5 Gii hn ỏp dng ca cỏc lý thuyt khỏc nhau

CHƯƠNG 5



CÁC ĐẶC TRƯNG CỦA SÓNG DO GIÓ TẠO RA



5.1 Cơ chế tạo sóng do gió

5.1.1 Profile vận tốc gió và ứng suất gió trên mặt biển khơi

Loại trừ một số rất ít loại sóng gây ra do các nguyên nhân khác (như do tàu

thuyền đi qua v.v...) thì sóng biển là do gió tạo ra. Gió tác động lên mặt nước một ứng

suất nhất định. ứng suất này thông thường được đại diện bằng vận tốc ma sát. Vận tốc

gió trên mặt biển thường được biểu diễn bằng một chỉ số là độ cao đo vận tốc gió tính

bằng m từ mực nước biển (MWL) . Thí dụ, biểu thị vận tốc gió tại độ cao 10 m trên

mực nước biển. Giá trị vận tốc gió này thường được chấp nhận để sử dụng cho hầu hết

các hoạt động trên biển. Một giá trị rất thông dụng của vận tốc gió là giá trị tại độ cao

19,5m, bởi vì nhiều máy đo vận tốc gió trên các tàu lớn được đặt ở độ cao này. Tốc độ

gió có thể được đo bằng m/s, km/h, dặm/giờ, hay knots (hải lý trên giờ). Các giá trị

này liên hệ với nhau như sau:

1 m/s = 3.6 km/h = 2.24 dặm/h = 1.94 knots

Profile tốc độ gió trên biển khơi được Pierson (1964) chấp nhận là tốc độ gió do

Sheppard (1958) đề nghị cho các điều kiện của biển khơi là



(



)



1

U y / U 10 = 1 + C10/ 2 ln y / 10 / k



(5.1)



với U y là vận tốc gió tại độ cao y trên mặt biển, C10 là một hệ số trở kháng

phụ thuộc vào vận tốc gió, và k là hằng số von Karman (= 0.4). Ứng suất gió tác động

lên bề mặt nước được cho như sau:

τ = ρ a u*2



(5.2)



với ρ a là mật độ không khí và u* là vận tốc ma sát gần mặt nước. Ứng suất

này còn có thể được biểu thị như sau:

2

τ = ρ a C yU y



(5.3)



với C y là hệ số trở kháng, biến đổi theo vận tốc gió. Ứng suất này bị ảnh hưởng

bởi độ ghồ ghề của mặt nước do sóng gây ra.

Giá trị của hệ số C10 như trong phương trình (5.1) đã được Sheppard (1958) và

Wilson (1960) rút ra, và được Wu (1969) tổng kết lại. Silvester (1974a) đã dùng một

số kết quả để vẽ đồ thị và đề nghị một mối liên hệ sau:



53



1

C10 = 0.00065U 10/ 2



đối với U10 < 15 m/s , và một giá trị không đổi C10 = 0.0024 với



(5.4)

U10 ≥ 15 m/s . Thế



vào phương trình (5.1) cho ta các giá trị của vận tốc gió tại các độ cao như chỉ ra trên

hình 5.1. Giá trị của hệ số này tại các độ cao khác được rút ra nhờ sử dụng phương

trình (5.1).



Hình 5.1 Liên hệ giữa vận tốc gió tại 10m và 19.5m trên mực nước biển

5.1.2 Các lý thuyết về cơ chế tạo sóng do gió

Gió có thể tạo ra dòng chảy trong biển do tác dụng một ứng suất vào bề mặt biển,

hoặc là tạo sóng do các biến động áp suất. Một khi đã có gió thì sẽ có những xoáy rối

do gió gây ra. Các xoáy rối này được gió vận chuyển đi theo hướng gió, đồng thời

chuyển động lên xuống phía trên bề mặt nước. Những biến động áp suất gây ra do

chuyển động của các xoáy rối này sẽ tạo ra những dao động trên bề mặt nước và như

vậy tạo ra sóng. Dòng chảy do gió tạo ra trên bề mặt cũng ảnh hưởng tới nước ở một

độ sâu nào đó.

Sự lõm của bề mặt nước gây ra bởi các xoáy rối là rất nhỏ, tuy nhiên, khi được

duy trì trong một khoảng thời gian nào đó cùng với phần lồi lên của mặt nước do nó

tạo ra, nó sẽ phát triển. Điều này cũng giống như một luồng gió chạy trên mặt nước

như trong hình 5.2 mà độ lớn của tốc độ gió sẽ tạo nên một bước sóng nào đó. Nếu

như luồng gió đứng yên thì sẽ không có sóng tạo thành. Nếu như nó chuyển động

chậm thì phần lõm xuống sẽ tự biến mất. Tuy nhiên, nếu như nó chuyển động với tốc

độ bằng với tỷ lệ giữa bước sóng và chu kỳ, sóng sẽ lớn lên. Rối trong không khí là rối

ba chiều, vì vậy, các chỗ lõm là ngẫu nhiên cả về không gian và thời gian. Như vậy,

sóng được tạo thành tại rất nhiều hướng mà chỉ những sóng chuyển động cùng tốc độ

54



với các xoáy rối là lớn lên. Góc cộng hưởng với hướng gió càng lớn thì chu kỳ sóng

càng nhỏ, và sóng có chu kỳ lớn nhất là sóng chuyển động theo hướng gió.

Luồng giú



Hình 5.2 Sóng gây ra bởi một luồng gió chuyển động (Theo Silvester và Hsu, 1997)

Một khi gió đã thổi thì nó sẽ tạo ra rất nhiều sóng có độ cao và chu kỳ khác

nhau. Một khi sóng đã được tạo ra trong một khoảng thời gian đủ dài, các sóng ngắn

sẽ phát triển đến một độ cao tới hạn nào đó và sau đó sẽ bị vỡ. Các sóng dài cũng giúp

cho quá trình sóng vỡ bằng cách làm giảm bước sóng của các sóng ngắn nằm trên

đỉnh của nó (Longuet Higgins và Stewart 1960; Wu 1971) và làm cho chúng vỡ trên

mặt trước của các sóng này (hiện tượng sóng bạc đầu). Đây cũng là một phương pháp

dịch chuyển năng lượng từ các sóng thành phần ngắn tới các sóng thành phần dài và

làm tăng độ cao của các sóng thành phần dài. Khi mà đà và thời gian tác động của gió

tăng lên, tổng năng lượng của sóng sẽ tăng lên tới khi bão hoà và tất cả năng lượng gió

hấp thụ được sẽ bị tiêu tán do sóng vỡ. Trạng thái này được gọi là sóng phát triển hoàn

toàn hay FAS. Khi đó các đặc trưng sóng phụ thuộc vào tốc độ gió dừng mà không

phụ thuộc vào đà hay thời gian tác động của gió.

Ở đây sẽ trình bày ngắn gọn bốn giai đoạn tạo sóng xảy ra đồng thời, đã được

Silvester (1974a) và rất nhiều nhà nghiên cứu khác thảo luận rất kỹ. Các cơ chế này là

cộng hưởng, dòng cắt, hiệu ứng che chắn và sóng vỡ.

Phillips (1957) đã có những đóng góp đáng kể cho ngành hải dương học do đã

đề xuất rằng các nhiễu động ngẫu nhiên của áp suất trên bề mặt nước là nguồn gốc của

chuyển động sóng. Các dao động áp suất này phải tác động trong một khoảng thời

gian đáng kể trong lúc chuyển động trên mặt nước với một vận tốc bằng vận tốc

truyền sóng. Các xoáy rối nhỏ gần mặt nước chuyển động chậm hơn các xoáy rối lớn

nằm cách xa mặt nước hơn. Tuy nhiên, các sóng có chu kỳ khác nhau có thể được tạo

thành đồng thời, và như đã trình bày ở trên, các sóng nhỏ hơn phát triển nhanh hơn.

Những dao động này không nhất thiết phải lan truyền theo hướng gió, mà có thể lan

truyền theo một hướng tạo với hướng gió một góc nào đó. Quá trình cộng hưởng này

chỉ áp dụng cho các sóng có độ cao rất nhỏ và không được tính đến khi nghiên cứu

liên kết biển khí. Sau quá trình bắt đầu này, các quá trình tạo sóng khác xảy ra.

55



Đồng thời với thời điểm mà Phillips công bố lý thuyết của mình, Miles (1957)

đưa ra lý thuyết dòng chảy cắt dựa trên phân bố logarit của vận tốc gió theo phương

thẳng đứng. Tuy rằng bỏ qua các dao động rối, lý thuyết này tính đến áp suất tác dụng

theo phương thẳng đứng với bề mặt nước. Nó giả thiết rằng mặt nước ban đầu bị

nhiễu động khi có gió thổi ở phía trên sẽ tạo ra những vùng hút và nén không cùng pha

với sóng. Điều đó gây ra lực tác động lên mặt sau của đỉnh sóng làm cho mặt nước tại

đây chuyển động xuống phía dưới. Việc này giúp cho sóng phát triển. Tuy nhiên, lý

thuyết này trở nên bất cập khi mà các đường dòng tách khỏi bề mặt đỉnh sóng. Khi đó,

sự phát triển của sóng cần được giải thích bằng một số cơ chế khác. Stewart (1961) đã

làm việc này.

Hai lý thuyết trên bổ sung cho nhau vì rằng cộng hưởng do rối tạo ra những

dao động ban đầu với một phổ chu kỳ rộng, trong khi dòng chảy cắt giúp cho các sóng

ngắn hơn phát triển. Cộng hưởng tạo ra sự gia tăng năng lượng một cách tuyến tính,

trong khi cơ chế thứ hai tạo ra sự gia tăng năng lượng theo hàm mũ. Các sóng có vận

tốc truyền gần với tốc độ gió (hay c/U → 0.8) có thể đạt tới độ dốc tới hạn (H/L) chỉ

bằng cách phát triển theo cơ chế cộng hưởng. Các sóng ngắn hơn (c << U) sẽ vượt qua

giai đoạn phát triển tuyến tính và phát triển theo hàm mũ trước khi đạt tới giới hạn này.

Phillips và Katz (1961) đã tính thời gian thực hiện việc chuyển đổi này đối với các

sóng có chu kỳ khác nhau. Longuet-Higgins và những người khác (1963) đã đo sóng

bằng phao và kết luận rằng 90% dao động áp suất không khí là phối hợp với sóng và

chỉ 10% là phối hợp với rối do gió.

vector vỡ của

các sóng nhỏ

chuyển động hạt

của các sóng lớn



gió cắt mạnh



Hình 5.3: Sự chuyển dịch động năng có thể có từ các sóng ngắn bị vỡ cho các sóng có

chu

kỳ dài (theo Silvester và Hsu, 1997)

Sóng tiếp tục phát triển quá các điều kiện được Miles dự báo bằng một cơ chế

gọi là hiệu ứng che chắn. Điều này có nghĩa là tồn tại một lực hút ở mặt trước và một

lực đẩy ở mặt sau của các sóng đã hình thành. Stanton (1937) đã khẳng định sự tồn tại

của cơ chế này và nhờ nó mà Jeffreys (1925) đã giải thích quá trình hình thành sóng

một cách hoàn chỉnh. Chỉ có áp suất tác dụng theo phương vuông góc với mặt nước là

được tính đến còn lực tác dụng theo phương tiếp tuyến với bề mặt là bị bỏ qua. Vì các

hạt nước tại đỉnh sóng chuyển động theo hướng gió, dường như là bất kỳ một ứng lực

nào tác động lên nó cũng có xu hướng gia tăng đường kính của quỹ đạo hạt, tức là gia

tăng độ cao sóng. Hino (1966) liên kết các phương trình của Phillips và Miles mà

56



không dùng một yếu tố thực nghiệm nào. Ông đã chứng minh rằng ở trạng thái FAS

(sóng đã phát triển hoàn toàn), đóng góp của áp suất trong ứng lực toàn phần đạt tới

100%, trong lúc tại đầu đón gió của đà, đóng góp này chỉ là 50%. Điều này có thể hiểu

được là vì độ ghồ ghề của bề mặt nước tăng lên dọc theo đà, và như vậy cho phép gió

tác động tốt hơn tới sóng. Trạng thái ổn định sẽ đạt tới khi mà năng lượng hấp thụ

được từ gió được tiêu tán bởi sóng vỡ, rối, nhiều hiệu ứng khác và dòng chảy gió.

Sóng vỡ là một phần rất quan trọng của quá trình tạo sóng mà nhiều nhà nghiên

cứu cho là một cơ chế tiêu tán năng lượng. Tuy nhiên, khi mà sóng vỡ, như đã chỉ ra

trên hình 5.3, động năng có thể được chuyển đổi sang chuyển động quỹ đạo của các

hạt nước mặt. Quá trình vỡ trên đỉnh của các sóng dài hơn có thể được gia tăng nhờ

tốc độ gió. Tuy nhiên, khi mà tốc độ lan truyền của các sóng dài này tiệm cận tới vận

tốc gió, (C/U = 1.0), quá trình này suy giảm và do vậy kết thúc quá trình gia tăng năng

lượng. Longuet-Higgins (1969) đã đưa ra cơ sở lý thuyết cho quá trình chuyển đổi

năng lượng từ các sóng ngắn hơn tới các sóng dài hơn. Ông phát biểu rằng "Khi mà

các sóng ngắn suy giảm nhanh chóng vì buộc phải vỡ trên mặt trước của các sóng dài,

năng lượng của các sóng dài được gia tăng nhanh chóng. Các kết quả tính toán cho

thấy rằng cơ chế này có khả năng truyền năng lượng cho sóng biển với một tốc độ

quan trắc được."

sóng vỡ

Khu vực tỷ lệ với năng

lượng trên một đơn vị

diện tích bề mặt đại

dương

tăng theo hàm mũ

tăng theo quy luật tuyến tính

vòng/giây



Hình 5.4 Phổ năng lượng đặc trưng cho sóng đại dương

Chuỗi số liệu đo đạc sóng tại một số điểm trong đại dương có thể được phân tích

để cho ta năng lượng của các thành phần theo tần số (f). Phân bố năng lượng theo tần

số này có thể được vẽ thành đồ thị, như đồ thị trên hình 5.4, mà ở đó năng lượng được

đo bằng bình phương biên độ của mỗi sóng thành phần với tần số f.

5.1.3 Sóng gió và sóng lừng

Nếu như sóng vẫn đang được tạo thành và duy trì nhờ gió, sóng được gọi là sóng

gió. Sóng đã rời khỏi khu vực tạo sóng và phân tán trên biển được gọi là sóng lừng.

Mỗi loại sóng có các tính chất riêng biệt và ảnh hưởng khác nhau tới động lực học ven

bờ.

Sóng gió: Các dao động của bề mặt nước là rất phức tạp, bao gồm các sóng có

57



bước sóng và độ cao khác nhau, lan truyền theo các hướng khác nhau. Vì vậy, quá

trình này tạo ra các sóng chính có độ dốc lớn, và chúng làm cho các sóng nhỏ vỡ ra

trên mặt của chúng. Điều này làm cho các sóng dốc hơn trở thành bất đối xứng và dốc

hơn ở mặt trước. Các đặc trưng này làm cho sóng gió dễ dàng bị vỡ và như vậy những

vùng nước nông hay dòng chảy ngược dễ dàng tiêu tán những sóng này. Bản chất đa

hướng của sóng gió được vẽ trên hình 5.5, với các sóng ở đầu gió chủ yếu là các sóng

ngắn và lan truyền theo hướng gió. Tiến thêm về phía cuối gió ta thấy rằng các sóng

lớn hơn và dài hơn có xu hướng lan truyền theo hướng gió hơn, nhưng không phải

hoàn toàn như vậy. Điều này mang lại tầm quan trọng của chiều rộng đà trong quá

trình tạo sóng, bởi vì các sóng ngắn lan truyền theo một hướng xiên với hướng gió cần

phải đạt tới sự bất ổn định và vỡ để năng lượng của chúng biến thành năng lượng của

các sóng dài hơn. Một đà rất hẹp sẽ không cho phép điều này xảy ra, loại trừ trong mô

hình máng sóng hay vực sâu gần cửa sông khi mà phản xạ sóng xảy ra.

Sơ đồ phân bố năng lượng theo hướng của sóng được vẽ trên hình 5.6, với các

đường trung bình cos 2 θ và cos 4 θ áp dụng riêng rẽ cho các sóng ngắn và dài. Như

ta đã thấy, một phần năng lượng được vận chuyển gần như là theo các hướng vuông

góc với hướng vector gió cả hai bên.

Chiều dài đà



Chiều rộng đà



Hướng gió



Hình 5.5 Dạng đỉnh đặc trưng của sóng dọc theo đà (Theo Silvester và Hsu,

1997)



Sóng dài nhất



Năng lượng sóng

tương đối



Trung bình



Trung bình

Sóng ngắn

nhất



Góc tạo thành với hướng gió trung



Hình 5.6 Phân bố năng lượng theo hướng trong các sóng có chu kỳ khác nhau

trong điều kiện gió đặc biệt (Theo Silvester và Hsu, 1997)

58



Sóng lừng: Các sóng có một chu kỳ nào đó trong đà sẽ có một hướng phát triển

tối ưu, như ta thấy trên hình 5.4. Một khi đã được tạo thành, các sóng này sẽ lan

truyền theo hướng cho trước và đi ra khỏi miền gió lớn hay bão. Các sóng này được

gọi là sóng lừng và lan truyền qua một khoảng cách rất dài, thậm chí là vượt đại

dương. Trong miền cuối gió hay miền phân tán, như thấy trên hình 5.6, các sóng phân

tán theo hình tròn và theo các tia từ cuối của đà.

Phạm vi của hướng

sóng lừng



Thoát ra



Phạm vi của đỉnh

sóng

Hướng gió



Vùng tiêu tán



Độ rộng của năng lượng

sóng



Phổ tồn tại trong cùng thời gian



Hình 5.8 Phổ sóng và sự lan truyền sóng trong vùng phân tán (Theo

Silvester và Hsu, 1997)

Phần lớn năng lượng sóng tập trung vào khoảng 30o xung quanh vector tốc độ

gió. Phần của năng lượng FAS lan truyền tới bất cứ điểm nào cuối gió được quyết

định bởi góc tạo bởi hai đường thẳng nối hai biên giới của đà tới điểm đó. Điểm đó

càng ở xa thì góc càng nhỏ và càng ít năng lượng từ vùng gió mạnh được lan truyền

tới. Như vậy, chiều rộng của đà có tầm quan trọng rất lớn đối với kích thước của các

sóng lừng trong vùng phân tán, hay đôi khi được gọi là vùng suy giảm, bởi vì năng

lượng của sóng không bị tiêu tán mà chỉ bị phân tán rộng ra. Khoảng cách càng lớn thì

càng ít sóng có thể tương tác, và như vậy là độ cao sóng càng giảm.

Sóng trong phạm vi đà có thể ổn định trong một khoảng thời gian nào đó sau

một khoảng thời gian ổn định tại một điểm cho trước. Tuy nhiên, trong miền phân tán

sóng lừng sẽ thay đổi liên tục bởi vì các sóng dài hơn sẽ tới một điểm nào đó trước,

sau đó là các sóng có chu kỳ trung bình với độ cao lớn hơn, và sau cùng là các sóng

nhỏ với chu kỳ ngắn nếu như chúng có thể tới điểm đó. Điều này được biểu thị bằng

phổ sóng tại các điểm khác nhau trong phạm vi miền phân tán như trên hình 5.8. Phần

59



diện tích phía bên dưới đường cong phổ diễn tả độ cao sóng thống kê H 1 / 3 , hay độ

cao trung bình của 1 phần 3 số sóng lớn nhất (thường được xem là độ cao sóng có

nghĩa), thường được dùng trong thiết kế kỹ thuật. Trong vùng tam giác, lân cận phần

cuối gió của đà, tất cả các sóng thành phần chuyển động đồng thời và như vậy dạng bề

mặt biển cũng phức tạp y như ở trong đà, trừ việc sóng không bị vỡ.

sóng lừng nhỏ

sóng lừng

lớn



đường đi của hoàn

lưu lục địa



Hình 5.9 Quỹ đạo của các cơn bão trong khoảng 40-60o độ vĩ (Davies, 1964)

Một đặc điểm nữa của sóng lừng là tính bất biến của hướng sóng tại các điểm

khác nhau ở trên bờ. Mặc dù đà sóng có thể trải rộng theo một vĩ độ, các sóng lừng

xuất hiện từ vùng này tập trung trong một dải hướng hẹp, đặc biệt là khi chúng bị

khúc xạ qua một thềm lục địa nông trước khi vào tới đường bờ. Như ta đã thấy trên

hình 5.8, các sóng đi qua một điểm cách xa đà sóng có hướng rất gần nhau. Thậm chí

nếu như đà sóng dịch chuyển sang bên một chút, các sóng xuất hiện từ đà về cơ bản là

có cùng hướng. Một đặc điểm quan trọng của sóng bão trên đại dương là chúng được

gây ra bởi các cơn bão di chuyển từ tây sang đông giữa các vĩ độ 40o tới 60o ở cả hai

bán cầu, như chỉ ra trên Hình 5.9 (Davies 1964). Quỹ đạo của các cơn bão dao động từ

bắc tới nam theo mùa. Một số các cơn bão thậm chí vượt qua vĩ tuyến 30o trong một

khoảng thời gian ngắn. Như ta đã thấy trong hoàn lưu gió tại mỗi bán cầu, các sóng

bão mạnh nhất, và như vậy là các sóng lừng chính, lan truyền từ hướng đông tới xích

đạo. Do vậy bờ tây của các lục địa luôn tiếp nhận các sóng lừng từ hướng đó. Ở các bờ

đông sóng lừng tới từ phần đuôi các cơn bão di chuyển từ bờ ra khơi. Trường sóng ở

đây được bổ sung bởi các sóng lừng và sóng bão giữa các vĩ độ 10o và 25o tại cả hai

bán cầu. Các sóng này có xu hướng lan truyền về phía tây và đi khỏi đường xích đạo.

Vì vậy, chế độ sóng tại các bờ phía đông và phía tây lục địa có thể khác nhau một cách

đáng kể. Thậm chí tại vị trí mà tâm bão ở gần với một bờ biển trước khi vượt qua nó,

các sóng lừng sẽ tập trung vào một dải hẹp trong lúc các sóng bão tại nước sâu có thể

trải ra một dải rất rộng, như chỉ ra trên hình 5.10.

Các sóng lừng có độ cao nhỏ so với bước sóng, hay là độ dốc của chúng (H/L) là

nhỏ. Do đó chúng có dạng hình sin và rất bền vững. Khi mà chúng vượt qua đại

60



dương, quỹ đạo chuyển động của các hạt nước không đạt tới đáy và do vậy chúng mất

rất ít năng lượng. Một đặc tính khác của sóng lừng là chúng có khoảng thời gian tồn

tại dài hơn. Cần một khoảng thời gian dài hơn cho các sóng có chu kỳ khác nhau đi

qua một điểm cách xa đà hơn là thời gian chúng tồn tại trong phạm vi đà. Snodgrass

và những người khác (1966) ghi sóng tại năm điểm cắt ngang Thái Bình Dương từ

vùng “biển động 40” (40, 50o S) tới Alaska. Họ thấy rằng: “Cứ một hay hai tuần lại

thấy một chuỗi sóng liên quan tới một cơn bão lớn ở nam bán cầu, gây ra một “sự

kiện” đáng kể, mà có thể tìm được dấu vết qua toàn bộ đại dương.” Các sóng lừng bị

suy giảm rất ít khi lan truyền ra khỏi vùng mà chúng được tạo ra. Quá trình suy giảm

mạnh mẽ nhất xảy ra với các thành phần có chu kỳ nhỏ là do chúng phân tán tại các

góc lớn đối với hướng gió.



CHÚ Ý

sóng lừng

mạnh

sóng lừng yếu

bão

mạnh sóng

yếu



h



Hình 5. Sóng tới từ các cơn bão ở gần một bờ biển

5.2 Mô tả sóng gió

Bước đầu tiên của việc mô tả sóng gió là xem xét chuyển động thẳng đứng của

bề mặt nước tại một vị trí nào đó trên mặt biển. Khi đó, ta sẽ thấy là sóng gió được

61



biểu thị bằng một hàm khá ngẫu nhiên phụ thuộc thời gian. Có thể biểu thị sự biến đổi

không gian của bề mặt nước khi có sóng bằng cách xem rằng có sự tương tự giữa biến

đổi không gian và biến đổi thời gian của mặt nước.

Mặt nước khi có sóng gió, biểu thị bằng ζ (t ) thường là khá hỗn loạn và không

cho phép mô tả nó bằng một phương pháp xác định. Nói chung, không thể dự báo

được ζ (t ) vì nó là một hàm ngẫu nhiên của thời gian.

Hãy xem xét một khoảng thời gian D đủ ngắn để có thể coi các điều kiện sóng

là dừng, nhưng đủ dài để có thể lấy được các giá trị trung bình có ý nghĩa. Đối với

các quan trắc trên biển, khoảng thời gian này thường được lấy là 15-30 phút. Giá trị

trung bình của ζ (t ) được giả thiết là bằng không. Một đoạn băng ghi sóng trong một

cơn bão thực như đã trình bày ở trên được cho trên Hình 5.11.

Mặt nước biển ζ



(t )



Thời gian



đường không từ trên



Mặt nước biển



Hình 5.11 Mặt nướcđường không từlà một hàm của thời gian trong cơn bão gần

biển như dưới

ống

lên

Petten, Hà lan, cách bờ 3500 m, ngày 1 tháng 1 năm 1995

(Holthuijsen và Battjes, 2002).



Mặt nước biển



62