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 волна на воде — это поверхностная волна , которая возникает на свободной поверхности водоемов в результате дуновения ветра над поверхностью воды. Контактное расстояние в направлении ветра известно как разгон . Волны в океанах могут проходить тысячи километров, прежде чем достигнуть суши. Ветровые волны на Земле варьируются по размеру от небольшой ряби до волн высотой более 30 м (100 футов), что ограничивается скоростью ветра, продолжительностью, разгоном и глубиной воды. ^[1]

Система ветровых волн, непосредственно генерируемая и подверженная влиянию местного ветра, называется ветровым морем . Ветровые волны будут распространяться по большому кругу после генерации — слегка изгибаясь влево в южном полушарии и немного вправо в северном полушарии. После выхода из области разгона и прекращения воздействия местного ветра ветровые волны называются зыбью и могут распространяться на тысячи километров. Примечательным примером этого являются волны, генерируемые к югу от Тасмании во время сильных ветров, которые будут распространяться через Тихий океан в южную Калифорнию, создавая желаемые условия для серфинга. ^[2] Ветровые волны в океане также называются поверхностными волнами океана и в основном являются гравитационными волнами , где гравитация является основной силой равновесия.

Ветровые волны имеют определенную долю случайности : последующие волны различаются по высоте, продолжительности и форме с ограниченной предсказуемостью. Их можно описать как стохастический процесс в сочетании с физикой, управляющей их генерацией, ростом, распространением и затуханием, а также управляющей взаимозависимостью между величинами потока, такими как движения поверхности воды , скорости потока и давление воды . Ключевую статистику ветровых волн (как морских, так и зыби) в развивающихся состояниях моря можно предсказать с помощью моделей ветровых волн .

Хотя волны обычно рассматриваются в водных морях Земли, углеводородные моря Титана также могут иметь ветровые волны. ^{[3] [4] [5]} Волны в водоемах могут также возникать по другим причинам, как на поверхности, так и под водой (например, водные суда , животные , водопады , оползни , землетрясения , пузыри и ударные события ).

Формирование

Аспекты водной волны

Формирование волны

Движение частиц воды в глубоководной волне

Фазы поверхностной волны океана: 1. Гребень волны, где водные массы поверхностного слоя движутся горизонтально в том же направлении, что и распространяющийся фронт волны. 2. Падающая волна. 3. Ложбина, где водные массы поверхностного слоя движутся горизонтально в противоположном направлении относительно направления фронта волны. 4. Восходящая волна.

Корабль NOAA Delaware II в плохую погоду на Джорджес-Бэнк

Подавляющее большинство крупных прибойных волн, наблюдаемых на пляже, являются результатом дальних ветров. Пять факторов влияют на формирование структур потока в ветровых волнах: ^[6]

1. Скорость или сила ветра относительно скорости волны — для передачи энергии волне ветер должен двигаться быстрее гребня волны.
2. Непрерывное расстояние открытой воды, на котором ветер дует без существенного изменения направления (называемое разгоном ) .
3. Ширина области, затронутой захватом (под прямым углом к ​​расстоянию)
4. Продолжительность ветра – время, в течение которого ветер дует над водой.
5. Глубина воды

Все эти факторы в совокупности определяют размер водных волн и структуру течения внутри них.

Основными измерениями, связанными с распространением волн, являются:

• Высота волны (вертикальное расстояние от подошвы до гребня )
• Длина волны (расстояние от гребня до гребня в направлении распространения)
• Период волны (промежуток времени между приходом последовательных гребней в стационарную точку)
• Направление или азимут волны (главным образом определяется направлением ветра )

Полностью развитое море имеет максимальный размер волны, теоретически возможный для ветра определенной силы, продолжительности и разгона. Дальнейшее воздействие этого конкретного ветра может вызвать только рассеивание энергии из-за разрушения вершин волн и образования «белых шапок». Волны в данной области обычно имеют диапазон высот. Для прогнозов погоды и для научного анализа статистики ветровых волн их характерная высота за определенный период времени обычно выражается как значимая высота волны . Эта цифра представляет собой среднюю высоту самой высокой трети волн за определенный период времени (обычно выбираемую где-то в диапазоне от 20 минут до двенадцати часов) или в определенной волновой или штормовой системе. Значимая высота волны также является значением, которое «обученный наблюдатель» (например, из команды судна) оценил бы по визуальному наблюдению за состоянием моря. Учитывая изменчивость высоты волны, самые большие отдельные волны, вероятно, будут несколько меньше, чем в два раза, сообщаемая значимая высота волны для конкретного дня или шторма. ^[7]

Формирование волн на изначально плоской поверхности воды под действием ветра начинается со случайного распределения нормального давления турбулентного потока ветра над водой. Это колебание давления создает нормальные и касательные напряжения в поверхностной воде, что и порождает волны. Обычно для целей теоретического анализа предполагается, что: ^[8]

1. Первоначально вода находится в состоянии покоя.
2. Вода не вязкая.
3. Вода безвихревая .
4. Нормальное давление на поверхность воды от турбулентного ветра распределяется случайным образом.
5. Корреляции между движениями воздуха и воды не учитываются.

Второй механизм включает в себя силы сдвига ветра на поверхности воды. Джон У. Майлз предложил механизм генерации поверхностных волн, который инициируется турбулентными потоками сдвига ветра на основе невязкого уравнения Орра-Зоммерфельда в 1957 году. 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 поверхности воды, кривизна имеет отрицательный знак в этой точке. Это соотношение показывает, что поток ветра 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. Уклон смещения водной поверхности мал ^[9]

Как правило, эти механизмы волнообразования возникают одновременно на поверхности воды и в конечном итоге приводят к образованию полностью развитых волн.

Например ^[10] , если предположить, что поверхность моря ровная (состояние по шкале Бофорта 0), а внезапный поток ветра устойчиво дует по поверхности моря, то процесс генерации физических волн будет иметь следующую последовательность:

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 изначально рябую морскую поверхность, заставляя волны становиться больше. По мере роста волн разница в давлении увеличивается, заставляя скорость роста увеличиваться. Наконец, сдвиговая неустойчивость ускоряет рост волн экспоненциально. (Механизм Майлза ^[8] )
3. Взаимодействие между волнами на поверхности генерирует более длинные волны ^[11] , и это взаимодействие будет передавать энергию волн от более коротких волн, генерируемых механизмом Майлса, к волнам, которые имеют немного более низкие частоты, чем частота при пиковых величинах волн, и, наконец, волны будут быстрее скорости бокового ветра (Пирсон и Московиц ^[12] ).

Типы

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

Со временем развиваются три различных типа ветровых волн:

• Капиллярные волны , или рябь, обусловлены эффектами поверхностного натяжения.
• Гравитационные волны , в которых доминируют силы гравитации и инерции.
  • Моря, локально поднятые ветром.
• Волны , которые переместились от 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. Возвращающей силой, которая позволяет им распространяться, является поверхностное натяжение . Морские волны — это более масштабные, часто нерегулярные движения, которые образуются при устойчивых ветрах. Эти волны, как правило, длятся гораздо дольше, даже после того, как ветер стих, а восстанавливающей силой, которая позволяет им распространяться, является гравитация. Поскольку волны распространяются от места своего возникновения, они естественным образом разделяются на группы с общим направлением и длиной волны. Наборы волн, образованные таким образом, известны как волны. Тихий океан простирается на 19 800 км от Индонезии до побережья Колумбии и, исходя из средней длины волны 76,5 м, имел бы ~258 824 волны на этой ширине.

Иногда утверждается, что из набора волн седьмая волна в наборе всегда самая большая; хотя это не так, волны в середине данного набора, как правило, больше, чем те, что до и после них. ^[13]

Могут возникать отдельные « волны-убийцы » (также называемые «волнами-уродами», «волнами-монстрами», «волнами-убийцами» и «королевскими волнами»), которые намного выше других волн в состоянии моря . В случае волны Драупнера ее высота в 25 м (82 фута) в 2,2 раза превышает значительную высоту волны . Такие волны отличаются от приливов , вызванных гравитационным притяжением Луны и Солнца , цунами , вызванных подводными землетрясениями или оползнями , и волн, образующихся в результате подводных взрывов или падения метеоритов — все они имеют гораздо большую длину волны, чем ветровые волны.

Самые большие когда-либо зарегистрированные ветровые волны — это не волны-убийцы, а стандартные волны при экстремальных морских состояниях. Например, волны высотой 29,1 м (95 футов) были зарегистрированы на RRS Discovery в море с 18,5 м (61 фут) значимой высоты волны, поэтому самая высокая волна была всего в 1,6 раза больше значимой высоты волны. ^[14] Самая большая волна, зарегистрированная буем (по состоянию на 2011 год), была высотой 32,3 м (106 футов) во время тайфуна Кроса 2007 года около Тайваня. ^[15]

Спектр

Классификация спектра морских волн по периоду волн ^[16]

Океанские волны можно классифицировать по следующим параметрам: возмущающая сила, которая их создает; степень, в которой возмущающая сила продолжает влиять на них после образования; 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/ч). Ветровые волны (глубоководные волны) имеют период до около 20 секунд.

Скорость всех океанских волн контролируется гравитацией, длиной волны и глубиной воды. Большинство характеристик океанских волн зависят от соотношения между их длиной волны и глубиной воды. Длина волны определяет размер орбит молекул воды внутри волны, но 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 по воде глубже, чем на половину своей длины волны, потому что в движении воды ниже этой глубины содержится слишком мало энергии волны. Волны, движущиеся по воде глубже, чем на половину своей длины волны, известны как глубоководные волны. С другой стороны, орбиты молекул воды в волнах, движущихся по мелководью, сплющиваются близостью поверхности морского дна. Волны в воде мельче, чем 1/20 их первоначальной длины волны, известны как мелководные волны. Переходные волны движутся по воде глубже, чем 1/20 их первоначальной длины волны, но мельче, чем половина их первоначальной длины волны.

В общем, чем больше длина волны, тем быстрее энергия волны будет перемещаться по воде. Соотношение между длиной волны, периодом и скоростью любой волны следующее:

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

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

Скорость глубоководной волны также можно приблизительно рассчитать по формуле:

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

где g — ускорение свободного падения, 9,8 метров (32 фута) в секунду в квадрате. Поскольку g и π (3.14) являются константами, 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 выходят на мелководье и касаются дна, их скорость уменьшается, а гребни «сгущаются», 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 волны (WDS) . Многие интересные свойства состояния моря можно найти в спектрах волн. ${\displaystyle S(\omega ,\Theta )}$ ${\displaystyle S(\omega )}$ ${\displaystyle f(\Theta )}$

WHS описывает спектральную плотность дисперсии высоты волны ( «мощность») в зависимости от частоты волны с размерностью . Соотношение между спектром и амплитудой волны для волнового компонента следующее: ${\displaystyle \{S(\omega )\}=\{{\text{length}}^{2}\cdot {\text{time}}\}}$ ${\displaystyle S(\omega _{j})}$ ${\displaystyle A_{j}}$ ${\displaystyle j}$

${\displaystyle {\frac {1}{2}}A_{j}^{2}=S(\omega _{j})\,\Delta \omega }$^{[ требуется цитата ] [ требуется разъяснение ]}

Некоторые модели WHS перечислены ниже.

• Международная конференция по буксировке танков (ITTC) ^[18] рекомендовала модель спектра для полностью развитого моря (спектр ISSC ^[19] /модифицированный спектр Пирсона-Московица ): ^[20]

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

• Рекомендованная 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 своего создания была усовершенствована на основе работы Филлипса и Китайгородского, чтобы лучше моделировать спектр высоты волны для больших волновых чисел . ^[21] )

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

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

Таким образом, состояние моря полностью определено и может быть воссоздано с помощью следующей функции, где — высота волны, равномерно распределена между 0 и , и случайным образом выбирается из функции распределения направлений ^[22] ${\displaystyle \zeta }$ ${\displaystyle \epsilon _{j}}$ ${\displaystyle 2\pi }$ ${\displaystyle \Theta _{j}}$ ${\displaystyle {\sqrt {f(\Theta )}}:}$

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

Обмеление и рефракция

Волны оставляют на пляжах следы ряби .

По мере того, как волны перемещаются с большой глубины на мелководье, их форма меняется (высота волны увеличивается, скорость уменьшается, а длина уменьшается, поскольку волновые орбиты 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 в мелководье, гребни имеют тенденцию перестраиваться под уменьшающимся углом к ​​контурам глубины. Различные глубины вдоль гребня волны заставляют гребень перемещаться с разными фазовыми скоростями , причем те части волны, которые находятся в более глубокой воде, движутся быстрее, чем те, которые находятся в мелководье . Этот процесс продолжается, пока глубина уменьшается, и меняется на противоположный, если она снова увеличивается, но волна, покидающая мелководье, может значительно изменить направление. Лучи — линии, нормальные к гребням волн, между которыми содержится фиксированное количество потока энергии , — сходятся на локальных отмелях и отмелях. Таким образом, энергия волны между лучами концентрируется по мере их схождения, что приводит к увеличению высоты волны.

Поскольку эти эффекты связаны с пространственным изменением фазовой скорости, и поскольку фазовая скорость также изменяется с окружающим течением — из-за доплеровского сдвига — те же эффекты рефракции и изменения высоты волны также происходят из-за изменений течения. В случае встречи с неблагоприятным течением волна становится круче , т. е. ее высота волны увеличивается, а длина волны уменьшается, аналогично обмелению, когда глубина воды уменьшается. ^[23]

Разрушение

Большая волна разбивается

Гигантская океанская волна

Некоторые волны подвергаются явлению, называемому «разрушением». ^[24] Разрушающаяся волна — это волна, основание которой больше не может поддерживать ее вершину, заставляя ее разрушаться. Волна разбивается, когда она попадает на мелководье или когда две волновые системы противостоят друг другу и объединяют силы. Когда наклон или отношение крутизны волны слишком велико, разрушение неизбежно.

Отдельные волны в глубокой воде разрушаются, 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 разрушаются, когда их высота волны H больше, чем 0,8 глубины воды h , то есть H  > 0,8  h . ^[25] Волны также могут разрушаться, если ветер становится достаточно сильным, чтобы сдуть гребень с основания волны.

На мелководье основание волны замедляется сопротивлением морского дна. В результате верхние части будут распространяться с большей скоростью, чем основание, и передняя поверхность гребня станет круче, а задняя поверхность — более плоской. Это может быть преувеличено до такой степени, что передняя поверхность образует бочкообразный профиль, а гребень падает вперед и вниз по мере того, как он простирается по воздуху перед волной.

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

1. Spilling, или rolling: это самые безопасные волны для серфинга. Их можно найти в большинстве районов с относительно ровными береговыми линиями. Это наиболее распространенный тип берегового разлома. Замедление основания волны постепенное, а скорость верхних частей не сильно отличается с высотой. Разрушение происходит в основном, когда отношение крутизны превышает предел устойчивости.
2. Погружение или сброс: они внезапно обрываются и могут «сбрасывать» пловцов — толкая их на дно с большой силой. Это предпочтительные волны для опытных серферов. Сильные ветры с берега и длинные периоды волн могут вызывать сбросы. Они часто встречаются там, где происходит внезапное повышение морского дна, например, на рифе или песчаной отмели. Замедление основания волны достаточно, чтобы вызвать ускорение вверх и значительное превышение скорости движения вверх верхней части гребня. Пик поднимается и обгоняет переднюю сторону, образуя «бочку» или «трубу» по мере своего разрушения.
3. Волнение: они могут никогда не разбиться, приближаясь к краю воды, так как вода под ними очень глубокая. Они, как правило, образуются на крутых береговых линиях. Эти волны могут сбивать пловцов и утаскивать их обратно в более глубокую воду.

Когда береговая линия близка к вертикальной, 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, когда пики пересекаются, и эти пики могут разбиться из-за нестабильности. (см. также клапотические волны )

Физика волн

Дрейф Стокса на мелководных волнах ( Анимация )

Ветровые волны — это механические волны , которые распространяются вдоль границы раздела между водой и воздухом ; восстанавливающая сила обеспечивается гравитацией, поэтому их часто называют поверхностными гравитационными волнами . Когда дует ветер , давление и трение нарушают равновесие поверхности воды и передают энергию из воздуха в воду, образуя волны. Первоначальное образование волн ветром описано в теории Филлипса 1957 года, а последующий рост небольших волн был смоделирован Майлзом также в 1957 году. ^{[26] [27]}

Дрейф Стокса в более глубокой волне ( Анимация )

Фотография орбит частиц воды под действием — прогрессивной и периодической — поверхностной гравитационной волны в волновом желобе . Условия волны: 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. ^[28]

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

Когда волны распространяются на мелководье (где глубина меньше половины длины волны), траектории частиц сжимаются в эллипсы . ^{[29] [30]}

В действительности, при конечных значениях амплитуды (высоты) волны траектории частиц не образуют замкнутых орбит; вместо этого после прохождения каждого гребня частицы немного смещаются из своих предыдущих положений, явление, известное как дрейф Стокса . ^{[31] [32]}

По мере увеличения глубины под свободной поверхностью радиус кругового движения уменьшается. На глубине, равной половине длины волны λ, орбитальное движение затухает до менее чем 5% от его значения на поверхности. Фазовая скорость (также называемая быстротой) поверхностной гравитационной волны — для чистого 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 свободного падения на поверхности Земли .

В глубокой воде, где , поэтому и гиперболический тангенс приближается к , 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, в м/с, , когда измеряется в метрах. Это выражение говорит нам, что волны разной длины распространяются с разной скоростью. Самые быстрые волны во время шторма — это те, у которых самая длинная длина волны. В результате после шторма первыми волнами, которые достигают побережья, являются длинноволновые зыби. ${\displaystyle c_{\text{deep}}}$ ${\displaystyle c_{\text{deep}}\approx 1.25{\sqrt {\lambda }}}$ ${\displaystyle \lambda }$

Для промежуточной и мелкой воды применимы уравнения Буссинеска , объединяющие дисперсию частот и нелинейные эффекты. А в очень мелкой воде можно использовать уравнения мелкой воды .

Если длина волны очень велика по сравнению с глубиной воды, то фазовую скорость (принимая предел c , когда длина волны стремится к бесконечности) можно приблизительно вычислить по формуле

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

С другой стороны, для очень коротких длин волн поверхностное натяжение играет важную роль, и фазовая скорость этих гравитационно-капиллярных волн может (в глубокой воде) быть приближенно выражена как

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

где

S = поверхностное натяжение на границе раздела воздух-вода;

${\displaystyle \rho }$= плотность воды. ^[33]

Когда присутствует несколько волновых поездов, как это всегда бывает в природе, волны образуют группы. В глубокой воде группы движутся с групповой скоростью , которая составляет половину фазовой скорости . ^[34] Следуя за одной волной в группе, можно увидеть, как волна появляется сзади группы, растет и, наконец, исчезает спереди группы.

По мере уменьшения глубины воды по направлению к берегу , это будет иметь эффект: высота волны изменяется из-за обмеления и рефракции волн . По мере увеличения высоты волны волна может стать нестабильной, когда гребень волны движется быстрее, чем подошва . Это вызывает прибой , разбивание волн. ${\displaystyle d}$

Движение ветровых волн может быть зафиксировано волновыми энергетическими устройствами . Плотность энергии (на единицу площади) регулярных синусоидальных волн зависит от плотности воды , ускорения силы тяжести 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 — групповая скорость .

Модели

На изображении показано глобальное распределение скорости ветра и высоты волны, наблюдаемое двухчастотным радиолокационным высотомером TOPEX/Poseidon НАСА с 3 по 12 октября 1992 года. Одновременные наблюдения скорости ветра и высоты волны помогают ученым прогнозировать морские 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 импульс, тогда как бурное море с высокими волнами возвращает растянутый импульс. Сравнение двух изображений выше показывает высокую степень корреляции между скоростью ветра и высотой волны. Самые сильные ветры (33,6 миль/ч; 54,1 км/ч) и самые высокие волны наблюдаются в Южном океане. Самые слабые ветры, показанные как области пурпурного и темно-синего цвета, обычно наблюдаются в тропических океанах.

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

Модели ветровых волн также являются важной частью изучения воздействия предложений по защите берега и питанию пляжей . Для многих пляжных зон имеются лишь отрывочные сведения о волновом климате, поэтому оценка воздействия ветровых волн важна для управления прибрежной средой.

Волну, генерируемую ветром, можно предсказать 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 предсказать значительную высоту волны и пиковую частоту для определенной длины разгона. ^[35]

Сейсмические сигналы

Океанские волны генерируют сейсмические волны, которые видны на сейсмографах по всему миру . ^[36] Существует две основные составляющие сейсмического микросейсма, генерируемого океанскими волнами. ^[37] Самым сильным из них является вторичный микросейсм, который создается давлением на дне океана, создаваемым интерферирующими океанскими волнами, и имеет спектр, который обычно находится между периодами приблизительно 6–12 с или приблизительно в половине периода ответственных интерферирующих волн. Теория генерации микросейсм стоячими волнами была предложена Майклом Лонге-Хиггинсом в 1950 году после того, как в 1941 году Пьер Бернар предположил эту связь со стоячими волнами на основе наблюдений. ^{[38] [39]} Более слабый первичный микросейсм, также видимый по всему миру, генерируется динамическим давлением на дне океана распространяющихся волн над более мелкими (глубиной менее нескольких сотен метров) регионами мирового океана. Микросейсмы были впервые зарегистрированы примерно в 1900 году, и сейсмические записи обеспечивают долгосрочные косвенные измерения сезонной и климатически связанной крупномасштабной интенсивности волн в океанах Земли ^[40], включая те, которые связаны с антропогенным глобальным потеплением . ^{[41] [42] [43]}

Смотрите также

• Портал Океанов

• Теория волн Эйри  – Теория гидродинамики о распространении гравитационных волн
• Волнорез (сооружение)  – Береговое оборонительное сооружение
• Приближение Буссинеска (волны на воде)  – Приближение справедливо для слабо нелинейных и довольно длинных волн.
• Клапотис  – Неразрушающаяся стоячая волна
• Перекрестное море  – состояние моря с двумя волновыми системами, движущимися под косыми углами.
• Гравитационная волна  – волна в жидкостях или на их границе, где гравитация является основной силой равновесия.
• Внутренняя волна  – тип гравитационных волн, которые колеблются в жидкой среде.
• Вариационный принцип Люка  – Математика поверхностных волн на жидкости
• Уравнение с пологим наклоном  – Физическое явление и формула
• Волна-убийца  – неожиданно большая кратковременная волна на поверхности океана.
• Уравнения мелкой воды  – набор дифференциальных уравнений в частных производных, описывающих поток под поверхностью давления в жидкости.
• Цунами  — серия волн на воде, вызванная перемещением большого объема воды.
• Энергия волн  – перенос энергии ветровыми волнами и использование этой энергии для выполнения полезной работы.
• Волновой радар  – технология измерения поверхностных волн на воде
• Волнение  – повышение среднего уровня воды из-за наличия прибойных волн.
• Волны и мелководье  – Влияние мелководья на поверхностную гравитационную волну

Ссылки

1. Tolman, HL (23 июня 2010 г.). Mahmood, MF (ред.). Труды 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: местоположение ( ссылка )
2. Holthuijsen (2007), стр. 5. ^{[ нужна цитата для проверки ]}
3. Лоренц, RD; Хейс, AG (2012). «Рост ветровых волн в углеводородных морях Титана». Icarus . 219 (1): 468–475. Bibcode :2012Icar..219..468L. doi :10.1016/j.icarus.2012.03.002.
4. Barnes, Jason W.; Sotin, Christophe; Soderblom, Jason M.; Brown, Robert H.; Hayes, Alexander G.; Donelan, Mark; Rodriguez, Sebastien; Mouélic, Stéphane Le; Baines, Kevin H.; McCord, Thomas B. (2014-08-21). "Cassini/VIMS наблюдает грубые поверхности на море Пунга на Титане в зеркальном отражении". Planetary Science . 3 (1): 3. Bibcode :2014PlSci...3....3B. doi : 10.1186/s13535-014-0003-4 . ISSN  2191-2521. PMC 4959132 . PMID  27512619. 
5. Хеслар, Майкл Ф.; Барнс, Джейсон В.; Содерблом, Джейсон М.; Сеньоверт, Бенуа; Дхингра, Раджани Д.; Сотин, Кристоф (14.08.2020). «Приливные течения, обнаруженные в проливах Кракен-Маре по наблюдениям за блеском Солнца с помощью Cassini VIMS». The Planetary Science Journal . 1 (2): 35. arXiv : 2007.00804 . Bibcode : 2020PSJ.....1...35H. doi : 10.3847/PSJ/aba191 . ISSN  2632-3338. S2CID  220301577.
6. Янг, ИР (1999). Ветровые волны в океане . Elsevier. стр. 83. ISBN 978-0-08-043317-2.
7. Вайс, Ральф; фон Шторх, Ганс (2008). Изменение морского климата: океанские волны, штормы и приливы в перспективе изменения климата . Springer. стр. 51. ISBN 978-3-540-25316-7.
8. Phillips, OM (2006). "О генерации волн турбулентным ветром". Journal of Fluid Mechanics . 2 (5): 417. Bibcode : 1957JFM.....2..417P. doi : 10.1017/S0022112057000233 (неактивен 2024-10-09). S2CID  116675962.{{cite journal}}: CS1 maint: DOI неактивен по состоянию на октябрь 2024 г. ( ссылка )
9. Майлз, Джон В. (2006). «О генерации поверхностных волн сдвиговыми потоками». Журнал механики жидкости . 3 (2): 185. Bibcode : 1957JFM.....3..185M. doi : 10.1017/S0022112057000567 (неактивен 2024-10-09). S2CID  119795395.{{cite journal}}: CS1 maint: DOI неактивен по состоянию на октябрь 2024 г. ( ссылка )
10. "Глава 16, Океанские волны". Архивировано из оригинала 2016-05-11 . Получено 2013-11-12 .
11. Хассельманн, К.; и др. (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 для полностью развитых ветровых морей на основе теории подобия С. А. Китайгородского». Журнал геофизических исследований . 69 (24): 5181–5190. Bibcode : 1964JGR....69.5181P. doi : 10.1029/JZ069i024p05181.
13. "Знайте риски: волны". Королевский национальный институт спасательных шлюпок . Получено 31 августа 2024 г.
14. Холлидей, Наоми П.; Йелланд, Маргарет Дж.; Паскаль, Робин; Суэйл, Вал Р.; Тейлор, Питер К.; Гриффитс, Колин Р.; Кент, Элизабет (2006). «Были ли экстремальные волны в Роколлском желобе самыми большими из когда-либо зарегистрированных?». Geophysical Research Letters . 33 (L05613). Bibcode : 2006GeoRL..33.5613H. doi : 10.1029/2005GL025238 .
15. 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 .
16. Мунк, Уолтер Х. (1950). «Труды 1-й Международной конференции по прибрежной инженерии». Coastal Engineering Proceedings (1). Лонг-Бич, Калифорния: ASCE : 1–4. doi : 10.9753/icce.v1.1 .
17. Том Гаррисон (2009). Океанография: Приглашение в морскую науку (7-е изд.). Иоланда Коссио. ISBN 978-0495391937.
18. Международная конференция по буксировке танков (ITTC) , дата обращения 11 ноября 2010 г.
19. Международный конгресс по судостроению и морским сооружениям
20. Пирсон, У. Дж.; 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, Bibcode : 1964JGR....69.5181P, doi : 10.1029/JZ069i024p05181
21. Elfouhaily, T.; Chapron, B.; Katsaros, K.; Vandemark, D. (15 июля 1997 г.). "Единый направленный спектр для длинных и коротких ветровых волн" (PDF) . Journal of Geophysical Research . 102 (C7): 15781–15796. Bibcode :1997JGR...10215781E. doi : 10.1029/97jc00467 .
22. Джефферис, Э. Р. (1987), «Направленные моря должны быть эргодическими», Applied Ocean Research , 9 (4): 186–191, Bibcode : 1987AppOR...9..186J, doi : 10.1016/0141-1187(87)90001-0
23. Лонге-Хиггинс, М.С.; Стюарт, Р.В. (1964). «Радиационные напряжения в волнах на воде; физическое обсуждение с приложениями». Deep-Sea Research . 11 (4): 529–562. Bibcode : 1964DSRA...11..529L. doi : 10.1016/0011-7471(64)90001-4.
24. Гулрез, Таусиф; Хассаниен, Абул Элла (2011-11-13). Достижения в области робототехники и виртуальной реальности. Springer Science & Business Media. ISBN 9783642233630.
25. RJ Dean и RA Dalrymple (2002). Прибрежные процессы с инженерными приложениями . Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-60275-4.стр. 96–97.
26. Филлипс, OM (1957). «О генерации волн турбулентным ветром». Журнал механики жидкости . 2 (5): 417–445. Bibcode : 1957JFM.....2..417P. doi : 10.1017/S0022112057000233 (неактивен 2024-10-09). S2CID  116675962.{{cite journal}}: CS1 maint: DOI неактивен по состоянию на октябрь 2024 г. ( ссылка )
27. Майлз, Дж. У. (1957). «О генерации поверхностных волн сдвиговыми потоками». Журнал механики жидкости . 3 (2): 185–204. Bibcode : 1957JFM.....3..185M. doi : 10.1017/S0022112057000567 (неактивен 2024-10-09). S2CID  119795395.{{cite journal}}: CS1 maint: DOI неактивен по состоянию на октябрь 2024 г. ( ссылка )
28. Рисунок 6 из: Wiegel, RL; Johnson, JW (1950). «Труды 1-й Международной конференции по прибрежной инженерии». Coastal Engineering Proceedings (1). Лонг-Бич, Калифорния: ASCE : 5–21. doi : 10.9753/icce.v1.2 .
29. О траекториях частиц в рамках линейной волновой теории см., например:
    Phillips (1977), стр. 44. Lamb, H. (1994). Гидродинамика (6-е изд.). Cambridge University Press. ISBN
     978-0-521-45868-9.Первоначально опубликовано в 1879 году, 6-е расширенное издание впервые появилось в 1932 году. См. §229, стр. 367. Л. Д. Ландау и Е. М. Лифшиц (1986). Механика жидкости . Курс теоретической физики. Т. 6 (Второе исправленное издание). Pergamon Press. ISBN
     978-0-08-033932-0.См. стр. 33.
30. Хорошая иллюстрация волнового движения согласно линейной теории представлена ​​в Java-апплете профессора Роберта Далримпла. Архивировано 14 ноября 2017 г. на Wayback Machine .
31. Для нелинейных волн траектории частиц не замкнуты, как обнаружил Джордж Габриэль Стокс в 1847 году, см. оригинальную статью Стокса. Или в Филлипсе (1977), стр. 44: «В этом порядке очевидно, что траектории частиц не совсем замкнуты... на что указал Стокс (1847) в своем классическом исследовании» .
32. Решения траекторий частиц в полностью нелинейных периодических волнах и период лагранжевой волны, который они испытывают, можно найти, например, в: JM Williams (1981). "Ограниченные гравитационные волны в воде конечной глубины". Philosophical Transactions of the Royal Society A . 302 (1466): 139–188. Bibcode :1981RSPTA.302..139W. doi :10.1098/rsta.1981.0159. S2CID  122673867.
    
    JM Williams (1985). Таблицы прогрессивных гравитационных волн . Pitman. ISBN 978-0-273-08733-5.
33. Карл Нордлинг, Джонни Эстермальм (2006). Справочник по физике для науки и техники (восьмое изд.). Studentliteratur. стр. 263. ISBN 978-91-44-04453-8.
34. В глубокой воде групповая скорость составляет половину фазовой скорости , как показано здесь . Другая ссылка — [1] Архивировано 2000-03-12 на Wayback Machine .
35. Wood, AMM & Fleming, CA 1981, Береговая гидравлика, John Wiley & Sons, Нью-Йорк
36. "Питер Борман. Сейсмические сигналы и шумы" (PDF) . Архивировано из оригинала (PDF) 2016-03-04 . Получено 2012-03-08 .
37. Ардуин, Фабрис, Люсия Гуальтиери и Элеонора Штуцманн. «Как океанские волны качают Землю: два механизма объясняют сейсмический шум с периодами от 3 до 300 с». Geophys. Res. Lett. 42 (2015).
38. Бернар, П. (1941). «Sur Sures Proprietes de la Boule Etudiees a l'Aide des Enregistrements Seismographiques». Бюллетень Океанографического института Монако . 800 : 1–19.
39. Лонге-Хиггинс, М. С. (1950). «Теория происхождения микросейсм». Philosophical Transactions of the Royal Society A. 243 ( 857): 1–35. Bibcode : 1950RSPTA.243....1L. doi : 10.1098/rsta.1950.0012. S2CID  31828394.
40. Регуэро, Борха; Лосада, Иниго Дж.; Мендес, Фернанд Дж. (2019). «Недавнее увеличение глобальной мощности волн как следствие потепления океана». Nature Communications . 10 (1): 205. Bibcode : 2019NatCo..10..205R. doi : 10.1038 /s41467-018-08066-0 . PMC 6331560. PMID  30643133. 
41. Астер, Ричард К.; Макнамара, Дэниел Э.; Бромирски, Питер Д. (2008). «Многодесятилетняя климатически обусловленная изменчивость микросейсм». Seismological Research Letters . 79 (2): 94–202. Bibcode : 2008SeiRL..79..194A. doi : 10.1785/gssrl.79.2.194.
42. Бромирски, Питер (2023). «Изменчивость высоты океанских волн, вызванная климатом в течение десятилетий, по данным микросейсм: 1931–2021». Журнал геофизических исследований: Океаны . 128 (8): e2023JC019722. Bibcode : 2023JGRC..12819722B. doi : 10.1029/2023JC019722 .
43. Астер, Ричард К.; Ринглер, Адам Т.; Энтони, Роберт Э.; Ли, Томас А. (2023). «Увеличение энергии океанских волн, наблюдаемое в сейсмическом волновом поле Земли с конца 20-го века». Nature Communications . 14 (1): 6984. doi : 10.1038/s41467-023-42673-w . PMC 10620394 . PMID  37914695. 

Научный

• GG Stokes (1880). Математические и физические труды, том I. Cambridge University Press. С. 197–229.
• Филлипс, О. М. (1977). Динамика верхнего слоя океана (2-е изд.). Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-29801-8.
• Холтхейсен, Лео Х. (2007). Волны в океанических и прибрежных водах . Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-86028-4.
• Янссен, Питер (2004). Взаимодействие океанских волн и ветра . Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-46540-3.

Другой

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

Внешние ссылки

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