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流体力学において、重力波とは、重力または浮力が平衡を回復しようとするときに流体媒体内または2 つの媒体間の界面で生成される波です。このような界面の例としては、風波を発生させる大気と海洋間の界面が挙げられます。
重力波は、流体が平衡状態からずれたときに発生します。流体を平衡状態に戻すと、波の軌道と呼ばれる流体の前後運動が発生します。[1]海洋の空気と海の境界面にある重力波は表面重力波(表面波の一種)と呼ばれ、水体内(密度の異なる部分の間など)にある重力波は内部波と呼ばれます。風によって水面に発生する波は重力波の例であり、津波、海の潮汐、水上船舶の 航跡も同様です。
地球上の池、湖、海、海洋の自由表面における風によって生成される重力波の周期は、主に 0.3 ~ 30 秒(3 Hz ~ 0.03 Hz の周波数に相当)です。より短い波も表面張力の影響を受け、重力毛細管波、または(重力の影響をほとんど受けない場合は)毛細管波と呼ばれます。一方、風波との低調波非線形波相互作用によって生じるいわゆるインフラグラビティ波は、付随する風によって生成される波よりも周期が長くなります。[2]
地球上の大気の力学
地球の大気圏では、重力波が対流圏から成層圏および中間圏への運動量の移動を生み出すメカニズムとなっている。重力波は、対流圏で前線系または山岳地帯の気流によって生成される。最初、波は平均速度に大きな変化なく大気中を伝播する。しかし、波が高高度のより希薄な(薄い)空気に達すると、その振幅が増大し、非線形効果によって波が砕け、その運動量が平均流に伝達される。この運動量の移動が、大気の多くの大規模な力学的特徴の強制力となっている。例えば、この運動量の移動は、準2年振動の駆動に部分的に関与しており、中間圏では、半年振動の主な駆動力であると考えられている。したがって、このプロセスは中層大気の力学において重要な役割を果たしている。[3]
雲の中の重力波の影響は高層雲の波状雲に似ているため、混同されることもあるが、形成メカニズムは異なる。[要出典]電離層に到達した大気重力波は、移動する電離層擾乱の発生に関与しており、レーダーで観測できる。[4]
定量的記述
深海
ここでgは重力加速度である。表面張力が重要な場合は、これを次のように修正する。
ここで、σは表面張力係数、ρ は密度です。
重力波は、速度がない定常状態の周りの摂動を表す。したがって、システムに導入される摂動は、極小振幅の速度場によって記述される。流体は非圧縮性であると仮定されているため、この速度場は流れ関数表現 を持つ。
ここで、下付き文字は偏微分を表す。この導出では、重力が負のz方向を向いている2次元で作業すれば十分である。次に、最初は静止している非圧縮性流体では渦度はなく、流体は非回転のままである。したがって、流れ関数表現では、次に、系のx方向の並進不変性のため、仮説を立てることができる。
ここでkは空間波数である。したがって、問題は次の方程式を解くことに帰着する。
我々は無限の深さの海で作業しているので、境界条件は である。乱されていない表面は であり、乱された表面または波状の表面は である。ここで は大きさが小さい。底から流体が漏れ出ないようにするには、次の条件を満たす必要がある。
したがって、、ここでAおよび波の速度cは界面の条件から決定される定数です。
自由表面条件:自由表面では、運動条件が成り立ちます。
線形化すると、これは単純に
ここで、速度は表面上で線形化されます。通常モードと流れ関数の表現を使用すると、この条件は、2 番目の界面条件になります。
界面を横切る圧力関係:表面張力の場合、界面における圧力差はヤング・ラプラス方程式で表されます。
ここでσは表面張力、κは界面の 曲率であり、線形近似では
したがって、
しかし、この条件は総圧力(ベース+摂動)を参照するため、
(通常通り、摂動量はz=0の面上に線形化できる。)静水力バランスを用いると、
これは
摂動圧力は、摂動に対する 線形化オイラー方程式の水平運動量方程式を用いて、流れ関数の観点から評価される。
譲る
この最後の式とジャンプ条件を組み合わせると、
2番目の界面条件を代入し、通常モード表現を使用すると、この関係は次のようになる。
解を用いると、
は角周波数と波数で表した位相速度なので、重力波の角周波数は次のように表される。
波の群速度(つまり波束が移動する速度)は次のように表される。
そして重力波の場合、
群速度は位相速度の半分です。群速度と位相速度が異なる波は分散波と呼ばれます。
浅瀬
浅い水域(深さが波長よりはるかに小さい)を伝わる重力波は非分散性です。位相速度と群速度は同一で、波長と周波数に依存しません。水深がhのとき、
風による海洋波の発生
風波は、その名前が示すように、風が大気から海面へエネルギーを伝達することによって発生し、毛細管重力波がこの効果に重要な役割を果たします。これには、提唱者のフィリップスとマイルズにちなんで名付けられた 2 つの異なるメカニズムが関係しています。
フィリップスの研究[5]では、海面は最初は平ら(ガラス状)で、乱流の風が表面を吹いていると想定されています。流れが乱れている場合、平均の流れにランダムに変動する速度場が重ね合わされて観測されます(流体の動きが整然として滑らかな層流とは対照的です)。変動する速度場により、空気と水の界面に作用する変動応力(接線方向と法線方向の両方)が生じます。法線応力、つまり変動圧力は、強制項として機能します(ブランコを押すと強制項が生じるのと同じです)。この強制項の周波数と波数が毛細管重力波の振動モード(上記で導出したもの)と一致すると、共鳴が発生し、波の振幅が大きくなります。他の共鳴効果と同様に、この波の振幅は時間とともに直線的に大きくなります。
空気と水の界面は、毛細管重力波によって表面粗さを与えられ、波の成長の第 2 段階が発生します。上記のように自然に、または実験室条件で表面に発生した波は、Miles によって説明された方法で乱流平均流と相互作用します。[6]これは、いわゆる臨界層メカニズムです。臨界層は、波の速度c が平均乱流Uに等しい高さで形成されます。流れが乱流であるため、その平均プロファイルは対数であり、したがってその 2 次導関数は負です。これは、平均流が臨界層を介して界面にエネルギーを伝えるための条件とまったく同じです。界面へのこのエネルギーの供給は不安定化を招き、界面上の波の振幅が時間とともに大きくなります。線形不安定性の他の例と同様に、この段階での擾乱の成長率は時間に対して指数関数的です。
このマイルズ・フィリップス機構のプロセスは、平衡に達するまで、または風が波にエネルギーを伝達しなくなる(つまり、波を吹き飛ばす)まで、あるいは波が海洋距離(フェッチ長とも呼ばれる)を使い果たすまで継続します。
アナログ重力モデルと表面重力波
表面重力波は、アナログ重力モデルを研究するための強力なツールとして認識されており、ブラックホール物理学で典型的に見られる現象の実験プラットフォームを提供しています。実験では、表面重力波を使用して、ブラックホールの事象の地平線に似た位相空間の地平線をシミュレートしました。この実験では、ホーキング放射などの現象の中心となる対数位相特異点と、量子力学システムと並行するフェルミ-ディラック分布の出現が観測されました[7]。
研究者たちは、表面重力水波を伝播させることで、ブラックホール物理学の類似物として機能するシステムである反転調和振動子のエネルギー波動関数を再現することができました。この実験は、制御された実験室環境でこれらの古典波を自由に発展させることで、地平線と特異点の形成がどのように明らかになるかを実証し、重力理論と量子力学の基本的な側面に光を当てました。
参照
注記
- ^ ライトヒル、ジェームズ(2001)、流体の波、ケンブリッジ大学出版局、p. 205、ISBN 978-0-521-01045-0
- ^ Bromirski, Peter D.; Sergienko, Olga V.; MacAyeal, Douglas R. (2010)、「南極の氷棚に影響を与える海洋横断インフラグラビティ波」、Geophysical Research Letters、37 (L02502): n/a、Bibcode :2010GeoRL..37.2502B、doi : 10.1029/2009GL041488、S2CID 38071443。
- ^ Fritts, DC; Alexander, MJ (2003)、「中層大気における重力波のダイナミクスと影響」、Reviews of Geophysics、41 (1): 1003、Bibcode :2003RvGeo..41.1003F、CiteSeerX 10.1.1.470.3839、doi :10.1029/2001RG000106、S2CID 122701606。
- ^ Günzkofer, F.; Pokhotelov, D.; Stober, G.; Mann, I.; Vadas, SL; Becker, E.; et al. (2023-10-18). 「EISCAT VHFレーダーとNordic Meteor Radar Clusterによる大気重力波伝搬電離圏擾乱(AGW-TID)観測からの電離圏遷移領域における中性風の推定」Annales Geophysicae . 41 (2): 409–428. doi : 10.5194/angeo-41-409-2023 .
- ^ Phillips, OM (1957)、「乱流風による波の発生について」、J. Fluid Mech.、2 (5): 417–445、Bibcode :1957JFM.....2..417P、doi :10.1017/S0022112057000233 (2024-09-27 非アクティブ)、S2CID 116675962
{{citation}}: CS1 maint: DOI inactive as of September 2024 (link) - ^ Miles, JW (1957)、「せん断流による表面波の発生について」、J. Fluid Mech.、3 (2): 185–204、Bibcode :1957JFM.....3..185M、doi :10.1017/S0022112057000567 (2024-09-27 非アクティブ)、S2CID 119795395
{{citation}}: CS1 maint: DOI inactive as of September 2024 (link) - ^ Rozenman, Georgi Gary; Ullinger, Freyja; Zimmermann, Matthias; Efremov, Maxim A.; Shemer, Lev; Schleich, Wolfgang P.; Arie, Ady (2024-07-16). 「表面重力水波による位相空間地平線の観測」. Communications Physics . 7 (1): 165. doi : 10.1038/s42005-024-01616-7 . ISSN 2399-3650.
参考文献
- Gill, AE、「重力波」。気象用語集。アメリカ気象学会(2014 年 12 月 15 日)。
- クローフォード、フランク S.、ジュニア (1968)。 波(バークレー物理学コース、第 3 巻)、(McGraw-Hill、1968) ISBN 978-0-07-004860-7無料オンライン版
- Alexander, P.、A. de la Torre、および P. Llamedo (2008)、「GPS 電波掩蔽における重力波シグネチャの解釈」、J. Geophys. Res.、113、D16117、doi:10.1029/2007JD009390。
さらに読む
- Koch, Steven、Cobb, Hugh D. III、Stuart, Neil A.「重力波に関する注記 - 重力波の運用予測と検出、天気と予報」。NOAA。2010年 11 月 11 日閲覧。
- ナッポ、カルメン J. (2012)。大気重力波入門、第 2 版。マサチューセッツ州ウォルサム: エルゼビア アカデミック プレス (国際地球物理学第 102 巻) 。ISBN 978-0-12-385223-6。
外部リンク
- 「重力波のタイムラプス(提供:The Weather Nutz)」YouTube。2018年12月13日。2021年12月11日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2018年12月13日閲覧。
- 「アイオワ上空の雲の重力波のギャラリー」。2011年5月24日時点のオリジナルよりアーカイブ。2010年11月11日閲覧。
- NASA 天文写真集: チベット上空の大気光の波紋 (2022 年 11 月 20 日)
- 「アイオワ州上空の重力波のタイムラプス動画」。YouTube。2007年5月6日。2021年12月11日時点のオリジナルよりアーカイブ。 2010年11月11日閲覧。
- 「Water Waves Wiki」。2010 年 11 月 13 日にオリジナルからアーカイブされました。2010年 11 月 11 日に取得。
