沉積物運動

沉積物運動是指流體挾帶、遷移和沉澱的作用。

基本介紹

• 中文名：沉積物運動
• 外文名：sediment movement

分類

沉積物的運動沉積物的運動大體上分為三類：挾帶、遷移和沉澱。

挾帶

當污水流過排水管道的淤積床時，淤積固體受到沿水流方向的水平推力和垂直水流方，向的上舉力，同時淤積固體還受到重力和分子粘附力的作用。如果水平推力和上舉力小於淤積固體的重力和分子粘附力，則顆粒保持穩定；如果超出淤積固體的重力和分子粘附力，則水流挾帶發生，導致顆粒在水流/固體界面處運動。由於水流的紊動在速度上具有瞬時脈動性，並非所有給定尺寸的顆粒同時移動。一般用臨界切應力或臨界起動速度表示固體顆粒開始運動時的條件。

遷移

一旦沉積物被挾帶進水流，它就開始運動。按其運動狀態，可分為推移質和懸移質兩大類。在水流作用下，沿管底滾動、滑動或跳躍前進的沉積物，稱為推移質。這類沉積物一般粒徑較粗。另一類是懸浮於水中，隨水流前進的沉積物，稱為懸移質。這類沉積物一般粒徑較細。兩類沉積物的運動方式既有區別，又有聯繫。就同一沉積物組成而言，在較緩水流作用下，可能表現為推移質；在較強水流作用下，則可能表現為懸移質。

沉澱

如果水的流速或紊流程度降低時，處於懸浮狀態的沉積物數量就會減少。累積在管底的物質可能繼續以推移質運動。但當水流流速或紊流度低於某一限值時，沉積物將會形成淤積床，只有淤積床表面的物質發生運動。如果水流速度進一步降低，沉積物的運動將完全停止。

如果非滿流排水管道受到推移質的作用，但是又不能限制它的沉降，將會形成淤積床。它會增加管底的阻力，造成水深增加、速度降低。

直觀上，流速的降低會帶來水流中沉積物遷移量的減少，造成進一步的淤積及可能的堵塞。但事實上，實驗證明淤積床的存在給沉積物的推移質運動提供了條件。其原因是沉積物遷移的機制也與淤積床的寬度有關。其影響遠大於管底粗糙係數造成速度降低的補償。最後，沉積床增加的深度(和寬度)將與相關的運輸能力相平衡，防止進一步沉澱。這樣，少量淤積原則上對沉積物的遷移是有利的。

沉積物運動的控制因素

邊界層與牽引作用

我們已知，靠近固體邊界的水流由於沿邊界的摩擦力而減慢，界面經受一種水流剪下力。水體不斷作用於邊界上一種大小相等而方向相反的切晾J牽引力或剪下力，而使底面相應地發生移動，也就是使底面上的沉積顆粒受到侵蝕。該力的大小與水流流速的平方成正比；在下面的討論中我們將用到這一基本關係。

在任何一個流動著的流體中，靠近邊界而受到邊界影響的流動區間就叫做邊界層，這些層內的水體流動可能是片流(層流)或者是紊流(湍流)。海洋巾許多沉積物的侵蝕、搬運和沉積作用都是在底部邊界層(benlhicbnundarylayer)進行的，該層緊靠海底，其厚度通常為10米。

沉積物運動的範圍取決於底部邊界層擾動與剪下的程度。而它們又主要受水流流速及海底的組成物質和粗糙的影響。

粘滯亞層(viscous sublayer)

當海底沉積物顆粒以及由此而確定的粗糙度廾不太大，且流速不太快時，則緊貼海底存在著一個準層流或者平緩流動的水流區，這就是所謂的粘滯亞層(viscous sublayer)，粘滯亞層的厚度一般為毫米級，而且與U_Z成反比。

海浪與沉積物運動

到目前為止，我們所考慮的僅是水流的作用，但是我們知道海浪能夠使海底上的沉積物移動。至少在陸架海內，海浪越大，它影響的深度也就越大。測定由海浪運動而產生的剪下力稍為複雜，因為我們必須考慮前後擺動的運動，而基本—上不是單向的水流運動；在這裡我們不擬進行詳細討論。我們只需了解，由於波浪而產生的剪下力與波浪運動的軌道速度的平方成正比。

正如前述我們已經把相當複雜的理論模式稍作簡化。然而，即便是形式改進過的模式，當用到淺海和大洋時仍會出現一些問題，這並不是由於其理論基礎有什麼缺陷，而是因：為海洋體系中固有的可變性的影響。一方面，海底除深海平原外，極少是均一的，另一方面，海浪和海流並非勻速運動，也非彼此孤立運動，既是波動的又相互作用的。自然，鑒於這種複雜性，關於沉積物運動的理論可能變得相當複雜難解，而且找到驗證這些理論所需要的精確方法可能也是極為困難的。

沉積物搬運的臨界條件

當一種流體以一種加快的速度流過沉積物組成的海底時，則沉積物會出現一個起始移動點。得出沉積物起始運動的條件是研究任何沉積物搬運的一個起點。我們首先集中研究非粘結的沉積物(non-cohesive sediments)，也就是說這種沉積物不同於粘結性沉積物(cohesive sediments)，它們的顆粒並不互相粘附。實際上，粘土和細粉砂有趨向於互相粘附的特點，這主要是由組成它們的粘土礦物的性質所決定的。相反，較粗的以及由石英之類的礦物所組成的沉積物一般都是非粘結性的沉積物。

沉積物將開始運動(遭受侵蝕)的臨界(限定或者起動)條件，能夠相當簡便地由海水中的石英顆粒測定出來。可以用臨界剪下力和剪下速度(citieal shear and shear velocity)的計算值推導出使不同大小的石英顆粒進行運動所需要的起動流速。因此，在套用這些曲線圖時必須預先考慮到這些條件。這就是，假定水流是穩定和均勻的；具有發育完好的紊流邊界層；而且流過由粒徑單一的沉積物所組成的平坦底面。在自然沉積物中，如此狹窄的粒徑分布是罕見的；一般來說也不是平底，例如；它們因生物作用而成為不規則的小丘，或者形成沙波狀。這樣的條件在實驗室里是極難系統地加以仿製的。然而正因為這樣才把平坦底面當作一項標準。再者，海中的水流通常也並不是穩定和均勻的。

對稱波浪波痕中沉積物的運動

前進波浪造成的流體運動，使流體質點在表面上大致呈環形軌道運動。如果接近沉積物表面的流體也處於運動狀態，則流體質點的運動並不是圓形軌道，而是扁平得多的軌道，質點只作來回運動。於是就產生了振盪運動。沉積物運動的強度取決於靠近底床的這種振盪速度。這種速度是表面波的高度、周期和波長以及流體深度的函式(參見馬諾哈，1955)。吉爾伯特(1899)可能是最先描述波浪振盪作用和波浪波痕形成的人。

在某一臨界速度，少數顆粒從沉積物表面移出，沉積物開始運動。隨著速度的增大，越來越多的顆粒開始運動，主要是滾動和蠕動，最後產生了波痕。沉積物顆粒從相鄰的谷運移到脊部，並且產生一個與休止角相應的陡順流面(背流面)。同時，在波痕的背流側存在旋渦。在隨後的反流時期，在反方向造成了類似的剖面。原來的背流側的旋渦從水底升起、破碎並漂移開去，新的旋渦又在新的背流側形成(巴格諾爾德，1946科爾普，1958，馬諾哈，1955)。當越來越多的前積紋層加在波痕脊上時，脊的高度增大。脊的這種增高只是相對的，因為同時有物質從谷中連續地運移出來，谷不斷加深。

隨著速度的增大，波痕高度也增大。但是，在某一臨界速度以上，波浪波痕的高度開始降低，而其長度增大。在這樣的速度值下，顆粒不是滾動和蠕動，而是沉積物頂層作強烈運動，好象是大多數顆粒呈懸浮運動。這已為馬諾哈（1955)在水槽實驗中所證實。但是，英曼(1957)在他對自然界波痕的研究中沒有發現這種情況：即在某一速度之上波痕高度降低而其長度增加。

換句話說，產生對稱浪成波痕的振盪波浪運動的機制，可以和那些方向經常反覆的水流機制相比較，所以背流側的旋渦先是在脊的這一側，然後又轉到脊的另一側。

正如馬諾哈(1955)所觀察到的，除非邊界層中的水流是湍流，否則是不會形成波痕的。在層流中不產生波痕。

不對稱波浪波痕中沉積物的運動

不對稱浪成波痕，賴內克(1961)也曾把它叫做半駐立振盪波痕，是由於向前和向後運動的速度不同造成的。

振盪波的理論研究和實驗研究說明，波浪中的水質點並不是在一個閉合的軌道中運動的，因此在波浪傳播方向上就引起水的質量轉移。此外，與這樣的波浪一起，水質點向前和向後運動的速度不同。這些因素便是形成不對稱波浪波痕的原因。在碎浪帶和淺水中尤其是這樣。在濱岸附近，向前的速度大於向後的速度，因此使沉積物向陸地搬運。當波浪長而低時，這種速度差是大的，在短而陡的波浪中，速度差是小的由於向前的速度較大，有較多的顆粒從相鄰的波痕谷中滾向波痕脊並越過脊。波痕的背流面接近沉積物的休止角，而上游坡是一個很平的斜坡。在向後流的期間，由於水流速度低，質點的運動較少，而且主要限於脊部，部分顆粒從脊部運移到相鄰的谷中。但沒有波痕對稱性的顛倒。慢慢地，波痕在速度大的方向即波浪傳播方向上運動。每一次新的衝擊產生一個前積紋層，其方式與單向水流的波痕相當類似。