Wellengang (Ozean) – Wikipedia

Eine Reihe von Wellen, die von fernen Wettersystemen erzeugt werden

EIN anschwellen, manchmal auch als bezeichnet Bodenwellen, im Kontext eines Ozeans, Meeres oder Sees, ist eine Reihe mechanischer Wellen, die sich entlang der Grenzfläche zwischen Wasser und Luft unter dem vorherrschenden Einfluss der Schwerkraft ausbreiten und daher oft als Oberflächengravitationswellen bezeichnet werden. Diese Oberflächenschwerewellen haben ihren Ursprung als Windwellen, sind aber die Folge der Ausbreitung von Windwellen von fernen Wettersystemen, bei denen der Wind eine Zeit lang über einen Wasservorrat bläst und diese Wellen mit Geschwindigkeiten aus dem Quellgebiet austreten die eine Funktion von Wellenperiode und -länge sind. Allgemeiner gesagt besteht ein Swell aus winderzeugten Wellen, die zu diesem Zeitpunkt nicht stark vom lokalen Wind beeinflusst werden. Dünungswellen haben oft eine relativ lange Wellenlänge, da kurzwellige Wellen weniger Energie tragen und sich schneller auflösen, dies variiert jedoch aufgrund der Größe, Stärke und Dauer des für die Dünung verantwortlichen Wettersystems und der Größe des Wasserkörpers und variiert von Ereignis zu Ereignis und von demselben Ereignis im Laufe der Zeit. Gelegentlich kommt es als Folge der schwersten Stürme zu Dünungen, die länger als 700 m sind.

Schwellrichtung ist die Richtung, aus der sich der Schwell bewegt. Sie wird als geografische Richtung angegeben, entweder in Grad oder in Himmelsrichtungen, wie NNW- oder SW-Swell, und wie bei Winden ist die angegebene Richtung im Allgemeinen die Richtung, aus der der Swell kommt. Dünungen haben einen engeren Frequenz- und Richtungsbereich als lokal erzeugte Windwellen, da sie sich von ihrem Erzeugungsbereich entfernt haben und im Laufe der Zeit dazu neigen, nach Ausbreitungsgeschwindigkeit zu sortieren, wobei die schnelleren Wellen zuerst einen entfernten Punkt passieren. Dünungen nehmen eine definiertere Form und Richtung an und sind weniger zufällig als lokal erzeugte Windwellen.

Formation[edit]

Große Brecher, die an einem Ufer beobachtet werden, können von fernen Wettersystemen über dem Ozean herrühren. Fünf Faktoren wirken zusammen, um die Größe von Windwindwellen zu bestimmen^[1] die zu Ozeanschwellung werden:

• Windgeschwindigkeit – der Wind muss sich schneller als der Wellenberg bewegen (in der Richtung, in der sich der Wellenberg ausbreitet) für die Nettoenergieübertragung von der Luft auf das Wasser; stärkere anhaltende Winde erzeugen größere Wellen
• Die ununterbrochene Strecke des offenen Wassers, über die der Wind ohne wesentliche Richtungsänderung bläst (genannt holen)
• Breite der Wasseroberfläche im Fetch
• Winddauer – die Zeit, in der der Wind über den Fetch geblasen hat
• Wassertiefe

Eine Welle wird mit den folgenden Dimensionen beschrieben:

Die Wellenlänge ist eine Funktion der Periode und der Wassertiefe für Tiefen von weniger als ungefähr der halben Wellenlänge, wo die Wellenbewegung durch Reibung mit dem Boden beeinflusst wird.

after-content-x4

Auswirkungen von Tiefwasserwellen auf die Bewegung von Wasserpartikeln (Stokes-Drift).

Ein voll entwickeltes Meer hat die theoretisch maximal mögliche Wellengröße für einen Wind einer bestimmten Stärke und Stärke. Eine weitere Exposition gegenüber diesem spezifischen Wind würde zu einem Energieverlust in Höhe des Energieeintrags führen, der einen stationären Zustand ergibt, aufgrund der Energiedissipation aus der Viskosität und dem Brechen der Wellenspitzen als “Whitecaps”.

Wellen in einem bestimmten Gebiet haben typischerweise eine Reihe von Höhen. Für die Wetterberichterstattung und für die wissenschaftliche Analyse von Windwellenstatistiken wird ihre charakteristische Höhe über ein Zeitintervall normalerweise ausgedrückt als signifikante Wellenhöhe. Diese Zahl repräsentiert eine durchschnittliche Höhe des höchsten Drittels der Wellen in einem bestimmten Zeitraum (normalerweise irgendwo im Bereich von 20 Minuten bis zwölf Stunden gewählt) oder in einem bestimmten Wellen- oder Sturmsystem. Die signifikante Wellenhöhe ist auch der Wert, den ein „geschulter Beobachter“ (zB von einer Schiffsbesatzung) aus der visuellen Beobachtung eines Seegangs schätzen würde. Aufgrund der Variabilität der Wellenhöhe sind die größten Einzelwellen wahrscheinlich etwas weniger als das Doppelte der signifikanten Wellenhöhe.^[2]

Die Phasen einer Ozeanoberflächenwelle: 1. Wave Crest, bei dem sich die Wassermassen der Oberflächenschicht horizontal in die gleiche Richtung wie die sich ausbreitende Wellenfront bewegen. 2. Fallende Welle. 3. Trog, wo sich die Wassermassen der Oberflächenschicht horizontal entgegen der Wellenfrontrichtung bewegen. 4. Steigende Welle.

Quellen der Windwellenerzeugung[edit]

Windwellen werden durch Wind erzeugt. Andere Arten von Störungen, wie zum Beispiel seismische Ereignisse, können ebenfalls Schwerewellen verursachen, aber sie sind keine Windwellen und führen im Allgemeinen nicht zu Dünung. Die Erzeugung von Windwellen wird durch die Störungen des Seitenwindfeldes an der Wasseroberfläche ausgelöst.

Für Anfangsbedingungen einer flachen Wasseroberfläche (Beaufort-Skala 0) und abrupten Seitenwindströmungen auf der Wasseroberfläche kann die Erzeugung von Oberflächenwindwellen durch zwei Mechanismen erklärt werden, die durch normale Druckschwankungen von turbulenten Winden und Parallelwinden ausgelöst werden Scherströmungen.

Oberflächenwellenerzeugung durch Winde[edit]

Der Wellenbildungsmechanismus

Von “Windschwankungen”: Die Windwellenbildung wird durch eine zufällige Verteilung des Normaldrucks gestartet, der vom Wind auf das Wasser einwirkt. Durch diesen 1957 von OM Phillips vorgeschlagenen Mechanismus ruht die Wasseroberfläche zunächst, und die Entstehung der Welle wird durch turbulente Windströmungen und dann durch Windschwankungen eingeleitet, wobei Normaldruck auf die Wasseroberfläche einwirkt. Durch diese Druckschwankung entstehen Normal- und Tangentialspannungen, die an der Wasseroberfläche Wellenverhalten erzeugen.

Die Annahmen dieses Mechanismus sind wie folgt:

• Das Wasser ruht ursprünglich;
• Das Wasser ist nicht viskos;
• Das Wasser ist drehungsfrei;
• Der Normaldruck des turbulenten Windes auf die Wasseroberfläche ist zufällig verteilt; und
• Korrelationen zwischen Luft- und Wasserbewegungen werden vernachlässigt.^[3]

Aus “Windscherkräften”: 1957 schlug John W. Miles einen Mechanismus zur Erzeugung von Oberflächenwellen vor, der durch turbulente Windscherungsströmungen ausgelöst wird.

, basierend auf der reibungsfreien Orr-Sommerfeld-Gleichung. Er fand heraus, dass die Energieübertragung vom Wind auf die Wasseroberfläche als Wellengeschwindigkeit,

, ist proportional zur Krümmung des Geschwindigkeitsprofils des Windes,

, an dem Punkt, an dem die mittlere Windgeschwindigkeit gleich der Wellengeschwindigkeit ist (

, wo

ist die mittlere turbulente Windgeschwindigkeit). Da das Windprofil

, ist logarithmisch zur Wasseroberfläche, die Krümmung,

, hat ein negatives Vorzeichen an der Stelle

. Diese Beziehung zeigt, dass die Windströmung an ihrer Grenzfläche ihre kinetische Energie auf die Wasseroberfläche überträgt, und daraus ergibt sich die Wellengeschwindigkeit,

. Die Wachstumsrate kann durch die Krümmung der Winde bestimmt werden (

) auf Lenkhöhe (

) für eine gegebene Windgeschwindigkeit,

.

Die Annahmen dieses Mechanismus sind:

• 2-dimensionale, parallele Scherströmung,
  ${displaystyle Ua(y)}$

  .

• Inkompressibles, nicht viskoses Wasser/Wind.
• Irritationsfreies Wasser.
• Kleine Steigung der Verschiebung der Oberfläche.^[4]

Im Allgemeinen treten diese Wellenbildungsmechanismen zusammen auf der Meeresoberfläche auf, wodurch Windwellen entstehen, die schließlich zu voll entwickelten Wellen anwachsen.^[5] Wenn man eine sehr flache Meeresoberfläche (Beaufort-Zahl, 0) annimmt und eine plötzliche Windströmung stetig darüber bläst, würde der physikalische Wellenerzeugungsprozess wie folgt aussehen:

1. Turbulente Windströmungen bilden an der Meeresoberfläche zufällige Druckschwankungen. Durch die Druckschwankungen werden kleine Wellen mit einer Wellenlänge von wenigen Zentimetern erzeugt (Phillips-Mechanismus).^[3]
2. Der Seitenwind wirkt weiter auf die anfänglich schwankende Meeresoberfläche. Dann werden die Wellen größer, und dabei nehmen die Druckunterschiede zu und die resultierende Scherinstabilität beschleunigt das Wellenwachstum exponentiell (Miles-Mechanismus).^[3]
3. Die Wechselwirkung zwischen den Wellen an der Oberfläche erzeugt längere Wellen (Hasselmann et al., 1973)^[6] und diese Wechselwirkung überträgt Energie von den kürzeren Wellen, die durch den Miles-Mechanismus erzeugt werden, auf diejenigen, die etwas niedrigere Frequenzen haben als bei den Spitzenwellenstärken. Letztlich wird die Wellengeschwindigkeit höher als die des Seitenwinds (Pierson & Moskowitz).^[7]

• (Hinweis: Die meisten Wellengeschwindigkeiten, die aus der Wellenlänge geteilt durch die Periode berechnet werden, sind proportional zur Quadratwurzel der Länge. Daher folgen die Wellen mit Ausnahme der kürzesten Wellenlänge der im nächsten Abschnitt beschriebenen Tiefenwassertheorie. Die 8,5 m lange Welle muss entweder im flachen Wasser oder zwischen tief und flach liegen.)

Entstehung von Schwellwellen[edit]

Lange Dünungswellen entstehen aus den kürzeren Windwellen und nehmen Energie aus ihnen auf. Der Prozess wurde erstmals von Hasselmann beschrieben, nachdem er die nichtlinearen Effekte untersucht hatte, die in der Nähe der Spitzen der höchsten Wellen am stärksten ausgeprägt sind. Er zeigte, dass durch diese Nichtlinearitäten zwei Wellenzüge im tiefen Wasser wechselwirken können, um zwei neue Wellensätze zu erzeugen, von denen einer im Allgemeinen länger und der andere kürzer ist.

Die Gleichung, die Hasselmann^[8] entwickelt, um diesen Prozess zu beschreiben, wird jetzt in den Seegangsmodellen verwendet (zum Beispiel Wavewatch III^[9]) wird von allen wichtigen Wetter- und Klimaprognosezentren verwendet. Dies liegt daran, dass sowohl die Windsee als auch die Dünung erhebliche Auswirkungen auf die Wärmeübertragung vom Ozean in die Atmosphäre haben. Dies betrifft sowohl großräumige Klimasysteme wie den El Niño als auch kleinere Systeme wie die atmosphärischen Depressionen, die sich in der Nähe des Golfstroms entwickeln.

Eine gute physikalische Beschreibung des Hasselmann-Prozesses ist schwer zu erklären, aber die nichtlinearen Effekte sind in der Nähe der Spitzen der höchsten Wellen am größten und die kurzen Wellen, die oft in der Nähe derselben Position brechen, können als Analogie verwendet werden.

Dies liegt daran, dass jede kleine brechende Welle der längeren Welle, auf der sie bricht, einen kleinen Schub gibt. Aus Sicht der langen Welle bekommt sie auf jedem ihrer Wellenberge einen kleinen Schubs, so wie eine Schaukel zum richtigen Zeitpunkt einen kleinen Schubs bekommt. Auch im Wellental gibt es keinen vergleichbaren Effekt – ein Begriff, der die Langwelle tendenziell verkleinern würde.

Aus Sicht eines Physikers ist dieser Effekt von besonderem Interesse, weil er zeigt, wie ein zufälliges Wellenfeld auf Kosten der Energieverluste und der erhöhten Unordnung, die alle betrifft, die Ordnung eines langen Zugs von Quellwellen erzeugen kann die kleinen brechenden Wellen. Die Sortierung von Sandkorngrößen, die man oft am Strand sieht,^[10][11] ist ein ähnlicher Prozess (wie so vieles im Leben).

Verlustleistung[edit]

Die Ableitung der Dünungsenergie ist bei kurzen Wellen viel stärker,^{[citation needed][clarification needed]} deshalb sind Swells von fernen Stürmen nur lange Wellen. Die Ableitung von Wellen mit Perioden von mehr als 13 Sekunden ist sehr schwach, aber immer noch signifikant auf der Skala des Pazifischen Ozeans.^[12] Diese langen Dünungen verlieren die Hälfte ihrer Energie über eine Distanz, die von über 20.000 km (die halbe Distanz um den Globus) bis zu etwas mehr als 2.000 km variiert. Es wurde festgestellt, dass diese Variation eine systematische Funktion der Quellsteilheit ist: das Verhältnis der Quellhöhe zur Wellenlänge. Der Grund für dieses Verhalten ist noch unklar, aber es ist möglich, dass diese Dissipation auf die Reibung an der Luft-Meer-Grenzfläche zurückzuführen ist.

Quelldispersion und Wellengruppen[edit]

Swells werden oft durch Stürme erzeugt, die Tausende von Seemeilen von den Ufern entfernt sind, an denen sie brechen, und die Ausbreitung der längsten Swells wird hauptsächlich durch Küstenlinien begrenzt. So wurden beispielsweise in Kalifornien nach mehr als einer halben Weltumrundung Swells im Indischen Ozean registriert.^[13] Dieser Abstand ermöglicht es, die Wellen, die die Dünungen umfassen, besser zu sortieren und frei von hacken während sie in Richtung Küste fahren. Durch Sturmwinde erzeugte Wellen haben die gleiche Geschwindigkeit und werden sich gruppieren und miteinander reisen.^{[citation needed]} während andere, die sich sogar mit einem Bruchteil eines Meters pro Sekunde langsamer bewegen, zurückbleiben und aufgrund der zurückgelegten Entfernung schließlich viele Stunden später ankommen. Die Zeit der Ausbreitung von der Quelle t ist proportional zum Abstand X geteilt durch die Wellenperiode T. Im tiefen Wasser ist es

wobei g die Erdbeschleunigung ist. Bei einem Sturm in 10.000 km Entfernung schwillt er mit einer Periode an T=15 s wird 10 Tage nach dem Sturm eintreffen, gefolgt von 14 s Swells weitere 17 Stunden später und so weiter.

Die verstreute Ankunft von Dünungen, beginnend mit der längsten Periode, mit einer Verringerung der Spitzenwellenperiode über die Zeit, kann verwendet werden, um die Entfernung zu berechnen, in der Dünungen erzeugt wurden.

Während der Seegang im Sturm ein Frequenzspektrum mit mehr oder weniger gleicher Form aufweist (dh ein gut definierter Peak mit dominanten Frequenzen innerhalb von plus oder minus 7% des Peaks), werden die Swell-Spektren immer schmaler, manchmal als 2 % oder weniger, wenn sich die Wellen immer weiter ausbreiten Das Ergebnis ist, dass Wellengruppen (von Surfern Sets genannt) eine große Anzahl von Wellen haben können. Von etwa sieben Wellen pro Gruppe im Sturm steigt diese auf 20 und mehr bei Dünungen aus sehr weit entfernten Stürmen.^{[citation needed]}

Auswirkungen auf die Küste[edit]

Wie bei allen Wasserwellen ist der Energiefluss proportional zur signifikanten Wellenhöhe zum Quadrat multipliziert mit der Gruppengeschwindigkeit. Im tiefen Wasser ist diese Gruppengeschwindigkeit proportional zur Wellenperiode. Daher können Dünungen mit längeren Perioden mehr Energie übertragen als kürzere Windwellen. Außerdem nimmt die Amplitude der Infragravitätswellen mit der Wellenperiode (ungefähr dem Quadrat der Periode) dramatisch zu, was zu einem höheren Anlauf führt.

Da Schwellwellen typischerweise lange Wellenlängen (und damit eine tiefere Wellenbasis) haben, beginnen sie den Brechungsprozess (siehe Wasserwellen) in größeren Entfernungen vor der Küste (in tieferem Wasser) als lokal erzeugte Wellen.^[14]

Da durch Swell erzeugte Wellen mit normalen Meereswellen vermischt werden, können sie mit bloßem Auge (insbesondere außerhalb des Ufers) schwer zu erkennen sein, wenn sie nicht wesentlich größer als die normalen Wellen sind. Aus Sicht der Signalanalyse kann man sich Swells als ein ziemlich regelmäßiges (wenn auch nicht kontinuierliches) Wellensignal vorstellen, das inmitten von starkem Rauschen (dh normalen Wellen und Chop) existiert.

Navigation[edit]

Swells wurden von mikronesischen Navigatoren verwendet, um den Kurs zu halten, wenn keine anderen Hinweise verfügbar waren, beispielsweise in nebligen Nächten.^[15]

Siehe auch[edit]

Verweise[edit]

Externe Links[edit]