67 Chơng 4. Sóng 4.1. Tổng quan Sóng đóng vai trò chủ đạo trong việc khuấy trầm tích lên khỏi đáy biển, cũng nh tạo ra các dòng chảy chuyển động ổn định nh dòng chảy dọc bờ, dòng sóng dội, vận tốc vận chuyển khối lợng (hoặc phun trào) làm cho trầm tích vận chuyển. Sự bất đôí xứng của vận tốc dới đỉnh sóng và chân sóng là một nguồn khác của vận chuyển trầm tích ròng. Sóng có thể phát sinh do hiệu ứng của gió địa phơng thổi trên biển với một khoảng cách nhất định gọi là đà gió và thời gian tác động; hoặc do sóng lừng, phát sinh từ những trận bão ở xa và thờng có chu kỳ dài hơn và ít phát triển về chu kỳ và hớng so với sóng biển phát sinh cục bộ. Mặc dầu hầu hết các nỗ lực tập trung vào việc hiểu biết và các hiệu ứng của sóng biển phát sinh cục bộ, thành phần sóng lừng dễ dàng xuyên sâu tận đáy biển và có thể đóng vai trò quan trọng trong động lực học trầm tích. 4.2. Độ cao sóng và chu kỳ sóng Kiến thức Loại đơn giản nhất của sóng gió là sóng đơn điệu (hoặc đều, hoặc tần số đơn), có giá trị độ cao sóng H, và chu kỳ sóng T duy nhất, các sóng đồng nhất với nhau. Nếu sóng có độ cao rất nhỏ so với độ dài của nó (mục 4.3), nó xấp xỉ rất tốt với dao động hình sin của mực nớc và vận tốc quỹ đạo (mục 4.4) và các thuộc tính của nó đợc cho bởi lý thuyết sóng tuyến tính (ví dụ xem Sleath, 1984). Sóng đơn điệu thờng đợc sử dụng trong các máng thí nghiệm vì sự đơn giản, và trong các dẫn xuất lý thuyết về vật lý/ toán học có xét đến ứng suất trợt tại đáy và trầm tích. Các sóng lừng phù hợp khá tốt với các sóng đơn điệu. Các sóng tự nhiên không đều, hoặc ngẫu nhiên trong biển bao gồm phổ độ cao, chu kỳ và hớng sóng. Phổ tần số S () cho ta phân bố năng lợng sóng là một hàm của tần số góc = 2/T. Phổ đo đợc trong biển có thể xấp xỉ bằng nhiều dạng bán kinh nghiệm khác nhau. Chúng phù hợp với sóng phát sinh cục bộ, và các sóng lừng có thể xem xét nh một đóng góp bổ sung ở tần số thấp. Hai dạng đợc sử dụng rộng rãi nhất là phổ Pierson-Moskowitz áp dụng cho sóng phát triển hoàn toàn trong nớc sâu, và phổ JONSWAP có đỉnh nhọn và áp dụng cho sóng đang phát triển trong vùng nớc thềm lục địa (hình 11). Cả 2 phổ đợc mô tả bằng các phơng trình sau đây đối với độ cao sóng có nghĩa H s (xem mục tiếp theo) và tần số góc p tại đỉnh phổ: 68 H×nh 11. Phæ JONSWAP vµ Pierson-Moskowitz     p p p s H BS         / 4 5 4 2 4 5 exp 4                          (45a)                          2 2 1 2 1 exp pp       . (45b) §èi víi Pierson-Moskowitz B = 5,  = 1 §èi víi JONSWAP B = 3,29,  = 3,3 07,0   víi p   09,0   víi p   C¸c phæ Bretschneider, ITTC vµ ISSC lµ nh÷ng phiªn b¶n kh¸c, tÊt th¶y cã d¹ng nh phæ Pierson-Moskowitz. Phæ JONSWAP lµ thÝch hîp nhÊt ®èi víi môc ®Ých vËn 69 chuyển trầm tích, vì nó áp dụng cho các độ sâu hữu hạn, nơi sóng cảm nhận đợc đáy, và do đó trầm tích cảm nhận đợc sóng. Hình 12. Biểu đồ rời rạc chỉ ra sự phân bố liên hệ của H s và T z (in lại từ Drapper, 1991, đợc phép của Her Majestys Stationary Office) Các sóng tự nhiên hầu hết đợc mô tả chỉ bằng độ cao sóng có nghĩa H s và chu kỳ trung bình T m của chúng. Chúng đợc xác định từ moment bậc không m 0 và moment bậc hai m 2 của phổ: H s = 4m 0 1/2 (46a) T m = (m 0 /m 2 ) 1/2 . (46b) Moment m 0 là biến thiên mực nớc. Ngoại trừ vùng sóng đổ, các đại lợng này hầu hết đồng nhất với các định nghĩa trớc đây xuất phát từ việc hớng dẫn phân tích các bản ghi sóng bằng cách đếm sóng, H 1/3 ( H s ) = độ cao trung bình của 1/3 sóng lớn nhất, T z ( T m ) = chu kỳ sóng cắt không. Các đại lợng đợc sử dụng phổ biến nhất là H s và T z , và chúng sẽ đợc sử dụng tổng quát ở đây. Một số đo hữu ích khác của độ cao sóng là độ cao sóng căn bậc hai trung bình bình phơng H rms , căn bậc hai của nó là số đo trung bình tốt cho năng lợng sóng. 70 Loại trừ gần vùng sóng đổ, nó liên hệ với H s bằng quan hệ: 2/ srms HH . SC (47) Một số đo khác của chu kỳ sóng là chu kỳ đỉnh, T p = p /2 , là số nghịch đảo của tần số mà tại đó năng lợng lớn nhất trong phổ sóng xuất hiện. Quan hệ giữa T p và T z hoặc T m đợc cho về mặt lý thuyết đối với mỗi dạng phổ nh sau: Pierson-Moskowitz: T z = 0,710T p . (48a) JONSWAP: T z = 0,781T p . SC (48b) Hình 13. Quan hệ phân tán sóng Sự trải rộng hớng của sóng, sản sinh sóng đỉnh ngắn, đợc xét đến đơn giản nhất bằng cách nhân phổ không hớng (phơng trình (45a)) với hàm mở rộng Acos 2n , trong đó là hớng so với hớng truyền sóng trung bình. Giá trị đợc sử dụng phổ biến của số mũ n là n = 1. Hệ số A đợc lựa chọn sao cho năng lợng theo mọi hớng bằng tổng của phổ không hớng. Những phổ hớng phức tạp hơn đợc mô tả bởi Tucker (1991). Độ cao và chu kỳ sóng xác định từ chuỗi ghi 3 giờ có thể thể hiện trên biểu đồ rời rạc H s -T z (xem hình 12), cho ta các nhóm điều kiện sóng trong số các nhóm đã xác định trớc của H s và T z . Các chuỗi phải đủ dài (tiêu biểu là 1 hoặc nhiều năm) để một vài điều kiện bão cực trị đợc kể đến. Phân bố của H s và hớng có thể biểu thị tơng tự nh biểu đồ rời rạc. Các biểu đồ rời rạc này thể hiện chế độ sóng. Chúng rất 71 quan trọng để xác định bức tranh vận chuyển trầm tích dài hạn, có xét đến tần số xuất hiện tơng đối của các điều kiện yên lặng, bình thờng và có bão. Đôi khi chỉ một vài giá trị H s đợc biết tại một tuyến đặc trng, và cần phải đánh giá chu kỳ sóng tơng ứng. Hình 12 cho thấy T z tăng mạnh theo H s . Một phơng trình xấp xỉ quan hệ thờng xảy ra nhất của giá trị T z đối với giá trị H s cho trớc đợc dẫn ra bằng cách phân tích biểu đồ rời rạc H s -T z tại một số tuyến nớc nông là: 2/1 11 g H T s z . (49) Quan hệ này tơng ứng một cách xấp xỉ cho độ dốc sóng nớc sâu là 1/20, nh chỉ ra trên hình 12. Nhiều biểu thức lý thuyết đối với ứng suất trợt tại đáy và động lực học trầm tích đợc cho ở dạng các tham số sóng đơn điệu, thờng là biên độ vận tốc quỹ đạo tại đáy U w và chu kỳ T. Vấn đề phát sinh là phải sử dụng giá trị U w và T nào để thể hiện phổ đầy đủ trong điều kiện biển thực tế. Xấp xỉ đơn giản nhất là sử dụng sóng đơn điệu có độ cao H = H rms và T = T p . Về lý luận năng lợng, điều này tuân thủ cả mật độ năng lợng sóng và cả tần số mà tại đó năng lợng là lớn nhất. Ockenden và Soulsby (1994) cho thấy rằng dòng di đáy trung bình của trầm tích bởi phổ sóng cộng với dòng chảy có thể mô tả trong khoảng 20% về độ lớn và 10 o về hớng bằng một sóng đơn điệu có U w = 2 U rms , T = T p và lan truyền dọc theo hớng trung bình của phổ hớng, khi U rms là độ lệch chuẩn của vận tốc quỹ đạo đối với phổ. Kết quả này áp dụng cho một phạm vi rộng của điều kiện sóng, dòng chảy và trầm tích đã đợc kiểm nghiệm, ngoại trừ các trờng hợp có vận tốc dòng chảy rất nhỏ (<0,2ms -1 ). Hình dạng phổ (JONSWAP hoặc Pierson-Moskowitz) và bề rộng trải rộng hớng có hiệu ứng rất nhỏ đối với vận chuyển trầm tích trung bình. Một kết quả tơng tự, tơng đơng với sóng đơn điệu để tính toán vận chuyển trầm tích có H = H rms và T = chu kỳ sóng có nghĩa, đã đợc Fredsoe và Deigaard trình bày (1992). Một vài quan hệ đợc thực hiện trong SandCalc theo Edit-Waves-Derive. Một tập hợp chuẩn các chú giải để mô tả các tham số sóng đợc kiến nghị bởi IAHR/PIANC (1986) và đợc tuân thủ ở đây khi có thể. Một xem xét kỹ lỡng các đo đạc, phân tích và chỉnh biên sóng đại dơng đợc Tucker (1991) thực hiện. 4.3. bớc sóng Kiến thức Bớc sóng L của sóng nớc càng lớn khi chu kỳ sóng càng lớn. Bớc sóng cũng ngắn hơn khi độ sâu h giảm. Hai hiệu ứng này đợc biểu thị bằng quan hệ phân tán, thờng cho ở dạng số sóng Lk /2 và tần số góc T/2 : )khtanh(gk 2 SC (50) 72 trong đó g là gia tốc trọng trờng, và tanh là hàm tang hypécbon. Quy trình 1. Nếu biết L, và do đó là k, dễ dàng tính toán và do đó là T theo phơng trình (50). Tuy vậy, thờng biết chu kỳ sóng T, và không trực tiếp nhận đợc k hoặc L theo phơng trình (50). Bằng cách viết gh / 2 , kh phơng trình (50) trở thành: tanh . (51) Hình 13 trình bày hình vẽ theo , từ đó có thể nhận đợc và do đó theo cho trớc, và nhận đợc và do đó theo T. Phơng trình (51) có thể giải đối với với cho trớc bằng phơng pháp lặp Newton-Raphson trên máy tính. Phơng pháp này sử dụng trong SandCalc theo Waves-Wavelength-Dispersion Relation. Đối với < 0,1 (nớc nông, sóng chu kỳ dài) phơng trình (51) trở thành xấp xỉ 2/1 , trong khi với > 3 (nớc sâu, sóng chu kỳ ngắn) phơng trình (51) trở thành xấp xỉ . Chúng chuyển thành L = (gh) 1/2 T đối với nớc nông và 2/ 2 gTL đối với nớc sâu. 2. Một xấp xỉ đơn giản của G. Gilbert (thông tin cá nhân) đối với phơng trình (51), chính xác đến 0,75%, thuận tiện cho các thực hiện toán học, đợc cho bằng: )2,01( 2/1 với 1 (52a) )22exp(2,01 với 1 (52b) Ví dụ 4.1. Bớc sóng - Tính toán bớc sóng L có chu kỳ sóng T 8s và độ sâu nớc h 10m - Tính toán T/2 0,785 rads -1 - Tính toán gh / 2 0,629 - Tính toán theo phơng trình ( 52a ) 0,893 - Tính toán hk / 0,0893m -1 - Tính toán kL /2 70,4m - Bằng cách khác, với độ chính xác thấp hơn, sử dụng hình 13 để nhận đợc từ . 4.4. Vận tốc quỹ đạo sóng Kiến thức Sóng trong nớc đủ nông sản sinh một vận tốc dao động tại đáy biển, tác động lên trầm tích. Đủ nông theo khái niệm này là xấp xỉ: H < 0,1gT 2 (53a) 73 hoặc tơng tự h < 10H s (53b) trong đó h = độ sâu nớc, H s = độ cao sóng có nghĩa, T = chu kỳ sóng, g = gia tốc trọng trờng. Hình 14. Vận tốc đáy đối với sóng đơn điệu (U w T n /2H) theo (T n /T) và sóng ngẫu nhiên (U rms T n /H s ) theo (T n /T z ) Trong thực tế, hiệu ứng sóng từ các cơn bão cực trị sẽ đạt đến đáy biển trên hầu hết thềm lục địa. Trong mục này, sóng đợc giả thiết không đổ. Sóng đổ và vùng sóng đổ đợc thảo luận trong mục 4.7. Biên độ U w của vận tốc quỹ đạo sóng ngay trên đáy do sóng đơn điệu (tần số đơn) có độ cao H và chu kỳ T trong nớc có độ sâu h là: )khsinh(T H U w SC (54) trong đó sinh là hàm sin hypécbôn, Lk /2 là số sóng, và L là bớc sóng. Nh đã chỉ ra trong mục 4.3, không dễ dàng tính k. Hình 14 cho ta đờng cong có tên Đơn điệu dựa trên phơng trình (54), từ đó có thể tính toán U w trực tiếp theo các tham số đầu vào H, T, h và g theo đại lợng T n = (h/g 1/2 ). Trong biển, phổ của sóng có độ cao, chu kỳ và hớng khác nhau sẽ đợc thể hiện (xem mục 4.2). Nó phát sinh các chuỗi ngẫu nhiên theo thời gian của vận tốc quỹ đạo tại đáy biển, có thể đặc trng bởi độ lệch chuẩn của nó bằng U rms . Sóng thờng đợc đặc trng bằng độ cao sóng có nghĩa H s và chu kỳ cắt không T z . Một trong các phổ đợc sử dụng rộng rãi nhất là phổ JONSWAP (xem mục 4.2), dựa trên số lợng lớn đo đạc sóng trong Biển Bắc. Hình 14 cho ta đờng cong có tên JONSWAP, từ đó có 74 thể tính toán U rms theo các tham số đầu vào H s , T z , h và g. Đờng cong này đợc dẫn ra từ việc áp dụng phơng trình (54) từ tần số này đến tần số khác theo phổ JONSWAP và bằng cách tích phân các kết quả để nhận đợc U rms . Soulsby (1987a) đa ra một đờng cong tơng tự ở dạng chu kỳ T p tại đỉnh phổ, và thêm một đờng cong thứ 2 ứng với phổ Pierson-Moskowitz. Xấp xỉ đại số với các đờng cong trên hình 14 đợc Soulsby và Smallman (1986) thực hiện và sử dụng trong SandCalc bằng Waves-Orbital Velocity-Spectrum. Giá trị U w cho trong phơng trình (54) áp dụng cho sóng có độ dốc (= độ cao/ bớc sóng) rất nhỏ, trong trờng hợp đó độ lớn của U w là nh nhau dới đỉnh sóng và chân sóng. Vận tốc quỹ đạo dới đỉnh sóng cùng hớng với hớng lan truyền sóng và dới chân sóng là ngợc lại. Trong thực tế, sóng đáng quan tâm nhất đối với vận chuyển trầm tích sẽ có độ dốc lớn hơn. Trong trờng hợp này, vận tốc cực đại dới đỉnh U wc vẫn đợc lấy chính xác nh phơng trình (54) và hình 14, nhng vận tốc dới chân sóng U wt nhỏ hơn cỡ 1,5 hoặc thậm chí 2 lần. Một loạt các lý thuyết sóng phi tuyến đợc kiểm chứng để đề cập đến độ dốc sóng trong nớc sâu hoặc nớc nông. Chúng bao gồm: - Lời giải Stockes bậc 2 đến bậc 5, hiệu lực đối với nớc sâu hơn 0,01gT 2 . - Các lý thuyết cnoidal đối với nớc nông có độ sâu từ 0,003gT 2 đến 0,016gT 2 . - Lý thuyết hàm dòng, đối với độ sâu trong khoảng từ 0,006gT 2 đến 0,016gT 2 . - Vocoidal và covocoidal, đối với nớc nông có xét đến độ dốc đáy. Các lý thuyết sóng phi tuyến này và các lý thuyết sóng khác đợc mô tả chi tiết hơn bởi Sleath (1984), Tucker (1991), Bartrop (1990), Soulsby và nnk (1993), và Kirkgoz (1986), có cả chỉ dẫn lý thuyết nào là tốt nhất cho điều kiện nào. Đối với nhiều ứng dụng vận chuyển trầm tích, việc sử dụng lý thuyết Stockes bậc 2 là phù hợp, cho ta: h H )kh(sinh kh UU wwc 3 8 3 1 (55a) h H )kh(sinh kh UU wwt 3 8 3 1 (55b) với U w cho bằng phơng trình (54). Phơng trình (55a) tuy vậy có xu hớng cho U wc thiên lớn. Thay vào đó, sử dụng phơng pháp Isobe và Horikawa (1982) wwc UU (56a) )L/hrexp(rUU wwt 032 1 (56b) với r 2 = 3,2(H 0 /L 0 ) 0,65 và r 3 = -27log 10 (H 0 /L 0 )-17, trong đó H 0 và L 0 = gT 2 /(2 ) là độ cao sóng và bớc sóng nớc sâu. Sự bất đối xứng của vận tốc dới đỉnh và chân sóng là quan trọng đối với vận chuyển trầm tích, và có xu thế đẩy trầm tích vào bờ. 75 Quy trình 1. Để tính toán biên độ vận tốc quỹ đạo đáy đối với sóng đơn điệu (ví dụ trong máng thí nghiệm), sử dụng đờng cong đơn điệu trong hình 14. Ví dụ 4.2. Vận tốc quỹ đạo sóng đơn điệu Cho giá trị của - Độ cao sóng H 0,05m - Chu kỳ T 1,0s - Độ sâu nớc h 0,20m - Tính toán (h/g) 1/2 =T n 0,143s - Tính toán T n /T 0,143 - Sử dụng đờng cong 'đơn điệu' trong hình 14 nhận đợc U w T n /(2H) 0,183 - Tính toán 0,183 x (2H)/T n để nhận đợc biên độ vận tốc quỹ đạo đáy U w 0,128ms -1 2. Để tính toán độ lệch chuẩn của vận tốc quỹ đạo đáy dới phổ JONSWAP của sóng, sử dụng đờng cong JONSWAP trong hình 14. Ví dụ 4.3. Vận tốc quỹ đạo sóng (phổ) Cho giá trị: - Độ cao sóng có nghĩa H s 3,0m - Chu kỳ cắt không T z 8s - Độ sâu nớc h 10m - Tính toán (h/g) 1/2 = T n 1,01s - Tính toán T n /T z 0,126 - Sử dụng đờng cong 'JONSWAP' trong hình 14 nhận đợc U rms T n /(H s ) 0,205 - Tính toán 0,205 x H s /T n để nhận đợc biên độ vận tốc quỹ đạo đáy U rms 0,609ms -1 4.5. ứng suất trợt ma sát lớp đệm do sóng Kiến thức Những hiệu ứng ma sát gần đáy làm phát sinh lớp biên dao động, trong đó biên độ vận tốc quỹ đạo sóng tăng nhanh theo độ cao từ không tại đáy đến giá trị U w tại đỉnh lớp biên. Đối với đáy phẳng và vận tốc quỹ đạo tơng đối nhỏ, lớp biên có thể phân tầng, nhng thờng xuyên hơn trong các trờng hợp mà trầm tích chuyển động, nó sẽ là rối. Khi không có dòng chảy, rối bị giam hãm trong lớp biên mà đối với sóng nó chỉ có độ dày vài mm hoặc cm, ngợc lại lớp biên của dòng chảy ổn định có thể có độ dày vài m hoặc hàng chục m. Trong lớp biên sóng hiệu ứng gây ra trợt vận 76 tốc lớn hơn nhiều, làm cho ứng suất trợt tại đáy phát sinh bởi sóng với biên độ vận tốc quỹ đạo U w nhiều lần lớn hơn ứng suất phát sinh bởi dòng chảy ổn định với vận tốc trung bình độ sâu không đổi U . Nh với dòng chảy (xem mục 3.3), thuộc tính thuỷ động lực quan trọng nhất của sóng đối với mục đích vận chuyển trầm tích là ứng suất trợt tại đáy mà chúng sinh ra. Trong trờng hợp sóng dao động này có biên độ w . Nó thờng nhận đợc từ vận tốc quỹ đạo đáy U w của sóng theo hệ số ma sát sóng f w , xác định bằng: 2 2 1 www Uf . (57) Trong mục 4.5 giả thiết rằng đáy là phẳng, không có gợn cát. Đây nói chung là trờng hợp trong vùng sóng đổ, nơi dòng chảy tăng mạnh để các gợn cát tồn tại. Biên độ ứng suất trợt tổng cộng tại đáy w bằng thành phần ma sát lớp đệm ws trong trờng hợp này, và chỉ số s đợc bỏ qua (xem mục 1.4). Hệ số ma sát sóng phụ thuộc vào việc dòng chảy có phân tầng hay không, rối trơn hay rối nhám, mà đến lợt nó phụ thuộc vào số Reinolds R w và độ nhám tơng đối r: AU R w w (58a) s k A r (58b) trong đó U w = biên độ vận tốc quỹ đạo đáy 2/TUA w = đờng đi nửa quỹ đạo T = chu kỳ sóng = độ nhớt động học k s = độ nhám tơng đơng hạt cát Nikuradse. Myrhaug (1989) đa ra một quan hệ ẩn đối với f w , để sử dụng phơng trình (23a) và có hiệu lực đối với dòng chảy rối trơn, quá độ và nhám: 64,1 71,4 0262,0exp1ln)36,6ln( 32,0 2 2/1 2/1 2/1 ww ww w w fR r r fR rf f . (59) Đối với dòng chảy rối nhám, một số công thức đợc đề xuất cho hệ số ma sát đáy nhám f wr : Swart (1974): 3,0 wr f với 57,1 r SC (60a) )21,5exp(00251,0 19,0 rf wr với r > 1,57 SC (60b) Nielsen (1992) )3,65,5exp( 2,0 rf wr với mọi r SC (61) [...]... Ví dụ 4. 4 Ma sát lớp đệm đối với sóng - Đối với điều kiện sóng trong ví dụ 4. 3, ta có Hs= 3m, Tz= 8s, h = 10m, cho ta: Urms= 0,609ms-1 - Sóng đơn điệu tương đương cho ta: U w 2 0.609 = 0,861ms-1 và T = 1,281 x 8 = 10,2s - Nếu đáy là cát trơn với d50= 0 ,48 0mm, từ phương trình (25) : z0= 48 0 x 1 0-6 /12 = 4, 0 x 1 0-5 m - Vậy A = 0,861 x 10,2/2 = 1 ,40 m và phương trình (62a) cho ta: Fwr= 1,39(1 ,40 /4, 0... 1 0-5 )-0 ,52 = 0,00603 - Cũng như vậy, nếu = 1,36 x 1 0-6 m2s-1 và = 1027kgm-3, thì 78 Rw= 0,861 x 1 ,40 /(1,36 x 1 0-6 ) =8,85 x 105 - Như vậy, Rw> 5 x 105, do đó lấy hệ số rối trơn B = 0,0521, N = 0,187 - Phương trình (63) cho ta Fws= 0,0521 x (8,85 x 105 )-0 ,187 = 0,0 040 2 - Dòng chảy là rối nhám, bởi vì fwr> fws - Như vậy fw= max(fwr, fws) = 0,00603 và: 1 2 w 1027 0,00603 0,8612 2,30 Nm 2 4. 6 ứng. .. đáy do sóng w bao gồm thành phần ma sát lớp đệm ws và thành phần sức cản hình dạng wf : w ws wf ( 64) (Cũng xem thêm mục 1 .4, Khái niệm về ứng suất trượt tại đáy) Các phương pháp khác nhau để tính toán kích thước và độ nhám hiệu quả của gợn cát do sóng sinh ra được cho trong các mục 7.3 và 7 .4 Chúng cho phép tính toán giá trị z0, có thể chứa một số hạng thích ứng với hiệu ứng vận chuyển trầm tích... thức Trong hầu hết các biển nông, ngoại trừ vùng sóng đổ, nói chung đáy hình thành gợn cát Chúng có thể do sóng sinh ra (xem mục 7.3) hoặc do dòng chảy sinh ra (xem mục 7.2), nhưng trong mục này giả thiết rằng chúng do sóng sinh ra Cũng có thể hình thành các đụn cát hoặc sóng cát Như trong trường hợp dòng chảy (xem mục 3 .4) trên đáy không phẳng với vận chuyển trầm tích hạn chế, ứng suất trượt tổng... bằng cách sử dụng hình 14 (xem ví dụ 4. 3) Lấy U w 2U rms và T = Tp= 1,281Tz để biểu thị biên độ của sóng đơn điệu có cùng biến thiên vận tốc như phổ đầy đủ 3 Đối với cát phẳng đồng đều, tính toán z0 = d50/12 Đối với trầm tích không đồng đều hoặc gợn cát, lấy z0 theo bảng 7 4 Tính toán A U wT / 2 và fwr theo phương trình (62a) 5 Tính toán Rw theo phương trình (58a) và fws theo phương trình (63) với các. .. cũng như các số hạng đối với độ nhám ma sát lớp đệm (hoặc liên quan đến hạt) và độ nhám sức cản hình dạng của gợn cát Khó khăn trong việc tính toán thành phần ma sát lớp đệm thực tế của ứng suất trượt tại đáy do dòng chảy được mô tả trong mục 3 .4 cũng như đối với sóng Với cùng lý do này, thường xấp xỉ nó bằng ứng suất trượt tại đáy liên quan đến hạt (chúng ta cũng biểu thị bằng ws , và gọi là ứng suất... nhận được bằng cách sử dụng giá trị z0= d50/12 trong các tính toán ma sát Điều hợp lý là ở chỗ đại lượng ws có thể tính toán tương đối dễ, không phải hoài nghi và có thể phục vụ như một biến độc lập mà các biến phụ thuộc như kích thước gợn cát và nồng độ trầm tích tham chiếu có thể liên quan đến Quy trình 1 Việc tính toán ứng suất trượt tổng cộng tại đáy do sóng được thực hiện theo cùng cách như đối... (Fredsoe và Deigaard , 1992), B= 0, 045 0, N=0,175 (Myrhaug,1995) Bảng 8 Phân tích sai số việc làm khớp phương trình (59) - (62) Công thức Phương trình 10% 20% 50% Myrhaug 59 9 16 36 Swart 60a, 60b 5 18 39 Nielsen 61 15 23 37 Soulsby 62a, 62b 19 27 42 Quy trình 1 Đối với sóng đơn điệu, tính toán Uw theo độ cao sóng H và chu kỳ T bằng cách sử dụng hình 14 (xem ví dụ 4. 2) 2 Đối với phổ tự nhiên của sóng,... mô tả trong mục 4. 5, nhưng với giá trị z0 có kể đến thành phần sức cản hình dạng và thành phần vận chuyển 79 2 SandCalc cung cấp các phương pháp sau đây theo Hydrodynamics- WaveTotal Shear-stress: Raudikivi: tính toán r và r bằng phương pháp Nielsen (1992) (phương trình (89)), z0 bằng phương pháp của Raudikivi (1988) (phương trình (90) và (93)), fwr bằng phương pháp của Swart (19 74) (phương trình... phương trình (57) 3 Minh hoạ quy trình tính toán ứng suất trượt tổng cộng tại đáy do sóng được cho trong ví dụ 7.5 4. 7 sóng đổ Kiến thức Vận chuyển trầm tích mạnh nhất trong vùng ven bờ thường thấy dưới các sóng đổ, hoặc trong vùng sóng đổ trên bãi hoặc trên bờ cát Bởi vì các quá trình trong vùng sóng đổ rất phức tạp và chưa được hiểu kỹ, thực tế chung là sử dụng kết quả theo sóng không đổ ở đây, mặc dù . 10 -5 m. - Vậy A = 0,861 x 10,2/2 = 1 ,40 m và phơng trình (62a) cho ta: F wr = 1,39(1 ,40 /4, 0 x 10 -5 ) -0 ,52 = 0,00603 - Cũng nh vậy, nếu = 1,36 x 10 -6 m 2 s -1 và = 1027kgm -3 ,. 10m - Tính toán T/2 0,785 rads -1 - Tính toán gh / 2 0,629 - Tính toán theo phơng trình ( 52a ) 0,893 - Tính toán hk / 0,0893m -1 - Tính toán kL /2 70,4m - Bằng cách. 0,609ms -1 . - Sóng đơn điệu tơng đơng cho ta: 609.02 w U = 0,861ms -1 và T = 1,281 x 8 = 10,2s. - Nếu đáy là cát trơn với d 50 = 0 ,48 0mm, từ phơng trình (25) : z 0 = 48 0 x 10 -6 /12 = 4, 0