Многоцикловое и истирающее воздействия дрейфующего ледяного покрова на морские гидротехнические сооружения (Описание ледового режима морских акваторий), страница 2

,                                             (1.123)

Используется месячная средняя величина плотности атмосферы, r_а. Диапазон изменения величины плотности атмосферы изменяется от 1.29 кг/м³ летом до 1.47 кг/м³ зимой. Коэффициент торосистости С_а находится через десятиметровый коэффициент торошения С₁₀, поскольку отношение скорости ветра на высоте 10 м над уровнем моря и геострофической скорости ветра почти постоянна. Оператор В_а показывает угол вращения против часовой стрелки между геострофическим ветром и поверхностной нагрузкой. Угол вращения, используемый в модели - 24⁰[ ].

Давление воды вычисляется по формуле

,                                            (1.124)

где  - есть отношение между скоростью льда V и скоростью геострофического и океанического течения Vg. В модели использован коэффициент торошения Сw=0.0055 и угол вращения Экмана в переменном операторе В=23⁰ (против часовой стрелки).

Искажение морской поверхности к океаническому геострофическому ветру определяется следующим образом:

,                                            (1.125)

Искажение морской поверхности и сила Кориолиса, таким образом, может быть определена объединением и приравниванием баланса сил и записывается как

,                                       (1.126)

Это уравнение решается для относительной скорости дрейфа G в зависимости от локального геострофического ветра.

Модель полной ледовой динамики.

При большой толщине льда, где водное пространство между льдинами небольшое, плавающие льдины находятся во взаимодействии, баланс сил свободного дрейфа не долго поддерживается в равновесии. Зная, действие нагрузки на лед добавляют к уравнению (1.121) отклонение нагрузки на лед и получают:

,                               (1.127)

где s - внутренняя нагрузка во льду (s в действительности сила, действующая через толщу льда). Изменению нагрузки на лед может способствовать увеличение сети локальных сил благодаря силе тяжести, приложенной где-либо на поверхности льда. Выравнивание очертания поверхности должно производиться лучше, чем при помощи баланса локальных сил, который описывает свободный дрейф.

В модели полной ледовой динамики ледовая нагрузка связана с деформациями льда заданным упруго-пластичным закон. Так как решение модели принято для поверхности порядка десятков километров, то предполагается, что свойства ледовой поверхности являются одинаковыми для многих плавающих льдин. Когда нагрузка приложена внутри этой поверхности, то она считается упругой.

Прочность льда Р* вычисляется через распределение толщин льда [ ]. Разрешается изменить распределение толщины льда, т.к. ледовая поверхность деформируется или термально увеличивается. Распределение толщины регулируется уравнением баланса массы [ ] и функцией перераспределения, которая зависит от количества открытых мест, обломков и нагромождений льда.

Движение льда определяется с использованием ограниченного числа схем. Входы для модели полной ледовой динамики включают такие же данные о ветре и течении, необходимые для модели свободного дрейфа. В результате моделирования ледовая нагрузка, распределение толщины льда и его термальное увеличение, а также граничные условия.

Модели свободного дрейфа и полная ледовая динамика были проверены по наблюдениям движения льда, полученных с постов наблюдений и информационных буев AIDJEX, расположенных в море Бофорта между апрелем 1975 года и маем 1976 года. В результате наблюдений за движением льда в море Бофорта и сравнения движения льда по двум моделям, в которых предполагалось, что лед перемещается под действием ветра, течения, наклона морской поверхности и ускорения Кориолиса.

Одна модель - модель свободного дрейфа, основанная на равнодействующей силе этих четырех составляющих. Другая модель - модель полной динамики движения льда, кроме этого учитывает еще и отклонения ледовой нагрузки, которые могут быть существенными при тяжелых ледовых условиях.