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海洋要素计算与预报(海浪8)

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海洋要素计算与预报(海浪3)

海洋要素计算与预报(海浪3)

4

( 0 )2 exp 2 2 2 0
0.076~ x 0.22
~ x gx / U 2 ~ U / g
0 0
JONSWAP谱相对于风区的成长
文氏谱（1994）
~ 无因次化
0
j 1
S ( )0 ~ ~ S ( ) m0
H1/10 1 N10
H ,
i i 1
N10
T1/10
1 N10
T ,
i i 1
N10
N10 N / 10
H1/100
1 N100
N100 i 1
H ,
i
T1/100
1 N100
N100 i 1
T ,
i
N100 N / 100
H1% H i ,
H 4% H i ,
1 H F ( H ) exp
其中
2.126, 8.42

假定波动能量集中于谱重心频率附近（Longuet-Higgins,1975） ：

S ( )d
0
S ( )d
0
m1 m0
(t ) Re an expi(n t n )
n

(t ) Re ei exp(i t )
ei an exp{ i[(n )t n ]}
1
12 22 32 42 f (1 , 2 , 3 , 4 ) exp exp 2 (2 ) 0 2 2 0 22
其中
r
0

第五章海浪——精选推荐

第五章海浪——精选推荐

第五章海浪第五章海浪海浪的类型海浪要素海浪．．是发⽣在海洋中的⼀种波动现象,⼜称波浪海浪要素：周期：T= λ/c频率．． f=1/T波陡δ：δ=波⾼/波长深⽔中δ≯1/7，波峰线：通过波峰且垂直于波浪传播⽅向波向线：垂直于波峰线⼆.海浪运动机理深⽔：⽔质点以近似于圆形的轨道作圆周运动运动半径：随着⽔深的增加⽽减⼩h=λ/2时;r↓→4% r0（r0=a）浅⽔：（h＜λ/20）运动波及海底。

三.海浪的分类1.按海⽔深度分深度深: 表⾯波（深⽔波）：h↑→r↓深度浅: 长波（浅⽔波h＜λ/20）运动波及海底。

2.按周期分3.按⽣成原因分：．．．．．．．风浪、潮波、海啸4.按受⼒情况分：⾃由波：涌浪受迫波：潮波5.按波形前进与否分：进⾏波；驻波。

6.按边界条件分①微⼩振幅波H/λ很⼩，H可忽略所有运动⽅程式都是线性的。

②有限振幅波：H不可忽略a.斯托克斯波有“质量运移”b.孤⽴波H/λ＜1/10; 运动集中在波峰附近c.摆线波7.内波§5—2 海浪的形成⼀.海浪形成假说(1)形成⽑细波(2)风以法向压⼒形式给波浪传递能量(3)空⽓⼩涡流加强了⽔质点的运动(4) 波长较短的波由风取得能量转给波长较长的波⼆、海浪的消衰1.分⼦粘滞性消耗的能量2.涡动消耗能量3.空⽓的阻⼒4.海底摩擦5.波浪破碎三.海浪的状态1.海浪三要素风速：⼤于0风时：状态相同的风作⽤的时间风区：状态相同的风作⽤的海区风⼤不⼀定浪⼤．．．．．．．2.定常状态风区⼀定，海浪达最⼤；风区增加，海浪⾼度增加；风区是限制因素。

3.过渡状态风区⼀定，海浪未达最⼤；时间增加，海浪⾼度增加；风时是限制因素。

4.海浪的充分成长状态能量收⽀平衡；海浪达最⼤；风区、时间增加，海浪⾼度不增加。

5.判断海浪状态的标准a.最⼩风时成长⾄最⼤海浪所需的时间；未达最⼩风时：过渡状态b.最⼩风区成长⾄最⼤海浪所需的风区。

达最⼩风时，未达最⼩风区：定常状态最⼩风时、风区均满⾜：充分成长状态四. 涌浪离开风区的海浪称为涌浪1.涌浪的特点：(1)波长⼩的浪衰减快(2)传播中涌浪的周期和波长都在增加原因：选择消衰作⽤，使周期⼩的波消衰得快.(3)波长⽐波⾼⼤40～100倍；先头涌可达1000倍以上有时是台风来临的征兆(4)传播距离远:可达10000公⾥以上2. 涌浪传播速度：Cg =λπ23.涌浪波⾼消衰原因(1) 粘滞性消耗：空⽓的阻⼒和海⽔的涡动粘滞性消耗(2)离散：各个波的波速不同⽽引起；(3)⾓散：侧向散开五. 观测到的⼤洋中的最⼤海浪北太平洋：波⾼34m，周期14.8s，波速为28.3m/s印度洋：观测到24.9m的波⾼；及波长超过350m的风暴波⼤西洋：观测到波长824m，周期为23s的⼤浪，其波速达35.8m/s。

航海气象学 8海浪

航海气象学 8海浪

航海气象观测与分析
1
6)有效波高和合成波高 1、平均波高 ――连续观测几个波，取所有波高的平均值。 平均H＝∑Hi/n 2、有效波高 部分大波的平均波高――将连续观测到的波高按大小排 列起来，并就其中最高的一部分波高计算平均值。 例如：如果共观测1000个波，将这些波高按从大到小的顺序 排列起来，取其中波高最大的100列波高计算平均波 高，得到1/100大波平均波高，记为H1/100。 同理，有H1/1000、H1/10、H1/3。 其中，H1/3称为有效波高，波浪预报图上的波高即为有效波高。
航海气象观测与分析
1
2）海啸（Tsunami，又称地震波）
――由于海底或海岸附近发生地震或火山爆发所形成的海面异常波动。 特点：周期长，波长长，波速大，在外海坡度很小，当传至近岸时， 波高剧增。 世界上常受海啸袭击的国家和地区有： 日本、菲律宾、印度尼西亚、加勒比海、墨西哥沿岸、地中海。
3）风暴潮（Storm Surge）
航海气象观测与分析 1
二、波浪的分类
1、按成因分类 海浪大部分能量集中在周期4～12s的范围内，属重力波 范围。按成因和周期划分为风浪、涌浪、近崖浪、内波、风 暴潮、海啸和潮波等。最常见是风浪和涌浪及由它们形成的近 岸浪 1）海浪
风浪 （Wind Wave） ――风的直接作用引起的 水面波动（无风不起浪）。 涌浪（Swell） ――风浪离开风区传至远处， 或者风区里风停息后所 遗留下来的波浪（无风三 尺浪）。 航海气象观测与分析
航海气象观测与分析 1
8.5
船舶海洋水文气象观测与编报
一、概述 1、观测项目
气象项目：海面有效能见度、云、天气现象、风、气压、空气温度 和湿度等。 水文项目：海浪、表层海水温度、表层海水盐度、海发光和铅直海 水温度等。

1706043-01-海洋要素计算与预报2014-刘浩

1706043-01-海洋要素计算与预报2014-刘浩

教 学 日 历 表课程类别 学科教育课程代码1706043 课 序 号 01 课程名称 海洋要素计算与预报学分3归属学院 海洋 主讲教师 刘浩 授课章节 全部 联系电话 61900298辅讲教师 授课章节 联系电话 辅讲教师 授课章节 联系电话 辅讲教师授课章节联系电话答疑时间与地点 每周三下午2：30到4：00，海洋学院245室 总学时 学 时 分 配 授课班级 讲授 实验 上机 其他 2013级海环、海技、海测48 3414课程建设精品或重点课程双 语 ☐国家级 ☐市级 ☐校级 ☐院级 是 ●否考核性质 ●考试 考查 考核形式●开卷 闭卷 论文 其他成绩评定总成绩比 %平时成绩比 % 期末 平时 出勤 作业 实验 实习 讨论 测验 其它 7040101010成绩评定和学习要求描述本课程学习目标是帮助学生学会用数值手段了解海洋要素变化的内在本质和基本规律；通过本门课程培养学生数学分析和计算机编程的能力。

由于需要用到图表,因此期末考试采取开卷的形式，占总成绩的70%,平时成绩由学生出勤，课堂表现，作业完成以及课程设计组成,占总成绩的30% 教 材名 称 潮汐原理及计算 编著者刘浩版 别版 次性 状 统编 ●自编 翻印 ☐近三年 ☐国省部优秀 ☐国家规划参考书《潮汐和潮流的分析和预报》周次 星期 学时 授课主要内容和形式 课后作业及阅读2 9/22 2潮汐潮流现象概念以及中国近海潮汐特点；理论讲解2 9/24 2天文学的基本知识以及引潮力的受力分析和一般展开式的推导；理论讲解 参阅《潮汐和潮流的分析和预报》（方国洪等编著） 4 10/6 2引潮力的第一和第二展开式的推导及相关天文要素的计算；理论讲解 作业：阐述主要分潮的含义以及周期变化规律 4 10/8 2引潮力的第三和第四展开式的推导及相关天文要素的计算；理论讲解作业：计算8个主要分潮的角速度6 10/20 2引潮力的准调和展开和浅水分潮的基本特征；理论讲解6 10/22 2最小二乘法在潮汐观测资料分析中的应用；理论讲解作业：编程实现最小二乘法 8 11/3 2长期观测资料的分析的关键问题；理论讲解8 11/5 2 潮流的椭圆要素及潮流的调和常数之间的相互计算；理论讲解10 11/17 2 潮流观测资料的调和分析和误差分析；理论讲解10 11/19 2 潮汐中期观测资料的分析；理论讲解 12 12/1 2 潮汐短期观测资料的分析；理论讲解 12 12/3 2规则半日潮港潮汐特征值的计算；理论讲解14 12/15 2 不规则半日潮港和全日潮港潮汐特征值的计算；理论讲解14 12/17 2课程设计和大作业：潮汐潮流的调和分析；授课形式：上机给定一个月连续的水位资料编程求解主要分潮的调和常数，下同 16 12/29 2课程设计和大作业：潮汐潮流的调和分析；授课形式：上机给定一个月连续的水位资料编程求解主要分潮的调和常数，下同 16 12/31 2课程设计和大作业：潮汐潮流的调和分析；授课形式：上机给定一个月连续的水位资料编程求解主要分潮的调和常数，下附注：1. 本表（电子版）于每学期开学预备周交学院，同时需上传URP 教务管理系统，供选课学生查看。

海洋要素计算与预报

海洋要素计算与预报

海洋要素计算与预报 (1)第一部分数据预处理与统计分析方法 .............................................................. 1第一章数据预处理 ...................................................................................... 1一、数据质量控制 (1)1、异常数据的认定和排除 (1)2、数据系统性偏差的检查和修正 .............................................. 1二、不规则空间分布数据网格化 .. (1)1、数学插值法 (1)2、网格统计法 .............................................................................. 2三、要素统计特征 .. (3)1、要素数据标示 (3)2、均值与距平 (3)3、平均差 (3)4、方差 (3)5、协方差与相关系数 (3)6、自协方差与自相关系数 (3)7、落后协方差与相关系数 (4)8、经验分布 .................................................................................. 4第二章谱分析 (5)一、 Fourier 变换与谱分析 . (5)二、功率谱估计 (6)三、交叉谱分析 .................................................................................... 7第三章经验模态分解 . (8)一、前言 (8)二、 EMD 计算方法与 IMF 分量 (9)三、 EMD 方法中存在的问题 . ........................................................... 11 1、 EMD 方法在处理间歇信号时的不可分问题和产生的模态混合问题 .................................................................................................. 11 2、 EMD 分解方法的边界问题 . ................................................. 15四、应用实例 (17)1、 SST 资料处理 . (17)2、海平面数据处理 .................................................................... 17第四章回归分析 ........................................................................................ 18一、一元线性回归 (19)1、一元线性回归模型 (19)2、一元线性回归的方差分析 (19)3、回归方程的显著性检验 (20)4、预报值的置信区间 ................................................................ 20二、多元线性回归 (21)1、多元线性回归模型 (21)2、回归方程显著性检验 (22)3、预报值的置信区间 ................................................................ 22三、非线性回归 . (23)1、曲线函数线性化 (23)2、多项式回归 ............................................................................ 23第五章经验正交函数分解 ........................................................................ 23一、主成分的定义 (24)1、两个变量的主成分定义 (24)2、多变量的主成分定义 (25)二、主成分的导出 (26)三、主成分的性质 (27)四、主成分的计算 (28)五、经验正交函数分解 (EOF (28)六、时空转换 ...................................................................................... 29第六章最小二乘法潮汐调和分析与潮汐特征值 (30)一、分潮与潮汐调和常数 (30)二、最小二乘法潮汐调和分析方法 (32)1、任意时间间隔观测序列的方程组导出 (32)2、等时间间隔观测序列的方程组系数 (34)3、 Fourier 系数的计算 . (35)4、天文变量与调和常数计算 (36)三、潮流调和常数与潮流椭圆要素 (42)四、潮汐性质与潮汐特征值 (43)1、潮汐性质 (43)2、潮汐特征值 (43)3、平均海面、平均海平面与陆地高程,海图深度基准面与海图水深 .................................................................................................. 45 (4海图深度基准面与海图水深 ............................................ 45第七章海浪数据分析 (48)一、去倾向和去均值处理 (48)二、从波面高度序列中读取海浪的波高和周期 .............................. 48 1、跨零点波高、周期定义 .. (48)2、极值点波高、周期定义 ........................................................ 49三、波面高度分布、波高和周期的分布,波高和周期的联合分布 (49)1、波面高度分布 (49)2、波高和周期的分布 (50)四、各种波高计算 (51)五、海浪谱估计 (52)1、海浪谱估计方法 (52)2、谱矩的计算 (52)3、谱的零阶矩与各种波高的关系 (52)4、海浪谱的谱宽度计算 (52)5、谱峰频率与周期的关系 ........................................................ 53第二部分海洋数值预报 .................................................... 错误!未定义书签。

海洋工程环境课件07-2-海浪观测和海浪预报

海洋工程环境课件07-2-海浪观测和海浪预报

海浪玫瑰图
根据特征波高的观测值大小可给出波浪等级及对应海 浪名称，如下表所示。
海况可依据海面外部特征分为10级，见下表。
2、海浪预报
1）根据海浪现场实测资料，结合天气气象图资料进行海浪 计算分析就可得到海浪的波高、周期和波向。 2）在缺乏现场实测海浪资料时，则可利用海洋天气图或 相邻海域气象观测站的观测资料确定对应海域的风区、风时、 风速等风场要素，利用以上风况资料推算得到相应海浪，亦可 借助海浪预报图解查取风浪要素和涌浪要素。
台风区内的波浪要素可用经验公式计算得到，常用的 如Bretschneider(1957)计算深水区台风浪的公式为：
H1/3 5.03exp
RP 4700
(1
0.29U F UR
)
TH1/3 8.6exp
RP 9400
(1
0.145UF UR
)
式中：U F 为台风移动速度(m/s)；R 为台风最大风速 Pc 为台风中心气压(hPa P 1013.3 Pc ， 半径(km)； 、百帕)；U R 为海面上空10m高处风速(m/s) ；系数 对 移动缓慢的台风风速计算取为1.0。
近海平均波高具有区域分布特点，北方海区的平均波 高小，南方海区则大。北方海区的最大波高在冬季受到寒 潮的影响比南方海区高，但在夏季由于热带风暴的影响， 南方海区的最大波高比北方海区大，东海记录到由热带气 旋产生的狂涛波高为17.8m，南海记录到波高14m的狂涛。
风浪波高最大的海区有台湾海峡、吕宋海峡、台湾以 东海域以及南海东北部海域，东海北部和南部以及南海中 部的波高位居其次，然后是黄海南部，而渤海和黄海北部 的风浪最小。据统计，一年中．南海海域出现大浪、巨浪 及狂浪的次数最多，其次是东海、黄海，而渤海的出现次 数最少。如据1997年各海区统计，最大波高在渤海为5.0 m，在黄海为7.0 m，在东海为10.0 m，在南海为8.0 m。

海洋要素计算与预报(海浪4)


0 0
{H i }(i 1,2, , N )
将周期与其相应的波高一一对应得到新的周期序列： ，
{Ti }(i 1,2,, N )
H1 / 3 1 N3
H ,
i i 1
N3
T1/ 3
1 N3
T ,
i i 1
N3
N 3 N / 3
由实测波面资料进行海浪波要素统计的具体步骤

2
0
极大值
2 ( 1) 2 2 f ( , ) exp 1 1/ 2 2 8( 2 ) 8
其中

H

T T
波高与周期联合分布理论与观测比较
(Goda, 1977)
§1.4 谱与海浪要素间的关系
(1 , 2 , 3 , 4 ) 2 , ) ( , ,
波高的分布
2 2 2 2 2 , ) f ( , , exp exp 2 (2 ) 0 2 2 2 0 2
-------------正态分布
实际上波面的分布为非正态的，在高海况下尤为显著。非线性海 浪模型（Longuet-Higgins，1963） ：
ii ijij ijkijk
由随机量 的特征函数可以导出其 概率分布函数为约化的GramCharlier级数。

波高的分布
1/ 2
H
T
谱与周期间的关系
谱宽度
2 m m m 2 2 0 4 m0 m4
m2 m4 2 1 m0 m2
T2,4 1 T 0,2
2
2
海浪周期的经验关系：

海洋要素计算与预报(海浪3)


海浪要素及统计分布（短期分布） §1.3 海浪要素及统计分布（短期分布） 海浪要素及特征波要素
通常需要对波面记录进行预处理。 通常需要对波面记录进行预处理。 上（下）跨零点法 。 谷法。 峰-谷法。 谷法 由波面记录读取的波高和周期均为随机量。 由波面记录读取的波高和周期均为随机量。
海浪要素及特征波要素 （1）部分大波平均波 ）
B exp − q ωp ω A
S (ω ) =
Pierson-Moscowitz（P-M）谱（1964） （ ） ） 从北大西洋的460组风浪观测资料中挑选出 组属于充分 组风浪观测资料中挑选出54组属于充分 从北大西洋的 组风浪观测资料中挑选出 成长情形的数据，依风速分成 组并将各组谱进行平均 组并将各组谱进行平均， 成长情形的数据，依风速分成5组并将各组谱进行平均， 发现它们有良好的相似性。 发现它们有良好的相似性。 采用Kitaigorodskii的相似定律对 个平均的谱进行因次 的相似定律对5个平均的谱进行因次 采用 的相似定律对
~ ~ S (ω )dω = 1
1~ ∑ j cj =1 j =1
~ jc j e − j = 0 ∑
j =1
n
n
~ ~ dS (ω ) =0 ~ dω ω =1 ~
n
ω R= ω0
ω = ( m 2 / m 0 )1 / 2
∑
j =1
1 ~ 1 2 c = R 3 j j 2
文氏谱（ 文氏谱（1994） ）
1 H p = ∫ Hf ( H )dH p H0
概率密度分布函数
∞
p=
∞
∫ f ( H )dH
H0
p = 1 / 100, 1 / 10, 1 / 3, 1

海洋要素计算及预报


3.温度方程 TD TUD TVD T K H T R FT t x y D 4.盐度方程 SD SUD SVD S K H S FS t x y D 5.湍流动能方程
海底条件3模拟过程选取渤海冬夏季风场分别为夏季为南风5ms冬季为西北风8ms模拟时间层作为海表面9层作为底层分别模拟计算渤海冬夏季海水从表层到底层的流场海表面高度场并假定平均水深下的渤海冬夏季海水从表层到底层的流场利用matlab软件处理数据作图包括
基于 POM 的渤海冬夏季 风海流数值模拟报告
学院：海洋学院 专业：海洋科学 姓名：贺芊菡 学号：1429205 指导老师：刘浩
K M U Fx D VD UVD V 2 D V gD 2 0 ' ' D ' K M V d ' Fy fUD gD o t x y y D y D y '
1.2 渤海海洋要素简介
（1）水深
渤海整个海区水深较浅，平均深度只有 20 米左右，但是中部深度较大，最深处达 70 多米。 （2）风场 渤海盛行季风，冬夏季风风向交替，是以亚欧大尺度天气系统为背景。冬季主要受制于 大陆高压，高空槽后的冷空气频繁南下造成本区较强的偏北风，每年十月持续到次年三月， 平均风力 4-5 级，6 级以上强风出现频率多达 20%以上。夏季，渤海季风受我国东南部低压 和西北太平洋高压的控制，形成了 7-8 月份偏南风，平均风力 3 级，6 级以上强风频率约占 15%[1]。但是对于中、小尺度的边缘海，海面风不仅决定于大尺度系统而且还受海陆分布和 地形的很大影响，特别是像渤海这样深入大陆的内海，地方风效应尤为显著。

6.4_海浪要素的统计规律


6.4 海浪要素统计规律
固定点波高和周期的统计分布
用连续自动记录的遥测重力测波仪进行波浪观测，可以 记录到海面上某固定点波面随时间变化的过程线。
上跨零点： 波浪自下而上跨过横轴的交 点叫做上跨零点。
不规则波波浪要素定义
下跨零点： 波浪自上而下跨过横轴的交 点叫做下跨零点。
6.4 海浪要素统计规律

6.4 海浪要素统计规律
固定点波高和周期的理论分布函数
累积频率函数
F
(H
)
=

H
f
(H
) dH
=
exp
−

4

H H
2


工程设计中需要的往往是对应于指定累积频率F的波 高，将上式改写为
HF
/
H
=
4

ln
1 F
1/ 2

HF ——累积率波高
◆ 最大波高超过10m与平均周期10s以上的大浪多出现在开 敞的东海。
极值：1986年8月27日海洋遥测浮标测得我国近海大波高 达18.2m，浙江嵊泗海洋站也曾观测到最大波高17m和周期 19.8s的大浪。
稳定性
5
胸墙或堤顶方块
强度和稳定性
1
护面块石或块体
稳定性
13
护底块石
稳定性
13
6.4 海浪要素统计规律
我国海港工程设计波浪的波列累积频率标准
◆ 不同类型的建筑物及其不同部位的结构物对于波浪的反 应是不同的。
◆ 直墙式和墩柱式建筑物对波浪的反应较敏感，标准要高 些，应采用较小的波高累积频率值。
◆ 斜坡式建筑，经验表明破坏是逐步造成的，个别大波造 成局部损坏并不起决定性作用，不影响整体稳定性，而 且局部损坏也较容易修复，所以可采用较大的波高累积 频率值，即标准可以低一些。
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x
y
G ccg
缓坡方程的抛物近似
cot 1 s cot s ----------- 求波向
y
x s x s y
a y
cot
a x
a 2
x
cot
y
cot
s
s x
cot
G
G x
1 s
s y
1 G
G y
--- 求波高
s
2
k2
1 a
2a x 2
2a y 2
1 G
a x
G x
控制方程及边界条件为：
2
2 z 2
0,
2 0
z z0 g z0
d(x, y) z 0
d 0
z zd
zd
0 k 2Z Z2 dz Zd dzd源自缓坡方程的建立计算
Z Z d
d
2
Z2
2 Z d
d
2Z d 2
d 2
Z d
2d
0 d
Z
22
2Z
Z d
d
Z
ccg
(ccg) k 2ccg 0 ---------- 缓坡方程
水深为常值
kd 1
2 k 2 0 ------- Helmholtz方程
(d) 2 0
g
0
缓坡方程的抛物近似
令
( x, y) a( x, y)eis( x,y)
(ccg) k 2ccg 0
s
k2
1 ccg a
测量位置、测量方法和观测期间资料的测得率。
资料的可靠性：
精度、深度订正、分析方法 、其他资料的同步观测 。
中国沿岸海洋站分布
中国海浪浮标分布
美国NDBC浮标分布
微波在海面反射的示意图
高度计观测海浪的原理
SAR测量海浪的原理
飞行方向
入射角 高度
近距 A
斜距
星下轨迹 地距
远距 B
刈幅
方位方向 距离方向
§2 定点站海浪观测资料的统计分析
风速修正： 对于海浪一般取10分钟内的平均风速。
V10 0.056lnt 0.64 Vt
海浪玫瑰图： 波向是指来向。通常分成16个方位。 波高的统计分析。海浪依波高大小分为10个波级。 频率统计。
海浪波高、周期散射图 波高持续时间图
§3 海浪要素的极值分布
重现期的定义：
§3 近岸波的计算——折绕射
缓坡方程的建立（Berkhoff, 1972）
缓坡方程的适用条件：
d
1
kd
z y
x
d(x, y)
线性理论框架内的控制方程及边界条件为：
2
2 z 2
0,
d (x, y) z 0
g 0 t z0
z z0 t
d 0
z zd
zd
缓坡方程的建立
对于波面为：
a y
G y
----------- 求波数
G ccg
y
折射方程 x 方向用中差， y 方向用前差。
i 1 i i 1
能量方程 x 方向用中差， y 方向用前差。
j 1
绕射方程 x 方向用中差， y 方向用后差。
j
j 1
x
缓坡方程的改进
注意到能量方程源自于虚部。
(a2ccgs) 0
波浪在近岸会由于浅水破碎和底摩擦而损耗能量。可以将缓坡方程加以改进，从而 反映能量耗散的作用。
aei ( kr t )
若水深均匀，则势函数为：
i ag chk(z d ) ei(krt) chkd
取波动势函数的试解为：
( x, y)Z (d , z)eit
其中
Z(d, z) chk(z d ) chkd
2 gkth(kd)
缓坡方程的建立
引入函数
(x, y)Z(d, z)
x p ------- T 年一遇波高
p ------------ 设计频率
p 0.01, p 0.99, T 100
通常总是先验地假定波要素的长期分布服从一定的规律，然后利用已有资料样本 推算待定参数。
皮尔逊III型曲线、Gumbel分布、Weibull分布。
总结
• 平稳性与各态历经性 • 海浪模型 • 海浪谱 • 海浪要素统计分布 • 谱与波要素的关系 • 海浪的生成机制 • 海浪谱传输方程 • 缓坡方程 • 重现期
(ccga)
------------ 绕射方程
(a2ccgs) 0 ------------- 能量方程
s 0 ------------- 折射方程
s
2
k2
1 a
2a x 2
2a y 2
1 G
a x
G x
a y
G y
a2G s cos a2G s sin 0
x
y
s sin s cos 0
设波高年最大值 的概率密度分布函数为 f (x) 。
xp
F (xp ) p xp f (x)dx --------------- 不及累积概率
p 1 p f (x)dx
---------------- 超值累积概率
xp
记 T 1 1 ---------- 重现期 p 1 p
改进的缓坡方程的一般形式为：
(ccg) 2
cg c
iW
0
(ccg)
2
cg c
0
能量耗散率
目前尚无普遍接受的破波耗散和底摩擦的函数形式。
第四章 长期海浪观测资料的统计分析
§１ 海浪观测的基本要求
海浪观测资料的类型: 船舶报 沿岸海洋台站 浮标站 卫星遥感 用于各种特定目的临时观测
资料的代表性:
2Z d 2
d
2
Z
Z d
2d
k
2Z
2
dz
d Z 2 (d )2 Z Z
zd
d zd
Leibnitz定理
0 Z 2dz 0 k 2Z 2dz
d
d
d
1
kd
(d )2 Z Z
d
zd
0
Z
d
2Z d 2
d 2dz
0 Z Z 2ddz
d d
0
缓坡方程的建立
考虑到：
0 Z
d
2dz