهور است. در استفاده از اين طرحواره سرعت فاز در درون محدوده مدل مجاور مرز باز با استفاده از جوابهاي داخل محدوده تخمين زده مي شود. بنابراين: C i u n B u u n B n ub n B n ub )-3( در اين رابطه زيرنويس B به مقدار سرعت روي مرز اشاره مي كند. عالمت هاي و + به ترتيب چگونگي اعمال اين رابطه در مرزهاي شرقي و غربي را نشان مي دهد. با تعريف باال اگر مقدار محاسبه شده است و بنابراين: C i كوچكتر از صفر شود حالت جريان ورودي به منطقه مدل u n u n B B C i )3-3( و اگر مقدار بنابراين: بزرگتر از صفر شود حالت فرارفت جريان از منطقه مدل را خواهيم داشت و u n B u n B )4-3( با توجه به آنچه بيان شد الگوريتم محاسبه شرايط مرزي سرعت باروكلينيكي مد دروني در روي مرزهاي باز با استفاده از اين روابط تهيه و در مدل جايگزين گرديد. شرايط مرزهاي باز براي پارامترهاي دما و شوري با توجه به مطالب بخش )-9-( به صورت مقادير ثابت دما و شوري )داده هاي )WOA05 در هنگام ورود جريان و به صورت رابطه )5-3( يعني شرط مرزي تابشي سامرفلد در هنگام خروج جريان از منطقه مدل لحاظ گرديد. - Passive 3

132 فصل چهارم: نتايج 3

133 -4- مقدمه در اين فصل نتايج حاصل از شبيه سازي عددي جريان خروجي خليج فارس با استفاده از مدل POM ارائه مي گردد. با توجه به اندازه گيري هاي ميداني موجود كه در فصل قبل به آن ها اشاره شد شبيه سازي عددي براي سال 88 انجام شد. در اين مدلسازي سعي شد تا با در نظر گرفتن نيروهاي واداشت شناوري در مرزهاي باز شارهاي دما شوري و تنش باد در سطح اقيانوس و نيز جريانات جزر مدي جريانهاي تبادلي خليج فارس مورد مطالعه و بررسي قرار گيرد تا بتوان شناخت بهتر و جامعتري از از الگوها و مقياس زماني پديده هاي ديناميكي حاكم بر منطقه بدست آورد. چراكه اندازه گيري هاي ميداني بسيار محدود بوده و يا تنها براي منطقه اي خاص و در يك دوره زماني كوتاه در دسترس مي باشد. بدين منظور در ابتدا نتايج حاصل از شبيه سازي عددي با اندازه گيري هاي ميداني موجود )اندازه گيري هاي )CT در گشت دريايي راپمي سال 88 با هدف بررسي صحت و دقت نتايج حاصل از شيبه سازي عددي مورد مقايسه قرار مي گيرد. بعد از تأييد نتايج حاصل سعي مي شود تا با استخراج خصوصيات جريانات منطقه در زمانها و مكانهايي كه اندازه گيري مستقيم وجود ندارد شناخت بهتري از خصوصيات فيزيكي و ديناميكي منطقه مورد مطالعه ارائه گردد. مكان ايستگاه هاي اندازه گيري CT طي گشت دريايي سال 88 و نيز موقعيت جغرافيايي برش هاي مقطعي كه در ادامه فصل خصوصيات پارامترهاي فيزيكي آنها مورد بررسي قرار مي گيرد در شكل )-4( نشان داده شده است. اين اندازه گيريها طي دو زمان از سال اوايل زمستان )لگ ( و اواخر بهار )لگ 4( موجود است كه در ابتدا اين اندازه گيري ها با نتايج مدلسازي مورد مقايسه قرار مي گيرد. همچنين موقعيت جغرافيايي ايستگاه ها و مكان متناظر با آنها در شبكه حل عددي در جدول )-4( ارائه شده اند. 33

134 شكل -4: منطقه مدلسازي مكان اندازه گيري هاي ميداني و موقعيت جغرافيايي برش هاي مقطعي. الزم به ذكر است كه شبيه سازي عددي با اعمال شرايط اوليه و مرزي كه در فصل قبل به آن ها اشاره شد آغاز گرديد و پس از تقريبا ده سال اجراي متوالي حل عددي به حالت شبه پايا رسيد. شكل )-4( مقادير ميانگين گيري شده از انرژي جنبشي در حوزه مدلسازي و نيز ميانگين شوري سطحي منطقه مدلسازي را نشان مي دهد. همانگونه كه در شكل ها مشاهده مي شود شوري سطحي پس از حدود هفت سال و نيم و انرژي جنبشي حوزه پس حدود هشت سال از زمان اجراي مدل به حالت شبه پايا مي رسند. در تحقيق حاصل نتايج حاصل از آخرين سال شبيه سازي عددي ارائه مي گردد. - Quasi steady state 34

135 Salinity (psu) جدول -4: نام و موقعيت جغرافيايي ايستگاه ها و مكان متناظر با آنها در مدل (a) Years 35

136 Kinetic energy (m /s ) (b) Years شكل -4: سري هاي زماني )a(: ميانگين شوري سطحي. )b(: ميانگين انرژي جنبشي حوزه منطقه مدلسازي. -4- پروفايل هاي دما شوري و مقايسه با اندازه گيري هاي ميداني در اين بخش پروفايلهاي بدست آمده از اجراي مدل با اندازه گيريهايي كه توسط گشت دريايي راپمي 88 )لگ : اواخر ماه ژانويه و اوايل فوريه و لگ 4: اواخر مي اوايل ژوئن( انجام شده است مقايسه شده و تحليل مي شود. شكل هاي )3-4( و )4-4( برخي از پروفايل هاي دما و شوري حاصل از اندازه گيري مستقيم و پروفايل هاي متناظر با آنها در شبيه سازي عددي را طي زمان هاي مذكور نشان مي دهد. الزم به ذكر است با توجه به دقت شبكه بندي مدل در جهات افقي )حدود 3.5 )km و عمودي )3 تراز سيگما( نزديكترين نقطه شبكه به مكان هاي اندازه گيري انتخاب شده اند. بنابراين بين برخي پروفايهاي رسم شده حاصل از مدل با آنچه از اندازه گيري مستقيم بدست مي آيد تفاوتهايي از نظر عمق و خصوصيات فيزيكي ديده مي شود. همچنين داده هاي CT )اندازه گيري مستقيم( با دقت بااليي از سطح تا عمق در فواصل كمتر از 0.5 m و در يك زمان كوتاه برداشت شده است در حاليكه نتايج مدل سازي تنها براي 3 تراز روي كل ستون آب بدست مي آيد و نيز اينكه بدليل مشخص نبودن شرايط جزر و مدي در زمان اندازه گيري ها پروفايل هاي حاصل از شبيه سازي به صورت ميانگين ماهانه رسم شده اند. بنابراين بديهي است اثرات پديده هاي با مقياس هاي زماني كوتاه مانند اثرات جزر و مد و ناپايداريها در اين شبيه سازي فيلتر شده است و از اينرو تنها خصوصيات كلي پروفايها با يكديگر قابل مقايسه است. بطور كلي مقايسه پروفايل هاي بدست آمده از مدلسازي با اندزه گيري هاي ميداني تفاوق نسبتا خوبي را خصوصا براي دما نشان مي دهند كه علت آن احتماال استفاده از دماي سطحي داده هاي ماهواره اي به عنوان شرايط مرزي دما در سطح است. البته در برخي از ايستگاهها اليه آميخته سطح تفاوت زيادي با اندازه گيري نشان مي دهد كه علت آن را مي توان ضعيف تر در نظر گرفتن ميدان باد 36

137 ept (m) ept(m) ept (m) ept(m) در مدلسازي در آن منطقه و عوامل ديگر مكاني و زماني مؤثر در شكل گيري اليه آميخته سطحي دانست. زيرا همان گونه كه بيان شد ميدان باد وساير واداشت هاي سطحي و جانبي بر اساس داده هاي ميانگين ماهانه در نظر گرفته شده است. ولي اندازه گيري CT در بازه زماني كمتر از يك ماه در ايستگاه هاي منتخب انجام شده و ممكن است وضعيت دريا در آن زمان خاص نسبت به ميانگين ماهانه بسيار متفاوت بوده باشد. Staton 0 - Feb. Temperature (C) i = 00, j = 67 Temperature (C) Salinity (psu) Salinity (psu) Staton 04 - Feb. Temperature (C) i = 00, j = 89, itime= 55 Temperature (C) Salinity (PSU) Salinity (psu) 37

138 ept (m) ept(m) ept (m) ept(m) ept (m) ept(m) Staton - Feb. Temperature (C) Salinity (PSU) Staton - Feb. Temperature (C) i = 63, j = 5, itime= 30 Temperature (C) Salinity (psu) i = 3, j = 7, itime= 57 Temperature (C) Salinity (psu) Salinity (psu) Staton 4 - Feb. Temperature (C) i =, j = 85, itime= 47 Temperature (C) Salinity (psu) Salinity (psu) 38

139 ept (m) ept(m) ept (m) ept(m) ept (m) ept(m) Staton Feb. Temperature (C) i = 34, j = 44, itime= 37 Temperature (C) Salinity (psu) Salinity (psu) شكل 3-4: مقايسه برخي از پروفايل هاي حاصل از اجراي مدل )سمت راست( با اندازه گيري هاي ميداني )سمت چپ( در ماه فوريه. Staton 0 - May Temperature (C) Salinity (PSU) i = 00, j = 67, itime= 63 Temperature (C) Salinity (psu) Staton - May Temperature (C) i = 63, j = 5, itime= 60 Temperature (C) Salinity (PSU) Salinity (psu) 39

140 ept (m) ept(m) ept (m) ept(m) Staton - May Temperature (C) i = 3, j = 7, itime= 60 Temperature (C) Salinity (PSU) Staton 4 - May Temperature (C) Salinity (psu) i =, j = 85, itime= 60 Temperature (C) Salinity (PSU) Salinity (psu) شكل 4-4: مقايسه برخي از پروفايل هاي حاصل از اجراي مدل )سمت راست( با اندازه گيري هاي ميداني )سمت چپ( در ماه مي پروفايلهاي سرعت جريان با توجه به همخواني نسبتا خوب حاصل از شبيه سازي با اندازه گيري هاي ميداني دما و شوري در اين بخش پروفايل هاي سرعت جريانات باقيمانده )با حذف جريانات جزر و مدي( به صورت ميانگين ماهانه در برخي از ايستگاههاي نشان داده شده در شكل )-4( براي دو زمان ماه فوريه )اواسط زمستان( و ماه مي )اوايل تابستان( در ادامه ارائه مي شود. از آنجا كه هدف از انجام اين تحقيق مطالعه ساختار جريانات توموهااليني خليج فارس كه منشأ ايجاد آن ها گراديان هاي دما و شوري هستند مي باشد با تحليل اين پروفايل ها مي توان اطالعات خوبي در مورد بزرگي سرعت جهت و ابعاد اين جريانات بدست آورد. شكل )4-4( پروفايل هاي سرعت جريانات باقيمانده را در برخي از ايستگاههاي شكل )-4( براي دو ماه فوريه و مي را نشان مي دهد. - Residual currents 40

141 ept (m) ept (m) ept (m) ept (m) بطور كلي پروفايل هاي سرعت جريان در داخل خليج فارس و در مجاورت سواحل جنوبي نشان دهنده قوي تر بودن جريانات روي بستر ماه فوريه نسبت به ماه مي است. اين جريانات در حقيقت نشان دهنده جريان برون ريز خليج فارس هستند كه به سمت خارج از تنگه هرمز در حركت است. همچنين جريان ماه فوريه نسبت به ماه مي با بزرگي بيشتر ديده مي شود كه علت آن را مي توان چگال تر بودن آب منبع و در نتيجه قوي تر بودن نيروي شناوري عامل جريان دانست. اين افزايش چگالي باعث نشست سريعتر جريان برون ريز روي بستر مي شود كه اين مطلب در مورد ايستگاه 4 به خوبي مشاهده مي شود. همچنين در ايستگاه 4 كه تقريبا در مركز تنگه هر مز قرار دارد جريانات ورودي سطحي نسبتا قوي تري ( به سمت داخل خليج فارس ماه مي نسبت به ماه فوريه مشاهده مي شود كه بطور كلي مي توان نتيجه گرفت تبادل آب در ماه مي از طريق تنگه هرمز نسبت به فوريه قوي تر است St 5 - Feb. Eastward Nortward St 5 - May Velocity (m/s) Velocity (m/s) St 4 - Feb Velocity (m/s) Eastward Nortward St 4 - May Velocity (m/s) 4

142 ept (m) ept (m) St. 9 - Feb. Eastward Nortward St. 9 - May Velocity (m/s) Velocity (m/s) شكل 4-4: پروفايل هاي سرعت جريان در ايستگاه هاي نشان داده شده در شكل )-4( براي ماه هاي فوريه )سمت چپ( و مي )سمت راست( مشخصه هاي فيزيكي جريان برون ريز خليج فارس براي شناخت بهتر خصوصيات جريان برون ريز خليج فارس در انتهاي تنگه هرمز در جائيكه اين جريان وارد درياي عمان مي شود در اين بخش خصوصيات فيزيكي جريان حاصل از شبيه سازي عددي در برش مقطعي در امتداد مسير IJ )شكل )-4(( ارائه مي گردد. بدين منظور براي مشخص شدن مرز بين منبع اصلي جريان برون ريز با آب هاي پيرامون آن خط ايزوهاالين جدا كننده بين آب منبع جريان و آبهاي پيرامون آن در سطح مقطع IJ به صورت زير تعريف شد: S O S S / ma surr )-4( كه در آن: مقطع و S ma ماكزيمم شوري مشاهده شده در سطح مقطع S surr IJ S O ميانگين شوري جريان در سطح مقطع مذكور مي باشد. ميانگين شوري در سطح با تعريف مرز جريان برون ريز خليج فارس بر اساس رابطه )-4( مقادير ميانگين دما شوري و سيگما-تي قابل استخراج شد. همچنين دبي جريان در اين مقطع نيز با انتگرالگيري از مؤلفه جنوب سوي سرعت بر روي سطح مربوط به جريان برون ريز محاسبه گرديد. شكل )4-4( سري هاي زماني تغييرات دما شوري سيگما-تي و شار حجمي مربوط به جريان برون ريز را بر اساس تعريف باال نشان مي دهد. الزم به ذكر است كه در كليه نمودارها براي فيلتر كردن اثرات پديده هاي با مقياس - Outflow source water - Surrounding waters 4

143 Sigma-T (kg/m 3 ) Volume flu (Sv) Temperature (c) Salinity (psu) زماني جزر و مد و كمتر از آن و بدست آوردن مشخصه هاي جريانات باقيمانده از روش برداشتن ميانگين در بازه 4 روز استفاده شده است (a) T Years (b) Sigma-T S Vol. Flu Years شكل 4-4: سري هاي زماني: )a(: دما و شوري ميانگين جريان برون ريز. )b(: سيگما-تي و شار حجمي جريان برون ريز. نمودارها براي شش سال آخر شبيه سازي ارائه شده اند. براي استخراج تغييرات ماهيانه خصوصيات فيزيكي جريان برون ريز نتايج آخرين سال شبيه سازي در شكل )3-4( نشان داده شده است. نمودارها نشان مي دهند كه شوري جريان برون ريز در طي سال نسبتا ثابت بين psu مي باشد در حاليكه تغييرات ماهيانه اي مرتبط با تغييرات فصلي واداشتهاي جوي در الگوي دماي جريان ديده مي شود. مينيمم دماي جريان برون ريز در انتهاي زمستان )ماه مارس( و برابر حدود 9.5 C و ماكزيمم آن در اواخر بهار تا پايان تابستان مشاهده مي شود. ماكزيمم دماي جريان در ماه آگوست برابر حدود 6.8 C است. اين تغييرات در دماي جريان برون ريز )بيش از 7( C منجر به تغييرات چگالي جريان برون ريز بين حدود 3- kgm 6 در ميميمم مقدار خود در آگوست تا حدود 3- kgm 8. در ماكزييم مقدار در ماه مارس مي شود. - Moving average 43

144 Sigma-T (kg/m 3 ) Volume flu (Sv) Temperature (C) Salinity (psu) نتايج حاصل از مدلسازي نشان مي دهد تغيير چگالي جريان برون ريز خليج فارس با زمان مسير انتشار اين جريان و پديده هاي ديناميكي كه در حين حركت جريان بداخل درياي عمان اتفاق مي افتد را تحت تأثير قرار مي دهد كه در ادامه مورد بررسي قرار مي گيرند. ميزان دبي جريان برون ريز در فصل زمستان طي ماههاي فوريه- مارس داراي بيشترين مقادير خود و برابر حدود 0.57 Sv مقارن با زمانيست كه جريان داراي ببيشترين مقادير چگالي است. مينيمم مقدار دبي جريان برون ريز در ماه نوامبر و برابر حدود 0.3 Sv محاسبه مي شود هرچند كه مقدار دبي جريان طي ماههاي تابستان تا اواسط پاييز نسبتا ثابت است. همچنين مقدار متوسط ساالنه دبي جريان برون ريز خليج فارس بداخل درياي عمان در سطح مقطع IJ برابر حدود 0.35 Sv بدست مي آيد. از آنجا كه تغييرات چگالي جريان برون ريز خليج فارس نقش مهمي در خصوصيات ديناميكي اين جريان ايفا مي كند در ادامه خصوصيات اين جريان طي ماههاي مارس و آگوست مقارن با زمان هاي وقوع ماكزيمم و مينيمم چگالي جريان برون ريز مورد بررسي قرار مي گيرند. 8 6 (C) T S Jan Apr Jul Oct (d) Monts Jan Apr Jul Oct Monts Sigma-T Vol. Flu

145 شكل 3-4: سري هاي زماني ميانگين ماهيانه: )c(: دما و شوري )d(: سيگما-تي و شار حجمي جريان برون ريز خليج فارس در سطح مقطع.IJ براي نمونه نمودارهاي TS توده هاي آب در درياي عمان طي ماههاي مارس و آگوست در شكل )9-4( ارائه شده است. اين نمودار در محدوده جغرافيايي كه در شكل )-4( با مستطيل نشان داده شده است رسم شده اند. بطور كلي اين نمودارها نشان مي دهند كه حضور آب با شوري بيش از 40 psu در ماه مارس در آب منبع جريان بيشتر ديده مي شود. همچنين آب به تعادل رسيده در درياي عمان )آب حاصل ) در هر دو زمان داراي ويژگي نسبتا مشابه و حدود داراي دماي حدود 0.5 C براي آگوست و 9 C براي مارس و شوري حدود 37.5 psu در هر دو زمان مي باشد. دماي كمتر آب كه منجر به افزايش چگالي آن نسبت به آگوست مي شود نشان دهنده عمق بيشتر شناوري خنثي )نفوذ جريان به مناطق عميق تر( در مارس نسبت به آگوست است. در حركت جريان برون ريز از خليج فارس تا درياي عمان در ماه مارس دماي جريان نسبتا ثابت مي ماند در حاليكه در ماه آگوست در طي اين مسير كاهشي تا حدود 4 C شود. در دماي جريان ديده مي - Product water 45

146 شكل 9-4: نمودارهاي T-S براي ماه هاي مارس و آگوست در درياي عمان در محدوده جغرافيايي مشخص شده در شكل )-4( مسير انتشار جريان برون ريز خليج فارس برش هاي مقطعي پارامتر هاي فيزيكي به منظور مشخص نمودن مسير انتشار جريان برون ريز خليج فارس از مكان شكل گيري آن در خليج فارس تا رسيدن آن به عمق شناوري خنثي در درياي عمان در اين بخش برخي برش هاي مقطعي از خصوصيات فيزيكي آب در امتداد مسيرهاي نشان داده شده در شكل )-4( مورد بررسي قرار مي گيرد. شايان ذكر است كه تمامي سطح مقطع ها در ميانگين ماهانه رسم شده اند. شكل )8-4( برش هاي مقطعي دما شوري و سيگما-تي را در امتداد مسير C )درون خليج فارس( براي دو ماه مارس و آگوست نشان مي دهد. الگوي دما نشان مي دهد كه در مارس دما از سطح تا عمق تقريبا يكسان و برابر حدود 9.5 C است در حاليكه در ماه آگوست دماي سطحي در پاسخ به گرمايش تابستاني تا بيش از 33 C افزايش مي يابد. همچنين عمق كم منطقه باعث افزايش دماي آبهاي مجاور بستر تا حدود C مي شود. الگوهاي شوري نشان مي دهد كه در مارس منشأ اصلي جريان برون ريز عمدتا در مجاورت سواحل جنوبي )نيمه سمت چپ ترانسكت( است كه احتماال بدليل افزايش تبخير سطحي در اين زمان و در نتيجه شكل گيري توده آب با شوري بيش از 40 psu است. در ماه آگوست شورترين آبها در اعماق بيش از 40 m و در قسمت مركزي مقطع ديده مي شوند. بنابراين مي توان نتيجه گرفت منشأ اصلي جريان برون ريز در خليج فارس عمدتا به دو شاخه تقسيم مي شود. يك شاخه كه در امتداد محور اصلي خليج جريان مي يابد و مكان شكل گيري آن در قسمت هاي داخلي تر خليج فارس است و شاخه ديگر كه به طور فصلي با افزايش تبخير در مجاورت سواحل كشورهاي جنوبي خليج شكل گرفته و بدليل 46

147 داشتن چگالي بيشتر نسبت به آبهاي پيرامون خود به سمت مناطق عميق تر شروع به حركت مي كند. در نزديكي تنگه هرمز اين دو شاخه جريان به هم مي پيوندند و شاخه اصلي جريان برو ن ريز خليج فارس را تشكيل مي دهند. 47

148 شكل 8-4: برش هاي مقطعي ميانگين ماهانه دما شوري و سيگما-تي در امتداد مسير C براي ماههاي مارس و آگوست. همچنين در عمق باالي 0 m حضور آب با شوري كمتر از 37.5 psu در مجاورت سواحل ايران ( سمت راست مقطع( در ماه آگوست قابل توجه است. اين توده آب )همان گونه كه در الگوهاي سرعت شكل )5-4( مشاهده مي شود( مربوط به جريانات آب كم شور ورودي از درياي عمان است كه در ماه آگوست تقويت شده و در نتيجه در مجاورت سواحل ايران تا مناطق داخالي تر خليج فارس پيشروي مي كنند. اين جريانات در ماه مارس نسبتا تضعيف مي شوند كه علت را مي توان تقويت بادهاي غالب شمال غربي در اين زمان از سال دانست كه از ورود جريانات درياي عمان جلوگيري مي كنند. 48

149 شكل 5-4: برش هاي مقطعي ميانگين مؤلفه هاي شرقي- غربي و جنوب- شمال ميدان سرعت در امتداد مسير C براي ماههاي مارس و آگوست. برش هاي مقطعي مؤلفه هاي سرعت در امتداد مسير C در شكل )5-4( آورده شده اند. همان گونه كه اين برش ها نشان مي دهند سرعت جريان برون ريز كه در مركز خليج در جريان است براي هر دو زمان تقريبا يكسان بين - ms است كه البته براي ماه مارس گسترده تر به نظر مي رسد. بعالوه سرعت جريانات ورودي مجاور سواحل ايران در ماه آگوست حدود - ms 0. و تا عمق حدود 0 m مشاهده مي شوند. شكل )-4( برش هاي مقطعي دما شوري و سيگما-تي را در امتداد مسير IJ )در انتهاي تنگه هرمز ورودي درياي عمان( براي دو ماه مارس و آگوست نشان مي دهد. الگوي دمايي در ماه مارس در اين سطح مقطع مانند مسير C است البته دماي سطحي نسبت به مقطع C اندكي افزايش مي يابد )C در مقايسه با 9.5(. C جريان برون ريز خليج فارس در اين سطح مقطع ها به صورت توده آب با شوري بيشتر قابل تشخيص است. در مارس اين جريان به صورت ضخيم تر و با ماكزيمم شوري بيشتر نسبت به آگوست ديده مي شود. تركيب شوري زياد همراه با دماي پايين تر جريان نسبت به آگوست )C 9.5 در مقابل 4 C ( منجر به افزايش چگالي جريان تا حدود 3- kgm مي شود. نكته حائز اهميت تفاوت اليه بندي عمودي چگالي در اين دو زمان از سال است. در ماه مارس يك محيط دواليه در منطقه ديده مي شود. اليه بااليي با چگالي حدود 3- kgm 6 و اليه پايين با چگالي بيش از 3- kgm 8.5 يعني اختالف چگالي حدود 3- kgm.5. در ماه آگوست اليه بندي چگالي به صورت يك محيط سه اليه قابل تشخيص است. اليه سطحي با چگالي كمتر از 3- kgm 3 اليه مياني با چگالي حدود 3- kgm 5.5 و اليه مجاور بستر با چگالي حدود 3- kgm 7. اليه بندي قوي تر چگالي بين جريان برون ريز و آب هاي پيرامون در مارس باعث كمتر شدن اثرات اختالط قائم ناشي از جزر و مد مي شود كه در بخش )4-4( مورد بررسي قرار مي گيرد. 49

150 شكل -4: برش هاي مقطعي ميانگين ماهانه دما شوري و سيگما-تي در امتداد مسير IJ مارس و آگوست. براي ماههاي 50

151 همچنين افزايش شوري سطحي در نيمه سمت چپ برش ها در ماه آگوست ديده مي شود در حاليكه در ماه مارس ناپديد مي شود. علت آن را مي توان نفوذ بيشتر جريانات شور سطحي تر مجاور مرزهاي جنوبي تا درياي عمان دانست كه در ماه مارس بدليل چگالتر بودن جريانات شورتر داخل خليج قبل از رسيدن به تنگه هرمز به مناطق عميق تر نفوذ كرده و بنابراين در اليه هاي سطحي تر ناپديد مي شوند. شكل )-4( برش هاي مقطعي مؤلفه هاي ميانگين ماهانه سرعت را در امتداد مسير IJ براي ماه هاي مارس و آگوست نشان مي دهد. جريان برون ريز خليج فارس در هر دو ماه به صورت جريان جنوب سو و چسبيده به مرز غربي قابل تشخيص است. همان گونه كه از الگوهاي دما شوري و چگالي نيز انتظار مي رفت)جريان ترموهااليني( جريان ماه مارس بدليل چگالي و ضخامت بيشتر و اليه بندي قويتر محيط نسبت به ماه آگوست با بزرگي بيشتري مشاهده مي شود. متوسط سرعت جريان براي مارس حدود - ms 0.5 و براي آگوست حدود - ms 0.3 مشاهده مي شود. همچنين بيشتر بودن دبي جريان ماه مارس در مقايسه با آگوست در برشهاي مقطعي مؤلفه هاي جنوب- شمال قابل تشخيص است )نمودار d شكل )3-4((. همچنين يك جريان ورودي سطحي بر روي جريان برون ريز خليج فارس به صورت مؤلفه شمال سوي سرعت قابل مشاهده است. موقعيت اين جريان تقريبا در قسمت مياني ترنسكت IJ و تا اعماق حدود 50 m براي مارس و حدود 70 m براي آگوست ديده مي شود. بزرگي سرعت جريان مذكور به طور متوسط حدود - ms 0. در هر دو زمان است. البته بزرگي سرعت اين جريان ورودي براي آگوست تا - ms 0. در روي سطح ديده مي شود كه نشان دهنده تقويت جريان ورودي بداخل خليج فارس در آگوست نسبت به مارس است. 5

152 شكل -4: برش هاي مقطعي ميانگين مؤلفه هاي شرقي- غربي و جنوب- شمال ميدان سرعت در امتداد مسير IJ براي ماههاي مارس و آگوست. شكل )3-4( برش هاي مقطعي ميانگين ماهانه دما و شوري را براي ماه هاي مارس و آگوست در امتداد مسير KL نشان مي دهد. همان گونه كه در نقشه توپوگرافي منطقه )شكل )9-3(( مشخص است اين ترانسكت در جائيست كه شيب قاره آغاز شده و در نتيجه عمق به سرعت شروع به افزايش مي كند. در نتيجه جريان برون ريز خليج فارس كه تا قبل از اين بر روي بستر در حركت بود از بستر جدا شده و بر روي شيب شروع به نشست مي كند تا جائيكه در اثر فرآيندهايي مانند اختالط و در هم آميختگي چگالي خود را از دست داده و به عمق شناوري خنثي مي رسد. 5

153 شكل 3-4: برش هاي مقطعي ميانگين ماهانه دما و شوري در امتداد مسير KL آگوست. براي ماههاي مارس و همان گونه كه الگوهاي دما و شوري در ترانسكت KL نشان مي دهد شوري جريان برون ريز در اينجا تقريبا يكسان و حدود 39 psu است. البته در ماه مارس شوري آن تا 39.5 psu نيز مشاهده مي شود. مطلب قابل توجه دماي جريان ماه مارس )حدود 0( C است كه در مقايسه با آبهاي پيراموني كه دماي حدود C دارند سردتر است. در حاليكه در ماه آگوست دماي منبع جريان حدود 4 C است كه در مقايسه با آبهاي پيراموني كه دماي حدود C دارند گرمتر به نظر مي رسد. 53

154 شكل 4-4: برش هاي مقطعي ميانگين ماهانه دما و شوري در امتداد مسير MN آگوست. براي ماههاي مارس و شكل )4-4( برش هاي مقطعي دما شوري را در امتداد مسير MN )در درياي عمان در جائيكه جريان برون ريز خليج فارس به عمق شناوري خنثي مي رسد( را براي دو ماه مارس و آگوست نشان مي دهد. در اين مقطع ها شاخه اصلي جريان برون ريز خليج فارس به صورت جريان چسبيده به ديواره مزر جنوبي ( سمت چپ برشها( با مشخصات فيزيكي جريان شورتر و گرمتر نسبت به آبهاي پيرامون قابل تشخيص است. متوسط عمق تعادلي براي آگوست حدود 00 m و براي مارس حدود 500 m و پايين تر مشاهده مي شود. شوري جريان به تعادل رسيده براي هر دو ماه نسبتا يكسان و برابر 38 psu مشاهده مي شود در حاليكه دماي جريان تعادل يافته در آگوست بدليل نفوذ كمتر به مناطق عميق تر و نيز جريان آب منبع گرمتر نسبت به مارس بيشتر است. اين دما در آگوست برابر حدود 3 C و براي مارس حدود 7 C است. نكته قابل توجه فرارفت قسمتي از جريان برون ريز 54

155 در ماه مارس در عمق تعادلي حدود 50 m با شوري حدود 37 psu و دماي حدود 6 C در درياي عمان است. در اين ماه قبل از اينكه جريان بطور كامل بر روي شيب قاره نشست كند و به مناطق عميقتر برسد بخشهايي از آن در اثر فعاليت پيچكهاي سطحي و پخش افقي جدا شده و در نتيجه اثرات اختالط و درهم آميختگي باعث كاهش شوري و دماي آن نسبت به شاخه اصلي مي شود. اين بخشها نوار نسبتا شورتر و گرمتر مشاهده شده در عمق تعادلي 50 m در ماه مارس را تشكيل مي دهند. همچنين در مارس الگوي شوري حضور يك پيچك مركز شور و گرم را در نيمه سمت راست ترانسكت MN در اعماق بين m را نشان مي دهد كه علت ايجاد اين پيچك كه تنها در فصل زمستان )ماههاي سرد زمانيكه چگالي جريان برون ريز بيشتر است( محتملتر است در ادامه فصل بيشتر مورد بررسي قرار مي گيرد الگوي افقي ميدان پارامترهاي فيزيكي در اين بخش ميدان هاي افقي پارامترهاي فيزيكي در برخي از اعماق مورد بررسي قرار مي گيرند. اين اعماق بر اساس الگوهاي برش هاي مقطعي به گونه اي انتخاب شده اند كه بتوان خصوصيات غالب فيزيكي و ديناميكي منطقه مورد مطالعه را بهتر مورد بررسي قرار داد. شكل هاي )4-4( و )4-4( ميانگين ماهانه ميدانهاي افقي دما و شوري را در عمق 0 m براي ماههاي مارس و آگوست نشان مي دهند. بطور كلي الگوهاي دمايي گرمتر بودن دماي سطحي در آگوست )تا بيش از 30( C را نسبت به مارس )دماي حدود 0( C نشان مي دهد. همچنين الگوي دمايي ماه آگوست نشان دهنده جريان ورودي تا حدودي سردتر بداخل منطقه مدلسازي خصوصا از سمت مرز باز غربي است. اين مطلب كه بيانگر اندكي سردتر بودن آبهاي داخلي تر خليج فارس نسبت به تنگه هرمز و درياي عمان است بايد با اندازه گيري هاي بيشتر مورد سنجش قرار گيرد. توجيه ديگر اين مطلب استفاده از داده هاي متوسط ماهانه اقليمي دما و شوري روي مرزهاي باز در اين تحقيق است. همان گونه كه در فصل قبل بيان شد براي توصيف اين مقادير بر روي شبكه حل عددي از روش هاي درونيابي و برون يابي استفاده شد كه به نظر مي رسد تا حدودي صحت نتايج مدلسازي درر مجاورت مرزهاي باز را تحت تأثير قرار مي دهد. الگوهاي شوري در عمق 0 m نشان مي دهند كه شوري داخل خليج فارس در اين عمق در ماه مارس نسبت به آگوست بيشتر است. همچنين شوري در مجاورت سواحل جنوبي براي هر دو زمان نسبت به نيمه شمالي بيشتر به نظر مي رسد. در مارس اين مقدار تا بيش از 40 psu و در آگوست مقدار آن تا بيش از 39 psu مشاهده مي شود. بعالوه نفوذ آب شور در مجاورت سواحل جنوبي و غربي به درياي عمان در ماه آگوست مشاهده مي شود كه در مارس بدليل نشست سريعتر آب چگال و شور به مناطق عميقتر قبل از رسيدن به تنگه هرمز باعث ناپديد شدن اين جريان در اليه هاي سطحي تر مي شود. 55

156 الگوي گردش غالب در درياي عمان در ماه مارس يك گردش سيكلونيك بين حدود E و 4-5 N با متوسط سرعت - ms 0.4 است. در ماه آگوست تقريبا در همان منطقه بين حدود E و 4-5 N چرخش آنتي سيكلونيك با سرعت متوسط - ms 0.4 مشاهده مي شود. الگوي گردشهاي فصلي درياي عمان و علت تغييرات آنها با فصل در تحقيق حاضر مورد بررسي قرار نمي گيرد. اما بطور خالصه مي توان گفت كه تغيير خصوصيات فيزيكي جريان برون ريز خليج فارس با زمان مي تواند الگوي گردش هاي آب درياي عمان را تحت تأثير قرار دهد. 56

157 شكل 4-4: ميانگين ماهانه ميدانهاي دما و سرعت در عمق 0m براي ماههاي مارس )باال( و آگوست )پايين(. 57

158 شكل 4-4: ميانگين ماهانه ميدانهاي شوري و سرعت در عمق 0m براي ماههاي مارس )باال( و آگوست )پايين(. شكل )4-4( الگوهاي ميانگين ماهانه ميدان هاي دما و شوري را در عمق 80 m در منطقه تنگه هرمز براي ماههاي مارس و آگوست نشان مي دهد. بطور كلي مي توا ن نتيجه گرفت كه در مارس جريان در اين عمق تا حدودي شورتر و دماي آن حدود 5 C كمتر است. بنابراين عامل اصلي تغيرات چگالي جريان برون ريز خليج فارس را مي توان به تغييرات دما نسبت داد. همچنين ماكزيمم سرعت جريان در اين منطقه براي مارس برابر - ms 0.69 و براي آگوست برابر - ms 0.35 مشاهده مي شود. نكته قابل توجه ديگر حركت جريان برون ريز خليج فارس در درياي عمان بصورت يك جريان شورتر و گرمتر موازي مرز ساحلي جنوبي و غربي در درياي عمان در عمق 80 m در ماه آگوست است. در حاليكه در مارس از عرض جغرافيايي 5 N به پايين اثري از جريان برون ريز خليج فارس ديده نمي شود. در تطابق با نقشه توپوگرافي منطقه مشاهده مي شود اين منطقه در جائيست كه شيب قاره آغاز مي شود. بنابراين جريان ماه مارس بدليل داشتن اختالف چگالي قابل توجه با آب هاي پيرامون خود سريعتر روي شيب قاره نشست مي كند و به مناطق عميقتر مي رود و در نتيجه در پايين تر از عرض جغرافيايي 5 N اثري از آن ديده نمي شود. 58

159 همچنين در درياي عمان گردش پادساعتگردي در هر دو زمان ديده مي شود كه در ماه مارس منسجم تر به نظر مي رسد. حضور اين گردش در ماه آگوست جريان برون ريز خليج فارس در اين عمق را تحت تأثير قرار مي دهد و در نتيجه باعث فرارفت آبهاي با مشخصات جريان برون ريز خليج فارس )بيشتر با ويژگي هاي دمايي( تا قسمتهاي مركزي درياي عمان مي شود. شكل 4-4: الگوهاي ميانگين ماهيانه ميدانهاي دما شوري و سرعت در عمق 80 m براي ماه هاي مارس )باال( و آگوست )پايين( براي منطقه تنگه هرمز و ناحيه مجاور آن. همان گونه كه در بخش قبل بيان شد جريان برون ريز خليج فارس در آگوست بدليل چگالي كمتر آب منبع در اعماق باالتري نسبت به مارس به عمق شناوري خنثي مي رسد. شكل )3-4( الگوهاي 59

160 افقي ميدان هاي ميانگين دما و شوري را براي ماه هاي مارس و آگوست در عمق 00 m نشان مي دهد كه مربوط به عمق شناوري خنثي در ماه آگوست مي باشد. در ماه آگوست جريان برو ن ريز خليج فارس در امتداد سواحل غربي و جنوبي تا دماغه رأس الحمراء واقع در 58.5 E و 4 N مشاهده مي شود. همچنين فعاليت پيچكهاي سطحي و نيز اثرات ناپايداريهاي باورتروپيكي باروكلينيكي باعث فرارفت جريان تا قسمتهاي مركزي و شمالي درياي عمان مي شود. شكل 3-4: الگوي ميدان هاي ميانگين دما شوري و سرعت در عمق 00 m در درياي عمان براي ماههاي مارس )باال( و آگوست )پايين(. 60

161 در ماه مارس بطور كلي اثري از شاخه اصلي جريان برون ريز در عمق 00 m ديده نمي شود اگرچه پيچكي كه مركز آن تاحدودي شورتر است و در سطح نيز حضور داشت در اين عمق نيز ديده مي شود. دليل مركز شور بودن اين پيچك را مي توان سيكونيك بودن آن و اثرگذاري آن بر جريان برون ريز خليج فارس دانست به اين ترتيب كه قبل از اينكه جريان برون ريز كامال به مناطق عميقتر نفوذ كند قسمتهايي از آن در اثر حضور اين پيچك فرا رفته مي شود و در نتيجه به صورت اين پيچك مركز شور ديده مي شود. ضريب پخش باالي دما نسبت به شوري )حدود صد برابر( باعث مي شود كه پيچك مذكور خصوصيات دمايي جريان برون ريز را كمتر در خود نشان دهد. شكل )9-4( الگوي ميانگين ميدان هاي افقي دما شوري و سرعت را در عمق 500 m براي ماههاي مارس و آگوست نشان مي دهد. همان گونه كه در برش هاي مقطعي مسير MN نيز ديده مي شود در ماه آگوست بدليل اينكه چگالي منبع جريان برون ريز در خليج فارس به مينيمم مقدار خود مي رسد اثري از اين جريان در درياي عمان در عمق 500 m ديده نمي شود. در حاليكه در ماه مارس بيشينه بودن چگالي منبع جريان باعث نفوذ آن تا مناطق عميقتري در درياي عمان تا اعماق پايين تر از 500 m مي شود. نكته قابل توجه ديگر اين است كه افزايش چگالي جريان در مارس و بطور كلي در ماههاي سرد سال مسير حركت جريان در درياي عمان را نيز تحت تأثير قرار مي دهد. به اين ترتيب كه جريان برون ريز در اين زمان از سال در عمق تعادلي خود حدود 500m در درياي عمان منتشر مي شود تا زمانيكه به دماغه رأس الحمراء نزديك مي شود. از طول جغرافيايي حدود 58 E و عرض جغرافيايي حدود 4. N مشاهده مي شود كه جريان برون ريز از مرز جانبي جدا شده و تقريبا در جهت عمود بر ساحل به مسير خود ادامه مي دهد و در نهايت در انتهاي مسير خود يك پيچك آنتي سيكلونيك تشكيل مي دهد. مراجعه به نقشه توپوگرافي منطقه )شكل )9-3(( نشان مي دهد كه محلي كه جداشدگي جريان برون ريز از مرز جانبي آغاز مي شود در جائيست كه عمق آب بطور ناگهاني شروع به افزايش كرده و در نتيجه جدا شدگي جريان از بستر اتفاق مي افتد. بنابراين مي توان گفت كه حركت جريان برون ريز خليج فارس در زمانيكه بيشترين چگالي را دارد در اعماق تعادلي پايين تر از 500 m بيشتر تحت تأثير توپوگرافي منطقه قرار مي گيرد. در حاليكه در آگوست و بطور كلي ماههايي كه چگالي منبع جريان و در نتيجه عمق تعادلي حركت آن در درياي عمان كمتر است اثر گذاري تغيير ناگهاني توپوگرافي بر روي حركت جريان كمتر است و در نتيجه حركت جريان در امتداد مرزهاي جانبي ادامه مي يابد. با استناد به اصل پايستگي تاوايي پتانسيل براي توجيه جداشدگي جريان عميقتر مي توان نتيجه گرفت كه تغيير ناگهاني توپوگرافي باعث افزايش ناگهاني ضخامت ستون شاره مي شود. اين افزايش ضخامت و بدنبال آن اصل پايستگي تاوايي پتانسيل ايجاب مي كند كه يك چرخه پادساعتگرد )سيكلونيك( در اليه بااليي سيال ايجاد شود و اين بنظر مي رسد همان چرخش سيكلونيكي است كه در اعماق باالتر و حتي در سطح نيز ديده مي شود. البته افزايش 6

162 پهناي جريان در مقايسه با شعاع تغيير شكل راسبي نيز مي تواند علت ديگري براي جدا شدن جريان از مرز ساحلي باشد. به منظور بررسي و شناخت بهتر عوامل مؤثر در شكل گيري پدي ايجاد شده در انتهاي مسير جريان برون ريز شبيه سازي عددي بدون در نظر گرفتن جريانات جزر و مدي نيز انجام شد. نتايج اين اجرا پهنا و شوري بيشتر جريان برون ريز )به علت عدم وجود اختالط ناشي از جزر و مد خصوصا در تنگه هرمز( و نيز مانند قبل جداشدگي جريان از مرز جانبي در نزديكي دماغه رأس الحمراء را نشان داد. اما در ادامه مسير جريان در يك مسير "S" شكل در درياي عمان منتشر شد به اين ترتيب كه ابتدا به سمت شمال و شمال غرب و سپس در نيمه شمالي درياي عمان به سمت شمال شرق و شرق منحرف شد )نمونه شكل ها در فصل پنجم(. با مقايسه نتايج دو حالت اجراي شبيه سازي مي توان نتيجه گرفت كه عامل اصلي ايجاد اين پدي در درياي عمان تناوب حركت جريان برون ريز خليج فارس از تنگه هرمز بداخل درياي عمان مي باشد. به اين ترتيب كه برهمكنش جريانات جزر و مدي با جريان برون ريز خليج فارس در تنگه هرمز باعث تغيير در دبي جريان برون ريز و حتي در برخي از مواقع متوقف شدن اين جريان مي شود كه اين مكانيزم مي تواند عامل اصلي ايجاد پدي اصلي در مركز درياي عمان باشد. در بخش تغييرات 4-4 كوتاه مدت دبي جريان برون ريز بداخل درياي عمان با جزئيات بيشتر مورد بررسي قرار مي گيرد. - Peddy (Persian Gulf Eddy) 6

163 شكل 9-4: الگوي ميدان هاي ميانگين دما شوري و سرعت در عمق 500 m در درياي عمان براي ماههاي مارس و آگوست اثرات جزر ومد بر جريان برون ريز خليج فارس به منظور شناخت بهتر چگونگي اثرگذاري جزر و مد بر جريان برون ريز خليج فارس تغييرات كوتاه مدت دبي جريان برون ريز در سطح مقطع IJ )ورودي درياي عمان( در اين بخش مورد بررسي قرار مي گيرد. شكل )8-4( سري هاي زماني دبي جريان برون ريز در سطح مقطع IJ را در طي ماههاي مارس و آگوست )ماه هاي مربوط به مقادير ماكزيمم و ميمنيمم چگالي جريان( نشان مي دهد. الزم به ذكر است براي پوشش دادن اثرات جزر و مد نتايج مدل در بازه هاي نيمروزانه استخراج و رسم شده اند. همچنين نحوه محاسبه دبي جريان بر اساس فرضيات بخش 4-4 مي باشد. طي ماه مارس تغييرات دبي جريان برون ريز در اين سطح مقطع بين Sv مشاهده مي شود. اين نوسان در ميزان دبي جريان به برهمكنش جريان برون ريز از طريق تگه هرمز با جريانات جزر و مدي حاكم در منطقه مرتبط است. بيشترين و كمترين مقادير دبي جريان برون ريز در طي يك ماه در زمانهاي وقوع كهكشند و مهكشند ديده مي شود هرچند نوسان ميزان دبي جريان در دوره هاي جزر و مدي روزانه نيز مشهود است. مقادير دبي جريان برون ريز در ماه آگوست نيز نوسانات مرتبط با جزر و مد در زمان هاي وقوع مهكشند و كهكشند و نيز جزر و مد روزانه را نشان مي دهد. مقادير ماكزيمم و مينيمم دبي جريان برون ريز در اين ماه بين 0.5- Sv بدست مي آيد. عالمت منفي نشان مي دهد در طي آگوست كه جريان برون ريز كمترين چگالي را دارد در زمانهايي متوقف و حتي جهت حركت آن بداخل خليج فارس تغيير مي كند. اين در حاليست كه در طي مارس حركت جريان برو ن ريز بداخل درياي عمان 63

164 Volume flu (Sv) بطور پيوسته ادامه دارد هرچند كه در اثر برهمكنش با جزر و مد كمترين مقادير آن به حدود 0.3 Sv مي رسد Marc Aug ays شكل 8-4: سري هاي زماني دبي جريان برون ريز خليج فارس در سطح مقطع IJ براي ماههاي مارس و آگوست. داده ها در بازه هاي نيمروزه رسم شده اند. اين تفاوت در دبي جريان برو ريز خليج فارس بين دو ماه مارس و آگوست را مي توان به شدت اليه بندي چگالي دارد. در محيط وابسته دانست. همان گونه كه شكل )-4( نشان مي دهد اليه بندي عمودي چگالي در محيط طي ماه مارس نسبت به ماه آگوست بسيار قوي تر است. بنابراين مي توان گفت كه اثرات اختالط ناشي از جزر و مد طي ماه مارس نمي تواند به طور كامل بر اليه بندي شديد چگالي در منطقه غلبه كند و از اين رو حركت جريان برون ريز خليج فارس بداخل درياي عمان همواره تداوم در حاليكه در ماه آگوست اثرات اختالط قائم ناشي از جزر و مد در زمانهايي بر اثرات اليه بندي ضعيف چگالي ستون آب غلبه كرده و در نتيجه باعث متوقف شدن حركت جريان برون ريز خليج فارس بداخل درياي عمان مي شود. براي نمايش بهتر اين مطلب شكل )5-4( الگوهاي افقي ميدان چگالي و سرعت را در عمق 70 m مارس و آگوست نشان مي دهد. در زمانهاي وقوع مازيمم و مينيمم دبي جريان براي ماههاي - Vertical ensity stratification 64

165 شكل 5-4: الگوهاي افقي ميدان هاي سيگما-تي و سرعت در زمان هاي وقوع بيشترين و كمترين مقادير دبي جريان برو ن ريز در عمق 70 m براي ماههاي مارس )باال( و آگوست )پايين(. 65

166 فصل پنجم: بحث و نتيجه گيري - بحث و نتيجه گيري 66

167 * اندازه گيري هاي ميداني انجام شده در تنگه هرمز و درياي عمان حضور جريان ترموهااليني گرم و شور در بستر خليج فارس و حركت آن در درياي عمان در مجاورت سواحل غربي و جنوبي را تأييد مي كنند. هنگاميكه جريان از روي بستر كم عمق خليج فارس وارد درياي عمان مي شود از بستر جدا شده و روي شيب قاره به مناطق عميق تر نفوذ مي كند تا به عمق شناوري خنثي برسد. در اين مرحله فرارفت افقي جريان به صورت جريان شور تر و گرمتر نسبت به آب هاي پيرامون مشاهده مي گردد. * مقايسه نتايج حاصل از شبيه سازي عددي جريان برون ريز با استفاده از مدل از يك مدل مختصات سيگما و استفاده از طرحواره تالطم درون شبكه ملور- يامادا )مدل )POM با ضريب ويسكوزيته زمينه - s 0 5- m و اندازه گيري هاي ميداني بيانگر توافق نسبتا خوب در شبيه سازي اليه مرزي بستر مسير انتشار جريان برون ريز و عمق رسيدن به حالت تعادل جريان است. * نتايج مدلسازي عددي نشان مي دهد كه تغيير در چگالي جريان برون ريز خليج فارس مسير و عمق انتشار اين جريان در درياي عمان را تحت تأثير قرار مي دهد. همچنين مي توان گفت شوري ميانگين جريان برون ريز خليج فارس در طول سال نسبتا ثابت است در حاليكه تغيير پذيري فصلي در دماي آن مشاهده مي شود. بنابراين چگالي ميانگين جريان در اواخر زمستان )ماه مارس( به بيشترين و در اواسط تابستان )ماه آگوست( به كمترين مقدار خود مي رسد. * سري زماني دبي جريان برون ريز خليج فارس تبعيت آن را از چگالي جريان به خوبي نشان مي دهد. بدين معني كه دبي جريان در زمان هايي كه چگالي منبع جريان افزايش مي يابد افزايش و بطور عكس در زمان هاي كاهش چگالي كاهش مي يابد. * جريان برون ريز خليج فارس در كل سال تقريبا تا رسيدن به دماغه رأس الحمرا مسير مشابهي را طي مي كند. البته در زماني كه چگالي جريان آب منبع آن افزايش مي يابد جريان برون ريز براي رسيدن به عمق تعادلي )شناوري خنثي( تا مناطق عميقتري نفوذ مي كند. براي نمونه عمق شناوري خنثي براي ماه آگوست حدود 50 m و براي ماه مارس حدود 500 m مشاهده مي شود. همچنين بيشتر بودن دبي جريان ماه مارس باعث افزايش پهناي آن در مقايسه با آگوست مي شود. در ماه مارس حركت جريان تعادل يافته در مناطق عميقتر و نيز پهناي بيشتر آن در مقايسه با آگوست باعث مي شود هنگاميكه جريان برون ريز به دماغه رأس الحمرا مي رسد بيشتر تحت تأثير شيب شديد توپوگرافي در اين منطقه قرار گيرد. افزايش ناگهاني عمق باعث افزايش ضخامت جريان و در نتيجه فشردگي اليه هاي بااليي و زيرين جريان مي شود. از اين رو اصل بقاي 67

168 تاوايي پتانسيل ايجاب مي كند كه يك چرخه آنتي سيكلونيك در پايين دست جريان ايجاد گردد. )جانكالووس 888(. ولي در ماه آگوست بدليل حركت جريان در عمق تعادلي كمتر )m 50( جريان برون ريز كمتر تحت تأثير شيب شديد توپوگرافي قرار گرفته و در نتيجه به حركت خود در مجاورت سواحل جنوبي درياي عمان ادامه مي دهد. سنجيو و همكاران )889( بر اساس مشاهدات ميداني در درياي عمان در ژانويه 884 حضور پيچكي با مشخصات دما و شوري جريان برون ريز خليج فارس )پدي( در درياي عمان را در عمق تعادلي بين m مشخص نمودند. شكل )-4( مكان ايستگاههاي اندازه گيري در اين گشت را در درياي عمان نشان مي دهد. همچنين شكل )-4( برش هاي مقطعي دما و شوري در امتداد محور نشان داده شده در شكل )-4( و برخي پروفايلهاي شوري براي در ايستگاههاي واقع در مركز و اطراف پيچك مذكور را نشان مي دهد. آنها همچنين به ساختار تناوبي حركت جريان برون ريز خليج فارس بداخل درياي عمان اشاره كردند و شكل گيري پيچك مذكور را به تناوب حركت جريان بداخل درياي عمان وابسته دانستند. شكل -4: مكانهاي اندازه گيري در گشت دريايي ژانويه 884 )سنجيو و همكاران 889(. 68

169 شكل -4: برش هاي مقطعي دما )چپ( و شوري )راست( در امتداد ايستگاه هاي نشان داده شده شكل )4- ( و پروفايلهاي نمونه اي از شوري در مركز و اطراف پدي. در تحقيق حاضر به منظور شناخت بهتر شكل گيري پدي مذكور شبيه سازي عددي بدون در نظر گرفتن جريانات جزر و مدي انجام شد. نتايج اين شبيه سازي نشان داد در اين حالت نيز جريان مانند حالت قبل در نزديكي دماغه رأس الحمرا از ديواره ساحلي جدا شده و در جهت عمود بر ساحل در يك مسير "S" شكل به حركت خود در درياي عمان ادامه مي دهد. براي نمونه شكل 3-4 ميدان هاي دما و شوري در عمق 500 m را در زمانيكه جزر و مد در شبيه سازي در نظر گرفته نشده است نشان مي دهد. بنابراين بطور خالصه مي توان گفت كه يكي و شايد مهمترين علت شكل گيري پدي )پدي ها( در درياي عمان برهمكنش جريان برون ريز خليج فارس با جريانات جزر و مدي در تنگه هرمز است. البته اثرات توپوگرافي و هندسه پيچيده منطقه و نيز ناپايداري هاي باروتروپيك- باروكلينيك نيز مي توانند از عوامل ديگر تأثير گذار بر شكل گيري پدي هاي در يا عمان باشند. 69

170 شكل 3-4: ميدان هاي افقي دما )چپ( و شوري )راست( در عمق 500 m در حالت اجراي مدل بدون اعمال واداشت هاي جزر و مد براي ماه فوريه. * پائوس و همكاران الگوي گردش آب و خصوصيات جريان برون ريز خليج فارس در درياي عمان را بر اساس اندازه گيري هاي ميداني گشت GOGP99 در نوامبر سال 554 را بررسي و مطالعه نمودند. براي مثال عمق تعادلي جريان برون ريز در نوامبر حدود 50 m پيشنهاد شده است كه با نتايج مدلسازي در اين تحقيق همخواني خوبي دارد. بطور كلي اندازه گيري هاي ميداني در درياي عمان به صورت محدود و تنها در زمان هاي خاصي از سال موجود است. بر اساس اين تحقيقات عمق تعادلي جريان برون ريز خليج فارس در درياي عمان بين m ارائه شده است. * با مقايسه يافته هاي سنجيو و همكاران )889( و پائوس و همكاران )554( در مورد عمق تعادلي جريان برون ريز در درياي عمان مشاهده مي شود كه با گذر از پاييز به زمستان و در نتيجه افزايش چگالي آب منبع جريان برون ريز عمق تعادلي جريان نيز افزايش يافته است كه با يافته هاي تحقيق حاضر همخواني دارد. از اين رو انتظار مي رود با كاهش دماي آب منبع جريان در اثر سرمايش زمستان در زماني كه چگالي آب منبع جريان به بيشينه مقدار خود مي رسد )اواخر زمستان( بيشترين نفوذ جريان به مناطق عميق تر درياي عمان مشاهده شود )حدود 500 m در مارس(. هرچند براي تأييد اين مطلب اندازه گيري هاي جامع ميداني در مناطقي كه حضور جريان برون ريز پيش بيني مي شود ضروري به نظر مي رسد. * استرن )895( با مطالعه الگوي جريانات گرانشي موازي ساحل نشان داد هنگاميكه پهناي باالدست جريان از يك مقدار بحراني )0.4 برابر شعاع تغيير شكل راسبي( كمتر باشد جريان به حركت خود در امتداد ساحل ادامه مي دهد. در حاليكه اگر پهناي جريان از اين مقدار بيشتر باشد 70