王硕[1]（2021）在《杭州湾沿岸平原新石器遗址海侵地层及极端风暴事件的数值模拟》文中指出全球变暖和海平面上升增加了海岸带风暴潮、水涝灾害和海水入侵的风险。杭州湾沿岸是我国遭受风暴潮灾害的典型区域,同时人口和经济高度密集,因此亟需掌握该区极端风暴事件的发生特征。作为我国新石器文化的重要分布区和稻作农业的发祥地之一,该区域文明的发展受到气候、海平面变化等环境因素的限制,例如,举世瞩目的良渚文明在距今约4400 cal yr BP突然发生衰变。在杭州湾滨海平原已发掘的新石器文化遗址中,普遍出现多个海侵地层,可能反映了中晚全新世海平面波动以及台风风暴潮、沿海洪涝等极端灾害事件对古人类文明发展的侵扰。由于海侵地层和水涝灾害记录的形成,既可能是海平面上升的结果,也可能是台风风暴增水、或者是地形变化导致的天文潮高潮位增加所致。因此,本研究拟辨别良渚文化末期长江口-杭州湾滨海平原海侵地层的形成机制,分析良渚文化末期气候变化与海平面波动背景下,中国东部极端风暴事件的发生规律和机制,探讨海水入侵与极端天气事件和古人类文明发展的关系。本研究有助于了解未来气候变化与风暴强度增加之间的可能联系,对于在全球变暖的背景下应对海岸带风险具有重要意义。本研究将地质记录与数值模拟的方法相结合:一方面,通过对长江口-杭州湾沿岸平原沉积物钻孔和新石器遗址地层剖面的资料收集和野外钻孔采集,识别杭州湾沿岸中晚全新世地层记录的海侵和风暴事件,重建中晚全新世典型时间节点长江口-杭州湾的古地形;另一方面,在古地形恢复的基础上,基于FVCOM模式建立了研究区台风风暴潮数值模型,模拟中晚全新世不同阶段长江口-杭州湾区域的天文潮以及风暴潮淹没情景,评估古潮汐、古海平面变化以及风暴潮引起的海岸带低地淹没风险,并对比模拟结果与实际地层记录,以验证模型的准确性。此外,研究还将沉积记录反演计算和模型模拟正演的方法相结合,推测良渚文化末期极端风暴情景的路径和强度。研究主要取得以下认识:（1）在7600–4500 cal yr BP期间,长江口、杭州湾内发生沉积物的充填,良渚文化末期杭州湾已形成类似现代杭州湾的漏斗形状,古宁波湾和姚江河谷大部分被充填。受岸线、水深变化影响,杭州湾湾顶是长江口-杭州湾区域发生潮汐放大现象最显着的地貌单元,平均大潮高潮位从1.2–1.4 m大幅增大至2.0–2.6m,与之相反的是,位于杭州湾南岸的古宁波湾,始终没有出现潮汐放大现象,并且天文潮差逐渐减小。（2）台风情景的数值模拟表明,台风强度和台风中心与杭州湾之间的距离是海岸带淹没范围特别是杭州湾南岸低地淹没范围的主要控制因素,超强台风情景会对良渚文化末期杭州湾沿岸的新石器遗址带来严重的淹没风险;台风降水对杭州湾南岸距海岸线较近的区域影响较小;此外,海平面上升会显着提高杭州湾沿岸风暴潮灾害的频率和强度,在海平面上升1 m的情况下,良渚文化末期的一次超强台风事件将对杭州湾南北沿岸包括良渚古城造成严重影响。（3）在良渚文化末期,良渚文化末期鱼山遗址位于慈南山地东北余脉形成的半开口山麓平原中部,其附近的淡水沼泽向东延伸约3 km,向南延伸约10 km。在这种条件下,在鱼山遗址附近形成D95粒径为1.3 mm的越岸风暴沉积,需要超过20 m的叠加风暴水位。在海平面上升的情况下,超强台风引起的瞬时水位才足以形成鱼山风暴沉积。（4）研究再次证实了4.5–4.4 cal kyr BP期间杭州湾沿岸可能发生了一次约1 m的海平面突然上升事件。良渚文化末期杭州湾沿岸新石器遗址地层中普遍发现的受到海水影响的自然堆积层,应该不是古地形变化引起的潮差放大导致的,而是由区域相对海平面上升造成。同时,极端风暴事件是杭州湾沿岸滨海低地短时间尺度海水入侵的重要机制,频发的台风伴随上升的海平面,对良渚先民赖以为生的稻作农业活动造成了严重威胁,这可能与良渚文化的衰变密切相关。（5）长江口-杭州湾区域地处中国东部,位于西北太平洋盆地西行登陆（中国南部）和北行登陆（日本、朝鲜）两大主要路径台风登陆地带的过渡区,受到中全新世温暖气候背景和ENSO等海气相互作用现象的影响,良渚文化末期极端风暴事件登陆杭州湾沿岸的发生频率可能增加。
任剑波[2]（2020）在《台风驱动的长江口波浪动力场及其泥沙输运影响研究》文中研究指明河口海岸是陆海相互作用最为强烈的区域,也是动力环境最为复杂的水域,在径流、潮流、波浪和风等多种动力因子作用下,河口受陆域和海域水动力和泥沙运动过程相互作用,致使地貌呈现出极其显着的时空变化特性。研究河口的水动力、泥沙运动和沉积地貌的特征、过程和机制是研究的难点问题;为可持续开发利用河口资源服务,对港口建设、航运安全、岸线防护、海洋资源利用开发利用,具有十分重要的意义。台风期间,河口受到风暴导致的强烈波浪场作用和地貌冲淤演变;波流相互作用驱动的“波浪掀沙,潮流输沙”,是河口近岸泥沙运动和海床侵蚀的重要研究内容。然而,以往对于长江河口波浪场的研究,重点关注风暴潮的预报、波高变化、波浪增水以及波浪模型的开发应用等,但对台风作用下波浪动力场演化及其对泥沙输运的影响研究较少,特别是针对远区、近区和登陆型等不同路径的台风,开展系统的波浪场特性及其从深水向浅水区沿程衰减程度的量化研究,波浪条件对泥沙侵蚀、输运及冲淤演变的作用程度研究,都是目前河口水沙运动地貌演变研究中亟需加强的重要内容。本文通过台风期间水沙运动观测资料分析和数学模型系统研究,给出了台风驱动下河口波浪动力场的变化特征,探讨了长江口波浪动力场和波浪能量耗散对不同路径台风的响应过程;阐明了波浪侵蚀作用的分布格局;探讨了悬沙输运的内在动力机制;基于台风-天文潮-波浪实时耦合数学模型,论述了潮流和波浪在泥沙侵蚀过程中的作用。研究成果不仅能丰富长江河口风暴潮动力场及其水沙运动的基础理论,对长江河口台风期间的海洋工程安全与防灾减灾具有重要应用意义。本文核心认识包括:1、阐明不同路径台风对长江口波浪动力场的影响特征,指出5～20 m水域是波浪发生显着浅水变形的区域,波能耗散是导致波浪动力场变化的主要原因2、揭示涌浪是台风期间造成泥沙侵蚀增强和悬沙含量增大的主要动力机制;提出波流共同作用导致的侵蚀能力,是潮流或波浪作用导致侵蚀能力的2～6倍;波流共存时平均悬沙浓度是潮流作用的2～9倍3、近底边界层观测研究表明,台风浪是引起底部切应力和悬沙浓度增大的主导动力因素;波流非线性作用的底部切应力高达4.9 Pa,近底悬沙浓度是常态天气的3～4倍本文系统的阐述了不同路径台风影响下,长江口及邻近海域波浪动力场的变化规律,揭示了台风期间的侵蚀特征、波浪对河口泥沙侵蚀和地貌演变的主导作用和动力机制,诠释了“波浪掀沙、潮流输沙”的物理过程。研究成果弥补了目前关于台风对长江河口波浪动力场和泥沙侵蚀影响研究的不足,丰富了长江口风暴沉积动力过程的量化认识,对河口海岸防灾减灾及海洋工程建设保护具有科学指导意义。
杨青青[3]（2020）在《基于降雨情景模拟的城市社区尺度暴雨内涝研究》文中研究表明在全球变化和海平面上升背景下,城市暴雨内涝灾害频繁发生。特别是我国东南沿海城市,受台风和季风影响显着,强降雨时常导致暴雨内涝。暴雨是城市内涝的直接致灾因子,暴雨的成因不同,其暴雨过程和时空变化特征可能不同,导致的暴雨内涝特征也可能有很大差异。因此,细化暴雨内涝的致灾因子进行区分研究,对于揭示暴雨内涝特征具有重要意义。本研究以宁波市贺丞社区为研究区,以气象数据、台风数据、管网数据、地理数据为基础,从暴雨成因的角度,将城市暴雨内涝的致灾因子细分为台风暴雨和非台风暴雨两类,分析台风与非台风暴雨时间变化特征,构建台风和非台风暴雨情景,利用SWMM模型模拟不同情景下的暴雨内涝,对比分析台风和非台风暴雨内涝特征及其差异。主要结论如下:（1）台风与非台风暴雨的时间变化特征:在1971～2019年间,台风和非台风暴雨的暴雨量和暴雨强度的年际变化均呈上升趋势,暴雨频次呈微弱上升趋势;台风暴雨的暴雨量和暴雨强度相对于非台风暴雨的年际变化上升趋势更明显,年际波动也更大,波动范围更广。台风暴雨主要集中在后汛期,9月发生频次最高;非台风暴雨主要集中在梅汛期,6月发生频次最高。台风和非台风暴雨的暴雨量和暴雨强度的日变化趋势大致相同,暴雨频次的变化趋势存在差异。台风暴雨的高值区出现在23:00～4:00和8:00～15:00,非台风暴雨的高值区出现在2:00～11:00。台风降雨持续时间受台风路径和强度影响,降雨过程相对短促,连续性暴雨比例高,降雨更为集中。非台风暴雨的连续性暴雨比例低,但可在数天的持续性降雨过程中多次出现暴雨,降雨过程相对较长。（2）台风与非台风暴雨内涝特征及其差异:在排水河道方面,台风暴雨内涝中的河道水位主要受潮位影响,在高潮位时,不同重现期水位与潮位保持一致,均超过警戒水位。河道流量受潮位和台风暴雨的共同影响,流量随着重现期的增大而增大,但总体仍是以潮位影响为主,在高潮位时流量下降为负值,发生倒灌。在非台风暴雨内涝中,河道水位和流量主要受降雨影响,随着重现期的增大而增大,但河道水位均未超过警戒水位。在节点与管道超载方面,台风与非台风暴雨内涝中的节点与管道的超载个数、超载时数、流量大于满流正常流量的时数和能力受限时数均随着重现期的增大而增大。受潮位影响,台风暴雨内涝超载更严重,排水管网负荷率更高,更易发生节点洪流;管道平均排水流量相对较小,排水时间更长。在节点洪流方面,台风与非台风暴雨内涝中的洪流节点个数、洪流时数、洪流速率、总洪流容积均随着重现期的增大而增大。台风暴雨内涝中的总洪流容积均大于非台风暴雨内涝,台风暴雨内涝的节点洪流更严重。在暴雨内涝等级方面,台风和非台风暴雨情景下,研究区发生内涝的子汇水区数量和等级随着重现期的增大而增加,积水区域由零散分布到连片分布,积水范围逐渐由南演武街和南镇安街向周围扩展。在相同重现期间下,台风暴雨内涝更严重,积水历时更长,积水深度更大。（3）暴雨内涝成因:研究区暴雨内涝的发生与降雨量、管径、地势有关。受区位影响,研究区易受到台风和非台风暴雨的侵袭,降雨量越大,内涝越严重。同时,台风带来的风暴潮,会影响排水运行,加重内涝。研究区排水管网设置不合理,管径普遍较小,管道负荷率较高,管道超载和节点洪流严重。研究区某些区域地势较低,易汇聚四周积水,不易排出。
杨万康[4]（2019）在《典型海湾风暴潮的非线性与共振效应及其危险性评估研究》文中研究说明我国遭受风暴潮灾害最严重的地区主要集中在华南沿海和东南沿海,尤其是在沿岸海湾内建设了大量的海洋工程,这些工程改变了海湾的自然形态和水动力环境,一旦发生重大海洋灾害,后果将十分严重。因此开展沿海典型海湾内的风暴潮机理研究及危险性评估,对于提高海湾地区的防灾抗灾能力具有重要意义。本文选取广西铁山湾和浙江三门湾作为研究对象,主要研究内容及结论如下:首先基于ADCIRC二维数学模型对1409号“威马逊”台风经过铁山湾期间的天文潮-风暴潮非线性效应进行了研究,结果表明:铁山湾内天文潮和风暴潮的非线性作用较强,只考虑纯气象驱动会对预报结果造成较大误差,由天文潮与风暴潮相互作用产生的非线性水位在湾顶处达到最大。通过理论公式推导,建立了非线性水位和各影响因子之间的直接关系式。影响天文潮-风暴潮非线性效应的主要因子为风应力和底摩擦力的合力项、非线性对流项,两者对非线性效应的影响随空间和时间的变化而变化。当风暴潮峰值水位叠加不同相位天文潮时,非线性水位在高潮位达到负值最大,在落潮时达到正值最大,而且海湾内非线性作用越强,总水位峰值相对于天文潮高潮位的延迟时间就越长。其次对三门湾历史上的强风暴潮增水过程进行经验模态分解后发现三门湾风暴潮增水过程中存在共振现象。然后采用理论公式推导和边值法对共振周期及振幅变化进行了研究。结果表明三门湾内各水道共振特征有所差异,共振周期总模态不超过5个,共振周期第一模态对应的水位振幅最大,然后依次递减,共振水位振幅在湾顶处达到最大。三门湾内大量建设的围垦工程使得自然岸线和水深地形都发生了改变,利用数值模型对工程实施后的潮汐和风暴潮水位变化进行了预测研究。结果表明围垦工程使得海湾内的天文潮振幅有所下降,地形淤积导致的潮汐振幅减小幅度要远大于岸线改变产生的影响。对风暴潮水位的影响随台风路径的不同而有所差异,地形改变是影响三门湾内风暴潮峰值水位变化的主要因素。西北向台风路径下峰值水位抬升最明显,水位增加显着区域主要集中在健跳水道及三门湾湾顶处,峰值水位抬升最大可达0.4m。最后基于数值模型以可能最大热带气旋参数为基础构建了多种假想台风路径计算了三门湾内的可能最大风暴潮水位（PMSS）,结果表明沿西北向且距离三门湾中心为最大风速半径处登陆的台风使得风暴潮增水达到最大,当PMSS叠加天文高潮位时,水位已经超过了沿岸海堤高程。将三门湾沿岸陆地依照高程概化为计算区域进行漫堤计算,淹没最严重的区域出现在湾顶处,最大淹没面积达到了120 km2,三门核电厂址前沿水位与不溢流相比下降了0.5m。本研究可为三门湾沿岸围垦工程及核电厂址的安全防护提供科学依据。
钟汕虹[5]（2019）在《基于改进风场的舟山渔港风暴潮模拟》文中进行了进一步梳理舟山渔港服务于世界着名的舟山渔场,港内渔船众多。自1951年至2018年,大约110场台风暴潮影响渔港,开展台风暴潮数值模拟对渔港防灾减灾具有重要意义。本文引入与风速成正比的海面阻力项修正了梯度风方程,根据台风剖面特征提出了一种新的气压公式,代入经修正的梯度风方程导出梯度风速公式,构建了一个新的风场模式。根据Holland、藤田-高桥与本文模式计算了气旋Joan、Tracy与Betty的气压和风速剖面,结合实测资料获得气压技术评分指标均达到0.99,而本文模式的风速技术评分指标达0.93～0.99,精度显着高于其他模式。利用Delft 3D建立了舟山渔港海域嵌套网格台风暴潮模型,据中国近海台风数据拟合得最大风速半径与中心气压的关系,嵌套风暴潮模型结合Holland与本文风场模式模拟了影响舟山9417、9711、0509和1211台风的风暴潮位,与实测资料对比发现本文模式具有更好的风暴潮模拟效果。根据影响舟山的台风资料,分5种来向共10条虚拟路径模拟了渔港台风暴潮,结果表明南侧登陆台风造成的风暴潮位高于北侧登陆,最高风暴潮位出现在SE-R-路径。SE-R-路径台风三种中心移速下,以慢速台风作用于港区的时间较长,风暴潮位最高。港区北岸海堤西端无法抵挡12级台风的风暴潮位,中部可抵挡17级台风风暴潮位,东端海堤防台能力约在12～15级。10条台风路径下,对港内渔船所受风流合力进行了计算,结果表明南侧登陆台风更易使渔船走锚,S-R-路径渔船受力最大,在14级台风作用下接近锚抓力25.28kN,此时停泊面积为3.04km2,15-17级台风时港内可停泊面积为0.55 km2。在SE与S方向共增设8条路径,计算了风暴潮位与风流合力。舟山渔港两端通海,SE-0.5R-路径风速加大了入港涨潮流,而与ESE渔港走向呈13°夹角利于水体滞留港区,造成的漫堤概率最大。S-0.5R-路径风向与渔港走向接近正交,渔船所受风流合力最大,走锚风险较高。小干岛西侧布置丁坝使17级台风作用时漫堤概率下降3.3%;小干岛东侧布置丁坝使14级台风作用下锚泊面积增加0.9km2,两者均可提高渔港防台能力。
何威[6]（2019）在《椒江河口形态变化对风暴潮动力过程的影响研究》文中研究表明台州湾海域风暴潮灾害频发,对椒江河口沿岸地区人民的生命财产安全构成严重的威胁。风暴潮过程动力机制复杂,影响因素众多,河口形态就是其中之一。与此同时,受椒江河口两岸围垦工程建设的影响,河口形态频繁变动。因此,探究河口形态变化对风暴潮动力过程的影响,对海岸工程防灾减灾有着重要的理论和实际意义。本文基于MIKE 21水动力模型和参数化台风场模型,建立了以椒江河口为研究对象的风暴潮耦合模型。运用9417和9711两个台风期间的实测和预报水位数据,以及2009年4月的实测潮流数据分别对模型进行验证。参考围垦规划的思路,从河口形态的角度设计了不同变化的实验方案,分别为北岸延伸,南岸延伸和两岸同时延伸。基于河口现有岸线形态,分析了台州湾海域在9711台风期间天文潮和风暴潮动力特征。海域主导分潮M2振幅约1.75 m;受河流影响,余流整体向海流动;大潮期间口门断面的涨急流量为29715m3/s,涨潮通量2.88E+8m3。9711台风整体自东南向西北,在椒江河口南侧相距不到100公里的温岭市登陆。风暴潮位在天文潮位于高位时达到最高,最大风暴增水在此之前发生;风暴高潮位分布受风场影响显着,流场也与天文潮流场差异明显。基于不同河口形态变化的实验方案,揭示了天文潮动力过程特征的变化及产生机理。北岸延伸使得M2分潮振幅和最大流速均呈下降趋势,口门流量和涨潮通量略有减小;南岸延伸同样使M2分潮振幅和最大流速呈下降趋势,口门流量和涨潮通量减小幅度明显增大;两岸同时延伸大体可视为南北岸单独延伸影响的叠加,且略大于两者线性叠加。岸线延伸使得河口纳潮量降低,进而影响潮汐动力过程特征;同时占据潮滩浅水区,降低了浅化效应,也对动力特征产生影响。基于不同河口形态变化的实验方案,揭示了风暴潮动力过程特征的变化及产生机理。北岸延伸使得天文高潮位和风暴高潮位均呈下降趋势,海域封闭,水动力减弱·,南岸延伸使得天文高潮位下降,风暴高潮位在河道内抬升显着,海域南部纳潮面积减小,河口开口方向朝东偏转:两岸同时延伸大体可视为两岸单独延伸影响的叠加。此外,利用1998年和2013年实测地形资料设计对照实验,比较发现河口形态变化产生的影响远大于水下地形变化的影响。通过敏感性数值实验,探究了不同驱动因素对风暴潮增水过程的贡献。风场增水最为显着,高潮位贡献率可达70%以上;气压增水也是重要组成,贡献率达20%以上;径流对高潮位影响不足5%,但对低潮位抬升显着。此外,河口形态变化对各因素的贡献率仅在河口内对风场增水贡献率略有影响。
张露[7]（2018）在《宁波市北仑区街区尺度风暴潮漫滩数值研究》文中研究表明我国是世界上少数几个受海洋灾害影响十分严重的国家之一,尤其以风暴潮和海浪灾害为主,约占总灾害损失的90%以上。风暴潮灾害对我国的影响几乎遍布沿海,特别是经济发达的地区,例如长江口、杭州湾、闽江口、珠江口等地。宁波市北仑区地处浙江最东岸,面临的灾害性天气以海洋灾害为主,台风是影响极大的自然灾害之一,因此本文选取宁波市北仑区进行风暴潮漫滩数值研究。为细致刻画城市道路和建筑特点,建立了街区尺度风暴潮漫滩模型,北仑区陆地分辨率达到510m,本文将基于此模型进行风暴潮漫滩模拟。在考虑甬江径流和不考虑海堤的情况下,建立的街区尺度风暴潮漫滩模型可以比较准确的模拟5612号台风的风暴潮以及总潮位情况。为了探讨下垫面等敏感性因子对漫滩的影响,从下垫面底摩擦变化、海面抬升以及超强台风强度对风暴潮漫滩影响的3个方面设计了敏感性试验。在考虑下垫面底摩擦变化的条件下,对比未考虑底摩擦变化的模拟实验结果,最大淹没面积减少了21.4%,绝大部分区域淹没水深降低0.10.2m。海平面抬升0.5m后,与未考虑海平面抬升情况相比,最大淹没面积扩大了26.93%,大部分区域淹没水深增加0.2m左右。以5612号台风路径为基础,参考台风“威马逊”登陆中国海南岛前后台风中心气压的变化,其中将登陆时中心气压由923hPa设置为905hPa。台风登陆强度增强后,对比未考虑超强台风强度时的模拟结果,最大淹没面积增加35.57%,大部分区域淹没水深增加0.5m左右。依托街区尺度风暴潮漫滩模型,可以更精细化地模拟在街区密集和地形复杂情况下的漫滩情况,体现了街区尺度的显着特点。而在漫滩模拟中,下垫面底摩擦变化、海平面抬升以及台风强度增强的作用都不可忽视。
李涛,朱业,付翔,郭敬[8]（2018）在《浙江省沿海县级风暴潮危险性区划研究》文中提出以浙江省沿海13个潮位站30 a（1985—2014年）共85次的台风风暴潮历史过程资料为基础,利用统计相关以及数值模拟对个别潮位站进行资料增补,确保资料丰富、全面。选用风暴增水和超警戒两个自然属性因子进行等级划分,考虑权重后计算得到浙江沿海县级风暴潮危险性指数。在此基础上,以20 a资料时长和危险性指数7为衡量标准,通过资料法及包含历史灾情在内的综合法对浙江沿海县级风暴潮危险性进行区划。研究结果表明:在33个浙江沿海县中18个可划为风暴潮灾害重点防御区,约占全部沿海县的54.5%,主要位于浙江的中南部和杭州湾北岸。上述沿海县在海洋灾害风险管理和涉海产业的利用规划中应重视风暴潮灾害影响并应加强风暴潮灾害风险评估工作。
付翔,车助镁,丁俊,李明杰,李涛[9]（2017）在《新核定风暴潮警戒潮位的筛选及适用性研究》文中研究表明提出了一套风暴潮新核定警戒潮位值的预警报应用方法,并以浙江省为例,从国家中心的角度分析选取了预警报发布站及其发报警戒值,为沿海新警戒潮位值的预警报应用提供借鉴。
赖富春[10]（2017）在《波浪作用对风暴潮水位影响的研究 ——以台风卡努为例》文中研究指明风暴潮是一种极具破坏力的自然灾害。若近岸堤坝高度低于风暴潮登陆时的水位,海水将携带巨大能量快速冲击并越过堤坝,涌入内陆,直接作用于沿海城市居民与建筑,造成巨大灾害与损失。因此,风暴潮登陆时水位的准确预测在海岸带防灾减灾工作中至关重要。风暴潮水位主要由天文潮潮位,台风低气压、台风风场和波浪作用产生的增水这四部分组成。自1950s以来,风暴潮预报模型为了提升计算速度,均忽略了波浪作用引起的水位增加（简称“波浪增水”）。从1980s开始,随着计算机硬件与数值模型的改良与优化,许多学者通过研究风暴潮模型与波浪模型的耦合过程,开始考虑波浪作用对风暴潮水位的影响,包括波浪产生的辐射应力、表面剪切力、底床剪切力、垂向紊动混合等。为研究波浪作用对我国沿海登陆的风暴潮水位的影响,本研究选取中国东南沿岸海域某典型地形与水动力条件,运用Delft3D-Flow和Delft3D-Wave双向耦合模型,模拟台风卡努（Khanun）的发展过程,分析登陆前九、六、三小时和登陆时,台风风场、有效波高、台风水位、波浪增水的空间分布规律。研究表明不同于波高和水位的围绕台风中心分布,波浪增水最早出现在近岸海域。根据台风登陆时的波浪增水分布,对近岸海域进行分区,取特征点,对比其地理位置与台风水位与波浪增水的大小,总结归纳影响水位与增水的三个因素:距台风中心的距离、距岸线的距离、和风速方向与岸线方向的夹角。特征点中的最大波浪增水可达0.36m,其与台风水位的最大比值可达43.3%,说明波浪增水是风暴潮水位的重要组成部分,不可忽略。在设计近岸防护结构物高度时,应该考虑波浪增水作用和波高对台风水位的加成,使之不仅能抵挡台风最大水位,还可以保留一定的富余高度,对于海岸带防护有十分重大的意义。此外,本论文模拟了八组理想的台风条件,进行了不同开边界涌浪和台风强度的波浪增水敏感性分析。研究表明风暴潮的波浪增水绝大部分来源于台风风场生成的风浪作用,而自然条件下的涌浪作用十分微弱。波浪增水与台风水位会随着台风强度的增强而同步增大,在台风登陆时刻潮位测站点海门的增水占比维持在10%左右。
首先简单简介论文所研究问题的基本概念和背景，再而简单明了地指出论文所要研究解决的具体问题，并提出你的论文准备的观点或解决方法。
本文主要提出一款精简64位RISC处理器存储管理单元结构并详细分析其设计过程。在该MMU结构中,TLB采用叁个分离的TLB,TLB采用基于内容查找的相联存储器并行查找,支持粗粒度为64KB和细粒度为4KB两种页面大小,采用多级分层页表结构映射地址空间,并详细论述了四级页表转换过程,TLB结构组织等。该MMU结构将作为该处理器存储系统实现的一个重要组成部分。
调查法：该方法是有目的、有系统的搜集有关研究对象的具体信息。
观察法：用自己的感官和辅助工具直接观察研究对象从而得到有关信息。
实验法：通过主支变革、控制研究对象来发现与确认事物间的因果关系。
文献研究法：通过调查文献来获得资料，从而全面的、正确的了解掌握研究方法。
实证研究法：依据现有的科学理论和实践的需要提出设计。
定性分析法：对研究对象进行“质”的方面的研究，这个方法需要计算的数据较少。
定量分析法：通过具体的数字，使人们对研究对象的认识进一步精确化。
跨学科研究法：运用多学科的理论、方法和成果从整体上对某一课题进行研究。
功能分析法：这是社会科学用来分析社会现象的一种方法，从某一功能出发研究多个方面的影响。
模拟法：通过创设一个与原型相似的模型来间接研究原型某种特性的一种形容方法。
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景与研究意义 |
| 1.2 西北太平洋古风暴活动规律研究进展以及主要研究方法 |
| 1.2.1 西北太平洋台风活动规律与气候变化 |
| 1.2.2 风暴活动的地质记录以及古风暴学研究 |
| 1.2.3 基于地质记录的古风暴活动重建 |
| 1.3 中晚全新世杭州湾沿岸水涝灾害与新石器文化兴替研究进展 |
| 1.3.1 杭州湾沿岸平原新石器考古文化序列 |
| 1.3.2 杭州湾沿岸平原新石器遗址地层的文化间歇现象 |
| 1.3.3 中全新世以来的海平面小幅波动 |
| 1.3.4 全新世杭州湾沿岸的潮汐场研究 |
| 1.3.5 良渚文化末期的极端风暴事件 |
| 1.3.6 台风风暴潮的模拟和预测 |
| 1.4 当前研究的重难点 |
| 1.5 研究目标、研究内容和关键问题 |
| 1.5.1 研究目标 |
| 1.5.2 研究内容 |
| 1.5.3 关键问题 |
| 1.6 本论文的特色与创新之处 |
| 1.7 研究方法与技术路线 |
| 第二章 研究区域概况 |
| 2.1 杭州湾滨海平原自然地理环境概况 |
| 2.1.1 地貌 |
| 2.1.2 水文 |
| 2.1.3 气候 |
| 2.2 典型新石器文化遗址:鱼山遗址 |
| 第三章 研究材料与研究方法 |
| 3.1 研究材料 |
| 3.1.1 数据资料收集 |
| 3.1.2 钻孔沉积物样品获取与处理 |
| 3.2 研究方法 |
| 3.2.1 AMS~(14)C测年 |
| 3.2.2 粒度测试 |
| 3.2.3 FVCOM数值模型介绍 |
| 第四章 中晚全新世杭州湾及南北两岸古地形重建 |
| 4.1 中晚全新世杭州湾及南北两岸古地形变化 |
| 4.2 良渚文化末期鱼山遗址周边微地貌和海岸线 |
| 第五章 中晚全新世杭州湾古天文潮模拟及模型验证 |
| 5.1 中晚全新世杭州湾古天文潮模拟 |
| 5.2 中晚全新世杭州湾天文潮的时空变化机制 |
| 5.3 模型验证:情景模拟结果与海侵地层的对比 |
| 5.3.1 7600、6400 cal yr BP天文潮、风暴潮情景模拟 |
| 5.3.2 中晚全新世长江口-杭州湾海侵事件的地质记录 |
| 5.3.3 模型结果与地质记录的对比 |
| 第六章 良渚文化末期杭州湾沿岸风暴潮情景模拟 |
| 6.1 良渚文化末期杭州湾天文潮特征 |
| 6.2 风暴潮情景模拟设置 |
| 6.3 风暴增水高度及淹没区域模拟结果 |
| 6.4 降水与海平面上升情景下风暴增水高度及淹没区域 |
| 6.5 本章小结 |
| 第七章 良渚文化末期的极端风暴事件强度重建 |
| 7.1 基于沉积记录的古风暴强度反演 |
| 7.2 良渚文化末期鱼山遗址超强风暴事件的情景分析 |
| 第八章 良渚文化末期海侵地层的成因机制分析 |
| 8.1 4.5–4.4 cal kyr BP的相对海平面上升 |
| 8.2 极端风暴事件与良渚文化的衰变 |
| 8.3 良渚文化末期极端风暴事件频发的机制探讨 |
| 第九章 结论 |
| 9.1 主要结论 |
| 9.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附录 参考文献 |
| 作者简历及在学期间科研成果 |
| 致谢 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义和背景 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 波浪动力场研究 |
| 1.2.2 泥沙输运研究 |
| 1.2.3 台风期间悬沙输运研究 |
| 1.2.4 现状研究存在的不足 |
| 1.3 本文研究内容 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 论文结构 |
| 第二章 研究区域和研究方法 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.1.1 流域来水来沙 |
| 2.1.2 潮汐和潮流 |
| 2.1.3 风和波浪 |
| 2.1.4 泥沙输运和地形变化 |
| 2.1.5 热带气旋 |
| 2.2 数值模型 |
| 2.2.1 台风气压场和风场模型 |
| 2.2.2 水动力和泥沙输运数学模型 |
| 2.2.3 波浪模型SWAN |
| 2.2.4 模型设置 |
| 2.2.5 模型验证 |
| 第三章 台风驱动的长江口波浪动力场特征 |
| 3.1 台风路径的设置 |
| 3.2 台风浪动力场分布特征 |
| 3.2.1 有效波高 |
| 3.2.2 平均波长 |
| 3.2.3 底部波浪周期 |
| 3.2.4 近底部最大轨道流速的均方根值分布 |
| 3.3 波浪能量耗散 |
| 3.3.1 波浪能量耗散分布 |
| 3.3.2 不同计算方案的异同点 |
| 3.4 波浪谱特征 |
| 3.4.1 波浪谱变化特征 |
| 3.4.2 不同计算方案的异同点 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 台风作用下波流侵蚀特征及其泥沙输运 |
| 4.1 波流侵蚀分布特征与作用机制 |
| 4.1.1 波流侵蚀速率分布 |
| 4.1.2 波流侵蚀机制 |
| 4.2 悬沙场分布与特征 |
| 4.2.1 悬沙场分布 |
| 4.2.2 悬沙场分布与侵蚀速率的关系 |
| 4.3 波流输沙过程和作用机制 |
| 4.3.1 波浪对泥沙的侵蚀作用 |
| 4.3.2 潮流对泥沙的输运作用 |
| 4.4 波流作用对三角洲前缘地貌演变的影响 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 台风对长江口水沙输运案例研究-以“三巴”台风为例 |
| 5.1 波流作用下水沙输运观测研究 |
| 5.1.1 现场观测概况 |
| 5.1.2 波流作用的水动力条件分析 |
| 5.1.3 近底层悬沙输运研究 |
| 5.2 波浪对水沙输运影响的模型研究 |
| 5.2.1 波浪对水位的影响 |
| 5.2.2 波浪产生的流场变化 |
| 5.2.3 波浪对悬沙浓度的影响 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 结论和展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究意义 |
| 1.3 国内外研究进展 |
| 1.3.1 台风与非台风暴雨及其情景构建 |
| 1.3.2 城市暴雨内涝模拟研究 |
| 1.4 研究内容与创新点 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 创新点 |
| 第二章 研究区与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 宁波概况 |
| 2.1.2 社区概况 |
| 2.2 数据来源 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 台风降水分离方法 |
| 2.3.2 趋势检验 |
| 2.3.3 变差系数 |
| 2.3.4 频率分析方法 |
| 2.4 技术路线 |
| 第三章 台风与非台风暴雨情景构建 |
| 3.1 暴雨划分 |
| 3.1.1 暴雨等级划分 |
| 3.1.2 暴雨类型划分 |
| 3.1.3 台风暴雨分离 |
| 3.1.4 暴雨事件选取 |
| 3.2 台风与非台风暴雨时间变化特征 |
| 3.2.1 台风与非台风暴雨的年际变化特征分析 |
| 3.2.2 台风与非台风暴雨的月际变化特征分析 |
| 3.2.3 台风与非台风暴雨的日变化特征分析 |
| 3.2.4 台风与非台风暴雨的持续时间分析 |
| 3.3 台风与非台风暴雨情景构建 |
| 3.3.1 暴雨频率分析 |
| 3.3.2 暴雨雨型设计 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 研究区SWMM模型建立 |
| 4.1 SWMM模型计算原理 |
| 4.2 SWMM模型概化 |
| 4.2.1 排水管网概化 |
| 4.2.2 子汇水区划分 |
| 4.3 SWMM模型参数 |
| 4.3.1 模型参数设置 |
| 4.3.2 模型参数校准 |
| 4.3.3 边界条件设置 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 台风与非台风暴雨情景模拟与分析 |
| 5.1 台风暴雨情景模拟与分析 |
| 5.1.1 不同重现期下排水河道模拟结果 |
| 5.1.2 不同重现期下节点模拟结果 |
| 5.1.3 不同重现期下管道模拟结果 |
| 5.1.4 不同重现期下暴雨内涝情况 |
| 5.2 非台风暴雨情景模拟与分析 |
| 5.2.1 不同重现期下排水河道模拟结果 |
| 5.2.2 不同重现期下节点模拟结果 |
| 5.2.3 不同重现期下管道模拟结果 |
| 5.2.4 不同重现期下暴雨内涝情况 |
| 5.3 台风与非台风暴雨内涝特征及其差异分析 |
| 5.4 暴雨内涝成因分析 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附:攻读硕士学位期间发表论文及科研工作 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 风暴潮定义与分类 |
| 1.2 风暴潮-天文潮非线性效应研究与应用 |
| 1.3 典型海湾内风暴潮灾害危险性研究 |
| 1.4 本文主要研究内容 |
| 第2章 典型海湾内天文潮-风暴潮非线性效应研究 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 铁山湾风暴潮水位特征分析 |
| 2.3 铁山湾天文潮-风暴潮非线性效应研究 |
| 2.3.1 数值模型简介 |
| 2.3.2 1409号“威马逊”台风及风场模型简介 |
| 2.3.3 模型设置与验证 |
| 2.3.4 风暴潮模拟结果分析 |
| 2.3.5 海湾内非线性水位变化特征 |
| 2.3.6 天文潮-风暴潮非线性效应影响因子研究 |
| 2.3.7 天文潮对风暴潮峰值水位的影响研究 |
| 2.4 小结 |
| 第3章 海湾中的共振研究 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 三门湾风暴潮中的共振现象 |
| 3.2.1 EMD方法简介 |
| 3.2.2 三门湾内风暴潮增水统计特征 |
| 3.2.3 风暴潮波动水位分解与研究 |
| 3.3 三门湾共振周期研究 |
| 3.3.1 FVCOM数值模型简介 |
| 3.3.2 海湾共振周期的理论计算 |
| 3.3.3 共振周期的数值计算与研究 |
| 3.4 小结 |
| 第4章 海湾内围垦工程对风暴潮水位的影响与研究 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 台风风场参数适用性研究 |
| 4.2.1 Holland台风风场模型介绍 |
| 4.2.2风场参数组合实验 |
| 4.3 围垦工程对天文潮位及风暴潮影响研究 |
| 4.3.1 模型介绍与设置 |
| 4.3.2 模型验证 |
| 4.3.3 海湾内淤积计算 |
| 4.3.4 围垦工程对天文潮水位的影响 |
| 4.3.5 围垦工程对风暴潮水位的影响 |
| 4.4 小结 |
| 第5章 海湾内最大风暴潮极值水位计算与研究 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 模型介绍与设置 |
| 5.3 模型验证 |
| 5.4 最大风暴潮极值水位计算 |
| 5.4.1 最大风暴潮计算气象参数设置 |
| 5.4.2 可能最大风暴潮增水计算 |
| 5.4.3 三门湾沿岸溢流淹没计算 |
| 5.5 小结 |
| 第6章 结论及未来工作展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
| 致谢 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 台风模式 |
| 1.2.2 风暴潮数值模拟 |
| 1.2.3 渔港风险评估 |
| 1.3 论文研究内容 |
| 2 风场模式的构建 |
| 2.1 参数化风场模式改进 |
| 2.2 公式参数分析 |
| 2.2.1 最大风速半径 |
| 2.2.2 层流底层厚度 |
| 2.3 本文风场模式的精度 |
| 3 风暴潮模型 |
| 3.1 控制方程 |
| 3.2 研究区域及模型的构建 |
| 3.2.1 研究区域概况 |
| 3.2.2 风暴潮模型构建 |
| 3.3 天文潮验证 |
| 3.4 风暴潮验证 |
| 4 舟山渔港抗台风能力分析 |
| 4.1 台风的设计 |
| 4.1.1 台风代表强度 |
| 4.1.2 移行风速 |
| 4.1.3 台风来向 |
| 4.1.4 台风登陆位置 |
| 4.2 舟山渔港海域风暴潮位分析 |
| 4.2.1 台风登陆位置对风暴潮位的影响 |
| 4.2.2 台风来向对风暴潮位的影响 |
| 4.2.3 台风移行速度对风暴潮位的影响 |
| 4.2.4 舟山渔港漫堤风险分析 |
| 4.3 台风作用下渔港的泊船面积 |
| 4.3.1 台风登陆位置对渔船受力的影响 |
| 4.3.2 台风来向对渔船受力的影响 |
| 4.3.3 渔港泊船面积 |
| 4.4 口门丁坝对渔港抗台等级的提高作用 |
| 4.4.1 口门丁坝的设置 |
| 4.4.2 口门丁坝对渔港风暴潮的削弱作用 |
| 4.4.3 口门丁坝对风流合力的削弱作用 |
| 5 结论与展望 |
| 5.1 结论 |
| 5.2 创新点 |
| 5.3 展望 |
| 参考文献 |
| 作者简历 |
| 致谢 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 创新点 |
| 2 模型介绍与验证 |
| 2.1 水动力模型 |
| 2.2 台风场模型 |
| 2.3 耦合模型验证 |
| 2.4 河口形态变化方案 |
| 2.5 本章小结 |
| 3 椒江河口动力特征与机理分析 |
| 3.1 天文潮动力特征 |
| 3.2 风暴潮动力特征 |
| 3.3 本章小结 |
| 4 河口形态变化对天文潮动力过程的影响 |
| 4.1 北岸延伸 |
| 4.2 南岸延伸 |
| 4.3 两岸同时延伸 |
| 4.4 本章小结 |
| 5 河口形态变化对风暴潮动力过程的影响 |
| 5.1 北岸延伸 |
| 5.2 南岸延伸 |
| 5.3 两岸同时延伸 |
| 5.4 动力特征演变 |
| 5.5 本章小结 |
| 6 风暴潮动力机制及变化 |
| 6.1 方案设计 |
| 6.2 风场对风暴潮的贡献 |
| 6.3 气压场对风暴潮的贡献 |
| 6.4 径流对风暴潮的贡献 |
| 6.5 本章小结 |
| 7 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 展望 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 风暴潮预报技术研究进展 |
| 1.2.1 国外进展 |
| 1.2.2 国内进展 |
| 1.3 选题依据 |
| 1.3.1 街区尺度研究概况 |
| 1.3.2 宁波市北仑区概况及选取依据 |
| 1.4 本文研究内容及创新点 |
| 第二章 ADCIRC模型简介 |
| 2.1 基本方程 |
| 2.2 底摩擦设置 |
| 2.3 风场设置 |
| 2.4 水平扩散项 |
| 2.5 干湿网格处理 |
| 2.6 漫滩溢流计算 |
| 2.7 模式的基本设置 |
| 第三章 街区尺度风暴潮漫滩模式的建立 |
| 3.1 岸线数据 |
| 3.2 水深数据 |
| 3.3 高程数据处理 |
| 3.4 街区尺度网格建立 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 街区尺度风暴潮模拟验证实验 |
| 4.1 0012号风暴潮过程模拟 |
| 4.2 1211号风暴潮过程模拟 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 街区尺度风暴潮漫滩模拟 |
| 5.1 台风的选取 |
| 5.2 甬江径流的应用 |
| 5.3 风暴潮漫滩数值模拟 |
| 5.3.1 5612号风暴潮模拟 |
| 5.3.2 5612号总潮位模拟 |
| 5.3.3 5612号漫滩模拟 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 风暴潮漫滩模拟敏感性试验 |
| 6.1 试验一下垫面底摩擦变化对漫滩的影响 |
| 6.2 试验二海平面上升0.5m对漫滩的影响 |
| 6.3 试验三超强台风对漫滩的影响 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 总结 |
| 7.2 未来的展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 1 引言 |
| 2 资料及处理 |
| 2.1 资料 |
| 2.2 处理 |
| 3 指数计算 |
| 4 结果分析 |
| 4.1 资料法 |
| 4.2 综合法 |
| 5 结论与讨论 |
| 1 引言 |
| 2 新警戒潮位的适用步骤及原则 |
| 3 站点选取 |
| 3.1 杭州湾 |
| 3.2 象山港 |
| 3.3 舟山群岛外海岛屿 |
| 3.4 替换发报站 |
| 4 警戒值的确认 |
| 5 总结及建议 |
| 致谢 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 缩写、符号清单和术语表 |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 风暴潮数值预报 |
| 1.2.2 风暴潮和波浪耦合模型 |
| 1.2.3 波浪作用对风暴潮的影响 |
| 1.2.4 存在问题 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 论文安排 |
| 2 模型介绍及组建 |
| 2.1 Delft3D模型介绍 |
| 2.1.1 Flow模型 |
| 2.1.2 Wave模型 |
| 2.1.3 波浪作用 |
| 2.2 台风卡努(Khanun) |
| 2.3 台风风场气压场 |
| 2.3.1 台风风场气压场的发展 |
| 2.3.2 选取的台风风场气压场 |
| 2.3.3 台风风场验证 |
| 2.4 地形数据 |
| 2.4.1 数据来源 |
| 2.4.2 数据转化 |
| 3 模型验证 |
| 3.1 验证步骤 |
| 3.2 象山港潮汐潮流模拟 |
| 3.2.1 初始条件 |
| 3.2.2 底床粗糙度 |
| 3.2.3 涡粘性系数和扩散系数 |
| 3.2.4 验证结果 |
| 3.3 台风卡努模拟 |
| 3.3.1 初始条件 |
| 3.3.2 验证结果 |
| 4 波浪增水 |
| 4.1 算例设置 |
| 4.2 台风风场分布 |
| 4.3 特征时刻的波浪增水 |
| 4.3.1 登陆前九小时 |
| 4.3.2 登陆前六小时 |
| 4.3.3 登陆前三小时 |
| 4.3.4 登陆时 |
| 4.3.5 小结 |
| 4.4 特征点的波浪增水 |
| 4.4.1 分区与取点 |
| 4.4.2 台风水位 |
| 4.4.3 波浪增水 |
| 4.4.4 空间分布特征 |
| 4.5 最大波浪增水 |
| 5 波浪增水敏感性分析 |
| 5.1 外边界入射波 |
| 5.1.1 算例设置 |
| 5.1.2 计算结果与分析 |
| 5.2 台风强度 |
| 5.2.1 算例设置 |
| 5.2.2 计算结果与分析 |
| 6 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 附录:Delft3D-Flow和Delft3D-Wave使用手册 |
| 作者简历 |
