إجهاد الرياح

الديناميكا

من جهة ثانية، حيث تمثّل F قوة القص لكل وحدة كتلة، و كثافة الهواء، و إجهاد قص الرياح. وإضافةً إلى ذلك، z هو اتجاه الرفع، بينما x يوافق الاتجاه النطاقي (شرق–غرب) وy يوافق الاتجاه الطوالي (شمال–جنوب). وتُسمّى المشتقات الرأسية لمركّبات إجهاد الرياح كذلك اللزوجة الدوامية الرأسية. وتصف المعادلة كيف تتناقص القوة المسلّطة على سطح الماء كلما كان الغلاف الجوي أكثف — أو بدقة أكبر، كلما كانت الطبقة الحدّية الجوية أكثف (وهي طبقة المائع التي يُحسّ فيها أثر الاحتكاك). وفي المقابل تزداد القوة المسلّطة على سطح الماء حين تزداد اللزوجة الدوامية الرأسية. ويمكن كذلك وصف إجهاد الرياح بأنه انتقال هابط للزخم والطاقة من الهواء إلى الماء.

من جانب آخر، تشوّه الريح الهابّة موازيةً لسطح مائي ذلك السطحَ نتيجة فعل القص الناجم عن هبوب الريح السريعة فوق الماء الراكد، فتسلّط الريح قوة قص على السطح. وإجهاد الرياح هو مركّبة هذه القوة العاملة موازيةً للسطح لكل وحدة مساحة. وتُعطى هذه القوة المسلّطة على سطح الماء بفعل إجهاد القص بالعلاقة:

خلفية

من جانب آخر، حين تهبّ الريح فوق محيط ساكن فإنها تولّد أولًا أمواج رياح صغيرة النطاق تستخلص الطاقة والزخم من حقل الأمواج. ونتيجةً لذلك يولّد تدفّق الزخم (أي معدّل انتقال الزخم لكل وحدة مساحة ووحدة زمن) تيارًا. وتستطيع هذه التيارات السطحية أن تنقل الطاقة (مثل الحرارة) والكتلة (مثل الماء أو المغذّيات) حول الكرة الأرضية. وتشكّل التفاعلات بين الرياح وأمواج الرياح والتيارات جزءًا جوهريًا من ديناميكا المحيطات العالمية. وفي نهاية المطاف تؤثر أمواج الرياح بدورها في حقل الرياح، مما يفضي إلى تفاعل معقّد بين الريح والماء لا يزال البحث عن وصف نظري صحيح له جاريًا. ويكمّم سلم بوفورت التقابل بين سرعة الريح ومختلف حالات البحر. ولا يُثار بإجهاد الرياح سوى الطبقة العليا من المحيط (طبقة الخلط)، ويبلغ عمق هذه الطبقة رتبة 10 أمتار.

وفي هذا السياق، الإجهاد هو الكمية الفيزيائية التي تصف مقدار القوة المسبّبة لتشوّه جسم ما. ولذلك يُعرَّف الإجهاد بأنه القوة لكل وحدة مساحة، ووحدته في نظام الوحدات الدولي هي الباسكال. وحين تعمل القوة المشوِّهة موازيةً لسطح الجسم تُسمّى قوة قص، ويُسمّى الإجهاد الناتج عنها إجهاد القص.

التيارات الصاعدة المدفوعة بالرياح

كذلك، ويحدث الصعود الاستوائي بسبب الرياح التجارية الهابّة نحو الغرب في نصفَي الأرض الشمالي والجنوبي معًا. غير أن نقل إيكمان المرتبط بهذه الرياح يتّجه بزاوية 90° إلى يمين الرياح في نصف الأرض الشمالي وبزاوية 90° إلى يسارها في نصف الأرض الجنوبي. وينتج عن ذلك أن الماء يُنقل بعيدًا عن خط الاستواء شمالَه وجنوبَه معًا. ولا بد من التعويض عن هذا التباعد الأفقي في الكتلة، ومن ثمّ يحدث الصعود.

وفي هذا الصدد، يحدث الصعود الساحلي حين يتّجه إجهاد الرياح والساحلُ عن يساره (يمينه) في نصف الأرض الشمالي (الجنوبي). وعندئذٍ يتّجه نقل إيكمان بعيدًا عن الساحل قاسرًا المياه من الأسفل على الصعود. ومن مناطق الصعود الساحلي المعروفة تيار كناري وتيار بنغويلا وتيار كاليفورنيا وتيار همبولت وتيار الصومال. وتعيل هذه التيارات جميعًا مصايد أسماك كبرى بفضل ازدياد النشاط الحيوي.

في هذا الإطار، يجلب الصعود المدفوع بالرياح المغذّيات من المياه العميقة إلى السطح، مما يفضي إلى إنتاجية حيوية. ولذلك يؤثر إجهاد الرياح في النشاط الحيوي حول الكرة الأرضية. ومن أهم صور الصعود المدفوع بالرياح الصعودُ الساحلي والصعود الاستوائي.

موازنة إيكمان

من جانب آخر، حيث D عمق طبقة إيكمان. ويكون نقل إيكمان المتوسَّط بالعمق متعامدًا مع إجهاد الرياح، ومتّجهًا مرة أخرى إلى يمين اتجاه إجهاد الرياح في نصف الأرض الشمالي وإلى يساره في نصف الأرض الجنوبي. ولذلك تولّد الرياح الموازية للساحل نقلًا نحو الساحل أو بعيدًا عنه. وعند القيم الصغيرة لـD يمكن أن يعود الماء من طبقات مائية أعمق أو إليها، فينتج صعود أو هبوط إيكماني. ويمكن أن يحدث الصعود بفعل نقل إيكمان عند خط الاستواء كذلك، بسبب تغيّر إشارة وسيط كوريوليس بين نصفَي الأرض الشمالي والجنوبي، وبسبب الرياح الشرقية المستقرة الهابّة شمال خط الاستواء وجنوبه.

من جانب آخر، حين تتوازن قوة القص الناجمة عن الإجهاد مع قوة كوريوليس، يمكن كتابة ذلك على الصورة:

من جهة ثانية، ويمكن الحصول على نقل إيكمان بمكاملة موازنة إيكمان رأسيًا، فينتج:

وفي السياق ذاته، حيث f هو وسيط كوريوليس، وu وv هما على الترتيب التياران النطاقي والطوالي، و و هما على الترتيب قوّتا كوريوليس النطاقية والطوالية.

من جهة ثانية، ويُعرف هذا التوازن في القوى بموازنة إيكمان. ومن الافتراضات المهمة التي تقوم عليها موازنة إيكمان أن لا حدود هناك، وأن طبقة الماء لاأنهائية العمق، وأن اللزوجة الدوامية الرأسية ثابتة، وأن الشروط باروترويبية بلا جريان دوراني أرضي، وأن وسيط كوريوليس ثابت. وتُسمّى التيارات المحيطية التي يولّدها هذا التوازن تيارات إيكمان. ففي نصف الأرض الشمالي تتّجه تيارات إيكمان عند السطح بزاوية 45° إلى يمين اتجاه إجهاد الرياح، وفي نصف الأرض الجنوبي تتّجه بالزاوية نفسها إلى اليسار. أما اتجاهات جريان التيارات الأعمق فتنحرف أكثر نحو اليمين في نصف الأرض الشمالي ونحو اليسار في نصف الأرض الجنوبي، وتُسمّى هذه الظاهرة حلزون إيكمان.

صيغ معامل السحب

ويُعبَّر عن معامل السحب الدوراني الأرضي بالصورة:

في هذا الإطار، وفي نماذج المناخ العالمية كثيرًا ما يُستعمل معامل سحب مناسب لمقياس مكاني قدره 1° × 1° ومقياس زمني شهري. وفي مقياس زمني كهذا يمكن أن تتقلّب الريح تقلّبًا شديدًا. ويمكن التعبير عن متوسط إجهاد القص الشهري بالصورة:

حيث هي الريح الدورانية الأرضية المعطاة بالعلاقة:

وفي السياق ذاته، معامل السحب كمية لاأبعادية تكمّم مقاومة سطح الماء. ولمّا كان معامل السحب يعتمد على ماضي الريح، فإنه يُعبَّر عنه بصور مختلفة باختلاف المقاييس الزمنية والمكانية. ولا يوجد حتى الآن تعبير عام لمعامل السحب، وقيمته مجهولة في الشروط غير المستقرة وغير المثالية. وعمومًا يزداد معامل السحب بازدياد سرعة الريح، ويكون أكبر في المياه الأضحل.

في هذا الإطار، حيث الكثافة، و معامل السحب، و متوسط الريح الشهري، وU' التقلّب عن المتوسط الشهري:

القياسات

ومن ناحية أخرى، لا يمكن قياس إجهاد الرياح على سطح المحيط قياسًا مباشرًا. وللحصول على قياسات إجهاد الرياح تُقاس كمية أخرى سهلة القياس مثل سرعة الرياح، ثم تُستخلص أرصاد إجهاد الرياح منها بالتعيير. ومع ذلك تبقى قياسات إجهاد الرياح مهمة لأن قيمة معامل السحب مجهولة في الشروط غير المستقرة وغير المثالية، وقياسات إجهاد الرياح في مثل هذه الشروط كفيلة بحلّ إشكال معامل السحب المجهول. وتُعرف أربع طرائق لقياس معامل السحب هي: طريقة إجهاد رينولدز، وطريقة التبدّد، وطريقة المنحى الرأسي، وطريقة تستعمل الاستشعار عن بعد بالرادار.

الدوران المحيطي واسع النطاق

وفي هذا الصدد، صاغ هارالد سفردروب المعادلات الواصفة لديناميكا المحيطات واسعة النطاق، وعُرفت باسم ديناميكا سفردروب. ومن المهم فيها موازنة سفردروب التي تصف العلاقة بين إجهاد الرياح والنقل الطوالي المكامَل رأسيًا للماء. وقدّم هنري ستومل إسهامات مهمة أخرى في وصف الدوران المحيطي واسع النطاق، إذ صاغ أول نظرية صحيحة لتيار الخليج ونظريات الدوران السحيق. وقبل صياغة هذه النظريات بزمن طويل كان البحّارة على دراية بالتيارات المحيطية السطحية الكبرى؛ فمثلًا نشر بنجامين فرانكلين خريطة لتيار الخليج في عام 1770، ويعود الاكتشاف الأوروبي لتيار الخليج إلى بعثة خوان بونثي دي ليون في عام 1512. وإلى جانب هذه القياسات الهيدروغرافية، ثمة طريقتان لقياس التيارات المحيطية مباشرةً: الأولى قياس السرعة الأويلرية باستعمال مقياس تيار على طول حبل في عمود الماء، والثانية استعمال عوّامة جارفة، وهي جسم يتحرك مع التيارات ويمكن قياس سرعته.

في هذا الإطار، إجهاد الرياح أحد محرّكات الدوران المحيطي واسع النطاق، ومن محرّكاته الأخرى شدّ الجاذبية الذي يمارسه القمر والشمس، والفروق في الضغط الجوي عند مستوى سطح البحر، والحمل الحراري الناتج عن التبريد الجوي والتبخّر. غير أن إسهام إجهاد الرياح في قسر الدوران المحيطي العام هو الأكبر. وتستجيب مياه المحيط لإجهاد الرياح بسبب ضعف مقاومتها للقص، وبسبب الاتساق النسبي الذي تهبّ به الرياح فوق المحيط. ويدفع اجتماعُ الرياح الشرقية قرب خط الاستواء والرياح الغربية في العروض الوسطى دوراناتٍ ذات شأن في شمال المحيط الأطلسي وجنوبه، وشمال المحيط الهادئ وجنوبه، وفي المحيط الهندي، مع تيارات متّجهة غربًا قرب خط الاستواء وتيارات متّجهة شرقًا في العروض الوسطى. وينتج عن ذلك جريانات الدوامات المحيطية المميّزة في الأطلسي والهادئ، وتتألف من دوامة تحت قطبية ودوامة تحت مدارية. وتدفع الرياح الغربية القوية في المحيط الجنوبي التيار القطبي للقطب الجنوبي، وهو التيار المهيمن في نصف الأرض الجنوبي، ولا يوجد تيار مماثل له في نصف الأرض الشمالي.

تعييرات إجهاد الرياح

ومن ناحية أخرى، حيث كثافة هواء السطح، وCD معامل سحب لاأبعادي للرياح يعمل مستودعًا لسائر الاعتماديات المتبقية. وقيمة شائعة الاستعمال لمعامل السحب هي .

علاوةً على ذلك، ولمّا كان تبادل الطاقة والزخم والرطوبة يُعيَّر غالبًا بصيغ جوية كلّية، فإن المعادلة أعلاه هي الصيغة الكلّية شبه التجريبية لإجهاد الرياح السطحي. والارتفاع الذي تُنسب إليه سرعة الرياح في صيغ سحب الرياح هو عادةً 10 أمتار فوق سطح الماء. وتفسّر صيغة إجهاد الرياح كيف يزداد الإجهاد كلما كان الغلاف الجوي أكثف وسرعات الرياح أعلى.

وفي السياق ذاته، كثيرًا ما يُعيَّر مقدار إجهاد الرياح بدلالة سرعة الرياح على ارتفاع معيّن فوق السطح، على الصورة:

إجهاد الرياح على سطح اليابسة

• انظر كذلك
• نقل إيكمان
• تيار محيطي
• موجة رياح
• دورة حرارية ملحية

وعلى صعيد آخر، يمكن للرياح أن تمارس قوة إجهاد على سطح اليابسة كذلك، مما قد يؤدي إلى تعرية الأرض.

أنماط إجهاد الرياح العالمية

علاوةً على ذلك، يقسر متوسط إجهاد الرياح العالمي السنوي الدورانَ المحيطي العالمي. والقيم النموذجية لإجهاد الرياح نحو 0.1 باسكال، وعمومًا يكون إجهاد الرياح النطاقي أقوى من الطوالي كما يظهر في الشكلين 2.1 و2.2. ويظهر كذلك أن أكبر قيم إجهاد الرياح تقع في المحيط الجنوبي في الاتجاه النطاقي بقيم نحو 0.3 باسكال. ويبيّن الشكلان 2.3 و2.4 أن التغيّرات الشهرية في أنماط إجهاد الرياح طفيفة فحسب، وأن الأنماط العامة تبقى على حالها طوال السنة. ويُلاحظ وجود رياح شرقية قوية (أي تهبّ نحو الغرب) قرب خط الاستواء تُسمّى الرياح التجارية، ورياح غربية شديدة القوة في العروض الوسطى (بين ±30° و±60°) تُسمّى الغربيات، ورياح شرقية أضعف في العروض القطبية. كما أن حقل إجهاد الرياح، على مقياس سنوي واسع، متجانس نطاقيًا إلى حدٍّ معقول. ومن أنماط إجهاد الرياح الطوالية المهمة التياراتُ المتّجهة شمالًا (جنوبًا) على السواحل الشرقية (الغربية) للقارات في نصف الأرض الشمالي، وعلى الساحل الغربي (الشرقي) في نصف الأرض الجنوبي، إذ تولّد هذه صعودًا ساحليًا يحدث نشاطًا حيويًا. ويمكن ملاحظة أمثلة على هذه الأنماط في الشكل 2.2 على الساحل الشرقي لأمريكا الشمالية وعلى الساحل الغربي لأمريكا الجنوبية.

من جانب آخر، نظرًا للتغيّرية الزمنية الشديدة للرياح، فإن قسر الرياح على سطح المحيط شديد التغيّرية كذلك. وهذا أحد أسباب التغيّرية الداخلية للجريانات المحيطية، إذ تُحدث هذه التغيّرات في قسر الرياح تغيّرات في حقل الأمواج وفي التيارات المتولّدة عنه. كما تحدث تغيّرية الجريانات المحيطية لأن تغيّرات قسر الرياح اضطرابات للجريان المحيطي المتوسط، مما يفضي إلى عدم استقرارية. ومن الظواهر المعروفة الناجمة عن تغيّرات إجهاد الرياح السطحي فوق المحيط الهادئ المداري تذبذب النينو الجنوبي.

أمواج الرياح

علاوةً على ذلك، أمواج الرياح أمواج على سطح الماء تتولّد بفعل قص إجهاد الرياح على سطح الماء، وبفعل سعي الجاذبية — التي تعمل قوةً مُعيدة — إلى إرجاع سطح الماء إلى وضع اتزانه. وتُعرف أمواج الرياح في المحيط كذلك بأمواج سطح المحيط. وتتفاعل أمواج الرياح مع جريانَي الهواء والماء فوقها وتحتها معًا، ولذلك تتحدّد خصائصها بعمليات الاقتران بين الطبقتين الحدّيتين للغلاف الجوي والمحيط. كما تؤدي أمواج الرياح نفسها دورًا مهمًا في عمليات التفاعل بين المحيط والغلاف الجوي. ويمكن لأمواج الرياح في المحيط أن تقطع آلاف الكيلومترات. ولم يكتمل بعدُ وصفٌ سليم للآليات الفيزيائية المسبّبة لنموّ أمواج الرياح يتوافق مع الأرصاد. ومن الشروط الضرورية لنموّ أمواج الرياح أن تبلغ سرعة الريح 0.05 م/ث على الأقل.