海岸动力学复习要点

《海岸动力学》--复习要点第四版CQJTU1、海岸类型和海岸主要动力因素：按照岸滩的物质组成，海岸类型有(1)基岩海岸(2)砂砾质海岸(3)淤泥质海岸(4)生物海岸(红树林海岸和珊瑚礁海岸)主要动力因素有：波浪、潮汐及潮流、近岸流、台风、风暴潮、海啸、异重流；以及河流影响。2、海岸线和海岸带的概念：海岸线是大潮平均高潮面与陆岸的交线。海岸带是陆地与海洋相互作用、相互交界的一个地带，包括潮上带，潮间带，潮下带；潮间带指高潮时海岸线与低潮时海岸线之间的带状区域；潮上带是海岸线向陆扩展10km的区域；潮下带向海到-10m～-15m等深线。1、波浪分类:按波浪形态分类，波浪可分为规则波和不规则波。不规则波又称随机波。按波浪传播海域的水深分类，波浪分为深水波、有限水深波和浅水波。深水波时h/L≥0.5浅水波时h/L≤0.05（其中h为水深，L为波长）2、谐振波波面表达式：波面表示为cos()akxt，则波长为2Lk，则波周期为2T，波速为ck，传播方向为x方向。3、描述规则波浪运动的理论：主要有微幅波理论、有限振幅Stokes波理论、椭圆余弦波理论，孤立波等。4、势波理论：假定流体无粘无旋并且不可压缩，因而剪切应力为零，无摩阻损失，存在势函数，求解势波的控制方程简化为20；底部边界上，法向速度为零。流速场和压力场可分开求解.求出速度势函数和流速场后，由伯诺里方程求得压力场。5．界面运动学边界条件：在流体界面上，不应有穿越界面的流动，否则界面就不能存在。流体界面具有保持性，某一时刻位于界面上的流体质点将始终位于界面上，不能有相对法向位移，即界面上水质点运动法向速度等于界面运动法向速度。6、线性波理论假定：波动的振幅相对于波长或水深是无限小的。线性波水质点运动轨迹为一个封闭椭圆，其水平长半轴为a，垂直短半轴为b。在水面处b＝H/2，即为波浪的振幅，在水底处b＝０，说明水质点沿水底只作水平运动。在深水情况下，水质点轨迹可简化为圆。7、波浪弥散方程：弥散方程为2tanh()gkkh,弥散方程等价关系式tanh()2gTckh,2tanh()2gTLkh。当水深给定时，波的周期愈长，波长亦愈长，波速也将愈大，这样就使不同波长的波在传播过程中逐渐分离开来。这种不同波长(或周期)的波以不同速度进行传播最后导致波的分散现象称为波的弥散(或色散)现象。在深水波情况:当水深h或kh为无限大，即h,kh→∞时，tanh()1khkh,水深h大于波长L的一半，或说kh＞π时，可认为已于深水情况。这时，波浪弥散方程可以化简为2gk，即202gTL，02gTc，在深水情况下波长和波速与波周期有关，而与水深无关。在浅水波情况：当水深与波长相比很小时，0kh，tanh()khkh，kh＜π/10或h＜L/20时，属于浅水，弥散方程简化为22gkh，即sLTgh，scgh。在浅水中波速只与水深有关，而与波周期或波长无关。因此任何波周期(或波长)的波浪传播到浅水区后，波浪的传播速度只由当地水深控制（非弥散波）。9、波的叠加：当两个波向相反，波高、周期相等的推进波相遇时，形成驻波(或称立波)。两列波向相同、波高相同而波周期略有差别的简单波迭加，形成波群。10、波能流：微幅波传播过程中不会引起质量输移，因为水质点轨迹封闭。但波动会产生能量的输送。波能流（或波功率）等于波能与波能传播速度Cg乘积。11、二阶斯托克斯波的特征：斯托克斯2阶波波形与微幅波的比较:波峰处，波面抬高,因而变为尖陡；波谷处，波面抬高，因而变得平坦。波峰波谷不再对称于静水面。随着波陡增大，峰谷不对称将加剧。斯托克斯波不适于浅水情况,因为波面中的二阶项与一阶项的比值趋于无穷大。速度不对称：斯托克斯2阶波正向(向岸)历时变短,波峰时水平速度增大；负向(离岸)历时增长,波谷时水平速度减小。二阶斯托克斯波与微幅波另一个明显的差别是其水质点的运动轨迹不封闭.水质点运动一个周期后有一净水平位移，这种净水平位移造成一种水平流动，称为漂流或质量输移。一个波周期内质点平均漂流速度，称传质速度。12、波浪非线性特征比值：波浪非线性作用取决于3个特征比值,即波陡H/L、相对波高H/h、和相对波长L/h。在深水中，反映波浪非线性作用的最主要的特征比值是H/L，在浅水中反映波浪非线性作用的最主要的特征比值是H/h。13、椭圆余弦波理论是最主要浅水非线性波理论之一。椭圆余弦波的一个极限情况是当波长无穷大时，趋近于孤立波。当振幅很小或h/H很大时，得到另一个椭圆余弦波的极限情况，称为浅水正弦波14、孤立波：孤立波的波长波周期都趋于无这穷大，波面全部在静水面以上。孤立波是一种推移波，水质点只朝波浪传播方向运动而不向后运动。15、各种波理论的适用范围：勒·梅沃特认为线性波理论只适用于厄塞尔数U＜＜1的情况.朗吉特—希金斯认为对研究近岸泥沙运动来说，在波陡较小时，线性波理论的限制范围可放宽到U＜26。当厄塞尔数U＜26且相对水深h/L处于有限水深和深水范围内，可采用高阶斯托克斯波理论。厄塞尔数U≥26时可用椭圆余弦波理论。17、不规则波形的波高及周期：波浪的尺度常用波高、周期表示。对于不规则波形通常采用上跨(或下跨)零点法。以上跨零点法为例，取平均水位为零线，把波面上升与零线相交的点作为一个波的起点。波形不规则地振动降到零线以下，接着又上升再次与零线相交，这一点作为该波的终点(也是下一个波的起点)。如横坐标轴是时间，则两个连续上跨零点的间距便是这个波的周期若坐标轴是距离，则此间距是这个波的波长。把这两点间的波峰最高点到波谷最低点的垂直距离定义为波高。18、风浪线性随机模型：固定点的波动水面η（t）表示为1()cos(),nnnntatan、σn分别为第n个余弦组成波的振幅和圆频率；εn表示第n个波的初相位角，εn是一个均匀分布于0～2π间的随机量。物理意义：某一固定的海面看作是无限多个不同振幅、频率和初始相位角的余弦波叠加起来。1、波浪从深水经浅水到岸边的传播过程中，受地形和建筑物等影响，波浪发生的变化和现象当波浪进入水深小于波长的一半的区域时，波浪开始受到海床地形的影响。波浪将发生浅水变形、折射、绕射、反射、破碎等现象。浅水变形：随着水深的减小，波速、波长都逐渐减小，波能传递率逐渐增大，波高在有限水深范围内随水深减小略有减小，进入浅水区后，则随水深减小而迅速增大，这就是浅水变形现象。波浪折射：浅水区传播的波浪，受地形影响，还将发生折射现象，由于处于水深较大位置的波峰线推进较快，处于水深较小位置的推进较慢，波峰线逐渐弯曲，趋于与等深线平行，波向线则趋于垂直于岸线，波峰线和波向线随水深变化而变化的现象称之为波浪折射。波浪反射：波浪在传播过程中遇到人工建筑物或陡峭的岸线，其全部或部分波能被反射而形成反射波，这种现象称为波浪反射，反射波高与入射波高之比称为波浪反射系数，其大小随岸线或人工建筑物的坡度、透水率等而异。当波浪正向入射于直立不透水墙时，会发生完全反射，反射波高等于入射波高，其组合波为立波，立波波高为入射波的2倍。波浪绕射。波浪在传播中遇到障碍物如防波堤、岛屿等，除可能产生反射外，还将绕过障碍物继续传播，并在掩蔽区内发生波浪扩散，这种现象称为波浪绕射。波浪绕射是波浪从能量高的区域向能量低的区域进行重新分布的过程，愈深入掩蔽区内波高越小，但其波浪周期保持不变。波浪进入进岸区域时波陡和相对波高越来越大，最终发生破碎现象。4、波浪能量损失：波浪进入浅水区后，波浪能量损失则应主要包括如下3(1)摩阻损失。是海底床面对于波浪水流的摩阻力引起的能量损失;(2)渗透损失。当海底泥沙颗粒较粗，渗透性较大时，由于波峰和波谷时的波浪压力不同，在床质内部引起渗透水流而造成的能量损失。(3)泥面波阻力损失。当海床为流动性的淤泥质软泥组成时，波峰和波谷下的压力差可能诱发泥面波，由于软泥内部粘性很大，因此，泥面波也可能导致损失一部分或大部分能量。5、波浪边界层：在分析势波运动时，对流体均作了无粘性的假定，但在边界面上(如海底)，水体的粘性作用是不能忽略的。为研究底部摩阻损失，首先要研究波浪的底部边界层。在短周期的波浪水流中，水流在不大的时间内正负交变，只有在床面附近很薄的一层受到床面影响而存在剪切应力，形成近面边界层。在边界层内是粘性有旋的运动,并受床面上流速等于零的边界条件控制（法向速度为6、零，切向速度为零）。超出层以后的边界层外水流，可以作为无粘无旋运动来对待，剪切应力为零，流速场可以用势函数来描述。6、水流对波浪的影响：涨潮时顺水流进入河口附近的海浪波长增大、波高减小；落潮时逆水流进入河口的海浪波长减小、波高增大，从而使波陡增大，有时造成波顶破碎。10、波浪破碎：深水波的极限波陡00maxmax01()()0.1427HL；波浪在海滩破碎时，因入射陡和海滩坡度不同而有不同的型式，通常有崩破波、卷破波和激破波三种类型。浅水区破碎时，破碎点波高与水深之间的关系89.0bbhH，用孤立波一阶近似求得海滩上的破碎指标为0.78bbbHh。破碎后任一点的波高近似地与当地水深成正比。1、近岸流：近岸流指与波浪作用有关的波周期时均流，近岸流系（近岸环流）包括向岸流(波浪质量输移）沿岸流，和离岸流(裂流)2、波浪增水、减水：波浪增水和减水是指波动水面时均值相对于静止水面的偏离值，在破波带外的浅水区，波高随水深减小而增大，辐射应力Sxx与波高平方成正比，因而辐射应力也沿程增大，即dSxx/dx0。从增减水方程知，/0ddx，随水深减小而减小，由于在深水区波浪增减水消失0，故必须在静水面以下，即发生减水现象，而在破波带内，波浪破碎发生能量损失，波高沿程减小，辐射应力沿程减小，引起增水现象。3、波浪斜向入射沿岸流生成机理：波浪斜向入射进入具有无限长平直岸线且等深线相互平行的近岸区时，沿岸流的驱动因素是破波带内沿岸方向辐射应力切向分量在向岸方向的变化。4、波浪斜向入射平直海岸，等深线相互平行，试证明破波带外从深水到浅水Sxy沿程不变。（Sxy=En.sinα.cosα）.辐射应力切向分量SxySxy=Ecn.cosα(sinα/c).。在破波带外，波能守恒。因等深线相互平行，所以（Ecncosα）＝常数。根据等深线相互平行时斯奈尔折射定律，得sinα/c＝常数。因此在破波带外，波浪在传播过程中Sxy始终不变。5、不考虑和考虑侧向掺混的斜向入射波引起的沿岸流的区别不考虑动量方程中的侧向掺混项时，，得到在破波带内流速分布为直线，流速在破波点为最大，而在破波点外没有沿岸流，因而在破波点流速分布不连续。然而在现场和实验室中都可观测到破波带外存在沿岸流，这种流是由侧向紊动动量交换引起的，紊动动量交换促使破波带内沿岸流动量向带外横向扩散，发生流速再分布现象。当侧向掺混增大时，流速分布趋于平坦，最大流速位置向岸线靠拢，且破波带外流速逐渐增强。6、波浪正向入射时近岸环流的生成机理波高较小处，波浪在离岸较近处破碎，破波强度及增水较小。波高较大处，波浪在离岸较远处破碎，破波强度及增水较大。这些就形成了从高破波区到低破波区的沿岸水面坡降，这个水面坡降为沿岸流提供了驱动力。另外，沿岸方向辐射应力切向分量Syy从高破波区到低破波区沿程减小，产生了指向低破波区的辐射应力梯度力也是驱动沿岸流的作用力。从相邻的高破波区流来的沿岸流在低破波区汇合，产生了离岸方向的裂流。离岸流量由向岸净流来提供，这就形成了一个近岸流环流体系。1、平衡潮理论和实际潮汐差异的主要原因：平衡潮理论假定：（1）地球全部被均匀深度和密度的水体所覆盖；（2）海水是无粘流体，摩阻力可以忽略，没有惯性，因此在重力和引潮力作用下，在任何时刻均能保持平衡状态。平衡潮与实际潮汐发生差异的主要原因有：（1）地球表面水体运动必须满足连续性和动量平衡这两个水动力方程。这表明潮汐应以长波形式传播。受大陆边界和海底地形的影响（2）在赤道上，地球表面相对于月球的线速度为449m/s。为使平衡潮与月球在地球表面上的移动轨迹同步，其传播速