上海海事大学港航海岸动力学.doc

海岸动力学上海海事大学2007106130041. 波浪分类：1按形态分布分规则波和不规则波2按波浪是否破碎分破碎波、未破碎波和破后波3按水深分h/l0.5为深水波2. 波浪运动的描述方法：欧拉法、拉格朗日法3. 波理论的简单描述：微幅波理论和斯托克斯波理论（有限水深波理论）4. 波浪描述的参数：（基本参数）空间尺度包括波高H，振幅a，波面，波长L，水深h；时间尺度包括波周期T，波频率f=1/T，波速c=L/T。（复合参数）波动角频率=2/T，波数k=2/L，波陡=H/L，相对水深h/L或kh5. 波理论假设：1流体是均质和不可压缩的，其密度为常数2流体是无粘性的理想流体3自由水面的压力是均匀的且为常数4水流运动是无旋的5海底水平不透水6流体上的质量力仅为重力，表面张力和柯氏力可忽略不计7波浪属于水平运动，即在xy平面内做6. 波动方程：拉普拉斯方程 伯努利方程边界条件7. 微服波控制方程：自由水面波面曲线：=cos(kx-t)；自由表面边界条件：2=gktanh(kh)弥散方程弥散方程：表面波浪运动中角频率、波数k，水深h之间的相互关系推导：L= tanh(kh)；c=tanh(kh)；c2=tanh(kh)=2/T；k=2/L；c=L/T8. 迭代法求波长9. 名词解释：弥散（色散）现象：当水深给定是，波的周期越长，波长也越长，这样就使不同波长的波在传播过程中逐渐分散开来。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10. 深水波和浅水波：根据双曲函数图像深水波：潜水波：11. 水质点运动方程：12. 轨迹为一个封闭的圆，在水底处b=0，说明水质点沿水滴只作水平运动。在深水情况下，运动轨迹为一个圆，随着指点距水面的深度增大，轨迹圆的半径以指数形式迅速减小。当水深超过L/2时轨迹化为一个点，可视其为深水情况。13. 辐射应力：波浪流引起的剩余动量流，是作用在垂直于底面的单位水柱体四个侧面上的由于动量交换产生的应力的时均值，单位是N/m14. 平均总波能：E=E/L=1/8*gH215. 微服波的波能流：波浪在传播过程中存在能量传递，单位时间内通过单宽波峰线长度的平均的能力传递率称为波能流。P=Ecn16. 问答题：斯托克斯波与微服波区别：1水质点运动轨迹不同，微服波为封闭椭圆，斯托克斯波不封闭2波形上的区别：在波峰处，c=+，波面比微服波抬高了，因而变成尖陡；波谷处，t=-+，波面比微服波也抬高了，因而变得平坦。波峰波谷不再对称于水平面。17. 随机波的描述：1特征波法：部分大波平均值法、超值累计概率法。H1%，其定义是指在波列中超过此波高的累积概论为1%。H13%约相当于H1/3（有效波）18. 频谱：函数S()就相当于波能密度对于组成波频率的分布函数，这一函数称为波频谱19. 方向谱：函数S(,)相当于波能密度相对于组成波频率和方向的分布。给定频率时，它描述不同方向间隔的能量密度，因而它是反映海浪内部结构的能谱，简称方向谱20. 波浪在浅水中的变化：浅水变形、折射、绕射、反射、破碎21. 波浪守恒：一列简单波浪进入浅水区后，在传播过程中随着水深变化，其波速、波长、波高和波向都将发生变化，但其波周期则始终保持不变。22. 浅水变形： 浅水变形系数： 23. 波浪折射：波浪进入浅水区后，同一波峰线的不同位置将按照各自所在的水深决定其波速，处于较大水深位置的波峰线推进较快，处于水深较小位置的推进较慢，波峰线因此而弯曲并逐渐趋于与等深线平行，波向线趋于垂直于岸线，波峰线和波向线随水深变化而变化的现象称为波浪折射24. 斯奈尔定律：sin/c=sin0/c0=常数25. 折射引起的波高变化：Hi=h0kskr kr=26. 辐聚：在海岬岬角处，波向线集中。辐散：在海湾里，波向线将分散。27. 极限波陡：深水推进波(0)max=(H0/L0)max=0.1421/7;有限水深和水平底坡max=（H/L）max=0.142tanh（kh）28. 海滩上的破碎指标：b=Hb/hb=0.7829. 破碎带内波高与水深的关系修正：H=（+h），取0.8，常识30. 近岸流包括向岸流、沿岸流和强而窄的离岸流31. 波浪增减水的原因：由于浅水变形和波浪破碎引起的波高变化，造成了辐射应力的沿程变化，进而引起时均水面的变化。所谓波浪的增水和碱水就是指波动水面时均值相对于静止水面的偏离值。32. 破波带外浅水区，波高随水深减小而增大，因而辐射应力也随沿程增大，发生减水现象。破波带内，波浪破碎发生能量损失，辐射应力沿程减小，引起增水现象。33. 平直岸滩沿岸流：力学机理：波浪斜向入射时，波浪动量流沿岸分量在通过破波带时的变化不能由平均水面坡降力所平衡。在沿岸方向，需要有底部剪切力来平衡辐射应力梯度。而时均剪切应力只有在发生时均流时才存在。因此处于衰减中的波表面，将沿岸能量波动动量转化为时均沿岸流动。物理机理：辐聚和辐散34. 沿岸流形成的原因：沿岸方向辐射应力的切向分量Sxy在向岸方向的变化35. 证明：破波带外从深水到浅水Sxy沿程不变36. 海岸分为由无粘性泥沙组成的沙质（包括卵石）海岸和由粘性泥沙组成的淤泥质海岸37. 在沙质海岸上，波浪是泥沙运动、推移和悬浮的主导因素38. 向岸-离岸方向泥沙搬运是控制海滩剖面短期变化的主要因素，而沿岸输沙则是预测海滩长期变化和大规模海岸变形的主要因素39. 泥沙活动参数M： 促使泥沙起动的驱动力和重力引起的稳定力之间的比值40. 沙纹形成机理：一般认为沙纹是近底层水流不稳定性的产物。一旦沙纹形成后，沙纹背后形成的漩涡就能起到维持沙纹在作用。但当水流足够强使，水流对于沙纹顶峰的冲刷作用大于漩涡的维持作用，沙纹就不恩那个保持其最大坡度。随着水流的加强，沙纹就不能保持其最大角度。随着水流的加强，沙纹陡度趋于减小，直至沙纹顶峰完全被水流冲刷掉41. 沙纹上泥沙悬浮的机理：沙纹背面的漩涡，在水流转向时，夹带着泥沙跃离床面，形成沙云。42. 泥沙扩散方程：43. 填空：沿岸输沙是玻璃和波导沿岸流共同作用引起的纵向泥沙运动。在沙质海岸上，沿岸输沙主要发生在破波带内。因此沿岸输沙的机理是波浪掀沙、沿岸流输沙。44. 最大输沙率在破波线和沿岸流速最大值之间。45. 岸滩演变：岸滩演变有两种时间尺度明显不同的变形：一种为长期演变，表现为岸线长期后退或前进；另一种是短期演变或季节性演变，海滩剖面随季节性风浪大小而作节律性变动，这两种岸滩演变分别由泥沙横向运动和纵向运动所引起。46. 水域分类：以破波线为界把水域分成近岸区和离岸区。从破波带向海一直到大陆架边缘叫离岸区，也叫近海区。从破波线向岸直至岸边叫做近岸区，近岸区也分为外滩（潮下带）、前滩（潮间带）、后滩（潮上带）47. 在沙质海岸上，沿岸沙坝与滩肩是海滩的重要构造特征。沿岸沙坝（风暴剖面）形成于风暴期破波点附近，卷破波是形成的主要原因，它的位置与破波位置有关。滩肩（常浪剖面）是在波浪较小的时期，波浪把泥沙向岸推移堆积起来形成的。48. 问答题：风暴剖面和滩肩剖面怎么形成，特征如何。海滩的一个重要性质就是它的动态变化特性。风暴剖面是指在风暴盛行期，海滩的上部被侵蚀，泥沙被搬运到离岸区堆积形成的剖面形状，以形成沙坝为主要特征。常浪剖面或滩肩剖面：当风暴季节过去，海面处于相对的平静期时，入射波相对较小，这时淤积在离岸区的泥沙逐渐被波浪推移而向岸输送。滩肩不断增长，使岸线不断前移，形成的剖面为滩肩剖面，以形成滩肩为只要特征。49. 海岸分类：考虑某一段海岸的岸线变化，设进入这一段海岸的沿岸输沙率为Q1，从这段海岸输出的沿岸输沙率为Q2。当Q1Q2时，海岸泥沙堆积，岸线前进陈伟对急性海岸；当Q1Q2，海岸遭到侵蚀，岸线后退，称为侵蚀性海岸；Q1=Q2，输沙平衡，不冲不淤，称为稳定平衡海岸。对于稳定平衡状态又可分为3种情况：1）Q1g=Q2g=0,下标g表示总输沙率，该段海岸既没有泥沙进入进入也没有泥沙输出，沿岸输沙律处处为0，岸线处于静态平衡;2）Q1n=Q2n=0但Q1g=Q2g0,下标n表示净输沙率，海岸有沿岸输沙，但两个方向输砂率相等，净输沙率为0，海岸没有冲刷与淤积，岸线除以第一种静态平衡;3）Q1n=Q2n0，海岸有净沿岸输沙，但相邻两断面的净输沙相等，海岸仍然没有冲刷和淤积，岸线处于第二种动态平衡中。50. 平衡岸线的形状：1弯头滩2岬湾海滩，最稳定岸线状态3直线海岸51. 海岸工程建筑物对岸滩冲於演变的影响：1离岸堤建成后，在堤后形成波影区，其岸线输沙的能量减弱，波影区内因泥沙沉积而形成沙嘴，当离岸堤距岸较近时，最终会形成连岛沙堤形淤积2人工挖槽引起上流侧输沙向挖槽堆积，而下游侧海岸由于供沙不足发上冲刷3在沿岸输沙丰富的海岸建造单突堤或双突堤，由于阻拦了沿岸泥沙运动，造成了上游侧严重淤积，下游侧海岸冲刷后退。52. 问答题：三维岸滩演变的基本方程： 含义和简化？53. 由方程可以看出，岸滩地形高程的变化，即泥沙在当地的堆积或侵蚀，完全是由纵向输沙率沿x方向和横向输沙率沿y方向的变化所造成的。为了简化问题，岸滩演变也可分开来模拟：第一种是模拟横向泥沙运动