Sedimenttransport - Sediment transport

Teil einer Serie über
Sedimente
Nach Herkunft Terrigen (lithogen) Biogen Kosmogen Wasserstoff
Nach Textur Rundheit Sortierung Körnung Felsblock Kopfsteinpflaster Kies Kieselstein Körnchen Sand Schlick Lehm Kolloid Sonstiges Oolith Geröll bis
Nach Zusammensetzung Manganknollen Oolithischer Aragonitsand Tektiten
Nach Prozess Sedimentation Sedimentäres Budget Sedimenttransport Küsten Verwitterung Erosion Äolischer (windgetragener) Transport Biomineralisierung Bioturbation Verdichtung Konkretion Exner-Gleichung Fluviale Prozesse Gletscherfluss Eisschilddynamik Eisrafting Lithifizierung Verschlammung Trübungsströme
Nach Struktur Sedimentäre Strukturen Bettformen Querbettung Düne sortierte Bettwäsche Welligkeitsmarken Schwemmfächer Schwemmfluss Fehler Falten Paläostromindikatoren Sohlenmarkierungen Einbettung Flussdelta Sedimentbecken Verformung von Weichsedimenten Nichtkonformität Vegetationsbedingt
Bodensediment Boden Matrix Porenraum Permeabilität Morphologie Textur Wert Farbe Catena Bodenhorizont Humus Humin Salzgehalt des Bodens Hydropedologie Mineralisierung Mikrobielle Calcit-Ausfällung
Meeressediment Abyssal-Fan Aragonit Aragonit Meer oolithischer Aragonitsand Calcit Calcit Meer Amorphes Calciumcarbonat Verkalkung Kontinentaler Aufstieg Buchtschlamm Biobewässerung Sedimenttransport an der Küste Küstensedimentversorgung Verdunstungen Meereston pelagischer roter Ton Meeresregression Überschreitung Pelagisch Trübung Konturit Hemipelagit Salztektonik Sedimentbecken Gezeitenbündel
Biogene Sedimente Kalkhaltiger Schlamm biogene Verkalkung Kieselschlamm biogene Kieselsäure Kieselgur radiolarit Mikrofossil Umkehrbewitterung
Sedimentökologie Biomantel des Bodens Bodenzoologie Bodenkrankheitserreger Pädodiversität Biodiversität des Bodens Rhizosphäre Wurzelmikrobiom
Sedimentärer Kohlenstoff Kohlenstoffspeicherung im Boden Bodenkohle Ozeanspeicherung von Kohlendioxid Kohle Torf
Sedimentgestein Karbonate Kalkstein Dolomit Klastik Konglomerat Brekzie Sandstein Schlammgestein Evaporit Kreide Chert Grauwacke Eisenreich Bio-reich Phosphorit Kieselsäure
Verwandt Geschichte Geologie geologisch Paläontologie Bodenkunde Legacy-Sediment Grundsätze Querschnittsbeziehungen seitliche Kontinuität ursprüngliche Horizontalität Herkunft Sedimentalrekord Sedimentologie Stratigraphie Gesteinskreislauf Kalzium Kieselsäure Carbonat-Silikat Paläolimnologie Biosignatur
v T e

Staub weht aus der Sahara über den Atlantik in Richtung der Kanarischen Inseln

Sedimenttransport ist die Bewegung von festen Partikeln ( Sediment ), typischerweise aufgrund einer Kombination von Schwerkraft, die auf das Sediment einwirkt, und/oder der Bewegung der Flüssigkeit, in der das Sediment mitgerissen wird. Der Sedimenttransport findet in natürlichen Systemen statt, in denen die Partikel klastische Gesteine ​​( Sand , Kies , Felsbrocken usw.), Schlamm oder Ton sind ; das Fluid ist Luft, Wasser oder Eis; und die Schwerkraft wirkt, um die Partikel entlang der geneigten Oberfläche zu bewegen, auf der sie ruhen. Sedimenttransport aufgrund von Flüssigkeitsbewegung findet in Flüssen , Ozeanen , Seen , Meeren und anderen Gewässern aufgrund von Strömungen und Gezeiten statt . Der Transport erfolgt auch durch strömende Gletscher und auf terrestrischen Oberflächen unter Windeinfluss . Feststofftransport nur durch die Schwerkraft auf abfallende Oberflächen allgemein auftreten, einschließlich hillslopes , Böschungen , Klippen und die Kontinentalschelf -Kontinentales Steigungsgrenze.

Der Sedimenttransport ist in den Bereichen Sedimentgeologie , Geomorphologie , Bauingenieurwesen , Wasserbau und Umwelttechnik von Bedeutung (siehe Anwendungen , unten). Das Wissen über den Sedimenttransport wird am häufigsten verwendet, um zu bestimmen, ob Erosion oder Ablagerung auftritt, das Ausmaß dieser Erosion oder Ablagerung und die Zeit und Entfernung, über die sie auftreten wird.

Mechanismen

Sand bläst einen Kamm in den Kelso-Dünen der Mojave-Wüste , Kalifornien.

Toklat River , East Fork, Polychrome übersehen, Denali-Nationalpark , Alaska . Dieser Fluss ändert wie andere geflochtene Bäche schnell die Position seiner Kanäle durch Prozesse der Erosion , des Sedimenttransports und der Ablagerung .

Kongo-Fluss gesehen von Kinshasa , Demokratische Republik Kongo . Seine bräunliche Farbe ist hauptsächlich auf die transportierten Sedimente flussaufwärts zurückzuführen.

äolisch

Äolisch oder äolisch (je nach Parsing von æ ) ist die Bezeichnung für den Sedimenttransport durch den Wind . Dieser Prozess führt zur Bildung von Wellen und Sanddünen . Typischerweise ist die Größe des transportierten Sediments feiner Sand (<1 mm) und kleiner, da Luft eine Flüssigkeit mit geringer Dichte und Viskosität ist und daher keine sehr große Scherung auf ihr Bett ausüben kann .

Bettformen werden durch äolischen Sedimenttransport in der terrestrischen oberflächennahen Umgebung erzeugt. Wellen und Dünen entstehen als natürliche selbstorganisierende Reaktion auf den Sedimenttransport.

Äolischer Sedimenttransport ist an Stränden und in den trockenen Regionen der Welt üblich, da in diesen Umgebungen die Vegetation das Vorhandensein und die Bewegung von Sandfeldern nicht verhindert.

Vom Wind verwehter, sehr feinkörniger Staub kann in die obere Atmosphäre eindringen und sich über den Globus bewegen. Staub aus den Sahara- Ablagerungen auf den Kanarischen Inseln und Inseln in der Karibik sowie Staub aus der Wüste Gobi hat sich im Westen der USA abgelagert . Dieses Sediment ist wichtig für den Bodenhaushalt und die Ökologie mehrerer Inseln.

Als Löss werden Ablagerungen von feinkörnigen, windverwehten Gletschersedimenten bezeichnet .

Fluvial

In der Geologie , der physikalischen Geographie und dem Sedimenttransport beziehen sich fluviale Prozesse auf fließendes Wasser in natürlichen Systemen. Dies umfasst Flüsse, Bäche, periglaziale Strömungen, Sturzfluten und Gletschersee-Ausbruchsfluten . Durch Wasser bewegte Sedimente können größer sein als durch Luft bewegte Sedimente, da Wasser sowohl eine höhere Dichte als auch eine höhere Viskosität hat . In typischen Flüssen hat das größte mitgeführte Sediment Sand- und Kiesgröße , aber größere Überschwemmungen können Kopfsteinpflaster und sogar Felsbrocken transportieren .

Fluvialer Sedimenttransport kann zur Bildung von Wellen und Dünen , zu fraktalen Erosionsmustern, zu komplexen Mustern natürlicher Flusssysteme und zur Entwicklung von Überschwemmungsgebieten führen .

Sand Wellen , Laysan Strand , Hawaii . Der Sedimenttransport an der Küste führt zu diesen gleichmäßig verteilten Wellen entlang der Küste. Mönchssiegel für Waage.

Küsten

Der Sedimenttransport an der Küste findet aufgrund der Bewegungen von Wellen und Strömungen in küstennahen Umgebungen statt. An Flussmündungen greifen Küstensediment- und fluviale Sedimenttransportprozesse zu Flussdeltas ineinander .

Der Sedimenttransport an der Küste führt zur Bildung charakteristischer Küstenlandschaftsformen wie Strände , Barriereinseln und Kaps.

Ein Gletscher, der sich dem Gornergletscher , Zermatt, Schweiz anschließt . Diese Gletscher transportieren Sedimente und hinterlassen Seitenmoränen .

Gletscher

Wenn sich Gletscher über ihre Betten bewegen, nehmen sie Material aller Größen mit und bewegen es. Gletscher können die größten Sedimente tragen, und Gebiete mit Gletscherablagerungen enthalten oft eine große Anzahl von Findlingen , von denen viele einen Durchmesser von mehreren Metern haben. Gletscher pulverisieren auch Gestein zu „ Gletschermehl “, das so fein ist, dass es oft von Winden weggetragen wird, um tausende Kilometer entfernt Lössablagerungen zu bilden. In Gletschern mitgeführte Sedimente bewegen sich oft ungefähr entlang der glazialen Fließlinien , wodurch sie in der Ablationszone an der Oberfläche erscheinen .

Hang

Beim Sedimenttransport in Hanglagen wird Regolith durch eine Vielzahl von Prozessen talwärts bewegt . Diese beinhalten:

• Bodenkriechen
• Baumwurf
• Bodenbewegung durch grabende Tiere
• Absacken und Erdrutschen des Hangs

Diese Prozesse kombinieren sich im Allgemeinen, um dem Hang ein Profil zu verleihen, das wie eine Lösung der Diffusionsgleichung aussieht , wobei die Diffusivität ein Parameter ist, der sich auf die Leichtigkeit des Sedimenttransports auf dem bestimmten Hang bezieht. Aus diesem Grund haben die Gipfel von Hügeln im Allgemeinen ein parabolisches konkaves Profil, das um Täler herum in ein konvexes Profil übergeht.

Wenn die Hänge jedoch steiler werden, werden sie anfälliger für episodische Erdrutsche und andere Massenverschwendungsereignisse . Daher werden Hangprozesse besser durch eine nichtlineare Diffusionsgleichung beschrieben, in der die klassische Diffusion für flache Hänge dominiert und die Erosionsraten ins Unendliche gehen, wenn der Hang einen kritischen Böschungswinkel erreicht .

Murgang

In Murgängen , überkonzentrierten Schlammgemischen, Klasten bis zur Größe von Felsbrocken und Wasser werden große Materialmassen bewegt . Schuttströme bewegen sich als körnige Strömungen steile Bergtäler und Waschungen hinab. Da sie Sedimente als körniges Gemisch transportieren, skalieren ihre Transportmechanismen und -kapazitäten anders als die von Flusssystemen.

Anwendungen

Schwebstoffe aus einem Bach, der in einen Fjord mündet ( Isfjorden , Svalbard, Norwegen).

Der Sedimenttransport wird zur Lösung vieler umwelttechnischer, geotechnischer und geologischer Probleme eingesetzt. Die Messung oder Quantifizierung von Sedimenttransport oder Erosion ist daher für den Küsteningenieurwesen wichtig . Es wurden mehrere Sedimenterosionsgeräte entwickelt, um die Sedimenterosion zu quantifizieren (zB Particle Erosion Simulator (PES)). Ein solches Gerät, auch als BEAST (Benthic Environmental Assessment Sediment Tool) bezeichnet, wurde kalibriert, um die Rate der Sedimenterosion zu quantifizieren.

Die Bewegung von Sedimenten ist wichtig, um Fischen und anderen Organismen in Flüssen Lebensraum zu bieten. Daher wird Managern von stark regulierten Flüssen, die aufgrund von Dämmen oft an Sedimentmangel leiden, oft empfohlen, kurze Überschwemmungen zu inszenieren , um das Bettmaterial aufzufrischen und Stäbe wieder aufzubauen. Dies ist beispielsweise auch im Grand Canyon des Colorado River wichtig, um Küstenlebensräume, die auch als Campingplätze genutzt werden, wieder aufzubauen.

Der Abfluss von Sedimenten in ein durch einen Damm gebildetes Reservoir bildet ein Reservoir- Delta . Dieses Delta wird das Becken füllen und schließlich muss entweder das Reservoir ausgebaggert oder der Damm entfernt werden. Das Wissen über den Sedimenttransport kann verwendet werden, um die Verlängerung der Lebensdauer eines Damms richtig zu planen.

Geologen können inverse Lösungen von Transportbeziehungen verwenden, um die Fließtiefe, -geschwindigkeit und -richtung von Sedimentgesteinen und jungen Ablagerungen alluvialer Materialien zu verstehen.

Strömung in Düker, über Dämme und um Brückenpfeiler kann zu Erosion des Bettes führen. Diese Erosion kann die Umwelt schädigen und die Fundamente des Bauwerks freilegen oder erschüttern. Daher sind gute Kenntnisse der Mechanik des Sedimenttransports in einer gebauten Umwelt für Bau- und Wasserbauingenieure wichtig.

Wenn der Schwebstofftransport durch menschliche Aktivitäten erhöht wird und Umweltprobleme einschließlich der Verfüllung von Kanälen verursacht werden, wird dies als Verschlammung bezeichnet, nachdem die Korngrößenfraktion den Prozess dominiert.

Bewegungseinleitung

Stress-Balance

Damit ein Fluid beginnt, Sediment zu transportieren, das derzeit auf einer Oberfläche ruht, muss die vom Fluid ausgeübte Grenz- (oder Bett-) Scherspannung die kritische Scherspannung für die Einleitung der Bewegung der Körner am Bett überschreiten . Dieses Grundkriterium für die Bewegungsauslösung kann geschrieben werden als: ${\displaystyle \tau_{b}}$${\displaystyle \tau_{c}}$

${\displaystyle \tau_{b}=\tau_{c}}$.

Dies wird typischerweise durch einen Vergleich zwischen einer dimensionslosen Schubspannung ( ) und einer dimensionslosen kritischen Schubspannung ( ) dargestellt. Die Dimensionslosigkeit dient dazu, die treibenden Kräfte der Partikelbewegung (Scherspannung) mit den Widerstandskräften zu vergleichen, die sie stationär machen würden (Partikeldichte und -größe). Diese dimensionslose Schubspannung, , wird als Shields-Parameter bezeichnet und ist definiert als: ${\displaystyle \tau_{b}*}$${\displaystyle \tau_{c}*}$${\displaystyle \tau *}$

${\displaystyle \tau *={\frac {\tau }{(\rho_{s}-\rho_{f})(g)(D)}}}$.

Und die neue zu lösende Gleichung lautet:

${\displaystyle \tau_{b}*=\tau_{c}*}$.

Die hier enthaltenen Gleichungen beschreiben den Sedimenttransport für klastische oder körnige Sedimente. Sie funktionieren nicht für Tone und Schlämme, da diese Arten von flockigen Sedimenten nicht den geometrischen Vereinfachungen in diesen Gleichungen entsprechen und auch durch elektrostatische Kräfte interagieren . Die Gleichungen wurden auch für den fluvialen Sedimenttransport von Partikeln entworfen, die in einer Flüssigkeitsströmung, wie beispielsweise in einem Fluss, Kanal oder anderen offenen Kanal, mitgeführt werden.

In dieser Gleichung wird nur eine Teilchengröße berücksichtigt. Flussbetten werden jedoch oft durch eine Mischung von Sedimenten unterschiedlicher Größe gebildet. Bei Teilbewegungen, bei denen sich nur ein Teil des Sedimentgemisches bewegt, reichert sich das Flussbett mit großen Kies an, wenn die kleineren Sedimente weggespült werden. Die kleineren Sedimente, die unter dieser großen Kiesschicht vorhanden sind, haben eine geringere Bewegungsmöglichkeit und der gesamte Sedimenttransport nimmt ab. Dies wird als Panzerungseffekt bezeichnet. Andere Formen der Sedimentpanzerung oder abnehmende Sedimenterosionsraten können durch Teppiche aus mikrobiellen Matten unter Bedingungen hoher organischer Belastung verursacht werden.

Kritische Schubspannung

Original Shields-Diagramm, 1936

Die Schilde Diagramm empirisch zeigt , wie die dimensionslose kritische Scherspannung (dh der dimensionslosen Belastungsscher für die Einleitung der Bewegung erforderlich) ist eine Funktion einer bestimmten Form des Partikels Reynolds - Zahl , oder Reynolds - Zahl an das Teilchen bezogen. Dies ermöglicht es, das Kriterium für die Einleitung der Bewegung in Form einer Lösung für eine bestimmte Version der Teilchen-Reynolds-Zahl, genannt , umzuschreiben . ${\displaystyle \mathrm {Re} _{p}}$${\displaystyle \mathrm {Re} _{p}*}$

${\displaystyle \tau_{b}*=f\left(\mathrm{Re}_{p}*\right)}$

Dies kann dann gelöst werden, indem die empirisch abgeleitete Shields-Kurve verwendet wird, um als Funktion einer bestimmten Form des Teilchens die Reynolds-Zahl, die als Rand-Reynolds-Zahl bezeichnet wird, zu finden. Die mathematische Lösung der Gleichung wurde von Dey gegeben . ${\displaystyle \tau_{c}*}$

Teilchen-Reynolds-Zahl

Im Allgemeinen hat eine Teilchen-Reynolds-Zahl die Form:

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

Wobei ist eine charakteristische Teilchengeschwindigkeit, ist der Korndurchmesser (eine charakteristische Teilchengröße) und ist die kinematische Viskosität, die durch die dynamische Viskosität , dividiert durch die Flüssigkeitsdichte, gegeben ist . ${\displaystyle U_{p}}$${\displaystyle D}$${\displaystyle \nu}$${\displaystyle\mu}$${\displaystyle {\rho_{f}}}$

${\displaystyle \nu ={\frac {\mu}{\rho_{f}}}}}$

Die spezifische Partikel-Reynolds-Zahl, die von Interesse ist, wird als Grenz-Reynolds-Zahl bezeichnet und wird gebildet, indem der Geschwindigkeitsterm in der Partikel-Reynolds-Zahl durch die Schergeschwindigkeit ersetzt wird , . ${\displaystyle u_{*}}$

${\displaystyle u_{*}={\sqrt {\frac {\tau_{b}}{\rho_{f}}}}=\kappa z{\frac {\partial u}{\partial z}} }$

wo ist die Bettschubspannung (unten beschrieben) und ist die von Kármán-Konstante , wobei ${\displaystyle \tau_{b}}$${\displaystyle \kappa}$

${\displaystyle \kappa ={0.407}}$.

Die Teilchen-Reynolds-Zahl ist daher gegeben durch:

${\displaystyle \mathrm {Re} _{p}*={\frac {u_{*}D}{\nu}}}$

Bettschubspannung

Die Rand-Reynolds-Zahl kann mit dem Shields-Diagramm verwendet werden, um die Gleichung empirisch zu lösen

${\displaystyle \tau_{c}*=f\left(\textrm{Re}_{p}*\right)}$,

was die rechte Seite der Gleichung löst

${\displaystyle \tau_{b}*=\tau_{c}*}$.

Um die linke Seite zu lösen, erweitert als

${\displaystyle \tau_{b}*={\frac {\tau_{b}}{(\rho_{s}-\rho_{f})(g)(D)}}}$,

die Bettschubspannung muss ermittelt werden, . Es gibt mehrere Möglichkeiten, die Bettschubspannung zu lösen. Der einfachste Ansatz besteht darin, anzunehmen, dass die Strömung stetig und gleichmäßig ist, wobei die über die Reichweite gemittelte Tiefe und Neigung verwendet werden. Da es schwierig ist, Schubspannungen in situ zu messen , ist diese Methode auch eine der am häufigsten verwendeten. Das Verfahren ist als Tiefen-Neigungsprodukt bekannt . ${\displaystyle {\tau_{b}}}$

Tiefengefälleprodukt

Für einen Fluss mit einer annähernd stetigen, gleichförmigen Gleichgewichtsströmung mit annähernd konstanter Tiefe h und konstantem Neigungswinkel θ über die interessierende Reichweite und dessen Breite viel größer als seine Tiefe ist, wird die Bettschubspannung durch einige Impulsüberlegungen gegeben, die besagen, dass die Schwerkraft Kraftkomponente in Strömungsrichtung genau der Reibungskraft entspricht. Für einen breiten Kanal ergibt sich:

${\displaystyle \tau_{b}=\rho gh\sin(\theta)}$

Für flache Böschungswinkel, die in fast allen natürlichen Tieflandbächen vorkommen, zeigt die Kleinwinkelformel , dass dies ungefähr gleich ist , was durch die Neigung gegeben ist. Damit umgeschrieben: ${\displaystyle \sin(\theta)}$${\displaystyle\tan(\theta)}$${\displaystyle S}$

${\displaystyle \tau_{b}=\rho ghS}$

Schergeschwindigkeit, Geschwindigkeit und Reibungsfaktor

Für den stationären Fall durch Extrapolation des Tiefen-Neigungs-Produkts und der Gleichung für die Schergeschwindigkeit:

${\displaystyle \tau_{b}=\rho ghS}$

${\displaystyle u_{*}={\sqrt {\left({\frac {\tau_{b}}{\rho}}\right)}}}$,

Das Tiefen-Steigungs-Produkt kann umgeschrieben werden als:

${\displaystyle \tau_{b}=\rho u_{*}^{2}}$.

${\displaystyle u*}$bezieht sich auf die mittlere Strömungsgeschwindigkeit, , durch den verallgemeinerten Darcy-Weisbach-Reibungsfaktor , , der gleich dem Darcy-Weisbach-Reibungsfaktor geteilt durch 8 ist (aus mathematischen Gründen). Setzen Sie diesen Reibungsfaktor ein, ${\displaystyle {\bar {u}}}$${\displaystyle C_{f}}$

${\displaystyle \tau_{b}=\rho C_{f}\left({\bar{u}}\right)^{2}}$.

Instationäre Strömung

Für alle Strömungen, die nicht als unendlicher Kanal mit einer einzigen Steigung vereinfacht werden können (wie im obigen Tiefensteigungsprodukt ), kann die Bettschubspannung lokal durch Anwendung der Saint-Venant-Gleichungen für die Stetigkeit ermittelt werden , die Beschleunigungen innerhalb der Strömung berücksichtigen .

Beispiel

Aufstellen

Das früher aufgestellte Kriterium für die Einleitung einer Bewegung besagt, dass

${\displaystyle \tau_{b}*=\tau_{c}*}$.

In dieser Gleichung

${\displaystyle \tau *={\frac {\tau }{(\rho_{s}-\rho)(g)(D)}}}$, und deshalb

${\displaystyle {\frac {\tau_{b}}{(\rho_{s}-\rho)(g)(D)}}={\frac {\tau_{c}}{(\rho _{s}-\rho)(g)(D)}}}$.

${\displaystyle \tau_{c}*}$ ist eine Funktion der Rand-Reynolds-Zahl, einer bestimmten Art von Teilchen-Reynolds-Zahl.

${\displaystyle \tau_{c}*=f\left(Re_{p}*\right)}$.

Für ein bestimmtes Teilchen ist die Reynolds-Zahl eine empirische Konstante, die durch die Shields-Kurve oder durch einen anderen Satz empirischer Daten (je nachdem, ob die Korngröße einheitlich ist oder nicht) gegeben ist. ${\displaystyle \tau_{c}*}$

Daher lautet die letzte zu lösende Gleichung:

${\displaystyle {\frac {\tau_{b}}{(\rho_{s}-\rho)(g)(D)}}=f\left(Re_{p}*\right)}$.

Lösung

Einige Annahmen erlauben die Lösung der obigen Gleichung.

Die erste Annahme ist, dass das Tiefen-Neigungs-Produkt eine gute Näherung der reichweitengemittelten Schubspannung ergibt. Die Gleichung kann dann umgeschrieben werden als:

${\displaystyle {\rho ghS}=0.06{(\rho_{s}-\rho)(g)(D)}}$.

Das Verschieben und erneute Kombinieren der Begriffe ergibt:

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

wobei R das spezifische Gewicht des Sediments unter Wasser ist .

Die zweite Annahme ist, dass die Teilchen-Reynolds-Zahl hoch ist. Dies gilt typischerweise für Partikel von Kiesgröße oder größer in einem Bach und bedeutet, dass die kritische Scherspannung konstant ist. Die Shields-Kurve zeigt, dass für ein Bett mit einheitlicher Korngröße

${\displaystyle \tau_{c}*=0.06}$.

Spätere Forscher haben gezeigt, dass dieser Wert näher an liegt

${\displaystyle \tau_{c}*=0.03}$

für gleichmäßiger sortierte Betten. Daher der Ersatz

${\displaystyle \tau_{c}*=f\left(\textrm{Re}_{p}*\right)}$

wird verwendet, um beide Werte am Ende einzufügen.

Die Gleichung lautet nun:

${\displaystyle {hS}=RD\tau_{c}*}$

Dieser endgültige Ausdruck zeigt, dass das Produkt aus Kanaltiefe und Neigung gleich dem Kriterium des Schildes mal der eingetauchten spezifischen Dichte der Teilchen mal dem Teilchendurchmesser ist.

Für eine typische Situation, wie quarzreiches Sediment in Wasser , beträgt das spezifische Gewicht unter Wasser 1,65. ${\displaystyle \left(\rho_{s}=2650{\frac {kg}{m^{3}}}\right)}$${\displaystyle \left(\rho =1000{\frac {kg}{m^{3}}}\right)}$

${\displaystyle R={\frac {(\rho_{s}-\rho)}{\rho}}=1,65}$

Setzt man dies in die obige Gleichung ein,

${\displaystyle {hS}=1.65(D)\tau_{c}*}$.

Für das Schildkriterium von . 0,06 * 1,65 = 0,099, was innerhalb der Standardfehlergrenzen von 0,1 liegt. Daher für ein einheitliches Bett, ${\displaystyle \tau_{c}*=0.06}$

${\displaystyle {hS}={0,1(D)}}$.

Für diese Situationen sollte das Produkt aus Tiefe und Neigung der Strömung 10 % des Durchmessers des mittleren Korndurchmessers betragen.

Der Bettwert mit gemischter Korngröße beträgt , was durch neuere Forschungen als breiter anwendbar bestätigt wird, da die meisten natürlichen Bäche gemischte Korngrößen aufweisen. Wenn dieser Wert verwendet wird und D in D_50 geändert wird ("50" für das 50. Perzentil oder die mittlere Korngröße als geeigneter Wert für ein Bett mit gemischter Korngröße), lautet die Gleichung: ${\displaystyle \tau_{c}*=0.03}$

${\displaystyle {hS}={0.05(D_{50})}}$

Das bedeutet, dass die Tiefe mal die Neigung bei einem Mischkornbett etwa 5 % des mittleren Korndurchmessers betragen sollte.

Arten der Mitnahme

Die in einer Strömung mitgeführten Sedimente können als Geschiebe in Form von gleitenden und rollenden Körnern oder in Suspension als Schwebfracht von der Hauptströmung entlang der Sohle transportiert werden. Einige Sedimentmaterialien können auch aus den Oberläufen stammen und in Form von Waschladungen stromabwärts transportiert werden .

Rufen Sie die Nummer auf

Der Ort in der Strömung, in dem ein Partikel mitgerissen wird, wird durch die Rouse-Zahl bestimmt , die durch die Dichte ρ _s und den Durchmesser d des Sedimentpartikels bestimmt wird, und die Dichte ρ und die kinematische Viskosität ν des Fluids bestimmen, in welchem ​​Teil der Strömung werden die Sedimentpartikel mitgeführt.

${\displaystyle P={\frac {w_{s}}{\kappa u_{\ast}}}}$

Hier ist die Rouse-Zahl durch P gegeben . Der Ausdruck im Zähler der (nach unten) , um das Sediment sedimentieren Absetzgeschwindigkeit w _s , die unten diskutiert wird. Die Aufwärtsgeschwindigkeit auf dem Korn wird als ein Produkt aus dem gegebenen Konstante von Kármán , κ  = 0,4, und der Schergeschwindigkeit , u _* .

Die folgende Tabelle gibt die ungefähren erforderlichen Rouse-Zahlen für den Transport als Beladung , Schwebeladung und Waschladung an .

Absetzgeschwindigkeit

Stromlinien um eine Kugel, die durch eine Flüssigkeit fällt. Diese Darstellung ist für laminare Strömung genau , bei der die Partikel- Reynolds-Zahl klein ist. Dies ist typisch für kleine Partikel, die durch eine viskose Flüssigkeit fallen; größere Teilchen würden zur Erzeugung eines turbulenten Nachlaufs führen.

Die Sinkgeschwindigkeit (auch "Fallgeschwindigkeit" oder " Endgeschwindigkeit " genannt) ist eine Funktion der Teilchen- Reynolds-Zahl . Im Allgemeinen kann es für kleine Partikel (laminare Näherung) mit dem Stokes'schen Gesetz berechnet werden . Für größere Partikel (Turbulente Partikel Reynolds-Zahlen) wird die Fallgeschwindigkeit mit dem turbulenten Widerstandsgesetz berechnet . Dietrich (1982) hat eine große Menge veröffentlichter Daten zusammengestellt, an die er Sinkgeschwindigkeitskurven empirisch angepasst hat. Ferguson und Church (2006) kombinierten analytisch die Ausdrücke für Stokes-Strömung und ein turbulentes Widerstandsgesetz zu einer einzigen Gleichung, die für alle Sedimentgrößen funktioniert, und testeten sie erfolgreich mit den Daten von Dietrich. Ihre Gleichung ist

${\displaystyle w_{s}={\frac {RgD^{2}}{C_{1}\nu +(0.75C_{2}RgD^{3})^{(0.5)}}}}$.

In dieser Gleichung ist w _s die Sedimentabsetzgeschwindigkeit, g ist die Erdbeschleunigung und D ist der mittlere Sedimentdurchmesser. ist die kinematische Viskosität von Wasser , die für Wasser bei 20 °C etwa 1,0 x 10 ⁻⁶ m ² /s beträgt. ${\displaystyle \nu}$

${\displaystyle C_{1}}$und sind Konstanten, die sich auf die Form und Glätte der Körner beziehen. ${\displaystyle C_{2}}$

Konstante	Glatte Kugeln	Natürliche Körner: Siebdurchmesser	Natürliche Körner: Nenndurchmesser	Grenzwert für Ultra-Winkelkörner
${\displaystyle C_{1}}$	18	18	20	24
${\displaystyle C_{2}}$	0,4	1.0	1.1	1,2

Der Ausdruck für die Fallgeschwindigkeit kann so vereinfacht werden, dass er nur nach D gelöst werden kann . Wir verwenden die Siebdurchmesser für natürliche Körner, , und die oben angegebenen Werte für und . Aus diesen Parametern ergibt sich die Fallgeschwindigkeit durch den Ausdruck: ${\displaystyle g=9.8}$${\displaystyle \nu}$${\displaystyle R}$

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

Hjulström-Sundborg-Diagramm

Die logarithmische Hjulström-Kurve

1935 erstellte Filip Hjulström die Hjulström-Kurve , ein Diagramm, das die Beziehung zwischen der Größe des Sediments und der Geschwindigkeit zeigt, die erforderlich ist, um es zu erodieren (anheben), zu transportieren oder abzulagern. Der Graph ist logarithmisch .

Åke Sundborg änderte später die Hjulström-Kurve, um separate Kurven für die Bewegungsschwelle für mehrere Wassertiefen anzuzeigen, wie es notwendig ist, wenn die Fließgeschwindigkeit anstelle der Grenzschubspannung (wie im Shields-Diagramm) für die Fließstärke verwendet wird.

Diese Kurve hat heute nur noch einen historischen Wert, obwohl ihre Einfachheit immer noch attraktiv ist. Unter den Nachteilen dieser Kurve sind , dass sie die Wassertiefe nicht berücksichtigt , und was noch wichtiger ist , dass sie nicht zeigt , dass die Sedimentation durch die Strömungsgeschwindigkeit verursacht wird , Abbremsung und Erosion durch Strömung verursachte Beschleunigung . Das dimensionslose Shields-Diagramm wird nun einstimmig für die Einleitung von Sedimentbewegungen in Flüssen akzeptiert.

Transportpreis

Eine schematische Darstellung, wo die verschiedenen Arten von Sedimentfrachten in der Strömung transportiert werden. Gelöste Ladung ist kein Sediment, sondern besteht aus dissoziierten Ionen, die sich mit der Strömung bewegen. Sie kann jedoch einen erheblichen Anteil (oft mehrere Prozent, aber gelegentlich mehr als die Hälfte) der Gesamtmenge des vom Strom transportierten Materials ausmachen.

Es gibt Formeln zur Berechnung der Sedimenttransportrate für Sedimente, die sich in mehreren verschiedenen Teilen des Flusses bewegen. Diese Rezepturen werden oft in Geschiebeladung , Schwebeladung und Waschladung unterteilt . Sie können manchmal auch in Bettmaterialladung und Waschladung getrennt werden.

Bettlast

Die Bettlast bewegt sich durch Rollen, Gleiten und Hüpfen (oder Saltating ) über das Bett und bewegt sich mit einem kleinen Bruchteil der Strömungsgeschwindigkeit des Fluids. Es wird allgemein angenommen, dass die Geschiebefracht 5-10% der gesamten Sedimentfracht in einem Bach ausmacht, was sie in Bezug auf die Massenbilanz weniger wichtig macht. Jedoch wird die Geschiebefracht (die Geschiebelast plus der Anteil der Schwebfracht, der Material aus der Sohle umfasst) häufig von Geschiebelast dominiert, insbesondere in Kiesbettflüssen. Diese Sohlenmaterialfracht ist der einzige Teil der Sedimentfracht, der aktiv mit der Sohle interagiert. Da das Geschiebe ein wichtiger Bestandteil ist, spielt es eine wichtige Rolle bei der Kontrolle der Morphologie des Gerinnes.

Geschiebetransportraten werden normalerweise als auf eine gewisse Leistung gesteigerte dimensionslose Schubspannung bezogen ausgedrückt. Überschüssige dimensionslose Schubspannung ist ein dimensionsloses Maß für die Bettschubspannung um die Bewegungsschwelle.

${\displaystyle (\tau_{b}^{*}-\tau_{c}^{*})}$,

Die Geschiebetransportraten können auch durch ein Verhältnis von Bettschubspannung zu kritischer Schubspannung angegeben werden, das sowohl in den dimensionalen als auch in den dimensionslosen Fällen äquivalent ist. Dieses Verhältnis wird als "Transportstadium" bezeichnet und ist insofern wichtig, als es die Bettschubspannung als ein Vielfaches des Wertes des Kriteriums für die Einleitung der Bewegung anzeigt. ${\displaystyle (T_{s}{\text{ oder }}\phi)}$

${\displaystyle T_{s}=\phi ={\frac {\tau_{b}}{\tau_{c}}}}$

Bei Verwendung für Sedimenttransportformeln wird dieses Verhältnis typischerweise potenziert.

Die meisten der veröffentlichten Relationen für den Geschiebetransport sind in Trockensedimentgewicht pro Kanalbreiteneinheit (" Breite ") angegeben: ${\displaystyle b}$

${\displaystyle q_{s}={\frac {Q_{s}}{b}}}$.

Aufgrund der Schwierigkeit, Geschiebetransportraten zu schätzen, sind diese Gleichungen typischerweise nur für die Situationen geeignet, für die sie entworfen wurden.

Bemerkenswerte Geschiebetransportformeln

Meyer-Peter Müller und Derivate

Die Transportformel Meyer-Peter und Müller, der ursprünglich im Jahr 1948 entwickelt, konstruiert wurde gut sortiert Feinkies mit einer Transportstufe von etwa 8. Die Formel verwendet die obige Entdimensionalisierung für Scherbeanspruchung,

${\displaystyle \tau *={\frac {\tau }{(\rho_{s}-\rho)(g)(D)}}}$,

und Hans Einsteins Nichtdimensionalisierung für den Volumenstrom von Sedimenten pro Breiteneinheit

${\displaystyle q_{s}*={\frac {q_{s}}{D{\sqrt {{\frac {\rho_{s}-\rho }{\rho}}gD}}}}={ \frac {q_{s}}{Re_{p}\nu }}}$.

Ihre Formel lautet:

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

Ihr experimentell ermittelter Wert für beträgt 0,047 und ist der dritte häufig verwendete Wert dafür (neben Parkers 0,03 und Shields 0,06). ${\displaystyle \tau *_{c}}$

Aufgrund ihrer breiten Anwendung wurden im Laufe der Jahre einige Überarbeitungen der Formel vorgenommen, die zeigen, dass der Koeffizient auf der linken Seite (oben "8") eine Funktion der Transportphase ist:

${\displaystyle T_{s}\approx 2\rightarrow q_{s}*=5.7\left(\tau *-0.047\right)^{3/2}}$

${\displaystyle T_{s}\approx 100\rightarrow q_{s}*=12.1\left(\tau *-0.047\right)^{3/2}}$

Die Variationen des Koeffizienten wurden später als Funktion der dimensionslosen Schubspannung verallgemeinert:

${\displaystyle {\begin{cases}q_{s}*=\alpha_{s}\left(\tau *-\tau_{c}*\right)^{n}\\n={\frac { 3}{2}}\\\alpha_{s}=1.6\ln\left(\tau *\right)+9,8\approx 9,64\tau *^{0,166}\end{cases}}}$

Wilcock und Crowe

2003 veröffentlichten Peter Wilcock und Joanna Crowe (jetzt Joanna Curran) eine Sedimenttransportformel, die mit mehreren Korngrößen im Sand- und Kiesbereich funktioniert. Ihre Formel arbeitet mit Oberflächenkorngrößenverteilungen, im Gegensatz zu älteren Modellen , die Verwendung unter der Oberfläche Korngrößenverteilungen (und damit implizit eine Oberflächenkorn schließen Sortierung ).

Ihre Formulierung ist komplizierter als die grundlegenden Sedimenttransportregeln (wie die von Meyer-Peter und Müller), weil sie mehrere Korngrößen berücksichtigt: Dies erfordert die Berücksichtigung von Referenzschubspannungen für jede Korngröße, dem Anteil des gesamten Sedimentangebots die in jede Korngrößenklasse fällt, und eine "Versteckfunktion".

Die "Versteckfunktion" berücksichtigt die Tatsache, dass kleine Körner zwar von Natur aus beweglicher sind als große Körner, in einem Bett mit gemischter Körnung jedoch in tiefen Taschen zwischen großen Körnern eingeschlossen sein können. Ebenso wird ein großes Korn auf einem Bett aus kleinen Partikeln in einer viel kleineren Tasche stecken bleiben, als wenn es auf einem Bett aus Körnern derselben Größe wäre. In Kiesbettflüssen kann dies zu einer „gleichen Mobilität“ führen, in der sich kleine Körner genauso gut bewegen können wie große. Wenn Sand dem System hinzugefügt wird, bewegt er sich weg vom "gleichen Mobilitäts"-Teil der Verbergungsfunktion hin zu einem, bei dem die Korngröße wieder eine Rolle spielt.

Ihr Modell basiert auf dem Transportstadium oder dem Verhältnis von Bettschubspannung zu kritischer Schubspannung für die Einleitung der Kornbewegung. Da ihre Formel mit mehreren Korngrößen gleichzeitig arbeitet, definieren sie die kritische Schubspannung für jede Korngrößenklasse, , gleich einer "Referenzschubspannung", . ${\displaystyle \tau_{c,D_{i}}}$${\displaystyle \tau_{ri}}$

Sie drücken ihre Gleichungen in Form eines dimensionslosen Transportparameters aus (wobei das " " die Dimensionslosigkeit und das " " anzeigt, dass es sich um eine Funktion der Korngröße handelt: ${\displaystyle W_{i}^{*}}$${\displaystyle*}$${\displaystyle _{i}}$

${\displaystyle W_{i}^{*}={\frac {Rgq_{bi}}{F_{i}u*^{3}}}}$

${\displaystyle q_{bi}}$ist die volumetrische Geschiebeförderung der Größenklasse pro Einheit Kanalbreite . ist der Anteil der Größenklasse , der auf dem Bett vorhanden ist. ${\displaystyle i}$${\displaystyle b}$${\displaystyle F_{i}}$${\displaystyle i}$

Sie stellten je nach Transportstufe zwei Gleichungen auf . Für : ${\displaystyle \phi}$${\displaystyle \phi <1,35}$

${\displaystyle W_{i}^{*}=0,002\phi^{7,5}}$

und für : ${\displaystyle \phi\geq 1,35}$

${\displaystyle W_{i}^{*}=14\left(1-{\frac {0.894}{\phi^{0.5}}}\right)^{4.5}}$.

Diese Gleichung erreicht asymptotisch einen konstanten Wert von wie groß wird. ${\displaystyle W_{i}^{*}}$${\displaystyle \phi}$

Wilcock und Kenworthy

2002 veröffentlichten Peter Wilcock und Kenworthy TA in Anlehnung an Peter Wilcock (1998) eine Sedimentgeschiebe-Transportformel, die mit nur zwei Sedimentfraktionen, dh Sand- und Kiesfraktionen, arbeitet. Peter Wilcock und Kenworthy TA haben in ihrem Artikel erkannt, dass ein gemischtes Sedimentbett-Transportmodell, das nur zwei Fraktionen verwendet, praktische Vorteile sowohl in Bezug auf die rechnerische als auch die konzeptionelle Modellierung bietet, indem es die nichtlinearen Effekte des Sandvorkommens in Kiesbetten auf dem Bett berücksichtigt -Lasttransportrate beider Fraktionen. Tatsächlich erscheint in der Zweifraktions-Scheideformel ein neuer Inhaltsstoff im Vergleich zu Meyer-Peter und Müller, nämlich der Anteil der Fraktion auf der Sohlenoberfläche, wobei der Index entweder Sand (s) oder Kies (g) darstellt. Fraktion. Der Anteil als Funktion des Sandgehalts repräsentiert physikalisch den relativen Einfluss der Mechanismen, die den Sand- und Kiestransport steuern, verbunden mit dem Wechsel von einem klastengestützten zu einem matrixgestützten Kiesbett. Da die Spanne zwischen 0 und 1 liegt, umfassen die Phänomene, die mit variieren, außerdem die relativen Größeneffekte, die ein „Verbergen“ von feinen Körnern und „Aussetzen“ von groben Körnern erzeugen. Der ''Verbergen''-Effekt berücksichtigt die Tatsache, dass kleine Körner zwar von Natur aus beweglicher sind als große Körner, in einem Bett mit gemischter Körnung jedoch in tiefen Taschen zwischen großen Körnern eingeschlossen sein können. Ebenso wird ein großes Korn auf einem Bett aus kleinen Partikeln in einer viel kleineren Tasche stecken, als wenn es auf einem Bett aus Körnern derselben Größe wäre, auf die sich die Meyer-Peter und Müller-Formel bezieht. In Kiesbettflüssen kann dies zu einer „gleichen Mobilität“ führen, in der sich kleine Körner genauso leicht bewegen können wie große. Wenn Sand dem System hinzugefügt wird, entfernt er sich aus dem Anteil „gleicher Mobilität“ des Versteckfunktion zu einer, bei der die Korngröße wieder eine Rolle spielt. ${\displaystyle F_{i}}$${\displaystyle i}$${\displaystyle _{i}}$${\displaystyle F_{i}}$${\displaystyle f_{s}}$${\displaystyle f_{s}}$${\displaystyle f_{s}}$

Ihr Modell basiert auf dem Transportstadium, dh dem Verhältnis von Bettschubspannung zu kritischer Schubspannung für die Einleitung der Kornbewegung. Da ihre Formel mit nur zwei Fraktionen gleichzeitig arbeitet, definieren sie die kritische Schubspannung für jede der beiden Korngrößenklassen, , wobei entweder der Sand (s) oder der Kies (g) Anteil repräsentiert. Die kritische Schubspannung, die die beginnende Bewegung für jede der beiden Fraktionen darstellt, stimmt mit etablierten Werten im Grenzbereich von reinen Sand- und Kiesbetten überein und zeigt eine starke Änderung mit zunehmendem Sandgehalt über den Übergang von einer klasten- zu einer matrixgestützten Schicht . ${\displaystyle \phi}$${\displaystyle \tau_{ri}}$${\displaystyle _{i}}$

Sie drücken ihre Gleichungen in Form eines dimensionslosen Transportparameters aus (wobei das " " die Dimensionslosigkeit und das " " eine Funktion der Korngröße anzeigen: ${\displaystyle W_{i}^{*}}$${\displaystyle*}$${\displaystyle _{i}}$

${\displaystyle W_{i}^{*}={\frac {Rgq_{bi}}{F_{i}u*^{3}}}}$

${\displaystyle q_{bi}}$ist die volumetrische Geschiebeförderung der Größenklasse pro Einheit Kanalbreite . ist der Anteil der Größenklasse , der auf dem Bett vorhanden ist. ${\displaystyle i}$${\displaystyle b}$${\displaystyle F_{i}}$${\displaystyle i}$

Sie stellten je nach Transportstufe zwei Gleichungen auf . Für : ${\displaystyle \phi}$${\displaystyle \phi <\phi ^{'}}$

${\displaystyle W_{i}^{*}=0,002\phi^{7,5}}$

und für : ${\displaystyle \phi \geq \phi ^{'}}$

${\displaystyle W_{i}^{*}=A\left(1-{\frac {\chi}{\phi^{0.5}}}\right)^{4.5}}$.

Diese Gleichung erreicht asymptotisch einen konstanten Wert von wie groß wird und die Symbole haben die folgenden Werte: ${\displaystyle W_{i}^{*}}$${\displaystyle \phi}$${\displaystyle A,\phi^{'},\chi}$

${\displaystyle A=70,\phi^{'}=1.19,\chi =0.908,{\text{Labor}}}$

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

Um die obige Formulierung anwenden zu können, müssen die charakteristischen Korngrößen für den Sandanteil und für den Kiesanteil der Deckschicht, die Fraktionen und von Sand bzw. Kies in der Deckschicht, das eingetauchte spezifische Gewicht von das Sediment R und die Schergeschwindigkeit, die mit der Mantelreibung verbunden sind . ${\displaystyle D_{s}}$${\displaystyle D_{g}}$${\displaystyle F_{s}}$${\displaystyle F_{g}}$${\displaystyle u_{*}}$

Kuhnle et al.

Für den Fall, dass Sandfraktion von der Strömung über und durch ein unbewegliches Kiesbett transportiert wird, haben Kuhnle et al. (2013) liefert in Anlehnung an die theoretische Analyse von Pellachini (2011) einen neuen Zusammenhang für den Geschiebetransport der Sandfraktion, wenn Kiespartikel in Ruhe verbleiben. Erwähnenswert ist, dass Kuhnle et al. (2013) wendeten die Formel von Wilcock und Kenworthy (2002) auf ihre experimentellen Daten an und fanden heraus, dass die vorhergesagten Geschieberaten der Sandfraktion etwa 10-mal höher waren als die gemessenen und sich 1 näherten, wenn sich die Sandhöhe der Oberseite der Kiesschicht näherte. Sie stellten auch die Hypothese auf, dass die Diskrepanz zwischen den vorhergesagten und gemessenen Sandbett-Lastraten auf die Tatsache zurückzuführen ist, dass die für die Formel von Wilcock und Kenworthy (2002) verwendete Bettschubspannung aufgrund der Schutzwirkung der Kiespartikel. Um diese Diskrepanz zu überwinden, gingen sie in Anlehnung an Pellachini (2011) davon aus, dass die Variabilität der Bodenschubspannung, die dem durch die Strömung zu transportierenden Sand zur Verfügung steht, eine Funktion der sogenannten "Roughness Geometry Function" (RGF) ist, die repräsentiert die Verteilung der Kiesbetthöhen. Daher lautet die Sandbettlastformel wie folgt:

${\displaystyle q_{s}^{*}=2.29*10^{-5}A(z_{s})^{2.14}\left({\frac {\tau_{b}}{\tau_{ cs}}}\right)^{3.49}}$

wo

${\displaystyle q_{s}^{*}={\frac {q_{s}}{[(s-1)gD_{s}]^{0.5}\rho_{s}D_{s}}}}$

der Index bezieht sich auf den Sandanteil, s stellt das Verhältnis dar, wobei die Dichte des Sandanteils, der RGF als Funktion des Sandniveaus im Kiesbett, die für den Sandtransport verfügbare Bettschubspannung und die kritische Schubspannung für beginnende Bewegung der Sandfraktion, die anhand der aktualisierten Shields-Typ-Beziehung von Miller et al. (1977). ${\displaystyle_{s}}$${\displaystyle \rho_{s}/\rho_{w}}$${\displaystyle \rho_{s}}$${\displaystyle A(z_{s})}$${\displaystyle z_{s}}$${\displaystyle \tau_{b}}$${\displaystyle \tau_{cs}}$

Schwebende Last

Schwebstoffe werden in den unteren bis mittleren Teilen der Strömung getragen und bewegen sich mit einem großen Teil der mittleren Strömungsgeschwindigkeit im Bach.

Eine allgemeine Charakterisierung der Schwebstoffkonzentration in einem Fluss wird durch das Rouse-Profil gegeben. Diese Charakterisierung funktioniert für die Situation, in der die Sedimentkonzentration in einer bestimmten Höhe über dem Bett quantifiziert werden kann. Sie ist gegeben durch den Ausdruck: ${\displaystyle c_{0}}$${\displaystyle z_{0}}$

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

Hier ist die Höhe über dem Bett, ist die Konzentration des suspendierten Sediments auf dieser Höhe, ist die Fließtiefe, ist die Rouse-Zahl und bezieht die Wirbelviskosität für Impuls auf die Wirbeldiffusionsfähigkeit für Sediment, die ungefähr gleich eins ist. ${\displaystyle z}$${\displaystyle c_{s}}$${\displaystyle h}$${\displaystyle P}$${\displaystyle\alpha}$${\displaystyle K_{m}}$

${\displaystyle \alpha ={\frac {K_{s}}{K_{m}}}\approx 1}$

Experimentelle Arbeiten haben gezeigt, dass Sande und Schluffe von 0,93 bis 1,10 reichen. ${\displaystyle\alpha}$

Das Rouse-Profil charakterisiert Sedimentkonzentrationen, da die Rouse-Zahl sowohl die turbulente Vermischung als auch das Absetzen unter dem Gewicht der Partikel beinhaltet. Turbulente Vermischung führt zu einer Nettobewegung von Partikeln aus Bereichen hoher Konzentrationen zu niedrigen Konzentrationen. Da sich die Partikel nach unten absetzen, gibt es für alle Fälle, in denen die Partikel nicht neutral schwimmfähig oder ausreichend leicht sind, dass diese Absetzgeschwindigkeit vernachlässigbar ist, einen negativen Nettokonzentrationsgradienten, wenn man in der Strömung nach oben geht. Das Rouse-Profil gibt daher das Konzentrationsprofil an, das ein Gleichgewicht zwischen turbulenter Vermischung (netto nach oben) des Sediments und der Absetzgeschwindigkeit jedes Partikels nach unten liefert.

Bettmaterialbelastung

Die Bettmateriallast setzt sich aus der Geschiebelast und dem Teil der Schweblast zusammen, der aus der Bettung stammt.

Drei gängige Bettstofftransportbeziehungen sind die Formeln „Ackers-Weiß“, „Engelund-Hansen“, „Yang“. Das ist zunächst für Sand zu Granulat -Größe Kies, und die zweiten und dritten für Sand obwohl Yang später seine Formel erweitert Feinkies enthalten. Dass alle diese Formeln den Sandgrößenbereich abdecken und zwei davon ausschließlich für Sand gelten, liegt daran, dass das Sediment in Sandbettflüssen üblicherweise gleichzeitig als Geschiebe und Schwebstoff bewegt wird.

Engelund-Hansen

Die Sohlenfrachtformel von Engelund und Hansen enthält als einzige keinen kritischen Wert für die Einleitung des Sedimenttransports. Es liest:

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

wobei die Einstein-Nichtdimensionalisierung für den volumetrischen Abfluss von Sedimenten pro Breiteneinheit ist, ein Reibungsfaktor ist und die Shields-Spannung ist. Die Engelund-Hansen-Formel ist eine der wenigen Sedimenttransportformeln, bei denen eine Schwelle "kritische Schubspannung" fehlt. ${\displaystyle q_{s}*}$${\displaystyle c_{f}}$${\displaystyle \tau *}$

Waschladung

Die Waschladung wird innerhalb der Wassersäule als Teil der Strömung getragen und bewegt sich daher mit der mittleren Geschwindigkeit des Hauptstroms. Die Waschladungskonzentrationen sind in der Wassersäule ungefähr gleichförmig. Dies wird durch den Fall des Endglieds beschrieben, in dem die Rouse-Zahl gleich 0 ist (dh die Absetzgeschwindigkeit ist weit geringer als die turbulente Mischgeschwindigkeit), was zu einer Vorhersage eines perfekt gleichmäßigen vertikalen Konzentrationsprofils des Materials führt.

Gesamtlast

Einige Autoren haben Formulierungsversuche für die gesamte im Wasser transportierte Sedimentfracht versucht . Diese Formeln sind hauptsächlich für Sand ausgelegt, da Sand (je nach Strömungsverhältnissen) oft sowohl als Geschiebe als auch als Schwebgut im selben Bach oder Ufer transportiert werden kann.

Geschiebesedimentminderung bei Einlassstrukturen

Riverside Einlaßstrukturen verwendet , die Wasserversorgung , canal Umleitungen, und Kühlwasser kann Erfahrung Mitreißen von Geschiebe (Sand-size) Sedimente. Diese mitgerissenen Sedimente erzeugen mehrere nachteilige Wirkungen , wie die Verringerung oder Blockierung der Aufnahmekapazität, Speisewasserpumpenlaufrad Beschädigung oder Vibrationen und resultieren in Sedimentabscheidung in nachgeschalteten Rohrleitungen und Kanälen. Strukturen, die lokale Sekundärströmungen im Nahfeld modifizieren, sind nützlich, um diese Effekte zu mildern und den Eintrag von Geschiebesedimenten zu begrenzen oder zu verhindern.

Siehe auch

• Sedimentologie  – Das Studium natürlicher Sedimente und der Prozesse, durch die sie gebildet werden
• Exner-Gleichung
• Hydrologie  – Wissenschaft der Bewegung, Verteilung und Qualität von Wasser auf der Erde und anderen Planeten
• Stream-Kapazität

Verweise

Externe Links

• Liu, Z. (2001), Sedimenttransport .
• Moore, A. Fluvialer Sedimenttransport Vorlesungsnotizen , Kent State.
• Wilcock, P. Sediment Transport Seminar , 26.–28. Januar 2004, University of California in Berkeley
• Southard, JB (2007), Sedimenttransport und Sedimentstrukturen
• Linwood, J, G Konzentration und Entladung von suspendierten Sedimenten in einem Fluss in West London.