Indvendig aksel

Interne bølger er tyngdekraftsbølger ved indre tæthedsniveauer i vand. Interne bølger med lav frekvens er også kendt som interne tidevand .

Densitetsniveauer kan f.eks. B. opstår, når solstråling varmer vandet i de øverste lag af havet , eller når ferskvand strømmer fra en flod ud i havet (dvs. i de såkaldte blandingszoner ) og kun fordeles på overfladen. Disse grænseflader er normalt mindre end 100 meter dybe i havene. For søer se temperaturstratificering .

oversigt

SAR- billede af Det Indiske Ocean

Interne bølger blev først bemærket gennem fænomenet såkaldte døde vandzoner i havene. Der er områder nær flodmundinger, hvor let ferskvand er lagdelt på tungt saltvand . Hvis et skib kommer ind i zonen, skaber det bue bølger ved grænsefladen mellem salt og ferskvand, hvis trækket er tilstrækkeligt . Det mister tydeligt hastighed uden vandbølger er synlige på vandoverfladen.

Den SAR billede til højre viser lang periode interne bølger i Indiske Ocean ( bølgelængde større end 500 meter, øvre pil) at formen ved grænsefladen mellem varmt og koldt vand. Selvom SAR praktisk talt ikke trænger ind i vandet, og bølgerne på vandoverfladen ikke vises på grund af ændringer i vandstanden, er de interne bølger synlige i SAR gennem vandoverfladens strømme. De korte periode bølger nederst til venstre er overflade bølger .

Generelt er interne bølger periodiske, pludselige ændringer i vandsøjlen i lodret retning, relateret til temperatur , tryk og saltholdighed (vandets saltindhold). De kan forekomme i næsten ethvert vandområde, men der skal være tærskler eller adskillelseskanter, der har en betydelig indflydelse på strømmen (for eksempel i stræder som Gibraltarstrædet , Messinasundet eller indgange til fjorde osv.).

Effekter

Interne bølger holdes ansvarlige for det faktum, at de kontinentale skråninger kun falder meget blidt i gennemsnit, selvom skråninger på 15 ° er fysisk mulige. En alternativ, kontroversiel teori skylder ubådsskred alene . Processerne er imidlertid komplekse, så flere faktorer kan forventes at interagere med hinanden.

Da de indre bølger opstår i de øverste lag (se ovenfor) i havene, kan man tro, at de nederste lag af den kontinentale hældning ikke er dannet af dem. Imidlertid forekommer interne bølger også i lavere højder, fordi tætheden af ​​vandet konstant øges, så der er mange grænselag. De periodiske udsving i havets overflade forårsaget af tidevandet forårsager også periodiske udsving i interne bølger, som får dem til at glide langs de kontinentale skråninger (både vandret og lodret, hvilket afspejler grænselaget for at danne en zigzagkurve). Siden 1960'erne er spørgsmålet om, hvorvidt disse bølger kan forme havbunden på lang sigt, blevet undersøgt . Den norske arktiske forsker og nobelpristageren Fridtjof Nansen fandt de første beviser for denne afhandling i slutningen af ​​det 19. århundrede . Så det måtte undersøges, om de indre bølger er stærke nok til at fortrænge materiale.

Denne afhandling blev bekræftet ved eksperimenter i bølgetanke. Desuden var det med disse eksperimenter muligt at forudsige om brydningsadfærd og forplantningshastighed af de interne bølger (se nedenfor). Eksistensen af ​​interne bølger er også bevist af forskningsubåde , fordi de i disse gør sig følte som vibrationer. Optagelser viser også, hvordan mudder hvirvles op. Udbredelseshastigheden for de interne bølger forårsaget af tidevand er op til 40 centimeter i sekundet.

Materiale transporteres væk fra den kontinentale hældning af de indre bølger, hvis svingningsvinklen for de indre bølger (dvs. vinklen, hvor bølgerne reflekteres ved grænselaget) er den samme som hældningen. Svingningsvinklen svarer også virkelig til skråningen, hvilket understøtter afhandlingen om, at havbunden er dannet af interne bølger.

Formationshastighed

I 1847 udviklede  den britiske matematiker og fysiker George Gabriel Stokes det vigtige forhold til fasehastigheden af sådanne bølger i nærværelse af et enkelt, skarpt tæthedsniveau (tegn med  'relaterer til vandlaget over grænsefladen, tegn uden  ' til vandlaget under grænsefladen) : ${\ displaystyle c}$${\ displaystyle \ rho '<\ rho}$

${\ displaystyle c ^ {4} \ cdot \ left (\ coth {\ frac {2 \ pi h} {\ lambda}} + \ coth {\ frac {2 \ pi h '} {\ lambda}} + {\ frac {\ rho '} {\ rho}} \ højre) -c ^ {2} \ cdot \ left (\ coth {\ frac {2 \ pi h} {\ lambda}} + \ coth {\ frac {2 \ pi h '} {\ lambda}} \ højre) \ cdot {\ frac {g \ cdot \ lambda} {2 \ pi}} + \ venstre (1 - {\ frac {\ rho'} {\ rho}} \ højre) \ cdot \ venstre ({\ frac {g \ cdot \ lambda} {2 \ pi}} \ højre) ^ {2} = 0}$

Med

• bølgelængde ${\ displaystyle \ lambda}$
• Gravity acceleration ${\ displaystyle g}$
• Væskeniveau ${\ displaystyle h}$
• Hyperbolsk cotangent ${\ displaystyle \ coth.}$

Der er 2 specielle løsninger til denne ligning:

• for korte bølger ${\ displaystyle (h '<\ lambda <h):}$

${\ displaystyle c_ {1} ^ {2} = {\ frac {g \ cdot \ lambda} {2 \ pi}}}$ og ${\ displaystyle c_ {2} ^ {2} = g \ cdot h \ cdot \ left (1 - {\ frac {\ rho '} {\ rho}} \ højre)}$

Her, c ₁ er fasehastigheden af de associerede overflade bølge og c _{2 er} , at det indre bølge.

• for lange bølger ${\ displaystyle (h + h '<\ lambda):}$

${\ displaystyle c_ {1} ^ {2} = g \ cdot (h + h ')}$ og ${\ displaystyle c_ {2} ^ {2} = g \ cdot h \ cdot {\ frac {h '} {h + h'}} \ cdot \ left (1 - {\ frac {\ rho '} {\ rho }} \ ret).}$

Matematisk er Korteweg-de-Vries ligningen , den Benjamin-Ono ligning blev og mellemprodukt langbølge (ILW) ligning også til at beskrive dem (ILW ekstrapolering mellem de to). Du har soliton-løsninger .

litteratur

David A. Cacchione, Lincoln F. Pratson: Waves Among Waves . I: Spectrum of Science 10/05, s. 56 ff.