중력파

Gravity wave
2009년 7월 크로아티아 투체피 해변에서 부서진 표면 중력파.
2005년 8월 미국 위스콘신 테레사 상공에 구름 물결
wave clouds observed over the ocean, seen from a satellite
2006년 7월 호주 서부 샤크 베이의 대기 중력파.

유체 역학에서 중력파중력이나 부력이 평형을 회복하려 할 때 유동 매체나 두 매체 사이의 인터페이스에서 발생하는 파동이다. 그러한 인터페이스의 예로는 풍파일으키는 대기와 바다 사이에 있는 것이 있다.

중력파는 평형 위치에서 유체가 이동될 때 발생한다. 유체를 평형으로 복원하면 유체의 앞뒤로 움직이게 되는데, 이를 파동 궤도라고 한다.[1] 바다의 공해상 인터페이스에 있는 중력파를 표면 중력파 또는 표면파라고 하며, 물의 몸 안에 있는 중력파(다른 밀도의 부분들 사이 등)를 내부파라고 한다. 해일과 바다의 조수처럼 수면에 부는 바람이 중력파의 예다.

지구의 연못, 호수, 바다, 바다의 자유 표면에서 바람에 의해 생성되는 중력파는 0.3초에서 30초 사이(3.3Hz에서 33mHz 사이의 주파수)의 기간을 가진다. 짧은 파장은 표면 장력에 의해서도 영향을 받으며 중력-모세관파 및 (중력에 거의 영향을 받지 않는 경우) 모세관파라고 불린다. 또는 풍파와 하위조화 비선형파 상호작용에 기인하는 소위 인파괴파는 동반되는 풍력생성파보다 기간이 길다.[2]

지구 대기 역학

지구 대기권에서 중력파는 대류권에서 성층권중류권으로 운동량이 전달되는 메커니즘이다. 중력파는 대류권에서 정면 계통이나 산 의 기류에 의해 생성된다. 처음에 파도는 평균 속도에서 눈에 띄는 변화 없이 대기를 통해 전파된다. 그러나 파도가 높은 고도에서 더 희박한(씬한) 공기에 도달하면 진폭이 증가하며 비선형 효과가 파동을 파괴하여 평균 흐름으로 탄력이 전달된다. 이러한 운동량의 전달은 대기의 많은 대규모의 역동적인 특징들을 강요하는 것에 책임이 있다. 예를 들어 이 운동량 전달은 준이민성 진동의 추진에 부분적으로 책임이 있으며, 중류권에서는 반연성 진동의 주요 추진력으로 생각된다. 따라서 이 과정은 중간 대기역동성에 핵심적인 역할을 한다.[3]

구름 속의 중력파의 영향은 이타트라투스 구름처럼 보일 수 있고, 때로는 구름과 혼동되기도 하지만 형성 메커니즘은 다르다.[citation needed]

정량적 설명

깊은 물

wavenumber 이(가) 있는 선형 중력파의 위상 속도 은 다음 공식으로 제공된다.

여기서 g는 중력에 의한 가속이다. 표면 장력이 중요한 경우 이 장력은 다음과 같이 수정된다.

여기서 σ은 표면장력계수, ρ은 밀도다.

위상 속도 유도 세부사항

중력파는 속도가 없는 정지 상태 주위의 동요를 나타낸다. 따라서 시스템에 도입된 섭동은 극소량 진폭의 속도장 , , t), (, z, ). ( (로 설명된다. 유체는 압축이 불가능한 것으로 가정하기 때문에 이 속도장은 흐름 기능을 나타낸다.

여기서 첨자는 부분파생상품을 나타낸다. 이 파생에서는 중력이 음의 z 방향을 가리키는 2차원, ) 에서 작업할 수 있다 Next, in an initially stationary incompressible fluid, there is no vorticity, and the fluid stays irrotational, hence In the streamfunction representation, Next, because of the translational invariance of the x-방향의 시스템, ansatz를 만드는 것이 가능하다.

여기서 k는 공간적인 wannaumber이다. 따라서 문제는 방정식을 푸는 것으로 줄어든다.

우리는 무한한 깊이의 바다에서 일하기 때문에 경계조건은 = - 무중단 = 0 이고 교란되거나 물결치는 표면은 = .(는) 크기가 작다. 바닥에서 유체가 새지 않는다면, 우리는 반드시 그 상태를 가지고 있어야 한다.

따라서 = z on z(- , ) 여기서 A와 wave speed는 인터페이스의 조건에서 결정되는 상수이다.

자유 표면 조건: 자유 표면 = ( , t) 에서 키네마틱 조건은 다음을 유지한다.

선형화, 이것은 단순하다.

where the velocity is linearized on to the surface Using the normal-mode and streamfunction representations, this condition is , the second interfacial condi티온

인터페이스 간의 압력 관계: 표면 장력이 있는 경우, = z에서 인터페이스에 대한 압력 차이는 Young-Laplace 방정식에 의해 주어진다.

여기서 σ은 표면 장력이고 κ은 인터페이스의 곡률이며, 이는 선형 근사치에서

그러므로,

단, 이 조건은 총압력(밑+뒤틀림)을 가리켜서, 따라서 다음과 같다.

(평소처럼 동요된 수량은 표면 z=0으로 선형화할 수 있다.) 정수 밸런스를 사용하여 = - + , 형식.

이 되다

동요된 압력은 섭동에 대해 선형화된 오일러 방정식의 수평 운동 방정식을 사용하여 흐름 기능 측면에서 평가된다.

= p

마지막 방정식과 점프 조건을 합치면

Substituting the second interfacial condition and using the normal-mode representation, this relation becomes

= 솔루션을 사용하면 다음과 같은 이점을 얻을 수 있다

= / c 각도 주파수 wavenumber 측면에서 위상 속도이므로 중력파 각도 주파수는 다음과 같이 표현할 수 있다.

파형의 그룹 속도(즉, 파장 패킷이 이동하는 속도)는 다음과 같다.

그래서 중력파에서는

그룹 속도는 위상 속도의 1/2이다. 그룹과 위상 속도가 다른 파동을 분산이라고 한다.

얕은 물

얕은 물(깊이가 파장보다 훨씬 적은 곳)에서 이동하는 중력파는 비소독성이며, 위상과 그룹 속도는 동일하고 파장과 주파수와 독립적이다. 수심이 h일

바람에 의한 바다의 파동 발생

바람의 물결은 이름에서 알 수 있듯이 바람이 대기의 에너지를 해양 표면으로 전달함으로써 생성되며 모세관중력파는 이러한 효과에 필수적인 역할을 한다. 두 가지 뚜렷한 메커니즘이 관련되어 있는데, 그것은 그들의 지지자들인 필립스와 마일즈의 이름을 딴 것이다.

필립스의 작품에서는 처음에는 바다 표면이 평평하다고 상상되고(유리) 표면 위로 격랑의 바람이 분다.[4] 흐름이 난류할 때, 평균 흐름 위에 겹쳐진 임의의 변동 속도 장을 관찰한다(유체 운동이 순서가 되어 매끄러운 층 흐름과 대비). 변동 속도장은 공기-물 인터페이스에 작용하는 변동 응력(접선 및 정상 모두)을 발생시킨다. 정상적인 스트레스, 또는 변동하는 압력은 강제적인 용어로 작용한다(그네를 미는 것과 같은 무리는 강제적인 용어를 도입한다). 이 강제 용어의 주파수와 와벤넘버, ) 가 모세관-중력파 진동 모드(위에서 파생된 바와 같이)와 일치하면 공명이 발생하며 파동은 진폭으로 커진다. 다른 공명 효과와 마찬가지로 이 파동의 진폭은 시간에 따라 선형적으로 커진다.

현재 대기-수면 인터페이스는 모세관-중력파 때문에 표면 거칠기가 부여되며, 2단계 파동 성장이 이루어진다. 표면에서 형성된 파동은 위에서 설명한 대로 자연적으로 또는 실험실 조건에서 마일즈가 설명한 방식으로 난류 평균 흐름과 상호작용한다.[5] 이것이 소위 임계 계층 메커니즘이다. 임계 계층파동 속도 c가 평균 난류 흐름 U와 같은 높이에 형성된다. 흐름이 격동하기 때문에 평균 프로파일은 로그이며, 따라서 두 번째 파생 모델은 음이다. 이것은 정확히 평균 흐름이 임계 계층을 통해 인터페이스에 에너지를 전달하기 위한 조건이다. 인터페이스에 대한 이러한 에너지 공급은 불안정하며 인터페이스의 파동 진폭이 시간에 따라 증가하게 한다. 선형 불안정성의 다른 예에서와 같이, 이 단계에서 교란 증가는 시간적으로 기하급수적이다.

이 마일스-필립스 메커니즘 과정은 평형에 도달할 때까지 또는 바람이 파도에 에너지를 전달하는 것을 멈출 때까지(즉, 그들을 따라 불어오는 것) 또는 그들이 바다 거리(출입 길이라고도 알려진)가 부족할 때까지 계속될 수 있다.

참고 항목

메모들

  1. ^ Lighthill, James (2001), Waves in fluids, Cambridge University Press, p. 205, ISBN 9780521010450
  2. ^ Bromirski, Peter D.; Sergienko, Olga V.; MacAyeal, Douglas R. (2010), "Transoceanic infragravity waves impacting Antarctic ice shelves", Geophysical Research Letters, 37 (L02502): n/a, Bibcode:2010GeoRL..37.2502B, doi:10.1029/2009GL041488.
  3. ^ Fritts, D.C.; Alexander, M.J. (2003), "Gravity wave dynamics and effects in the middle atmosphere", Reviews of Geophysics, 41 (1): 1003, Bibcode:2003RvGeo..41.1003F, CiteSeerX 10.1.1.470.3839, doi:10.1029/2001RG000106.
  4. ^ Phillips, O. M. (1957), "On the generation of waves by turbulent wind", J. Fluid Mech., 2 (5): 417–445, Bibcode:1957JFM.....2..417P, doi:10.1017/S0022112057000233
  5. ^ Miles, J. W. (1957), "On the generation of surface waves by shear flows", J. Fluid Mech., 3 (2): 185–204, Bibcode:1957JFM.....3..185M, doi:10.1017/S0022112057000567

참조

추가 읽기

외부 링크