Vindbølge - Wind wave

havbølger
Stor bølge
Video av store bølger fra orkanen Marie langs kysten av Newport Beach , California

I fluiddynamikk , en vind bølge , eller vind-genererte bølge , er en vannoverflatebølge som oppstår på den frie overflaten av vannlegemer . Vindbølger skyldes at vinden blåser over en væskeoverflate, der kontaktavstanden i vindretningen er kjent som henting . Bølger i havene kan reise tusenvis av kilometer før de når land. Vindbølger på jorden varierer i størrelse fra små krusninger til bølger over 30 m høye, begrenset av vindhastighet, varighet, henting og vanndybde.

Når det direkte genereres og påvirkes av lokale farvann, kalles et vindbølgesystem et vindhav (eller vindbølger). Vindbølger vil bevege seg i en flott sirkelrute etter å ha blitt generert - buet litt til venstre på den sørlige halvkule og litt til høyre på den nordlige halvkule. Etter å ha beveget seg ut av hentestedet, kalles vindbølger dønninger og kan reise tusenvis av kilometer. Et bemerkelsesverdig eksempel på dette er bølger generert sør for Tasmania under kraftig vind som vil reise til Sør -California og produsere ønskelige surfeforhold. Swell består av vindgenererte bølger som ikke påvirkes vesentlig av den lokale vinden på den tiden. De har blitt generert andre steder og en tid tidligere. Vindbølger i havet kalles også havoverflatebølger , og er hovedsakelig gravitasjonsbølger .

Vindbølger har en viss tilfeldighet : påfølgende bølger varierer i høyde, varighet og form med begrenset forutsigbarhet. De kan beskrives som en stokastisk prosess , i kombinasjon med fysikken som styrer deres generasjon, vekst, forplantning og forfall - samt styrer gjensidig avhengighet mellom strømningsmengder som: vannoverflatebevegelser , strømningshastigheter og vanntrykk . De viktigste statistikk av vindbølger (både havområder og sveller) i utviklende sjøtilstander kan forutsies med vind bølgemodeller .

Selv om bølger vanligvis blir vurdert i havets vann på jorden, kan hydrokarbonsjøen til Titan også ha vinddrevne bølger.

Formasjon

Aspekter av en vannbølge
Bølgedannelse
Vannpartikkels bevegelse av en dypvannsbølge
Fasene i en havoverflatebølge: 1. Wave Crest, hvor vannmassene i overflatelaget beveger seg horisontalt i samme retning som den forplantende bølgefronten. 2. Fallende bølge. 3. Trough, hvor vannmassene i overflatelaget beveger seg horisontalt i motsatt retning av bølgefrontretningen. 4. Stigende bølge.
NOAA -skipet Delaware II i dårlig vær på Georges Bank

Det store flertallet av store brytere som ble sett på en strand skyldes fjernt vind. Fem faktorer påvirker dannelsen av strømningsstrukturene i vindbølger:

  1. Vindhastighet eller styrke i forhold til bølgehastighet - vinden må bevege seg raskere enn bølgetoppen for energioverføring
  2. Den uavbrutte avstanden til åpent vann som vinden blåser over uten vesentlig endring i retning (kalt hentingen )
  3. Bredden på området påvirket av henting (i rett vinkel til avstanden)
  4. Vindvarighet - tiden som vinden har blåst over vannet.
  5. Vanndybde

Alle disse faktorene fungerer sammen for å bestemme størrelsen på vannbølgene og strukturen i strømmen i dem.

Hoveddimensjonene knyttet til bølger er:

  • Bølgehøyde (vertikal avstand fra trau til topp )
  • Bølgelengde (avstand fra topp til topp i forplantningsretningen)
  • Bølgeperiode (tidsintervall mellom ankomst av sammenhengende kam på et stasjonært punkt)
  • Bølgeforplantningsretning

Et fullt utviklet hav har teoretisk maksimal bølgestørrelse for en vind med en bestemt styrke, varighet og henting. Ytterligere eksponering for den spesifikke vinden kan bare føre til energispredning på grunn av brudd på bølgetoppene og dannelse av "whitecaps". Bølger i et gitt område har vanligvis en rekke høyder. For værmelding og for vitenskapelig analyse av vindbølgestatistikk uttrykkes deres karakteristiske høyde over en tidsperiode vanligvis som signifikant bølgehøyde . Denne figuren representerer en gjennomsnittlig høyde på den høyeste en tredjedel av bølgene i en gitt tidsperiode (vanligvis valgt et sted i området fra 20 minutter til tolv timer), eller i et bestemt bølge- eller stormsystem. Den signifikante bølgehøyden er også verdien en "trent observatør" (f.eks. Fra et skips mannskap) vil anslå fra visuell observasjon av en sjøstat. Gitt variasjonen i bølgehøyde, vil de største individuelle bølgene sannsynligvis være noe mindre enn det dobbelte av den rapporterte signifikante bølgehøyden for en bestemt dag eller storm.

Bølgedannelse på en opprinnelig flat vannoverflate av vind startes ved en tilfeldig fordeling av normaltrykk av turbulent vindstrøm over vannet. Denne trykksvingningen gir normale og tangensielle påkjenninger i overflatevannet, som genererer bølger. Det antas at:

  1. Vannet er opprinnelig i ro.
  2. Vannet er ikke tyktflytende.
  3. Vannet er irrotasjonelt .
  4. Det er en tilfeldig fordeling av normaltrykk til vannoverflaten fra den turbulente vinden.
  5. Korrelasjoner mellom luft- og vannbevegelser blir ignorert.

Den andre mekanismen involverer vindskjærkrefter på vannoverflaten. John W. Miles foreslo en mekanisme for generering av overflatebølger som ble initiert av turbulente vindskjærstrømmer basert på den usynlige Orr-Sommerfeld-ligningen i 1957. Han fant at energioverføringen fra vind til vannoverflate er proporsjonal med krumningen av hastighetsprofilen til vind på det punktet hvor gjennomsnittlig vindhastighet er lik bølgehastigheten. Siden vindhastighetsprofilen er logaritmisk for vannoverflaten, har krumningen et negativt tegn på dette punktet. Dette forholdet viser vindstrømmen som overfører sin kinetiske energi til vannoverflaten ved grensesnittet.

Antagelser:

  1. todimensjonal parallell skjærflyt
  2. inkomprimerbart, usynlig vann og vind
  3. irrotasjonelt vann
  4. skråningen av forskyvningen av vannoverflaten er liten

Vanligvis forekommer disse bølgedannelsesmekanismene sammen på vannoverflaten og produserer til slutt fullt utviklede bølger.

For eksempel, hvis vi antar en flat havoverflate (Beaufort -tilstand 0), og en plutselig vindstrøm blåser jevnt over havoverflaten, følger den fysiske bølgenereringsprosessen sekvensen:

  1. Turbulent vind danner tilfeldige trykksvingninger ved havoverflaten. Krusninger med bølgelengder i størrelsesorden noen få centimeter genereres av trykksvingningene. ( Phillips -mekanismen)
  2. Vindene fortsetter å virke på den opprinnelig krusete havoverflaten som får bølgene til å bli større. Når bølgene vokser, blir trykkforskjellene større og får veksthastigheten til å øke. Til slutt fremskynder skjærstabiliteten bølgeveksten eksponensielt. (Miles -mekanismen)
  3. Samspillet mellom bølgene på overflaten genererer lengre bølger, og interaksjonen vil overføre bølgeenergi fra de kortere bølgene generert av Miles -mekanismen til bølgene som har litt lavere frekvenser enn frekvensen ved toppbølgestørrelsene, og til slutt vil bølgene bli raskere enn kryssvindhastigheten (Pierson & Moskowitz).
Forhold som er nødvendige for et fullt utviklet hav ved gitte vindhastigheter, og parametrene til de resulterende bølgene
Vindforhold Bølgestørrelse
Vindhastighet i en retning Hent Vindens varighet Gjennomsnittshøyde Gjennomsnittlig bølgelengde Gjennomsnittlig periode og hastighet
19 km/t (12 mph) 19 km (12 mi) 2 timer 0,27 m (0,89 fot) 8,5 m (28 fot) 3,0 sek, 10,2 km/t (9,3 fot/sek)
37 km/t (23 mph) 139 km (86 mi) 10 timer 1,5 m (4,9 fot) 33,8 m (111 fot) 5,7 sek, 21,4 km/t (19,5 fot/sek)
56 km/t (35 mph) 518 km (322 mi) 23 timer 4,1 m (13 fot) 76,5 m (251 fot) 8,6 sek, 32,0 km/t (29,2 fot/sek)
74 km/t (46 mph) 1313 km (816 mi) 42 timer 8,5 m (28 fot) 136 m (446 fot) 11,4 sek, 42,9 km/t (39,1 fot/sek)
92 km/t (57 mph) 2.627 km (1.632 mi) 69 timer 14,8 m (49 fot) 212,2 m (696 fot) 14,3 sek, 53,4 km/t (48,7 fot/sek)
MERK: De fleste bølgehastighetene beregnet ut fra bølgelengden dividert med perioden er proporsjonale med kvadratroten til bølgelengden. Bortsett fra den korteste bølgelengden, følger bølgene dermed teppet om dypt vann. Den 28 fot lange bølgen må enten være på grunt vann eller mellomliggende dybde.

Typer

Surf på en steinete uregelmessig bunn. Porto Covo , vestkysten av Portugal

Tre forskjellige typer vindbølger utvikler seg over tid:

  • Kapillærbølger , eller krusninger, dominert av overflatespenningseffekter.
  • Tyngdekraftsbølger , dominert av gravitasjons- og treghetskrefter.
    • Hav, hevet lokalt av vinden.
  • Dønninger , som har reist bort fra der de ble hevet av vind, og i større eller mindre grad har spredt seg.

Krusninger vises på glatt vann når vinden blåser, men dør raskt hvis vinden stopper. Den gjenopprettende kraften som lar dem spre seg er overflatespenning . Sjøbølger er større, ofte uregelmessige bevegelser som dannes under vedvarende vind. Disse bølgene har en tendens til å vare mye lenger, selv etter at vinden har dødd, og den gjenopprettende kraften som lar dem spre seg er tyngdekraften. Når bølger sprer seg vekk fra opprinnelsesområdet, skiller de seg naturlig i grupper med felles retning og bølgelengde. Settet med bølger som dannes på denne måten er kjent som svelle. The Pacific Ocean er 19,800km fra Indonesia til kysten av Colombia , og basert på en gjennomsnittlig bølgelengde på 76.5m, ville ha ~ 258,824 sveller mer enn at bredden.

Individuelle " useriøse bølger " (også kalt "freakbølger", "monsterbølger", "morderbølger" og "kongebølger") mye høyere enn de andre bølgene i sjøstaten kan forekomme. Når det gjelder Draupner -bølgen , var dens 25 m (82 fot) høyde 2,2 ganger den signifikante bølgehøyden . Slike bølger er forskjellige fra tidevann , forårsaket av månen og Sun 's gravitasjonskreftene , flodbølger som skyldes undervanns jordskjelv eller ras , og bølger som genereres av undervannseksplosjoner eller fallet av meteoritter -alt ha langt lengre bølgelengder enn vind bølger.

De største vindbølgene som noen gang er registrert, er ikke useriøse bølger, men standardbølger i ekstreme havtilstander. For eksempel ble det registrert 29,1 m (95 fot) høye bølger på RRS Discovery i et hav med 18,5 m (61 fot) betydelig bølgehøyde, så den høyeste bølgen var bare 1,6 ganger den signifikante bølgehøyden. Den største som ble registrert av en bøye (fra 2011) var 32,3 m høy under tyfonen Krosa i 2007 i nærheten av Taiwan.

Spektrum

Klassifisering av det spektrum av bølger i henhold til bølgeperioden

Havbølger kan klassifiseres basert på: den forstyrrende kraften som skaper dem; i hvilken grad den forstyrrende kraften fortsetter å påvirke dem etter dannelse; i hvilken grad den gjenopprettende kraften svekker eller flater dem; og deres bølgelengde eller periode. Seismiske havbølger har en periode på omtrent 20 minutter og hastigheter på 760 km/t (470 mph). Vindbølger (dypvannsbølger) har en periode på omtrent 20 sekunder.

Bølgetype Typisk bølgelengde Forstyrrende kraft Gjenopprette kraft
Kapillærbølge <2 cm Vind Overflatespenning
Vindbølge 60–150 m (200–490 fot) Vind over havet Tyngdekraften
Seiche Stor, variabel; en funksjon av bassengstørrelse Endring i atmosfæretrykk, stormflo Tyngdekraften
Seismisk sjøbølge (tsunami) 200 km (120 mi) Feil på havbunnen, vulkanutbrudd, ras Tyngdekraften
Tidevann Halv omkrets av jorden Gravitasjonsattraksjon, rotasjon av jorden Tyngdekraften

Hastigheten til alle havbølger styres av tyngdekraften, bølgelengden og vanndypet. De fleste kjennetegn ved havbølger avhenger av forholdet mellom deres bølgelengde og vanndybde. Bølgelengde bestemmer størrelsen på banene til vannmolekyler i en bølge, men vanndybden bestemmer formen på banene. Banene til vannmolekyler i en vindbølge er sirkulære bare når bølgen beveger seg på dypt vann. En bølge kan ikke "kjenne" bunnen når den beveger seg dypere enn halvparten av bølgelengden gjennom vann fordi det er for lite bølgeenergi i de små sirklene under dybden. Bølger som beveger seg dypere enn halvparten av bølgelengden gjennom vann, kalles dypvannsbølger. På den annen side blir banene til vannmolekyler i bølger som beveger seg gjennom grunt vann flatet av nærheten til havoverflaten. Bølger i vann som er grunnere enn 1/20 av den opprinnelige bølgelengden er kjent som grunne bølger. Overgangsbølger beveger seg gjennom vann dypere enn 1/20 av den opprinnelige bølgelengden, men grunnere enn halvparten av den opprinnelige bølgelengden.

Generelt, jo lengre bølgelengde, desto raskere vil bølgeenergien bevege seg gjennom vannet. Forholdet mellom bølgelengde, periode og hastighet for enhver bølge er:

hvor C er hastighet (celerity), L er bølgelengde og T er tid eller periode (i sekunder). Dermed stammer bølgens hastighet fra den funksjonelle avhengigheten til bølgelengden av perioden ( dispersjonsforholdet ).

Hastigheten til en dypvannsbølge kan også tilnærmes av:

hvor g er akselerasjonen på grunn av tyngdekraften, 9,8 meter (32 fot) per sekund i kvadrat. Fordi g og π (3.14) er konstanter, kan ligningen reduseres til:

når C måles i meter per sekund og L i meter. Vær oppmerksom på at i begge formlene er bølgehastigheten proporsjonal med kvadratroten til bølgelengden.

Hastigheten på grunne bølger beskrives med en annen ligning som kan skrives som:

hvor C er hastighet (i meter per sekund), g er akselerasjonen på grunn av tyngdekraften, og d er vanndypet (i meter). Perioden for en bølge forblir uendret uavhengig av dybden på vannet den beveger seg gjennom. Når dypvannsbølger kommer inn på de grunne og kjenner bunnen, reduseres imidlertid hastigheten og toppene "samler seg", så bølgelengden blir forkortet.

Shoaling og brytning

Bølger skaper ringmerker på strender.

Når bølger beveger seg fra dypt til grunt vann, endres formen (bølgehøyden øker, hastigheten reduseres og lengden minker når bølgebane blir asymmetriske). Denne prosessen kalles shoaling .

Bølge brytning er den prosess som skjer når bølger samvirke med sjøbunnen for å redusere forplantningshastigheten som funksjon av bølgelengden og periode. Etter hvert som bølgene bremser i bråvann, har toppene en tendens til å justere seg i en synkende vinkel mot dybdekonturene. Varierende dybder langs en bølgetopp får kammen til å bevege seg i forskjellige fasehastigheter , med at delene av bølgen i dypere vann beveger seg raskere enn de på grunt vann . Denne prosessen fortsetter mens dybden avtar, og reverserer hvis den øker igjen, men bølgen som forlater stimområdet kan ha endret retning betraktelig. Stråler - linjer som er normale for å bølge kamme mellom hvilke en fast mengde energifluks finnes - konvergerer på lokale grunne og stimer. Derfor er bølgeenergien mellom strålene konsentrert når de konvergerer, med en resulterende økning i bølgehøyde.

Fordi disse effektene er relatert til en romlig variasjon i fasehastigheten, og fordi fasehastigheten også endres med omgivelsesstrømmen - på grunn av Doppler -skiftet - oppstår de samme effektene av brytning og endring av bølgehøyde på grunn av strømvariasjoner. I tilfellet av å møte en negativ strøm bølge brattere , dvs. dens bølgehøyde øker mens bølgelengden avtar, i likhet med den stim når vanndybden avtar.

Bryter

Stor bølge bryter
Gigantisk havbølge

Noen bølger gjennomgår et fenomen som kalles "å bryte". En brytende bølge er en hvis base ikke lenger kan støtte toppen, noe som får den til å kollapse. En bølge bryter når den renner inn på grunt vann , eller når to bølgesystemer motsetter seg og kombinerer krefter. Når stigningen eller brattforholdet til en bølge er for stort, er brudd uunngåelig.

Individuelle bølger på dypt vann brytes når bølgens bratthet - forholdet mellom bølgehøyden H og bølgelengden λ - overstiger omtrent 0,17, så for H  > 0,17  λ . På grunt vann, med liten vanndybde i forhold til bølgelengden, brytes de enkelte bølgene når bølgehøyden H er større enn 0,8 ganger vanndypet h , det vil si H  > 0,8  t . Bølger kan også bryte hvis vinden vokser sterk nok til å blåse toppen av bølgen.

På grunt vann bremses bølgens base ved å dra på havbunnen. Som et resultat vil de øvre delene forplante seg med en høyere hastighet enn basen, og toppen av toppen av toppen vil bli brattere og det bakre flaten flatere. Dette kan overdrives i den grad at det ledende ansiktet danner en fatprofil, med toppen som faller frem og ned når den strekker seg over luften foran bølgen.

Tre hovedtyper av brytende bølger identifiseres av surfere eller surfe livreddere . Deres varierende egenskaper gjør dem mer eller mindre egnet for surfing, og gir forskjellige farer.

  1. Søl eller rull: Dette er de sikreste bølgene å surfe på. De finnes i de fleste områder med relativt flate strandlinjer. De er den vanligste typen kystbrudd. Retardasjonen av bølgebasen er gradvis, og hastigheten på de øvre delene skiller seg ikke så mye med høyden. Bryting skjer hovedsakelig når brattforholdet overskrider stabilitetsgrensen.
  2. Plunging, or dumping: disse bryter plutselig og kan "dumpe" svømmere - skyve dem til bunnen med stor kraft. Dette er de foretrukne bølgene for erfarne surfere. Sterk havvind og lange bølgetider kan forårsake dumpere. De blir ofte funnet der det er en plutselig økning i havbunnen, for eksempel et rev eller en sandbar. Retardasjon av bølgebasen er tilstrekkelig til å forårsake oppadgående akselerasjon og et betydelig fremoverhastighetsoverskudd av den øvre delen av toppen. Toppen stiger og forbikjør fremoverflaten og danner en "fat" eller "rør" når den kollapser.
  3. Bølgende: Disse kan faktisk aldri gå i stykker når de nærmer seg vannkanten, ettersom vannet under dem er veldig dypt. De har en tendens til å dannes på bratte strandlinjer. Disse bølgene kan slå svømmere over og dra dem tilbake til dypere vann.

Når strandlinjen er nær vertikal, brytes ikke bølger, men reflekteres. Det meste av energien beholdes i bølgen når den går tilbake til sjøen. Interferensmønstre er forårsaket av superposisjon av hendelsen og reflekterte bølger, og superposisjonen kan forårsake lokal ustabilitet når toppene krysser, og disse toppene kan bryte på grunn av ustabilitet. (se også klapotiske bølger )

Fysikk av bølger

Stokes driver i grunne vannbølger ( animasjon )

Vindbølger er mekaniske bølger som forplanter seg langs grensesnittet mellom vann og luft ; gjenopprettingskraften tilveiebringes av tyngdekraften, og derfor blir de ofte referert til som overflatetyngdekraftbølger . Når vinden blåser, forstyrrer trykk og friksjon likevekten til vannoverflaten og overfører energi fra luften til vannet og danner bølger. Den første dannelsen av bølger av vinden er beskrevet i teorien til Phillips fra 1957, og den påfølgende veksten av de små bølgene har blitt modellert av Miles , også i 1957.

Stokes driver i en dypere vannbølge ( animasjon )
Fotografi av vannpartikkelbanene under en - progressiv og periodisk - tyngdekraftbølge i overflaten i en bølgeflange . Bølgeforholdene er: gjennomsnittlig vanndybde d  = 0,76 m, bølgehøyde H  = 0,103 m, bølgelengde λ = 1,96 m, periode T  = 1,12 s.

I lineære plane bølger med en bølgelengde på dypt vann beveger pakker nær overflaten seg ikke tydelig opp og ned, men i sirkulære baner: fremover over og bakover under (sammenlignet bølgeforplantningsretningen). Som et resultat danner overflaten av vannet ikke en eksakt sinusbølge , men mer en trochoid med de skarpere kurvene oppover - som modellert i trochoidal bølgeteori . Vindbølger er dermed en kombinasjon av tverrgående og langsgående bølger.

Når bølger forplanter seg på grunt vann , (der dybden er mindre enn halvparten av bølgelengden) komprimeres partikkelbanene til ellipser .

I virkeligheten, for endelige verdier av bølgeamplituden (høyden), danner ikke partikkelbanene lukkede baner; snarere, etter at hver kam har passert, blir partikler litt forskjøvet fra sine tidligere posisjoner, et fenomen kjent som Stokes drift .

Etter hvert som dybden under den frie overflaten øker, avtar radiusen til sirkelbevegelsen. På en dybde som er lik halvparten av bølgelengden λ, har orbitalbevegelsen forfalt til mindre enn 5% av verdien på overflaten. Den fase hastighet (også kalt celerity) av et overflategravitasjonsbølge er - for ren periodisk bølgebevegelse av små- amplitude bølger - brønn approksimeres av

hvor

c = fasehastighet ;
λ = bølgelengde ;
d = vanndybde;
g = akselerasjon på grunn av tyngdekraften på jordoverflaten .

På dypt vann, hvor , så og hyperbolske tangens nærmer , farts tilnærmer

I SI -enheter, med i m/s , når måles i meter. Dette uttrykket forteller oss at bølger med forskjellige bølgelengder beveger seg med forskjellige hastigheter. De raskeste bølgene i en storm er de med lengst bølgelengde. Som et resultat, etter en storm, er de første bølgene som ankommer kysten langbølgelengden.

For mellomliggende og grunt vann er Boussinesq -ligningene gjeldende, og kombinerer frekvensdispersjon og ikke -lineære effekter. Og på veldig grunt vann kan de grunne vannligningene brukes.

Hvis bølgelengden er veldig lang i forhold til vanndypet, kan fasehastigheten (ved å ta grensen til c når bølgelengden nærmer seg uendelig) tilnærmes med

På den annen side, for svært korte bølgelengder, spiller overflatespenning en viktig rolle, og fasehastigheten til disse gravitasjonskapillære bølgene kan (på dypt vann) tilnærmes av

hvor

S = overflatespenning av luft-vann-grensesnittet;
= tetthet av vannet.

Når flere bølgetog er tilstede, som det alltid er tilfellet i naturen, danner bølgene grupper. På dypt vann gruppene kjøre i en gruppehastighet som er halvparten av den fasehastigheten . Etter en enkelt bølge i en gruppe kan man se bølgen som vises på baksiden av gruppen, vokser og til slutt forsvinner foran gruppen.

Etter hvert som vanndybden synker mot kysten , vil dette ha en effekt: bølgehøyden endres på grunn av bølgeskalling og brytning . Når bølgehøyden øker, kan bølgen bli ustabil når bølgetopp beveger seg raskere enn bunnen . Dette forårsaker surfing , et brudd på bølgene.

Bevegelsen av vindbølger kan fanges opp av bølgeenergienheter . Energitettheten (per arealenhet) av regulære sinusbølger er avhengig av vanntetthet , tyngdens akselerasjon og bølgehøyden (som, for regulære bølger, er lik to ganger amplituden , ):

Utbredelseshastigheten for denne energien er gruppehastigheten .

Modeller

Bildet viser den globale fordelingen av vindhastighet og bølgehøyde som observert av NASAs TOPEX/Poseidons dobbeltfrekvente radarhøydemåler fra 3. oktober til 12. oktober 1992. Samtidig observasjoner av vindhastighet og bølgehøyde hjelper forskere med å forutsi havbølger. Vindhastigheten bestemmes av styrken til radarsignalet etter at det har hoppet av havoverflaten og returnert til satellitten. Et rolig hav fungerer som en god reflektor og gir et sterkt signal; et grovt hav har en tendens til å spre signalene og gir en svak puls. Bølgehøyden bestemmes av formen på returradarpulsen. Et rolig hav med lave bølger returnerer en kondensert puls mens et grovt hav med høye bølger returnerer en strukket puls. Sammenligning av de to bildene ovenfor viser en høy grad av korrelasjon mellom vindhastighet og bølgehøyde. De sterkeste vindene (54,6 km/t) og de høyeste bølgene finnes i Sørishavet. De svakeste vindene - vist som områder med magenta og mørkeblå - finnes vanligvis i de tropiske hav.

Surfere er veldig interessert i bølgeprognosene . Det er mange nettsteder som gir spådommer om surfekvaliteten for de kommende dagene og ukene. Vindbølgemodeller drives av mer generelle værmodeller som forutsier vind og trykk over hav, hav og innsjøer.

Vindbølgemodeller er også en viktig del av å undersøke virkningen av landvern og forslag til strandnæring . For mange strandområder er det bare ujevn informasjon om bølgeklimaet, og derfor er det viktig å estimere effekten av vindbølger for å håndtere strandmiljøer .

En vindgenerert bølge kan forutsies basert på to parametere: vindhastighet på 10 m over havnivået og vindvarighet, som må blåse over lange tidsperioder for å bli vurdert som fullt utviklet. Den signifikante bølgehøyden og toppfrekvensen kan deretter forutsies for en viss hentelengde.

Seismiske signaler

Havvannbølger genererer seismiske landbølger som sprer seg hundrevis av kilometer inn i landet. Disse seismiske signalene har vanligvis en periode på 6 ± 2 sekunder. Slike innspillinger ble først rapportert og forstått rundt 1900.

Det er to typer seismiske "havbølger". De primære bølgene genereres i grunt farvann ved direkte vannbølge-land-interaksjon og har samme periode som vannbølgene (10 til 16 sekunder). De mer kraftfulle sekundære bølgene genereres ved overlagring av havbølger med samme periode som beveger seg i motsatte retninger, og genererer dermed stående tyngdekraftsbølger - med en tilhørende trykksvingning i halve perioden, som ikke avtar med dybden. Teorien for generering av mikroseisme ved stående bølger ble gitt av Michael Longuet-Higgins i 1950, etter at Pierre Bernard i 1941 foreslo dette forholdet med stående bølger på grunnlag av observasjoner.

Se også

  • Airy wave theory  - En linearisert beskrivelse av forplantningen av gravitasjonsbølger på overflaten av et homogent væskelag
  • Bølgebryter (struktur)  - Struktur konstruert ved kyster som en del av kystforvaltningen eller for å beskytte en forankring
  • Boussinesq-tilnærming (vannbølger)  -Tilnærming gyldig for svakt ikke-lineære og ganske lange bølger
  • Clapotis  -Ikke-brytende stående bølgemønster
  • Cross sea  - Sea state med to bølgesystemer som beveger seg i skrå vinkler
  • Tyngdekraftsbølge  - Bølge i eller ved grensesnittet mellom væsker der tyngdekraften er den viktigste likevektskraften
  • Intern bølge  - Tyngdekraftsbølger som svinger i et flytende medium med tetthetsvariasjon med dybde, i stedet for på overflaten
  • Luke's variasjonsprinsipp  - Matematisk beskrivelse av bevegelsen til overflatebølger på et fluid med en fri overflate, under påvirkning av tyngdekraften.
  • Mild skråningsligning-Fysikkfenomen  og formel
  • Rogue wave  - Uventet stor forbigående havoverflatebølge
  • Grunne vannligninger  - sett med partielle differensialligninger som beskriver strømmen under en trykkoverflate i et fluid
  • Tsunami  - En rekke vannbølger forårsaket av forskyvning av et stort volum av en vannmasse
  • Bølgekraft  - Transport av energi med vindbølger, og fangst av den energien for å gjøre nyttig arbeid
  • Wave radar  - Teknologi for måling av overflatebølger på vann
  • Bølgeoppsett  - Økningen i gjennomsnittlig vannstand på grunn av tilstedeværelsen av bølger som bryter
  • Bølger og grunt vann  - Virkning av grunt vann på en tyngdekraftsbølge

Referanser

Vitenskapelig

Annen

Eksterne linker