天然河口潮波运动基本特征概述.ppt

* 海 岸 动 力 学4 第四章 海岸带潮波运动 第一节、概述 第二节、潮波动力理论 第三节、理想化规则港湾和河口潮波运动 第四节、地转对自由潮波的影响 第五节、天然河口潮波运动基本特性 第六节、海岸带潮波运动数值模拟 第一节 概述 潮波运动 潮流:海水周期性流动 潮汐:海面周期性升降 海岸和河口地区的潮波一般是大洋或外海潮波传播的结果 平衡潮理论(静力理论)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的作用下、在任何时刻均能保持平衡状态。 实际潮汐与平衡潮有很大差异 实际潮汐与平衡潮发生差异的主要原因有： (1) 地球表面水体运动必须满足水动力方程。这表明潮汐应以长波形式传播。受边界和地形的影响，潮波会发生反射，共振等,导致潮差增大；海床摩阻使潮差减小；不同的地形和岸线形态将使潮差增大或减小。 (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，其传播速度需达到449m/s，由此得海洋深度需大于20Km。但实际海洋深度运小于20Km。因此实际潮汐相对于平衡潮会有延迟现象。 (3) 水体运动还受到地球自转柯氏力的影响。在北半球，柯氏力使潮流向右偏转，而在北半球，则使潮流向左偏转。 潮汐动力理论: 动力理论以水动力方程为基础，研究周期性引力作用下的强迫潮波的运动规律及海域深度和形态、柯氏力、惯性力、摩擦力等对潮波的影响。 为求潮波动力学方程解析解，可进行概化处理，如狭长渠道表示河道或狭长海湾，对实际海域，用数值方法求解方程。 第二节 潮波动力理论 潮波的波长或周期很大，属于长波，其振幅远小于波长，潮流运动近乎为水平流动，根据这些基本特征，我们可以对流体力学基本方程进行简化处理，得到描述潮波运动的控制方程。 潮波属于长波。波长远大于深度。另外潮波振辐一般不超过几米，因此潮波波面倾斜度甚微。可以认为，潮流运动是近乎水平流，垂向速度w与u,v相比可略去不计。 水平压力梯度项成为 压力满足静压关系 一、运动方程 对流加速度 当地加速度 柯氏力 引潮力 强迫潮波运动方程式,没有考虑摩阻力，水平速度u、v在无摩阻长波运动中可认为不随深度而变。 水面坡降 二、连续方程 有u、v、η三个未知量，共有三个方程 海洋中的潮波分为强迫潮波和自由潮波(类似前面波浪分为风浪和涌浪)，在大洋中潮波以强迫潮波为主，引潮力影响不可忽略。在浅海水域，由于水体较小，引潮力可以忽略不计。此处的潮波可近似认为是从大洋中传播过来的不受引潮力影响的自由潮波。研究自由潮波可以了解浅海水域、河口和港湾区域的潮波运动主要特性，以后我们主要讨论自由潮波。 三、潮波运动的传播特性 简化假定： (1)不考虑摩阻力和柯氏力；(2)不考虑引潮力； (3)潮波沿x方向运动；(4)海底水平； (5)小振幅波动，非线性项可以忽略。 波动方程 前进波时这个方程的解为  与线性波理论中的浅水(或长波)近似解是一致的 格林定律 前进波平均能量通量或波能流为 当潮波在河道中传播，深度h和宽度b发生变化。用下标“0”表示参考位置，“x”表示任意位置。根据能量守恒 第三节 理想化规则港湾和河口的潮波运动 一、驻波和港湾共振 考虑一端封闭，另一端与外海相连的常深度狭长港湾，潮波从外海传播进入港湾，在闭端发生反射形成驻波。叠加后的总波面为 当kx=π/2 时，即x=L/4 时，η=0，这时振幅为零，水平流速最大，为波节点。因此第一个波节点位于距闭端L/4 的地方。振幅最大、水平流速为零处是波腹点。由于港池闭端墙面质点水平流速为零，因而闭端必然在波腹位置上，离闭端 L/2距离处也为波腹点。 振幅为零的进口处潮流运动可在闭端产生很大的水面变化，这种对周期性作用力的最大响应称之为共振。 港湾固有振动基本周期(或共振基本周期)Tc为 :港湾长度 驻波振动的另一个重要例子是长度为l，深度为h的狭长矩形封闭域内的振动现象。我们通常称之为假潮(静振、湖震)，这种矩形封闭域可代表一个狭长的湖盆和封闭的海区。 二、变截面渠道中的潮波 在截面变化缓慢的河道中，反射可以忽略，不考虑底部摩阻，沿程没有能量损失，这时可以用格林定律来计算宽度和深度变化对潮波的影响。 潮波传播进入收缩型渠道(河口、港湾)，在不考虑反射和底摩阻时，潮差呈沿程增大趋势。 在一般的变截面渠道中，会发生潮波反射现象，格林定律不能应用。这时需根据潮波动力学基本方程来