Tiêu chuẩn quốc gia TCVN 6170-2:2017 về Giàn cố định trên biển - Phần 2: Điều kiện và tải trọng môi trường

TIÊU CHUẨN QUỐC GIA

TCVN 6170-2:2017

GIÀN CỐ ĐỊNH TRÊN BIỂN - PHẦN 2: ĐIỀU KIỆN VÀ TẢI TRỌNG MÔI TRƯỜNG

Fixed offshore platforms - Part 2: Environmental conditions and environmental loads

Lời nói đầu

TCVN 6170-2: 2017 thay thế TCVN 6170-2: 1996.

TCVN 6170-2: 2017 do Cục Đăng kiểm Việt Nam biên soạn, Bộ Giao thông vận tải đề nghị, Tổng cục Tiêu chuẩn Đo lường Chất lượng thẩm định, Bộ Khoa học và Công nghệ công bố.

Bộ TCVN 6170 gồm 12 phần:

TCVN 6170-1: 2017 Giàn cố định trên biển - Phần 1: Quy định chung;

TCVN 6170-2: 2017 Giàn cố định trên biển - Phần 2: Điều kiện và tải trọng môi trường;

TCVN 6170-3: 2017 Giàn cố định trên biển - Phần 3: Tải trọng thiết kế;

TCVN 6170-4: 2017 Giàn cố định trên biển - Phần 4: Thiết kế kết cấu thép;

TCVN 6170-5: 1999 Công trình biển cố định - Kết cấu - Phần 5: Thiết kế kết cấu hợp kim nhôm;

TCVN 6170-6: 1999 Công trình biển cố định - Kết cấu - Phần 6: Thiết kế kết cấu bê tông cốt thép;

TCVN 6170-7: 1999 Công trình biển di động - Kết cấu - Phần 7: Thiết kế móng;

TCVN 6170-8: 1999 Công trình biển cố định - Kết cấu - Phần 8: Hệ thống chống ăn mòn;

TCVN 6170-9: 2000 Công trình biển cố định - Phần 9: Kết cấu - Giàn thép kiểu jacket;

TCVN 6170-10: 2000 Công trình biển cố định - Phần 10: Kết cấu - Giàn trọng lực bê tông;

TCVN 6170-11: 2002 Công trình biển cố định - Kết cấu - Phần 11: Chế tạo;

TCVN 6170-12: 2002 Công trình biển cố định - Kết cấu - Phần 12: Vận chuyển và lắp dựng.

GIÀN CỐ ĐỊNH TRÊN BIỂN - PHẦN 2: ĐIỀU KIỆN VÀ TẢI TRỌNG MÔI TRƯỜNG

Fixed offshore platforms - Part 2: Environmental conditions and environmental loads

1  Phạm vi áp dụng

Tiêu chuẩn này quy định các yêu cầu chung cho việc mô hình hóa, phân tích và dự báo điều kiện môi trường cũng như tính toán các tải trọng môi trường gây ra do gió, sóng và dòng chảy tác động lên giàn cố định trên biển (sau đây gọi tắt là giàn).

Tiêu chuẩn này đưa ra các tiêu chuẩn thiết kế hợp lý và đánh giá các tải trọng lên kết cấu giàn cố định trên biển chịu tác động của gió, sóng và dòng chảy.

Tiêu chuẩn này là cơ sở kỹ thuật áp dụng cho các giai đoạn: thiết kế, lắp đặt giàn cố định trên biển.

2  Tài liệu viện dẫn

Các tài liệu viện dẫn sau rất cần thiết cho việc áp dụng Tiêu chuẩn này. Đối với các tài liệu viện dẫn ghi năm công bố thì áp dụng phiên bản được nêu. Đối với các tài liệu viện dẫn không ghi năm công bố thì áp dụng phiên bản mới nhất, bao gồm cả các sửa đổi, bổ sung (nếu có).

TCVN 6170-1:2017 Giàn cố định trên biển - Phần 1: Quy định chung

TCVN 6170-3:2017 Giàn cố định trên biển - Phần 3: Tải trọng thiết kế

TCVN 6170-4:2017 Giàn cố định trên biển - Phần 4: Thiết kế kết cấu thép

Recommended Practice DNV-RP-C205 Environmental Conditions and Environmental Loads

3  Chữ viết tắt

4  Quy định chung

4.1  Điều kiện môi trường.

4.1.1  Điều kiện môi trường bao gồm các hiện tượng tự nhiên, làm ảnh hưởng đến độ bền, độ ổn định của công trình hoặc ảnh hưởng đến các hoạt động hàng hải. Tiêu chuẩn này quy định phương pháp xác định các hiện tượng chủ yếu tác động lên giàn là:

- Gió

- Sóng

- Dòng chảy

- Triều

4.1.2  Tiêu chuẩn này không đề cập đến một số hiện tượng môi trường khác do mỗi hiện tượng chỉ gây ra tác động rõ rệt tùy thuộc vào loại hình kết cấu và điều kiện khai thác cụ thể, bao gồm:

- Băng

- Động đất

- Điều kiện nền đất

- Nhiệt độ

- Hà biển

- Tầm nhìn

4.1.3  Hiện tượng môi trường thường được thể hiện theo các số liệu thống kê. Các số liệu này chỉ ra các điều kiện cực hạn cũng như trong quá trình thay đổi dài hay ngắn hạn. Nếu có được dãy số liệu đủ tin cậy, các hiện tượng tự nhiên có thể được mô tả bằng phương pháp xác suất chung (Joint probability).

4.1.4  Dữ liệu thiết kế môi trường được thu thập hoặc tham chiếu theo khu vực địa lý nơi công trình được lắp đặt hoặc nơi có hoạt động khai thác.

4.1.5  Dữ liệu thiết kế được sử dụng làm một cơ sở cho thiết kế và đánh giá hoạt động phải lấy trong một khoảng thời gian đủ dài. Đối với những giàn hoạt động trong một thời gian hạn chế, sự thay đổi theo mùa phải đưa vào trong tính toán. Các dữ liệu khí tượng và hải dương được ghi lại trong 20 năm phải có sẵn. Nếu dữ liệu được ghi lại trong khoảng thời gian ngắn không đảm bảo, dữ liệu đó phải được đưa vào phân tích.

4.2  Tải trọng môi trường

Tải trọng môi trường là tải trọng do các hiện tượng môi trường gây ra.

Tải trọng môi trường sử dụng cho thiết kế phải dựa trên các dữ liệu môi trường tại các vị trí xây dựng cụ thể và phạm vi nơi có hoạt động diễn ra. Tải trọng này được xác định bằng việc sử dụng các lý thuyết tương đương áp dụng cho từng hiện tượng môi trường, từng loại, kích cỡ, hình dạng công trình và các phản ứng đặc trưng xảy ra trong quá trình chịu tải trọng.

5  Điều kiện gió

5.1  Quy định chung

5.1.1  Tổng quát

Tốc độ gió thay đổi theo thời gian và chiều cao trên mặt đất hoặc trên mặt nước biển. Vì thế, thời gian trung bình và chiều cao tham chiếu phải được xác định.

Chiều cao tham chiếu H = 10 m trên mực nước biển thường được sử dụng. Thời gian trung bình thường lấy theo 1 phút, 10 phút và 1 giờ. Vận tốc gió trung bình trong 1 phút thường được đưa vào trong tính toán thiết kế (được xem như là tốc độ gió duy trì).

5.1.2  Các thông số gió

5.1.2.1  Gió được xác định bởi tốc độ gió trung bình trong 10 phút (U₁₀) và độ lệch chuẩn (σ_U) tại độ cao 10 m. Trong điều kiện ngắn hạn, khoảng trên 10 phút, các điều kiện gió với U₁₀ và σ_U thường được giả định là không đổi và chủ đạo. Các điều kiện gió này không bao gồm các hiện tượng xảy ra trong bão nhiệt đới như bão, lốc xoáy, cũng không bao gồm các hiện tượng xảy ra trong các trường hợp có quy mô nhỏ. Dữ kiện/giả thiết trong các điều kiện gió tĩnh trên 10 phút thường không có giá trị. Ví dụ, sự chuyển trạng thái gió ban đầu không ổn định có thể gây ra các điều kiện cực hạn như sự tăng tốc độ và hướng thay đổi đột ngột (gió giật).

5.1.2.2  Tốc độ gió trung bình trong 10 phút (U₁₀) là một đại lượng cường độ gió. Độ lệch chuẩn (σ_U) là một đại lượng thể hiện sự thay đổi tốc độ gió. Khi xảy ra các hiện tượng đặc biệt, như bão, lốc, các giá trị U₁₀ và σ_U là chưa đủ. Tốc độ gió tức thời tại một điểm bất kỳ xảy ra trong khoảng thời gian 10 phút là một phân phối xác suất với giá trị trung bình U₁₀ và độ lệch chuẩn σ_U.

5.1.2.3  Cường độ rối được xác định bởi tỷ số σ_U/U₁₀.

5.1.2.4  Gió trong trạng thái ngắn hạn 10 phút thường được mô tả bằng một phổ gió, nghĩa là mật độ năng lượng phổ của vận tốc gió S_U(f) - là hàm của U₁₀ và σ_U, thể hiện năng lượng của vận tốc gió tại một điểm cụ thể trong không gian theo các khoảng tần số khác nhau.

5.2  Dữ liệu gió

5.2.1  Thống kê tốc độ gió

5.2.1.1  Các thống kê tốc độ gió được phân loại theo các điều kiện gió ngắn và dài hạn. Điều kiện gió dài hạn thường được lấy theo các dữ liệu ghi lại trong 10 năm hoặc hơn. Điều kiện gió ngắn hạn trong 10 phút. Vận tốc gió trung bình 10 phút tại độ cao 10 m trên mặt đất hoặc mực nước biển trung bình được sử dụng như một thông số cơ bản mô tả sự dao động của vận tốc gió dài và ngắn hạn. Số liệu thống kê thực nghiệm được sử dụng làm cơ sở thiết kế phải được lấy trong một khoảng thời gian đủ dài.

5.2.1.2  Số liệu gió đo tại khu vực cụ thể phải được thực hiện một khoảng thời gian liên tục đủ dài hoặc ít có sự gián đoạn. Trong thiết kế, cơ sở dữ liệu gió phải trong thời gian 10 năm hoặc các dữ liệu liên tục có đủ thời gian phân tích.

5.2.1.3  Tốc độ gió phụ thuộc vào độ cao. Tốc độ gió trung bình tại độ cao 10 m được sử dụng để tham chiếu. Khi không có sẵn các dữ liệu tốc độ gió, tốc độ gió tại những độ cao khác nhau có thể được tính toán từ tốc độ gió tại độ cao tham chiếu kết hợp với profile tốc độ gió trên mặt đất hoặc trên mực nước biển trung bình.

5.2.1.4  Sự phân phối dài hạn của U₁₀ và σ_U phải dựa theo số liệu thống kê tương tự từ chu kỳ trung bình của tốc độ gió để xác định các tải trọng. Nếu một chu kỳ trung bình khác 10 phút được sử dụng để xác định tải trọng, dữ liệu gió có thể được xác định bằng cách áp dụng hệ số gió giật thích hợp. Phân phối ngắn hạn của tốc độ gió tức thời phụ thuộc vào U₁₀ và σ_U.

5.2.1.5  Hệ số gió giật thích hợp để chuyển đổi các số liệu gió từ các khoảng chu kỳ trung bình khác nhau hơn 10 phút phụ thuộc vào vị trí tần suất của một khoảng phổ. Nếu áp dụng của một hệ số gió giật cố định độc lập với vị trí tần suất của một khoảng phổ có thể dẫn tới kết quả không chính xác. Một khoảng phổ tách các chuyển động có quy mô lớn từ các chuyển động rối loạn và tham chiếu theo không gian và tỷ lệ tạm thời để chỉ ra những sự thay đổi nhỏ trong tốc độ gió.

5.2.1.6  Kết quả profile gió trên mặt nước biển phải được xác định cho các trường hợp thay đổi về độ cao, tốc độ gió trong các khoảng thời gian trung bình khác nhau.

5.2.1.7  Vận tốc gió tại vị trí tính toán phải dựa trên số liệu đo đạc tại vị trí thực tế và các vị trí liền kề, các dữ liệu được thu thập trước đây cũng như những mô hình lý thuyết và các thông tin khí tượng học khác. Nếu các dữ liệu vận tốc gió không đủ và không đảm bảo, việc đo vận tốc gió phải được tiến hành tại vị trí yêu cầu để xác định các giá trị đặc trưng của vận tốc gió.

5.2.1.8  Các mô hình thiết lập dữ liệu gió và các mô hình lý thuyết có thể được chấp nhận bằng kết quả so sánh với dữ liệu đo được.

5.3  Mô hình gió

5.3.1  Tốc độ gió trung bình

5.3.1.1  Phân phối xác suất dài hạn của các thông số gió U₁₀ và σ_U được lấy từ dữ liệu có sẵn thường mô tả theo các phân phối chung hoặc các biểu đồ phân tán. Phân phối chung bao gồm một phân phối Weibull cho vận tốc gió trung bình 10 phút U₁₀ kết hợp với một phân phối lô-ga-rit chuẩn σ_U theo điều kiện U₁₀. Biểu đồ phân tán đưa ra tần số xuất hiện của các cặp số rời rạc (U₁₀, σ_U) trong khoảng không gian chứa các đại lượng (U₁₀, σ_U).

5.3.1.2  Trường hợp dữ liệu không có những đột biến, phân phối Weibull có thể được xác định vận tốc gió trung bình U₁₀ tại độ cao z bất kỳ trên mặt đất hoặc trên mực nước biển trung bình.

Trong đó tham số tỷ lệ A và tham số hình dạng k phụ thuộc vào vị trí và chiều cao.

5.3.1.3  Trong khu vực có bão, phân phối Weibull được xác định theo tốc độ gió 10 phút là không chính xác đối với phần đồ thị đỉnh trên của phân phối thực U₁₀ (the upper tail of true distribution of U₁₀). Do đó, trong các khu vực như vậy, phần đồ thị đỉnh trên của phân phối thực U₁₀ phải được xác định trên cơ sở dữ liệu bão.

5.3.1.4  Dữ liệu cho U₁₀ thường thu được bằng việc đo và tính tốc độ trung bình gió trong 10 phút. Có nhiều phương án lấy mẫu trong đó U₁₀ được quan trắc từ mỗi khoảng 10 phút liên tiếp (6 lần quan trắc mỗi giờ) hoặc U₁₀ được quan trắc 10 phút mỗi giờ hoặc 3 giờ 1 lần (24 hoặc 8 lần quan sát U₁₀ mỗi ngày).

5.3.1.5  Bất kể giá trị U₁₀ được lấy trong chu kỳ 10 phút, một giờ hoặc 3 giờ, các mẫu quan trắc được lấy trong vài năm sẽ tạo thành một tập hợp dữ liệu giá trị U₁₀  theo U₁₀.

5.3.1.6  Tại vị trí không có bão, phân phối của vận tốc gió trung bình hàng năm 10 phút lớn nhất được tính gần đúng bởi công thức:

Trong đó: N = 52560 là số lần các khoảng trung bình 10 phút liên tục trong một năm, với năm nhuận N = 52595. Công thức gần đúng này dựa trên một giả thuyết độc lập trong 10 phút, là một phép xấp xỉ đảm bảo cho phần đồ thị đỉnh trên của phân phối, thường sử dụng để dự đoán tốc độ gió trung bình ít xảy ra với chu kỳ lặp 50 và 100 năm.

5.3.1.7  Giá trị N = 52560 được xác định dựa trên cơ sở chu kỳ trung bình 10 phút được chọn và không bị ảnh hưởng bởi quy trình lấy mẫu để lập ra dữ liệu cho vận tốc gió U₁₀ và phân phối ; tức là không phụ thuộc vào vận tốc trung bình trong 10 phút U₁₀ được lấy trong mỗi 10 phút, 1 giờ hay mỗi 1/3 giờ. Giá trị cực đại ước lượng đến 99% khả năng trong kết quả phân phối của tốc độ gió trung bình 10 phút hàng năm sẽ thường đưa ra độc lập với tần số lấy mẫu.

5.3.1.8  Tại nơi có bão xảy ra, sự phân phối tốc độ gió trung bình 10 phút hàng năm U₁₀ phải được dựa trên dữ liệu bão có sẵn.

5.3.1.9  Phép xấp xỉ lũy thừa với phân phối của tốc độ gió trung bình 10 phút hàng năm lớn nhất là một phép xấp xỉ tin cậy cho phần đồ thị đỉnh trên của phân phối. Thông thường chỉ các điểm phân vị của phần đồ thị đỉnh trên của phân phối được quan tâm, tức là 98% phân vị xác định tốc độ gió trung bình 50 năm hoặc 99% phân vị xác định tốc độ gió trung bình 100 năm. Phần đồ thị đỉnh trên của phân phối có thể lấy xấp xỉ bằng phân phối Gumbel mà công thức của nó có tính sử dụng nhiều hơn là công thức luật lũy thừa.

5.3.1.10  Tốc độ gió trung bình trong 10 phút lớn nhất hàng năm thường được giả định theo 1 phân phối Gumbel:

Trong đó a và b là thông số phân phối phụ thuộc vào vị trí và độ cao.

5.3.1.11  Kinh nghiệm chỉ ra trong nhiều trường hợp, phân phối Gumbel đưa ra một đại diện cho phân phối của bình phương tốc độ gió trung bình trong 10 phút lớn nhất hàng năm tốt hơn của phân phối vận tốc gió trung bình lớn nhất hàng năm. Tải trọng gió gây ra do áp lực gió, tương ứng với bình phương tốc độ gió, vì thế để đánh giá tải trọng đặc trưng xác định bởi 98% hoặc 99% phân vị trong phân phối của tải trọng gió lớn nhất hàng năm, cần được yêu cầu tính toán với phân phối của bình phương tốc độ gió trung bình 10 phút hàng năm lớn nhất và ngoại suy đến giá trị 50 hoặc 100 năm của phân phối.

5.3.1.12  Tốc độ gió trung bình trong 10 phút với chu kỳ lặp một năm T_R được định nghĩa là  phân vị trong phân phối của tốc độ gió trung bình 10 phút hàng năm lớn nhất, tức là xác suất vượt trong một năm của tốc độ gió trung bình 10 phút là . Được kí hiệu là  và được biểu diễn bằng:

Trong đó  thể hiện hàm phân phối tích lũy của tốc độ gió trung bình 10 phút hàng năm lớn nhất.

5.3.1.13  Tốc độ gió trung bình trong 10 phút với chu kỳ lặp 1 năm được định nghĩa là cách thức phân phối của tốc độ gió trung bình 10 phút lớn nhất hàng năm.

5.3.1.14  Tốc độ gió trung bình 10 phút trong 50 năm:

Tốc độ gió trung bình 10 phút trong 100 năm:

Các giá trị được tính toán theo công thức trên phải được xác định như ước lượng trung bình của tốc độ gió tương ứng 10 phút khi hàm phân phối cơ bản F_U10,max được xác định từ dữ liệu giới hạn và bị hạn chế với thống kê không rõ ràng.

5.3.2  Profile tốc độ gió

5.3.2.1  Profile tốc độ gió thể hiện sự thay đổi của tốc độ gió trung bình với chiều cao trên mặt đất hoặc trên mặt nước tĩnh. Khi điều kiện địa hình và điều kiện ổn định khí áp không phức tạp, profile tốc độ gió có thể được đại diện bởi 1 mô hình lý tưởng. Các mô hình gió được áp dụng hầu hết là các mô hình lô-ga-rit, mô hình lũy thừa và mô hình Frøya.

5.3.2.2  Những profile gió phức tạp do sự đảo ngược hoặc không được miêu tả bởi các mô hình gió được áp dụng, có thể chiếm ưu thế trong vùng lân cận nước biển

5.3.2.3  Vận tốc ma sát u^* được định nghĩa:

Trong đó t là ứng suất cắt trên mặt phẳng và ρ_a là mật độ không khí.

Vận tốc ma sát u^* có thể được tính toán từ tốc độ gió trung bình trong 10 phút U₁₀ tại độ cao H = 10 m như sau:

Trong đó κ là hệ số ma sát mặt phẳng. Một số nguồn tham khảo xem κ là hệ số cản mặt phẳng; tuy nhiên, hệ số κ không được nhầm với hệ số cản sử dụng trong việc tính toán lực gió lên công trình.

5.3.2.4  Profile tốc độ gió lô-ga-rit được giả định cho điều kiện khí áp trung lập và được thể hiện bằng công thức:

Trong đó k_a = 0,4 là hằng số von Karman, z là độ cao và z₀ là hệ số nhám của địa hình. Với những vị trí trên đất liền, z₀ phụ thuộc vào địa hình và vị trí tự nhiên. Với những vị trí ngoài khơi z₀ phụ thuộc tốc độ gió, khoảng cách ngược với đất liền, độ sâu nước và trường sóng. Bảng 1 đưa ra những giá trị đặc trưng của hệ số nhám cho nhiều loại địa hình khác nhau.

Bảng 1 - Hệ số nhám z₀ và số mũ α

5.3.2.5  Tại các vị trí ngoài khơi, hệ số nhám z₀ thường thay đổi từ 0,0001 m trong vùng biển mở không sóng đến 0,01 m tại khu vực bờ biển có gió trên bờ. Hệ số nhám cho khu vực ngoài khơi có thể lý giải hoàn toàn từ công thức dưới đây:

Trong đó g là gia tốc trọng trường và A_C là hằng số Charnock. A_C thường cao hơn đối với các sóng trẻ và phát triển nhanh hơn so với các sóng đã phát triển. Đối với vùng biển mở có sóng đã phát triển hoàn toàn, A_C =0,011 đến 0,014. Với vị trí gần bờ, A_C thường lấy lớn hơn 0,018.

5.3.2.6  Công thức thay thế cho profile lô-ga-rit, biểu diễn theo tốc độ gió trung bình trong 10 phút U (H) tại độ cao tham chiếu H =10 m:

Trong đó:

 là hệ số ma sát mặt phẳng.

Do đó Profile lô-ga-rit được viết lại dưới dạng:

5.3.2.7  Profile tốc độ gió lô-ga-rit chỉ ra rằng thông số A(z) tại độ cao z có thể biểu diễn dưới dạng thông số A(H) tại độ cao H như sau:

5.3.2.8  Profile lũy thừa thay thế cho profile gió lô-ga-rit:

Trong đó số mũ α phụ thuộc vào độ nhám của bề mặt.

5.3.2.9  Nếu phương trình lô-ga-rit và luật lũy thừa được kết hợp, công thức phụ thuộc vào cao độ cho kết quả của số mũ α:

5.3.2.10  Cần chú ý rằng giá trị giới hạn α =1/ln(z/z₀) khi z tiến gần đến chiều cao tham chiếu H. Để thay thế cho công thức tính α, giá trị α được cho trong Bảng 1 có thể được sử dụng.

5.3.2.11  Công thức sau có thể được sử dụng để tính toán tốc độ gió trung bình U trong khoảng thời gian trung bình T tại độ cao z trên mực nước biển:

Trong đó H = 10 m và T₁₀ = 10 phút, U₁₀ là tốc độ gió trung bình trong 10 phút tại độ cao H.

Công thức này chuyển đổi tốc độ gió trung bình giữa những khoảng thời gian khác nhau. Khi T < T₁₀, công thức đưa ra tốc độ gió trung bình lớn nhất trên khoảng thời gian T xác định, cho chu kỳ trung bình 10 phút đầu tiên với các điều kiện tĩnh và tốc độ gió trung bình 10 phút U₁₀.

5.3.2.12  Mô hình profile gió Frøya được khuyến nghị sử dụng đối với vị trí ngoài khơi. Với tốc độ gió trung bình cực hạn tương ứng với chu kỳ lặp vượt quá 50 năm, mô hình Frøya đưa ra công thức dưới đây để chuyển đổi tốc độ gió trung bình trong 1 giờ U₀ tại độ cao H trên mặt biển sang tốc độ gió trung bình U trong khoảng thời gian trung bình T tại độ cao z trên mặt biển:

Trong đó H = 10 m, T₀ = 1 giờ, với T < T₀,

Trong đó tốc độ gió trung bình U có chu kỳ lặp tương tự U₀.

5.3.2.13  Profile tốc độ gió gồm một hệ số gió giật cho phép chuyển tốc độ gió trung bình giữa những khoảng thời gian trung bình khác nhau. Profile tốc độ gió Frøya là một trường hợp đặc biệt của profile tốc độ gió lô-ga-rit và là profile tốt nhất cho điều kiện ngoài biển.

5.3.2.14  Tại vùng biển mở, hệ số C có xu hướng nhỏ hơn khoảng 10% kết quả từ công thức nêu trên. Tại vị trí bờ, giá trị hệ số C được sử dụng cao hơn, 15% với U₀ = 10 m/s và hơn 30% với U₀ = 40 m/s.

5.3.2.15  Cả hai công thức chuyển đổi được dựa trên dữ liệu bão mùa đông của vùng biển Nauy và có thể không thích hợp tại các vị tri khác. Các công thức đó không nên được ngoại suy để sử dụng ngoài phạm vi độ cao được xác định, tức là không nên sử dụng cho chiều cao trên 100 m. Ảnh hưởng xảy ra từ các địa hình gió xuống khoảng 100 m cao làm tăng tầm quan trọng vì sự hạn chế khi quan trắc.

5.3.2.16  Cả hai công thức chuyển đổi được dựa trên việc áp dụng một profile gió lô-ga-rit. Tại những vị trí có số mũ profile gió được sử dụng hoặc bắt buộc, hai công thức phải được xem xét chỉ sử dụng cho việc chuyển đổi những khoảng thời gian trung bình khác nhau tại một độ cao bằng độ cao tham chiếu H = 10 m.

5.3.2.17  Trong trường hợp thiếu thông tin về gió bão nhiệt đới trong khu vực quan tâm, các công thức chuyển đổi cũng có thể được áp dụng cho những cơn gió bắt nguồn từ bão nhiệt đới.

5.3.2.18  Các công thức chuyển đổi không phù hợp đối với gió giật mạnh, đặc biệt đối với khoảng thời gian gió giật ít hơn một giờ.

5.3.2.19  Khi một mô hình profile gió được chọn, điều quan trọng là sử dụng mô hình này một cách nhất quán, tức là mô hình profile gió được sử dụng để đổi tốc độ gió tại độ cao z sang tốc độ gió tại độ cao tham chiếu H phải được áp dụng cho mọi tính toán tiếp theo của tốc độ gió, tại cả chiều cao z và tại chiều cao khác, dựa theo tốc độ gió tại chiều cao tham chiếu H.

5.3.2.20  Các mô hình profile gió được sử dụng cho việc chuyển đổi tốc độ gió mà không có sự quan trắc là các mô hình đặc thù lý tưởng hóa được giả định cho các profile gió trung bình trong điều kiện ngắn hạn. Đó là mô hình có tính thay đổi kết hợp với profile và nhiều sự thay đổi xung quanh: profile trung bình thực có thể lấy một dạng khác từ vài sự kiện gió, như trong trường hợp gió cực đại hoặc trong điều kiện gió không chuẩn. Hệ quả chỉ ra việc chuyển đổi dữ liệu gió theo độ cao không dựa trên kết quả đo sẽ tồn tại sự không đảm bảo.

5.3.2.21  Các công thức nêu trong 5.3.2.11 và 5.3.2.12 gồm các thông số gió giật chuyển đổi tốc độ gió giữa những chu kỳ trung bình khác nhau. Việc chuyển đổi tốc độ gió giữa các chiều cao khác nhau cũng như việc chuyển đổi giữa các chu kỳ trung bình có sự không đảm bảo, như sự đơn giản trong các mô hình sử dụng việc chuyển đổi.

5.3.3  Mô hình rối của tải trọng gió

5.3.3.1  Sự thay đổi tự nhiên của tốc độ gió trung bình trong 10 phút U₁₀ được coi là mô hình rối của tải trọng gió và được biểu thị bởi độ lệch chuẩn σ_U. Với giá trị U₁₀ được cho độ lệch chuẩn σ_U của tốc độ gió chỉ ra sự thay đổi tự nhiên từ một khoảng thời gian 10 phút sang khoảng thời gian khác. Việc đo đạc từ nhiều vị trí chỉ ra giá trị σ_U theo điều kiện U₁₀ có thể được biểu diễn bởi một phân phối lô-ga-rít chuẩn.

Trong đó: Ф( ) biểu thị hàm phân phối tích lũy chuẩn Gaussian:

Hệ số b₀ và b₁ là hệ số phụ thuộc vào U₁₀.

5.3.3.2  Hệ số b₀ có thể được giải thích như giá trị trung bình của lnσ_U, và b₁, như độ lệch chuẩn của lnσ_U. Việc tính toán giá trị trung bình E[σ_U] và độ lệch chuẩn D[σ_U] của σ_U từ các giá trị b₀ và b₁:

5.3.3.3  E[σ_U] và D[σ_U] ngoài phụ thuộc vào U₁₀, còn phụ thuộc vào các điều kiện cục bộ, độ nhám địa hình z₀ hay chiều dài độ nhám. Khi độ nhám địa hình khác xuất hiện tại các nhiều hướng khác nhau, ví dụ tại địa hình không bằng phẳng, E[σ_U] và D[σ_U] có thể thay đổi theo hướng, ví dụ trong các vùng lân cận của một công trình lớn. Công trình và các phần tử gây nhiễu thường sẽ dẫn đến rối nhiều hơn, giá trị lớn hơn của E[σ_U] và D[σ_U] xảy ra tại địa hình phẳng hơn. Hình 1 và Hình 2 đưa ra các ví dụ của sự thay đổi của E[σ_U] và D[σ_U] cho U₁₀ tại vị trí trên bờ và ngoài khơi. Sự khác nhau giữa hai đồ thị chủ yếu là hình dạng của đường cong trung bình. Điều này phản ánh ảnh hưởng của sự tăng chiều dài độ nhám khi tăng U₁₀ tại ví trí ngoài khơi.

Hình 1 - Ví dụ về giá trị trung bình và độ lệch chuẩn σ_U theo U₁₀ - Vị trí trên bờ

Hình 2 - Ví dụ về giá trị trung bình và độ lệch chuẩn σ_U theo U₁₀ - Vị trí ngoài khơi

5.3.3.4  Trong một vài trường hợp, một phân phối lô-ga-rit chuẩn σ_U dựa trên điều kiện U₁₀ sẽ đánh giá thấp giá trị cao hơn của σ_U. Một phân phối Frechet có thể tạo thành một mô hình phân phối hấp dẫn σ_U như sau:

Thông số phân phối k được giải thích gián tiếp từ công thức:

Và giá trị của σ₀:

Trong đó Γ biểu thị hàm gamma:

5.3.3.5  Cần thận trọng khi điều chỉnh một mô hình phân phối với dữ liệu. Thông thường phân phối lô-ga-rit chuẩn đưa ra dữ liệu phù hợp, nhưng việc sử dụng một phân phối chuẩn, một phân phối Weibull hoặc một phân phối Frechet cũng cần được xem xét. Việc lựa chọn mô hình phân phối phụ thuộc vào việc áp dụng mô hình đó, tức là việc điều chỉnh với dữ liệu là yêu cầu với toàn bộ phân phối hoặc với phần thân hoặc phần đỉnh trên của đồ thị phân phối. Điều quan trọng là việc xác định và loại bỏ dữ liệu trong chuỗi thời gian 10 phút mà các dữ kiện U₁₀ không đủ.

Nếu không, các dữ liệu có thể làm xáo trộn việc xác định mô hình phân phối thích hợp cho σ_U theo điều kiện U₁₀.

5.3.3.6  Công thức dưới đây tính giá trị trung bình của độ lệch chuẩn σ_U, theo điều kiện U₁₀ có thể được áp dụng đối với địa hình đồng nhất:

Trong đó:

k_a là hằng số von Karman. (k_a = 0,4)

z là độ cao trên mặt địa hình.

z₀ là hệ số nhám.

A_x là hằng số phụ thuộc vào z₀.

Việc đo đạc từ một số vị trí đồng đều và bằng phẳng chỉ ra giá trị trung bình của A_x bằng 2,4. Tại ví trị sườn dốc, A_x có xu hướng lớn hơn. Nếu dữ liệu không chỉ ra sự khác, công thức gần đúng A_x có thể được sử dụng cho dòng chảy rối cơ học trên địa hình đồng đều và bằng phẳng:

Trong đó z₀ có đơn vị mét.

5.3.3.7  Tốc độ gió trung bình 10 phút U₁₀ và độ lệch chuẩn của tốc độ gió σ_U đề cập đến tốc độ gió theo chiều dọc, tức là tốc độ gió theo hướng không đổi trong một khoảng thời gian 10 phút theo các điều kiện tĩnh. Trong khoảng thời gian này, ngoài những biến động theo hướng gió trung bình, cũng sẽ xảy ra sự rối theo chiều ngang và đứng. Tốc độ gió trung bình ngang sẽ bằng không, trong khi độ lệch chuẩn của tốc độ gió có thể lấy bằng giá trị trong khoảng 0,75σ_U và 0,80σ_U. Tốc độ gió trung bình đứng sẽ bằng không, trong khi độ lệch chuẩn đứng của tốc độ gió có thể lấy là σ_Uz= 0,5 σ_U. Tất cả các giá trị được tham chiếu theo địa hình đồng nhất. Đối với địa hình phức tạp, vùng tốc độ gió sẽ là đẳng hướng nhiều hơn, và các giá trị của σ_Uy và σ_Uz rất gần với giá trị của mong muốn của σ_U.

5.3.3.8  Khi gió tại vị trí không được đo cụ thể, phân phối của U₁₀ có thể vẫn được lấy trên cơ sở các phép đo tốc độ gió tại các vị trí liền kề. Tuy nhiên phân phối của σ_U thường khó thu được vì sự phụ thuộc vào điều kiện độ nhám cục bộ đặc biệt, và không cần thiết được suy ra từ điều kiện tốc độ gió đã biết tại các điểm liền kề. Tại một vị trí mà các phép đo tốc độ gió không có sẵn, việc xác định phân phối của độ lệch chuẩn tốc độ gió σ_U thường có sự không rõ ràng. Do đó σ_U thường được lấy cao hơn cho mục đích thiết kế.

5.3.4  Phổ gió

5.3.4.1  Các điều kiện gió tĩnh ngắn hạn có thể được miêu tả bằng một phổ gió, tức là mật độ phổ năng lượng của tốc độ gió. Các mật độ phổ tại vị trí xác định của tốc độ gió có thể được xác định từ dữ liệu đo đạc có sẵn.

5.3.4.2  Khi các mật độ phổ dựa trên dữ liệu đo đạc được sử dụng, độ tích tụ năng lượng trong dải tần số cao phải được thỏa mãn, mặt khác nếu dữ liệu không chỉ ra sự khác nhau: mật độ phổ S_U(f) sẽ tiệm cận dạng dưới đây khi tần số f nằm trong dải tần số cao tăng lên:

Trong đó L_u là đà gió (integral length scale) của quá trình tốc độ gió.

5.3.4.3  Mặt khác nếu dữ liệu không chỉ ra sự khác nhau, mật độ phổ của quá trình tốc độ gió có thể được đại diện bằng một phổ mô hình. Một số phổ mô hình tồn tại, chấp nhận dải tần số cao, trong khi một số phổ lớn khác tồn tại trong dải tần số thấp. Hầu hết phổ mô hình có sẵn được điều chỉnh với dữ liệu gió thu được trên mặt đất. Một số ít được điều chỉnh với dữ liệu thu được trên mặt nước. Phổ mô hình thường được biểu diễn theo quy mô chiều dài của quá trình tốc độ gió. Việc phổ biến nhất được sử dụng phổ mô hình với đà gió trong phổ gió được trình bày trong 5.3.4.5 đến 5.3.4.10.

5.3.4.4  Mô hình phổ phải được nghiên cứu khi sử dụng. Trong đó, điều quan trọng là đà gió có thể chênh đáng kể với đà gió của phổ mô hình.

5.3.4.5  Phổ Davenport thể hiện mật độ phổ theo tốc độ gió trung bình 10 phút U₁₀ không phụ thuộc vào độ cao. Phổ Davenport đưa ra công thức dưới đây cho mật độ phổ:

Trong đó f biểu thị tần số và L_u là đà gió. Phổ Davenport được phát triển ban đầu cho gió trên mặt đất với giá trị đề xuất L_u = 1200 m.

5.3.4.6  Phổ Davenport không được khuyến nghị để sử dụng trong dải tần số thấp, f < 0,01 Hz. Vì sự giảm mạnh giá trị mật độ phổ của phổ Davenport gần với tần số 0, nên có sự khó khăn trong việc kết hợp phổ Davenport với dữ liệu trong dải tần số này.

5.3.4.7  Phổ Kaimal đưa ra công thức dưới đây cho mật độ phổ:

trong đó f biểu thị tần số và L_u là đà gió. Nếu dữ liệu không chỉ ra sự khác biệt, đà gió L_u có thể được tính bằng:

trong đó z biểu thị cho độ cao trên mật đất hoặc mực nước biển, z₀ là độ nhám bề mặt. Cả z và z₀ có đơn vị mét.

5.3.4.8  Đà gió cho việc thiết kế máy phát điện tua bin gió và không phụ thuộc vào độ nhám bề mặt:

Trong đó z đại diện cho chiều cao trên mặt đất hoặc mực nước biển.

5.3.4.9  Phổ Harris thể hiện mật độ phổ với tốc độ gió trung bình 10 phút U₁₀ không phân biệt độ cao. Phổ Harris đưa ra công thức dưới đây cho mật độ phổ:

Trong đó là L_u là đà gió, nằm trong khoảng 60 - 400 m với giá trị trung bình là 180 m. Nếu dữ liệu không chỉ ra sự khác biệt, đà gió L_u có thể được tính toán như với phổ Kaimal, xem 5.3.4.6. Phổ Harris được phát triển ban đầu cho gió trên mặt đất và không khuyến khích sử dụng trong dải tần số thấp f < 0,01 Hz.

5.3.4.10  Trong thiết kế kết cấu giàn, Phổ thực nghiệm Simiu và Leigh có thể được áp dụng. Phổ mô hình này được phát triển để đưa vào tính toán năng lượng gió trên mặt biển trong dải tần số thấp. Phổ Simiu và Leigh S(f) thu được từ công thức dưới đây:

Trong đó:

f là tần số.

z là độ cao trên mực nước biển tĩnh.

U₁₀ là tốc độ gió trung bình 10 phút tại độ cao z.

f_m là tần số không thứ nguyên khi fS(f) lớn nhất.

f_s là tần số không thứ nguyên tương đương với giới hạn dưới của vùng con quán tính (inertial subrange).

Độ lớn của đà gió L_u thường nằm trong khoảng từ 100 m đến 240 m với gió tại độ cao 20 m đến 60 m trên mặt biển. Nếu dữ liệu không chỉ ra sự khác biệt, L_u có thể được tính toán theo phổ Kaimal, xem 5.3.4.7.

5.3.4.11  Đối với thiết kế kết cấu giàn, phổ thực nghiệm Ochi và Shin có thể được áp dụng. Mô hình này được phát triển từ phổ đã được đo trên một đường biển. Phổ Ochi và Shin S(f) có thể được áp dụng từ các công thức sau:

Trong đó:

Phổ Ochi và Shin có nhiều năng lượng trong dải tần số thấp (f < 0,01 Hz) hơn các mô hình phổ truyền thống sử dụng đại diện gió trên mặt đất là Davenport, Kaimal và Harris.

Tuy nhiên với các tần số ít hơn khoảng 0,001 Hz, phổ Ochi và Shin có ít năng lượng hơn mô hình phổ thay thế Frøya với gió trên mặt biển. Đó là một dải tần số mà phổ Ochi và Shin không được điều chỉnh với dữ liệu đo đạc trừ một chức năng đơn giản lý tưởng.

5.3.4.12  Đối với các trường hợp kích thích trong dải tần số thấp là đáng kể, mật độ phổ mô hình Frøya được khuyến nghị cho gió trên mặt nước:

Trong đó:

Và n = 0,468, U₀ là tốc độ gió trung bình 1 giờ tại độ cao 10 m, đơn vị m/s và z là chiều cao trên mực nước biển có đơn vị mét. Việc sử dụng phổ có thể không được khuyến nghị khi trong cốc chế độ mà các ảnh hưởng ổn định là quan trọng. Tần số 1/2400 Hz xác định giới hạn thấp hơn với dải áp dụng của phổ Frøya. Bất cứ khi nào ước lượng mức năng lượng trong dải tần số thấp của phổ gió trên mặt nước, phổ Frøya tốt hơn các phổ dựa trên các nghiên cứu trên mặt đất là Davenport, Kaimal và Harris, và do đó nên được áp dụng ưu tiên với phổ này.

Tần số 1/2400 Hz xác định phạm vi ứng dụng của phổ Frøya, tương ứng với khoảng thời gian 40 phút. Đối với các phản ứng theo chu kỳ tự nhiên của phổ này, sự tắt dần (damping) là khá nhỏ, và thời gian duy trì của quá trình phản ứng gồm nhiều chu kỳ phản ứng. Vì quá trình tốc độ gió ngẫu nhiên luôn không ổn định trong các khoảng thời gian 2 đến 3 giờ, phương pháp phổ gió có thể không cần thiết phải được sử dụng cho các tải trọng gió trên các cấu trúc có tần số tự nhiên gần với tần số giới hạn 1/2400 Hz của phổ gió.

5.3.5  Quá trình tốc độ gió và vùng tốc độ gió

5.3.5.1  Các mô men phổ hữu dụng khi đại diện cho quá trình tốc độ gió U (t), trong đó U đại diện cho tốc độ gió tức thời tại thời điểm t, mô men phổ thứ j được định nghĩa như sau:

Độ lệch chuẩn của quá trình tốc độ gió được lấy bằng σ_U = .

5.3.5.2  Trong điều kiện ngắn hạn, như với một chu kỳ 10 phút, quá trình tốc độ gió U(t) thường được biểu diễn như một quá trình Gaussian, điều kiện theo một tốc độ gió trung bình đặc trưng 10 phút U₁₀ và một độ lệch chuẩn σ_U. Tốc độ gió tức thời tại một điểm được xem xét sẽ theo một phân phối chuẩn với giá trị trung bình U₁₀ và độ lệch chuẩn σ_U. Điều này thường xảy ra đối với những biến động ở địa hình đồng nhất. Tuy nhiên, đối với sự chảy rối tại nơi có địa hình phức tạp, một hệ số lệch (skewness) có giá trị phổ biến -0,1, có nghĩa giả thuyết Gaussian có độ lệch không sẽ không hoàn toàn được thực hiện. Độ lệch của quá trình tốc độ gió là mô men bậc 3 của dao động tốc độ gió chia cho .

5.3.5.3  Mặc dù quá trình tốc độ gió ngắn hạn có thể là Gaussian đối với địa hình đồng nhất, nhưng thường không phải là một quá trình Gaussion dải hẹp. Điều này quan trọng cho việc dự đoán giá trị cực đại của tốc độ gió và các phân phối xác suất có thể được thể hiện bằng mô men phổ.

5.3.5.4  Tại bất kỳ thời điểm sẽ có sự thay đổi tốc độ gió từ một điểm đến điểm khác trong không gian. Hai điểm càng gần nhau, sự tương quan giữa các tốc độ gió tương ứng càng cao. Tốc độ gió sẽ hình thành một vùng ngẫu nhiên trong không gian. Hàm tương quan cho vùng tốc độ gió có thể được biểu diễn như sau:

Trong đó r là khoảng cách giữa hai điểm, f là tần số, S_U(f) là mật độ năng lượng phổ và Coh(r, f) là phổ kết dính. Phổ kết dính Coh(r, f) là một tần số phụ thuộc các kết nối không gian của tốc độ gió và biểu diễn sự tương quan giữa mật độ năng lượng phổ tại tần số f ở hai điểm cách nhau một khoảng r trong không gian.

5.3.5.5  Đà gió L_u là một thông số trong các mô hình của mật độ năng lượng phổ, được định nghĩa bằng:

Và có sự khác nhau theo chiều dọc, ngang và tách đứng.

5.3.5.6  Nếu dữ liệu không chỉ ra sự khác biệt, phổ kết dính có thể được đại diện bởi một phổ mô hình. Mô hình kết dính được sử dụng phổ biến nhất được nêu trong 5.3.5.7 đến 5.3.5.17

5.3.5.7  Phổ kết dính Davenport:

Trong đó r là khoảng chia, u là tốc độ gió trung bình trên khoảng cách r, f là tần số và c là hằng số phân rã không thứ nguyên. Độ giảm gắn kết c không phải hằng số nhưng phụ thuộc vào khoảng cách r và khoảng cách theo chiều dọc, đứng, ngang. Độ giảm gắn kết thường tăng theo khoảng cách, do đó chỉ ra sự phân rã nhanh hơn của độ gắn kết tương ứng với tần số tại các khoảng cách lớn hơn. Đối với gió bất ổn và khoảng cách đứng trong phạm vi 10 m đến 20 m, độ giảm gắn kết nằm trong khoảng 18 đến 28 được khuyến nghị.

5.3.5.8  Phổ kết dính Davenport được đề xuất ban đầu cho gió rối dọc, như các dao động tốc độ gió theo chiều dọc, và các khoảng cách đứng. Việc áp dụng phổ kết dính Davenport cho gió rối với các khoảng cách ngang đòi hỏi sự giảm gắn kết lớn hơn khi kết hợp với các khoảng cách đứng.

5.3.5.9  Không thích hợp để mở rộng việc áp dụng phổ kết dính Davenport với các thành phần bất ổn bên và đứng, khi phổ kết dính Davenport với giá trị giới hạn 1,0 cho f = 0 không đưa vào tính toán sự giảm kết dính tại các tần số thấp cho 2 thành phần bất ổn đó.

5.3.5.10  Sự hạn chế của mô hình Davenport là không vi phân được khi r = 0. Do dòng chảy tách, giá trị giới hạn của độ kết dính thực khi r = 0 thường được lấy với một giá trị nhỏ hơn 1,0 trong khi mô hình Davenport thường dẫn đến độ kết dính 1.0 khi r = 0.

5.3.5.11  Phổ kết dính IEC

trong đó r là khoảng cách, u là tốc độ gió trung bình trên khoảng cách r, f là tần số, và a, b là hằng số không thứ nguyên. L_C là thông số quy đổi độ kết dính, liên quan tới chiều dài quy đổi L_u do L_C = 0,742 L_u. Ngoại trừ tại các tần số rất thấp, a = 8,8 và b = 0,12 được khuyến nghị áp dụng cho gió rối theo chiều dọc và khoảng cách r theo chiều đứng và chiều ngang nằm trong khoảng 7 m đến 15 m.

5.3.5.12  Đối với độ kết dính gió dọc có khoảng cách r lớn, mô hình IEC với các giá trị hệ số có thể dẫn đến độ kết dính dự đoán lệch đáng kể so với độ kết dính thực, đặc biệt ở tần số thấp.

5.3.5.13  Mô hình kết dính đẳng hướng von Karman:

cho thành phần gió rối dọc có khoảng cách r theo phương ngang cũng như dọc.

5.3.5.14  Đối với thành phần rối ngang và khoảng cách ngang r, mô hình kết dính:

Công thức cũng áp dụng cho thành phần rối đứng với khoảng cách đứng r.

5.3.5.15  Đối với thành phần rối theo phương đứng và khoảng cách ngang r, mô hình kết dính:

Công thức này cũng áp dụng cho thành phần rối bên với khoảng cách đứng r.

Trong công thức này:

L là tỷ lệ chiều dài tương ứng với đà gió L_u do L = 0,742 _Lu, Γ biểu diễn hàm Gamma và

K_v () biểu diễn hàm Bessel biển đối bậc v.

5.3.5.16  Mô hình kết dính von Karman dựa trên các giả định về tính đồng nhất, đẳng hướng và bất ổn. Mô hình kết dính von Karman đưa ra một đại diện cho cấu trúc gắn kết của các thành phần bất ổn theo phương ngang, dọc và đứng. Đối với các khoảng cách đứng, việc đo đạc chỉ ra rằng mô hình có thể không đúng, có thể do sự thiếu hụt đẳng hướng do mất ổn định đứng. Với các khoảng cách lớn, vượt quá 20 m, mô hình kết dính von Karman dẫn đến việc đánh giá cao độ kết dính.

5.3.5.17  Mô hình kết dính Frøya được phát triển cho gió trên mặt nước và biểu diễn độ kết dính của các dao động tốc độ gió theo phương ngang giữa 2 điểm trong không gian là:

trong đó U₀ là tốc độ gió trung bình 1 giờ và ∆ là khoảng cách giữa 2 điểm mà tọa độ của chúng là (x₁, y₁, z₁,) và (x₂, y₂, z₂). x₁ và x₂ là tọa độ gió dọc, y₁ và y₂ là tọa độ gió ngang, và z₁ và z₂ là độ cao trên mực nước tĩnh. Hệ số A_i được tính bằng:

Với:

Và H = 10 m là độ cao tham chiếu. Các hệ số α, p_i, q_i, r_i và các thành phần khoảng cách

∆_i,i = 1,2,3 được cho trong Bảng 2.

Các hệ số của phổ kết dính Frøya

Bảng 2 - Các hệ số của phổ kết dính Frøya

5.3.5.18  Mô hình rối mô phỏng vùng gió có thể được áp dụng để thay thế cho các vùng gió rối bởi phương pháp mô hình mật độ năng lượng phổ và mô hình kết dính. Mô hình này được dựa trên một mô hình ten xơ phổ cho bất ổn bề mặt không khí của tốc độ gió cao và cho phép mô phỏng vùng 2 và 3 chiều của một, hai hoặc ba thành phần dao động vận tốc gió. Mô hình Mann được sử dụng rộng rãi cho thiết kế turbine gió.

5.3.6  Đường biểu đồ gió và độ ổn định khí quyển

5.3.6.1  Đường biểu đồ gió thay đổi theo độ cao của tốc độ gió và phụ thuộc nhiều vào các điều kiện ổn định của khí quyển. Thậm chí trong 24 giờ, đường biểu đồ gió gió thay đổi giữa ngày và đêm.

5.3.6.2  Đường biểu đồ gió có thể được bắt nguồn từ mô hình lô-ga-rit được nêu trong 5.3.2.4, và được điều chỉnh bởi hệ số ổn định. Đường biểu đồ gió gió lô-ga-rít theo hệ số điều chỉnh ổn định:

Trong đó ѱ là hàm phụ thuộc độ ổn định, dương khi điều kiện không ổn định, âm khi điều kiện ổn định và bằng 0 khi điều kiện trung tính. Điều kiện không ổn định thường được áp dụng khi mặt phẳng bị làm nóng và sự hòa trộn theo phương đứng tăng lên. Điều kiện ổn định áp dụng khi mặt phẳng bị làm lạnh, như trong đêm và sự hòa trộn theo phương đứng bị nén. Hình 3 chỉ ra các ví dụ về profile gió lô-ga-rit theo hệ số điều chỉnh ổn định cho các điều kiện thay đổi tại một địa điểm đặc trưng.

5.3.6.3  Hàm ổn định ѱ phụ thuộc phương pháp ổn định không thứ nguyên z = z/L_MO, trong đó z là chiều cao và L_MO là chiều dài Monin-Obukhov. Hàm ổn định có thể được tính toán từ các công thức:

Trong đó x = (1-19,3z)^1/4

5.3.6.4  Chiều dài Monin-Obukhov L_MO phụ thuộc vào dòng nhiệt nhạy cảm và ẩn nhiệt và phụ thuộc vào động lượng theo vận tốc ma sát u^*. Giá trị của nó phản ảnh sự ảnh hưởng tương ứng của cơ học và nhiệt lên sự bất ổn. Các giá trị đặc trưng cho chiều dài Monin-Obukhov L_MO được cho trong Bảng 3.

Bảng 3 - Chiều dài Monin-Obukhov

Hình 3 - Các ví dụ về đường biểu đồ gió cho các điều kiện trung tính, ổn định, không ổn định

5.3.6.5  Số Richardson R là một thông số không thứ nguyên mà giá trị của nó xác định sự đối lưu là tự do hay bị cưỡng bức:

Trong đó: g là gia tốc trọng trường, ρ₀ là mật độ không bị nhiễu loạn, d ρ₀/dz là gradient tỷ trọng đứng và dU / dz là gradient đứng của tốc độ gió ngang. R có giá trị dương khi không khí ổn định, ví dụ khi dòng nóng hướng xuống, và R có giá trị âm khi không khí không ổn định, ví dụ khi dòng nóng đi lên.

5.3.6.6  Khi dữ liệu cho số Richardson là có sẵn, mối quan hệ kinh nghiệm có thể được sử dụng để thu được chiều dài Monin-Obukhov:

 khi không khí bất ổn;

 khi không khí ổn định;

5.3.6.7  Khi dữ liệu cho số Richardson R không có sẵn, số Richardson có thể được tính từ điều kiện trung bình như sau:

trong đó g là gia tốc trọng trường, T là nhiệt độ,γ = -∂T/∂z là gradient nhiệt độ và γ_d ≈ 9,8°C/km là gradient đoạn nhiệt khô. ∂u/∂z và  là gradient đứng của hai thành phần tốc độ gió trung bình theo phương ngang  và ; z là chiều cao đứng. Tỷ số Bowen B của độ nhạy nhiệt ẩn tại mặt phẳng gần mặt đất có thể lấy xấp xỉ:

Trong đó c_p là nhiệt dung, L_MO là chiều dài Monin-Obukhov, và là nhiệt độ trung bình tại 2 mức 1 và 2, tương ứng với , và là độ ẩm riêng. Độ ẩm riêng q được tính toán như độ ẩm riêng phần.

5.3.6.8  Việc áp dụng thuật toán trong 5.3.6.7 yêu cầu giả thiết ban đầu cho L_MO. Việc lặp lại là cần thiết cho việc xác định số Richardson R. Sự hội tụ đạt được khi việc tính toán số Richardson R dẫn đến chiều dài Monin-Obukhov L_MO bởi các công thức trong 5.3.6.6 bằng giá trị của L_MO.

5.3.6.9  Các đặc điểm địa hình như đồi, núi, dốc đứng ảnh hưởng lên tốc độ gió. Các lớp của dòng gió sẽ tăng tốc gần các địa hình đó và profile gió trở nên thay đổi.

5.4  Điều kiện gió ngắn hạn

5.4.1  Quy định chung

5.4.1.1  Khi tốc độ gió hoặc hướng gió thay đổi, các điều kiện gió nhất thời có thể xảy ra. Điều kiện gió nhất thời bản chất nằm ngoài các đại diện của điều kiện gió tĩnh. Điều kiện gió nhất thời là:

- Gió giật (gusts);

- Tố lốc (squalls);

- Cực đại của gradient tốc độ gió (extremes of wind speed gradients);

- Gió cắt mạnh (strong wind shears);

- Các thay đổi cực đại theo hướng gió (extreme changes in wind direction);

- Các thay đổi đồng thời tốc độ và hướng gió.

5.4.2  Gió giật (Gusts)

5.4.2.1  Gió giật (gusts) là gió có tốc độ tăng đột ngột, đặc trưng bởi thời gian nhỏ hơn 20 giây, và sau đó gió lặng xuống. Gió giật đặc trưng bởi thời gian thiết lập, độ lớn, và khoảng thời gian.

5.4.2.2  Gió giật xảy ra như một phần dao động tự nhiên của tốc độ gió với chu kỳ 10 phút của các điều kiện gió tĩnh, mà không thay đổi mức độ tốc độ gió trung bình - không cần thiết phải xem xét các điều kiện gió nhất thời, nhưng gió giật là các giá trị cực đại của quá trình tốc độ gió tĩnh.

5.4.3  Tố lốc (Squalls)

5.4.3.1  Tố lốc được đặc trưng bởi một đợt gió đột ngột, trong khoảng thời gian 10 đến 60 phút, và sau đó tốc độ đột ngột giảm. Tố lốc làm thay đổi mức tốc độ gió trung bình.

5.4.3.2  Tố lốc do không khí lạnh kết hợp với thời tiết cực đoan như giông bão. Sự hình thành gió mạnh liên quan đến sự mất ổn định khí quyển và tùy thuộc theo mùa. Tố lốc thường đi kèm với những thay đổi về hướng gió và độ giảm nhiệt độ không khí. Nhiệt độ không khí thay đổi có thể là một chỉ số tin cậy của một cơn gió mạnh.

5.4.3.3  Có nhiều sự không chắc chắn liên quan đến profile gió đứng và sự kết dính bên của Tố lốc. Profile gió đứng có thể chệch đáng kể so với các profile mô hình cho trong 5.3.2.4 và 5.3.2.8. Các profile giả định như profile tốc độ gió cho tốc độ gió trung bình cực đại Frøya được cho trong 5.3.2.13 là có khả năng. Tuy nhiên, giả định sẽ ảnh hưởng lên sự dự đoán tải trọng gió và có thể hay không bảo toàn.

6  Điều kiện sóng

6.1  Quy định chung

6.1.1  Khái niệm

Sóng biển có hình dạng, chiều cao, chiều dài và vận tốc truyền ở dạng ngẫu nhiên, không theo quy luật. Trạng thái biển thực tế được mô tả tốt nhất bởi một mô hình sóng ngẫu nhiên.

Mô hình sóng ngẫu nhiên tuyến tính là tổng của nhiều con sóng tuyến tính nhỏ có biên độ, tần số và hướng khác nhau và các pha sóng là ngẫu nhiên.

Mô hình sóng ngẫu nhiên phi tuyến có tính đến tổng và yếu tố sóng tần số khác bởi tương tác phi tuyến giữa những yếu tố sóng riêng lẻ.

Các điều kiện sóng dùng cho mục đích thiết kế được miêu tả bởi cả lý thuyết sóng thiết kế tiền định hoặc lý thuyết ngẫu nhiên áp dụng cho phổ sóng.

Đối với phản ứng tựa tĩnh của kết cấu, chỉ cần sử dụng sóng điều hòa tiền định đặc trưng bởi bước sóng và chu kỳ sóng tương ứng, chiều cao sóng và chiều cao đỉnh sóng. Những thông số sóng tiền định được dự báo bởi các lý thuyết thống kê.

Các kết cấu có phản ứng động đáng kể cần đến mô hình ngẫu nhiên của bề mặt biển và động học biển xét trong các chuỗi thời gian. Một trạng thái biển được xác định rõ bởi một phổ tần số sóng với một chiều cao sóng đáng kể cho trước, một tần số đại diện, một hướng truyền trung bình và một hàm lan truyền. Trạng thái biển thường được giả định là một quá trình ngẫu nhiên cố định. Thời gian Tiêu chuẩn giữa những lần đo sóng thường là 3 giờ, nhưng khoảng thời gian cố định có thể dao động từ 30 phút đến 10 tiếng.

Những điều kiện sóng trong một trạng thái biển có thể chia thành hai loại: sóng do gió và sóng lừng. Sóng do gió được hình thành bởi gió địa phương. Sóng lừng không hình thành bởi gió địa phương. Sóng lừng là những con sóng được tiếp tục duy trì khỏi vùng chúng được tạo ra. Một vài thành phần sóng lừng có thể xuất hiện tại một địa điểm nhất định.

6.1.2  Đặc trưng chung của sóng

Sóng điều hòa lan truyền với hình dạng cố định, gồm một chiều dài riêng biệt, chu kỳ và chiều cao sóng.

Bước sóng: Bước sóng λ là khoảng cách giữa hai đỉnh sóng.

Chu kỳ sóng: Chu kỳ sóng T là khoảng thời gian giữa hai đỉnh sóng liên tục đi qua một điểm cụ thể.

Vận tốc pha sóng: Vận tốc truyền của dạng sóng được gọi là vận tốc pha sóng, tốc độ sóng và được biểu thị bằng c = λ / T.

Tần số sóng là nghịch đảo của chu kỳ sóng: f = 1 / T.

Tần số góc sống: ω = 2p / T.

Số sóng: k = 2p / λ .

Tung độ mặt sóng: Tung độ mặt sóng z = ƞ(x,y,t) là khoảng cách giữa mực nước tĩnh và mặt sóng.

Chiều cao đỉnh sóng A_C là khoảng cách từ mực nước tĩnh đến đỉnh sóng.

Chiều sâu bụng sóng A_T là khoảng cách từ mực nước tĩnh đến bụng sóng.

Chiều cao sóng: chiều cao sóng H là khoảng cách từ đỉnh đến bụng sóng T = A_C + A_T.

Việc phân tích những lý thuyết sóng được phát triển cho độ sâu nước không đổi d. Mục tiêu của một lý thuyết sóng là xác định mối quan hệ giữa T và λ và chuyển động của dòng nước.

Tương quan lan truyền sóng (dispersion relation) là quan hệ giữa chu kỳ sóng T, bước sóng λ và chiều cao sóng H với một độ sâu nước đã cho d.

Sóng phi tuyến điều hòa là sóng không đối xứng, có A_C > A_T và vận tốc pha sóng phụ thuộc vào chiều cao sóng.

Mật độ năng lượng trung bình E là tổng của trung bình động lực sóng và năng lượng tiềm năng trên một đơn vị diện tích ngang. Dòng năng lượng P là tỷ số trung bình của năng lượng truyền trên một đơn vị chiều rộng mặt phẳng vuông góc với hướng truyền của sóng. Nhóm vận tốc c_g= P/E là tốc độ của năng lượng truyền sóng.

Trong sóng không điều hòa hoặc sóng ngẫu nhiên, cao độ mặt tự do z = ƞ(x,y,t) là một quá trình ngẫu nhiên. Bước sóng cục bộ của sóng không điều hòa được định nghĩa là khoảng cách giữa hai đỉnh cắt không liên tiếp. Đỉnh sóng và bụng sóng không đều được định nghĩa là giá trị lớn nhất giữa cao độ trung bình trên và dưới cùng mức.

6.2  Các lý thuyết sóng điều hòa

6.2.1  Tính ứng dụng của các lý thuyết sóng

Có ba thông số xác định lý thuyết sóng được áp dụng trong một trường hợp cụ thể. Đó là chiều cao sóng H, chu kỳ sóng T và độ sâu nước d. Những thông số này được sử dụng để xác định ba thông số không thứ nguyên xác định phạm vi sử dụng của các lý thuyết sóng khác nhau:

Thông số bước sóng:

Thông số nước nông:

Số Ursell:

Trong đó λ₀ và k₀ là bước sóng nước sâu tuyến tính và số sóng tương ứng với chu kỳ sóng T

Ba thông số này không độc lập, khi hai thông số được cho trước, thông số thứ ba sẽ được xác định. Mối quan hệ được thể hiện:

Số Ursell cũng được xác định bằng: 

Phạm vi áp dụng của các lý thuyết sóng được cho trong Hình 5.

Hình 4 - Các đặc tính truyền sóng

Hình 5 - Phạm vi áp dụng các lý thuyết sóng khác nhau

Trục hoành là giá trị độ sâu nước. Trục đứng là giá trị bước sóng.

6.2.2  Lý thuyết sóng tuyến tính

6.2.2.1  Lý thuyết sóng đơn giản nhất thu được bằng cách lấy chiều cao sóng nhỏ hơn nhiều so với bước sóng và độ sâu nước. Lý thuyết này được xem như lý thuyết sóng biên độ nhỏ, lý thuyết sóng tuyến tính, lý thuyết sóng hình sin (sinusoidal wave theory) hoặc lý thuyết sóng Airy.

6.2.2.2  Đối với sóng tuyến tính điều hòa, chiều cao đỉnh sóng A_C bằng chiều cao bụng sóng A_H và được biểu hiện với biên độ sóng A, H = 2 A.

Tung độ mặt sóng được xác định bởi:

Trong đó: Q = k(xcos β + ysinβ)-ωt là pha và β là hướng truyền, đo từ trục x dương; c là vận tốc pha.

6.2.2.3  Sự tán sắc của sóng đưa ra mối quan hệ giữa chu kỳ sóng T và bước sóng λ. Đối với sóng tuyến tính tại độ sâu nước hữu hạn T:

Liên quan đến tần số góc ω = 2p / T và số con sóng k = 2p / λ, quan hệ tán sắc của sóng:

6.2.2.4  Công thức gần đúng cho bước sóng λ như là một hàm của chu kỳ sóng T:

Trong đó:

 và α₁ = 0,666; α₂ = 0,445; α₃ = -0,105; α₄ = 0,272

Hình 6 đưa ra bước sóng như một hàm của chu kỳ cho những độ sâu nước khác nhau.

Hình 6 - Bước sóng và vận tốc pha như một hàm của chu kỳ sóng tại các độ sâu nước đối với sóng tuyến tính

Hình 6 - Bước sóng và vận tốc pha như một hàm của chu kỳ sóng tại các độ sâu nước đối với sóng tuyến tính (kết thúc)

6.2.2.5  Đối với sóng tuyến tính, vận tốc pha chỉ phụ thuộc bước sóng λ, không phụ thuộc biên độ A

Hình 6 thể hiện vận tốc pha như một hàm của chu kỳ sóng cho những độ sâu khác nhau.

6.2.2.6  Đối với độ sâu nước  công thức được đơn giản hóa:

Và tương quan lan truyền sóng được đơn giản hóa thành:

 hay λ = 1,56T² với λ đơn vị là mét, T đơn vị là giây.

Công thức cho sự đổi chỗ phần tử chất lỏng, vận tốc, gia tốc chất lỏng và áp lực bề mặt chất lỏng trong sóng tuyến tính và sóng bậc 2 được cho trong Bảng 4.

6.2.3  Lý thuyết sóng Stokes

6.2.3.1  Sóng mở rộng Stokes là một sự mở rộng của tung độ mặt sóng phụ thuộc vào chiều cao sóng tuyến tính H. Sóng Stokes bậc một tương tự với sóng tuyến tính, hoặc sóng Airy.

6.2.3.2  Profile tung độ mặt sóng đối với sóng Stoke điều hòa bậc 2 có dạng:

Trong đó: Q = k(xcosβ + ysinβ)-ωt

6.2.3.3  Trong vùng nước sâu, sóng Stokes bậc 2 có dạng:

6.2.3.4  Sóng Stokes bậc 2 và bậc cao hơn là không đối xứng với A_C > A_T. Đỉnh sóng dốc và đảy sóng mở rộng hơn sóng Airy.

Đối với sóng Stokes bậc 2 ở vùng nước sâu:

Do đó, chiều cao đỉnh sóng tăng lên bằng một hệ số 1 + pH / 2λ so với sóng tuyến tính Airy. Tương quan lan truyền sóng tuyến tính giữ cho các sóng Stockes bậc 2, từ đó các vận tốc pha c và bước sóng λ duy trì độc lập với chiều cao sóng.

6.2.3.5  Tuy nhiên với sóng Stokes bậc 3, vận tốc pha sóng phụ thuộc vào chiều cao sóng:

Đối với vùng nước sâu  công thức có dạng:

Công thức cho sự đổi chỗ phần tử chất lỏng, vận tốc, gia tốc chất lỏng và áp lực bề mặt chất lỏng đối với sóng Stokes bậc 2 được cho trong Bảng 4.

6.2.3.6  Đối với những sóng điều hòa có độ dốc S < S_max (và số Ursell U_R < 30), lý thuyết sóng Stokes bậc 5 được áp dụng. Tỷ lệ lớn nhất của đỉnh sóng và chiều cao sóng là 0,635.

Lý thuyết sóng Stokes không áp dụng cho vùng nước nông, khi U_R > 30 lý thuyết sóng Cnoidal hoặc lý thuyết hàm dòng nên được sử dụng.

Khi U_R ~ 30, cả lý thuyết sóng Stokes bậc 5 và lý thuyết sóng cnoidal đều có sự không chính xác. Trong những trường hợp sóng điều hòa, nguyên lý hàm dòng được khuyến cáo sử dụng.

6.2.4  Lý thuyết sóng Cnoidal

Sóng Cnoidal là sóng có chu kỳ, có đỉnh sóng rõ rệt được chia bởi bụng sóng rộng. Lý thuyết sóng Cnoidal được sử dụng khi μ < 0,125 và U_R > 30. Sóng Cnoidal có tỷ lệ đỉnh sóng và chiều cao sóng trong khoảng 0,635 và 1.

6.2.5  Lý thuyết sóng đơn

Đối với những số Ursell cao, bước sóng của sóng Cnoidal là vô cực và sóng là sóng đơn. Sóng đơn là sóng truyền tại vùng nước nông nơi tung độ mặt sóng nằm toàn bộ trên mực nước trung bình, do đó A_C = H. Profile sóng đơn có thể tính gần đúng bằng:

Trong đó ε = H / d. Vận tốc pha sóng

6.2.6  Lý thuyết sóng hàm dòng

Lý thuyết sóng hàm dòng là một quy trình phân tích toán học cho việc tính gần đúng một profile sóng và có phạm vi áp dụng rộng hơn các lý thuyết sóng kể trên.

Nghiệm của hàm truyền có dạng cơ bản:

Trong đó: c là vận tốc pha sóng, N là bậc của lý thuyết sóng. Bậc N của lý thuyết hàm truyền được xác định bởi thông số độ dốc sóng S và thông số nước nông μ. Khi N = 1, lý thuyết hàm truyền trở thành lý thuyết sóng tuyến tính.

Tiệm cận gần đến chiều cao sóng vỡ, có nhiều yêu cầu cần cung cấp để cho ra một đại diện chính xác của sóng.

6.3  Động học sóng

6.3.1  Động học sóng điều hòa

6.3.1.1  Đối với sóng điều hòa xác định có chu kỳ T, chiều cao sóng H và độ sâu nước d, động lực sóng đều theo 2 phương có thể được tính toán bằng một lý thuyết sóng tương đương hợp lý với những thông số sóng đã cho.

Hình 7 - Lý thuyết sóng hàm truyền bậc N sao cho độ lệch vận tốc và gia tốc lớn nhất ít hơn 1%

6.3.1.2  Sóng tuyến tính và sóng Stokes dựa trên lý thuyết nhiễu loạn và trực tiếp đưa ra động học sóng dưới cao độ z = 0. Động học sóng giữa đỉnh sóng và mực nước tỉnh có thể xác định bằng lý thuyết mở rộng hoặc ngoại suy được miêu tả trong 6.3.3. Lý thuyết hàm truyền 6.2.6 cung cấp động học sóng cho tất cả trường đến tung độ mặt tự do.

6.3.2  Mô hình hóa sóng không điều hòa

6.3.2.1  Sóng ngẫu nhiên không điều hòa, đại diện cho một trạng thái biển, có thể được mô hình như một tổng của các sóng hình sin. Mô hình sóng ngẫu nhiên đơn giản nhất là mô hình sóng tuyến tính đỉnh sóng dài:

trong đó: ε_k là pha ngẫu nhiên phân phối đều trong khoảng 0 và 2p, độc lập với nhau và các biên độ ngẫu nhiên A_k được lấy theo phân phối Rayleigh với giá trị bình phương trung bình bằng:

S(ω) là phổ sóng và ∆ω_k = ω_k - ω_k-1 là hiệu số giữa những tần số liên tiếp.

6.3.2.2  Khoảng tần số thấp nhất ∆ω được điều chỉnh bởi tổng thời gian mô hình hóa t, ∆ω = 2pλ

Số lượng tần số để mô hình hóa điều kiện biển điển hình ngắn hạn ít nhất nên lấy là 1000 tần số. Ảnh hưởng của tần số lớn nhất ω_max nên được kiểm tra. Điều này là đặc biệt quan trọng khi mô phỏng vận tốc chất lỏng không điều hòa.

Hình 8 - Mô hình sóng không điều hòa bậc 1 và bậc 2; H_s = 15,5 m, T_p = 17,8 s, γ = 1,7. N = 21 600, ∆t = 0,5 s

6.3.2.3  Mô hình sóng ngẫu nhiên phi tuyến đơn giản nhất là mô hình bậc 2 đỉnh sóng dài, trong đó phương pháp sóng bậc 2 có N² là hiệu chỉnh độ lệch trên toàn bộ tổng các tần số và tất cả các tất số khác. Sóng ngẫu nhiên bậc 2 được mô hình hóa là ƞ₂ = ƞ₁ + ∆ƞ₂, trong hiệu chỉnh bậc 2 được xác định bởi:

      (70)

Trong đó  là bình phương hàm truyền tung độ mặt sóng. Trong vùng nước sâu:

Độ lớn tương đối giữa phân phối bậc 1 và bậc 2 đến cao độ mặt tự do được chỉ ra trong Hình 8.

6.3.2.4  Mô hình bậc hai được thể hiện để phù hợp dữ liệu thực nghiệm nếu một tần số đạt ngưỡng giới hạn  được áp dụng. Mô hình sóng ngẫu nhiên bậc cao vẫn đang được phát triển cho những ứng dụng đặc biệt.

6.3.3  Động học sóng không điều hòa

Động học trong sóng không điều hòa có thể được dự đoán bởi một trong các nguyên lý sau:

- Nguyên lý Grue;

- Nguyên lý Wheeler;

- Mô hình động học bậc 2.

Cách đơn giản để xác định động học dưới đỉnh sóng của con sóng lớn tại vùng nước sâu là nguyên lý Grue. Đối với một tung độ sóng theo chuỗi thời gian, bằng việc đo đạc hay mô phỏng, chiều cao đỉnh sóng và chu kỳ bụng sóng tới bụng sóng tương ứng T_TT được xác định. Tần số góc cục bộ được xác định bằng ω = 2p / T_TT. Số sóng tương ứng k và độ dốc sóng ε được tính toán bằng việc giải các phương trình số học tương ứng với sóng Stokes bậc 3:

Công thức đầu tiên là quan hệ tán sắc phi tuyến và công thức thứ hai là công thức không thứ nguyên cho cao độ mặt tự do. Vận tốc ngang dưới đỉnh sóng được cho bởi hàm mũ:

Trong đó: z = 0 là mực nước trung bình và g là gia tốc trọng trường. Nguyên lý Grue giới thiệu phía trên bị giới hạn với động lực đỉnh sóng và có giá trị cho sóng vùng nước sâu.

6.3.3.1  Nguyên lý Wheeler mở rộng được sử dụng rộng rãi. Nguyên lý dựa trên sự quan sát vận tốc chất lỏng tại mực nước tĩnh bị giảm yếu so với lý thuyết tuyến tính. Nguyên tắc cơ bản là ghi lại dữ liệu từ cao độ mặt tự do, tính toán vận tốc cho từng tần số sử dụng lý thuyết tuyến tính và cho từng thời điểm trong chuỗi thời gian, trục dọc được kéo dài theo biểu thức:

Trong đó ƞ là tung độ mặt tự do và d là độ sâu nước (Hình 9)

Hình 9 - Profile mở rộng và ngoại suy của vận tốc

6.3.3.2  Nguyên lý Wheeler phải được sử dụng với một bản ghi tung độ phi tuyến (được đo đạc hoặc bậc 2) và những thành phần động học phi tuyến nếu chúng độc lập.

Các vận tốc theo phương ngang có thể thống nhất mô hình hóa lên cao độ mặt tự do bằng việc sử dụng một mô hình động học Taylor mở rộng bậc 2 (ngoại suy) của profile vận tốc tuyến tính gồm những phần từ tổng những thành phần tần số sóng khác nhau. Vận tốc theo phương ngang tại chiều cao z dưới đỉnh sóng cho bởi:

Trong đó u⁽¹⁾(z), u⁽²⁺⁾(z), u^(2-)(z) là profile vận tốc tuyến tính, profile tổng vận tốc bậc 2 và profile vận tốc với các tần số khác nhau. Công thức tương tự đối với vận tốc đứng và gia tốc/ ngang và đứng, cần lưu ý khi tính toán lực tác động lên ống đứng được gắn lên vật nổi, động học phải phù hợp với lý thuyết sóng sử dụng cho tính toán sự chuyển động của vật nổi.

6.3.3.3  Khi sử dụng một bản ghi đo đạc đầu vào, một bộ lọc thấp phải được áp dụng để tránh những tần số quá cao. Được khuyên sử dụng một tần số phân cắt bằng 4 lần tần số đỉnh phổ.

6.3.3.4  Hệ số động học sóng

Khi sử dụng sóng thiết kế theo 2 phương cho việc tính toán lực tác động lên phần tử kết cấu, vận tốc, gia tốc hạt sóng có thể bị giảm yếu bằng việc đưa vào tính toán sự truyền hướng thực tế của sóng không điều hòa. Hệ số giảm yếu được biết đến là hệ số động học sóng được định nghĩa là tỷ số giữa giá trị quân phương của vận tốc dòng và giá trị quân phương của vận tốc trong vùng biển theo một phương duy nhất.

Hệ số động học sóng có thể cho như sau:

đối với hàm truyền hướng D(θ) ~ cosⁿ(θ) được định nghĩa trong 6.5.8.4 hoặc bằng:

đối với hàm truyền hướng D(θ) ~ cos^2s(θ / 2) được định nghĩa trong 6.5.8.7

6.4  Sự biến dạng sóng

6.4.1  Quy định chung

Những lý thuyết sóng được phát triển cho độ sâu nước không đổi có thể được sử dụng để dự đoán sự biến dạng các tính chất sóng khi sóng truyền về bờ từ vùng nước sâu đến nước nông. Chu kỳ sóng T không đổi trong khi tốc độ pha c và bước sóng λ giảm, chiều cao sóng H và độ dốc sóng S tăng lên.

6.4.2  Hiệu ứng nước nông (Shoaling)

Đối với chuyển động hai chiều, chiều cao sóng tăng theo công thức:

trong đó K_s là hệ số nước nông và c_g vận tốc nhóm:

Và số sóng k có liên quan với chu kỳ sóng T bởi quan hệ khúc xạ. Kí hiệu 0 chỉ đến giá trị độ sâu nước tại độ sâu nước d = d₀.

6.4.3  Sự khúc xạ (Refraction)

Tốc độ pha thay đổi như một hàm của độ sâu nước d. Vì thế, đối với sóng tiếp cận đường đẳng sâu tại một góc khác lớn hơn bình thường, độ sâu nước sẽ thay đổi dọc theo đỉnh sóng. Kết quả đỉnh sóng có xu hướng uốn cong về đường đẳng sâu và đỉnh sóng có xu hướng song song với đường bờ biển.

Đối với những đường đồng mức mặt biển song song, luật khúc xạ Snell áp dụng:

Trong đó: c = c(kd) là vận tốc pha và α là góc giữa tia sóng và đường vuông góc với đường đồng mức mặt biển. Sự khúc xạ cũng có ảnh hưởng lên biên độ sóng. Đối với những đường đồng mức độ sâu song song với đường bờ biển, sự thay đổi của chiều cao sóng được cho bởi:

trong đó: K_s là hệ số nước nông được cho trong 6.4.2 và K_r là hệ số khúc xạ được xác định bằng:

Trong đó α₀ là góc giữa đỉnh sóng và đường đồng mức độ sâu.

6.4.4  Sự phản xạ sóng (Wave reflection)

Khi mặt sóng gặp phải một lớp dưới bề mặt hoặc mặt phẳng chắn đứng, một phần của năng lượng sẽ bị phản xạ lại. Những sóng điều hòa trở thành sóng đứng khi chiều cao sóng H truyền vuông góc với một bề mặt tường đứng vô hạn.

Cao độ bề mặt tự do đối với những sóng đứng tuyến tính lên mặt tường đứng được cho bởi:

Áp lực lên tường chắn được cho bởi:

Hình 10 - Những con sóng vượt qua tường chắn dưới nước - độ sâu nước thay đổi từ h₁ đến h₂

Hệ số phản xạ R = H_r /H_i được định nghĩa là tỷ số của chiều cao sóng phản xạ với chiều cao sóng tới. Đối với sóng dài với bước sóng lớn hơn độ sâu nước, truyền từ một hướng tương đối đến đường vuông góc với tường chắn dưới nước, hệ số phản xạ được cho bởi:

Trong đó α = k_i cosθ_i; k₁ cosθ_i = k₂ cosθ₂;

ω là tần số sóng và kí hiệu 1,2 liên quan đến từng giá trị độ sâu 1 và 2

Hệ số truyền T = H_t / H_i được định nghĩa là tỷ lệ của chiều cao sóng truyền với chiều cao sóng tới

Khi h₁ < h₂ tổng phản xạ (R = 1) xảy ra với góc tới tới hạn:

Đối với những địa hình chung, các phương pháp số học phải được áp dụng.

6.4.5  Sóng đứng trong vịnh nước nông

Chu kỳ tự nhiên của sóng đứng trong vịnh nước nông với chiều dài L, chiều rộng B và độ sâu d là:

Chu kỳ tự nhiên của sóng đứng trong vùng vịnh tròn nước nông với bán kính α được cho bởi:

đối với phương pháp đối xứng và:

Đối với phương pháp bất đối xứng trong đó  và  là đạo hàm 0 theo thứ tự của J^’₀ và J^’₁ của hàm Bessel.

6.4.6  Chiều cao sóng lớn nhất và sóng vỡ

6.4.6.1  Chiều cao sóng bị giới hạn bởi sự vỡ sóng. Chiều cao sóng lớn nhất H_b được cho bởi:

Trong đó λ là bước sóng tương ứng với độ sâu nước d. Trong vùng nước sâu, giới hạn sóng vỡ tương ứng với một độ dốc sóng lớn nhất S_max = H_b / λ = 1/7

6.4.6.2  Chiều cao sóng vỡ là một hàm của chu kỳ sóng đối với những độ sâu nước khác nhau được cho trong Hình 10. Trong vùng nước nông, giới hạn của chiều cao sóng có thể lấy bằng 0,78 lần độ sâu nước tại đó. Cần lưu ý rằng những con sóng khi truyền trên một mặt đáy biển ngang phẳng có thể vỡ do sóng có chiều cao thấp hơn. Dưới điều kiện lý tưởng, giới hạn sóng vỡ có thể bằng 0,55.

6.4.6.3  Kết cấu bờ hoặc kết cấu biển trong vùng nước nông yêu cầu một đánh giá chiều cao sóng lớn nhất đáng tin cậy.

6.4.6.4  Sóng vỡ được phân loại chung do tràn (spilling), dựng (plunging), trào (surging) hoặc sụp (collapsing). Sự hình thành nguyên nhân vỡ điển hình phụ thuộc vào thông số không thứ nguyên

trong đó H_b là chiều cao sóng vỡ, m là độ dốc bờ, và λ₀ = gT² / 2p là bước sóng tại vùng nước sâu, T là chu kỳ sóng. Đặc điểm của các nguyên nhân vỡ là:

Tràn (Spilling) - bọt sóng xuất hiện tại đỉnh sóng và tràn xuống mặt trước của sóng. Sóng vỡ do tràn thường tạo thành khi x < 0,4.

Hình 11 - Chiều cao sóng vỡ phụ thuộc vào độ sâu nước tĩnh

Dựng (Plunging) - Toàn bộ mặt trước của sóng dựng lên cho đến khi thẳng đứng và đổ xuống phần chân sóng. Sóng vỡ do đổ tạo thành khi 0,4 < x_b< 2,0.

Trào (Surging) - xảy ra khi sóng truyền gần bờ biển dốc với bọt hình thành gần mặt bờ biển. Trào sóng tạo thành khi x_b > 2,0.

Sụp (Collapsing) - phần thấp hơn mặt trước của đường sóng đến phương đứng, và mặt trước cong lên. Sóng vỡ do sụp là một dạng chuyển từ dựng và trào sóng, x_b ~ 2,0.

6.5  Điều kiện sóng ngắn hạn

6.5.1  Quy định chung

Mặt biển thường được giả thiết là tĩnh trong khoảng thời gian 20 phút từ 3 đến 6 tiếng. Điều kiện biển tĩnh được đặc trưng bởi một hệ nhưng thông số môi trường như chiều cao sóng đáng kể H_s và chu kỳ đỉnh T_p.

Chiều cao sóng đáng kể H_s được định nghĩa là giá trị trung bình của một phần ba số sóng có chiều cao lớn nhất trong tổng số các sống được thống kê trong một khoảng thời gian, cũng được hiểu là H_1/3.

Chu kỳ đỉnh T_p là chu kỳ sóng được xác định bởi nghịch đảo của tần số tại đó phổ năng lượng sóng có giá trị lớn nhất.

Chu kỳ cắt không T_z là giá trị thời gian trung bình giữa 2 sóng cắt đường trung bình theo chiều đi lên của mực nước trung bình.

6.5.2  Phổ sóng

6.5.2.1  Trạng thái biển không điều hòa trong điều kiện ngắn hạn có thể được miêu tả bằng 1 phổ sóng. Đó là Hàm mật độ năng lượng phổ của lượng chiếm nước mặt biển theo phương đứng.

6.5.2.2  Phổ sóng được cho trong bảng mẫu, bằng việc đo đạc phổ hoặc bằng một công thức phân tích thông số. Hầu hết phổ thích hợp phụ thuộc vào địa hình với độ sâu nước cục bộ và mức độ của trạng thái biển

6.5.2.3  Phổ Pierson-Moskowitz (PM) và JONSWAP thường được áp dụng cho gió biển. Phổ PM được đề xuất ban đầu cho vùng biển phát triển hoàn toàn. Phổ JONSWAP mở rộng PM bao bồm bước sóng giới hạn, miêu tả sự phát triển của các trạng thái biển. Cả hai phổ miêu tả các điều kiện gió biển thường xảy ra trong phần lớn trạng thái biển khắc nghiệt.

6.5.2.4  Các trạng thái biển trung bình và thấp trong khu vực biển mở thường được tạo thành bởi cả gió biển và sóng lừng. Một phổ hai đỉnh (two peak spectrum) thường được sử dụng để áp dụng đối với cả hai dạng thời tiết đó. Phổ Ochi-Hubble và phổ Torsethaugen là phổ 2 đỉnh.

6.5.2.5  Mô men phổ m_n với bậc chung n được định nghĩa như sau:

trong đó f là tần số sóng, n = 0,1,2,…

6.5.2.8  Nếu mật độ năng lượng phổ S(ω) được cho như một hàm của tần số góc ω, do đó mà

và với mô men phổ tương ứng M_n, quan hệ với M_n là:

Bảng 4 - Lý thuyết sóng

6.5.3  Những thông số trạng thái biển

Những thông số trạng thái biển dưới đây có thể được định nghĩa dưới dạng mô men phổ:

6.5.3.1  Chiều cao sóng đáng kể H_s được cho bởi:

6.5.3.2  Chu kỳ cắt không T_z có thể tính bằng:

6.5.3.3  Chu kỳ sóng trung bình T₁ có thể được tính bằng:

6.5.3.4  Chu kỳ đỉnh trung bình T_c có thể được tính bằng:

6.5.3.5  Độ dốc sóng đáng kể S_s có thể được tính bằng:

6.5.3.6  Một vài thông số có thể được sử dụng để xác định bề rộng phổ:

Lưu ý rằng mô men phổ bậc 4 và thông số bề rộng phổ không tồn tại đối với phổ Pierson- Moskowitz và phổ JONSWAP.

6.5.4  Độ dốc sóng

Độ dốc sóng trung bình S_s, S_p và S_l đối với trạng thái biển không điều hòa ngắn hạn được định nghĩa là:

Giá trị giới hạn của S_s có thể, được công nhận bởi các nguồn tin cậy có thể lấy bằng:

và được nội suy tuyến tính giữa những giá trị giới hạn. Giá trị giới hạn của S_p có thể lấy bằng:

Những giá trị giới hạn thu được từ dữ liệu đo đạc của Norwegian Continental Shelf, nhưng được dự kiến được áp dụng nhiều hơn.

6.5.5  Phổ Pierson-Moskowitz và JONSWAP

6.5.5.1  Phổ Pierson-Moskowitz được cho bởi:

Trong đó: ω_p = 2p / T_p là tần số góc đỉnh phổ.

6.5.5.2  Phổ JONSWAP S_J(ω) được công thức hóa cải biến từ phổ Pierson-Moskowitz cho điều kiện biển phát triển trong một vị trí có bước sóng giới hạn:

Trong đó:

S_PM  Phổ Pierson-Moskowitz.

γ  Thông số hình dạng đỉnh không thứ nguyên.

σ  Thông số độ rộng phổ.

σ = σ_a for ω ≤ ω_p

σ = σ_b for ω > ω_p

A_γ = 1-0,287 ln(γ) là một hệ số tiêu chuẩn.

6.5.5.3  Các giá trị trung bình đối với dữ liệu thí nghiệm JONSWAP là γ = 3,3; σ_a = 0,07; σ_b = 0,09. Khi γ = 1, phổ JONSWAP trở thành phổ Pierson-Moskowitz.

Phổ JONSWAP là một mô hình hợp lý khi:

Trong đó T_p đơn vị là giây và H_s là mét, và nên được sử dụng cùng với lưu ý khi ở bên ngoài khoảng thời gian này. Ảnh hưởng của thông số hình dạng đỉnh γ được thể hiện trong Hình 12.

Hình 12 - Phổ JONSWAP đối với H_s = 14,0 m, T_p = 8,0 s đối với γ = 1, γ = 2 và γ = 5

6.5.5.4  Chu kỳ sóng cắt không T_z và chu kỳ sóng trung bình T₁ có thể liên quan với chu kỳ đỉnh với phương trình dưới đây (1 ≤ γ < 7).

Với γ = 3,3; T_p = 1,2859T_z, và T₁ = 1,0734T

Với γ = 1,0 (Phổ PM); T_p = 1,4049T_z và T₁ = 1,0867T_z

6.5.5.5  Nếu thông số hình dạng đỉnh không có giá trị cụ thể, giá trị dưới đây sẽ được áp dụng:

Trong đó T_p đơn vị là giây và H_s đơn vị là mét.

6.5.5.6  Đối với phổ JONSWAP, mô men phổ được tính gần đúng là:

6.5.5.7  Cả hai phổ JONSWAP và Pierson-Moskowitz đều coi ω^-5 là tần số điều chỉnh cao tần (the governing high frequency tail behavior). Đó là số thực nghiệm đối với một hình dạng đồ thị gần với hình dạng lý thuyết. Sự khác nhau giữa ω^-4 và ω^-5 là tầm quan trọng của phản ứng động kết cấu.

6.5.6  Phổ TMA

Phổ TMA trong vùng có độ sâu nước hữu hạn, không có sóng vỡ, S_TMA(ω) được xem như phổ JONSWAP nhân với một hàm độ sâu ɸ(ω)

Trong đó:

Áp dụng theo quan hệ phân tán:

hàm độ sâu ɸ(ω) có thể viết thành:

Trong đó: d là độ sâu nước.

6.5.7  Phổ 2 đỉnh

6.5.7.1  Sự kết hợp gió biển với sóng lừng có thể được miêu tả bởi một phổ tần số 2 đỉnh:

Trong đó gió biến và sóng lừng được giả thiết là không tương quan với nhau.

6.5.7.2  Mô men phổ có tính cộng:

từ đó suy ra chiều cao sóng đáng kể được xác định bằng:

Trong đó:

H_{s,wind sea} là chiều cao sóng đáng kể đối với sóng do gió.

H_s,swell là chiều cao sóng đáng kể đối với sóng lừng.

6.5.7.3  Thành phần sóng do gió trong phổ tần số được miêu tả bởi một hàm JONSWAP tổng quát. Thành phần sóng lừng cũng được miêu tả bởi một hàm JONSWAP tổng quát hoặc một hàm tiêu chuẩn.

6.5.7.4  Phổ Ochi-Hubble là một phổ tổng quát được công thức hóa để miêu tả sự kết hợp 2 trạng thái biển khác nhau. Phổ là tổng của hai phân phối Gamma, mỗi phân phối với 3 thông số cho từng hệ thống sóng: Chiều cao sóng đáng kể H_s,j, Chu kỳ đỉnh phổ T_p,j và một hệ số hình dạng λ_s. Những thông số đó nên được xác định để phù hợp nhất với phổ quan sát.

6.5.7.5  Phổ Ochi-Hubble được định nghĩa là:

Trong đó:

trong đó: j = 1 và j =2 đại diện lần lượt các yếu tố tần số thấp và cao. Chiều cao sóng đáng kể cho trạng thái biển:

6.5.8  Phân phối hướng của gió biển và sóng lừng

6.5.8.1  Phổ hướng sóng đỉnh ngắn có thể được miêu tả theo phổ sóng một chiều:

Trong đó đẳng thức sau là một đơn giản hóa thường được sử dụng trong thực hành. D(θ, ω) và D(θ) là hàm hướng (directional functions). θ là góc giữa hướng của sóng cơ bản và hướng sóng chính của hệ sóng đỉnh ngắn.

6.5.8.2  Hàm hướng thỏa mãn điều kiện:

6.5.8.3  Đối với một phổ 2 đỉnh là một tổng của một yếu tố sóng lừng và một yếu tố gió biển, tổng của phổ tần số hướng S(ω,θ) bằng:

6.5.8.4  Một hàm hướng thường được sử dụng cho sóng biển là:

trong đó Γ là hàm Gamma và |θ - θ_p| ≤

6.5.8.5  Hướng chính θ_p có thể được điều chỉnh bằng hướng gió nếu dữ liệu hướng sóng không có sẵn.

6.5.8.6  Cần xem xét thích đáng để phản ánh một mối tương quan chính xác giữa trạng thái biển thực tế và hằng số n. Giá trị điển hình cho gió biển là n = 2 đến 4. Nếu sử dụng cho sóng lừng, n > 7 thích hợp hơn.

6.5.8.7  Một công thức thay thế cũng thường dược sử dụng là:

Trong đó: |θ - θ_p| ≤ p

So sánh 2 công thức đối với sự mở rộng hướng, s có thể lấy bằng 2n+1.

Những giá trị điển hình đối với gió biển là s = 5 ~ 15. Nếu sử dụng cho sóng lừng s > 15 là thích hợp hơn.

6.5.8.8  Mở rộng hướng sóng lừng có thể được mô hình hóa bằng một phân phối Poisson:

6.5.8  Phân phối ngắn hạn của chiều cao sóng

6.5.9.1  Chiều cao sóng H từ đỉnh đến bụng sóng của một chu kỳ sóng có sự chênh lệch giữa chiều cao đỉnh lớn nhất và chiều cao bụng sóng thấp nhất giữa hai lần sóng cắt không liên tiếp.

6.5.9.2  Chiều cao sóng có thể được mô hình hóa bởi hàm xác suất tích lũy theo phân phối Rayleigh:

Trong đó:

6.5.9.3  Hệ số ρ phản ánh những ảnh hưởng của chiều rộng phổ và giá trị đặc trưng cho ρ nằm trong khoảng -0,75 đến 0,6. Việc giải thích hệ số ρ như một hàm tự tương quan có giá trị bằng một nửa chu kỳ sóng trội nhất, phổ sóng Jonswap với hệ số mở rộng đỉnh 3,3, đưa giá trị ρ = - 0,73. Sự có mặt của sóng lừng cơ bản tạo cho quy trình sóng có biên độ rộng hơn, đến mức làm tăng sự tự tương quan ρ (ρ gần với khoảng -0,65 ~ 0,6).

6.5.9.4  Sự biểu diễn bằng tham số hợp lý của ρ như là hàm của thông số hình dạng đỉnh Jonswap: (1≤γ≤10)

6.5.9.5  Một phân phối chiều cao sóng ngắn hạn theo kinh nghiệm là phân phối Weibull:

Những thông số tỷ lệ và hình dạng được xác định từ dữ liệu. Những giá trị thông số của phân phối chiều cao sóng Forristall α_H = 0,681 và β_H = 2,126 cơ bản được dựa trên dữ liệu thu được từ vịnh Mexico.

6.5.10  Phân phối ngắn hạn của đỉnh sóng trên mực nước tĩnh

6.5.10.1  Tung độ mặt sóng phi tuyến có thể được mô hình hóa bởi lý thuyết bậc 2. Phân phối đỉnh Forristal cho đỉnh sóng trên mực nước tĩnh được dựa trên mô phỏng miền thời gian bậc 2: