6: Вітровий стрес

Last updated
Save as PDF

Page ID: 37120

\( \newcommand{\vecs}[1]{\overset { \scriptstyle \rightharpoonup} {\mathbf{#1}} } \) \( \newcommand{\vecd}[1]{\overset{-\!-\!\rightharpoonup}{\vphantom{a}\smash {#1}}} \)\(\newcommand{\id}{\mathrm{id}}\) \( \newcommand{\Span}{\mathrm{span}}\) \( \newcommand{\kernel}{\mathrm{null}\,}\) \( \newcommand{\range}{\mathrm{range}\,}\) \( \newcommand{\RealPart}{\mathrm{Re}}\) \( \newcommand{\ImaginaryPart}{\mathrm{Im}}\) \( \newcommand{\Argument}{\mathrm{Arg}}\) \( \newcommand{\norm}[1]{\| #1 \|}\) \( \newcommand{\inner}[2]{\langle #1, #2 \rangle}\) \( \newcommand{\Span}{\mathrm{span}}\) \(\newcommand{\id}{\mathrm{id}}\) \( \newcommand{\Span}{\mathrm{span}}\) \( \newcommand{\kernel}{\mathrm{null}\,}\) \( \newcommand{\range}{\mathrm{range}\,}\) \( \newcommand{\RealPart}{\mathrm{Re}}\) \( \newcommand{\ImaginaryPart}{\mathrm{Im}}\) \( \newcommand{\Argument}{\mathrm{Arg}}\) \( \newcommand{\norm}[1]{\| #1 \|}\) \( \newcommand{\inner}[2]{\langle #1, #2 \rangle}\) \( \newcommand{\Span}{\mathrm{span}}\)

Масштабні течії на поверхні океану, такі як Гольфстрім від Флориди до Європи, Антарктична циркумполярна течія та Курошіо від Філіппін до Японії, рухаються вітром. Насправді, було підраховано, що вітри роблять\(\sim\) 1 TW коштує механічної роботи на океанах. Як це роблять вітри? Коли вітер дме над океаном, він чинить силу на поверхню океану у напрямку вітру. Ця сила, на одиницю площі поверхні океану, називається напругою вітру (\(\tau_w\)). У той же час океанська вода протистоїть цьому вітровому напруженню через внутрішнє тертя. Згідно із законом в'язкості Ньютона ця сила тертя на одиницю площі пропорційна градієнту швидкості в напрямку, перпендикулярному поверхні:

\[\tau_v = \rho K_v \dfrac{dv}{dz}.\]

Знову ж таки, ми використовуємо коефіцієнт турбулентної дифузії\(K_v\), а не молекулярну в'язкість. У сталому стані вітрове напруження і сила тертя повинні скасовуватися, тобто:\(\tau_w=\tau_v\). Тому у нас є:

\[\tau_w = \rho K_v \dfrac{dv}{dz} \label{6.1}\]

В цілому сила, що діє вітром на поверхню океану, породжує вертикальний градієнт швидкості у верхньому прикордонному шарі океану, як показано нижче. По суті, вітер додає імпульсу до поверхні океану, який потім транспортується вниз через дифузію, пов'язану з вертикальним градієнтом імпульсу.