Vindstress - Wind stress

I fysiske oseanografiske og fluiddynamikk , er vindbelastningen er den skjærspenning som utøves av vinden på den overflate av store vannmasser - for eksempel hav , sjøer , elvemunninger og innsjøer . Stress er mengden som beskriver størrelsen på en kraft som forårsaker en deformasjon av et objekt. Derfor er stress definert som kraften per arealenhet, og dens SI -enhet er Pascal . Når den deformerende kraften virker parallelt med objektets overflate, kalles denne kraften en skjærkraft og spenningen den forårsaker kalles en skjærspenning . Når vinden blåser over en vannflate, bruker vinden en vindkraft på vannoverflaten. Vindspenningen er komponenten i denne vindkraften som er parallell med overflaten per arealenhet. Vindspenningen kan også beskrives som strømmen av horisontal momentum påført av vinden på vannoverflaten. Vindspenningen forårsaker en deformasjon av vannforekomsten der vindbølger genereres. Vindspenningen driver også havstrømmer og er derfor en viktig pådriver for storstilt havsirkulasjon. Vindspenningen påvirkes av vindhastigheten , formen på vindbølgene og den atmosfæriske lagdelingen . Det er en av komponentene i luft -sjø -interaksjonen, mens andre er atmosfæretrykket på vannoverflaten, samt utveksling av energi og masse mellom vannet og atmosfæren .

Dynamikk

Figur 1.1 En skisse av et hav i ro med en sonevind som blåser over havoverflaten.

Figur 1.2 En skisse av et hav som fremdeles er i ro, men nå er den vindinduserte zonal overflatespenningsvektoren også avbildet.

Figur 1.3 En skisse av et hav på den nordlige halvkule hvor vindbølger og en overflate Ekman -strøm er generert på grunn av skjærvirkning av den sonale vindspenningen. På den nordlige halvkule dirigeres overflaten Ekman -strømmen 45 ° til høyre for vindvektoren.

Figur 1.4 En skisse av grenselaget til et hav på den nordlige halvkule hvor et sonalt vindspenning genererer en overflate Ekman -strøm og andre dypere posisjonerte Ekman -strømmer som er dreid til høyre. I bunnen av havgrenselaget er Ekman -spiralen avbildet. Også Ekman -transporten som er rettet 90 ° til høyre for vindspenningsvektoren er avbildet.

Vind som blåser over et hav i hvile genererer først småskala vindbølger som henter energi og momentum fra bølgefeltet. Som et resultat genererer momentumstrømmen (hastigheten for momentumoverføring per arealenhet og enhetstid) en strøm. Disse overflatestrømmene er i stand til å transportere energi (f.eks. Varme ) og masse (f.eks. Vann eller næringsstoffer ) rundt kloden. De forskjellige prosessene beskrevet her er avbildet i skissene vist i figur 1.1 til 1.4. Interaksjoner mellom vind, vindbølger og strømmer er en vesentlig del av verdens havdynamikk . Etter hvert påvirker vindbølgene også vindfeltet som fører til et komplekst samspill mellom vind og vann, hvorav forskningen for en korrekt teoretisk beskrivelse pågår. Den Beaufort kvantifiserer korrespondansen mellom vindhastigheten og forskjellige sjøtilstander . Bare det øverste laget av havet, kalt det blandede laget , blir rørt av vindspenningen. Dette øvre laget av havet har en dybde i størrelsesorden 10m.

Vinden som blåser parallelt med en vannoverflate deformerer overflaten som et resultat av skjærvirkning forårsaket av den raske vinden som blåser over det stillestående vannet. Vinden som blåser over overflaten påfører en skjærkraft på overflaten. Vindspenningen er komponenten i denne kraften som virker parallelt med overflaten per arealenhet. Denne vindkraften som utøves på vannoverflaten på grunn av skjærspenning er gitt av:

${\ displaystyle F_ {x} = {\ frac {1} {\ rho}} {\ frac {\ partiell \ tau _ {x}} {\ delvis z}},}$

${\ displaystyle F_ {y} = {\ frac {1} {\ rho}} {\ frac {\ partiell \ tau _ {y}} {\ delvis z}}.}$

Her representerer F skjærkraften, representerer lufttettheten og representerer vindskjærspenningen. Videre tilsvarer x soneretningen og y tilsvarer meridionalretningen . De vertikale derivater av vindbelastningen komponenter er også kalles den vertikale virvel viskositet . Ligningen beskriver hvordan kraften som utøves på vannoverflaten synker for en tettere atmosfære eller, for å være mer presis, et tettere atmosfærisk grenselag (dette er laget av en væske der påvirkning av friksjon merkes). På den annen side øker den utøvde kraften på vannoverflaten når den vertikale virvelviskositeten øker. Vindspenningen kan også beskrives som en nedadgående overføring av momentum og energi fra luften til vannet. ${\ displaystyle \ rho}$${\ displaystyle \ tau}$

Størrelsen på vindspenningen ( ) er ofte parametrisert som en funksjon av vindhastigheten i en viss høyde over overflaten ( ) i formen ${\ displaystyle \ tau}$${\ displaystyle U_ {h}}$

${\ displaystyle \ tau _ {\ text {wind}} = \ rho _ {\ text {air}} C_ {D} U_ {h}^{2}.}$

Her, er tettheten av overflaten luft og C, _D er en dimensjonsløs vind motstandskoeffisient som er et oppbevaringssted funksjon for alle gjenværende avhengigheter. En ofte brukt verdi for dragkoeffisienten er . Siden utvekslingen av energi, momentum og fuktighet ofte parametriseres ved hjelp av atmosfæriske formler i bulk, er ligningen ovenfor den semi-empiriske bulkformelen for vindspenningen på overflaten. Høyden som vindhastigheten refereres til i vindmotstandsformler er vanligvis 10 meter over vannoverflaten. Formelen for vindspenningen forklarer hvordan spenningen øker for en tettere atmosfære og høyere vindhastigheter. ${\ displaystyle \ rho _ {\ text {air}}}$${\ displaystyle C_ {D} = 0.0015}$

Når vindspenningskreftene, som ble gitt ovenfor, er i balanse med Coriolis -kraften , kan dette skrives som:

${\ displaystyle -fv = {\ frac {1} {\ rho}} {\ frac {\ partiell \ tau _ {x}} {\ delvis z}},}$

${\ displaystyle fu = {\ frac {1} {\ rho}} {\ frac {\ partiell \ tau _ {y}} {\ delvis z}},}$

hvor f er Coriolis -parameteren , er u og v henholdsvis sonale og meridionale strømmer og og er henholdsvis sonale og meridionale Coriolis -krefter . Denne styrkebalansen er kjent som Ekman -balansen. Noen viktige forutsetninger for Ekman -balansen er at det ikke er grenser, et uendelig dypt vannlag, konstant vertikal virvelviskositet, barotropiske forhold uten geostrofisk strømning og en konstant Coriolis -parameter. Havstrømmene som genereres av denne balansen kalles Ekman -strømmer. På den nordlige halvkule er Ekman -strømmer på overflaten rettet med en vinkel på ° til høyre for vindspenningsretningen, og på den sørlige halvkule blir de rettet med samme vinkel til venstre for vindspenningsretningen. Strømningsretninger for dypere posisjonerte strømmer avbøyes enda mer til høyre på den nordlige halvkule og til venstre på den sørlige halvkule. Dette fenomenet kalles Ekman -spiralen . ${\ displaystyle -fv}$${\ displaystyle fu}$${\ displaystyle 45}$

Den ekmantransport kan fås fra vertikalt integrering av Ekman balanse, noe som gir:

${\ displaystyle U_ {E} = {\ frac {\ tau _ {y}} {f \ rho D}},}$

${\ displaystyle V_ {E} =-{\ frac {\ tau _ {x}} {f \ rho D}},}$

hvor D er dybden til Ekman -laget . Ekman-transport med gjennomsnittlig dybde er vinkelrett på vindspenningen og igjen rettet til høyre for vindspenningsretningen på den nordlige halvkule og til venstre for vindspenningsretningen på den sørlige halvkule. Langsvinden genererer derfor transport mot eller bort fra kysten. For små verdier av D kan vann gå tilbake fra eller til dypere vannlag, noe som resulterer i Ekman opp- eller nedvelling . Oppvelling på grunn av Ekman -transport kan også skje ved ekvator på grunn av endringen av tegn på Coriolis -parameteren på den nordlige og sørlige halvkule og de stabile østlige vindene som blåser nord og sør for ekvator.

På grunn av den sterke tidsmessige variasjonen i vinden, er vinden som tvinger på havoverflaten også svært variabel. Dette er en av årsakene til den indre variasjonen i havstrømmer ettersom disse endringene i vinden tvinger til endringer i bølgefeltet og de derved genererte strømmer. Variasjon i havstrømmer oppstår også fordi endringene i vindkreftene er forstyrrelser av den gjennomsnittlige havstrømmen, noe som fører til ustabilitet . Et velkjent fenomen som er forårsaket av endringer i overflatevindspenning over det tropiske Stillehavet er El Niño-Southern Oscillation (ENSO).

Globale vindspenningsmønstre

Figur 2.1 Klimatologi over 1990-2020 av årlig gjennomsnittlig sonalt vindspenning [N/m ]. Positive verdier antyder at vindspenningen er rettet mot øst.${\ displaystyle ^{2}}$

Figur 2.2 Klimatologi over 1990-2020 av årlig gjennomsnittlig meridional vindstress [N/m ]. Positive verdier innebærer at vindspenningen er rettet mot nord${\ displaystyle ^{2}}$

Figur 2.3 Animasjon av klimatologien over 1990-2020 av månedlig gjennomsnittlig sonal vindstress [N/m ]. Positive verdier antyder at vindspenningen er rettet mot øst${\ displaystyle ^{2}}$

Figur 2.4 Animasjon av klimatologien over 1990-2020 av månedlig gjennomsnittlig meridional vindspenning [N/m ]. Positive verdier innebærer at vindspenningen er rettet mot nord${\ displaystyle ^{2}}$

Den globale årlige gjennomsnittlige vindstressen tvinger den globale havsirkulasjonen. Typiske verdier for vindspenningen er omtrent 0,1Pa, og generelt er den sonale vindspenningen sterkere enn meridional vindspenning som det kan sees i figur 2.1 og 2.2. Det kan også sees at de største verdiene av vindspenningen forekommer i Sørhavet for sonretningen med verdier på omtrent 0,3Pa. Figur 2.3 og 2.4 viser at månedlige variasjoner i vindspenningsmønstrene bare er små og at de generelle mønstrene forblir de samme gjennom hele året. Det kan sees at det er sterk østlig vind (dvs. blåser mot vest), kalt østlig eller passatvind i nærheten av ekvator, veldig sterk vestlig vind på midtbredder (mellom ± 30 ° og ± 60 °), kalt vestlig og svakere østlig vind på polare breddegrader. I stor årlig skala er også vindspenningsfeltet ganske sonalt homogent. Viktige meridjonale vindspenningsmønstre er nordgående (sørgående) strømmer på den østlige (vestlige) kysten av kontinenter på den nordlige halvkule og på den vestlige (østlige) kysten på den sørlige halvkule siden disse genererer kystoppvelling som forårsaker biologisk aktivitet. Eksempler på slike mønstre kan sees i figur 2.2 på østkysten av Nord-Amerika og på vestkysten av Sør-Amerika.

Stor sirkulasjon av havet

Vindspenning hos en av driverne i den store havsirkulasjonen, mens andre drivere er gravitasjonstrykket fra månen og solen, forskjeller i atmosfæretrykk ved havnivå og konveksjon som følge av atmosfærisk nedkjøling og fordampning . Imidlertid er vindspenningens bidrag til å tvinge den oceaniske generelle sirkulasjonen størst. Havvann reagerer på vindspenningen på grunn av deres lave motstand mot skjær og den relative konsistensen som vind blåser over havet. Kombinasjonen av østlig vind nær ekvator og vestlig vind på midtbredder driver betydelige sirkulasjoner i Nord- og Sør -Atlanterhavet, Nord- og Sør -Stillehavet og Det indiske hav med veststrømmer nær ekvator og østlige strømninger på midtbredder. Dette resulterer i karakteristiske gyrestrømmer i Atlanterhavet og Stillehavet som består av en subpolar og subtropisk gyre. De sterke vestlige sørlige havene driver den antarktiske sirkumpolare strømmen, som er den dominerende strømmen på den sørlige halvkule, hvorav ingen lignende strøm eksisterer på den nordlige halvkule.

Ligningene for å beskrive stor havdynamikk ble formulert av Harald Sverdrup og ble kjent som Sverdrup-dynamikk. Viktig er Sverdrup -balansen som beskriver forholdet mellom vindspenningen og den vertikalt integrerte meridional transporten av vann. Andre viktige bidrag til beskrivelsen av storstilt havsirkulasjon ble gitt av Henry Stommel som formulerte den første korrekte teorien for Golfstrømmen og teorier om den abyssal sirkulasjonen. Lenge før disse teoriene ble formulert, har sjøfolk vært klar over de store havstrømmene på overflaten. Som et eksempel publiserte Benjamin Franklin allerede et kart over Golfstrømmen i 1770, og i europeisk oppdagelse av golfstrømmen dateres tilbake til ekspedisjonen til Juan Ponce de León i 1512 . Bortsett fra slike hydrografiske målinger er det to metoder for å måle havstrømmene direkte. For det første kan Eulerian -hastigheten måles ved hjelp av en strømmåler langs et tau i vannsøylen . Og for det andre kan en drifter brukes som er et objekt som beveger seg med strømmen hvor hastigheten kan måles.

Vinddrevet oppvelling

Vinddrevet oppvelling bringer næringsstoffer fra dypt vann til overflaten som fører til biologisk produktivitet. Derfor påvirker vindstress biologisk aktivitet rundt om i verden. To viktige former for vinddrevet oppvelling er kystoppvelling og ekvatorial oppvelling .

Kystoppvelling oppstår når vindspenningen rettes mot kysten til venstre (høyre) på den nordlige (sørlige) halvkule. I så fall blir Ekman transport ledet bort fra kysten og tvinger vannet nedenfra til å bevege seg oppover. Velkjente kystnære oppstrømsområder er Kanaristrømmen , Benguela -strømmen , California -strømmen , Humboldt -strømmen og Somalistrømmen . Alle disse strømningene støtter store fiskerier på grunn av den økte biologiske aktiviteten.

Ekvatorial oppvarming skjer på grunn av passatvindene som vender mot vest på både den nordlige halvkule og den sørlige halvkule. Imidlertid er Ekman -transporten som er knyttet til disse passatvindene 90 ° til høyre for vindene på den nordlige halvkule og 90 ° til venstre for vindene på den sørlige halvkule. Som et resultat blir nord for ekvator transportert vann bort fra ekvator og sør for ekvator transporteres vann bort fra ekvator. Denne horisontale massedivergensen må kompenseres, og derfor oppstår oppvelling.

Vindbølger

Vindbølger er bølger ved vannoverflaten som genereres på grunn av skjærvirkningen av vindspenning på vannoverflaten og tyngdekraften, som fungerer som en gjenopprettende kraft , for å bringe vannoverflaten tilbake til sin likevektsposisjon. Vindbølger i havet er også kjent som havoverflatebølger. Vindbølgene samhandler med både luft og vann som strømmer over og under bølgene. Derfor bestemmes egenskapene til vindbølger av koblingsprosessene mellom grenselagene i både atmosfæren og havet. Vindbølger spiller også en viktig rolle selv i samhandlingsprosessene mellom havet og atmosfæren. Vindbølger i havet kan reise tusenvis av kilometer. Swell består av vindbølger som ikke påvirkes av den lokale vinden og er generert andre steder. En skikkelig beskrivelse av de fysiske mekanismene som forårsaker vekst av vindbølger og er i samsvar med observasjoner, er ennå ikke fullført. En nødvendig betingelse for at vindbølger skal vokse er en minimum vindhastighet på 0,05 m/s.

Uttrykk for dragkoeffisienten

Den luftmotstand er en dimensjonsløs størrelse som kvantifiserer motstand til vannflaten. På grunn av det faktum at dragkoeffisienten er avhengig av vindens fortid, blir dragkoeffisienten uttrykt annerledes for forskjellige tids- og romlige skalaer. Et generelt uttrykk for dragkoeffisienten eksisterer ikke ennå, og verdien er ukjent for ustabile og ikke-ideelle forhold. Generelt øker dragkoeffisienten med økende vindhastighet og er større for grunnere vann. Den geostrofiske dragkoeffisienten uttrykkes som:

${\ displaystyle C_ {g} = {\ frac {\ tau} {U_ {g}^{2}}},}$

hvor er den geostrofiske vinden som er gitt av: ${\ displaystyle U_ {g}}$

${\ displaystyle U_ {g} = {\ frac {1} {\ rho f}} {\ frac {\ partiell p} {\ delvis y}}.}$

I globale klimamodeller brukes ofte en dragkoeffisient som er passende for en romlig skala på 1 ° med 1 ° og en månedlig tidsskala. I et slikt tidsrom kan vinden svinge sterkt. Den månedlige gjennomsnittlige skjærspenningen kan uttrykkes som:

${\ displaystyle <\ tau> = \ rho <C_ {D}> <U>^{2} \ venstre (1+{\ frac {<U '^{2}>} {<U>^{2}} }\Ikke sant),}$

hvor er tettheten, er dragkoeffisienten, er den månedlige gjennomsnittlige vinden og U ' er svingningen fra det månedlige gjennomsnittet. ${\ displaystyle \ rho}$${\ displaystyle C_ {D}}$${\ displaystyle <U>}$

${\ displaystyle <C_ {D} = 1,3 \ ganger 10^{-3} \ venstre (1+{\ frac {<U '^{2}>} {<U>^{2}}} \ høyre). }$

Målinger

Det er ikke mulig å måle vindspenningen direkte på havoverflaten. For å få målinger av vindspenningen måles en annen lett målbar mengde som vindhastighet og deretter via en parametrering blir vindspenningsobservasjonene oppnådd. Likevel er målinger av vindspenningen viktig ettersom verdien av dragkoeffisienten ikke er kjent for ustabile og ikke-ideelle forhold. Målinger av vindspenningen for slike forhold kan løse problemet med den ukjente dragkoeffisienten. Fire metoder for måling av dragkoeffisienten er kjent som Reynolds -stressmetoden, dissipasjonsmetoden, profilmetoden og en metode for bruk av fjernsensering av radar.

Vindspenning på landoverflaten

Vinden kan også utøve en spenningskraft på landoverflaten som kan føre til erosjon av bakken.

Referanser