物理現象と公式
CGWAVE(緩傾斜方程式を解く)を使用した、回折と屈折を含むメリーランド州テディアス クリークへの波の浸透のシミュレーション
流体力学において、緩傾斜方程式は、水深や防波堤や海岸線などの側方境界を伝搬する水波の回折と屈折の複合効果を説明します。これは近似モデルであり、その名前はもともと海底の緩傾斜上の波の伝搬用に開発されたことに由来しています。緩傾斜方程式は、港湾や海岸付近の波動場の変化を計算するために沿岸工学でよく使用されます。
緩傾斜方程式は、水波がさまざまな深さの水域を伝わり、崖、ビーチ、護岸、防波堤などの側方境界と相互作用する際の、水波の伝播と変形をモデル化します。その結果、波の振幅、つまり波の高さの変化が記述されます。波の振幅から、水面下の流速振動の振幅も計算できます。これらの量 (波の振幅と流速振幅) は、その後、沿岸および沖合の構造物、船舶、その他の浮遊物に対する波の影響、堆積物の輸送とその結果生じる海底および海岸線の水深変化、平均流場、溶解物質と浮遊物質の質量移動を決定するために使用できます。ほとんどの場合、緩傾斜方程式は、数値解析の方法を使用してコンピューターで解かれます。
緩傾斜方程式の最初の形式は、 1952年にエッカートによって開発され、改良版である古典的な定式化における緩傾斜方程式は、1972年にユリ・ベルクホフによって独立に導出されました。[1] [2] [3]その後、波と流れの相互作用、波の非線形性、より急な海底傾斜、海底摩擦、波の砕波などの効果を含めるために、多くの修正版や拡張版が提案されました。また、計算コストを削減するために、緩傾斜方程式の放物線近似がよく使用されます。
深さが一定の場合、緩やかな傾斜の方程式は波の回折に関するヘルムホルツ方程式に簡約されます。
線形理論による単色波の場合(自由表面の標高が で与えられ、波が平均水深の流体層上を伝播する場合)、緩やかな傾斜の方程式は次のようになります。 [4]
ここで、


自由表面標高の複素数値振幅である
水平位置です。
単色波動の角周波数です。
は虚数単位です。
中括弧内の量の実数部を取ることを意味します。
水平グラデーション演算子です。
は発散演算子です。
は波数です。
は波の位相速度であり、
波の集団速度です。
位相と群速度は分散関係に依存し、エアリー波理論から次のように導かれる。[5]
どこ
地球の重力と
は双曲正接です。
与えられた角周波数に対して、波数は、これら2つの量を水深に関連付ける分散方程式から解く必要があります。



変換により、
緩やかな傾斜方程式は非同次ヘルムホルツ方程式
の形に変換できる。[4] [6]
ここで、はラプラス演算子である。


伝播する波
伝播する波の空間的にコヒーレントな場においては、複素振幅を 振幅と位相(両方とも実数値)に分割することが有用である:[7]
ここで

振幅または絶対値であり、
は波の位相であり、
これは、緩やかな傾斜の方程式を次の方程式に変換します(が特異な場所を除く)[7] 。
どこ
単位水平面積あたりの平均波エネルギー密度(運動エネルギー密度と位置エネルギー密度の合計)である。
は有効波数ベクトルであり、その成分は
は有効群速度ベクトルであり、
は流体の密度であり、
地球の重力による加速度です。
最後の式は、緩やかな傾斜の方程式では波エネルギーが保存され、波エネルギーは波頭に対して垂直な方向に輸送されることを示しています(この場合は平均流のない純粋な波動です)。[7]有効群速度は群速度とは異なります。


最初の方程式は、有効波数が非回転 であることを述べています。これは、有効波数がスカラー場 である波の位相 の導関数であるという事実の直接的な帰結です。2 番目の方程式はアイコナール方程式です。これは、回折が有効波数に与える影響を示しています。多かれ少なかれ進行波の場合のみ、振幅と位相への分割により、一貫して変化する意味のある場と がもたらされます。それ以外の場合、κ 2 は負になることもあります。回折効果を完全に無視すると、有効波数κは に等しくなり、波の屈折に対する幾何光学近似を使用できます。[7]






上記の式の導出の詳細
緩やかな傾斜の方程式で が使用される場合、係数 を除けば、結果は次のようになります。


この方程式の実数部と虚数部は両方ともゼロに等しくなければなりません。
有効波数ベクトルは波の位相の勾配として
定義され、そのベクトル長は

勾配の回転がゼロなので、は非回転場であることに注意してください。

変換された緩やかな傾斜の方程式の実数部と虚数部は、まず虚数部に を掛けると次のようになります。

最初の方程式は、 に対する上記のアイコナール方程式を直接導きますが、2 番目の方程式は次のようになります。

角周波数が時間調和運動に対して一定であることに注目すると、波動エネルギー保存方程式が導かれます。


緩傾斜方程式の導出
緩やかな傾斜の方程式は、いくつかの方法を使用して導くことができます。ここでは、変分アプローチを使用します。[4] [8]流体は非粘性かつ非圧縮であると仮定され、流れは非回転であると仮定されます。渦度と粘性の影響はストークス境界層(流れの振動部分)でのみ重要であるため、これらの仮定は表面重力波に対して有効です。流れは非回転であるため、波動はポテンシャルフロー理論を使用して記述できます。
緩傾斜方程式の導出の詳細
ルークの変分原理
ルークのラグランジアン定式化は、非線形表面重力波の変分定式化を与える。 [9]一定の密度 、 の自由流体表面、 の固定海底 を持つ
水平方向に境界のない領域の場合、ルークの変分原理ではラグランジアンが使用され
、 は水平方向のラグランジアン密度で、次のように与えられる。





ここで、は速度ポテンシャルであり、流速成分はそれぞれ、、方向である。ルークのラグランジアン定式化は、自由表面での表面標高と速度ポテンシャルに関するハミルトン定式化に書き直すこともできる。 [10]をポテンシャルと表面標高に関して
変化させると、流体内部におけるのラプラス方程式、および自由表面と床面の両方におけるすべての境界条件が得られる。










線形波動理論
線形波動理論の場合、ラグランジアン密度の鉛直積分は、床から平均表面までの部分と、から自由表面までの2つの部分に分割されます。平均自由表面標高の周りの2番目の積分にテイラー級数展開を使用し、およびの2次項のみを保持すると、線形波動の
ラグランジアン密度は次のようになります。








垂直積分の項は、動的に興味がなくなったため削除されます。この項はオイラー・ラグランジュ方程式にゼロの寄与を与え、積分の上限は固定されます。位置エネルギーの に
比例する無視された下側の項についても同様です。

波は水平面内で伝播するが、電位構造は垂直方向では波状ではない。これは、平均自由表面標高で正規化した電位の形状に関する次の仮定の使用を示唆している。




ここで、平均自由表面レベルでの速度ポテンシャルは、次のようになります。次に、緩やかな傾斜の仮定が立てられ、垂直形状関数は-平面でゆっくりと変化し、流速における の水平微分は無視できます。したがって、次のようになります。





その結果、
![{\displaystyle L_{0}=-\rho \left\{\zeta {\frac {\partial \varphi }{\partial t}}\,+{\frac {1}{2}}\,F\left[\left({\frac {\partial \varphi }{\partial {x}}}\right)^{2}+\left({\frac {\partial \varphi }{\partial {y}}}\right)^{2}\right]\,+{\frac {1}{2}}\,G\varphi ^{2}+{\frac {1}{2}}\,g\zeta ^{2}\right\},}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/b25ae10581cc07d78425fab1beb8e2b3a4d2a2ca)
このラグランジュ密度に対するオイラー・ラグランジュ方程式は、またはのいずれかを表す。


まず、が に等しくなり、次に に等しく
なる。その結果、波動運動の発展方程式は次のようになる。[4] ∇ は水平勾配演算子
である。∇ ≡ (∂/∂ x , ∂/∂ y ) Tここで上付き文字T は転置を表す。



次のステップは、形状関数を選択し、決定することです。

エアリー波理論による垂直形状関数
目的は緩やかな傾斜の床上の波を記述することなので、形状関数はエアリー波動理論に従って選択される。これは、一定の深さで伝播する波の線形理論である。形状関数の形は次のようになる:[4]ここ
で、一般には定数ではなく、局所的な深さと線形分散関係に応じて変化するように選択される: [4]




ここで、一定の角周波数は、研究対象の波動場の特性に応じて選択される。したがって、積分とは次のようになる。[4]

以下の時間依存方程式は、自由表面標高と自由表面電位の変化を示す[4]
2つの発展方程式から、変数またはの1つを消去すると、緩やかな傾斜方程式の時間依存形が得られます。[4]自由表面電位の対応する式は、を に置き換えたもの
と同じです。時間依存の緩やかな傾斜方程式は、周波数の狭い帯域の波をモデル化するために使用できます。



単色の波
複素振幅と角周波数を持つ単色波を考えてみましょう。
とが互いに等しいとします。これを緩やかな傾斜の方程式の時間依存形で使用すると、時間調和波動の古典的な緩やかな傾斜の方程式が復元されます。[4]




緩傾斜方程式の適用性と妥当性
標準的な緩やかな傾斜方程式は、河床勾配や河床曲率に関する追加項を除けば、0から約1/3の範囲の河床勾配上の波動場について正確な結果を提供します。[11]しかし、反射波の振幅のような微妙な側面は、勾配が0に近づく場合でも完全に間違っている可能性があります。この数学的な好奇心は、小さな河床勾配ではこの反射が無視できるほど小さくなるため、一般に実用的な重要性はほとんどありません。
注記
- ^ エッカート、C. (1952)、「深海から浅海への重力波の伝播」、Circular 20、国立標準局:165–173、Bibcode:1952grwa.conf..165E
- ^ Berkhoff, JCW (1972)、「屈折と回折を組み合わせた計算」、第 13 回国際海岸工学会議議事録、バンクーバー、pp. 471–490
{{citation}}: CS1 maint: location missing publisher (link)
- ^ Berkhoff, JCW (1976)、単純な調和線形水波モデルの数学的モデル; 波の屈折と回折(PDF) (博士論文)、デルフト工科大学
- ^ abcdefghij ディンジマンズ (1997、pp. 248–256 & 378–379)
- ^ ディンゲマンス(1997年、49ページ)
- ^ メイ(1994年、86-89頁)
- ^ abcd ディンジマンズ (1997、pp. 259–262)
- ^ Booij, N. (1981)、不均一な深さと流れを持つ水面上の重力波(PDF) (博士論文)、デルフト工科大学、書誌コード:1981PhDT.......37B
- ^ ルーク、JC (1967)、「自由表面を持つ流体の変分原理」、流体力学ジャーナル、27 (2): 395–397、Bibcode :1967JFM....27..395L、doi :10.1017/S0022112067000412、S2CID 123409273
- ^ マイルズ、JW (1977)、「表面波に対するハミルトンの原理について」、流体力学ジャーナル、83 (1): 153–158、Bibcode :1977JFM....83..153M、doi :10.1017/S0022112077001104、S2CID 121777750
- ^ Booij, N. (1983)、「緩傾斜方程式の精度に関する注記」、沿岸工学、7 (1): 191–203、doi :10.1016/0378-3839(83)90017-0
参考文献
- Dingemans, MW (1997)、「不均一な底部における水波の伝播」、海洋工学上級シリーズ、第 13 巻、World Scientific、シンガポール、ISBN 981-02-0427-2、OCLC 361268362部構成、967ページ。
- Liu, PL-F. (1990)、「波の変換」、B. Le Méhauté および DM Hanes (編)、海洋工学科学、The Sea、vol. 9A、Wiley Interscience、pp. 27–63、ISBN 0-471-52856-0
- Mei, Chiang C. (1994)、海洋表面波の応用力学、海洋工学上級シリーズ、第1巻、World Scientific、ISBN 9971-5-0789-7、740ページ。
- Porter, D.; Chamberlain, PG (1997)、「2次元地形による線形波の散乱」、JN Hunt (編)、有限深度の水中の重力波、流体力学の進歩、第10巻、計算力学出版、pp. 13–53、ISBN 1-85312-351-X
- ポーター、D. (2003)、「緩やかな勾配方程式」、流体力学ジャーナル、494 :51–63、Bibcode :2003JFM...494...51P、doi :10.1017/S0022112003005846、S2CID 121112316