GIÁO TRÌNH SÓNG GIÓ ( VŨ THANH CA ) - CHƯƠNG 5 pptx

Chơng 5 CáC ĐặC TRƯNG CủA SóNG DO GIó TạO RA 5.1 Cơ chế tạo sóng do gió 5.1.1 Profile vận tốc gió và ứng suất gió trên mặt biển khơi Loại trừ một số rất ít loại sóng gây ra do các nguyên nhân khác (nh do tàu thuyền đi qua v.v ) thì sóng biển là do gió tạo ra. Gió tác động lên mặt nớc một ứng suất nhất định. ứng suất này thông thờng đợc đại diện bằng vận tốc ma sát. Vận tốc gió trên mặt biển thờng đợc biểu diễn bằng một chỉ số là độ cao đo vận tốc gió tính bằng m từ mực nớc biển (MWL) . Thí dụ, biểu thị vận tốc gió tại độ cao 10 m trên mực nớc biển. Giá trị vận tốc gió này thờng đợc chấp nhận để sử dụng cho hầu hết các hoạt động trên biển. Một giá trị rất thông dụng của vận tốc gió là giá trị tại độ cao 19,5m, bởi vì nhiều máy đo vận tốc gió trên các tàu lớn đợc đặt ở độ cao này. Tốc độ gió có thể đợc đo bằng m/s, km/h, dặm/giờ, hay knots (hải lý trên giờ). Các giá trị này liên hệ với nhau nh sau: 1 m/s = 3.6 km/h = 2.24 dặm/h = 1.94 knots Profile tốc độ gió trên biển khơi đợc Pierson (1964) chấp nhận là tốc độ gió do Sheppard (1958) đề nghị cho các điều kiện của biển khơi là ( ) kyCUU y /10/ln1/ 2/1 1010 += (5.1) với là vận tốc gió tại độ cao y trên mặt biển, là một hệ số trở kháng phụ thuộc vào vận tốc gió, và k là hằng số von Karman (= 0.4). ứng suất gió tác động lên bề mặt nớc đợc cho nh sau: y U 10 C 2 * u a = (5.2) với a là mật độ không khí và u là vận tốc ma sát gần mặt nớc. ứng suất này còn có thể đợc biểu thị nh sau: * 2 yya UC = (5.3) với là hệ số trở kháng, biến đổi theo vận tốc gió. ứng suất này bị ảnh hởng bởi độ ghồ ghề của mặt nớc do sóng gây ra. y C 52 Giá trị của hệ số nh trong phơng trình (5.1) đã đợc Sheppard (1958) và Wilson (1960) rút ra, và đợc Wu (1969) tổng kết lại. Silvester (1974a) đã dùng một số kết quả để vẽ đồ thị và đề nghị một mối liên hệ sau: 10 C 2/1 1010 00065.0 UC = (5.4) đối với nhỏ hơn 15 m/s và một giá trị không đổi = 0.0024 với lớn hơn hoặc bằng 15 m/s. Thế vào phơng trình (5.1) cho ta các giá trị của vận tốc gió tại các độ cao nh chỉ ra trên hình 5.1. Giá trị của hệ số này tại các độ cao khác đợc rút ra nhờ sử dụng phơng trình (5.1). 10 U 10 C 10 U Hình 5.1 Liên hệ giữa vận tốc gió tại 10m và 19.5m trên mực nớc biển 5.1.2 Các lý thuyết về cơ chế tạo sóng do gió Gió có thể tạo ra dòng chảy trong biển do tác dụng một ứng suất vào bề mặt biển, hoặc là tạo sóng do các biến động áp suất. Một khi đã có gió thì sẽ có những xoáy rối do gió gây ra. Các xoáy rối này đợc gió vận chuyển đi theo hớng gió, đồng thời chuyển động lên xuống phía trên bề mặt nớc. Những biến động áp suất gây ra do chuyển động của các xoáy rối này sẽ tạo ra những dao động trên bề mặt nớc và nh vậy tạo ra sóng. Dòng chảy do gió tạo ra trên bề mặt cũng ảnh hởng tới nớc ở một độ sâu nào đó. Sự lõm của bề mặt nớc gây ra bởi các xoáy rối là rất nhỏ, tuy nhiên, khi đợc duy trì trong một khoảng thời gian nào đó cùng với phần lồi lên của mặt nớc do nó tạo ra, nó sẽ phát triển. Điều này cũng giống nh một luồng gió chạy trên mặt nớc nh trong hình 5.2 mà độ lớn của tốc độ gió sẽ tạo nên một bớc sóng nào đó. Nếu nh luồng gió đứng yên thì sẽ không có sóng tạo thành. Nếu nh nó chuyển động chậm thì phần lõm xuống sẽ tự biến mất. Tuy nhiên, 53 nếu nh nó chuyển động với tốc độ bằng với tỷ lệ giữa bớc sóng và chu kỳ, sóng sẽ lớn lên. Rối trong không khí là rối ba chiều, vì vậy, các chỗ lõm là ngẫu nhiên cả về không gian và thời gian. Nh vậy, sóng đợc tạo thành tại rất nhiều hớng mà chỉ những sóng chuyển động cùng tốc độ với các xoáy rối là lớn lên. Góc cộng hởng với hớng gió càng lớn thì chu kỳ sóng càng nhỏ, và sóng có chu kỳ lớn nhất là sóng chuyển động theo hớng gió. Lung giú Hình 5.2 Sóng gây ra bởi một luồng gió chuyển động (Theo Silvester và Hsu, 1997) Một khi gió đã thổi thì nó sẽ tạo ra rất nhiều sóng có độ cao và chu kỳ khác nhau. Một khi sóng đã tạo ra đợc một khoảng thời gian đủ dài, các sóng ngắn sẽ phát triển đến một độ cao tới hạn nào đó và sau đó nó sẽ bị vỡ. Các sóng dài cũng giúp cho các quá trình này bằng cách làm giảm bớc sóng của các sóng ngắn nằm trên đỉnh của nó (Longuet Higgins và Stewart 1960; Wu 1971) và làm cho chúng vỡ trên mặt trớc của các sóng này (hiện tợng sóng bạc đầu). Đây cũng là một phơng pháp dịch chuyển năng lợng từ các sóng thành phần ngắn tới các sóng thành phần dài và làm tăng độ cao của các sóng thành phần dài. Khi mà đà và thời gian tác động của gió tăng lên, tổng năng lợng của sóng sẽ tăng lên tới khi bão hoà và tất cả năng lợng gió hấp thụ đợc sẽ bị tiêu tán do sóng vỡ. Trạng thái này đợc gọi là sóng phát triển hoàn toàn hay FAS. Khi đó các đặc trng sóng phụ thuộc vào tốc độ gió dừng mà không phụ thuộc vào đà hay thời gian tác động của gió. ở đây sẽ trình bày ngắn gọn bốn giai đoạn tạo sóng xảy ra đồng thời, đã đợc Silvester (1974a) và rất nhiều nhà nghiên cứu khác thảo luận rất kỹ. Các cơ chế này là cộng hởng, dòng cắt, hiệu ứng che chắn và sóng vỡ. Phillips (1957) đã có những đóng góp đáng kể cho ngành hải dơng học bằng cách đề ra rằng các nhiễu động ngẫu nhiên của áp suất trên bề mặt nớc là nguồn gốc của chuyển động sóng. Các dao động áp suất này phải tác động trong một khoảng thời gian đáng kể trong lúc chuyển động trên mặt nớc với một vận tốc bằng vận tốc truyền sóng. Các xoáy rối nhỏ gần mặt nớc chuyển động chậm hơn các xoáy rối lớn nằm cách xa mặt nớc hơn. Tuy nhiên, các sóng có chu kỳ khác nhau có thể đợc tạo thành đồng thời, và nh đã trình bày ở trên, các sóng 54 nhỏ hơn phát triển nhanh hơn. Những dao động này không nhất thiết phải lan truyền theo hớng gió, mà có thể lan truyền theo một hớng tạo với hớng gió một góc nào đó. Quá trình cộng hởng này chỉ áp dụng cho các sóng có độ cao rất nhỏ và không đợc tính đến khi nghiên cứu liên kết biển khí. Sau quá trình bắt đầu này, các quá trình tạo sóng khác xảy ra. Đồng thời với thời điểm mà Phillips công bố lý thuyết của mình, Miles (1957) đa ra lý thuyết dòng chảy cắt dựa trên phân bố logarit của vận tốc gió theo phơng thẳng đứng. Tuy rằng bỏ qua các dao động rối, lý thuyết này tính đến áp suất tác dụng theo phơng thẳng đứng với bề mặt nớc. Nó giả thiết rằng mặt nớc ban đầu bị nhiễu động khi có gió thổi ở phía trên sẽ tạo ra những vùng hút và nén không cùng pha với sóng. Điều đó gây ra lực tác động lên mặt sau của đỉnh sóng làm cho mặt nớc tại đây chuyển động xuống phía dới. Việc này giúp cho sóng phát triển. Tuy nhiên, lý thuyết này trở nên bất cập khi mà các đờng dòng tách khỏi bề mặt đỉnh sóng. Khi đó, sự phát triển của sóng cần đợc giải thích bằng một số cơ chế khác. Stewart (1961) đã làm việc này. Hai lý thuyết trên bổ sung cho nhau vì rằng cộng hởng do rối tạo ra những dao động ban đầu với một phổ chu kỳ rộng, trong khi dòng chảy cắt giúp cho các sóng ngắn hơn phát triển. Cộng hởng tạo ra sự gia tăng năng lợng một cách tuyến tính, trong khi cơ chế thứ hai tạo ra sự gia tăng năng lợng theo hàm mũ. Các sóng có vận tốc truyền gần với tốc độ gió (hay c/U 0.8) có thể đạt tới độ dốc tới hạn (H/L) chỉ bằng cách phát triển theo cơ chế cộng hởng. Các sóng ngắn hơn (c << U) sẽ vợt qua giai đoạn phát triển tuyến tính và phát triển theo hàm mũ trớc khi đạt tới giới hạn này. Phillips và Katz (1961) đã tính thời gian thực hiện việc chuyển đổi này đối với các sóng có chu kỳ khác nhau. Longuet-Higgins và những ngời khác (1963) đã đo sóng bằng phao và kết luận rằng 90% dao động áp suất không khí là phối hợp với sóng và chỉ 10% là phối hợp với rối do gió. chuy ể n động hạt c ủ a các sóng lớn vector vỡ c ủ a các sóng nhỏ gió cắt mạnh Hình 5.3: Sự chuyển dịch động năng có thể có từ các sóng ngắn bị vỡ cho các sóng có chu kỳ dài (theo Silvester và Hsu, 1997) Sóng tiếp tục phát triển quá các điều kiện đợc Miles dự báo bằng một cơ chế gọi là hiệu ứng che chắn. Điều này có nghĩa là tồn tại một lực hút ở mặt trớc và một lực đẩy ở mặt sau của các sóng đã hình thành. Stanton (1937) đã khẳng định sự tồn tại của cơ chế này và nhờ nó mà 55 Jeffreys (1925) đã giải thích quá trình hình thành sóng một cách hoàn chỉnh. Chỉ có áp suất tác dụng theo phơng vuông góc với mặt nớc là đợc tính đến còn lực tác dụng theo phơng tiếp tuyến với bề mặt là bị bỏ qua. Vì các hạt nớc tại đỉnh sóng chuyển động theo hớng gió, dờng nh là bất kỳ một ứng lực nào tác động lên nó cũng có xu hớng gia tăng đờng kính của quỹ đạo hạt, tức là gia tăng độ cao sóng. Hino (1966) liên kết các phơng trình của Phillips và Miles mà không dùng một yếu tố thực nghiệm nào. Ông đã chứng minh rằng ở trạng thái FAS, đóng góp của áp suất trong ứng lực toàn phần đạt tới 100%, trong lúc tại đầu đón gió của đà, đóng góp này chỉ là 50%. Điều này có thể hiểu đợc là vì độ ghồ ghề của bề mặt nớc tăng lên dọc theo đà, và nh vậy cho phép gió tác động tốt hơn tới sóng. Trạng thái ổn định sẽ đạt tới khi mà năng lợng hấp thụ đợc từ gió đợc tiêu tán bởi sóng vỡ, rối, nhiều hiệu ứng khác và dòng chảy gió. Sóng vỡ là một phần rất quan trọng của quá trình tạo sóng mà nhiều nhà nghiên cứu cho là một cơ chế tiêu tán năng lợng. Tuy nhiên, khi mà sóng vỡ, nh đã chỉ ra trên hình 5.3, động năng có thể đợc chuyển đổi sang chuyển động quỹ đạo của các hạt nớc mặt. Quá trình vỡ trên đỉnh của các sóng dài hơn có thể đợc gia tăng nhờ tốc độ gió. Tuy nhiên, khi mà tốc độ lan truyền của các sóng dài này tiệm cận tới vận tốc gió, (C/U = 1.0), quá trình này suy giảm và do vậy kết thúc quá trình gia tăng năng lợng. Longuet-Higgins (1969) đã đa ra cơ sở lý thuyết cho quá trình chuyển đổi năng lợng từ các sóng ngắn hơn tới các sóng dài hơn. Ông phát biểu rằng "Khi mà các sóng ngắn suy giảm nhanh chóng vì buộc phải vỡ trên mặt trớc của các sóng dài, năng lợng của các sóng dài đợc gia tăng nhanh chóng. Các kết quả tính toán cho thấy rằng cơ chế này có khả năng truyền năng lợng cho sóng biển với một tốc độ quan trắc đợc." tăng theo hàm mũ tăng theo quy luật tuy ế n tính Khu vực t ỷ lệ với năng lợng trên một đơn vị diện tích bề mặt đại dơng sóng v ỡ vòng/giây Hình 5.4 Phổ năng lợng đặc trng cho sóng đại dơng Chuỗi số liệu đo đạc sóng tại một số điểm trong đại dơng có thể đợc phân tích để cho ta năng lợng của các thành phần theo tần số (f). Phân bố năng lợng theo tần số này có thể đợc vẽ thành đồ thị, nh đồ thị trên hình 5.4, mà ở đó năng lợng đợc đo bằng bình phơng biên độ của mỗi sóng thành phần với tần số f. 56 5.1.3 Sóng gió và sóng lừng Nếu nh sóng vẫn đang đợc tạo thành và duy trì nhờ gió, sóng đợc gọi là sóng gió. Sóng đã rời khỏi khu vực tạo sóng và phân tán trên biển đợc gọi là sóng lừng. Mỗi loại sóng có các tính chất riêng biệt và ảnh hởng khác nhau tới động lực học ven bờ. Sóng gió: Các dao động của bề mặt nớc là rất phức tạp, bao gồm các sóng có bớc sóng và độ cao khác nhau, lan truyền theo các hớng khác nhau. Vì vậy, quá trình này tạo ra các sóng chính có độ dốc lớn, và chúng làm cho các sóng nhỏ vỡ ra trên mặt của chúng. Điều này làm cho các sóng dốc hơn trở thành bất đối xứng và dốc hơn ở mặt trớc. Các đặc trng này làm cho sóng gió dễ dàng bị vỡ và nh vậy những vùng nớc nông hay dòng chảy ngợc dễ dàng tiêu tán những sóng này. Bản chất đa hớng của sóng gió đợc vẽ trên hình 5.5, với các sóng ở đầu gió chủ yếu là các sóng ngắn và lan truyền theo hớng gió. Tiến thêm về phía cuối gió ta thấy rằng các sóng lớn hơn và dài hơn có xu hớng lan truyền theo hớng gió hơn, nhng không phải hoàn toàn nh vậy. Điều này mang lại tầm quan trọng của chiều rộng đà trong quá trình tạo sóng, bởi vì các sóng ngắn lan truyền theo một hớng xiên với hớng gió cần phải đạt tới sự bất ổn định và vỡ để năng lợng của chúng biến thành năng lợng của các sóng dài hơn. Một đà rất hẹp sẽ không cho phép điều này xảy ra, loại trừ trong mô hình máng sóng hay vực sâu gần cửa sông khi mà phản xạ sóng xảy ra. Sơ đồ phân bố năng lợng theo hớng của sóng đợc vẽ trên hình 5.6, với các đờng trung bình và áp dụng riêng rẽ cho các sóng ngắn và dài. Nh ta đã thấy, một phần năng lợng đợc vận chuyển gần nh là theo các hớng vuông góc với hớng vector gió cả hai bên. 2 cos 4 cos Chiều dài đà Chiều rộng đà Hớng gió Hình 5.5 Dạng đỉnh đặc trng của sóng dọc theo đà (Theo Silvester và Hsu, 1997) 57 Sóng ngắn nhất Trung bình Trung bình Sóng dài nhất Góc tạo thành với hớng gió trung bình Năn g lợn g són g tơng đối Hình 5.6 Phân bố năng lợng theo hớng trong các sóng có chu kỳ khác nhau trong điều kiện gió đặc biệt (Theo Silvester và Hsu, 1997) Sóng lừng: Các sóng có một chu kỳ nào đó trong đà sẽ có một hớng phát triển tối u, nh ta thấy trên hình 5.4. Một khi đã đợc tạo thành, các sóng này sẽ lan truyền theo hớng cho trớc và đi ra khỏi miền gió lớn hay bão. Các sóng này đợc gọi là sóng lừng và lan truyền qua một khoảng cách rất dài, thậm chí là vợt đại dơng. Trong miền cuối gió hay miền phân tán, nh thấy trên hình 5.6, các sóng phân tán theo hình tròn và theo các tia từ cuối của đà. Phạm vi của đỉnh sóng Vùng tiêu tán Độ rộng của năng lợng sóng Phổ tồn tại trong cùng thời gian Hớng gió Thoát ra Phạm vi của hớng sóng lừng Hình 5.8 Phổ sóng và sự lan truyền sóng trong vùng phân tán (Theo Silvester và Hsu, 1997) 58 Phần lớn năng lợng sóng tập trung vào khoảng 30 o xung quanh vector tốc độ gió. Phần của năng lợng FAS lan truyền tới bất cứ điểm nào cuối gió đợc quyết định bởi góc tạo bởi hai đờng thẳng nối hai biên giới của đà tới điểm đó. Điểm đó càng ở xa thì góc càng nhỏ và càng ít năng lợng từ vùng gió mạnh đợc lan truyền tới. Nh vậy, chiều rộng của đà có tầm quan trọng rất lớn đối với kích thớc của các sóng lừng trong vùng phân tán, hay đôi khi đợc gọi là vùng suy giảm, bởi vì năng lợng của sóng không bị tiêu tán mà chỉ bị phân tán rộng ra. Khoảng cách càng lớn thì càng ít sóng có thể tơng tác, và nh vậy là độ cao sóng càng giảm. Sóng trong phạm vi đà có thể ổn định trong một khoảng thời gian nào đó sau một khoảng thời gian ổn định tại một điểm cho trớc. Tuy nhiên, trong miền phân tán sóng lừng sẽ thay đổi liên tục bởi vì các sóng dài hơn sẽ tới một điểm nào đó trớc, sau đó là các sóng có chu kỳ trung bình với độ cao lớn hơn, và sau cùng là các sóng nhỏ với chu kỳ ngắn nếu nh chúng có thể tới điểm đó. Điều này đợc biểu thị bằng phổ sóng tại các điểm khác nhau trong phạm vi miền phân tán nh trên hình 5.8. Phần diện tích phía bên dới đờng cong phổ diễn tả độ cao sóng thống kê , hay độ cao trung bình của 1 phần 3 số sóng lớn nhất (thờng đợc xem là độ cao sóng có nghĩa), thờng đợc dùng trong thiết kế kỹ thuật. Trong vùng tam giác, lân cận phần cuối gió của đà, tất cả các sóng thành phần chuyển động đồng thời và nh vậy dạng bề mặt biển cũng phức tạp y nh ở trong đà, trừ việc sóng không bị vỡ. 3/1 H đờng đi của hoàn lu lục địa sóng lừng lớn sóng lừng nhỏ Hình 5.9 Quỹ đạo của các cơn bão trong khoảng 40-60 o độ vĩ (Davies, 1964) Một đặc điểm nữa của sóng lừng là tính bất biến của hớng sóng tại các điểm khác nhau ở trên bờ. Mặc dù đà sóng có thể trải rộng theo một vĩ độ, các sóng lừng xuất hiện từ vùng này tập trung trong một dải hớng hẹp, đặc biệt là khi chúng bị khúc xạ qua một thềm lục địa nông trớc khi vào tới đờng bờ. Nh ta đã thấy trên hình 5.8, các sóng đi qua một điểm cách xa đà sóng có hớng rất gần nhau. Thậm chí nếu nh đà sóng dịch chuyển sang bên một chút, 59 các sóng xuất hiện từ đà về cơ bản là có cùng hớng. Một đặc điểm quan trọng của sóng bão trên đại dơng là chúng đợc gây ra bởi các cơn bão di chuyển từ tây sang đông giữa các vĩ độ 40 o tới 60 o ở cả hai bán cầu, nh chỉ ra trên Hình 5.9 (Davies 1964). Quỹ đạo của các cơn bão dao động từ bắc tới nam theo mùa. Một số các cơn bão thậm chí vợt qua vĩ tuyến 30 o trong một khoảng thời gian ngắn. Nh ta đã thấy trong hoàn lu gió tại mỗi bán cầu, các sóng bão mạnh nhất, và nh vậy là các sóng lừng chính, lan truyền từ hớng đông tới xích đạo. Do vậy bờ tây của các lục địa luôn tiếp nhận các sóng lừng từ hớng đó. ở các bờ đông sóng lừng tới từ phần đuôi các cơn bão di chuyển từ bờ ra khơi. Trờng sóng ở đây đợc bổ sung bởi các sóng lừng và sóng bão giữa các vĩ độ 10 o và 25 o tại cả hai bán cầu. Các sóng này có xu hớng lan truyền về phía tây và đi khỏi đờng xích đạo. Vì vậy, chế độ sóng tại các bờ phía đông và phía tây lục địa có thể khác nhau một cách đáng kể. Thậm chí tại vị trí mà tâm bão ở gần với một bờ biển trớc khi vợt qua nó, các sóng lừng sẽ tập trung vào một dải hẹp trong lúc các sóng bão tại nớc sâu có thể trải ra một dải rất rộng, nh chỉ ra trên hình 5.10. bão mạnh sóng yếu sóng lừng yếu sóng lừng Ch ú ý mạnh h Hình 5. Sóng tới từ các cơn bão ở gần một bờ biển 60 Các sóng lừng có độ cao nhỏ so với bớc sóng, hay là độ dốc của chúng (H/L) là nhỏ. Do đó chúng có dạng hình sin và rất bền vững. Khi mà chúng vợt qua đại dơng, quỹ đạo chuyển động của các hạt nớc không đạt tới đáy và do vậy chúng mất rất ít năng lợng. Một đặc tính khác của sóng lừng là chúng có khoảng thời gian tồn tại dài hơn. Cần một khoảng thời gian dài hơn cho các sóng có chu kỳ khác nhau đi qua một điểm cách xa đà hơn là thời gian chúng tồn tại trong phạm vi đà. Snodgrass và những ngời khác (1966) ghi sóng tại năm điểm cắt ngang Thái Bình Dơng từ vùng biển động 40 (40, 50 o S) tới Alaska. Họ thấy rằng: Cứ một hay hai tuần lại thấy một chuỗi sóng liên quan tới một cơn bão lớn ở nam bán cầu, gây ra một sự kiện đáng kể, mà có thể tìm đợc dấu vết qua toàn bộ đại dơng. Các sóng lừng bị suy giảm rất ít khi lan truyền ra khỏi vùng mà chúng đợc tạo ra. Quá trình suy giảm mạnh mẽ nhất xảy ra với các thành phần có chu kỳ nhỏ là do chúng phân tán tại các góc lớn đối với hớng gió. 5.2 Mô tả sóng gió () t Mặt nớc bi ể n Thời gian Hình 5.11 Mặt nớc biển nh là một hàm của thời gian trong cơn bão gần Petten, Hà lan, cách bờ 3500 m, ngày 1 tháng 1 năm 1995 (Holthuijsen và Battjes, 2002). Bớc đầu tiên của việc mô tả sóng gió là xem xét chuyển động thẳng đứng của bề mặt nớc tại một vị trí nào đó trên mặt biển. Khi đó, ta sẽ thấy là sóng gió đợc biểu thị bằng một hàm khá ngẫu nhiên phụ thuộc thời gian. Có thể biểu thị sự biến đổi không gian của bề mặt nớc khi có sóng bằng cách xem rằng có sự tơng tự giữa biến đổi không gian và biến đổi thời gian của mặt nớc. Mặt nớc khi có sóng gió, biểu thị bằng ( ) t thờng là khá hỗn loạn và không cho phép 61 [...]... thứ tự của sóng sắp xếp theo thứ tự độ cao giảm dần từ sóng cao nhất đến sóng thấp nhất (tức là j =1 ứng với sóng lớn nhất, j=2 ứng với sóng lớn thứ nhì v.v ) Giá trị độ cao sóng này tơng ứng với ớc tính độ cao sóng bằng mắt và tốt hơn rất nhiều H hay H rms Đôi khi, ngời ta dùng độ cao trung bình của 1/10 sóng cao nhất (H một phần mời), định nghĩa bằng phơng trình 5. 8 Tuy nhiên, độ cao sóng này không... =1 N 2 i 1/ 2 (5 . 6) Tuy nhiên, độ cao sóng đặc trng hay đợc dùng nhất là độ cao trung bình của 1/3 sóng cao nhất Nó thờng đợc gọi là độ cao sóng có nghĩa H s , nhng để phân biệt nó với độ cao sóng có nghĩa ớc tính từ các quan trắc bằng mắt, ngời ta ký hiệu nó bằng H 1 / 3 ( ọc là H một phần ba) Nó đợc tính nh sau: 63 độ cao sóng có nghĩa = H s = H 1 / 3 = 1 N /3 H j N / 3 j =1 (5 . 7) với j không phải... và một bụng, hình 5. 12 Bằng cách xếp hạng các sóng căn cứ vào thứ tự thời gian của chúng, độ cao sóng trung bình, H đợc định nghĩa là độ cao sóng trung bình = H = 1 N N H i =1 (5 . 5) i với i là thứ tự của sóng trong một chuỗi thời gian (tức là, i =1 là sóng đầu tiên trong chuỗi thời gian, i =2 là sóng thứ hai v.v ) Đôi khi ngời ta còn dùng độ cao sóng bình phơng trung bình, độ cao sóng bình phơng trung... T1 / 3 ( ọc là T một phần ba) và đợc tính nh sau: chu kỳ sóng = Ts = T1 / 3 = 1 N /3 T0, j N / 3 j =1 (5 .1 0) ở đây, j không phải là số thứ tự thời gian mà là số thứ tự của sóng xếp theo độ cao Cũng giống nh độ cao sóng, đôi khi chu kỳ trung bình của 1/10 sóng cao nhất là đợc dùng Giá trị này đợc ký hiệu là T1 / 10 (T một phần mời) và đợc ớc tính là: T1 / 10 = 1 N / 10 T0, j N / 10 j =1 (5 .1 1) Một... các nghiên cứu này (so sánh độ cao và chu kỳ sóng có nghĩa thu đợc từ các quan trắc bằng mắt và dùng thiết bị (Nordenstroni, 196 9)) đợc trình bày trên Hình 5. 13 Sự phù hợp giữa độ cao sóng có nghĩa quan trắc đợc bằng mắt và thiết bị là rất đáng khích lệ Quy luật hàm mũ thích hợp nhất tìm đợc trong trờng hợp này là: H 1 / 3 = 1.67 H v0.77 (5 .1 2) và H 1 / 3 H v (Hình 5. 1 3) Các chu kỳ sóng có nghĩa quan... mũ phù hợp nhất với chu kỳ sóng là: T1 / 3 = 2.83Tv0.44 (5 .1 3) Quan trắc Chu kỳ sóng có nghĩa dùng thiết bị đo đạc Độ cao sóng có nghĩa dùng thiết bị đo đạc và nh vậy T1 / 3 Tv (Hình 5. 1 3) Quan trắc Chu kỳ sóng có nghĩa quan trắc bằng mắt Độ cao sóng có nghĩa quan trắc bằng mắt Hình 5. 13 Mối liên hệ giữa độ cao và chu kỳ sóng quan trắc đợc bằng mắt và dùng thiết bị đo đạc 65 ... kỳ sóng trung bình = T0 = 1 N N T i =1 0, j (5 . 9) với i là số thứ tự của sóng trong một chuỗi thời gian Chu kỳ sóng có nghĩa cũng hay đợc sử dụng, nhng định nghĩa của nó không hoàn toàn tơng tự nh định nghĩa của độ cao sóng có nghĩa (nó đòi hỏi phải xếp thứ tự các sóng theo chu kỳ chứ không phải là theo độ cao) Ngời ta định nghĩa chu kỳ sóng có nghĩa Ts là giá trị trung bình của chu kỳ của 1/3 sóng cao... cao sóng có nghĩa ớc tính từ các quan trắc bằng mắt: 1 N / 10 H 1 / 10 = (5 . 8) H j N / 10 j =1 với j đợc định nghĩa theo cách giống nh trong phơng trình 5. 7 Một cách rất tự nhiên, ta có thể định nghĩa chu kỳ sóng T0 là khoảng thời gian giữa hai lần cắt đờng không từ trên xuống của (t ) liên tiếp (Hình 5. 1 2) Giá trị trung bình của chu kỳ cắt đờng không, ký hiệu là T0 đợc định nghĩa tơng tự với độ cao... tích khách quan yêu cầu phải có một định nghĩa của sóng, độ cao sóng và chu kỳ sóng Phần 1.3 cho ta định nghĩa của độ cao sóng với các sóng điều hòa Tuy nhiên, vì rằng sóng gió có bản chất ngẫu nhiên, độ cao và chu kỳ của sóng biến đổi theo thời gian và nh vậy là nhất định phải đợc xác định cho mỗi sóng Trong trờng hợp này, ta có thể định nghĩa một sóng, nh là một hàm thời gian, là mực nớc giữa hai... các quan trắc sóng bằng mắt từ các tàu đợc báo cáo hằng ngày cho mạng lới của Tổ chức Khí tợng Thế giới (WMO) Các đánh giá này là dựa trên các hớng dẫn của WMO rằng các đánh giá bằng mắt cần dựa trên độ cao và chu kỳ trung bình của 15 tới 20 sóng lớn nhất trong một loạt nhóm sóng Các đặc trng sóng trung bình đợc gọi là độ cao và chu kỳ sóng có nghĩa, ký 62 hiệu tơng ứng là H s và Ts (hay H v và Tv . tốc độ gió trên biển khơi đợc Pierson (1 96 4) chấp nhận là tốc độ gió do Sheppard (1 95 8) đề nghị cho các điều kiện của biển khơi là ( ) kyCUU y /10/ln1/ 2/1 1010 += (5 . 1) với là vận tốc gió tại. Sheppard (1 95 8) và Wilson (1 96 0) rút ra, và đợc Wu (1 96 9) tổng kết lại. Silvester (1 974a) đã dùng một số kết quả để vẽ đồ thị và đề nghị một mối liên hệ sau: 10 C 2/1 1010 000 65. 0 UC = (5 . 4) đối. 2/1 1 2 1 = = N i irms H N H (5 . 6) Tuy nhiên, độ cao sóng đặc trng hay đợc dùng nhất là độ cao trung bình của 1/3 sóng cao nhất. Nó thờng đợc gọi là độ cao sóng có nghĩa , nhng để phân biệt nó với độ cao sóng có