إجهاد الرياح

في علم المحيطات الفيزيائي وديناميكيات الموائع ، يُعرف إجهاد الرياح بأنه إجهاد القص الذي تُمارسه الرياح على سطح المسطحات المائية الكبيرة، كالمحيطات والبحار والمصبات والبحيرات . عندما تهب الرياح فوق سطح الماء، فإنها تُطبق قوة رياح عليه. يُمثل إجهاد الرياح مُركبة هذه القوة الموازية للسطح لكل وحدة مساحة. كما يُمكن وصفه بأنه تدفق الزخم الأفقي الذي تُطبقه الرياح على سطح الماء. يُسبب إجهاد الرياح تشوهًا في سطح الماء، مما يُؤدي إلى توليد أمواج الرياح . كما يُحرك إجهاد الرياح تيارات المحيط ، وبالتالي يُعد مُحركًا هامًا لدوران المحيطات على نطاق واسع. ^{[ 1 ]} يتأثر إجهاد الرياح بسرعة الرياح ، وشكل أمواج الرياح، والطبقات الجوية . وهو أحد مُكونات التفاعل بين الهواء والبحر، إلى جانب الضغط الجوي على سطح الماء، وتبادل الطاقة والكتلة بين الماء والغلاف الجوي . ^{[ 2 ]}

الإجهاد هو الكمية التي تصف مقدار القوة التي تُسبب تشوهًا في جسم ما. ولذلك، يُعرَّف الإجهاد بأنه القوة لكل وحدة مساحة ، ووحدته في النظام الدولي للوحدات هي الباسكال . عندما تؤثر قوة التشوه موازية لسطح الجسم، تُسمى هذه القوة قوة قص ، ويُسمى الإجهاد الناتج عنها إجهاد قص . ^{[ 3 ]}

عندما تهب الرياح فوق محيط ساكن، فإنها تُولّد أولًا أمواجًا صغيرة الحجم تستمد الطاقة والزخم من حقل الأمواج. ونتيجةً لذلك، يُولّد تدفق الزخم (معدل انتقال الزخم لكل وحدة مساحة في وحدة الزمن) تيارًا. هذه التيارات السطحية قادرة على نقل الطاقة (مثل الحرارة ) والكتلة (مثل الماء أو المغذيات ) حول العالم. تُوضّح الرسومات في الأشكال من 1.1 إلى 1.4 العمليات المختلفة المذكورة هنا. تُعدّ التفاعلات بين الرياح وأمواج الرياح والتيارات جزءًا أساسيًا من ديناميكيات المحيطات العالمية . في النهاية، تؤثر أمواج الرياح أيضًا على حقل الرياح، مما يؤدي إلى تفاعل معقد بين الرياح والماء، ولا يزال البحث جاريًا لإيجاد وصف نظري دقيق له. ^{[ 2 ]} يُحدّد مقياس بوفورت العلاقة بين سرعة الرياح وحالات البحر المختلفة . الطبقة العليا من المحيط فقط ( الطبقة المختلطة ) هي التي تتأثر بإجهاد الرياح. يبلغ عمق هذه الطبقة العليا من المحيط حوالي 10 أمتار. ^{[ 4 ]}

يؤدي هبوب الرياح الموازية لسطح الماء إلى تشويه هذا السطح نتيجةً لقوى القص الناتجة عن سرعة الرياح التي تهب فوق الماء الراكد. وتُطبّق الرياح قوة قص على السطح، ويُعرف إجهاد الرياح بأنه مُركّبة هذه القوة الموازية للسطح لكل وحدة مساحة. وتُعطى قوة الرياح المُؤثرة على سطح الماء نتيجةً لإجهاد القص بالمعادلة التالية:

${\displaystyle {\begin{aligned}F_{x}&={\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial \tau _{x}}{\partial z}},\\[5pt]F_{y}&={\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial \tau _{y}}{\partial z}}.\end{aligned}}}$

هنا، يمثل F قوة القص لكل وحدة كتلة (القيمة الافتراضية) ،${\displaystyle \rho }$يمثل كثافة الهواء و${\displaystyle \tau }$يمثل إجهاد قص الرياح. علاوة على ذلك، يمثل z اتجاه الرفع ، بينما يمثل x الاتجاه الأفقي ، ويمثل y الاتجاه الرأسي . تُسمى المشتقات الرأسية لمكونات إجهاد الرياح أيضًا باللزوجة الدوامية الرأسية . ^{[ 5 ]} تصف المعادلة كيف تتناقص القوة المؤثرة على سطح الماء مع زيادة كثافة الغلاف الجوي، أو بتعبير أدق، مع زيادة كثافة طبقة الحدود الجوية (وهي طبقة المائع التي يُلاحظ فيها تأثير الاحتكاك). من ناحية أخرى ، تزداد القوة المؤثرة على سطح الماء مع زيادة اللزوجة الدوامية الرأسية. يمكن أيضًا وصف إجهاد الرياح بأنه انتقال هابط للزخم والطاقة من الهواء إلى الماء.

مقدار إجهاد الرياح (${\displaystyle \tau }$غالبًا ما يتم تحديد معلمات ) كدالة لسرعة الرياح${\displaystyle U_{h}}$على ارتفاع معين${\displaystyle h}$فوق السطح على شكل

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

هنا،${\displaystyle \rho _{\text{air}}}$تمثل كثافة الهواء السطحي، و CD معامل سحب الرياح عديم الأبعاد، _وهو دالة مستودع لجميع التبعيات المتبقية. ومن القيم الشائعة الاستخدام لمعامل السحب:${\displaystyle C_{D}=0.0015}$بما أن تبادل الطاقة والزخم والرطوبة يُحدد عادةً باستخدام معادلات الغلاف الجوي الكلية، فإن المعادلة أعلاه هي معادلة شبه تجريبية لإجهاد الرياح السطحي. وعادةً ما يكون الارتفاع الذي تُقاس عنده سرعة الرياح في معادلات مقاومة الرياح 10 أمتار فوق سطح الماء. ^{[ 6 ] [ 7 ]} وتوضح معادلة إجهاد الرياح كيف يزداد الإجهاد مع زيادة كثافة الغلاف الجوي وارتفاع سرعة الرياح.

عندما تكون قوة القص الناتجة عن الإجهاد في حالة توازن مع قوة كوريوليس ، يمكن كتابة ذلك على النحو التالي:

${\displaystyle {\begin{aligned}\Sigma F_{x}={\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial \tau _{x}}{\partial z}}+fv=0,\\-fv&={\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial \tau _{x}}{\partial z}};\\\Sigma F_{y}={\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial \tau _{y}}{\partial z}}-fu=0,\\fu&={\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial \tau _{y}}{\partial z}}.\end{aligned}}}$

حيث f هو معامل كوريوليس ، و u و v هما التياران المداري والزوالي على التوالي .${\displaystyle +fv}$و${\displaystyle -fu}$تمثل قوى كوريوليس المدارية وقوى كوريوليس الزوالية على التوالي .

يُعرف هذا التوازن بين القوى بتوازن إيكمان . ومن الافتراضات المهمة التي يقوم عليها توازن إيكمان: انعدام الحدود، ووجود طبقة مائية عميقة بلا حدود، وثبات لزوجة الدوامات الرأسية، وظروف باروتروبية مع انعدام التدفق الجيوستروفي ، وثبات معامل كوريوليس. تُسمى التيارات المحيطية الناتجة عن هذا التوازن بتيارات إيكمان. في نصف الكرة الشمالي ، تتجه تيارات إيكمان السطحية بزاوية 45 درجة إلى يمين اتجاه إجهاد الرياح، بينما في نصف الكرة الجنوبي تتجه بالزاوية نفسها إلى يسار اتجاه إجهاد الرياح. أما اتجاهات تدفق التيارات الأعمق فتنحرف أكثر نحو اليمين في نصف الكرة الشمالي ونحو اليسار في نصف الكرة الجنوبي. تُعرف هذه الظاهرة باسم لولب إيكمان . ^{[ 4 ] [ 8 ]}

يمكن الحصول على نقل إيكمان من خلال التكامل الرأسي لميزان إيكمان، مما يعطي:

${\displaystyle {\begin{aligned}U_{E}&={\frac {\tau _{y}}{f\rho D}},\\[5pt]V_{E}&=-{\frac {\tau _{x}}{f\rho D}},\end{aligned}}}$

حيث D هو عمق طبقة إيكمان . يكون نقل إيكمان، المُقاس بمتوسط ​​العمق ، عموديًا على إجهاد الرياح، ويتجه، مرة أخرى، إلى يمين اتجاه إجهاد الرياح في نصف الكرة الشمالي، وإلى يسار اتجاه إجهاد الرياح في نصف الكرة الجنوبي. ولذلك، تُولّد الرياح الموازية للساحل نقلًا باتجاه الساحل أو بعيدًا عنه. بالنسبة للقيم الصغيرة لـ D ، يمكن أن يعود الماء من أو إلى طبقات المياه العميقة، مما يؤدي إلى صعود أو هبوط مياه إيكمان . كما يمكن أن يحدث الصعود الناتج عن نقل إيكمان عند خط الاستواء بسبب تغير إشارة معامل كوريوليس في نصفي الكرة الشمالي والجنوبي، والرياح الشرقية المستقرة التي تهب شمال وجنوب خط الاستواء. ^{[ 5 ] [ 1 ]}

نظراً للتغيرات الزمنية الكبيرة للرياح، فإن تأثيرها على سطح المحيط شديد التغير أيضاً. وهذا أحد أسباب التغيرات الداخلية في تدفقات المحيط، إذ تُحدث هذه التغيرات في تأثير الرياح تغيرات في مجال الأمواج والتيارات المتولدة. كما يحدث تغير في تدفقات المحيط لأن تغيرات تأثير الرياح تُشكل اضطرابات في متوسط ​​تدفق المحيط، مما يؤدي إلى عدم استقراره . ومن الظواهر المعروفة التي تنتج عن تغيرات في إجهاد الرياح السطحية فوق المحيط الهادئ الاستوائي ظاهرة النينيو-التذبذب الجنوبي (ENSO). ^{[ 1 ]}

يُؤثر متوسط ​​إجهاد الرياح السنوي العالمي على دوران المحيطات العالمي. تبلغ القيم النموذجية لإجهاد الرياح حوالي 0.1 باسكال، وبشكل عام، يكون إجهاد الرياح الأفقي أقوى من إجهاد الرياح الرأسي، كما هو موضح في الشكلين 2.1 و2.2. كما يُلاحظ أن أعلى قيم إجهاد الرياح تحدث في المحيط الجنوبي في الاتجاه الأفقي، حيث تبلغ حوالي 0.3 باسكال. يُبين الشكلان 2.3 و2.4 أن التغيرات الشهرية في أنماط إجهاد الرياح طفيفة، وأن الأنماط العامة تبقى ثابتة على مدار العام. يُلاحظ وجود رياح شرقية قوية (أي تهب باتجاه الغرب)، تُسمى الرياح الشرقية أو الرياح التجارية بالقرب من خط الاستواء، ورياح غربية قوية جدًا في خطوط العرض المتوسطة (بين ±30° و±60°)، تُسمى الرياح الغربية، ورياح شرقية أضعف في خطوط العرض القطبية. كذلك، وعلى نطاق سنوي واسع، يكون مجال إجهاد الرياح متجانسًا إلى حد كبير أفقيًا. تُعدّ أنماط إجهاد الرياح المدارية المهمة هي التيارات المتجهة شمالًا (جنوبًا) على السواحل الشرقية (الغربية) للقارات في نصف الكرة الشمالي، وعلى السواحل الغربية (الشرقية) في نصف الكرة الجنوبي، إذ تُولّد هذه التيارات ظاهرة الصعود الساحلي التي تُحفّز النشاط البيولوجي. ويمكن ملاحظة أمثلة على هذه الأنماط في الشكل 2.2 على الساحل الشرقي لأمريكا الشمالية والساحل الغربي لأمريكا الجنوبية. ^{[ 4 ] [ 1 ]}

يُعدّ إجهاد الرياح أحد العوامل المحركة لدوران المحيطات واسع النطاق، إلى جانب عوامل أخرى كقوة جاذبية القمر والشمس، واختلافات الضغط الجوي عند مستوى سطح البحر، والتيارات الناتجة عن تبريد الغلاف الجوي وتبخره . مع ذلك، فإنّ مساهمة إجهاد الرياح في التأثير على الدوران العام للمحيطات هي الأكبر. تستجيب مياه المحيطات لإجهاد الرياح نظرًا لمقاومتها المنخفضة للقص، وانتظام هبوب الرياح فوق المحيط. يؤدي اجتماع الرياح الشرقية قرب خط الاستواء والرياح الغربية في خطوط العرض المتوسطة إلى دورانات كبيرة في شمال وجنوب المحيط الأطلسي، وشمال وجنوب المحيط الهادئ، والمحيط الهندي، مع تيارات غربية قرب خط الاستواء وتيارات شرقية في خطوط العرض المتوسطة. ينتج عن ذلك تيارات دوامية مميزة في المحيطين الأطلسي والهادئ، تتكون من دوامة شبه قطبية ودوامة شبه استوائية. ^{[ 4 ] [ 1 ]} تدفع الرياح الغربية القوية في المحيط الجنوبي التيار القطبي الجنوبي، وهو التيار السائد في نصف الكرة الجنوبي، ولا يوجد تيار مماثل له في نصف الكرة الشمالي. ^{[ 1 ]}

صاغ هارالد سفيردروب المعادلات التي تصف ديناميكيات المحيطات واسعة النطاق ، والتي عُرفت فيما بعد باسم ديناميكيات سفيردروب. ومن أهمها توازن سفيردروب الذي يصف العلاقة بين إجهاد الرياح والنقل الميريدياني المتكامل رأسيًا للمياه. ^{[ 10 ]} وقدّم هنري ستوميل إسهاماتٍ بارزة أخرى في وصف دوران المحيطات واسع النطاق ، حيث صاغ أول نظرية صحيحة لتيار الخليج ^{[ 11 ]} ونظريات دوران الأعماق السحيقة. ^{[ 12 ] [ 13 ]} وقبل صياغة هذه النظريات بزمن طويل، كان البحارة على دراية بالتيارات السطحية الرئيسية للمحيطات. فعلى سبيل المثال، نشر بنجامين فرانكلين خريطة لتيار الخليج عام 1770، ويعود اكتشاف تيار الخليج في أوروبا إلى رحلة خوان بونس دي ليون عام 1512. ^{[ 14 ] [ 15 ]} وإلى جانب القياسات الهيدروغرافية، توجد طريقتان لقياس تيارات المحيطات مباشرةً. أولاً، يمكن قياس سرعة أويلر باستخدام مقياس تيار موصول بحبل في عمود الماء . وثانياً، يمكن استخدام عوامة ، وهي جسم يتحرك مع التيارات ويمكن قياس سرعته. ^{[ 1 ]}

تُؤدي ظاهرة الصعود بفعل الرياح إلى جلب المغذيات من المياه العميقة إلى السطح، مما يُحفز الإنتاجية البيولوجية. ولذلك، يُؤثر الإجهاد الناتج عن الرياح على النشاط البيولوجي في جميع أنحاء العالم. ومن أهم أشكال ظاهرة الصعود بفعل الرياح: الصعود الساحلي والصعود الاستوائي .

يحدث صعود المياه الساحلية عندما يكون اتجاه إجهاد الرياح موازياً للساحل في نصف الكرة الشمالي (الجنوبي). في هذه الحالة، يتجه نقل إيكمان بعيداً عن الساحل، مما يدفع المياه من الأسفل إلى الأعلى. من أشهر مناطق صعود المياه الساحلية: تيار الكناري ، وتيار بنغويلا ، وتيار كاليفورنيا ، وتيار هومبولت ، وتيار الصومال . تدعم هذه التيارات جميعها مصائد أسماك رئيسية بفضل زيادة النشاط البيولوجي فيها.

يحدث الصعود الاستوائي نتيجةً لهبوب الرياح التجارية غربًا في كلٍّ من نصفي الكرة الأرضية الشمالي والجنوبي. مع ذلك، فإنّ نقل إيكمان المصاحب لهذه الرياح التجارية يكون بزاوية 90 درجة إلى يمين اتجاه الرياح في نصف الكرة الشمالي، و90 درجة إلى يسار اتجاهها في نصف الكرة الجنوبي. ونتيجةً لذلك، تُنقل المياه شمال خط الاستواء بعيدًا عنه، وكذلك جنوبه. يجب تعويض هذا التباعد الأفقي للكتلة، ومن ثمّ يحدث الصعود. ^{[ 4 ] [ 1 ]}

أمواج الرياح هي أمواج تتشكل على سطح الماء نتيجةً لتأثير إجهاد الرياح على سطح الماء، وقوة الجاذبية التي تعمل كقوة مُعيدة لإعادة سطح الماء إلى وضعه الطبيعي. تُعرف أمواج الرياح في المحيط أيضًا بأمواج سطح المحيط. تتفاعل أمواج الرياح مع تيارات الهواء والماء فوقها وتحتها. ولذلك، تتحدد خصائص أمواج الرياح بعمليات التفاعل بين الطبقات الحدية للغلاف الجوي والمحيط. كما تلعب أمواج الرياح نفسها دورًا هامًا في عمليات التفاعل بين المحيط والغلاف الجوي. يمكن لأمواج الرياح في المحيط أن تنتقل لآلاف الكيلومترات. ولا يزال الوصف الدقيق للآليات الفيزيائية التي تُسبب نمو أمواج الرياح، والمتوافقة مع الملاحظات، قيد التطوير. ومن الشروط الأساسية لنمو أمواج الرياح سرعة رياح لا تقل عن 0.05  متر/ثانية. ^{[ 2 ] [ 16 ] [ 17 ] [ 18 ]}

معامل السحب كمية لا بُعدية تُحدد مقاومة سطح الماء. ونظرًا لاعتماده على سرعة الرياح ، يُعبّر عنه بصيغ مختلفة باختلاف النطاقات الزمنية والمكانية. لا يوجد حتى الآن تعبير عام لمعامل السحب، وقيمته غير معروفة في الظروف غير المستقرة وغير المثالية. عمومًا، يزداد معامل السحب مع ازدياد سرعة الرياح، ويكون أكبر في المياه الضحلة. ^{[ 2 ]} يُعبّر عن معامل السحب الجيوستروفي كما يلي: ^{[ 2 ]}

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

أين${\displaystyle U_{g}}$هي الرياح الجيوستروفية التي تُعطى بالمعادلة التالية:

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

في نماذج المناخ العالمية، يُستخدم عادةً معامل سحب مناسب لمقياس مكاني 1° × 1° ومقياس زمني شهري. في هذا المقياس الزمني، يمكن أن تتقلب الرياح بشدة. ويمكن التعبير عن متوسط ​​إجهاد القص الشهري كما يلي:

${\displaystyle \langle \tau \rangle =\rho \langle C_{D}\rangle \langle U\rangle ^{2}\left(1+{\frac {\langle U'^{2}\rangle }{\langle U\rangle ^{2}}}\right),}$

أين${\displaystyle \rho }$الكثافة،${\displaystyle C_{D}}$هو معامل السحب،${\displaystyle \langle U\rangle }$يمثل متوسط ​​سرعة الرياح الشهرية، و U' يمثل التذبذب عن المتوسط ​​الشهري. ^{[ 2 ]}

${\displaystyle C_{D}=1.3\times 10^{-3}\left(1+{\frac {\langle U'^{2}\rangle }{\langle U\rangle ^{2}}}\right).}$

لا يمكن قياس إجهاد الرياح على سطح المحيط مباشرةً. وللحصول على قياسات لإجهاد الرياح، تُقاس كمية أخرى يسهل قياسها، مثل سرعة الرياح ، ثم تُستخلص قيم إجهاد الرياح من خلال عملية بارامترية. ومع ذلك، تظل قياسات إجهاد الرياح مهمة لأن قيمة معامل السحب غير معروفة في الظروف غير المستقرة وغير المثالية. ويمكن لقياسات إجهاد الرياح في مثل هذه الظروف أن تحل مشكلة معامل السحب المجهول. وتُعرف أربع طرق لقياس معامل السحب، وهي: طريقة إجهاد رينولدز، وطريقة التبديد، وطريقة المقطع العرضي، وطريقة استخدام الاستشعار عن بُعد بالرادار. ^{[ 2 ]}

يمكن للرياح أيضاً أن تمارس قوة ضغط على سطح الأرض مما قد يؤدي إلى تآكل الأرض.