海岸广义水文学教学课件

第六章第六章 海海 浪浪 第一节 海浪要素和分类n1）海浪要素海浪要素海洋中的波浪是海水运动形式之一，它的产生是外力、重力与海水表面张力共同作用的结果。本章将主要论述由风引起的重力波，它是风浪、涌浪和近岸波浪的总称。风浪风浪主要是指在风直接作用下产生的波浪。涌浪涌浪指风停止、转向或离开风区传播至无风水域的波浪。涌浪传播到浅水区，由于受到水深和地形变化的影响，发生变形，出现波浪的折射、绕射和破碎而形成近岸波浪近岸波浪。n波峰波峰：波浪剖面高出静水面的部分，最高点称为波峰顶。n波谷波谷：波浪剖面低于静水面的部分，最低点称为波谷底。n波峰线波峰线：垂直波浪传播方向上各波峰顶的连线。n波向线波向线：与波峰线正交的线，即波浪传播方向。n波高波高：相邻波峰顶和波谷底之间的垂直距离，通常以H表 示，单位以米（m）计。在我国台湾海峡曾记录到波高达 15m的巨浪。n波长波长：两相邻波峰顶（或波谷底）之间的水平距离，通 常以L表示，单位以米（m）计。海浪的波长可达上百 米，而潮波的波长则可达数公里。n周期周期：波浪起伏一次所需的时间，或相邻两波峰顶通过 空间固定点所经历的时间间隔，通常以T表示，单位以秒（s）计。在我国沿海波浪周期一般为48s，曾记录到周 期为20s的长浪。n波徒波徒：波高与波长之比，通常以 表示，即 。海洋上常见的波徒范围在1/101/30之间。波徒的倒数称 为波坦。n波速波速：波形移动的速度，通常以C表示，它等于波长除以 周期，即C=L/T,单位以米/秒（m/s）计。强制波强制波指引起波浪的扰动力 连续作用于水面，波动性质 依赖于扰动力性质的波动。在风直接作用下产生的风浪 就是一种强制波，其外形相 对于垂直轴是不对称的，见 图6-2，波浪的背风面较迎 风面为陡。自由波自由波指扰动力消失后在重力作用下继续传播的波浪，其性质已不完全依赖于原有的扰动力。如风停止后海面 上继续存在的波浪或离开风区传播至无风水域上的涌浪 就是一种自由波。涌浪的外形比较规则，波面光滑。混合浪混合浪指海面上风浪与风区外传播来的涌浪相迭加而成 的波浪。2 2）海浪分类）海浪分类（1 1）强制波、自由波和混合浪）强制波、自由波和混合浪（2）毛细波、重力波和长周期波毛细波、重力波和长周期波 按使海水水质点在运动过程中恢复到平衡位置 的复原力的性质对波浪进行分类。复原力以表 面张力为主时称为毛细波毛细波或表面张力波，如海 面上刚起风，或风力很小时海面上出现的微小 皱曲的涟波就是毛细波，其周期常小于1s。当 波浪尺度较大时，水质点恢复平衡位置的力主 要是重力，这种波浪称为重力波重力波，如风浪、浪 涌、地震以及船行波等。长周期波长周期波主要指日、月引力造成的潮波，还包括大洋涌浪、海湾风 壅振荡等周期较长的波动，其复原力是重力及 科氏力。（3）不规则波和规则波不规则波和规则波海面上接踵而来的各个波浪的波浪要素是不断变化的，是一种不规则的随机现象，这样的波浪称为不规则波不规则波。（。（图6-3）为了便于研究波浪运动，将实际的不规则海浪序列用一个理想的各个波的波浪要素均相等的波浪系列来代替，这种理想的波浪称为规则波规则波，如实验室内用人工方法产生的规则波。海上涌浪也接近规则波。（4）长峰波和短峰波长峰波和短峰波 在海面上可清楚地看到一个个接踵而来的波峰和波谷，波峰线是一些很长的，几乎互相平行的直线时，这种波 浪称为长峰波长峰波或二维波。涌浪就是一种长峰波。在大风作用下，波峰线难以辨别，波峰和波谷如棋盘格 般交替出现，这种波浪称为短峰波短峰波或三维波。风浪通常 为短峰波。（5）前进波和驻波前进波和驻波 海面上形成的波峰线向前或向岸传播的波浪称为前进波前进波。驻波驻波（或称立波）是波形不向前传播，波峰和波谷在原 地作周期性升降的波浪，它是前进波遇到海岸陡崖或直 墙式建筑物后反射回去与前进波相互干涉的结果，此时 驻波的波高是前进波的两倍。（6）深水前进波和浅水前进波深水前进波和浅水前进波 在水深d大于半波长的水域中传播的波浪称为深水前进波深水前进波（简称深水 波）。深水波不受海底的影响，其水质点运动轨迹接近于圆形，且波 动主要集中于海面以下一定深度的水层内，又常称为短波。当深水波传至水深d小于半波长的水域时，称为浅水前进波浅水前进波（简称浅水 波）。浅水波受海底摩擦的影响，水质点运动轨迹接近于椭圆，且水 深相对于波长较小，故又称长波。根据微幅波理论（线性理论），规则深水波的波速、波 长和周期的相互关系如下：规则浅水波的波速、波长和周期的相互关系为 式中：g 重力加速度m/s；d 水深m；以正切双曲线函数表示的浅水因子。式中凡带脚标“0”者 表示深水波要素，不带脚标者表示浅水波要素。观测表明，波浪由深 水传入浅水后，周期不变，即（7）振荡波和推移波 在一个波周期内，水质点 运动的轨迹是封闭的或接 近于封闭，即水质点仅在 原地作振荡运动，这种波 动称为振荡波。而在一个 波周期内，水质点有明显 位移，称为推移波。根据波浪行近海岸时的变化，对于坡度较缓的海滩，近岸水域按不同水深可大致划分为四个区域，即深水区、浅水区、击岸波区及岸边区，如图6-4所示。事实上，由于波浪的不规则性，确切地划分各个区域的分界位置是不可能的，图片所示的是根据理想规则波确定的。图中 表示波浪破碎处水深，对应的波高称为破碎波高，以 表示。第二第二节 风况基况基础知知识n1）风的形成及类型 在热能向动能转换产生大气运动的过程中，必定包含大 气的水平及上下升降运动。大气运动的主要原因是水平 和垂直方向上气压差的存在。空气在水平方向上的气压 差形成的水平运动，称为风，因此气压随时间和空间的 分布及其变化就成为分析风速、风向及其变化必须掌握 的资料，从而也是研究海浪的形成及其变化的基础。地球表面上的气压分布是不均匀的，气压场受温度、高 度及其它因素的影响而在随时随地变化着。在气压场 中，用来表示各种气压形势的方法有两种：一种是在等 高面上用等压线表示气压分布；另一种是在等压面上用 等高线表示。n所谓地面天气图地面天气图就是由气象部门绘制的地（海）面上的各气象要素的实况分布图，它的资料主要来自陆上和岛屿上的气象台站以及海上船舶观测的资料。一般每天四次将各台站北京时间02、08、14和20时的定时观测资料分别标在专用的地图上绘制而成。在空白地图上把某一时刻气压观测值相等的各个点联成线，称为等压线，它表明地（海）面上当时气压的分布。见图6-5。n地面天气图上低气压中心一般用D字表示，称为气旋气旋；高气压中心用G字表示，称为反气旋反气旋；符号表示台风中心。在等压线图上，相邻等压线的气压差值是一个定值，一般为250Pa或500Pa，所以等压线的疏密程度表示了单位距离内气压差的大小，称为气压梯度气压梯度。由此可见，天气图上等压线分布愈密集，表示那里风速愈大；反之，等压线分布愈稀，表示那里风速愈小。n空气运动的主要原因是水平气压梯度的存在和维持，而 控制近地面空气水平运动（风）的因素有四个：即作用 在空气微团上的气压梯度力、地球自转形成的地转偏向 力，即科氏力、离心力和摩擦力。（1）气压梯度力气压梯度力 气压梯度可分为水平和垂直两个分量，但垂直分量几乎和 重力相平衡，可忽略不计，故水平气压梯度是空气运动的 起动力，它使空气从较高的气压区流向较低的气压区，而 其它的力则阻止空气直接穿越等压线运动。单位质量的气压梯度G的数学表达式为 式中：空气密度，当气温为0，气压为101325Pa时 ；水平面上气压差为 （定值）的两条等压线之间的 垂直距离。气压梯度愈大（愈小），风速就愈大。（2）地转偏向力地转偏向力（科氏力）所谓地转偏向力就是地球自转对运动着的空气所产生 的一种惯性力。单位质量所受的地转偏向力A的表达式 为 式中：地球自转角速度（）地理纬度；U 空气水平运动的速度（风速）；科氏参数，常以f表示。（3）离心力离心力 如果等压线不是直线而是曲线，例如低压或高压的封闭等 压线。这时空气微团还将受到指向转动中心的加速度力作 用，即沿半径向外作用的离心力。单位质量的空气所受的 离心力C为 式中：r曲率半径。空气在气压梯度力、地转偏向力和惯性离心力三种力作用 下，速度和方向不断改变，当三种力达到相对平衡时，进 入稳定状态，空气保持等速运动，这时的风称为梯度风。（4）摩擦力摩擦力 在自由大气以下的摩擦层内，空气运动受摩擦力作用，随 高度下降，风速将逐渐减小，风向发生偏转，它逐渐偏离 等压线方向，愈来愈接近气压梯度的方向，即穿越等压线 指向低压区。n2）我国近海风况的特点（1）季风季风 由于海陆间热力差异为主导因素，随着季节变化而引起 高、低压中心和风带的移动，形成冬、夏两季盛行方向 几乎相反的风，夏季由海向陆吹，冬季由陆向海吹，称 为季风。（2）寒潮大风寒潮大风 中央气象台规定：冷空气入侵后，气温在24h内降低 10以上，且最低气温降至5以下，称为寒潮，它是 我国冬季主要的天气过程之一，一般持续35天。（3）台风台风 台风就是热带气旋。中央气象台把热带气旋按中心最大 风力分为四级：中心风力8级以下称为热带低压；89级 称为热带风暴；1011级称为强热带风暴；12级及以上 称为台风。台风还有一个特征，即在台风中心有一个眼区，称为台 风眼。这里风势突然减小，甚至无风，气压降至最低点。台风眼直径大小不一，自1040km不等。由于有台风眼 的存在，台风最大风速不出现在中心，而出现在离中心 某一距离R为半径的圆周上。图中坐标原点表示台风中心，U为距离中心任意r处的风速，为最大风速，R为自台风中心至出现 处的距离，称为最大风速半径。最大风速的通用公式 m/s式中：，以帕（Pa）计；台风中心气压；台风最外围封闭等压线的气压值；k 经验系数，随海区而异，经我国科学工作者研究，南海海区k值的变化范围在5.67.2内，且发现k值有随纬度的增加而减小的趋势，在上海地区k=5.7，在莺歌海k=6.5。n最大风速半径R反映台风气压分布的陡度，R 越大，风速也愈大（rR处），它对于每场台 风及不同时间是变化着的。R值可按由气压场 模式推导出的公式计算如下 式中：P台风区域内任一测站的气压；r该测站离台风中心的距离。n3）风况观测风的特征常用风速风速和风向风向两个量来表示。风速是空气在单位时间内所流过的水平距离，单位一般用米/秒（m/s）、公里/时（km/h）或海里/时（n mile/h）表示。风向指风吹来的方向，一般用16个方位表示。16个方位与度数的换算关系见表6-2，无风时用C表示。在陆地上，测风站应设置在空旷、不受建筑物影响的地点。我国风况观测一般采用自动记录的电接式风向风速仪仪器该仪器由风速感应器、风向感应器、指示器和记录器组成。在地面天气图上，各台站某时的实测风速、风向以符号标明，见图6-5。需指出的是：国家气象局所属气象站的月报表是每日四次定时（北京时02、08、14、20）整编的，而国家海洋局所属的水文站的测风与波浪观测同步，每日也是四次，时间是白天的08、11、14、17时，原因是主要受目前所使用的测波仪功能的限制。电接式风向风速仪电接式风向风速仪幻灯片幻灯片 2020n4)测风资料的整理 收集到气象台站或水文站的测风资料经统计整理后，绘 制成各种风况图，因其图形似花朵，又称风况玫瑰图。所谓风况图是指用来表达风的时间段、风速、风向和出 现频率四个量的缝补情况图。风况图一般按16个方位绘 制。（1）风向频率玫瑰图 将收集到的多年测风资料（每日四次）分方向统计后，用百分数表示出各风向的出现频率，并以一定比例绘在 极坐标上。为在风向频率玫瑰图上同时反映出各级风的出现频率，统计风向时分风级进行，见表6-4（P91），然后将表中各向大于等于某级风（通常以6级风为界）的次数相加，并以全部观测次数除之，在图上用斜线划分出来，见图6-11。由风向频率玫瑰图可判断出该地区某时段内出现频率最高的风向，即常风向以及大风的风向，如图6-11所示，表明某地区常风向为ENE及E，同时也是大风风向。(2)最大风速玫瑰图 从多年的观测资料中找 出各个方向上多年内的 最大风速，以一定比例 绘于极坐标上而成，见 图6-12。由最大风速玫 瑰图可判断当地风力最 大的强风向，如图所示 该地区强风向为ENE、E 及SSE，最大风速都达到40m/s.n我国海港工程技术规范规定：对于波浪推算采用的标准 是海面上10m高度处2min风速的平均值；对于港口建筑物 设计采用的标准是海面上10m高度处10min风速的平均值。n当所取得的资料不符合这些标准时，就需要进行风速的 高度换算和时距换算。风速的高度换算 由于地面摩擦的影响，摩擦层内近地面处的空气运动较 为复杂：风向逐渐偏离等压线方向，而风速，即使气压 场随高度不变化，其垂直分布也是变化的，即随高度降 低，风速逐渐减小。一般认为在近地（海）面处，风速 沿高度的变化规律接近于对数律；从海面以上100M至摩 擦层顶，如气压场随高度无明显变化，则风速沿高度的 变化规律接近于乘幂规律。用对数表示，近地（海）面处不同高程上风速的比值关系为 （6-15）式中：分别为高程 、处的风速；地（海）面粗糙度，对地面取0.03m，海面取0.003m。由式（6-15），按测风仪所处地面或海面确定粗糙度 后，已知测风仪所在高度 测得风速 ，就可换算任意高程 处的对应风速 。为方便使用，按上式可得离地（海）面10m处的风速 与离地（海）面任意 处的风速 的关系为 （6-16）式中：风速高度换算系数。对于陆地上的台站，计算出的 值列于表 6-5。（P93）海面以上100m至摩擦层顶，风速沿高度的变化规律为 （6-17）式中：与气温沿垂线变化有关的指数，其值在01范围内。对于开敞海域及海面风速较大的情况下，可采=0.130.15，此时式（6-17）与式（6-15）在100m高度处基本衔接。在水平气压梯度相同的情况下，海面上的风速一般说来要比陆上风速为大，为此将岸上离地面10m处的风速乘以一个大于1的系数式中：K海面风速增大系数。由上式可见，K值除主要与陆上岸站与海岛上气象站的距离有关外，还与风速大小及风向有关。K值变化的一般规律为：离海岸线远的海面K值大，反之离海岸近K值小；陆上风速小时K值大，陆上风速大时K值小；离岸风（风向从陆地吹到海上）比向岸风（风向从海上吹到陆地）的K值大。风速的时距换算即使在气压场很稳定的情况下，风速也是不稳定的，具有很大的脉动性，因此风速的取值常用在一定时间间隔内的平均值来代表，该指定的时间间隔称为时距。在我国的工程设计中，常用的时距有10min和2min两种，相应的风速分别称为时距10min的平均风速 和时距2min的平均风速 ，前者用于风荷载计算，后者用于波浪推算。同一风况条件下时距取值不同，风速也不同，时距愈小，相应风速值愈大，因此，在收集风速资料时，必须注意该风速取值时所采用的时距。不同时距风速的换算通过平行观测的定时和自记的风速记录进行相关分析求得，经部分资料统计得 当无实测对比资料时，此值可参考使用。第三第三节 海浪海浪观测n1)波浪观测的方法 为了掌握筑港地区的波浪状况，最可靠的办法是进行现场 观测。测波仪根据其工作原理大致可分为：岸用光学测波仪、压 力式测波仪、声学测波仪、测波杆、船舷测波仪、遥测重 力测波仪以及还未形成标准产品的激光测波仪等。（1）岸用光学测波仪 波浪观测的项目和要求 我国国家海洋局颁布的“海滨观测规范”规定：海浪观测 的项目有海况、波型、波向、波高和周期，同时观测风速、风向和水深。海况是指在风力作用下海面外貌特征，共分为十级，根据 图、表与海面对照确定，见表6-7。（P95）波型波型指波浪形态，分风浪、涌浪和混合浪。风浪记为F；涌 浪记为U；混合浪以风浪为主时记为F/U，以涌浪为主时记 U/F；风、涌浪并存相差不大时记为FU；无浪时记为C或空白。波向波向和风向一样，指波浪的来向，用16个方位记录，见表 6-2（P89）。当海面浪向难以辨别时，记为*。风浪和涌浪 并存时，需对两者的波向分别观测记录。由于海浪是不规则波，规范制定了严格的观测程序观测程序：应首先 进行波浪周期的观测，分3次连续进行。每次用秒表测出10个 连续波（即11个波峰顶）经过一固定点（即测波浮筒顶端）的时间，用30除以3次观测得的时间之和，则得平均周期，单 位为秒（s），精确到0.1s。取上述算出的平均周期的100倍，作为该次波高的观测时间长度，然后在该时间段内，观测记 录下15-20个大波波高，从中选出10个最大者加以平均，得平 均值,记为 ，单位为（m），精确0.1m，最后从这10个波 中选出最大值记录下来。观测记录填入日报表中，经分析计 算填入月报表中，再经统计汇总至年报表中。工程设计中常 需查阅的是月报表。浮筒及液位浮筒及液位计观测方法设置在岸坡上的岸用光学测波仪由配有透视网格的单筒望远镜和带有水准仪的分度盘组成，透视网格见图6-14.透视网格正中垂线为测距标尺，以km表示；B为波高标尺，B=0.5指每格代表0.5m；H=10m指要求仪器的光学轴高程离海平面的设置高度为10m；上端横线为海天分界线；F为物镜焦距；斜线供测漂流速用。n测波仪浮筒设置在水深足够且海面开阔的海滨地区。浮筒 与岸上测波仪的水平距离为仪器所要求的设置高度20倍左 右。我国生产的岸用测波仪有3种，其设置高度分别为10m、20m和40m。浮筒顶上安装照明灯，可定时点亮供晚间观测。n观测时浮筒跳动一次的时间间隔就是周期；浮筒杆顶端在 波高标尺上的跳动格数乘以波高标尺B值就是波高；使视线 平行于波峰线，转动90后即为波向线，由罗盘读取波向。n设置仪器时，因受地形限制，实际的设置高度不可能正好 等于所要求的设置高度h，且潮位时刻变化，浮筒也随之涨 落，故所得的波高应乘以订正系数 ，就是实际设 置高度，它与仪器高程及各时刻潮位有关。n岸用光学测波仪每天4次定时（京时08、11、14、17）进 行观测，如大浪出现在夜间或雾天可能漏测，这是该类仪 器最大缺点之一。其次，海上表层海流和风都能使测波浮 筒发生偏移，影响测量精度。但该类仪器结构简单、操作 方便、价格低廉，我国沿岸台站30余年的波浪资料基本上 都是用它观测的，对它有所了解，利于正确使用观测记录。(2)遥测重力测波仪 遥测重力测波仪是60年代逐渐发展起来的新型测波仪器，它分为船用和浮标用两类。浮标用的重力测波仪又称测 波浮标，这类仪器由海上、陆上两大部分组成。遥测波浪仪的工作原理是利用测量波面水质点运动的加 速度的办法来实现测量波高的，它利用安装在浮标内或 浮标下的重力加速度计来反映海面水质点的运动。海面 质点（浮标）在不同的时刻具有不同的重力加速度，为 此只需把测得的反映重力加速度大小的频率信号经过二 次电路积分，就可获得相应的波浪高度信号。积分器输 出的相应于波高的电压信号，输入到压控振荡器，从而 得到相应于波高的频率输出，并作为调制信号来调制发 射机载波，再通过发射天线把信号发到岸站。n遥控测波仪的工作方式是由时钟控制定时记录，如每 3h、4h或6h记录一次，每次1530min。n测波输出资料除波形曲线外，经微处理机处理后还给 出波浪的各种特征值，如平均波高 、平均周期 、最大波高 、最大周期 等及波浪频率谱以至方 向谱等。遥控测波仪的优点是自动化程度高、适应性强、不受 天气影响，可获得大风浪时的资料；其缺点是成本高、维修费用大、浮标易丢失或受损、有些仪器还不能给 出波向。因此，目前在我国这类仪器还仅局限于海洋 调查和筑港地区的临时观测站使用。（3）压力式测波仪压力式测波仪的基本原理是利用海面波动时所形成的不同水柱压力差来测定波高的。其特点是采用差动式压力变换器。在它的一侧感受总的静水压力，其时各种周期性的波动由低通过滤器滤去，而另一侧则感受总的水柱压力加上波浪压力，两者之差即为波浪信息，该信息与由潮汐变化、大气压力变化等所引起的水柱变化无关。n为弥补沿海台站的不足，在沿海航行的我国船舶每天四次定时将所在水域的水文气象资料向岸台发报，称为船舶报。n船舶报的内容包括：观测时船舶所在海域的经、纬度、风速和风向、波高、周期和波向。如船上备有测波仪，则能分别给出风浪波高、涌浪波高和各自的波向；如无测波仪器，则采用目测，即按海面征象，根据表6-3的风力等级表，按波级记录。各个波级的波高范围见表6-8（P99）。船舶报资料的有点是地域范围广泛；缺点是观测不定点、不连续、不定期。二、海浪二、海浪资料的整理料的整理n对于用岸用光学测波仪观测记录的月报表中，其内容包 括当月每日四次定时记录的风速、风向、海况（级）、波型、风浪向、涌浪向、周期、波高、最大波高和测波 点水深。应指出的是：报表中的报表中的“周期周期”指平均周期；指平均周期；“波高波高”指连续指连续100100个波中，按波高从大到小排列，前个波中，按波高从大到小排列，前1010 个大波的平均值；而个大波的平均值；而“最大波高最大波高”指指100100个波高中的最大个波高中的最大 值，使用时应特别注意值，使用时应特别注意。n表示某海区各向各级波浪出现频率及其大小的图称为波 浪玫瑰图。为绘制波浪玫瑰图应对海区多年的波浪观测 资料进行统计整理，先将波高或周期分级，一般波高可 每间隔0.5-1m为一级，周期每间隔1s为一级，然后从月 报表中统计各向各级波高或周期的出现次数，并除以统 计期间的总观测次数，即得频率。n为得到可靠的波浪玫瑰图，一般需1-3年的连续资料，或 选择有代表性的典型年份的资料，见表6-9（P101），表 中m为出现次数；P为频率以%计。n波高玫瑰图有多种绘制方法，图6-16所示则为其中一种，同理可绘制出相应的周期频率玫瑰图。波浪玫瑰图也可以 根据工程施工、营运等需要，分别按月或季节绘制。采采样原原则 1）避免同年同月同日的两次记录作为样本 2）相同条件下取大值作为记录以保证安全 3）避开缺乏代表性的异常记录 *在此基础上取在此基础上取2-42-4个样本年的记录，绘制出的玫瑰图个样本年的记录，绘制出的玫瑰图才是比较可靠的才是比较可靠的第四第四节 海浪要素海浪要素统计不不规则波之波形波之波形不规则波之波浪要素定义不规则波之波浪要素定义：通过遥测重力测波仪获取曲线如下，属不规则波。通过遥测重力测波仪获取曲线如下，属不规则波。横轴横轴-时间轴，静水面；时间轴，静水面；纵轴纵轴-波面相对于静水面的垂直位移；波面相对于静水面的垂直位移；下跨零点下跨零点-波面自上而下跨过横轴的交点波面自上而下跨过横轴的交点(点点3 3、6)6)；上跨零点上跨零点-波面自下而上跨过横轴的交点波面自下而上跨过横轴的交点(点点0 0、9)9)；周期周期-相邻两个上相邻两个上(下下)跨零点间的时间间隔跨零点间的时间间隔平均周期平均周期-各不等周期的均值各不等周期的均值波峰顶、波谷底波峰顶、波谷底-一周期内波面的最高一周期内波面的最高(低低)波高波高-波峰顶、波谷底之间的垂直距离波峰顶、波谷底之间的垂直距离平均波高平均波高-各波高之均值各波高之均值不规则波之波形不规则波之波形*大数定律下，上跨零点与下跨零点定义之波浪要素，均值基本相同不规则波情况下，长、短波方程不适用，由Neumann 谱可得平均周期 与平均波长关系如下：不不规则波的波的平均周期与平均波平均周期与平均波长不不规则波的随机性波的随机性在任意波浪系列中，波浪大小具有偶然性，是一随机事件。则波高及波长即为随机事件中的随机样本（如同水位、流量等样本）波浪要素直方波浪要素直方图绘制制波浪随机数字特征之均值：波高均值：周期均值：波高模比系数：N-样本总数以“波高”为例平均频率直方图绘制步骤：1、确定组距2、确定各组距上、下限3、统计各组波高出现次数4、计算各组波高的区间频率*平均波高附近出平均波高附近出现波高次数多，两端少波高次数多，两端少5、计算平均频率*平均频率假定：组距内各波高出现机会相等、且组距内各波高出现总频率等于区间频率6、以模比系数 为纵坐标，平均频率为横坐标，成图。波高平均波高平均频率直方率直方图特征特征1、各矩形面积即为各组区间频率2、各矩形面积总和为“1”3、组距 ，则直方图趋于曲线，且曲线与纵轴包围面积为“1”4、组距 ，横坐标转化为频率密度，曲线称为频率密度曲线5、波高频率密度曲线“两头小、中间大”波高累波高累积频率直方率直方图波高累计频率：波浪系列中大于等于某一波高的机会；当 ，累计频率直方图转化为累计频率曲线。波浪系列波浪系列统计要点要点1、波列统计一般可取用连续的100-150个样本，经历时间约为10-20min;2、波列样本过少，统计结果不稳定3、波列样本过多，不能保证样本一致性 更多精品资请访问更多精品资请访问 更多品资源请访问更多品资源请访问