Ветровая волна

Поверхностные волны, создаваемые ветром на открытой воде

Мужчина стоит рядом с большими океанскими волнами в Порту-Ково, Португалия.

Видео больших волн от урагана Мари вдоль побережья Ньюпорт-Бич , Калифорния .

В гидродинамике ветровая волна , или ветровая водная волна , — это поверхностная волна , возникающая на свободной поверхности водоемов в результате обдува ветром поверхности воды. Расстояние контакта в направлении ветра известно как выборка . Волны в океане могут преодолевать тысячи километров, прежде чем достигнут суши. Размер ветровых волн на Земле варьируется от небольшой ряби до волн высотой более 30 м (100 футов), и их размер ограничивается скоростью, продолжительностью, силой ветра и глубиной воды. ^[1]

Система ветровых волн, непосредственно создаваемая и подвергающаяся воздействию местного ветра, называется ветровым морем . После создания ветровые волны будут двигаться по большому кругу , слегка изгибаясь влево в южном полушарии и слегка вправо в северном полушарии. После выхода за пределы зоны действия ветровые волны называются свеллами и могут распространяться на тысячи километров. Примечательным примером этого являются волны, возникающие к югу от Тасмании во время сильных ветров, которые будут распространяться через Тихий океан в южную Калифорнию, создавая идеальные условия для серфинга. Зыбь состоит из ветровых волн, на которые в это время местный ветер существенно не влияет. Они были созданы где-то еще, а иногда и раньше. ^[2] Ветровые волны в океане также называются поверхностными волнами океана и в основном представляют собой гравитационные волны , где гравитация является основной силой равновесия.

Ветровые волны обладают определенной долей случайности : последующие волны различаются по высоте, продолжительности и форме с ограниченной предсказуемостью. Их можно описать как случайный процесс в сочетании с физикой, управляющей их генерацией, ростом, распространением и распадом, а также управляющей взаимозависимостью между величинами потока, такими как движение поверхности воды , скорости потока и давление воды . Ключевую статистику ветровых волн (как морей, так и зыби) в развивающихся состояниях моря можно предсказать с помощью моделей ветровых волн .

Хотя волны обычно считаются водными морями Земли, углеводородные моря Титана также могут иметь ветровые волны. ^{[3] [4] [5]} Волны в водоемах могут возникать и по другим причинам, как на поверхности, так и под водой.

Формирование

Аспекты водной волны

Формирование волн

Движение частиц воды глубоководной волны

Фазы поверхностной волны океана: 1. Гребень волны, при котором водные массы поверхностного слоя движутся горизонтально в том же направлении, что и распространяющийся волновой фронт. 2. Падающая волна. 3. Впадина, где водные массы поверхностного слоя движутся горизонтально в направлении, противоположном направлению волнового фронта. 4. Поднимающаяся волна.

NOAA отправило корабль Delaware II в плохую погоду на берег Джорджес-Бэнк

Подавляющее большинство крупных прибоев, замеченных на пляже, возникают из-за далеких ветров. На формирование структур течения в ветровом волнении влияют пять факторов: ^[6]

1. Скорость или сила ветра относительно скорости волны — ветер должен двигаться быстрее, чем гребень волны, чтобы энергия передавалась волне.
2. Непрерывное расстояние открытой воды, на котором ветер дует без существенного изменения направления (называемое подхватом ) .
3. Ширина области, на которую влияет выборка (под прямым углом к ​​расстоянию)
4. Продолжительность ветра – время, в течение которого ветер дул над водой.
5. Глубина воды

Все эти факторы работают вместе, чтобы определить размер водных волн и структуру потока внутри них.

Основными аспектами, связанными с распространением волн , являются:

• Высота волны (расстояние по вертикали от впадины до гребня )
• Длина волны (расстояние от гребня до гребня в направлении распространения)
• Период волны (интервал времени между приходом последовательных гребней в стационарную точку)
• Направление волны или азимут (в основном определяется направлением ветра )

Полностью развитое море имеет максимальный размер волн, теоретически возможный для ветра определенной силы, продолжительности и силы ветра. Дальнейшее воздействие этого специфического ветра могло вызвать лишь рассеивание энергии из-за разрушения вершин волн и образования «белых шапок». Волны в данной области обычно имеют разную высоту. Для сводок погоды и научного анализа статистики ветровых волн их характерная высота за период времени обычно выражается как значительная высота волны . Эта цифра представляет собой среднюю высоту самой высокой трети волн за данный период времени (обычно выбираемый где-то в диапазоне от 20 минут до двенадцати часов) или в конкретной волновой или штормовой системе. Значительная высота волны также является величиной, которую «тренированный наблюдатель» (например, из команды корабля) мог бы оценить на основе визуального наблюдения за состоянием моря. Учитывая изменчивость высоты волн, самые большие отдельные волны, вероятно, будут несколько меньше, чем в два раза превышающие зарегистрированную значительную высоту волн в конкретный день или шторм. ^[7]

Волнообразование на первоначально плоской поверхности воды ветром начинается за счет случайного распределения нормального давления турбулентного ветрового потока над водой. Эти колебания давления вызывают нормальные и касательные напряжения в поверхностной воде, что приводит к возникновению волн. В целях теоретического анализа обычно предполагается, что: ^[8]

1. Первоначально вода находится в состоянии покоя.
2. Вода не вязкая.
3. Вода безвихревая .
4. Существует случайное распределение нормального давления на водную поверхность от турбулентного ветра.
5. Корреляциями между движениями воздуха и воды пренебрегают.

Второй механизм включает в себя силы сдвига ветра на поверхности воды. Джон В. Майлз в 1957 году предложил механизм генерации поверхностных волн, который инициируется турбулентными сдвиговыми потоками ветра, на основе невязкого уравнения Орра-Зоммерфельда. Он обнаружил, что передача энергии от ветра к поверхности воды пропорциональна кривизне профиля скорости. ветра в точке, где средняя скорость ветра равна скорости волны. Поскольку профиль скорости ветра логарифмичен относительно водной поверхности, кривизна в этой точке имеет отрицательный знак. Это соотношение показывает, что ветровой поток передает свою кинетическую энергию поверхности воды на их границе.

Предположения:

1. двумерный параллельный сдвиговый поток
2. несжимаемая, невязкая вода и ветер
3. безвихревая вода
4. наклон смещения водной поверхности небольшой ^[9]

Как правило, эти механизмы формирования волн происходят одновременно на поверхности воды и в конечном итоге образуют полностью развитые волны.

Например, ^[10] если мы предположим, что морская поверхность плоская (состояние Бофорта 0), и внезапный поток ветра постоянно дует по морской поверхности, процесс генерации физических волн следует последовательности:

1. Турбулентный ветер формирует случайные колебания давления на поверхности моря. Рябь с длиной волны порядка нескольких сантиметров генерируется колебаниями давления. ( Механизм Филлипса ^[8] )
2. Ветры продолжают действовать на первоначально волнистую поверхность моря, вызывая увеличение волн. По мере роста волн разница давлений увеличивается, что приводит к увеличению скорости роста. Наконец, сдвиговая неустойчивость экспоненциально ускоряет рост волны. (Механизм Майлза ^[8] )
3. Взаимодействия между волнами на поверхности генерируют более длинные волны ^[11] , и это взаимодействие будет передавать энергию волн от более коротких волн, генерируемых механизмом Майлза, к волнам, которые имеют немного более низкие частоты, чем частота пиковых величин волн, и, наконец, волны будут быстрее скорости бокового ветра (Пирсон и Московиц ^[12] ).

Типы

Серфинг на каменистом неровном дне. Порту-Кову , западное побережье Португалии.

С течением времени развиваются три различных типа ветровых волн:

• Капиллярные волны или рябь, в которых преобладают эффекты поверхностного натяжения.
• Гравитационные волны , в которых преобладают гравитационные и инерционные силы.
  • Моря, локально поднятые ветром.
• Волны , отошедшие от того места, где они были подняты ветром, и в большей или меньшей степени рассеялись.

Рябь появляется на гладкой воде, когда дует ветер, но быстро исчезает, если ветер прекращается. Восстанавливающей силой, которая позволяет им распространяться, является поверхностное натяжение . Морские волны — это крупномасштабные, часто нерегулярные движения, которые образуются при устойчивом ветре. Эти волны имеют тенденцию длиться гораздо дольше, даже после того, как ветер утих, а восстанавливающей силой, которая позволяет им распространяться, является гравитация. По мере того как волны распространяются от места своего происхождения, они естественным образом разделяются на группы общего направления и длины волны. Наборы волн, образующиеся таким образом, известны как зыби. Тихий океан простирается на 19 800 км от Индонезии до побережья Колумбии , и, исходя из средней длины волны 76,5 м, на этой ширине будет около 258 824 волн.

Отдельные « волны-убийцы » (также называемые «волнами-убийцами», «волнами-монстрами», «волнами-убийцами» и «королевскими волнами») могут возникать намного выше, чем другие волны в состоянии моря . В случае волны Драупнера ее высота 25 м (82 фута) в 2,2 раза превышала значительную высоту волны . Такие волны отличаются от приливов , вызванных гравитационным притяжением Луны и Солнца , цунами , вызванных подводными землетрясениями или оползнями , а также волн, возникающих в результате подводных взрывов или падения метеоритов — все они имеют гораздо более длинные длины волн , чем ветровые волны.

Самые большие когда-либо зарегистрированные ветровые волны — это не волны-убийцы, а стандартные волны в экстремальных состояниях моря. Например, волны высотой 29,1 м (95 футов) были зафиксированы судном RRS Discovery в море со значительной высотой волн 18,5 м (61 фут), поэтому самая высокая волна всего в 1,6 раза превышала значительную высоту волны. ^[13] Самый большой буй, зафиксированный буем (по состоянию на 2011 год), имел высоту 32,3 м (106 футов) во время тайфуна «Кроса» 2007 года недалеко от Тайваня. ^[14]

Спектр

Классификация спектра океанских волн по периоду волнения ^[15]

Океанские волны можно классифицировать по: возмущающей силе, которая их создает; степень, в которой возмущающая сила продолжает воздействовать на них после формирования; степень, в которой восстанавливающая сила ослабляет или сглаживает их; и их длина волны или период. Сейсмические морские волны имеют период около 20 минут и скорость 760 км/ч (470 миль в час). Ветровые волны (глубоководные волны) имеют период примерно до 20 секунд.

Скорость всех океанских волн контролируется гравитацией, длиной волны и глубиной воды. Большинство характеристик океанских волн зависят от соотношения их длины волны и глубины воды. Длина волны определяет размер орбит молекул воды внутри волны, а глубина воды определяет форму орбит. Пути молекул воды в ветровой волне являются круговыми только тогда, когда волна движется по глубокой воде. Волна не может «чувствовать» дно, когда она движется через воду на глубину более половины ее длины, потому что в движении воды ниже этой глубины содержится слишком мало волновой энергии. Волны, движущиеся в воде на глубине более половины ее длины, известны как глубоководные волны. С другой стороны, орбиты молекул воды в волнах, движущихся по мелководью, уплощаются из-за близости поверхности морского дна. Волны в воде размером менее 1/20 от исходной длины известны как волны на мелководье. Переходные волны распространяются через воду на глубину более 1/20 от исходной длины волны, но на глубину менее половины исходной длины волны.

В общем, чем длиннее длина волны, тем быстрее энергия волны будет перемещаться по воде. Связь между длиной волны, периодом и скоростью любой волны следующая:

${\displaystyle C={L}/{T}}$

где C — скорость (скорость), L — длина волны, а T — период (в секундах). Таким образом, скорость волны определяется функциональной зависимостью длины волны от периода ( дисперсионное соотношение ). ${\displaystyle L(T)}$

Скорость глубоководной волны также можно приблизительно определить как:

${\displaystyle C={\sqrt {{gL}/{2\pi }}}}$

где g — ускорение свободного падения, 9,8 метра (32 фута) в секунду в квадрате. Поскольку g и π (3.14) являются постоянными, уравнение можно свести к:

${\displaystyle C=1.251{\sqrt {L}}}$

когда C измеряется в метрах в секунду, а L в метрах. В обеих формулах скорость волны пропорциональна квадратному корню из длины волны.

Скорость волн на мелководье описывается другим уравнением, которое можно записать как:

${\displaystyle C={\sqrt {gd}}=3.1{\sqrt {d}}}$

где C — скорость (в метрах в секунду), g — ускорение свободного падения, а d — глубина воды (в метрах). Период волны остается неизменным независимо от глубины воды, по которой она движется. Однако когда глубоководные волны достигают мелководья и касаются дна, их скорость снижается, а их гребни «сбиваются в кучу», поэтому их длина волны сокращается.

Спектральные модели

Состояние моря можно описать спектром морских волн или просто спектром волн . Он состоит из спектра высоты волны (WHS) и спектра направления волн (WDS) . Многие интересные свойства состояния моря можно узнать из спектров волн. ${\displaystyle S(\omega ,\Theta )}$ ${\displaystyle S(\omega )}$ ${\displaystyle f(\Theta )}$

WHS описывает спектральную плотность отклонения высоты волны («мощность») от частоты волны с размерностью . Связь между спектром и амплитудой волны для волновой составляющей следующая: ${\displaystyle \{S(\omega )\}=\{{\text{length}}^{2}\cdot {\text{time}}\}}$ ${\displaystyle S(\omega _{j})}$ ${\displaystyle A_{j}}$ ${\displaystyle j}$

${\displaystyle {\frac {1}{2}}A_{j}^{2}=S(\omega _{j})\,\Delta \omega }$^{[ нужна ссылка ] [ нужны разъяснения ]}

Некоторые модели WHS перечислены ниже.

• Международная конференция по буксирным танкам (ITTC) ^[17] рекомендовала модель спектра для полностью освоенного моря ( спектр ISSC ^{[18] /модифицированный} спектр Пирсона-Московица ): ^[19]

${\displaystyle {\frac {S(\omega )}{H_{1/3}^{2}T_{1}}}={\frac {0.11}{2\pi }}\left({\frac {\omega T_{1}}{2\pi }}\right)^{-5}\mathrm {exp} \left[-0.44\left({\frac {\omega T_{1}}{2\pi }}\right)^{-4}\right]}$

• Рекомендуемая ITTC модель спектра для ограниченной выборки (спектр JONSWAP)

${\displaystyle S(\omega )=155{\frac {H_{1/3}^{2}}{T_{1}^{4}\omega ^{5}}}\mathrm {exp} \left({\frac {-944}{T_{1}^{4}\omega ^{4}}}\right)(3.3)^{Y},}$

где

${\displaystyle Y=\exp \left[-\left({\frac {0.191\omega T_{1}-1}{2^{1/2}\sigma }}\right)^{2}\right]}$

${\displaystyle \sigma ={\begin{cases}0.07&{\text{if }}\omega \leq 5.24/T_{1},\\0.09&{\text{if }}\omega >5.24/T_{1}.\end{cases}}}$

(Последняя модель с момента ее создания была усовершенствована на основе работ Филлипса и Китайгородского, чтобы лучше моделировать спектр высоты волны для высоких волновых чисел . ^[20] ).

Что касается WDS, пример модели может быть следующим: ${\displaystyle f(\Theta )}$

${\displaystyle f(\Theta )={\frac {2}{\pi }}\cos ^{2}\Theta ,\qquad -\pi /2\leq \Theta \leq \pi /2}$

Таким образом, состояние моря полностью определено и может быть воссоздано с помощью следующей функции: где высота волны равномерно распределена между 0 и и выбрана случайным образом из функции распределения по направлениям ^[21] ${\displaystyle \zeta }$ ${\displaystyle \epsilon _{j}}$ ${\displaystyle 2\pi }$ ${\displaystyle \Theta _{j}}$ ${\displaystyle {\sqrt {f(\Theta )}}:}$

${\displaystyle \zeta =\sum _{j=1}^{N}{\sqrt {2S(\omega _{j})\Delta \omega _{j}}}\;\sin(\omega _{j}t-k_{j}x\cos \Theta _{j}-k_{j}y\sin \Theta _{j}+\epsilon _{j}).}$

Обмеление и рефракция

Волны создают рябь на пляжах.

По мере перемещения волн от глубокой воды к мелководной их форма меняется (высота волн увеличивается, скорость уменьшается, а длина уменьшается, поскольку орбиты волн становятся асимметричными). Этот процесс называется обмелением .

Преломление волн — это процесс, который происходит, когда волны взаимодействуют с морским дном, замедляя скорость распространения в зависимости от длины волны и периода. По мере того как волны замедляются на мелководье, гребни имеют тенденцию выравниваться под уменьшающимся углом к ​​контурам глубины. Различная глубина вдоль гребня волны приводит к тому, что гребень движется с разной фазовой скоростью , при этом части волны на большей глубине движутся быстрее, чем части волны на мелководье . Этот процесс продолжается, пока глубина уменьшается, и меняется на противоположную, если она снова увеличивается, но волна, покидающая мелководье, могла значительно изменить направление. Лучи — линии, нормальные к гребням волн, между которыми заключен фиксированный поток энергии, — сходятся на местных отмелях и отмелях. Следовательно, волновая энергия между лучами концентрируется по мере их сближения, что приводит к увеличению высоты волны.

Поскольку эти эффекты связаны с пространственным изменением фазовой скорости, а также поскольку фазовая скорость также изменяется в зависимости от окружающего тока – из-за доплеровского сдвига – те же эффекты рефракции и изменения высоты волны также возникают из-за изменений тока. В случае встречи с встречным течением волна становится круче , т.е. ее высота волны увеличивается, а длина волны уменьшается, аналогично обмелению при уменьшении глубины воды. ^[22]

Ломать

Разрушение большой волны

Гигантская океанская волна

Некоторые волны подвергаются явлению , называемому «разбиванием». ^[23] Разрушающаяся волна — это волна, основание которой больше не может поддерживать ее вершину, что приводит к ее обрушению. Волна разбивается, когда она натыкается на мелководье или когда две волновые системы противостоят друг другу и объединяют силы. Когда наклон или крутизна волны слишком велики, обрушение неизбежно.

Отдельные волны на глубокой воде разбиваются, когда крутизна волны — отношение высоты волны H к длине волны λ — превышает примерно 0,17, то есть для H  > 0,17  λ . На мелководье, когда глубина воды мала по сравнению с длиной волны, отдельные волны разбиваются, когда высота их волны H превышает глубину воды h более чем в 0,8 раза , то есть H  > 0,8  h . ^[24] Волны также могут разбиваться, если ветер становится настолько сильным, что сдувает гребень волны с ее основания.

На мелководье основание волны замедляется из-за сопротивления морского дна. В результате верхние части будут распространяться с более высокой скоростью, чем основание, и передняя грань гребня станет круче, а задняя грань - более плоской. Это может быть преувеличено до такой степени, что передняя грань образует бочкообразный профиль, при этом гребень падает вперед и вниз, простираясь над воздухом перед волной.

Серферы или спасатели выделяют три основных типа прибойных волн . Их различные характеристики делают их более или менее подходящими для серфинга и представляют различные опасности.

1. Разлив или перекат: это самые безопасные волны для серфинга. Их можно встретить в большинстве районов с относительно ровной береговой линией. Это наиболее распространенный тип берегового обрыва. Замедление основания волны постепенное, а скорость верхних частей мало отличается с высотой. Обрушение происходит главным образом тогда, когда коэффициент крутизны превышает предел устойчивости.
2. Погружение или сброс: они внезапно ломаются и могут «сбросить» пловцов, толкая их на дно с большой силой. Это предпочтительные волны для опытных серферов. Сильные морские ветры и длинные периоды волн могут привести к возникновению самосвалов. Их часто можно встретить там, где происходит внезапное повышение морского дна, например, на рифах или песчаных косах. Замедление основания волны достаточно, чтобы вызвать ускорение вверх и значительное превышение скорости движения верхней части гребня. Пик поднимается и обгоняет переднюю грань, образуя при падении «бочку» или «трубку».
3. Пульсация: они могут никогда не сломаться при приближении к кромке воды, поскольку вода под ними очень глубокая. Они имеют тенденцию образовываться на крутых береговых линиях. Эти волны могут сбить пловцов и утащить их обратно на более глубокую воду.

Когда береговая линия почти вертикальна, волны не разбиваются, а отражаются. Большая часть энергии сохраняется в волне, когда она возвращается в сторону моря. Интерференционные картины вызваны суперпозицией падающей и отраженной волн, и суперпозиция может вызвать локализованную нестабильность при пересечении пиков, и эти пики могут сломаться из-за нестабильности. (см. также клапотические волны )

Физика волн

Стокса дрейфует на волнах мелководья ( Анимация )

Ветровые волны — это механические волны , распространяющиеся вдоль границы раздела воды и воздуха ; восстанавливающая сила обеспечивается гравитацией, поэтому их часто называют поверхностными гравитационными волнами . Когда дует ветер , давление и трение нарушают равновесие водной поверхности и передают энергию от воздуха к воде, образуя волны. Первоначальное образование волн ветром описано в теории Филлипса 1957 года, а последующий рост малых волн был смоделирован Майлзом также в 1957 году. ^{[25] [26]}

Стокса дрейфует в более глубокой водной волне ( Анимация )

Фотография орбит частиц воды под действием прогрессивной и периодической поверхностной гравитационной волны в волновом лотке . Волновые условия: средняя глубина воды d  = 2,50 фута (0,76 м), высота волны H  = 0,339 фута (0,103 м), длина волны λ = 6,42 фута (1,96 м), период T  = 1,12 с. ^[27]

В линейных плоских волнах одной длины волны на глубокой воде участки вблизи поверхности движутся не просто вверх и вниз, а по круговым орбитам: вперед вверху и назад внизу (по сравнению с направлением распространения волны). В результате поверхность воды образует не точную синусоидальную волну , а скорее трохоиду с более острыми изгибами вверх, как это моделируется в теории трохоидальных волн . Таким образом, ветровые волны представляют собой комбинацию поперечных и продольных волн.

Когда волны распространяются на мелководье (где глубина меньше половины длины волны), траектории частиц сжимаются в эллипсы . ^{[28] [29]}

В действительности при конечных значениях амплитуды (высоты) волны траектории частиц не образуют замкнутых орбит; скорее, после прохождения каждого гребня частицы слегка смещаются от своих предыдущих положений - явление, известное как дрейф Стокса . ^{[30] [31]}

По мере увеличения глубины под свободной поверхностью радиус кругового движения уменьшается. На глубине, равной половине длины волны λ, орбитальное движение затухло до менее 5% от своего значения на поверхности. Фазовая скорость (также называемая скоростью) поверхностной гравитационной волны – для чисто периодического волнового движения волн малой амплитуды – хорошо аппроксимируется выражением

${\displaystyle c={\sqrt {{\frac {g\lambda }{2\pi }}\tanh \left({\frac {2\pi d}{\lambda }}\right)}}}$

где

c = фазовая скорость ;

λ = длина волны ;

d = глубина воды;

g = ускорение силы тяжести на поверхности Земли .

На глубокой воде, где , так и гиперболический тангенс приближаются , скорость приближается к ${\displaystyle d\geq {\frac {1}{2}}\lambda }$ ${\displaystyle {\frac {2\pi d}{\lambda }}\geq \pi }$ ${\displaystyle 1}$ ${\displaystyle c}$

${\displaystyle c_{\text{deep}}={\sqrt {\frac {g\lambda }{2\pi }}}.}$

В единицах СИ, с в м/с, когда измеряется в метрах. Это выражение говорит нам, что волны разной длины движутся с разной скоростью. Самые быстрые волны во время шторма — это волны с самой длинной длиной волны. В результате после шторма первые волны, приходящие на берег, — это длинноволновые зыби. ${\displaystyle c_{\text{deep}}}$ ${\displaystyle c_{\text{deep}}\approx 1.25{\sqrt {\lambda }}}$ ${\displaystyle \lambda }$

Для средней и мелкой воды применимы уравнения Буссинеска , сочетающие частотную дисперсию и нелинейные эффекты. А на очень мелкой воде можно использовать уравнения мелкой воды .

Если длина волны очень длинная по сравнению с глубиной воды, фазовую скорость (приняв предел c , когда длина волны приближается к бесконечности) можно аппроксимировать выражением

${\displaystyle c_{\text{shallow}}=\lim _{\lambda \rightarrow \infty }c={\sqrt {gd}}.}$

С другой стороны, для очень коротких длин волн поверхностное натяжение играет важную роль, и фазовая скорость этих гравитационно-капиллярных волн может (на глубокой воде) быть аппроксимирована выражением

${\displaystyle c_{\text{gravity-capillary}}={\sqrt {{\frac {g\lambda }{2\pi }}+{\frac {2\pi S}{\rho \lambda }}}}}$

где

S = поверхностное натяжение границы раздела воздух-вода;

${\displaystyle \rho }$= плотность воды. ^[32]

При наличии нескольких цугов волн, как это всегда бывает в природе, волны образуют группы. На глубокой воде группы движутся с групповой скоростью , равной половине фазовой скорости . ^[33] Следуя за одной волной в группе, можно увидеть, как волна появляется в задней части группы, растет и, наконец, исчезает в передней части группы.

Поскольку глубина воды уменьшается по направлению к берегу , это будет иметь эффект: высота волн изменится из-за обмеления и преломления волн . По мере увеличения высоты волны волна может стать нестабильной, когда гребень волны движется быстрее, чем впадина . Это вызывает прибой , разбиение волн. ${\displaystyle d}$

Движение ветровых волн можно уловить с помощью волновых энергетических устройств . Плотность энергии (на единицу площади) регулярных синусоидальных волн зависит от плотности воды , ускорения свободного падения и высоты волны (которая для регулярных волн равна удвоенной амплитуде , ): ${\displaystyle \rho }$ ${\displaystyle g}$ ${\displaystyle H}$ ${\displaystyle a}$

${\displaystyle E={\frac {1}{8}}\rho gH^{2}={\frac {1}{2}}\rho ga^{2}.}$

Скорость распространения этой энергии называется групповой скоростью .

Модели

На изображении показано глобальное распределение скорости ветра и высоты волн, наблюдаемое двухчастотным радиолокационным высотомером НАСА TOPEX/Poseidon с 3 по 12 октября 1992 года. Одновременные наблюдения скорости ветра и высоты волн помогают ученым предсказывать океанские волны. Скорость ветра определяется силой радиолокационного сигнала после того, как он отразился от поверхности океана и вернулся на спутник. Спокойное море служит хорошим отражателем и возвращает сильный сигнал; бурное море имеет тенденцию рассеивать сигналы и возвращает слабый импульс. Высота волны определяется формой отраженного радиолокационного импульса. Спокойное море с низкими волнами возвращает сжатый пульс, тогда как бурное море с высокими волнами возвращает растянутый пульс. Сравнение двух изображений выше показывает высокую степень корреляции между скоростью ветра и высотой волны. Самые сильные ветры (33,6 миль в час; 54,1 км/ч) и самые высокие волны наблюдаются в Южном океане. Самые слабые ветры, показанные областями пурпурного и темно-синего цветов, обычно наблюдаются в тропических океанах.

Серферы очень интересуются прогнозами волн . Существует множество веб-сайтов, которые предоставляют прогнозы качества серфинга на ближайшие дни и недели. Модели ветровых волн основаны на более общих моделях погоды , которые прогнозируют ветры и давление над океанами, морями и озерами.

Модели ветровых волн также являются важной частью изучения воздействия предложений по берегоукреплению и питанию пляжей . Для многих пляжных зон имеется лишь фрагментарная информация о волновом климате, поэтому оценка воздействия ветровых волн важна для управления прибрежной средой.

Ветровую волну можно спрогнозировать на основе двух параметров: скорости ветра на высоте 10 м над уровнем моря и продолжительности ветра, который должен дуть в течение длительных периодов времени, чтобы считаться полностью развитым. Затем можно спрогнозировать значительную высоту волны и пиковую частоту для определенной длины выборки. ^[34]

Сейсмические сигналы

Волны океанской воды генерируют сейсмические волны, которые видны на сейсмографах по всему миру . ^[35] Есть две основные составляющие сейсмического микросейсма, генерируемого океанскими волнами. ^[36] Самым сильным из них является вторичный микросейсм, который создается давлением на дне океана, создаваемым мешающими океанскими волнами, и имеет спектр, который обычно составляет примерно 6–12 с периодов или примерно половину периода ответственных мешающих волн. . Теория генерации микросейсм стоячими волнами была предложена Майклом Лонге-Хиггинсом в 1950 году после того, как в 1941 году Пьер Бернар на основе наблюдений предположил эту связь со стоячими волнами. ^{[37] [38]} Более слабый первичный микросейсм, также видимый во всем мире, генерируется динамическим давлением морского дна распространяющихся волн над более мелкими (глубиной менее нескольких сотен метров) областями мирового океана. Впервые о микросейсмах сообщалось примерно в 1900 году, а сейсмические записи обеспечивают долгосрочные косвенные измерения сезонной и связанной с климатом интенсивности крупномасштабных волн в океанах Земли ^[39], включая те, которые связаны с антропогенным глобальным потеплением . ^{[40] [41] [42]}

Смотрите также

• Портал океанов

• Теория волн Эйри  - Теория гидродинамики о распространении гравитационных волн
• Волнорез (сооружение)  – Сооружение береговой обороны.
• Приближение Буссинеска (волны на воде)  - приближение справедливо для слабо нелинейных и довольно длинных волн.
• Клапотис  – неразрывная модель стоячей волны
• Пересечение моря  - состояние моря с двумя волновыми системами, движущимися под косыми углами.
• Гравитационная волна  - волна внутри или на границе раздела жидкостей, где гравитация является основной силой равновесия.
• Внутренняя волна  - тип гравитационных волн, которые колеблются в жидкой среде.
• Вариационный принцип Люка  - Математика поверхностных волн в жидкости
• Уравнение умеренного наклона  - физическое явление и формула
• Волна-убийца  - неожиданно большая переходная волна на поверхности океана.
• Уравнения мелкой воды  - набор дифференциальных уравнений в частных производных, которые описывают поток жидкости под поверхностью давления.
• Цунами  – серия водных волн, вызванная смещением большого объема водной массы.
• Волновая энергия  - перенос энергии ветровыми волнами и захват этой энергии для выполнения полезной работы.
• Волновой радар  - Технология измерения поверхностных волн на воде.
• Волновая установка  - увеличение среднего уровня воды из-за наличия прибойных волн.
• Волны и мелководье  . Влияние мелководья на поверхностную гравитационную волну.

Рекомендации

1. Толман, HL (23 июня 2010 г.). Махмуд, МФ (ред.). Материалы конференции CBMS по волнам на воде: теория и эксперимент (PDF) . Университет Говарда, США, 13–18 мая 2008 г.: World Scientific Publications. ISBN 978-981-4304-23-8.{{cite book}}: CS1 maint: location (link)
2. Холтуйсен (2007), стр. 5.
3. Лоренц, РД; Хейс, АГ (2012). «Рост ветровых волн в углеводородных морях Титана». Икар . 219 (1): 468–475. Бибкод : 2012Icar..219..468L. дои : 10.1016/j.icarus.2012.03.002.
4. Барнс, Джейсон В.; Сотин, Кристоф; Содерблом, Джейсон М.; Браун, Роберт Х.; Хейс, Александр Г.; Донелан, Марк; Родригес, Себастьен; Муэлик, Стефан Ле; Бейнс, Кевин Х.; МакКорд, Томас Б. (21 августа 2014 г.). «Кассини/VIMS наблюдает шероховатые поверхности Титана Пунга-Маре в зеркальном отражении». Планетарная наука . 3 (1): 3. Бибкод : 2014PlSci...3....3B. дои : 10.1186/s13535-014-0003-4 . ISSN  2191-2521. ПМЦ 4959132 . ПМИД  27512619. 
5. Хеслар, Майкл Ф.; Барнс, Джейсон В.; Содерблом, Джейсон М.; Сеньовер, Бенуа; Дхингра, Раджани Д.; Сотин, Кристоф (14 августа 2020 г.). «Приливные течения, обнаруженные в проливе Кракен-Мэре по данным наблюдений солнечного блеска Cassini VIMS». Планетарный научный журнал . 1 (2): 35. arXiv : 2007.00804 . Бибкод : 2020PSJ.....1...35H. дои : 10.3847/PSJ/aba191 . ISSN  2632-3338. S2CID  220301577.
6. Янг, ИК (1999). Ветер порождает океанские волны . Эльзевир. п. 83. ИСБН 978-0-08-043317-2.
7. Вайссе, Ральф; фон Шторх, Ганс (2008). Изменение морского климата: океанские волны, штормы и приливы с точки зрения изменения климата . Спрингер. п. 51. ИСБН 978-3-540-25316-7.
8. Филлипс, ОМ (2006). «О возникновении волн турбулентным ветром». Журнал механики жидкости . 2 (5): 417. Бибкод : 1957JFM.....2..417P. дои : 10.1017/S0022112057000233. S2CID  116675962.
9. Майлз, Джон В. (2006). «О генерации поверхностных волн сдвиговыми потоками». Журнал механики жидкости . 3 (2): 185. Бибкод : 1957JFM.....3..185M. дои : 10.1017/S0022112057000567. S2CID  119795395.
10. «Глава 16, Океанские волны». Архивировано из оригинала 11 мая 2016 г. Проверено 12 ноября 2013 г.
11. Хассельманн, К.; и другие. (1973). «Измерения роста ветровых волн и затухания зыби в ходе Совместного проекта по волнению в Северном море (JONSWAP)». Ergnzungsheft zur Deutschen Hydrographischen Zeitschrift Reihe A . 8 (12): 95. hdl :10013/epic.20654.
12. Пирсон, Уиллард Дж.; Московиц, Лайонел (15 декабря 1964 г.). «Предлагаемая спектральная форма вполне развитых ветровых морей на основе теории подобия С. А. Китайгородского». Журнал геофизических исследований . 69 (24): 5181–5190. Бибкод : 1964JGR....69.5181P. дои : 10.1029/JZ069i024p05181.
13. Холлидей, Наоми П.; Йелланд, Маргарет Дж.; Паскаль, Робин; Суэйл, Вэл Р.; Тейлор, Питер К.; Гриффитс, Колин Р.; Кент, Элизабет (2006). «Были ли экстремальные волны в желобе Роколл самыми большими из когда-либо зарегистрированных?». Письма о геофизических исследованиях . 33 (L05613). дои : 10.1029/2005GL025238 .
14. ПК Лю; Х.С. Чен; Д.-Ж. Дунг; СС Као; Ю.-Дж.Г. Сюй (11 июня 2008 г.). «Чудовищные океанские волны во время тайфуна Кроса». Анналы геофизики . 26 (6): 1327–1329. Бибкод : 2008AnGeo..26.1327L. дои : 10.5194/angeo-26-1327-2008 .
15. Мунк, Уолтер Х. (1950). «Труды 1-й Международной конференции по береговой инженерии». Труды по береговой инженерии . Лонг-Бич, Калифорния: ASCE (1): 1–4. дои : 10.9753/icce.v1.1 .
16. Том Гаррисон (2009). Океанография: приглашение к морской науке (7-е изд.). Иоланда Коссио. ISBN 978-0495391937.
17. Международная конференция по буксировке танков (ITTC) , получено 11 ноября 2010 г.
18. Международный конгресс судов и морских сооружений
19. Пирсон, WJ; Московиц, Л. (1964), «Предлагаемая спектральная форма для полностью развитых ветровых морей, основанная на теории подобия С. А. Китайгородского», Журнал геофизических исследований , 69 (24): 5181–5190, Бибкод : 1964JGR....69.5181 П, дои : 10.1029/JZ069i024p05181
20. Эльфухайли, Т.; Шапрон, Б.; Кацарос, К.; Вандемарк, Д. (15 июля 1997 г.). «Единый направленный спектр для длинных и коротких ветровых волн» (PDF) . Журнал геофизических исследований . 102 (С7): 15781–15796. Бибкод : 1997JGR...10215781E. дои : 10.1029/97jc00467 .
21. Джеффрис, ER (1987), «Направленные моря должны быть эргодическими», Applied Ocean Research , 9 (4): 186–191, doi : 10.1016/0141-1187(87)90001-0
22. Лонге-Хиггинс, MS ; Стюарт, RW (1964). «Радиационные напряжения в водных волнах; физическое обсуждение с приложениями». Глубоководные исследования . 11 (4): 529–562. Бибкод : 1964DSRA...11..529L. дои : 10.1016/0011-7471(64)90001-4.
23. Гулрез, Таусиф; Хасаниен, Абул Элла (13 ноября 2011 г.). Достижения в области робототехники и виртуальной реальности. Springer Science & Business Media. ISBN 9783642233630.
24. Р. Дж. Дин и Р. А. Далримпл (2002). Береговые процессы с инженерным применением . Издательство Кембриджского университета. ISBN 978-0-521-60275-4.п. 96–97.
25. Филлипс, ОМ (1957). «О возникновении волн турбулентным ветром». Журнал механики жидкости . 2 (5): 417–445. Бибкод : 1957JFM.....2..417P. дои : 10.1017/S0022112057000233. S2CID  116675962.
26. Майлз, JW (1957). «О генерации поверхностных волн сдвиговыми потоками». Журнал механики жидкости . 3 (2): 185–204. Бибкод : 1957JFM.....3..185M. дои : 10.1017/S0022112057000567. S2CID  119795395.
27. Рисунок 6 из: Wiegel, RL; Джонсон, JW (1950). «Труды 1-й Международной конференции по береговой инженерии». Труды по береговой инженерии . Лонг-Бич, Калифорния: ASCE (1): 5–21. дои : 10.9753/icce.v1.2 .
28. О траекториях частиц в рамках теории линейных волн см., например:
    Phillips (1977), стр. 44. Lamb, H. (1994). Гидродинамика (6-е изд.). Издательство Кембриджского университета. ISBN
     978-0-521-45868-9.Первоначально опубликованное в 1879 г., 6-е расширенное издание появилось впервые в 1932 г. См. §229, стр. 367. Л.Д. Ландау и Е.М. Лифшиц (1986). Механика жидкости . Курс теоретической физики. Том. 6 (Второе исправленное изд.). Пергамон Пресс. ISBN
     978-0-08-033932-0.См. стр. 33.
29. Хорошую иллюстрацию волнового движения в соответствии с линейной теорией дает Java-апплет профессора Роберта Далримпла. Архивировано 14 ноября 2017 г. в Wayback Machine .
30. Для нелинейных волн пути частиц не замкнуты, как обнаружил Джордж Габриэль Стоукс в 1847 году, см. оригинальную статью Стоукса. Или у Филлипса (1977), стр. 44: «В этом порядке очевидно, что траектории частиц не совсем замкнуты… на что указал Стоукс (1847) в своем классическом исследовании» .
31. Решения для траекторий частиц в полностью нелинейных периодических волнах и периода лагранжевых волн, которые они испытывают, можно найти, например, в: JM Williams (1981). «Предельные гравитационные волны в воде конечной глубины». Философские труды Королевского общества А. 302 (1466): 139–188. Бибкод : 1981RSPTA.302..139W. дои : 10.1098/rsta.1981.0159. S2CID  122673867.
    
    Дж. М. Уильямс (1985). Таблицы прогрессивных гравитационных волн . Питман. ISBN 978-0-273-08733-5.
32. Карл Нордлинг, Джонни Остермальм (2006). Справочник по физике для науки и техники (восьмое изд.). Студенческая литература. п. 263. ИСБН 978-91-44-04453-8.
33. На глубокой воде групповая скорость равна половине фазовой скорости , как показано здесь . Еще одна ссылка: [1].
34. Вуд, AMM & Fleming, Калифорния, 1981, Прибрежная гидравлика, John Wiley & Sons, Нью-Йорк.
35. «Питер Борман. Сейсмические сигналы и шум» (PDF) . Архивировано из оригинала (PDF) 4 марта 2016 г. Проверено 8 марта 2012 г.
36. Ардуин, Фабрис, Люсия Гуальтьери и Элеонора Штуцманн. «Как океанские волны раскачивают Землю: два механизма объясняют сейсмический шум с периодами от 3 до 300 с». Геофиз. Рез. Летт. 42 (2015).
37. Бернард, П. (1941). «Sur Sures Proprietes de la Boule Etudiees a l’Aide des Enregistrements Seismographiques». Бюллетень Океанографического института Монако . 800 : 1–19.
38. Лонге-Хиггинс, MS (1950). «Теория происхождения микросейсм». Философские труды Королевского общества А. 243 (857): 1–35. Бибкод : 1950RSPTA.243....1L. дои : 10.1098/rsta.1950.0012. S2CID  31828394.
39. Регеро, Борха; Лосада, Иниго Дж.; Мендес, Фернан Дж. (2019). «Недавнее увеличение глобальной мощности волн как следствие потепления океана». Природные коммуникации . 10 :205. дои : 10.1038/s41467-018-08066-0 . ПМК 6331560 . 
40. Астер, Ричард С.; Макнамара, Дэниел Э.; Бромирски, Питер Д. (2008). «Многодесятилетняя климатическая изменчивость микросейсм». Письма о сейсмологических исследованиях . 79 (2): 94–202. дои :10.1785/gssrl.79.2.194.
41. Бромирски, Питер (2023). «Вызванная климатом десятилетняя изменчивость высоты океанских волн в результате микросейсм: 1931–2021 гг.». Журнал геофизических исследований: Океаны . 128 : e2023JC019722. дои : 10.1029/2023JC019722 .
42. Астер, Ричард С.; Ринглер, Адам Т.; Энтони, Роберт Э.; Ли, Томас А. (2023). «Увеличение энергии океанских волн наблюдается в сейсмическом волновом поле Земли с конца 20 века». Природные коммуникации . 14 . дои : 10.1038/s41467-023-42673-w . ПМЦ 10620394 . 

Научный

• Г. Г. Стоукс (1880). Математические и физические статьи, том I. Издательство Кембриджского университета. стр. 197–229.
• Филлипс, О.М. (1977). Динамика верхних слоев океана (2-е изд.). Издательство Кембриджского университета. ISBN 978-0-521-29801-8.
• Холтуйсен, Лео Х. (2007). Волны в океанических и прибрежных водах . Издательство Кембриджского университета. ISBN 978-0-521-86028-4.
• Янссен, Питер (2004). Взаимодействие океанских волн и ветра . Издательство Кембриджского университета. ISBN 978-0-521-46540-3.

Другой

• Русманьер, Джон (1989). Книга мореплавания Аннаполиса (2-е исправленное изд.). Саймон и Шустер. ISBN 978-0-671-67447-2.
• Карр, Майкл (октябрь 1998 г.). «Понимание волн». Плыть . стр. 38–45.

Внешние ссылки

• Текущая глобальная карта периодов пиковых волн
• Текущая глобальная карта значительных высот волн