Транспортировка отложений

редактировать

Движение твердых частиц, обычно за счет силы тяжести и увлечения жидкости

Пыль дует из пустыни Сахара над Атлантическим океаном в направлении Канарских островов.

Перенос отложений - это движение твердых частиц (отложения ), обычно из-за сочетания силы тяжести, действующей на отложения, и / или движение жидкости, в которой вовлечен осадок. Перенос отложений происходит в естественных системах, где частицы представляют собой обломочные породы (песок, гравий, валуны и т. Д.), грязь, или глина ; жидкость - воздух, вода или лед; и сила тяжести действует, чтобы перемещать частицы по наклонной поверхности, на которой они покоятся. Перенос наносов из-за движения жидкости происходит в реках, океанах, озерах, морях и других водоемах из-за течения и приливы. Перенос также вызывается ледниками по мере их течения и на поверхности земли под действием ветра. Перенос наносов только под воздействием силы тяжести может происходить на наклонных поверхностях в целом, включая склоны холмов, уступы, утесы и континентальный шельф - граница континентального склона.

Транспорт отложений важен в областях осадочной геологии, геоморфологии, гражданского строительства и экологической инженерии (см. приложения, ниже). Информация о переносе наносов чаще всего используется для определения того, что происходит эрозия или осаждение, величина этой эрозии или осаждения, а также время и расстояние, на котором они будут происходить.

Содержание

1 Механизмы
- 1.1 Эоловые
- 1.2 Речные
- 1.3 Прибрежные
- 1.4 Ледниковые
- 1.5 Холмистые
- 1.6 Селевые потоки
2 Приложения
3 Инициирование
- 3.1 Баланс движения напряжений
- 3.2 Критическое напряжение сдвига
- 3.3 Число Рейнольдса частиц
- 3.4 Напряжение сдвига в слое
  - 3.4.1 произведение глубина-уклон
  - 3.4.2 Скорость сдвига, скорость, и коэффициент трения
  - 3.4.3 Неустойчивый поток
- 3.5 Пример
  - 3.5.1 Настройка
  - 3.5.2 Решение
4 Режим уноса
- 4.1 Число Рауза
- 4.2 Урегулирование скорости
5 Диаграмма Хьюлстрёма-Сундборга
6 Скорость переноса
- 6.1 Нагрузка на слой
  - 6.1.1 Формулы переноса заметной нагрузки на слой
    - 6.1.1.1 Мейер-Петер Мюллер и производные
    - 6.1.1.2 Уилкок и Кроу
    - 6.1.1.3 Уилкок и Кенворти
    - 6.1.1.4 Кунле и др.
- 6.2 Подвешенная нагрузка
- 6.3 Загрузка материала слоя
  - 6.3.1 Энгелунд-Хансен
- 6.4 Промывочная загрузка
- 6.5 Общая нагрузка
7 См. Также
8 Ссылки
9 Внешние ссылки

Механизмы

Выдувание песка с гребня в Дюны Келсо в пустыне Мохаве, Калифорния.

Река Токлат, Ист-Форк, Полихромная панорама, Национальный парк Денали, Аляска. Эта река, как и другие плетеные ручьи, быстро меняет положение своих русел за счет процессов эрозии, переноса наносов и отложений.

реки Конго, если смотреть со стороны Киншаса, Демократическая Республика Конго. Его коричневый цвет в основном является результатом переносимых отложений, взятых вверх по течению.

Эолийские горизонты

Эолийские или эоловые (в зависимости от анализа æ ) - термин, обозначающий перенос отложений ветер. Этот процесс приводит к образованию ряби и песчаных дюн. Обычно размер транспортируемого осадка составляет мелкий песок (<1 mm) and smaller, because воздух - это жидкость с низкой плотностью и вязкостью, и поэтому не может оказывать очень сильное сдвиговое усилие на своем дне.

Формы пласта образуются в результате переноса эоловых отложений в наземной приповерхностной среде. Рябь и дюны образуются как естественная самоорганизующаяся реакция

Перенос эоловых отложений обычных на пляжах и в засушливых регионах мира, потому что именно в этих средах растительность препятствует присутствию и движению поля песка.

Выносимая ветром очень мелкозернистая пыль способна проникать в верхние слои атмосферы и перемещаться по земному шару. Пыль из Сахары отложений на Канарские острова и острова в Карибском острове, а также пыль из пустыни Гоби выпала на запад США. Этот осадок имеет важное значение к по чве эт и экология нескольких островов.

Отложения мелкозернистых ветров ледниковых отложений называются лёссом.

речным

В геологии, физическая география и перенос наносов, речные процессы к проточной воде в природных ресурсах. Сюда входят реки, ручьи, приледниковые потоки, ливневые паводки и паводки из прорыва ледниковых озер. Осадок, перемещаемый водой, может быть больше, чем осадок, перемещаемый воздухом, поскольку вода имеет как более высокую плотность , так и вязкость. В типичных реках самые крупные наносимые наносы имеют размер песок и гравий, но при более крупных наводнениях могут переноситься булыжники и даже валуны.

Перенос речных наносов может ввести к образованию ряби и дюн, к фрактальным образным структурам эрозии, к сложным структурам естественных речных систем и к развитию поймы.

песок рябь, Гавайи. Прибрежный перенос наносов приводит к равномерно распределенным волнам вдоль берега. Тюлень-монах для масштаба.

Прибрежный

Прибрежный перенос наносов происходит в прибрежных средах из-за движения волн и течений. Прибрежный перенос наносов приводит к образованию характерных прибрежных форм рельефа, таких как пляжи, барьерные острова и устья рек прибрежного и речного переноса наносов объединяются, образуя, образуя речные дельты.

. мысы.

A ледник, соединяющийся с ледником Горнер, Церматт, Швейцария. Эти ледники переносят отложения и оставляют после себя боковые морены.

ледниковые

Когда ледники движутся по своему ложам, они захватывают и перемещают материалы всех размеров. Ледники могут нести самые крупные наносы, а области ледникового отложения часто содержат большое количество ледниковых отложений, многие из которых имеют диаметр в несколько метров. Ледники также измельчают горные породы в «ледниковую муку », которая настолько тонка, что ее часто уносят ветры, образуя лесс отложения за тысячи километров. Осадки, увлекаемые ледниками, часто перемещаются вдоль ледниковых выкидных линий, вызывая их появление на поверхности в зоне абляции .

холм

При переносе отложений по склонам холмов, различные процессы перемещают реголит вниз по склону. К относ:

ползучесть почвы
бросок деревьев
перемещение почвы посредством роющих животных животных
оползней и оползней склона холма

Эти процессы обычно объединяются, чтобы придать склону холма профиль, выглядит как решение уравнение диффузии, где коэффициент диффузии - это параметр, который относится к легкости переноса наносов на конкретном склоне холма. По этой причине вершины холмов обычно имеют параболический вогнутый профиль, который переходит в выпуклый профиль вокруг долин.

Однако по мере того, как склоны холмов становятся круче, они становятся более склонными к эпизодическим оползням и другим массовым истощениям событий. Следовательно, процессы на склоне холма лучше описываются уравнением нелинейной диффузии, в котором классическая диффузия преобладает на пологих склонах, а скорость эрозии стремится к бесконечности, когда склон холма достигает критического угла естественного откоса .

Селевой поток

Большой массы материала перемещаются в обломочных потоках, гиперконцентрированных смесях грязи, обломков размером до валуна и воды. Селевые потоки движутся как зернистые потоки по крутым горным долинам и смываются. Они переносят отложения в виде гранулированной смеси, их механизмы и возможности масштабирования иначе, чем у речных систем.

Применения

Взвешенные отложения из потока, впадающего во фьорд (Исфьорд, Шпицберген, Норвегия).

Транспорт наносов для решения многих экологических, геотехнических и геологических проблем. Поэтому измерение или количественная оценка переноса наносов или эрозии имеет важное значение для прибрежного строительства. Для количественного определения эрозии было разработано несколько устройств для эрозии отложений (например, имитатор эрозии частиц (PES)). Одно из таких устройств, также называемое BEAST (Инструмент для оценки бентосной окружающей среды), было откалибровано для количественной оценки скорости эрозии наносов.

Движение наносов важно для обеспечения среды обитания рыб и других организмов в реках.. Поэтому часто рекомендуют короткие паводки для обновления материала русла и восстановления водоразделов. Это также важно, например, в Гранд-Каньоне на реке Колорадо для восстановления прибрежных местобитаний, которые также использовались в качестве кемпингов.

Сброс наносов в резервуар, образованный плотиной, образует резервуар дельта. Эта дельта заполнит бассейн, и, в конечном итоге, потребуется либо дноуглубление водохранилища, либо удаление дамбы. Знания о переносе наносов можно использовать для правильного планирования продления срока службы плотины.

Геологи могут использовать обратные решения транспортных средств, чтобы понять глубину, скорость и направление потока из осадочных пород и молодых аллювиальных материалов.

Поток в водопропускных трубах, дамбах и опорах моста может вызвать эрозию дна. Эта эрозия может нанести вред окружающей среде и обнажить или расшатать основы конструкции. Поэтому хорошее знание механики переноса наносов в искусственной среде важно для инженеров-строителей и гидротехников.

Когда перенос взвешенных наносов увеличивает из-за деятельности человека, вызывая экологические проблемы, включая заполнение каналов, это называется заиливанием после того, как фракция крупности преобладает в процессе.

Начало движения

Баланс напряжений

Чтобы жидкость начала переносить осадок, который в данный момент находится на поверхности, граничное (или слой) напряжение сдвига $τ b {\ displaystyle \ tau _ {b}}$ $\ tau_b$ , создаваемое жидкое, должно быть суфференциальное напряжение сдвига $τ c {\ displaystyle \ tau _ {c}}$ $\ tau _ {c}$ для запуска движения зерен в слое. Этот основной критерий начала движения может быть записан как:

τ b = τ c {\ displaystyle \ tau _ {b} = \ tau _ {c}}

\ tau _ {b} = \ tau _ {c}

Это обычно представляет собой сравнение между безразмерное напряжение сдвига ( $τ b ∗ {\ displaystyle \ tau _ {b} *}$ $\ tau _ {b} *$ ) и безразмерное критическое напряжение сдвига ( $τ c ∗ {\ displaystyle \ tau _ {c} *}$ $\ tau _ {c} *$ ). Чтобы сравнить движущиеся силы движения частиц (напряжение сдвига) с силами сопротивления, которые сделали бы ее стационарной (плотность и размер частиц), можно сравнить движение сдвига частиц. Это безразмерное напряжение сдвига, $τ ∗ {\ displaystyle \ tau *}$ $\ tau *$ , называется параметром экрана и определяется как:

τ ∗ = τ (ρ s - ρ е) (г) (D) {\ Displaystyle \ тау * = {\ гидроразрыва {\ тау} {(\ rho _ {s} - \ rho _ {f}) (g) (D)}}}

\ tau * = \ frac {\ tau} {(\ rho_s - \ rho_f) (g) (D)}

И новое уравнение, которое необходимо решить, принимает следующий вид:

τ b ∗ = τ c ∗ {\ displaystyle \ tau _ {b} * = \ tau _ {c} *}

\ tau _ { b} * = \ tau _ {c} *

Уравнения, включенные здесь, описывают перенос наносов для обломочный или гранулированный осадок. Они не работают для глин и буровых растворов, потому что эти типы хлопьевидных позволяют не соответствовать геометрическим условиям в этих уравнениях, а также используют друг с другом на основе электростатического разряда. сил. Уравнения также были разработаны для речного переноса наносов частиц, переносимых потоком жидкости, например, в реке, канале или другом канале.

В этом уравнении учитывается только один размер частиц. Однако русла рек часто образованы смесью наносов разного размера. В случае частичного движения, когда перемещается только часть смеси наносов, русло реки обогащается крупным гравием, поскольку более мелкие отложения смываются. Более мелкие отложения, присутствующие под этим слоем крупного гравия, имеют меньшую возможность перемещения, и общий перенос уменьшается. Это называется эффектом брони. Другие формы защиты отложений или уменьшения скорости эрозии могут быть вызваны микробными матами в условиях высокой органической нагрузки.

Критическое напряжение сдвига

Исходная диаграмма Шилдса, 1936 г.

Шилдс Диаграмма эмпирически показывает, как безразмерное критическое напряжение сдвига (т.е. безразмерное напряжение сдвига, необходимое для начала движения) функция представляет собой форму конкретной частицы числа Рейнольдса, $R ep {\ displaystyle \ mathrm {Re} _ {p}}$ ${\ mathrm {Re}} _ {p}$ или число Рейнольдса, относящееся к частице. Это позволяет нам переписать критерий начала движения, указав, что нам нужно вычислить конкретную версию числа Рейнольдса частиц, которое мы называем $R ep ∗ {\ displaystyle \ mathrm {Re} _ {p} *}$ ${\ mathrm {Re}} _ {p} *$ .

τ b ∗ = f (R ep ∗) {\ displaystyle \ tau _ {b} * = f \ left (\ mathrm {Re} _ {p} * \ right)}

\ tau _ {b} * = f \ left ({\ mathrm {Re}} _ {p} * \ right)

Это уравнение может решаться путем использования эмпирической полученной кривой Шилдса, чтобы найти $τ c ∗ {\ displaystyle \ tau _ {c} *}$ $\ tau _ {c} *$ как особенностью числа частиц Рейнольдса формы, называемого границей Число Рейнольдса. Математическое решение уравнения было дано с помощью Дея.

Число Рейнольдса частиц

В общем случае число Рейнольдса частиц имеет вид:

R ep = U p D ν {\ displaystyle \ mathrm {Re} _ {p} = {\ frac {U_ {p} D} {\ nu}}}

{\ mathrm {Re}} _ {p} = {\ frac {U_ {p} D } {\ nu}}

Где $U p {\ displaystyle U_ {p}}$ $U_ {p}$ - типическая скорость частиц, $D {\ displaystyle D}$ $D$ - диаметр зерна (характерный размер частиц), а $ν {\ displaystyle \ nu}$ $\ nu$ - кинематическая вязкость, которая определяется как динамическая вязкость $μ {\ displaystyle \ mu}$ $\ mu$ , деленная на плотность жидкости, $ρ f {\ displaystyle {\ rho _ {f}}}$ ${\ rho_f}$ .

ν = μ ρ е {\ displaystyle \ nu = {\ frac {\ mu} {\ rho _ {f}}}}

\ nu = \ frac {\ mu} {\ rho_f}

Интересное нас число Рейнольдса для конкретных участников называется граничным числомнольдса, и оно формируется заменой члена скорости в числе частиц Рейнольдса на скорость сдвига, $u ∗ {\ displaystyle u _ {*}}$ $u _ {*}$ , что является способом переписать сдвиг стрес с с точки зрения скорость.

U * знак равно τ б ρ е знак равно κ Z ∂ U ∂ Z {\ Displaystyle U _ {*} = {\ sqrt {\ frac {\ tau _ {b}} {\ rho _ {f}} }} = \ kappa z {\ frac {\ partial u} {\ partial z}}}

u _ * = \ sqrt {\ frac {\ tau_b} {\ rho_f}} = \ kappa z \ frac {\ частичное u} {\ partial z}

где $τ b {\ displaystyle \ tau _ {b}}$ $\ tau_b$ - напряжение сдвига в пласте (описано ниже), а $κ {\ displaystyle \ kappa}$ $\ kappa$ - это константа Кармана, где

κ = 0.407 {\ displaystyle \ kappa = {0.407} }

\ kappa = {0.407}

Следовательно, число Рейнольдса состоит в следующем виде:

R ep ∗ = u ∗ D ν {\ displaystyle \ mathrm {Re} _ {p} * = {\ frac {u _ {*} D} { \ nu}}}

{\ mathrm {Re}} _ {p} * = {\ frac {u _ {*} D} {\ nu}}

Напряжение сдвига в слое

Граничное число Рейнольдса можно использовать с диаграммой Шилдса для эмпирического решения уравнений

τ c ∗ = f (R ep ∗) {\ displaystyle \ tau _ { c} * = е \ left (\ mathrm {Re} _ {p} * \ right)}

\ tau _ {c} * = f \ left ({\ mathrm {Re}} _ {p} * \ right)

, которое решает правую часть уравнения

τ b ∗ = τ c ∗ {\ displaystyle \ tau _ {b} * = \ tau _ {c} *}

\ tau _ { b} * = \ tau _ {c} *

Чтобы решить левую часть, разложите как

τ b ∗ = τ b (ρ s - ρ е) (г) (D) {\ Displaystyle \ tau _ {b} * = {\ frac {\ tau _ {b}} {(\ rho _ {s} - \ rho _ {f}) (g) (D)}}}

\ tau_b * = \ frac {\ tau_b} {(\ rho_s- \ rho_f) (g) (D)}

мы должны найти напряжение сдвига в слое, $τ b {\ displaystyle {\ tau _ {b}}}$ ${\ tau _ {b}}$ . Есть несколько способов решить проблему напряжения сдвига в постели. Во-первых, мы используем простейший подход, в котором поток является постоянным и однородным, и используются усредненные по досягаемости глубина и наклон. Из-за сложности измерения напряжения один из наиболее часто используемых методов. Этот метод известен как произведение глубина-уклон.

глубина-уклона

Для реки с примерно постоянным, равномерным равновесным потоком, примерно постоянной глубиной h и углом наклона θ на досягаемости Сдвиговое напряжение в слое, ширину которого немного больше его силы используют некоторые элементы движения, согласно составляющей силы тяжести в направлении потока в точности силе трения. Для широкого канала это дает:

τ b = ρ gh sin ⁡ (θ) {\ displaystyle \ tau _ {b} = \ rho gh \ sin (\ theta)}

\ tau _ {b} = \ rho gh \ sin (\ theta)

для малых углов наклона, которые встречаются почти во всех естественных низинных ручьях, формула для малых углов показывает, что $sin ⁡ (θ) {\ displaystyle \ sin (\ theta)}$ $\ sin (\ th eta)$ примерно равно $загар ⁡ (θ) {\ displaystyle \ tan (\ theta)}$ $\ tan (\ theta)$ , который задается как $S {\ displaystyle S}$ $S$ , наклон. Переписано так:

τ b = ρ gh S {\ displaystyle \ tau _ {b} = \ rho ghS}

\ tau _ {b} = \ rho ghS

Скорость сдвига, скорость и коэффициент трения

Для стационарного случая: экстраполяция произведения глубина- уклон и уравнения для скорости сдвига:

τ b = ρ gh S {\ displaystyle \ tau _ {b} = \ rho ghS}

\ tau _ {b} = \ rho ghS

u ∗ = (τ b ρ) {\ displaystyle u _ {*} = {\ sqrt {\ left ({\ frac {\ tau _ {b}} {\ rho}} \ right)}}}

u _ {*} = {\ sqrt {\ left ({\ frac {\ tau _ {b})} {\ rho}} \ right)}}

Мы видим, что произведение глубина-уклон можно переписать как:

τ b = ρ u ∗ 2 {\ displaystyle \ tau _ {b} = \ rho u _ {*} ^ {2}}

\ tau _ {b} = \ rho u _ {*} ^ {2}

$u ∗ {\ displaystyle u *}$ $u*$ равно относящийся к средней скорости потока, $u ¯ {\ displaystyle {\ bar {u}}}$ ${\ bar {u}}$ , через обобщенный коэффициент трения Дарси-Вайсбаха, $C f {\ displaystyle C_ {f}}$ $C_ {f}$ , который равен коэффициенту трения Дарси-Вайсбаха, деленному на 8 (для математического удобства). Вставив этот коэффициент трения,

τ b = ρ C f (u ¯) 2 {\ displaystyle \ tau _ {b} = \ rho C_ {f} \ left ({\ bar {u}} \ right) ^ { 2}}

\ tau _ {b} = \ r хо C_ {f} \ left ({\ bar {u}} \ right) ^ {2}

Нестабильный поток

Для всех потоков, которые не могут быть упрощены как односкатный бесконечный канал (как в произведении глубина-наклон, выше), напряжение сдвига в пласте можно локально найти, применив уравнения Сен-Венана для непрерывности, которые учитывают ускорения внутри потока.

Пример

Установка

Критерий начала движения, установленный ранее, утверждает, что

τ b ∗ = τ c ∗ {\ displaystyle \ tau _ {b} * = \ tau _ {c} *}

\ tau _ { b} * = \ tau _ {c} *

В этом уравнении

τ ∗ = τ (ρ s - ρ) (g) (D) {\ displaystyle \ tau * = {\ frac {\ tau} {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}}}

\ tau * = {\ frac {\ tau} {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}}

, и, следовательно,

τ b (ρ s - ρ) (g) (D) знак равно τ с (ρ s - ρ) (g) (D) {\ displaystyle {\ frac {\ tau _ {b}} {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}} знак равно {\ гидроразрыва {\ tau _ {c}} {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}}}

{\ frac {\ tau _ {b}} {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}} = {\ frac {\ tau _ {{c}}} {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) ( D)}}

τ c ∗ {\ displaystyle \ tau _ {c} *}

\ tau _ {c} *

является функцией граничного числа Рейнольдса, определенного типа числа Рейнольдса частицы.

τ c ∗ = f (R ep ∗) {\ displaystyle \ tau _ {c} * = f \ left ( Re_ {p} * \ right)}

\ tau _ {c} * = f \ left (Re_ {p} * \ right)

Для конкретного числа Рейнольдса частицы $τ c ∗ {\ displaystyle \ tau _ {c} *}$ $\ tau _ {c} *$ будет эмпрической константой, определяемой Кривая экранирования или другой набор эмпирических данных (в зависимости от того, однороден ли размер зерна).

Следовательно, последнее уравнение, которое мы стремимся решить,выглядит следующим образом:

τ б (ρ s - ρ) (g) (D) = f (R ep ∗) {\ displaystyle {\ frac {\ tau _ {b}} {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}} = f \ left (Re_ {p} * \ right)}

{\ frac {\ tau _ {b}} {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}} = f \ left (Re_ {p} * \ right)

Решение

Мы делаем несколько предположений, чтобы предоставить пример, который позволит нам привести приведенную выше формулу уравнения к решенной форме.

Во-первых, мы предполагаем, что хорошее приближение к усредненному по досягаемости сдвиговому напряжению дает произведение «глубина-уклон». Затем мы можем переписать уравнение в виде

ρ gh S = 0,06 (ρ s - ρ) (g) (D) {\ displaystyle {\ rho ghS} = 0,06 {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}}

{\ rho ghS} = 0,06 {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}

Перемещенная и повторно используемая комбинируя члены, получаем:

h S = (ρ s - ρ) ρ (D) (f (R ep ∗)) = RD (f (R ep *)) {\ displaystyle {hS} = {{\ frac {(\ rho _ {s} - \ rho)} {\ rho}} (D)} \ left (f \ left (\ mathrm {Re } _ {p} * \ right) \ right) = RD \ left (f \ left (\ mathrm {Re} _ {p} * \ right) \ right)}

{hS} = {{\ frac {(\ rho _ {s} - \ rho)} {\ rho}} (D)} \ left (f \ left ({\ mathrm {Re}} _ {p} * \ right) \ right) = RD \ left (f \ left ({\ mathrm {Re}} _ {p} * \ right) \ right)

где R - удельный вес в погруженном состоянии осадка.

Затем мы делаем наше второе предположение, а именно, что число Рейнольдса частиц велико. Обычно это применимо к частицам гравийного размера или больше в потоке. Кривая Шилдса показывает, что значение для слоя с однородным размером зерна

τ c ∗ = 0,06 {\ displaystyle \ tau _ {c} * = 0,06}

\ tau _ {c} * = 0,06

Более поздние исследователи показали, что это ближе к

τ c ∗ = 0,03 {\ displaystyle \ tau _ {c} * = 0,03}

\ tau _ {c} * = 0,03

для более равномерной сортировки грядок. Поэтому мы просто вставим

τ c ∗ = f (R ep ∗) {\ displaystyle \ tau _ {c} * = f \ left (\ mathrm {Re} _ {p} * \ right)}

\ tau _ {c} * = f \ left ({\ mathrm {Re}} _ {p} * \ right)

и вставьте оба значения в конце.

Теперь уравнение выглядит так:

h S = RD τ c ∗ {\ displaystyle {hS} = RD \ tau _ {c} *}

{hS} = RD \ tau _ { c} *

Это последнее выражение показывает, что канал глубина и наклон равны критерию Щита, умноженному на удельный вес погруженных частиц, умноженный на диаметр частиц.

Для типичной ситуации, например, для богатых кварцем отложений $(ρ s = 2650 кгм 3) {\ displaystyle \ left (\ rho _ {s} = 2650 {\ frac {kg} {m ^ {3}}} \ right)}$ $\ left (\ rho _ {s} = 2650 {\ frac {кг} {м ^ {3}}} \ right)$ в воде $(ρ = 1000 кгм 3) {\ displaystyle \ left (\ rho = 1000 {\ frac {kg} {m ^ {3}} } \ right)}$ $\ left (\ rho = 1000 {\ frac {kg} {m ^ {3}}} \ right)$ , удельный вес в погруженном состоянии равенство 1,65.

R = (ρ s - ρ) ρ = 1,65 {\ displaystyle R = {\ frac {(\ rho _ {s} - \ rho)} {\ rho}} = 1,65}

R = {\ frac {(\ rho _ {s} - \ rho)} {\ rho}} = 1,65

Подключение этого к уравнению выше,

h S = 1,65 (D) τ c ∗ {\ displaystyle {hS} = 1,65 (D) \ tau _ {c} *}

{hS} = 1,65 (D) \ tau _ {c} *

для критерия Шилда $τ с * знак равно 0,06 {\ Displaystyle \ тау _ {с} * = 0,06}$ $\ tau _ {c} * = 0,06$ . 0,06 * 1,65 = 0,099, что находится в пределах стандартной погрешности 0,1. Следовательно, для однородного слоя

h S = 0,1 (D) {\ displaystyle {hS} = {0,1 (D)}}

{hS} = {0.1 (D)}

Для этого процесса обработки и уклона потока должно быть 10% диаметра среднего диаметра зерна.

Значение слоя смешанного размера зерна составляет $τ c ∗ = 0,03 {\ displaystyle \ tau _ {c} * = 0,03}$ $\ tau _ {c} * = 0,03$ , что подтверждено более поздними исследованиями как более широко применимый, потому что большинство естественных потоков имеют смешанные размеры зерен. Используя это значение и изменяя D на D_50 («50» для 50-го процентиля или среднего размера зерна, как мы сейчас рассматриваем слой со смешанным размером зерна), уравнение принимает следующий вид:

h S = 0,05 (D 50) {\ displaystyle {hS} = {0,05 (D_ {50})}}

{hS}={0.05(D_{{50}})}

Это означает, что глубина, умноженная на уклон, должна составлять около 5% от среднего диаметра зерна в случае смешанного зерна -размерная кровать.

Режимы уноса

Осадки, уносимые потоком, могут переноситься вдоль слоя как нагрузка на слой в виде скользящих и катящихся зерен или во взвешенном состоянии в виде подвешенная нагрузка, переносимая основным потоком. Некоторые сообщения могут также поступать из участков выше по потоку и переноситься в потоке в виде Число промывочной нагрузки.

Число Роуза

Местоположение в потоке, в котором уносится частица, определяется Число Рауза, которое определяется плотностью ρ s и крупными частицами осадка, а также плотностью ρ и кинематической вязкостью ν жидкости, определяет, в какой части потока частица осадка будет унесена.

P = ws κ u ∗ {\ displaystyle P = {\ frac {w_ {s}} {\ kappa u _ {\ ast}}}}

P = {\ frac {w_ {s} } {\ kappa u _ {\ ast}}}

Здесь дано число Рауза, автор: П. Термин в числителе - это осадок (вниз), скорость осаждения осадка ws, которая обсуждается ниже. Скорость движения зерна вверх дается как произведение постоянной фон Кармана, κ = 0,4, и скорости сдвига, u ∗.

В следующих приведенных примерные требуемые значения Рауза. Число для транспортировки как нагрузка на кровать, подвешенная нагрузка и загрузка стирки.

Вид транспорта	Число Роуза
Начало движения	>7,5
Нагрузка на кровать	>2,5, <7.5
Подвешенная нагрузка : 50% Подвешенная	>1,2, <2.5
Подвешенная нагрузка : 100% Подвешенная	>0,8, <1.2
Промывочная нагрузка	<0.8

Скорость оседания

Обтекание сферы, проходящей через жидкость. Эта иллюстрация точна для ламинарного потока, в котором частица число Рейнольдса мало. Это типично для мелких частиц, падающих через вязкую жидкость; более крупные частицы приведут к созданию турбулентного следа.

Скорость оседания (также называемая «скорость падения» или «конечной скоростью ») функции частиц Число Рейнольдса. Как правило, для мелких частиц (ламинарное приближение) его можно вычислить с помощью закона Стокса. Для более крупных частиц (числа Рейнольдса турбулентных частиц) скорость падения рассчитывается по турбулентному сопротивлению. Дитрих (1982) собрал большое количество опубликованных данных, он эмпирически сопоставил кривые скорости оседания. Фергюсон и Черч (2006) аналитически объединили выражение для потока Стокса и закона турбулентного сопротивления в одно уравнение, которое работает для всех размеров, и успешно проверили его на данных Дитриха. Их уравнение:

ws = R g D 2 C 1 ν + (0,75 C 2 R g D 3) (0,5) {\ displaystyle w_ {s} = {\ frac {RgD ^ {2}} {C_ {1} \ nu + (0.75C_ {2} RgD ^ {3}) ^ {(0.5)}}}}

w_ {s} = {\ frac {RgD ^ {2}} {C_ {1} \ nu + (0,75C_ {2} RgD ^ {3}) ^ {{(0,5)}}}}

В этом уравнении w s - осаждения осадка, г - ускорение, вызванное силой тяжести, а D - средний диаметр осадка. $ν {\ displaystyle \ nu}$ $\ nu$ - кинематическая вязкость воды, что составляет приблизительно 1,0 x 10 м / с для воды при 20 ° C...

$C 1 {\ displaystyle C_ {1}}$ $C_ {1}$ и $C 2 {\ displaystyle C_ {2}}$ $C_ {2}$ - константы, относящиеся к форме и гладкости зерен..

Постоянная	Гладкие сферы	Натуральные зерна: диаметры сит	Натуральные зерна: номинальные диаметры	Предел для сверхугловатых зерен
$C 1 { \ displaystyle C_ {1}}$ $C_ {1}$	18	18	20	24
$C 2 {\ displaystyle C_ {2}}$ $C_ {2}$	0, 4	1,0	1,1	1,2

Выражение для скорости падения можно упростить, так что его можно решить только в терминах D. Мы используем диаметры сита для натуральных зерен $g = 9.8 {\ displaystyle g = 9.8}$ $g = 9,8$ и значения, выше для $ν {\ displaystyle \ nu}$ $\ nu$ и $Р {\ Displaystyle R}$ $R$ . Исходя из этих параметров, скорость падения определяется выражением:

ws = 16,17 D 2 1,8 ⋅ 10-5 + (12,1275 D 3) (0,5) {\ displaystyle w_ {s} = {\ frac {16.17D ^ {2}} {1.8 \ cdot 10 ^ {- 5} + (12.1275D ^ {3}) ^ {(0.5)}}}}

w_ {s} = {\ frac {16.17D ^ {2}} {1.8 \ cdot 10 ^ {{- 5}} + (12.1275D ^ {3}) ^ {{(0.5)}}}}

Диаграмма Хьюлстрёма-Сундборга

логарифмическая Кривая Хьюлстрёма

В 1935 году Филип Хьюлстрем создал кривую Хьюлстрёма, график, который показывает взаимосвязь между размером осадка и скоростью, необходимой для его размывания (подъема), переноса его или сдать на хранение. График логарифмический.

Оке Сундборг позже модифицировал кривую Хьюлстрёма, чтобы показать отдельные кривые для порога движения, соответствующим нескольким глубинам воды, что необходимо, если скорость потока, а не граничное напряжение используется сдвига (как в диаграмма Шилдса) для измерения силы потока.

Эта кривая в время имеет не более чем историческую ценность, хотя ее простота все еще привлекательна. К недостаткам этой кривой относится то, что она не принимает во внимание глубину воды и, что более важно, не показывает, что осаждение вызвано замедлением скорости потока, а эрозия вызвана ускорением потока. Безразмерная диаграмма Шилдса теперь единодушно принята для начала движения наносов в реках.

Скорость переноса

Схематическая диаграмма, на которые используются различные типы наносов переносятся потоком. Растворенная нагрузка не является осадком: она состоит из диссоциированных Первая, движущихся вместе с потоком. Однако он может составлять значительную часть (часто несколько процентов, но иногда более половины) общего количества материала, переносимого потоком.

Существуют формулы для расчета скорости переноса наносов для отложений, перемещающихся в нескольких различных частях течение. Эти формулы часто разделяют на загрузку слоя, взвешенную загрузку и загрузку стирки. Иногда их также можно разделить на загрузку материала слоя и загрузку стирки.

Нагрузка на слой

Нагрузка на слой перемещается путем качения, скольжения и подпрыгивания (или сальтации ) по слою и перемещается с небольшим долей скорости потока жидкости. Обычно считается, что нагрузка на пласт составляет 5-10% от общей нагрузки наносов. нагрузка материала русла (нагрузка русла плюс часть подвешенной нагрузки, которая включает материал, полученный из русла) часто преобладает над нагрузкой русла, особенно в реках с гравийным руслом. Эта нагрузка слоя является единственной нагрузкой наносов, которая взаимодействует со слоем. Операция по выполнению операции над операциями по вводу в оперативный режим.

Скорость переноса нагрузки на слой обычно как относящаяся к избыточному безразмерному напряжению сдвига, увеличенной до некоторой степени. Избыточное безразмерное напряжение сдвига является безразмерной мерой напряжения сдвига в постели около порога движения.

(τ b ∗ - τ c ∗) {\ displaystyle (\ tau _ {b} ^ {*} - \ tau _ {c} ^ {*})}

(\ tau _ {b} ^ {*} - \ tau _ {c} ^ {*})

Также могут быть указаны скорости переноса нагрузки кровати отношением напряжения сдвига в слое к критическому напряжению сдвига, которое эквивалентно как в размерном, так и в безразмерном случаях. Это соотношение называется «стадией транспортировки» $(T s или ϕ) {\ displaystyle (T_ {s} {\ text {or}} \ phi)}$ $(T_ {s} {\ text { или}} \ phi)$ и является важным, поскольку показывает напряжение сдвига в кровать, кратное значению критерия начала движения.

T s = ϕ = τ b τ c {\ displaystyle T_ {s} = \ phi = {\ frac {\ tau _ {b}} {\ tau _ {c}}}}

T_ {s} = \ phi = {\ frac {\ tau _ {b}} {\ tau _ {c}}}

При использовании для В формулах переноса наносов это соотношение обычно возводится в степень.

Большинство опубликованных данных для переноса грунтовой нагрузки даны в виде веса сухого осадка на единицу ширины канала, $b {\ displaystyle b}$ $b$ ("ширина "):

qs = Q sb {\ displaystyle q_ {s} = {\ frac {Q_ {s}} {b}}}

q_ {s} = {\ frac {Q_ {s}} {b}}

Из-за сложности оценки скорости переноса нагрузки на грунт эти уравнения обычно подходят только для ситуаций, для которых они были разработаны. 175>

Известные формулы переноса нагрузки на кровать

Мейер-Петер Мюллер и производные

Формула переноса Мейера-Петера и Мюллера, первоначально разработанная в 1948 году, была разработана для скважин отсортированный мелкий гравий на стадии транспортировки около 8. В формуле используется приведенное выше обезразмеривание напряжения сдвига,

τ ∗ = τ (ρ s - ρ) (g) (D) {\ displaystyle \ tau * = {\ frac {\ tau} {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}}}

\ tau * = {\ frac {\ tau} {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}}

и Ганса Эйнштейна обезразмеривание объемного расхода наносов на единицу ширины

qs ∗ = qs D ρ s - ρ ρ g D = qs R ep ν {\ displa y стиль q_ {s} * = {\ frac {q_ {s}} {D {\ sqrt {{\ frac {\ rho _ {s} - \ rho} {\ rho}} gD}}}} = {\ frac {q_ {s}} {Re_ {p} \ nu}}}

q_ {s} * = {\ frac {q_ {s}} {D {\ sqrt {{\ frac {\ rho _ {s} - \ rho} {\ rho}} gD}}}} = {\ frac {q_ {s}} {Re_ {p} \ nu}}

Их формула гласит:

qs ∗ = 8 (τ ∗ - τ ∗ c) 3/2 {\ displaystyle q_ {s} * = 8 \ left (\ tau * - \ tau * _ {c} \ right) ^ {3/2}}

q_ {s} * = 8 \ left (\ tau * - \ tau * _ {c} \ right) ^ {{3/2}}

Их экспериментально определенное значение для $τ ∗ c {\ displaystyle \ tau * _ {c}}$ $\ tau * _ {c}$ составляет 0,047, и является третьим часто используемым значением для этого (помимо 0,03 Паркера и 0,06 Шилдса).

В связи с ее широким использованием, в течение многих лет в формулу вносились некоторые изменения, которые показывают, что коэффициент слева («8» выше) является функцией стадии транспортировки:

T s ≈ 2 → qs ∗ = 5,7 (τ ∗ - 0,047) 3/2 {\ displaystyle T_ {s} \ приблизительно 2 \ rightarrow q_ {s} * = 5,7 \ left (\ tau * -0,047 \ right) ^ {3 / 2}}

T_ {s} \ приблизительно 2 \ rightarrow q_ {s} * = 5,7 \ влево (\ tau * -0,047 \ вправо) ^ {{3/2}}

T s ≈ 100 → qs ∗ = 12,1 (τ ∗ - 0,047) 3/2 {\ displaystyle T_ {s} \ приблизительно 100 \ rightarrow q_ {s} * = 12,1 \ left (\ tau * - 0,047 \ right) ^ {3/2}}

T_ {s} \ приблизительно 100 \ rightarrow q_ {s} * = 12,1 \ left (\ tau * -0,047 \ right) ^ {{3/2}}

Изменения коэффициента были позже обобщены как функция безразмерного напряжения сдвига:

{qs ∗ = α s (τ ∗ - τ c ∗) nn = 3 2 α s знак равно 1,6 ln ⁡ (τ ∗) + 9,8 ≈ 9,64 τ ∗ 0,166 {\ displaystyle {\ begin {cases} q_ {s} * = \ alpha _ {s} \ left (\ tau * - \ tau _ { c} * \ right) ^ {n} \\ n = {\ frac {3} {2}} \\\ alpha _ {s} = 1,6 \ ln \ left (\ tau * \ right) +9,8 \ приблизительно 9,64 \ tau * ^ {0.166} \ end {cases}}}

{\ begin {cases} q_ {s} * = \ alpha _ {s} \ left (\ tau * - \ tau _ {c} * \ right) ^ {n} \\ n = {\ frac {3} {2}} \\\ alpha _ {s } = 1,6 \ ln \ left (\ tau * \ right) +9,8 \ приблизительно 9,64 \ тау * ^ {{0,166}} \ end {case}}

Уилкок и Кроу

В 2003 году и Джоанна Кроу (ныне Джоанна Карран) опубликовали формулу переноса наносов, которая работает с зернами разного размера acr оссорите песчано-гравийную зону. Их формула работает с распределениями поверхностных зерен по размеру, в отличие от более старых моделей, которые используют подповерхностные распределения зерен по размерам (и, таким образом, неявно делают выводы о поверхностном зерне сортировке ).

Их выражение сложнее, чем основные правила переноса наносов (например, правила Мейера-Петера и Мюллера), поскольку они учитывают несколько размеров зерен: это требует учета эталонных напряжений сдвига для каждого размера зерен, доля общего количества осадка, попадающая в каждый класс крупности, и «укрывающая функция».

«Функция укрытия» учитывает тот факт, что, хотя мелкие зерна по своей природе более подвижны, чем крупные, на слое со смешанным размером зерна они могут быть захвачены в глубокие карманы между крупными зернами. Точно так же крупное зерно на слое мелких частиц будет положите в карман гораздо меньшего размера, чем если бы он находился на ложе из зерен того же размера. В реках с гравийным дном это может вызвать «равную подвижность», в которой мелкие зерна могут двигаться так же легко, как и крупные. По мере того, как песок добавляется в систему, он перемещается от части «равной подвижности» функции укрытия к той, которая снова имеет значение размера зерна.

Их модель на стадии производства или использования среды напряжение сдвига до критического напряжения для начала движения зерна. Они определяют критическое напряжение для каждого класса размера зерен, $τ c, D i {\ displaystyle \ tau _ {c, D_ {i}}}$ $\ tau _ {{c, D_ {i}}}$ , чтобы быть равным «эталонному напряжению сдвига», $τ ri {\ displaystyle \ tau _ {ri}}$ $\ tau _ {{ri}}$ .

Они выражают свои уравнения через безразмерный транспортный параметр, $W i ∗ {\ displaystyle W_ {i} ^ {*}}$ $W_ {i} ^ {*}$ (где « $∗ {\ displaystyle *}$ $*$ » указывает на безразмерность, а « $i {\ displaystyle _ {i}}$ $_ { i}$ "означает, что это функция размера зерна):

W i ∗ = R gqbi F iu ∗ 3 {\ displaystyle W_ {i} ^ {*} = {\ frac {Rgq_ {bi}} {F_ {i} u * ^ {3}}}}

W_ {i} ^ {*} = {\ frac {Rgq _ {{bi}}} {F_ {i} u * ^ {3} }}

$qbi {\ displaystyle q_ {bi}}$ $q _ {{bi}}$ - объемная скорость транспортировки нагрузки на платформу размерного класса $i {\ displaystyle i}$ $i$ на единицу ширины канала $b {\ displaystyle b}$ $b$ . $F i {\ displaystyle F_ {i}}$ $F_ {i}$ - пропорция размера класс $i {\ displaystyle i}$ $i$ , который присутствует на кровати.

Они придумали две эквивалентные ионы, в зависимости от стадии переноса, $ϕ {\ displaystyle \ phi}$ $\ phi$ . Для $ϕ < 1.35 {\displaystyle \phi <1.35}$ $\ phi <1.35$ :

W i ∗ = 0,002 ϕ 7,5 {\ displaystyle W_ {i} ^ {*} = 0,002 \ phi ^ {7.5}}

W_ {i} ^ {*} = 0.002 \ phi ^ {{7.5}}

и для $ϕ ≥ 1,35 {\ displaystyle \ фи \ geq 1,35}$ $\ phi \ geq 1.35$ :

W i ∗ = 14 (1 - 0,894 ϕ 0,5) 4.5 {\ displaystyle W_ {i} ^ {*} = 14 \ left (1 - {\ frac {0.894} { \ phi ^ {0.5}}} \ right) ^ {4.5}}

W_ {i} ^ {*} = 14 \ left (1 - {\ гидроразрыв {0.894} {\ phi ^ {{0.5})}}} \ справа) ^ {{4.5}}

Это уравнение асимптотических явлений постоянного значения $W i ∗ {\ displaystyle W_ {i} ^ {*}}$ $W_ {i} ^ {*}$ как $ϕ {\ displaystyle \ phi}$ $\ phi$ становится большим.

Уилкок и Кенуорти

В 2002 году и Кенуорти Т.А. вслед за Питером Уилкоком (1998) опубликовал формулу переноса нагрузки на донные отложения, которая работает только с двумя фракциями отложений, то есть с фракциями песка и гравия. Питер Уилкок и Кенуорти Т.А. в своей статье признали, что модель переноса нагрузки донных отложений смешанного, использующего две фракции, дает практические преимущества с точки зрения вычислительного, так и концептуального моделирования, ускорения нелинейных эффектов присутствия песка в гравийных пластах на перенагрузке силы фракций. Фактически, в формуле внедрения двухфракционного слоя представляет новый ингредиент по сравнению с ингредиентом Мейера-Петера и Мюллера, в определенной пропорции $F i {\ displaystyle F_ {i}}$ $F_ {i}$ фракции $i {\ displaystyle i}$ $i$ на поверхности пласта, где нижний индекс $i {\ displaystyle _ {i}}$ $_ { i}$ обозначает песок (и) или гравий (г) дробь. Пропорция $F i {\ displaystyle F_ {i}}$ $F_ {i}$ как функция содержания песка $fs {\ displaystyle f_ {s}}$ $f_ {s}$ физически представляет относительное влияние механизмов, контролирующих перенос песка и гравия, связанное с переходом от гравийного слоя с обломочной к основанной на матрице гравийной основе. Более того, поскольку $fs {\ displaystyle f_ {s}}$ $f_ {s}$ имеет диапазон от 0 до 1, явления, которые меняются в зависимости от $fs {\ displaystyle f_ {s}}$ $f_ {s}$ , включая эффекты относительного размера, вызывающие «укрытие» мелких зерен и «обнажение» крупных зерен. Эффект «сокрытия» учитывает тот факт, что, хотя мелкие зерна по своей природе более подвижны, чем крупные, в слое со смешанным размером зерен они могут быть захвачены глубокие карманы между крупныминами. Точно так же крупное зерно на слое мелких частиц застрянет в гораздо меньшем кармане, чем если бы оно было на слое зерен того же размера, к которому относится формула Мейера-Петера и Мюллера. В реках с гравийным дном это может вызвать "равную подвижность", в которой мелкие зерна могут перемещаться так же легко, как и крупные. По мере добавления песка в систему, он удаляется из части "равной подвижности". функция сокрытия той, в которой размер зерна снова имеет значение.

Их модель на стадии транспортировки, то есть $ϕ {\ displaystyle \ phi}$ $\ phi$ , или использование сдвига напряжения в слое до критического напряжения сдвига для начала движения зерна. Их формула работает только с двумя фракциями одновременно, они определяют критическое напряжение сдвига для каждого из двух классов, $τ ri {\ displaystyle \ tau _ {ri}}$ $\ tau _ {{ri}}$ , где $i {\ displaystyle _ {i}}$ $_ { i}$ представляет фракцию песка (ов) или гравия (g). Критическое напряжение сдвига, которое представляет начальное движение для каждой из фракций, соответствует установленным значениям в пределах чистых песчано-гравийных пластов и показывает резкое изменение формы песка на переходе слой, опирающийся на кластер и матрицу.

Они выражают свои уравнения в терминах безразмерного транспортного средства, $W i ∗ {\ displaystyle W_ {i} ^ {*}}$ $W_ {i} ^ {*}$ (с « $∗ {\ displaystyle *}$ $*$ », указывающим на безразмерность, и« $i {\ displaystyle _ {i}}$ $_ { i}$ », указывающим, что это является функцией размера зерна):

W я * знак равно R gqbi F iu * 3 {\ displaystyle W_ {i} ^ {*} = {\ frac {Rgq_ {bi}} {F_ {i} u * ^ {3}}}}

W_ {i} ^ {*} = {\ frac {Rgq _ {{bi}}} {F_ {i} u * ^ {3} }}

$qbi {\ displaystyle q_ {bi}}$ $q _ {{bi}}$ - скорость перемещения объемной загрузки слоя размером $i {\ displaystyle i}$ $i$ на единичную ширину канала $b {\ displaystyle b}$ $b$ . $F i {\ displaystyle F_ {i}}$ $F_ {i}$ - пропорция класса размера $i {\ displaystyle i}$ $i$ , которая находится на кровати.

Они придумали два уравнения, в зависимости от стадии транспортировки, $ϕ {\ displaystyle \ phi}$ $\ phi$ . Для $ϕ < ϕ ′ {\displaystyle \phi <\phi ^{'}}$ $\phi <\phi ^{'}$ :

W i ∗ = 0,002 ϕ 7,5 {\ displaystyle W_ {i} ^ {*} = 0,002 \ phi ^ {7.5}}

W_ {i} ^ {*} = 0.002 \ phi ^ {{7.5}}

и для $ϕ ≥ ϕ ′ {\ displaystyle \ phi \ geq \ phi ^ {'}}$ $\phi \geq \phi ^{'}$ :

W i ∗ = A (1 - χ ϕ 0,5) 4.5 {\ displaystyle W_ {i} ^ {*} = A \ left (1 - {\ frac {\ chi} {\ phi ^ {0.5}}} \ right) ^ {4.5}}

Вт _ {i} ^ {*} = A \ left (1 - {\ frac {\ chi} {\ phi ^ {{0.5}}}} \ right) ^ {{4.5}}

Это уравнение асимптотически постоянного значения $W i ∗ {\ displaystyle W_ {i} ^ {*}}$ $W_ {i} ^ {*}$ поскольку $ϕ {\ displaystyle \ phi}$ $\ phi$ становится большим, а символы $A, ϕ ′, χ {\ displaystyle A, \ phi ^ {'}, \ chi}$ $A,\phi ^{'},\chi$ имеют следующие значения:

A = 70, ϕ ′ = 1,19, χ = 0,908, лаборатория {\ displaystyle A = 70, \ phi ^ {'} = 1,19, \ chi = 0,908, {\ text {лаборатория}}}

A=70,\phi ^{'}=1.19,\chi =0.908,{\text{laboratory}}

A = 115, ϕ ′ = 1,27, χ = 0,923, поле {\ displaystyle A = 115, \ phi ^ {'} = 1,27, \ chi = 0,923, {\ text {field}}}

A=115,\phi ^{'}=1.27,\chi =0.923,{\text{field}}

Чтобы применить вышеуказанную формулировку, указать характерные размеры зерен $D s {\ displaystyle D_ {s}}$ $D_{s}$ для песчаной части и $D g { \ Displaystyle D_ {g}}$ $D_ {g}$ для гравийной части поверхностного слоя, t фракции $F s {\ displaystyle F_ {s}}$ $F_ {s}$ и $F g {\ displaystyle F_ {g} }$ $F_ {g}$ песка и гравия, соответственно на поверхности слоя, погруженный удельный вес осадка R и скорость сдвига, связанная с поверхностным трением $u ∗ {\ displaystyle u _ {*}}$ $u _ {*}$ .

Kuhnle et al.

Для случая, когда фракция песка переносится течением через неподвижный гравийный слой, Kuhnle et al. (2013), следуя теоретическому анализу, выполненному Pellachini (2011), обеспечивает новое соотношение для переноса нагрузки слоя песка, когда частицы гравия остается в покое. Следует отметить, что Kuhnle et al. (2013) применили формулу Уилкока и Кенуорти (2002) к своим экспериментальным данным и представили, что прогнозируемые уровни нагрузки на пластаной фракции были примерно в 10 раз больше, чем измеренные, и приближались к 1, когда отметка песка приближалась к верхней части гравийного слоя. Они также выдвинули гипотезу о том, что несоответствие между прогнозируемыми и измеренными скоростями нагрузки песчаного пласта связано с тем, что напряжение сдвига пласта, используемое для формулы Вилкока и Кенворти (2002), было больше, чем напряжение, доступное для транспортировки внутри гравийного пласта из- за укрывающий эффект частиц гравия. Чтобы преодолеть это несоответствие, после Pellachini (2011) они предположили, что изменчивость сдвигового напряжения в пласте, доступного для песка, переносимого течением, будет некоторой функцией так называемой «функции геометрии шероховатости» (RGF), которая представляет собой распределение высот гравийных пластов. Следовательно, формула нагрузки песчаного пласта выглядит следующим образом:

qs ∗ = 2.29 ∗ 10-5 A (zs) 2.14 (τ b τ cs) 3.49 {\ displaystyle q_ {s} ^ {*} = 2.29 * 10 ^ { -5} A (z_ {s}) ^ {2.14} \ left ({\ frac {\ tau _ {b}} {\ tau _ {cs}}} \ right) ^ {3.49}}

q_ {s} ^ {*} = 2.29 * 10 ^ {{- 5}} A (z_ {s}) ^ {{2.1 4}} \ left ({\ frac {\ tau _ {b}} {\ tau _ {{cs}}}} \ right) ^ {{3.49}}

где

qs * = qs [(s - 1) g D s] 0,5 ρ s D s {\ displaystyle q_ {s} ^ {*} = {\ frac {q_ {s}} {[(s-1) gD_ {s}] ^ {0.5} \ rho _ {s} D_ {s}}}}

q_ {s} ^ {*} = {\ frac {q_ {s}} {[(s- 1) gD_ {s}] ^ {{0.5}} \ r ho _ {s} D_ {s}}}

индекс $s {\ displaystyle _ {s}}$ $_ {s}$ относится к фракции песка, s представляет собой отношение $ρ s / ρ w {\ displaystyle \ rho _ {s} / \ rho _ {w}}$ $\ rho _ {s} / \ rho _ {w}$ , где $ρ s {\ displaystyle \ rho _ {s }}$ $\ rho _ {s}$ - плотность фракции песка, $A (zs) {\ displaystyle A (z_ {s})}$ $A (z_ {s})$ - RGF как функция от уровня песка $zs {\ displaystyle z_ {s}}$ $z_ {s}$ в гравийном слое, $τ b {\ displaystyle \ tau _ {b}}$ $\ tau _ {b}$ - напряжение сдвига в слое, доступное для транспортировки песка. и $τ cs {\ displaystyle \ tau _ {cs}}$ $\ tau _ {{cs}}$ - критическое напряжение сдвига для начального движения песчаной фракции, которое было вычислено графически с использованием обновленного соотношения типа Шилдса Миллера и др. (1977).

Подвешенная нагрузка

Подвешенная нагрузка переносится в нижней и средней части потока и перемещается по большой части средней скорости потока в потоке.

Общая характеристика взвешенных отложений в потоке дается профильем Рауза. Эта характеристика работает в ситуации, когда формируется отложений $c 0 {\ displaystyle c_ {0}}$ $c_ {0}$ на одной определенной высоте над слоем $z 0 {\ displaystyle z_ {0}}$ $z_ { 0}$ можно определить количественно. Он задается выражением:

csc 0 = [z (h - z 0) z 0 (h - z)] - P / α {\ displaystyle {\ frac {c_ {s}} {c_ {0}}} = \ left [{\ frac {z \ left (h-z_ {0} \ right)} {z_ {0} \ left (hz \ right)}} \ right] ^ {- P / \ alpha}}

{\ frac {c_ {s}} {c_ {0}}} = \ left [{\ frac {z \ left (h-z_ {0} \ right)} {z_ {0} \ left (hz \ right)}} \ right] ^ {{- P / \ alpha}}

Здесь $z {\ displaystyle z}$ $z$ - высота над экраном, $cs {\ displaystyle c_ {s}}$ $c_{s}$ - взвешенных осадка на этой высоте, $h {\ displaystyle h}$ $h$ - глубина потока, $P {\ displaystyle P}$ $P$ - число Рауза, а $α {\ displaystyle \ alpha}$ $\ alpha$ вызывает вихревую вязкость для импульса $K м {\ displaystyle K_ {m}}$ $K_ {m}$ с коэффициентом вихревой диффузии для осадка, примерно равной единице.

α = K s K m ≈ 1 {\ displaystyle \ alpha = {\ frac {K_ {s}} {K_ {m}}} \ приблизительно 1}

\ alpha = {\ frac {K_ {s}} {K_ {m}}} \ приблизительно 1

Экспериментальные работы показали, что $α { \ displaystyle \ alpha}$ $\ alpha$ колеблется от 0,93 до 1,10 для песков и илов.

Профиль Рауза характеризует наносов, поскольку число Рауза включает бо турбулентное перемешивание и осаждение под весом частиц. Турбулентное перемешивание приводит к чистому движению размера из концентраций в области низких концентраций. Эти частицы не обладают достаточной скоростью осаждения, во всех случаях, когда частицы не обладают достаточной скоростью осаждения, можно было пренебречь, существует чистый отрицательный уровень концентрации по мере продвижения вверх по потоку. Таким образом, Рауза показывает профиль, который обеспечивает баланс между турбулентным перемешиванием (чистым направлением вверх) осадка и скоростью осаждения каждой частицы вниз.

Загрузка материала слоя

Загрузка материала слоя включает нагрузку на слой и часть подвешенной нагрузки, которая исходит от слоя.

Три общих отношения переноса материала слоя - это формулы «Аккерса-Уайта», «Энгелунда-Хансена» и «Янга». Первый для гравия размером от песка до гранулы, второй и третий - для песка, хотя позже Ян расширил свою формулу, включив в него мелкий гравий. Все эти формулы охватывают диапазон размеров песка.

Энгелунд-Хансен

Формула нагрузки материала слоя Энгелунда и Хансена - единственная, которая не включает какое-то критическое значение для инициирования переноса наносов. Он гласит:

qs ∗ = 0,05 cf τ ∗ 2,5 {\ displaystyle q_ {s} * = {\ frac {0,05} {c_ {f}}} \ tau * ^ {2.5}}

q_ {s} * = {\ frac {0.05} {c_ {f}}} \ tau * ^ {{2.5}}

где $qs ∗ {\ displaystyle q_ {s} *}$ $q_ {s} *$ - обезразмеривание по Эйнштейну для объемного расхода наносов на единицу ширины, $cf {\ displaystyle c_ {f}}$ $c_ {f}$ - коэффициент трения, а $τ ∗ {\ displaystyle \ tau *}$ $\ tau *$ - напряжение Шилдса. Формула Энгелунда-Хансена - одна из немногих формул переноса наносов, в которой отсутствует пороговое «критическое напряжение сдвига».

Промывочная нагрузка

Промывочная нагрузка переносится внутри водяного столба как часть потока и, следовательно, движется со средней скоростью основного потока. Концентрации промывочной нагрузки в толще воды примерно одинаковы. Это описывается случаем концевого элемента, в котором число Рауза равно 0 (то есть скорость осаждения намного меньше скорости турбулентного перемешивания), что приводит к предсказанию идеально однородного вертикального профиля материала.

Общая нагрузка

Некоторые авторы пытались определить общую нагрузку наносов, переносимых водой. Эти формулы разработаны в основном для песка, поскольку песок может переноситься как в качестве нагрузки на берегу, так и в качестве часто используемой нагрузки в одном ручье или на берегу.

См. Также

Гражданское строительство - Инженерная дисциплина, ориентированная на физическую инфраструктуру
Гидротехника - Субдисциплина гражданского строительства, связанная с потоком и переносом жидкостей
Геология - научное изучение структуры, структуры, физических Свойства и истории компонентов Земли, а также процессов, посредством которых они сформированы.
Геоморфология - Научное изучение форм рельефа и процессов, которые их формируют
Седиментология - Изучение естественных отложений и процессов их образования
Отложение (геология) - Геологический процесс, при котором осадки, почва и горные породы добавляются к рельефу или массиву суши
Эрозия - Процессы, которые удаляют почву и камни из одного места на земной коре, переносят их в другое место, где они откладываются.
Осадки - Твердые частицы, осаждающиеся на поверхности земли.
Уравнение Экснера
Гидрология - наука о движении, распределение и качество воды на Земле и других планетах
Наводнение - Перелив воды, затопляющий землю, которая обычно не находится под водой.
Пропускная способность реки
Лагуна - Мелководный водоем отделены от более крупного водоема барьерными островами или рифами

Ссылки

Внешние ссылки

Лю, З. (2001), Транспортировка отложений.
Мур, А. Конспект лекций по переносу отложений, штат Кент.
Уилкок, П. Семинар по переносу отложений, 26–28 января 2004 г., Калифорнийский университет в Беркли
Саутард, Дж. Б. (2007), Перенос отложений и осадочные структуры
Линвуд, Дж., G Концентрация и разгрузка взвешенных отложений на реке Западного Лондона.