埃克曼层

埃克曼层是流体中压力梯度力、科氏力和湍流粘性力三力平衡的一层。上面图片中，向北的风产生一个表面应力，并在它下面的水柱中产生埃克曼螺旋。

埃克曼层（又称摩擦上层，英語：Ekman layer）是流体中压力梯度力、科氏力和湍流阻力三力平衡的一层。由瑞典海洋学家埃克曼提出。

历史

埃克曼层理论建立的基础是弗里德乔夫·南森在跟随“前进号”（Fram）进行北极探险时的一个发现：冰漂移的角度为盛行风的方向偏右20-40°。之后南森请他的同事威廉·皮耶克尼斯安排一名学生对此问题进行研究。埃克曼被皮耶克尼斯选中，并在1902年他的博士论文中提出了他的成果。

数学表述

埃克曼层数学表达的假定是在中立分层流体中，水平方向上压力梯度力、科氏力和湍流粘性力三力平衡。

$-fv=-\frac{1}{{\rho }_o}\frac{\partial p}{\partial x}+K_m\frac{{\partial }^{2}u}{\partial z^2}$

$fu=-\frac{1}{{\rho }_o}\frac{\partial p}{\partial y}+K_m\frac{{\partial }^{2}v}{\partial z^2}$

$0=-\frac{1}{{\rho }_o}\frac{\partial p}{\partial z}$ ，

其中$K_m$是扩散涡粘度，可由混合长度理论导出。

边界条件

埃克曼层理论适用于许多地区，包括大气层底部（接近地球表面和海洋），大洋底部（海床附近）和表层海水（海气界面附近）。

不同地区有不同的边界条件。下面考虑埃克曼层在表层海水的边界条件 ：

在$z=0:\rho \nu \frac{\partial u}{\partial z}={\tau }_x;\rho \nu \frac{\partial v}{\partial z}={\tau }_y$

其中$\tau$是海洋上方表面风或冰层的应力。

在$z\to \mathrm{\infty }:u=u_g,v=v_g$，

其中$u_g$和$v_g$是地转流。

解法

求解这些微分方程得到：

$u=u_g+\frac{\sqrt{2}}{\rho fd}{e}^{z/d}[{\tau }_{x}cos(z/d-\pi /4)-{\tau }_{y}sin(z/d-\pi /4)]$ $v=v_g+\frac{\sqrt{2}}{\rho fd}{e}^{z/d}[{\tau }_{x}sin(z/d-\pi /4)-{\tau }_{y}cos(z/d-\pi /4)].$

式中 $d=\sqrt{\frac{2\nu }{f}}$

注意在北半球对艾克曼螺旋引起的体积输送作垂直积分后，方向为垂直风向向右。

埃克曼层的实际观测

观察埃克曼层有许多困难，主要有两个原因：首先，该理论是过于简单，它假设涡粘度为常量。然而埃克曼自己预期 ，在讨论的区域内海水密度不一致时，很显然$\left[\nu \right]$不能被认为是常量。

其次，设计精度足以观察海洋中流速分布的仪器非常困难。

在大气

在大气中，埃克曼解夸大了水平风场的强度，因为它与表层速度切变无关。将边界层分为表面层和埃克曼层一般会得到更精确的结果。

在海洋

埃克曼层以及它的显着特征：埃克曼螺旋，在海洋中很少看到。靠近海面的埃克曼层大约只有10-20米深，并且直到1980年前后，才有足够敏感的仪器能够观察这一浅层的流速垂直分布。

仪器仪表

只有开发出强大的表面系泊和敏感的海流计，才能观测到埃克曼层。埃克曼自己制作了一个海流计，观察以他的名字命名的螺旋，但没有成功。 矢量测量海流计和声学多普勒流速剖面仪都用于测量海流。

观测

埃克曼螺旋的第一次观测是在1980年的混合层实验中。

参见

• 埃克曼输送