Ekman hızı - Ekman velocity

İçinde oşinografi, Ekman hızı - ayrıca bir tür rezidüel ageostropik hız olarak da adlandırılır. jeostrofi - toplam yatay hızın bir parçasıdır (sen) açık okyanusun üst su katmanında. Okyanus yüzeyinde esen rüzgarların neden olduğu bu hız, Coriolis gücü bu katmanda rüzgarın kuvveti ile dengelenir.

Tipik olarak, Ekman hızının rüzgara dik açılarla yönlendirilmesinden önce gelişmesi yaklaşık iki gün sürer. Ekman hızı, İsveç oşinografının adını almıştır. Vagn Walfrid Ekman (1874–1954).

Teori

Dikey girdap viskozitesi sayesinde rüzgarlar doğrudan ve sürtünmeli olarak hareket eder. Ekman katmanı, bu tipik olarak okyanustaki 50-100 metrenin yukarısındadır. Sürtünme yüzey akışı (sen) rüzgarın sağına doğru bir açıdadır (dikeyde viskozite tekdüze ise 45 derece zyön). Bu yüzey akışı daha sonra biraz altındaki akışı değiştirir, bu da biraz daha sağa doğru olur ve son olarak katlanarak daha zayıf olan derinlikteki akış vektörleri yaklaşık 50-100 metrede ölür ve son olarak Ekman sarmal. Spiral boyunca aşağı doğru hareket ederken birbirini izleyen her katmanın açısı, dikey girdap viskozitesinin gücüne ve dikey dağılımına bağlıdır.

Tüm dikey katmanlardan gelen katkılar toplandığında - Ekman katmanının altından üstüne hızın derinlik üzerinden entegrasyonu - toplam "Ekman nakliye "Kuzey Yarımküre'de rüzgar yönünün tam 90 derece sağında ve Güney Yarımküre'de solda.

Matematiksel formülasyon

Varsayalım jeostrofik denge Ekman katmanında elde edilir ve rüzgar stresi su yüzeyine uygulanır:

{ displaystyle f { hat { boldsymbol {z}}} times { boldsymbol {u}} = - nabla phi + { frac { kısmi { boldsymbol { tau}}} { kısmi z }},}

(1)

nerede ${ displaystyle phi = p / rho _ {0}, ,}$ ${ displaystyle { boldsymbol { tau}}}$ uygulanan gerilim bölü ${ displaystyle rho _ {0} ,}$ (Ortalama yoğunluk Ekman katmanındaki su miktarı) ； ${ displaystyle { şapka { boldsymbol {z}}}}$ ... birim vektör dikey yönde (yönünün tersi) Yerçekimi ).

Ekman hızının tanımı, toplam yatay hız arasındaki farktır ( ${ displaystyle { boldsymbol {u}}}$ ) ve jeostrofik hız ( ${ displaystyle { boldsymbol {u}} _ {g}}$ ):

{ displaystyle { boldsymbol {u}} _ {e} = { boldsymbol {u}} - { boldsymbol {u}} _ {g}.}

(2)

Jeostropik hız olarak ( ${ displaystyle { boldsymbol {u}} _ {g}}$ ) olarak tanımlanır

{ displaystyle { boldsymbol {u}} _ {g} = { frac {1} {f}} { hat { boldsymbol {z}}} times nabla phi,}

(3)

bu nedenle

{ displaystyle f { hat { boldsymbol {z}}} times { boldsymbol {u}} _ {e} = { frac { kısmi { boldsymbol { tau}}} { kısmi z}} }

(4)

veya

{ displaystyle { boldsymbol {u}} _ {e} = - { hat { boldsymbol {z}}} times { Big (} { frac {1} {f}} { frac { kısmi { boldsymbol { tau}}} { kısmi z}} { Büyük)}.}

(5)

Daha sonra Ekman hızı alt seviyeden entegre edilerek Ekman nakliyesi elde edilir ( ${ displaystyle z = z_ {b} ,}$ ) - Ekman hızının kaybolduğu - yüzeye ( ${ displaystyle z = z_ {t} ,}$ ).

{ displaystyle { boldsymbol {U}} _ {e} = int _ {z_ {b}} ^ {z_ {t}} { boldsymbol {u}} _ {e} ; dz = - { şapka { boldsymbol {z}}} times { Big (} { frac {{ boldsymbol { tau}} _ {t} - { boldsymbol { tau}} _ {b}} {f}} { Büyük )}.}

(6)

SI birimi Ekman taşımacılığı: m²· S⁻¹, dikey yönde entegre edilmiş yatay hızdır.

Kullanım

Ekman teorisine ve jeostrofik dinamiklere dayanarak, yüzeye yakın akıntıların analizi, yani tropikal Pasifik yüzeye yakın akıntıları, rüzgar ve altimetre deniz seviyesinin yüksek çözünürlüklü verileri kullanılarak oluşturulabilir. Yüzey hızı, standart bir Dünya Okyanus Sirkülasyon Deneyi / Tropikal Okyanus-Küresel Atmosfer (WOCE / TOGA) 15m drogue drifter'in hareketi olarak tanımlanır. Yüzeye yakın Ekman hızı, yüzey rüzgar gerilimine göre WOCE / TOGA 15m drogue sürükleyicilerin yaşostrofik hareketini en iyi temsil eden değişkenlerle tahmin edilebilir. Jeostrofik hızlar, TOPEX / Poseidon deniz yüzeyi yükseklik analizlerinden elde edilen deniz seviyesi gradyanları ile hesaplanır (burada, yol boyunca verilerden TOPEX / Poseidon altimetre deniz seviyesi anomalileri kullanılır, 25 ° alanını kapsayan 1 ° X1 ° ızgaraya enterpolasyon yapılır. K-25 ° G, 90 ° D-290 ° E, Ekim 1992-Eylül 1998 sırasında).^[1] Jeostrofik ve Ekman hızının yüzey hızının en düşük mertebeden dinamiklerini karşıladığı varsayılır ve yüzey yüksekliği ve rüzgar gerilimi verilerinden bağımsız olarak elde edilebilir. Standart f plan, daha yüksek enlemlerde yarı kararlı sirkülasyon için en düşük dereceli denge olan jeostrofik dengeyi karşılar.^[2] Bununla birlikte, coriolis parametresi f ekvator yakınlarında sıfıra yakınsa, hız orantılı olduğundan jeostropik denge sağlanmamaktadır, yükseklik gradyanı coriolis parametresine bölünür f. Yüzey yüksekliğinin ikinci türevini içeren beta düzlemi jeostrofik yaklaşımının ekvatoral alt akımda gözlenen hızlarla iyi bir uyum içinde olduğu birçok çalışmada gösterilmiştir.^[3]^[4] Sonuç olarak, ekvatora yakın olan jeostrofik akımlar, ekvator beta düzlemi ile geleneksel f-düzlemi jeostrofik denklemlerinin ağırlıklı bir karışımı ile elde edilir.^[5]

Olumsuz deniz yüzeyi sıcaklığı (SST) anomalisi Ekim'den Ocak'a kadar doğu ekvator Pasifik'te hüküm sürüyor. Güçlü bir doğu Ekman akışı bölgesi, Aralık-Şubat aylarında tarih çizgisinin yakınında batıya doğru Orta Pasifik havzasına doğru yayılır. Doğuda ticaret rüzgarlarının gevşemesi, jeostrofik akışın 240 ° D doğusundaki (özellikle Şubat ayında) doğuya doğru yayılmasıyla aynı zamana denk gelirken, orta ve batı ekvator bölgesinde batıya doğru akıntılar baskındı ve daha sonra doğuda zayıf yerel ticaretle tersine döndü rüzgarlar ve zayıf yükselen kıyı boyunca, sıcak SST anomalisinin başlangıcı ile aynı zamana denk geldi. (Bu anormallik ilk olarak Güney Amerika açıklarında Mart ve Nisan aylarında ortaya çıktı). Jeostrofik akım anomalisi, Aralık ve Nisan ayları arasında doğuya doğru Güney Amerika'ya yayılan bir Kelvin dalgası imzası gibi kolayca fark edilebilir ve Güney Amerika'ya bu varış, yukarıda bahsedilen SST anomalisinin başlangıcı ile aynı zamana denk geldi. Jeostrofik, Nisan ayında tüm ekvator Pasifik'i kapsayan güçlü bir doğuya doğru jete dönüştü. Olarak El Niño Mayıs ve Haziran aylarında SST anomalisi gelişti, bu doğuya doğru jeostropik akış devam etti.^[6]

Ayrıca bakınız

Dipnotlar

^ Fu, L., E.J. Christensen, C.A. Yamarone, M. Lefebvfe, Y. Menard, M. Dorer ve P. Escudier, 1994: TOPEX / POSEIDON misyonuna genel bakış, J. Geophys. Res., 99,24,369-24,382.
^ Pedlosky, J., Jeofizik Akışkanlar Dinamiği, 624 s., Springer-Verlag, New York, 1979.
^ Lukas, R. ve E. Firing, 1984: Pasifik Ekvator Alt Akımının jeostrofik dengesi, Deep Sea Res., Bölüm A, 31, 61-66.
^ Picaut, J., S.P. Hayes ve M.J. McPhaden, 1989: Ekvatordaki zamanla değişen bölgesel akımları tahmin etmek için jeostrofik yaklaşımın kullanılması J. Geophys Res., 94, 3228-323.
^ Lagerloef, G. S. E., G. Mitchum, R. Lukas ve P. Niiler, 1999: Altimetre, rüzgar ve sürüklenme verilerinden tahmin edilen tropikal Pasifik yüzeye yakın akıntıları, J. Geophys. Res., 104, 23,313-23,326.
^ "El Nino Tropikal Pasifik Akıntıları". Arşivlenen orijinal 2012-04-26 tarihinde. Alındı 2011-12-08.

Referanslar

Pedlosky, J. (1996), Okyanus Sirkülasyon Teorisi (2. baskı), Springer, 453 pp, ISBN 978-3-540-60489-1
Somon, R. (1998), Jeofizik Akışkanlar Dinamiği Üzerine Dersler, Oxford University Press, 378 s. ISBN 978-0-19-510808-8
Vallis, G.K. (2006), Atmosferik ve Okyanus Akışkanları Dinamiği, Cambridge University Press, 745 s. ISBN 978-0-521-84969-2
Lagerloef, G. S. E .; Mitchum, G .; Lukas, R .; Niiler, P. (1999), "Altimetre, rüzgar ve sürüklenme verilerinden tahmin edilen tropikal Pasifik yüzeye yakın akıntıları", J. Geophys. Res., 104 (C10): 23, 313–23, 326, Bibcode:1999JGR ... 10423313L, doi:10.1029 / 1999JC900197
Fu, L., E. J. Christensen, C. A. Yamarone, M. Lefebvfe, Y. Menard, M. Dorer ve P. Escudier, 1994: TOPEX / POSEIDON misyonuna genel bakış, J. Geophys. Res., 99, 24.369-24.382 ，doi:10.1029 / 94JC01761
Pedlosky, J., Jeofizik Akışkanlar Dinamiği, 624 s., Springer-Verlag, New York, 1979.
Lukas, R., ve E. Firing, 1984 ： Pasifik Ekvator Alt Akımının jeostrofik dengesi, Deep Sea Res., Bölüm A, 31, 61-66. doi:10.1016/0198-0149(84)90072-4
Picaut, J., S. P. Hayes ve M. J. McPhaden, 1989 ： Ekvatordaki zamanla değişen bölgesel akımları tahmin etmek için jeostrofik yaklaşımın kullanımı, J. Geophys Res., 94, 3228-323. doi:10.1029 / JC094iC03p03228

Dış bağlantılar

[1] Fu, L., E.J. Christensen, C.A. Yamarone, M. Lefebvfe, Y. Menard, M. Dorer ve P. Escudier, 1994: TOPEX / POSEIDON misyonuna genel bakış, J. Geophys. Res., 99,24,369-24,382.

[2] Pedlosky, J., Jeofizik Akışkanlar Dinamiği, 624 s., Springer-Verlag, New York, 1979.

[3] Lukas, R. ve E. Firing, 1984: Pasifik Ekvator Alt Akımının jeostrofik dengesi, Deep Sea Res., Bölüm A, 31, 61-66.

[4] Picaut, J., S.P. Hayes ve M.J. McPhaden, 1989: Ekvatordaki zamanla değişen bölgesel akımları tahmin etmek için jeostrofik yaklaşımın kullanılması J. Geophys Res., 94, 3228-323.

[5] Lagerloef, G. S. E., G. Mitchum, R. Lukas ve P. Niiler, 1999: Altimetre, rüzgar ve sürüklenme verilerinden tahmin edilen tropikal Pasifik yüzeye yakın akıntıları, J. Geophys. Res., 104, 23,313-23,326.

[Lagerloef-6] "El Nino Tropikal Pasifik Akıntıları". Arşivlenen orijinal 2012-04-26 tarihinde. Alındı 2011-12-08.

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]