שכבת גבול אקמן

במכניקת הזורמים, בפרט בתחומים של אוקיינוגרפיה פיזיקלית ומדעי האטמוספירה, שכבת גבול אקמן (באנגלית: Ekman Layer) היא שכבת גבול בה הזרימה נקבעת כתוצאה משיווי משקל בין כוחות חיצוניים, כוח קוריוליס וכוחות צמיגות. שכבת גבול אקמן תוארה לראשונה על ידי האוקיינוגרף השוודי ואון וולפריד אקמן (Vagn Walfrid Ekman) בשנת 1902 וקרויה על שמו. הזרימה המתקבלת בשכבת אקמן היא זרימה ספירלית, הידועה כספירלת אקמן (באנגלית: Ekman Spiral).<ref name=":0"></ref>
שכבת גבול אקמן על פני האוקיינוס. הרוח זורמת לתוך הדף, כיוון הזרימה בעומקים השונים מתואר על ידי החיצים האדומים. הכיוון כתלות בעומק מייצר את התופעה הידועה כספירלת אקמן.
שכבת הגבול מופיעה בפני האוקיינוס, כאשר הרוח מספקת את הכוחות החיצוניים, ומנסה לגרום לפני האוקיינוס לזרום במהירות הרוח, לעומתה, כוחות הצמיגות מרסנים את הזרימה, וכוח קוריוליס פועל במאונך לכיוון הזרימה. באופן דומה, שכבת הגבול מופיעה בקרקעית האוקיינוס, ובתחתית האטמוספירה, כאשר פני השטח הם היוצרים את התנאים החיצוניים.

== היסטוריה ==
בסוף המאה ה-19 יצא פריטיוף ננסן וצוות הספינה פראם למשלחת לחקר הקוטב הצפוני. עם שובו, הוא דווח שבמסגרת תצפיותיו נראה שקרחונים נסחפים בזווית של 20–40 מעלות ימינה ביחס לכיוון הרוח. ננסן פנה לעמיתו ווילהלם ביירקנס שהעביר את הבעיה לסטודנט שלו - ואון אקמן. אקמן פרסם את מסקנותיו במסגרת עבודת הדוקטורט שלו ב-1902<ref></ref> והרחיב אותה מאוחר יותר ב-1905<ref></ref>. לפי אקמן, הזרימה של המים לא מקבילה לזרימת הרוח כתוצאה מכוח קוריוליס, ולמעשה הרוח דוחפת את הקרחון במאונך לכיוון הקדמותה.

שכבת גבול אקמן קשה מאוד לצפייה באוקיינוס, מאחר שהשכבה היא דקה מאוד, ונדרשת מדידה מדויקת של מהירות הזרם. תצפיות מדויקות כאלו התאפשר רק בשנות ה-80 של המאה ה-20 ואישרו את קיומן של שכבות אקמן.

== פיתוח מתמטי ==
=== משוואות התנועה ===
נחפש פתרונות של זרימה קבועה, התלויה רק בעומק, לכן ניתן לסמן את שדה המהירות ב-<math>\mathbf{u}(z)=(u_x(z),u_y(z),u_z(z))</math>, כמו כן נסמן ב-<math>p</math> את שדה הלחץ המתוקן ביחס לכבידה, ב-<math>f=2\Omega\sin\varphi</math> את תדירות קוריוליס המקומית (כאשר <math>\Omega</math> תדירות הסיבוב ו-<math>\varphi</math> קו הרוחב), ב-<math>\rho</math> את הצפיפות וב-<math>\nu</math> את הצמיגות האפקטיבית (באוקיינוס הזרימה היא כמעט תמיד טורבולנטית, לכן הצמיגות האפקטיבית תהיה גבוהה יותר מהצמיגות הדינמית). נניח ששלושת הפרמטרים הללו קבועים בתיאור הבעיה. משוואות נאוויה-סטוקס במקרה זה מצטמצמות ל<ref name=":0" />:

:<math>-fu_y = -\frac{1}{\rho}\frac{\partial p}{\partial x} + \nu \frac{\partial^2 u_x}{\partial z^2}
</math>

:<math>fu_x = -\frac{1}{\rho}\frac{\partial p}{\partial y} + \nu \frac{\partial^2 u_y}{\partial z^2}
</math>

:<math>-\frac{1}{\rho} \frac{\partial p}{\partial z} = 0 \implies p=p(x,y)
</math>

למשוואות אלו יש לצרף תנאי שפה על מנת למצוא את שדה המהירות, נציג כעת את הפתרון המתקבל עבור שני תנאי השפה הנפוצים ביותר: קרקעית האוקיינוס ופני המים.

=== קרקעית האוקיינוס ===
בקרקעית האוקיינוס, וכן בתחתית האטמוספירה, תנאי השפה המתקיים על הקרקעית הוא תנאי אי-החלקה. כלומר המהירות בתחתית <math>z=0</math> מקיימת <math>u_x=u_y=0</math>. לעומת זאת, הרחק מהקרקעית, מהירות הזרימה יכולה להילקח כאחידה, וציר ה-<math>x</math> יכול להיבחר בכיוון הזרימה. תנאי השפה הזה יוגדר ב-<math>z=\infty</math> שם מתקיים <math>u_x=U;u_y=0</math>. משוואות הזרימה הרחק מהקרקעית נותנות:

:<math>0 = -\frac{1}{\rho}\frac{\partial p}{\partial x}
</math>

:<math>fU = -\frac{1}{\rho}\frac{\partial p}{\partial y}
</math>

מאחר ש-<math>p
</math> לא תלוי בעומק, ניתן להציב תוצאות אלו במשוואות התנועה ולקבל:

:<math>-fu_y = \nu \frac{\partial^2 u_x}{\partial z^2}
</math>

:<math>f(u_x-U) = \nu \frac{\partial^2 u_y}{\partial z^2}
</math>

שפתרונם עם תנאי השפה בתחתית הוא:

:<math>u_x= U \left(1 - e^{-z/d}\cos \frac{z}{d} \right)

</math>

:<math>u_y=\sgn (f)\cdot U e^{-z/d} \sin\frac{z}{d}
</math>

כאשר <math>d=\sqrt{\frac{2\nu}{|f|}}
</math> הוא העומק האופייני של שכבת הגבול.

בגבול בו <math>z<<d
</math> נקבל: <math>u_x= \frac{Uz}{d};u_y=\sgn(f) \frac{Uz}{d}
</math> כלומר הזרימה קרוב לקרקעית האוקיינוס תזרום בזווית של <math>45^\circ
</math> ביחס לכיוון הזרימה הכללי באוקיינוס, כאשר כיוון ההטייה הוא לשמאל בחצי הכדור הצפוני, ולימין בחצי הכדור הדרומי.

=== פני האוקיינוס ===
על פני האוקיינוס, תנאי השפה הוא המאמץ שמפעילה הרוח על המים. תנאי זה יכול להיכתב באופן מתמטי בצורה הבאה. עבור <math>z=0
</math> מתקיים:

:<math>\rho\nu\frac{\partial u_x}{\partial z} = \tau_x; \rho\nu\frac{\partial u_y}{\partial z} = \tau_y
</math>

בעומק האוקיינוס <math>z=-\infty
</math> ניתן להניח שוב שמתקיימת זרימה אחידה <math>u_x=U;u_y=0</math> ולקבל את משוואות התנועה:

:<math>-fu_y = \nu \frac{\partial^2 u_x}{\partial z^2}
</math>

:<math>f(u_x-U) = \nu \frac{\partial^2 u_y}{\partial z^2}
</math>

פתרון המשוואות נותן:

:<math>u_x = U + \frac{\sqrt{2}}{\rho fd}e^{z/d}\left [\tau_x \cos(z/d - \pi/4) - \tau_y \sin(z/d - \pi/4)\right ]
</math>

:<math>u_y = \frac{\sqrt{2}}{\rho fd}e^{z/d}\left [\tau_x \sin(z/d - \pi/4) + \tau_y \cos(z/d - \pi/4)\right ]
</math>

כאשר <math>d=\sqrt{\frac{2\nu}{|f|}}
</math> הוא עומק שכבת הגבול.

== אימות ניסיוני ==
=== במעבדה ===
קל לייצר שכבת גבול אקמן ולבחון אותה במעבדה על ידי סיבוב של מיכל גלילי והזרקת דיו לתחתית המיכל כדי לבחון את שכבת הגבול בתחתית או על פני המים כדי לבחון את שכבת הגבול שם. בניסוי זה, שכבת הגבול תגרום לדיו לזרום לעבר מרכז המיכל, בניגוד לאינטואיציה הפשוטה לפיה הכוח הצנטריפוגלי יגרום לזרימה מהמרכז כלפי חוץ. תופעה זו ידועה כפרדוקס עלי התה, ופתרונה הוצג על ידי אלברט איינשטיין ב-1926 באמצעות תאוריית שכבת הגבול שהציע אקמן.

=== באוקיינוס ===
באוקיינוס למדוד את שכבת הגבול כתוצאה משלוש בעיות עיקריות: ראשית, החישוב התאורטי המוצג לעיל נכון רק כאשר מניחים שפרמטר הצמיגות האפקטיבי <math>\nu
</math> הא אחיד. בפועל, הנחה זו לא מקיימת, ואי אחידות בפרמטר מחלישה את עוצמת האפקט. שנית, עובי שכבת הגבול באוקיינוס הוא עשרות מטרים בודדים, ונדרש ציוד מדידה מדויק כדי למדוד את מהירות הזרימה באופן זה. אמצעים כאלו לא היו קיימים עד לשנות השמונים של המאה העשרים. בנוסף, גלי ים הנוצרים כתוצאה מהרוחות מסבכים את תיאור שכבת הגבול באופן ניכר. עם זאת, מספר מחקרים בוצעו והראו את קיומה של שכבת הגבול.

==קישורים חיצוניים==
* 

== הערות שוליים ==

קטגוריה:אוקיינוגרפיה