Ветровое напряжение - Wind stress

В физической океанографии и гидродинамике , то ветер напряжение является напряжением сдвига , оказываемым ветром на поверхности крупных водоемов - такие , как океаны , море , лиманы и озера . Напряжение - это величина, которая описывает величину силы , вызывающей деформацию объекта. Следовательно, напряжение определяется как сила на единицу площади, а единицей СИ является паскаль . Когда деформирующая сила действует параллельно поверхности объекта, эта сила называется силой сдвига, а вызываемое ею напряжение называется напряжением сдвига . Когда ветер дует над водной поверхностью, ветер создает силу ветра на водной поверхности. Напряжение ветра - это составляющая этой силы ветра, параллельная поверхности на единицу площади. Кроме того, напряжение ветра можно описать как поток горизонтального импульса, прикладываемого ветром к поверхности воды. Напряжение ветра вызывает деформацию водоема, в результате чего возникают ветровые волны . Кроме того, напряжение ветра вызывает океанические течения и, следовательно, является важной движущей силой крупномасштабной циркуляции океана. Напряжение ветра зависит от скорости ветра , формы ветровых волн и стратификации атмосферы . Это один из компонентов взаимодействия воздуха и моря, а также атмосферное давление на поверхности воды, а также обмен энергией и массой между водой и атмосферой .

Динамика

Рис. 1.1. Эскиз покоящегося океана с зональным ветром, дующим над поверхностью океана.

Рисунок 1.2 Набросок океана, который все еще находится в состоянии покоя, но теперь также изображен вектор зонального поверхностного напряжения, вызванный ветром.

Рис. 1.3. Набросок океана в северном полушарии, где ветровые волны и поверхностное течение Экмана возникли из-за сдвигового действия зонального напряжения ветра. В Северном полушарии поверхностное течение Экмана направлено на 45 ° вправо от вектора ветра.

Рис. 1.4 Набросок пограничного слоя океана в северном полушарии, где напряжение зонального ветра порождает поверхностное течение Экмана и другие более глубокие токи Экмана, которые поворачиваются вправо. На дне пограничного слоя океана изображена спираль Экмана. Также изображен чистый перенос Экмана, который направлен на 90 ° вправо от вектора напряжения ветра.

Ветер, дующий над спокойным океаном, сначала порождает мелкомасштабные ветровые волны, которые извлекают энергию и импульс из волнового поля. В результате поток импульса (скорость передачи импульса на единицу площади и единицу времени) порождает ток. Эти поверхностные токи могут переносить энергию (например, тепло ) и массу (например, воду или питательные вещества ) по всему земному шару. Различные процессы, описанные здесь, изображены на схемах, показанных на рисунках с 1.1 по 1.4. Взаимодействие ветра, ветровых волн и течений является важной частью динамики мирового океана . В конце концов, ветровые волны также влияют на поле ветра, что приводит к сложному взаимодействию между ветром и водой, исследования которого для правильного теоретического описания продолжаются. Шкала Бофорта количественно определяет соответствие между скоростью ветра и различными состояниями моря . Только верхний слой океана, называемый смешанным слоем , подвергается воздействию напряжения ветра. Этот верхний слой океана имеет глубину порядка 10 метров.

Ветер, дующий параллельно водной поверхности, деформирует эту поверхность в результате сдвига, вызванного быстрым ветром, дующим над стоячей водой. Ветер, дующий над поверхностью, прикладывает к поверхности силу сдвига. Напряжение ветра - это составляющая этой силы, которая действует параллельно поверхности на единицу площади. Эта сила ветра, действующая на поверхность воды из-за напряжения сдвига, определяется как:

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

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

Здесь Р представляет собой усилие сдвига, представляет собой плотность воздуха и представляет собой напряжение сдвига ветра. Кроме того, x соответствует зональному направлению, а y соответствует меридиональному направлению. Вертикальные производные компонентов напряжения ветра также называют вертикальной вихревой вязкостью . Уравнение описывает, как сила, действующая на поверхность воды, уменьшается для более плотной атмосферы или, точнее, более плотного атмосферного пограничного слоя (это слой жидкости, в котором ощущается влияние трения). С другой стороны, сила, действующая на поверхность воды, увеличивается с увеличением вертикальной вихревой вязкости. Напряжение ветра также можно описать как передачу импульса и энергии вниз от воздуха к воде. ${\ displaystyle \ rho}$${\ Displaystyle \ тау}$

Величина ветрового напряжения ( ) часто параметризуется как функция скорости ветра на определенной высоте над поверхностью ( ) в виде ${\ Displaystyle \ тау}$${\ displaystyle U_ {h}}$

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

Здесь - плотность приземного воздуха, а C _D - безразмерный коэффициент лобового сопротивления, который является функцией репозитория для всех остальных зависимостей. Часто используемое значение коэффициента лобового сопротивления - . Поскольку обмен энергией, импульсом и влагой часто параметризуется с использованием формул для объемной атмосферы, приведенное выше уравнение представляет собой полуэмпирическую формулу для объемного давления приземного ветра. Высота, на которой скорость ветра учитывается в формулах сопротивления ветра, обычно составляет 10 метров над поверхностью воды. Формула для напряжения ветра объясняет, как напряжение увеличивается при более плотной атмосфере и более высоких скоростях ветра. ${\ displaystyle \ rho _ {\ text {air}}}$${\ displaystyle C_ {D} = 0,0015}$

Когда силы ветрового напряжения, указанные выше, находятся в равновесии с силой Кориолиса , это можно записать как:

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

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

где f - параметр Кориолиса , u и v - соответственно зональный и меридиональный токи, а и - соответственно зональная и меридиональная силы Кориолиса . Этот баланс сил известен как баланс Экмана. Некоторые важные предположения, лежащие в основе баланса Экмана, заключаются в отсутствии границ, бесконечно глубоком водном слое, постоянной вертикальной вихревой вязкости, баротропных условиях без геострофического потока и постоянном параметре Кориолиса. Океанические течения, создаваемые этим балансом, называются течениями Экмана. В северном полушарии течения Экмана у поверхности направлены под углом в ° вправо от направления напряжения ветра, а в южном полушарии они направлены под таким же углом влево от направления напряжения ветра. Направления потоков более глубоко расположенных течений отклоняются еще больше вправо в Северном полушарии и влево в Южном полушарии. Это явление называется спиралью Экмана . ${\ displaystyle -fv}$${\ displaystyle fu}$${\ displaystyle 45}$

Транспорт Экмана может быть получен путем вертикального интегрирования весов Экмана, что дает:

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

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

где D - глубина слоя Экмана . Усредненный по глубине перенос Экмана направлен перпендикулярно напряжению ветра и, опять же, направлен вправо от направления напряжения ветра в северном полушарии и слева от направления напряжения ветра в южном полушарии. Таким образом, прибрежные ветры порождают транспорт к берегу или от него. При малых значениях D вода может возвращаться из более глубоких слоев воды или в них, что приводит к подъему или опусканию по Экману . Апвеллинг из-за переноса Экмана может также произойти на экваторе из-за смены знака параметра Кориолиса в северном и южном полушарии и стабильных восточных ветров, дующих к северу и югу от экватора.

Из-за сильной временной изменчивости ветра сила ветра, воздействующего на поверхность океана, также очень изменчива. Это одна из причин внутренней изменчивости океанских потоков, поскольку эти изменения в ветровом воздействии вызывают изменения волнового поля и создаваемых ими течений. Изменчивость океанических потоков также возникает из-за того, что изменения ветрового воздействия являются возмущениями среднего океанического потока, что приводит к нестабильности . Хорошо известным явлением, вызываемым изменениями напряжения приземного ветра над тропической частью Тихого океана, является Эль-Ниньо-Южное колебание (ЭНСО).

Глобальные закономерности ветрового напряжения

Рисунок 2.1 Климатология за 1990-2020 гг. Среднегодового зонального напряжения ветра [Н / м ]. Положительные значения означают, что напряжение ветра направлено на восток.${\ displaystyle ^ {2}}$

Рис. 2.2 Климатология среднегодового меридионального ветрового напряжения [Н / м ] за 1990-2020 гг . Положительные значения означают, что напряжение ветра направлено на север.${\ displaystyle ^ {2}}$

Рисунок 2.3 Анимация климатологии за 1990-2020 гг. Среднемесячного зонального напряжения ветра [Н / м ]. Положительные значения означают, что напряжение ветра направлено на восток.${\ displaystyle ^ {2}}$

Рисунок 2.4 Анимация климатологии за период 1990-2020 гг. Среднемесячного напряжения меридионального ветра [Н / м ]. Положительные значения означают, что напряжение ветра направлено на север.${\ displaystyle ^ {2}}$

Глобальное среднегодовое напряжение ветра вызывает глобальную циркуляцию океана. Типичные значения напряжения ветра составляют около 0,1 Па, и, как правило, напряжение зонального ветра сильнее, чем напряжение меридионального ветра, как это видно на рисунках 2.1 и 2.2. Также видно, что наибольшие значения напряжения ветра имеют место в Южном океане для зонального направления со значениями около 0,3 Па. На рисунках 2.3 и 2.4 показано, что месячные вариации характера ветрового напряжения незначительны, а общие закономерности остаются неизменными в течение всего года. Видно, что есть сильные восточные ветры (т. Е. Дующие на запад), называемые восточными ветрами или пассатами вблизи экватора, очень сильные западные ветры в средних широтах (от ± 30 ° до ± 60 °), называемые западными ветрами, и более слабые восточные ветры. ветры полярных широт. Кроме того, в крупном годовом масштабе поле ветрового напряжения довольно однородно по зонам. Важными паттернами меридионального напряжения ветра являются северные (южные) течения на восточном (западном) побережье континентов в Северном полушарии и на западном (восточном) побережье в Южном полушарии, поскольку они вызывают прибрежный апвеллинг, который вызывает биологическую активность. Примеры таких моделей можно наблюдать на рисунке 2.2 на восточном побережье Северной Америки и на западном побережье Южной Америки.

Масштабная циркуляция океана

Напряжение ветра является одним из факторов крупномасштабной циркуляции океана, а другими факторами являются гравитационное притяжение, создаваемое Луной и Солнцем, разница в атмосферном давлении на уровне моря и конвекция в результате атмосферного охлаждения и испарения . Однако наибольший вклад в форсирование общей океанической циркуляции оказывает ветровое напряжение. Океанские воды реагируют на воздействие ветра из-за их низкого сопротивления сдвигу и относительной постоянства ветров над океаном. Сочетание восточных ветров около экватора и западных ветров в средних широтах вызывает значительные циркуляции в Северном и Южном Атлантическом океанах, Северном и Южном Тихом океанах и Индийском океане с западными течениями около экватора и восточными течениями в средних широтах. Это приводит к возникновению характерных круговоротов в Атлантическом и Тихом океане, состоящих из субполярных и субтропических круговоротов. Сильные западные ветры в Южном океане управляют антарктическим циркумполярным течением, которое является доминирующим течением в Южном полушарии, сопоставимого с которым нет в Северном полушарии.

Уравнения для описания крупномасштабной динамики океана были сформулированы Харальдом Свердрупом и стали известны как динамика Свердрупа. Важным является баланс Свердрупа, который описывает связь между ветровым напряжением и вертикально интегрированным меридиональным переносом воды. Другой значительный вклад в описание крупномасштабной циркуляции океана внес Генри Стоммел, который сформулировал первую правильную теорию Гольфстрима и теории глубинной циркуляции. Задолго до того, как были сформулированы эти теории, моряки знали об основных поверхностных океанских течениях. Например, Бенджамин Франклин уже опубликовал карту Гольфстрима в 1770 году, а в Европе открытие Гольфстрима относится к экспедиции 1512 года Хуана Понсе де Леона . Помимо таких гидрографических измерений, есть два метода прямого измерения океанских течений. Во-первых, эйлерову скорость можно измерить с помощью измерителя тока вдоль веревки в толще воды . И во- вторых, бродяга может быть использован , который является объектом , который перемещается вместе с токами которого скорость может быть измерена.

Ветровой апвеллинг

Ветровой апвеллинг переносит питательные вещества из глубинных вод на поверхность, что приводит к биологической продуктивности. Таким образом, ветровой стресс влияет на биологическую активность во всем мире. Две важные формы ветрового апвеллинга - это прибрежный апвеллинг и экваториальный апвеллинг .

Прибрежный апвеллинг возникает, когда напряжение ветра направлено вдоль берега слева (справа) в северном (южном) полушарии. В таком случае транспорт Экмана направляется от берега, заставляя воду двигаться снизу вверх. Хорошо известными прибрежными районами апвеллинга являются Канарское течение , Бенгельское течение , Калифорнийское течение , течение Гумбольдта и Сомалийское течение . Все эти течения поддерживают крупный промысел из-за повышенной биологической активности.

Экваториальный апвеллинг возникает из-за пассатов, дующих на запад, как в Северном, так и в Южном полушариях. Однако перенос Экмана, связанный с этими пассатами, направлен на 90 ° вправо от ветров в Северном полушарии и на 90 ° влево от ветров в Южном полушарии. В результате к северу от экватора вода отводится от экватора, а к югу от экватора вода отводится от экватора. Это горизонтальное расхождение масс должно быть компенсировано, и, следовательно, происходит апвеллинг.

Ветровые волны

Ветровые волны - это волны на поверхности воды, которые возникают из-за сдвигового действия напряжения ветра на поверхность воды и цели силы тяжести, которая действует как восстанавливающая сила , чтобы вернуть поверхность воды в ее равновесное положение. Ветровые волны в океане также известны как поверхностные волны океана. Ветровые волны взаимодействуют как с воздухом, так и с потоками воды над и под волнами. Следовательно, характеристики ветровых волн определяются процессами связи между пограничными слоями как атмосферы, так и океана. Ветровые волны сами по себе играют важную роль во взаимодействии океана и атмосферы. Ветровые волны в океане могут преодолевать тысячи километров. Зыбь состоит из ветровых волн, на которые не влияет местный ветер и которые генерируются где-либо еще. Надлежащее описание физических механизмов, вызывающих рост ветрового волнения и соответствующее наблюдениям, еще не завершено. Необходимым условием роста ветрового волнения является минимальная скорость ветра 0,05 м / с.

Выражения для коэффициента сопротивления

Коэффициент сопротивления - это безразмерная величина, которая количественно определяет сопротивление водной поверхности. В связи с тем, что коэффициент сопротивления зависит от прошедшего ветра, коэффициент сопротивления выражается по-разному для разных временных и пространственных масштабов. Общее выражение для коэффициента лобового сопротивления еще не существует, и значение неизвестно для нестационарных и неидеальных условий. Как правило, коэффициент лобового сопротивления увеличивается с увеличением скорости ветра и больше на мелководье. Коэффициент геострофического сопротивления выражается как:

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

где - геострофический ветер, который определяется по формуле: ${\ displaystyle U_ {g}}$

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

В моделях глобального климата часто используется коэффициент сопротивления, соответствующий пространственному масштабу 1 ° на 1 ° и месячному масштабу времени. В таком масштабе времени ветер может сильно колебаться. Среднее месячное напряжение сдвига можно выразить как:

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

где - плотность, - коэффициент сопротивления, - среднемесячный ветер, а U ' - отклонение от среднемесячного значения. ${\ displaystyle \ rho}$${\ displaystyle C_ {D}}$${\ Displaystyle <U>}$

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

Измерения

Невозможно напрямую измерить ветровое напряжение на поверхности океана. Чтобы получить измерения напряжения ветра, измеряется другая легко измеряемая величина, такая как скорость ветра, а затем с помощью параметризации получаются наблюдения напряжения ветра. Тем не менее, измерения напряжения ветра важны, поскольку значение коэффициента сопротивления неизвестно для неустойчивых и неидеальных условий. Измерения напряжения ветра для таких условий могут решить проблему неизвестного коэффициента сопротивления. Четыре метода измерения коэффициента сопротивления известны как метод напряжения Рейнольдса, метод рассеяния, метод профиля и метод использования радиолокационного дистанционного зондирования.

Напряжение ветра на поверхности земли

Ветер также может оказывать давление на поверхность земли, что может привести к ее эрозии.

использованная литература