5.6: Встановлення та струми, спричинені вітром

Last updated
Save as PDF

Page ID: 1241

Judith Bosboom & Marcel J.F. Stive
Delft University of Technology via TU Delft Open

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

Рухоме повітря надає напругу зсуву\(\tau\) на поверхні води, яку можна змоделювати, знову ж таки, квадратичним законом тертя:

\[\tau_{\text{wind}} = C_d \rho_a W^2\]

де:

\(C_d\)	Коефіцієнт опору в залежності від швидкості вітру: \(C_d = (0.63 + 0.066 W) \times 10^{-3}\) для\(2 < W < 21m/s\) (Smith & Banke, 1975)
\(\rho_a\)	щільність повітря (1.25\(kg/m^3\))
\(W\)	швидкість вітру на поверхні води

Через це напруження зсуву вітру верхні частини водних шарів почнуть рухатися більш-менш в тому ж напрямку, що і напрямок вітру. Коли вітер спрямований в бік моря, у верхніх водних шарах утворюється спрямований на море струм, швидкість якого визначається тривалістю конкретного стану вітру і його силою.

2021-10-24 пнг — Малюнок 5.50: Налаштування вітру балансування напруги зсуву вітру у випадку берегового вітру на полиці. У глибокому океані вода, приведена в рух у верхніх шарах, може легко розтікатися. Вертикальний обмін води робить це можливим. На полиці немає втечі через обмежену глибину води і поверхневі води виганяються на берег.

Аналогічно, спрямований на землю вітер буде індукувати сухопутний струм у верхніх шарах. Однак берегова лінія утворює бар'єр для цього сухопутного течії, і в рівноважній ситуації середній прибережний спрямований потік повинен бути нульовим (так само, як і при хвильовому потоці). Тому для компенсації суші (або в сторону моря) спрямованого руху водної маси у верхніх шарах слід протилежно спрямований транспорт водної маси в нижніх водних шарах. На додаток до цих «компенсаційних струмів» біля узбережжя розвивається встановлення або встановлення рівня води для збалансування напружень зсуву, спричинених вітром (див. Рис. 5.50)

Умова рівноваги задається:

\[\rho g h \dfrac{d\bar{\eta}}{dx} = \tau_{\text{wind},x}\label{eq5.6.2}\]

Рівняння\(\ref{eq5.6.2}\) показує, що настройка вітру обернено пропорційна глибині води. Значить, в мілководній прибережній зоні (аж до прориву шельфу) вода може накопичуватися до великих висот (штормовий сплеск).

Коли вітер спрямований паралельно (довгому) узбережжю, утворюється довга струм. Потрібно деякий час (порядок одного дня), щоб вітровий струм розвинувся повністю. У ситуації рівноваги та за відсутності інших рушійних сил напруга зсуву вітру та напруга зсуву шару рівні, як це було у випадку з хвилеподібним довгим струмом.

Вертикальний розподіл виробленого вітром струму істотно відрізняється від струму, що генерується градієнтом рівня води (рис.5.51). Найбільші швидкості течії виникають у водної поверхні, при цьому зазвичай відбувається швидке зниження в напрямку вниз (набагато більше, ніж при логарифмічному профілі швидкостей).

Під час штормів вітровий стрес може мати важливий вплив на залишкову довгу течію. Однак часто впливом вітрового стресу на прибережну течію в прибережній зоні можна знехтувати. Крім того, морфологічний вплив обмежений через відносно невеликі швидкості біля дна, де відбуваються найвищі концентрації осаду.

Вітрові течії мають більше значення, наприклад, в прибережних лагунях. Голландське ваттове море є прикладом серії приливних басейнів, в яких вітрові течії можуть відігравати важливу роль. Для домінуючих південно-західних вітрів значний обсяг води та осаду може транспортуватися на схід. Це може призвести до поступового, але з роками триває зрушення вододілів між бар'єрними островами і материком. Фіцджеральд і Пенланд (1987) припускають, що цей переважно вітровий транспорт є основною силою вхідної міграції в Німецьке ваттове море.

У секті. 1.4.6 було введено явище штормового сплеску. Штормовий сплеск схожий на піднятий купол води через поєднання сильних берегових вітрів (вищеописана установка вітру) та зниженого атмосферного тиску в штормовому центрі. Нижній атмосферний тиск підвищує рівень води. Прибережний рельєф Північного моря (мілководний і воронкоподібний) та його переважно західні вітри роблять його дуже сприйнятливим до штормових сплесків. Тяжкість штормового сплеску залежить від його термінів щодо приливного циклу і тривалості зливової системи. Штормова система з великою тривалістю (кілька днів), що збігається з весняним припливом, може призвести до сильного затоплення прибережних районів. Висота штормового сплеску в південному Північному морі, що призвела до повені 1953 року, становила 2,9 м, а тривалість шторму - більше двох днів. Бангладеш зазнав штормового сплеску висотою близько 9 м у 1970 році. Через відсутність належного берегового захисту цей сплеск призвів до дуже великої кількості жертв (500 000). Штормові сплески в Бенгальській затоці нарощуються з тропічних циклонів.