海岸動力學(xué)復(fù)習(xí)要點(diǎn)

1、精選優(yōu)質(zhì)文檔-傾情為你奉上海岸動力學(xué)-復(fù)習(xí)要點(diǎn)第四版CQJTU1、海岸類型和海岸主要動力因素：按照岸灘的物質(zhì)組成，海岸類型有(1)基巖海岸 (2)砂礫質(zhì)海岸 (3)淤泥質(zhì)海岸 (4)生物海岸(紅樹林海岸和珊瑚礁海岸) 主要動力因素有：波浪、潮汐及潮流、近岸流、臺風(fēng)、風(fēng)暴潮 、海嘯、異重流；以及河流影響。2、海岸線和海岸帶的概念：海岸線是大潮平均高潮面與陸岸的交線。海岸帶是陸地與海洋相互作用、相互交界的一個地帶，包括潮上帶，潮間帶，潮下帶；潮間帶指高潮時海岸線與低潮時海岸線之間的帶狀區(qū)域；潮上帶是海岸線向陸擴(kuò)展10km的區(qū)域；潮下帶向海到-10m-15m等深線。1、波浪分類:按波浪形態(tài)分類，波浪

2、可分為規(guī)則波和不規(guī)則波。不規(guī)則波又稱隨機(jī)波。按波浪傳播海域的水深分類，波浪分為深水波、有限水深波和淺水波。深水波時h/L0.5淺水波時h/L0.05（其中h為水深，L為波長）2、諧振波波面表達(dá)式：波面表示為，則波長為，則波周期為，波速為，傳播方向為x方向。3、描述規(guī)則波浪運(yùn)動的理論：主要有微幅波理論、有限振幅Stokes波理論、橢圓余弦波理論，孤立波等。4、勢波理論：假定流體無粘無旋并且不可壓縮，因而剪切應(yīng)力為零，無摩阻損失，存在勢函數(shù)，求解勢波的控制方程簡化為；底部邊界上，法向速度為零。流速場和壓力場可分開求解.求出速度勢函數(shù)和流速場后，由伯諾里方程求得壓力場。5界面運(yùn)動學(xué)邊界條件：在流體界

3、面上，不應(yīng)有穿越界面的流動，否則界面就不能存在。流體界面具有保持性，某一時刻位于界面上的流體質(zhì)點(diǎn)將始終位于界面上，不能有相對法向位移，即界面上水質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動法向速度等于界面運(yùn)動法向速度。6、線性波理論假定：波動的振幅相對于波長或水深是無限小的。線性波水質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動軌跡為一個封閉橢圓，其水平長半軸為a，垂直短半軸為b。在水面處bH/2，即為波浪的振幅，在水底處b，說明水質(zhì)點(diǎn)沿水底只作水平運(yùn)動。在深水情況下，水質(zhì)點(diǎn)軌跡可簡化為圓。7、波浪彌散方程：彌散方程為, 彌散方程等價關(guān)系式, 。當(dāng)水深給定時，波的周期愈長，波長亦愈長，波速也將愈大，這樣就使不同波長的波在傳播過程中逐漸分離開來。這種不同波長(或周期)

4、的波以不同速度進(jìn)行傳播最后導(dǎo)致波的分散現(xiàn)象稱為波的彌散(或色散)現(xiàn)象。 在深水波情況:當(dāng)水深h或kh為無限大，即h, kh時，, 水深h大于波長L的一半，或說kh時，可認(rèn)為已于深水情況。這時，波浪彌散方程可以化簡為，即，在深水情況下波長和波速與波周期有關(guān)，而與水深無關(guān)。 在淺水波情況：當(dāng)水深與波長相比很小時， kh/10或 hL/20時，屬于淺水，彌散方程簡化為， 即，。在淺水中波速只與水深有關(guān)，而與波周期或波長無關(guān)。因此任何波周期(或波長)的波浪傳播到淺水區(qū)后，波浪的傳播速度只由當(dāng)?shù)厮羁刂疲ǚ菑浬⒉ǎ?、波的疊加：當(dāng)兩個波向相反，波高、周期相等的推進(jìn)波相遇時，形成駐波(或稱立波)。兩列波

5、向相同、波高相同而波周期略有差別的簡單波迭加，形成波群。10、波能流：微幅波傳播過程中不會引起質(zhì)量輸移，因為水質(zhì)點(diǎn)軌跡封閉。但波動會產(chǎn)生能量的輸送。波能流（或波功率）等于波能與波能傳播速度Cg乘積。11、二階斯托克斯波的特征：斯托克斯2階波波形與微幅波的比較:波峰處，波面抬高, 因而變?yōu)榧舛?；波谷處，波面抬高，因而變得平坦。波峰波谷不再對稱于靜水面。隨著波陡增大，峰谷不對稱將加劇。斯托克斯波不適于淺水情況,因為波面中的二階項與一階項的比值趨于無窮大。速度不對稱：斯托克斯2階波正向(向岸)歷時變短, 波峰時水平速度增大；負(fù)向(離岸)歷時增長,波谷時水平速度減小。二階斯托克斯波與微幅波另一個明顯的

6、差別是其水質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動軌跡不封閉. 水質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動一個周期后有一凈水平位移，這種凈水平位移造成一種水平流動，稱為漂流或質(zhì)量輸移。一個波周期內(nèi)質(zhì)點(diǎn)平均漂流速度，稱傳質(zhì)速度。 12、波浪非線性特征比值：波浪非線性作用取決于3個特征比值, 即波陡H/L 、相對波高H/h、和相對波長L/h。在深水中，反映波浪非線性作用的最主要的特征比值是H/L，在淺水中反映波浪非線性作用的最主要的特征比值是H/h。13、橢圓余弦波理論是最主要淺水非線性波理論之一。橢圓余弦波的一個極限情況是當(dāng)波長無窮大時，趨近于孤立波。當(dāng)振幅很小或 h/H很大時，得到另一個橢圓余弦波的極限情況，稱為淺水正弦波14、孤立波：孤立波的波長波周期

7、都趨于無這窮大，波面全部在靜水面以上。孤立波是一種推移波，水質(zhì)點(diǎn)只朝波浪傳播方向運(yùn)動而不向后運(yùn)動。15、各種波理論的適用范圍：勒梅沃特認(rèn)為線性波理論只適用于厄塞爾數(shù) U1的情況. 朗吉特希金斯認(rèn)為對研究近岸泥沙運(yùn)動來說，在波陡較小時，線性波理論的限制范圍可放寬到U26。 當(dāng)厄塞爾數(shù)U26且相對水深h/L處于有限水深和深水范圍內(nèi)，可采用高階斯托克斯波理論。厄塞爾數(shù)U26 時可用橢圓余弦波理論。 17、不規(guī)則波形的波高及周期：波浪的尺度常用波高、周期表示。對于不規(guī)則波形通常采用上跨(或下跨)零點(diǎn)法。以上跨零點(diǎn)法為例，取平均水位為零線，把波面上升與零線相交的點(diǎn)作為一個波的起點(diǎn)。波形不規(guī)則地振動降到零

8、線以下，接著又上升再次與零線相交，這一點(diǎn)作為該波的終點(diǎn)(也是下一個波的起點(diǎn))。如橫坐標(biāo)軸是時間，則兩個連續(xù)上跨零點(diǎn)的間距便是這個波的周期若坐標(biāo)軸是距離，則此間距是這個波的波長。把這兩點(diǎn)間的波峰最高點(diǎn)到波谷最低點(diǎn)的垂直距離定義為波高。18、風(fēng)浪線性隨機(jī)模型：固定點(diǎn)的波動水面（t）表示為an 、n分別為第n個余弦組成波的振幅和圓頻率；n表示第n個波的初相位角，n是一個均勻分布于02間的隨機(jī)量。物理意義：某一固定的海面看作是無限多個不同振幅、頻率和初始相位角的余弦波疊加起來。1、波浪從深水經(jīng)淺水到岸邊的傳播過程中，受地形和建筑物等影響，波浪發(fā)生的變化和現(xiàn)象當(dāng)波浪進(jìn)入水深小于波長的一半的區(qū)域時，波浪開

9、始受到海床地形的影響。波浪將發(fā)生淺水變形、折射、繞射、反射、破碎等現(xiàn)象。淺水變形：隨著水深的減小，波速、波長都逐漸減小，波能傳遞率逐漸增大，波高在有限水深范圍內(nèi)隨水深減小略有減小，進(jìn)入淺水區(qū)后，則隨水深減小而迅速增大，這就是淺水變形現(xiàn)象。波浪折射：淺水區(qū)傳播的波浪，受地形影響，還將發(fā)生折射現(xiàn)象，由于處于水深較大位置的波峰線推進(jìn)較快，處于水深較小位置的推進(jìn)較慢，波峰線逐漸彎曲，趨于與等深線平行，波向線則趨于垂直于岸線，波峰線和波向線隨水深變化而變化的現(xiàn)象稱之為波浪折射。波浪反射：波浪在傳播過程中遇到人工建筑物或陡峭的岸線，其全部或部分波能被反射而形成反射波，這種現(xiàn)象稱為波浪反射，反射波高與入射波

10、高之比稱為波浪反射系數(shù)，其大小隨岸線或人工建筑物的坡度、透水率等而異。當(dāng)波浪正向入射于直立不透水墻時，會發(fā)生完全反射，反射波高等于入射波高，其組合波為立波，立波波高為入射波的2倍。波浪繞射。波浪在傳播中遇到障礙物如防波堤、島嶼等，除可能產(chǎn)生反射外，還將繞過障礙物繼續(xù)傳播，并在掩蔽區(qū)內(nèi)發(fā)生波浪擴(kuò)散，這種現(xiàn)象稱為波浪繞射。波浪繞射是波浪從能量高的區(qū)域向能量低的區(qū)域進(jìn)行重新分布的過程，愈深入掩蔽區(qū)內(nèi)波高越小，但其波浪周期保持不變。波浪進(jìn)入進(jìn)岸區(qū)域時波陡和相對波高越來越大，最終發(fā)生破碎現(xiàn)象。4、波浪能量損失：波浪進(jìn)入淺水區(qū)后，波浪能量損失則應(yīng)主要包括如下3方面：(1)摩阻損失。是海底床面對于波浪水流的

11、摩阻力引起的能量損失;(2)滲透損失。當(dāng)海底泥沙顆粒較粗，滲透性較大時，由于波峰和波谷時的波浪壓力不同，在床質(zhì)內(nèi)部引起滲透水流而造成的能量損失。(3)泥面波阻力損失。當(dāng)海床為流動性的淤泥質(zhì)軟泥組成時，波峰和波谷下的壓力差可能誘發(fā)泥面波，由于軟泥內(nèi)部粘性很大，因此，泥面波也可能導(dǎo)致?lián)p失一部分或大部分能量。5、 波浪邊界層：在分析勢波運(yùn)動時，對流體均作了無粘性的假定，但在邊界面上(如海底)，水體的粘性作用是不能忽略的。為研究底部摩阻損失，首先要研究波浪的底部邊界層。在短周期的波浪水流中，水流在不大的時間內(nèi)正負(fù)交變，只有在床面附近很薄的一層受到床面影響而存在剪切應(yīng)力，形成近面邊界層。在邊界層內(nèi)是粘性

12、有旋的運(yùn)動, 并受床面上流速等于零的邊界條件控制（法向速度為6、 零，切向速度為零）。超出層以后的邊界層外水流，可以作為無粘無旋運(yùn)動來對待，剪切應(yīng)力為零，流速場可以用勢函數(shù)來描述。6、水流對波浪的影響：漲潮時順?biāo)鬟M(jìn)入河口附近的海浪波長增大、波高減?。?落潮時逆水流進(jìn)入河口的海浪波長減小、波高增大，從而使波陡增大，有時造成波頂破碎。10、波浪破碎：深水波的極限波陡；波浪在海灘破碎時，因入射陡和海灘坡度不同而有不同的型式，通常有崩破波、卷破波和激破波三種類型。淺水區(qū)破碎時，破碎點(diǎn)波高與水深之間的關(guān)系，用孤立波一階近似求得海灘上的破碎指標(biāo)為。破碎后任一點(diǎn)的波高近似地與當(dāng)?shù)厮畛烧取?、近岸流：近

13、岸流指與波浪作用有關(guān)的波周期時均流，近岸流系（近岸環(huán)流）包括向岸流(波浪質(zhì)量輸移）沿岸流，和離岸流(裂流)2、波浪增水、減水：波浪增水和減水是指波動水面時均值相對于靜止水面的偏離值，在破波帶外的淺水區(qū)，波高隨水深減小而增大，輻射應(yīng)力Sxx與波高平方成正比，因而輻射應(yīng)力也沿程增大，即dSxx/dx0。從增減水方程知，隨水深減小而減小，由于在深水區(qū)波浪增減水消失 ，故必須在靜水面以下，即發(fā)生減水現(xiàn)象，而在破波帶內(nèi)，波浪破碎發(fā)生能量損失，波高沿程減小，輻射應(yīng)力沿程減小，引起增水現(xiàn)象。3、波浪斜向入射沿岸流生成機(jī)理 ：波浪斜向入射進(jìn)入具有無限長平直岸線且等深線相互平行的近岸區(qū)時，沿岸流的驅(qū)動因素是破波

14、帶內(nèi)沿岸方向輻射應(yīng)力切向分量在向岸方向的變化。4、波浪斜向入射平直海岸，等深線相互平行，試證明破波帶外從深水到淺水Sxy沿程不變。（Sxy=En.sin.cos）.輻射應(yīng)力切向分量Sxy可表示為Sxy=Ecn.cos(sin/c).。在破波帶外，波能守恒。因等深線相互平行，所以（Ecncos）常數(shù)。根據(jù)等深線相互平行時斯奈爾折射定律，得sin/c常數(shù)。因此在破波帶外，波浪在傳播過程中Sxy始終不變。5、不考慮和考慮側(cè)向摻混的斜向入射波引起的沿岸流的區(qū)別不考慮動量方程中的側(cè)向摻混項時，得到在破波帶內(nèi)流速分布為直線，流速在破波點(diǎn)為最大，而在破波點(diǎn)外沒有沿岸流，因而在破波點(diǎn)流速分布不連續(xù)。然而在現(xiàn)場

15、和實驗室中都可觀測到破波帶外存在沿岸流，這種流是由側(cè)向紊動動量交換引起的，紊動動量交換促使破波帶內(nèi)沿岸流動量向帶外橫向擴(kuò)散，發(fā)生流速再分布現(xiàn)象。當(dāng)側(cè)向摻混增大時，流速分布趨于平坦，最大流速位置向岸線靠攏，且破波帶外流速逐漸增強(qiáng)。6、波浪正向入射時近岸環(huán)流的生成機(jī)理 波高較小處，波浪在離岸較近處破碎，破波強(qiáng)度及增水較小。波高較大處，波浪在離岸較遠(yuǎn)處破碎，破波強(qiáng)度及增水較大。這些就形成了從高破波區(qū)到低破波區(qū)的沿岸水面坡降，這個水面坡降為沿岸流提供了驅(qū)動力。另外，沿岸方向輻射應(yīng)力切向分量Syy從高破波區(qū)到低破波區(qū)沿程減小，產(chǎn)生了指向低破波區(qū)的輻射應(yīng)力梯度力也是驅(qū)動沿岸流的作用力。從相鄰的高破波區(qū)流來

16、的沿岸流在低破波區(qū)匯合，產(chǎn)生了離岸方向的裂流。離岸流量由向岸凈流來提供，這就形成了一個近岸流環(huán)流體系。1、平衡潮理論和實際潮汐差異的主要原因：平衡潮理論假定：（1）地球全部被均勻深度和密度的水體所覆蓋；（2）海水是無粘流體，摩阻力可以忽略，沒有慣性，因此在重力和引潮力作用下，在任何時刻均能保持平衡狀態(tài)。平衡潮與實際潮汐發(fā)生差異的主要原因有：（1）地球表面水體運(yùn)動必須滿足連續(xù)性和動量平衡這兩個水動力方程。這表明潮汐應(yīng)以長波形式傳播。受大陸邊界和海底地形的影響（2）在赤道上，地球表面相對于月球的線速度為449m/s。為使平衡潮與月球在地球表面上的移動軌跡同步，其傳播速度需達(dá)到449 m/s，而潮波

17、傳播速度由（水深重力加速度）1/2確定。因此實際潮汐相對于平衡潮會有延遲現(xiàn)象。（3）水體運(yùn)動還受到地球自轉(zhuǎn)引起的柯氏力的影響。在北半球，柯氏力使潮流向右偏轉(zhuǎn)，而在南半球，則使潮流向左偏轉(zhuǎn)2、潮波動力理論的長波近似：潮波波長遠(yuǎn)大于水深，因此潮波屬于長波；潮波振幅遠(yuǎn)小于波長，潮波波面傾斜度甚微，可以認(rèn)為潮流運(yùn)動近乎為水平流，壓力滿足靜壓分布。3、港灣駐波：考慮一端封閉，另一端與外海相連的常深度狹長港灣，潮波從外海傳播進(jìn)入港灣，在閉端發(fā)生反射形成駐波。駐波波節(jié)點(diǎn)處振幅為零，水平流速為最大。波腹點(diǎn)處振幅最大、水平流速為零。由于港池閉端墻面質(zhì)點(diǎn)水平流速為零，因而閉端必然在波腹位置上。離閉端 L/2距離處

18、為波腹點(diǎn)。距閉端L/4 的地方為波節(jié)點(diǎn)4、自由潮波：海洋中的潮波分為強(qiáng)迫潮波和自由潮波，在大洋中引潮力影響不可忽略，潮波以強(qiáng)迫潮波為主。在淺海水域，由于水體較小，引潮力可以忽略不計。此處的潮波可近似認(rèn)為是自由潮波。5、有摩阻渠道中的潮波運(yùn)動：底部摩阻使波長減小，相應(yīng)波速也減小.；最大潮流速度與最高水面出現(xiàn)時刻不一致。6、格林定律:：潮波在河道中傳播，深度h和寬度b發(fā)生變化。潮波的波速僅與水深和重力加速度有關(guān)，即。潮波從大洋向外海傳來，其傳播過程也是能量傳遞的過程。按線性波理論，單位海面面積上的潮波能量表示為, 前進(jìn)波波能流為當(dāng)潮波在河道中傳播，深度h和寬度b發(fā)生變化。用下標(biāo)“0”表示參考位置，

19、“x”表示任意位置。根據(jù)能量守恒可得。 這就是格林定律。7、地轉(zhuǎn)柯氏力影響：考慮北半球的情況，潮波沿x方向傳播，按潮波方向來定義渠道左右岸。受地轉(zhuǎn)柯氏力影響，柯氏力促使潮流向其運(yùn)動方向的右側(cè)偏移，右岸高潮位高,低潮位低；右岸潮差要大于左岸潮差。8、河口潮波變形現(xiàn)象(波面形態(tài)、波動類型、潮差的變化)和影響因素海洋潮波傳播進(jìn)入河口區(qū)后，波面形態(tài)、波動類型、潮差將沿程變化，其影響因素主要有：（1）水深減?。唬?）河口平面形態(tài)；（3）底摩阻；（4）淺灘和河口端部的反射；（5）河流徑流。波動類型的變化: 外海潮波可認(rèn)為是簡單前進(jìn)波，前進(jìn)潮波遇到河口淺灘，河岸和河口端部會發(fā)生潮波發(fā)射現(xiàn)象。在河寬向上游迅速

20、變小，平面外形呈喇叭形，水深急劇變小的河口中，潮波反射強(qiáng)烈，河口潮波接近駐波性質(zhì)，一般情況下，河口潮波介于前進(jìn)波和駐波之間。波面形態(tài)變化: 波面形態(tài)變化主要取決于水深的變化，潮波傳播速度取決于局部水深，波峰（高水位）傳播速度要大于波谷（低水位），結(jié)果使潮波曲線形狀呈現(xiàn)不對稱，潮波的前坡變陡，后坡變坦，潮位上升快，回落慢，漲潮歷時縮短，落潮歷時延長。另外，徑流注入河口，有一個凈的向海流動，也是落潮歷時延長的原因。潮差變化: 河口潮差沿程變化主要取決于三個因素：（1）河口斷面向陸方向收縮；（2）淺灘及邊界反射；（3）底摩阻，前兩個因素促使潮差沿程增大，第三個因素引起潮差沿程減小。河道寬度縮窄和水深

21、減小，均引起潮差增大，但平面上寬度收縮的影響更大。潮波在河口淺灘和邊界的反射，可形成駐波，使潮差增大，當(dāng)河口灣長度或口門至淺灘距離是1/4波長的倍數(shù)時，可引發(fā)共振。摩阻作用使潮波能量損失，在大多數(shù)河口中，由于截面收縮，潮差沿程增加，在河口區(qū)中段或上游段，潮差達(dá)到最大值。在河口上游段附近，底摩阻影響越來越顯著，潮差趨于減小。河口潮波變形還受到其他因素的影響，如鹽水楔異重流加劇潮汐不對稱現(xiàn)象，受柯氏力影響，潮差兩岸不等,潮差向潮波傳播方向的右側(cè)（北半球）遞增。9河口涌潮現(xiàn)象:在某些河口，受水深、河寬急劇減小、逆向徑流影響，潮波波面形態(tài)變形，形成了幾乎直立的波前，波前就像一個翻滾的水墻向上游傳播，河

22、口漲潮初期的潮位急劇上升。這種現(xiàn)象稱為涌潮類似于波浪碎波帶中段波.1、近岸區(qū)輸沙：近岸區(qū)輸沙可分為向岸-離岸方向輸沙和沿岸輸沙，控制海灘長期變化和大規(guī)模海岸變形的主要因素是沿岸輸沙。短期變化與向岸離岸輸沙有關(guān)。2、波浪從深水經(jīng)淺水到岸邊的傳播過程中，泥沙運(yùn)動方式的變化過程波浪從深水到淺水的傳播過程中，由于淺水變形，波高增大，相應(yīng)的海底水質(zhì)點(diǎn)速度增大，并在破波點(diǎn)達(dá)到最大值。在床面水質(zhì)點(diǎn)速度的沿程增大過程中，可以觀測到：（1）泥沙開始起動，床面上泥沙作推移質(zhì)運(yùn)動；（2）沙紋形成，沙紋附近形成泥沙懸浮；（3）沙紋逐漸消失，發(fā)生泥沙層移運(yùn)動； （4）波浪破碎引起強(qiáng)烈紊動，導(dǎo)致破波帶內(nèi)泥沙大量懸浮，并在

23、破波帶內(nèi)波導(dǎo)沿岸流作用下造成沿岸輸沙。（5）在上爬帶，泥沙在上沖水流和下沖水流作用下作層移運(yùn)動。3、波浪作用下沙紋床面上泥沙懸浮的基本機(jī)理:與波浪作用下懸沙運(yùn)動有關(guān)的最重要的流動結(jié)構(gòu)是沙紋床面上的漩渦結(jié)構(gòu)。假定正好是波峰通過的時候，近底邊界層外流速相應(yīng)于最大流速，沙紋背面由于流動分離形成了漩渦，上游水流沖刷沙紋峰部泥沙，從峰頂上懸起的沙舌隨水流帶向下游，多數(shù)泥沙落入沙紋背面的漩渦中。流動轉(zhuǎn)向時，漩渦強(qiáng)度增大，含沙量增大，反向流將漩渦推向峰面以上，漩渦挾帶泥沙，向上躍進(jìn)，進(jìn)入峰面以上的主流區(qū)，形成懸浮的沙云。因此，沙紋上泥沙懸浮機(jī)理是，沙紋背面的漩渦，在水流轉(zhuǎn)向時，挾帶著泥沙躍離床面，形成沙云。

24、4、沙紋形狀阻力：沙紋床面阻力包括沙粒阻力和沙紋形狀阻力。沙紋形狀阻力產(chǎn)生原因是：當(dāng)水流越過沙紋頂部，發(fā)生流動分離現(xiàn)象，在沙紋頂峰背后形成旋渦，旋渦導(dǎo)致能量損失，沙紋背風(fēng)面壓力減小。沙紋前后形成壓力差，從而對水流產(chǎn)生了附加阻力。5、非破碎波和破碎波情況時懸沙濃度分布。非破碎波情況:含沙量分布大多限于沙紋附近，在床面以上超過約3個沙紋高度以上時，泥沙濃度就不太明顯。當(dāng)水深變淺波浪破碎時紊動強(qiáng)烈，可產(chǎn)生強(qiáng)烈的泥沙懸浮，泥沙上升懸浮在整個水深范圍內(nèi)，在近底2cm左右范圍內(nèi)，破碎波和非破碎波的濃度剖面是一致的。破碎引起強(qiáng)烈的紊動摻混，使上段的濃度增加，幾乎成均勻分布。6、推移質(zhì)半周期平均輸沙率：在純粹

25、余弦波動作用下，在一個周期內(nèi)，正反向輸沙量相等，凈輸沙為零。因此，常采用半周期平均輸沙率來表示波浪作用下的推移質(zhì)運(yùn)動。在二階斯托克斯波情況，正反向輸沙量不等，一個波周期內(nèi)推移質(zhì)凈輸沙不為零7、穩(wěn)定沙紋床面上懸沙凈輸沙；在穩(wěn)定沙紋情況，即波浪水質(zhì)點(diǎn)軌跡直徑 3至5倍沙紋波長時，漩渦強(qiáng)度大，沙紋波長相對較大，水流向岸運(yùn)動時形成的沙云，限制在一個沙紋波長距離內(nèi)。離岸流動時，沙云向離岸方向搬運(yùn)。波浪不對稱，向岸運(yùn)動速度要大于離岸運(yùn)動速度。水質(zhì)點(diǎn)向岸運(yùn)動時形成的沙云濃度大于離岸運(yùn)動時形成的沙云濃度， 這個濃度較大的沙云并不向岸運(yùn)動，而是在水流轉(zhuǎn)向后，向離岸方向運(yùn)動，因此，懸沙凈輸沙方向是離岸的。波浪向岸

26、傳播時，在波浪不對稱性作用下，床面上推移質(zhì)運(yùn)動凈搬運(yùn)方向是向岸方向，穩(wěn)定沙紋床面懸移質(zhì)泥沙搬運(yùn)方向是離岸方向。8、沿岸輸沙率在海灘橫斷面上的分布：破波帶內(nèi)任一點(diǎn)單寬輸沙率正比于波浪應(yīng)力沿岸流速，波浪應(yīng)力與水深成正比，在破波點(diǎn)為最大值。由于波浪應(yīng)力最大值在破波點(diǎn)，沿岸流速最大值在破波點(diǎn)以內(nèi)。所以最大輸沙率應(yīng)在破波線和沿岸流速最大值之間。9、載沙量：輸沙率可表示為“載沙量”和水流速度的乘積. 載沙量正比于已經(jīng)被水動力作用所支撐處于輸送準(zhǔn)備狀態(tài)的沙量。波流共同作用時才能有大規(guī)模泥沙凈輸送，在水流相對較弱時，一般的模式是“波浪掀沙，水流輸沙”；在水流較強(qiáng)時，應(yīng)考慮波浪和水流共同的掀沙作用。載沙量通常與

27、床面剪切應(yīng)力或摩阻流速相聯(lián)系，波流共存，流動較弱時,考慮波浪剪切應(yīng)力；波流共存，流動較強(qiáng)時,考慮波流共同作用下的床面剪切應(yīng)力。10、波流共同作用時的輸沙率的貝克爾模型貝克爾研究了波流共存時的摩阻力，得出波浪存在加強(qiáng)了底部摩阻。他將波流共同作用時的摩阻力應(yīng)用于“載沙量”參數(shù)，來得到海岸輸沙計算公式。他將上述思想應(yīng)用于卡林斯基弗雷倫克(Kalinske-Frijlink)推移質(zhì)輸沙公式，并結(jié)合愛因斯坦懸沙模型，給出了計算波流共同作用時的輸沙公式，稱之為貝克爾模型。這個模型簡單實用，精度也能滿足工程要求。1、沿岸沙壩與灘肩：在沙質(zhì)海岸上，沿岸沙壩與灘肩是海灘的重要特征構(gòu)造。沿岸沙壩形成于風(fēng)暴期破波點(diǎn)

28、附近，卷破波是形成沿岸沙壩的主要原因。灘肩是在波浪較小的時期，波浪把泥沙向岸推移堆積起來形成的。灘肩的高程常常就是波浪上涌水流達(dá)到的高程。2、“風(fēng)暴剖面”與“常浪剖面”：不同季節(jié)沙質(zhì)海灘剖面形式動態(tài)變化的一個顯著表現(xiàn)就是“風(fēng)暴剖面”與“常浪剖面”之間的變化。風(fēng)暴剖面是指在風(fēng)暴盛行期間，海灘的上部被侵蝕，泥沙被搬運(yùn)到離岸區(qū)堆積而形成的剖面形狀。大風(fēng)浪期間，風(fēng)增水與波浪增水都較大，灘面或灘肩被沖刷，大量泥沙懸移并向海輸移，沖刷下來的泥沙在離岸區(qū)堆積形成沿岸沙壩，近岸區(qū)的海灘坡度變緩。沙壩的形成使波浪在離岸較遠(yuǎn)的地方破碎，這樣就使打擊到灘面或岸基的波浪力減弱。灘肩或岸基受到的侵蝕作用減弱，海灘剖面逐

29、漸趨于適應(yīng)大風(fēng)浪的條件，形成以沙壩為特征的剖面，故又稱沙壩剖面。常浪剖面的形成：入射波浪相對較小，這時淤積在離岸區(qū)的泥沙逐漸被波浪推移而向岸輸運(yùn)。這些泥沙在岸邊堆積逐漸形成灘肩。灘肩不斷增長，使岸線不斷前移。如果平靜期足夠長，則風(fēng)暴期間形成的沙壩可能完全消失，泥沙被全部推回。形成光滑而有較寬灘肩的常浪剖面，又稱灘肩剖面。這時近岸區(qū)的坡度相對較陡，海灘剖面達(dá)到一種適應(yīng)于海面相對平靜時期的平衡剖面形式。上述兩種海灘剖面發(fā)生轉(zhuǎn)化的條件與波陡及組成海灘的泥沙粒徑有關(guān)。在波陡大，粒徑小時，形成沙壩型剖面，泥沙以懸移質(zhì)運(yùn)動為主。在波陡小，粒徑大時，形成灘肩型剖面，泥沙以推移為主。3、全年總輸沙率和全年凈輸沙率：按沿岸輸沙率從左邊來還是右邊來進(jìn)行