stres wiatru - Wind stress

W fizycznych oceanography i dynamiki płynu The stres wiatrowej jest naprężenie ścinające wywierane przez wiatr na powierzchni wielkich akwenów - jak oceany , morza , ujść i jezior . Naprężenie to wielkość opisująca wielkość siły powodującej deformację obiektu. Dlatego naprężenie definiuje się jako siłę na jednostkę powierzchni, a jego jednostką SI jest Pascal . Kiedy siła deformująca działa równolegle do powierzchni obiektu, siła ta nazywana jest siłą ścinającą, a wywołane przez nią naprężenie nazywane jest naprężeniem ścinającym . Kiedy wiatr wieje nad powierzchnią wody, wiatr wywiera siłę wiatru na powierzchnię wody. Naprężenie wiatru jest składową tej siły wiatru, która jest równoległa do powierzchni na jednostkę powierzchni. Również naprężenie wiatru można opisać jako strumień poziomego pędu wywieranego przez wiatr na powierzchnię wody. Naprężenie wiatru powoduje deformację akwenu, przez co powstają fale wiatru . Ponadto naprężenie wiatru napędza prądy oceaniczne i dlatego jest ważnym czynnikiem napędzającym cyrkulację oceaniczną na dużą skalę. Na naprężenie wiatru ma wpływ prędkość wiatru , kształt fal wiatrowych oraz rozwarstwienie atmosferyczne . Jest jednym ze składników interakcji powietrze-morze, obok ciśnienia atmosferycznego na powierzchni wody oraz wymiany energii i masy między wodą a atmosferą .

Dynamika

Rysunek 1.1 Szkic oceanu w spoczynku z wiatrem strefowym wiejącym nad powierzchnią oceanu.

Rysunek 1.2 Szkic oceanu, który wciąż jest w spoczynku, ale teraz jest również przedstawiony wektor strefowego naprężenia powierzchni wywołanego wiatrem.

Rysunek 1.3 Szkic oceanu na półkuli północnej, gdzie fale wiatru i powierzchniowy prąd Ekmana zostały wygenerowane w wyniku ścinania strefowego naprężenia wiatru. Na półkuli północnej prąd powierzchniowy Ekmana jest skierowany pod kątem 45° na prawo od wektora wiatru.

Rysunek 1.4 Szkic warstwy granicznej oceanu na półkuli północnej, gdzie strefowe naprężenie wiatru generuje powierzchniowy prąd Ekmana i inne głębiej położone prądy Ekmana, które są skierowane w prawo. Na dnie warstwy granicznej oceanu przedstawiona jest spirala Ekmana. Przedstawiono również transport netto Ekman, który jest skierowany pod kątem 90° na prawo od wektora naprężeń wiatru.

Wiatr wiejący nad oceanem w stanie spoczynku najpierw generuje fale wiatru na małą skalę, które pobierają energię i pęd z pola fal. W rezultacie strumień pędu (szybkość przenoszenia pędu na jednostkę powierzchni i jednostkę czasu) generuje prąd. Te prądy powierzchniowe są w stanie przenosić energię (np. ciepło ) i masę (np. wodę lub składniki odżywcze ) na całym świecie. Różne opisane tutaj procesy są przedstawione na szkicach przedstawionych na rysunkach 1.1 do 1.4. Interakcje między wiatrem, falami wiatrowymi i prądami są istotną częścią światowej dynamiki oceanów . Ostatecznie fale wiatrowe wpływają również na pole wiatru, prowadząc do złożonej interakcji między wiatrem a wodą, której trwają badania nad prawidłowym opisem teoretycznym. Skala Beauforta określa ilościowo zależność między prędkością wiatru a różnymi stanami morza . Tylko górna warstwa oceanu, zwana warstwą mieszaną , jest poruszana przez napór wiatru. Ta górna warstwa oceanu ma głębokość rzędu 10m.

Wiatr wiejący równolegle do powierzchni wody deformuje tę powierzchnię w wyniku działania ścinającego spowodowanego szybkim wiatrem wiejącym nad stojącą wodą. Wiatr wiejący nad powierzchnią wywiera na powierzchnię siłę ścinającą. Naprężenie wiatru jest składową tej siły, która działa równolegle do powierzchni na jednostkę powierzchni. Ta siła wiatru wywierana na powierzchnię wody w wyniku naprężenia ścinającego dana jest wzorem:

${\ Displaystyle F_ {x} = {\ Frac {1} {\ rho}} {\ Frac {\ częściowy \ tau _ {x}} {\ częściowy Z}}}$

${\ Displaystyle F_ {y} = {\ Frac {1} {\ rho}} {\ Frac {\ częściowy \ tau _ {y}} {\ częściowy Z}}.}$

Tutaj F reprezentuje siłę ścinającą, reprezentuje gęstość powietrza i reprezentuje naprężenie ścinające wiatrem. Co więcej, x odpowiada kierunkowi strefowemu, a y odpowiada kierunkowi południkowemu . Pionowe pochodne składowych naprężeń wiatru nazywane są również lepkością wirów pionowych . Równanie opisuje, w jaki sposób siła wywierana na powierzchnię wody maleje dla gęstszej atmosfery, a dokładniej gęstszej atmosferycznej warstwy granicznej (jest to warstwa płynu, w której odczuwalny jest wpływ tarcia). Z drugiej strony siła wywierana na powierzchnię wody wzrasta wraz ze wzrostem lepkości wirów pionowych. Naprężenie wiatru można również opisać jako przenoszenie pędu i energii w dół z powietrza do wody. ${\ Displaystyle \ rho}$${\ Displaystyle \ tau}$

Wielkość naprężenia wiatru ( ) jest często parametryzowana w funkcji prędkości wiatru na określonej wysokości nad powierzchnią ( ) w postaci ${\ Displaystyle \ tau}$${\ Displaystyle U_ {h}}$

${\ Displaystyle \ tau _ {\ tekst {wiatr}} = \ rho _ {\ tekst {powietrze}} C_ {D} U_ {h} ^ {2}.}$

Tutaj jest gęstością powietrza do powierzchni i C, _D jest bezwymiarowym wiatru współczynnik oporu powietrza , który jest funkcją repozytorium dla wszystkich pozostałych zależności. Często używaną wartością współczynnika oporu jest . Ponieważ wymiana energii, pędu i wilgoci jest często parametryzowana za pomocą ogólnych wzorów atmosferycznych, powyższe równanie jest półempirycznym wzorem objętościowym na naprężenie wiatru powierzchniowego. Wysokość, na której prędkość wiatru jest określana we wzorach na opór wiatru, wynosi zwykle 10 metrów nad powierzchnią wody. Wzór na naprężenie wiatrem wyjaśnia, w jaki sposób naprężenie wzrasta w przypadku gęstszej atmosfery i wyższych prędkości wiatru. ${\ Displaystyle \ rho _ {\ tekst {powietrze}}}$${\ Displaystyle C_ {D} = 0,0015}$

Gdy siły naprężenia wiatru podane powyżej są w równowadze z siłą Coriolisa , można to zapisać jako:

${\ Displaystyle -fv = {\ Frac {1} {\ rho}} {\ Frac {\ częściowy \ tau _ {x}} {\ częściowy z}}}$

${\ Displaystyle fu = {\ Frac {1} {\ rho}} {\ Frac {\ częściowy \ tau _ {y}} {\ częściowy z}}}$

gdzie f jest parametrem Coriolisa , u i v są odpowiednio prądami strefowymi i południkowymi , a i są odpowiednio strefowymi i południkowymi siłami Coriolisa . Ta równowaga sił jest znana jako równowaga Ekmana. Niektóre ważne założenia leżące u podstaw równowagi Ekmana to brak granic, nieskończenie głęboka warstwa wody, stała lepkość wirów pionowych, warunki barotropowe bez przepływu geostroficznego i stały parametr Coriolisa. Prądy oceaniczne generowane przez tę równowagę nazywane są prądami Ekmana. Na półkuli północnej prądy Ekmana na powierzchni są skierowane pod kątem ° na prawo od kierunku naprężenia wiatru, a na półkuli południowej są kierowane pod tym samym kątem na lewo od kierunku naprężenia wiatru. Kierunki przepływu prądów głębiej położonych są odchylone jeszcze bardziej w prawo na półkuli północnej i w lewo na półkuli południowej. Zjawisko to nazywa się spiralą Ekmana . ${\displaystyle -fv}$${\displaystyle fu}$${\ Displaystyle 45}$

Transportu Ekman mogą być uzyskane z pionowo integracji równowagi Ekman, podając:

${\ Displaystyle U_ {E} = {\ Frac {\ tau _ {y}} {f \ rho D}}}$

${\ Displaystyle V_ {E} = - {\ Frac {\ tau _ {x}} {f \ rho D}}}$

gdzie D jest głębokością warstwy Ekmana . Transport Ekmana o uśrednionej głębokości jest kierowany prostopadle do naprężenia wiatru i ponownie skierowany na prawo od kierunku naprężenia wiatru na półkuli północnej i na lewo od kierunku naprężenia wiatru na półkuli południowej. W związku z tym wiatry przybrzeżne generują transport w kierunku wybrzeża lub z dala od niego. Dla małych wartości D , woda może powracać z lub do głębszych warstw wody, powodując w górę lub w dół Ekman . Upwelling spowodowany transportem Ekmana może również wystąpić na równiku ze względu na zmianę znaku parametru Coriolisa na półkuli północnej i południowej oraz stabilne wiatry wschodnie wiejące na północ i południe od równika.

Ze względu na silną zmienność czasową wiatru, wiatr wymuszający na powierzchni oceanu jest również bardzo zmienny. Jest to jedna z przyczyn wewnętrznej zmienności przepływów oceanicznych, ponieważ te zmiany wymuszeń wiatru powodują zmiany pola falowego i generowane w ten sposób prądy. Zmienność przepływów oceanicznych występuje również dlatego, że zmiany wymuszeń wiatru są zaburzeniami średniego przepływu oceanicznego, co prowadzi do niestabilności . Dobrze znanym zjawiskiem, które jest spowodowane zmianami w naprężeniu wiatru powierzchniowego nad tropikalnym Pacyfikiem, jest oscylacja południowa El Niño (ENSO).

Globalne wzorce naprężeń wiatru

Rys. 2.1 Klimatologia w latach 1990-2020 średniego rocznego strefowego naprężenia wiatru [N/m ]. Wartości dodatnie oznaczają, że napór wiatru jest skierowany na wschód.${\ Displaystyle ^ {2}}$

Rysunek 2.2 Klimatologia w latach 1990-2020 średniego rocznego południkowego naprężenia wiatru [N/m ]. Wartości dodatnie oznaczają, że naprężenie wiatru jest skierowane na północ${\ Displaystyle ^ {2}}$

Rysunek 2.3 Animacja klimatologii w latach 1990-2020 średniego miesięcznego strefowego naprężenia wiatrem [N/m ]. Wartości dodatnie oznaczają, że naprężenie wiatru jest skierowane na wschód${\ Displaystyle ^ {2}}$

Rysunek 2.4 Animacja klimatologii w latach 1990-2020 średniego miesięcznego południkowego naprężenia wiatru [N/m ]. Wartości dodatnie oznaczają, że naprężenie wiatru jest skierowane na północ${\ Displaystyle ^ {2}}$

Globalny roczny średni stres wiatrowy wymusza globalną cyrkulację oceaniczną. Typowe wartości naprężenia wiatrem wynoszą około 0,1 Pa, a na ogół strefowe naprężenie wiatrem jest silniejsze niż południkowe naprężenie wiatrem, jak widać na rysunkach 2.1 i 2.2. Można również zauważyć, że największe wartości naprężeń wiatrowych występują na Oceanie Południowym dla kierunku strefowego o wartościach około 0,3Pa. Rysunki 2.3 i 2.4 pokazują, że miesięczne zmiany we wzorcach naprężeń wiatru są tylko niewielkie, a ogólne wzorce pozostają takie same przez cały rok. Można zauważyć, że istnieją silne wiatry wschodnie (tj wieje w kierunku Zachodu), zwany easterlies lub pasaty w pobliżu równika, bardzo silne wiatry zachodnie w midlatitudes (między ± 30 ° ± 60 °), zwany westerlies i słabsze wschodnim wiatry na szerokościach polarnych. Ponadto, w dużej skali rocznej, pole naprężeń wiatrowych jest dość jednorodne strefowo. Ważnymi wzorcami naprężeń wiatru południkowego są prądy północne (południowe) na wschodnich (zachodnich) wybrzeżach kontynentów na półkuli północnej i na zachodnim (wschodnim) wybrzeżu na półkuli południowej, ponieważ generują one upwelling wybrzeża, który powoduje aktywność biologiczną. Przykłady takich wzorców można zaobserwować na rysunku 2.2 na wschodnim wybrzeżu Ameryki Północnej i na zachodnim wybrzeżu Ameryki Południowej.

Cyrkulacja oceaniczna na dużą skalę

Naprężenie wiatru w jednym z czynników wpływających na wielkoskalową cyrkulację oceaniczną, inne czynniki to siła grawitacyjna wywierana przez Księżyc i Słońce, różnice w ciśnieniu atmosferycznym na poziomie morza i konwekcji wynikające z chłodzenia i parowania atmosfery . Jednak wkład naprężenia wiatru w wymuszanie ogólnej cyrkulacji oceanicznej jest największy. Wody oceaniczne reagują na naprężenia wiatrowe ze względu na swoją niską odporność na ścinanie i względną konsystencję, z jaką wiatry wieją nad oceanem. Kombinacja wiatrów wschodnich w pobliżu równika i wiatrów zachodnich na średnich szerokościach geograficznych powoduje znaczne cyrkulacje na północnym i południowym Oceanie Atlantyckim, północnym i południowym Oceanie Spokojnym oraz na Oceanie Indyjskim z prądami zachodnimi w pobliżu równika i prądami wschodnimi na średnich szerokościach geograficznych. Powoduje to charakterystyczne przepływy wirowe na Atlantyku i Pacyfiku składające się z wiru subpolarnego i subtropikalnego. Silne kierunki zachodnie w Oceanie Południowym napędzają Antarktyczny Prąd Okołobiegunowy, który jest dominującym prądem na półkuli południowej, którego porównywalny prąd nie występuje na półkuli północnej.

Równania opisujące wielkoskalową dynamikę oceanów zostały sformułowane przez Haralda Sverdrupa i stały się znane jako dynamika Sverdrupa. Ważna jest równowaga Sverdrup, która opisuje związek między naprężeniem wiatru a pionowo zintegrowanym południkowym transportem wody. Inny znaczący wkład w opis wielkoskalowej cyrkulacji oceanicznej wniósł Henry Stommel, który sformułował pierwszą poprawną teorię Prądu Zatokowego i teorie cyrkulacji głębinowej. Na długo przed sformułowaniem tych teorii marynarze zdawali sobie sprawę z głównych powierzchniowych prądów oceanicznych. Na przykład Benjamin Franklin opublikował już mapę Prądu Zatokowego w 1770 roku, a europejskie odkrycie Prądu Zatokowego datuje się na wyprawę Juana Ponce de León z 1512 roku . Oprócz takich pomiarów hydrograficznych istnieją dwie metody bezpośredniego pomiaru prądów oceanicznych. Po pierwsze, prędkość Eulera można zmierzyć za pomocą miernika prądu wzdłuż liny w słupie wody . Po drugie, można użyć dryfera, który jest obiektem poruszającym się z prądami, których prędkość można zmierzyć.

Upwelling napędzany wiatrem

Upwelling napędzany wiatrem przenosi składniki odżywcze z wód głębokich na powierzchnię, co prowadzi do produktywności biologicznej. Dlatego stres wiatru wpływa na aktywność biologiczną na całym świecie. Dwie ważne formy upwellingu napędzanego wiatrem to upwelling przybrzeżny i upwelling równikowy .

Upwelling przybrzeżny występuje, gdy napór wiatru jest skierowany w stronę wybrzeża po lewej (prawej) półkuli północnej (południowej). Jeśli tak, transport Ekmana jest kierowany z dala od wybrzeża, zmuszając wody od dołu do poruszania się w górę. Dobrze znane obszary przybrzeżne są upwelling Prąd Kanaryjski The Prąd Benguelski The Prąd Kalifornijski The Humboldt Obecny , a Prąd Somalijski . Wszystkie te prądy wspierają główne łowiska ze względu na zwiększoną aktywność biologiczną.

Upwelling równikowy występuje z powodu pasatów wiejących w kierunku zachodnim zarówno na półkuli północnej, jak i południowej. Jednak transport Ekmana, który jest związany z tymi pasatami, jest skierowany pod kątem 90 ° na prawo od wiatrów na półkuli północnej i 90 ° na lewo od wiatrów na półkuli południowej. W rezultacie na północ od równika woda jest transportowana z równika, a na południe od równika woda jest transportowana z dala od równika. Ta pozioma rozbieżność masy musi zostać skompensowana i stąd występuje upwelling.

Fale wiatru

Fale wiatrowe to fale na powierzchni wody, które powstają w wyniku działania ścinającego naprężenia wiatru na powierzchnię wody i celu grawitacji, która działa jako siła przywracająca , aby przywrócić powierzchnię wody do położenia równowagi. Fale wiatru w oceanie są również znane jako fale powierzchniowe oceanu. Fale wiatru oddziałują zarówno z powietrzem, jak i przepływami wody nad i pod falami. Dlatego charakterystyka fal wiatrowych jest determinowana przez procesy sprzężenia między warstwami granicznymi zarówno atmosfery, jak i oceanu. Fale wiatru również odgrywają ważną rolę w procesach interakcji między oceanem a atmosferą. Fale wiatru w oceanie mogą przebyć tysiące kilometrów. Swell składa się z fal wiatru, na które nie ma wpływu lokalny wiatr i które zostały wygenerowane gdzie indziej. Właściwy opis mechanizmów fizycznych, które powodują wzrost fal wiatrowych i zgodny z obserwacjami, nie został jeszcze ukończony. Warunkiem koniecznym wzrostu fal wiatrowych jest minimalna prędkość wiatru 0,05 m/s.

Wyrażenia na współczynnik oporu

Współczynnik oporu jest wielkością bezwymiarową, która pozwala na ilościowe oznaczanie odporności na powierzchni wody. Ze względu na fakt, że współczynnik oporu powietrza zależy od przeszłości wiatru, współczynnik oporu wyraża się w różny sposób dla różnych skal czasowych i przestrzennych. Ogólne wyrażenie na współczynnik oporu jeszcze nie istnieje, a jego wartość jest nieznana w niestabilnych i nieidealnych warunkach. Ogólnie rzecz biorąc, współczynnik oporu zwiększa się wraz ze wzrostem prędkości wiatru i jest większy na płytszych wodach. Geostroficzny współczynnik oporu jest wyrażony jako:

${\ Displaystyle C_ {g} = {\ Frac {\ tau} {U_ {g} ^ {2}}}}$

gdzie jest wiatr geostroficzny podany przez: ${\ Displaystyle U_ {g}}$

${\ Displaystyle U_ {g} = {\ Frac {1} {\ rho f}} {\ Frac {\ częściowy p} {\ częściowy r}}.}$

W globalnych modelach klimatycznych często stosuje się współczynnik oporu odpowiedni dla skali przestrzennej 1° na 1° oraz miesięczną skalę czasową. W takiej perspektywie czasowej wiatr może ulegać silnym wahaniom. Średnie miesięczne naprężenie ścinające można wyrazić jako:

${\ Displaystyle <\ tau > = \ rho < C_ {D} >< U> ^ {2} \ lewo (1 + {\ Frac {< U' ^ {2}>} {< U> ^ {2}} }\Prawidłowy),}$

gdzie to gęstość, to współczynnik oporu, to miesięczny średni wiatr, a U' to fluktuacja od średniej miesięcznej. ${\ Displaystyle \ rho}$${\ Displaystyle C_ {D}}$${\displaystyle <U>}$

${\ Displaystyle < C_ {D} = 1,3 \ razy 10 ^ {-3} \ lewo (1 + {\ Frac {<U' ^ {2}>} {<U> ^ {2}}} \ po prawej). }$

Pomiary

Bezpośredni pomiar naprężeń wiatru na powierzchni oceanu nie jest możliwy. Aby uzyskać pomiary naprężenia wiatru, mierzy się inną łatwo mierzalną wielkość, taką jak prędkość wiatru, a następnie poprzez parametryzację uzyskuje się obserwacje naprężeń wiatru. Mimo to pomiary naprężeń wiatru są ważne, ponieważ wartość współczynnika oporu nie jest znana w niestabilnych i nieidealnych warunkach. Pomiary naprężenia wiatru w takich warunkach mogą rozwiązać problem nieznanego współczynnika oporu. Cztery metody pomiaru współczynnika oporu są znane jako metoda naprężeń Reynoldsa, metoda rozpraszania, metoda profilowa i metoda wykorzystania teledetekcji radarowej.

Naprężenie wiatru na powierzchni lądu

Wiatr może również wywierać nacisk na powierzchnię lądu, co może prowadzić do erozji gruntu.

Bibliografia