Streamujte kompetence - Stream competency - Wikipedia

Řeka Imnaha, Národní rekreační oblast Hells Canyon, Oregon, příklad kompetence streamu.

v hydrologie streamovací kompetence, také známý jako kompetence proudu, je míra maximální velikosti částic, kterou může proud mít doprava.[1] Částice jsou tvořeny velikosti zrn od velkých po malé a zahrnují balvany skály, oblázky, písek, bahno, a jíl. Tyto částice tvoří zatížení postele proudu. Kompetence proudu byla původně zjednodušena „zákonem šesté moci“, který uvádí, že hmotnost částice, kterou lze pohybovat, je úměrná rychlost řeky zvednuté na šestou sílu. To se týká rychlosti koryta, kterou je obtížné měřit nebo odhadnout kvůli mnoha faktorům, které způsobují malé odchylky v rychlostech proudu.[2]

Kapacita proudu, i když je spojeno s proudovou kompetencí rychlostí, je celkové množství sedimentu, který proud může nést. Celkové množství zahrnuje rozpuštěné, suspendované, mutace a postele.[3]

Pohyb sedimentu se nazývá transport sedimentů. Zahájení pohybu zahrnuje hmotu, sílu, tření a napětí. Gravitace a tření jsou dvě hlavní síly ve hře, když voda protéká a kanál. Gravitace působí na vodu a posouvá ji dolů ze svahu. Tření vyvíjené na vodu dnem a břehy kanálu pracuje na zpomalení pohybu vody. Když je gravitační síla stejná a opačná než třecí síla, voda protéká kanálem konstantní rychlostí. Když je gravitační síla větší než síla třecí, voda zrychluje.[4]

Tento transport sedimentů třídí velikosti zrn na základě rychlosti. Jak se zvyšuje proudová kompetence, D50 (střední velikost zrna) proudu se také zvyšuje a lze jej použít k odhadu velikosti toku, který by zahájil transport částic.[5] Schopnost streamovat má tendenci klesat ve směru po proudu,[6] což znamená D50 se zvýší z úst do hlavy proudu.

Důležitost rychlosti

Streamujte energii

Proud proudu je míra ztráty potenciální energie na jednotku délky kanálu.[7] Tato potenciální energie je ztracena pohybujícími se částicemi podél koryta proudu.

Ω = ρw • g • Q • S

kde:

Ω = Proud proudu.

ρw = Hustota z vody.

G = Gravitační zrychlení.

S = Sklon kanálu.

Q = vypouštění proudu

Vybíjení proudu je rychlost proudu, U, vynásobeno plocha průřezu, Acs, kanálu proudu v daném bodě. Jak ukazuje následující rovnice:

Q = U • Acs

kde:

Q = Vybití

U = Průměrná rychlost proudu

Acs = Průřezová plocha proudu

Jak se zvyšuje rychlost, zvyšuje se také proudový výkon a větší proudový proud odpovídá zvýšené schopnosti pohybovat částicemi v loži.

Smykové napětí a kritické smykové napětí

Aby k transportu sedimentů došlo v kanálech štěrkového lože, musí síla toku překročit kritický práh, který se nazývá kritický práh strhávání nebo prahová hodnota mobility. Proudí po povrchu kanálu a niva vytváří hranici smykové napětí pole. Jak se zvyšuje výboj, zvyšuje se smykové napětí nad prahovou hodnotu a zahajuje proces transportu sedimentu. Porovnání síly toku dostupné během daného vypouštění s kritickou pevností ve smyku potřebnou k mobilizaci sedimentu na dně kanálu nám pomáhá předpovědět, zda pravděpodobně dojde k transportu sedimentu, a do jisté míry i velikost sedimentu, která pravděpodobně hýbat se. Ačkoli se transport sedimentů v přírodních řekách divoce liší, k předpovědi transportu se běžně používají relativně jednoduché aproximace založené na jednoduchých experimentech s náhonem.[8] Dalším způsobem, jak odhadnout kompetenci proudu, je použít následující rovnici pro kritické smykové napětí, τC což je částka smykové napětí k pohybu částice určitého průměru.[9]

τC= τC* • (ρs - ρw) • g • d50

kde:

τC* = Parametr Shields, bezrozměrná hodnota, která popisuje odpor koryta toku vůči gravitačnímu zrychlení, také popisovaný jako drsnost nebo tření,
ρs = Hustota částic a ρs - ρw je efektivní hustota částice při ponoření do vody (Archimédův princip).[10]
G = Gravitační zrychlení.
d50 = průměr zrna, obvykle měřený jako d50, což je střední průměr částic při vzorkování průměrů částic v transektu proudu.

Smykové napětí proudu je reprezentováno následující rovnicí:

τ=ρw• g • D • S

kde:

D = průměrná hloubka

S = sklon proudu.

Pokud spojíme dvě rovnice, dostaneme:

ρw• g • D • S = τC* • (ρs - ρw) • g • d50

Řešení pro průměr částic d dostaneme

d50 = ρw• g • D • S / τC* • (ρs - ρw)•G
d50 = ρw• D • S / τC* • (ρs - ρw)

Rovnice ukazuje průměr částic, d50, je přímo úměrný hloubce vody a sklonu koryta (průtoku a rychlosti) a nepřímo úměrný Shieldovu parametru a efektivní hustotě částice.

Výtah

Mohou vést k rozdílům rychlostí mezi dnem a vrcholy částic výtah. Voda může proudit nad částicí, ale ne pod ní, což má za následek nulovou a nenulovou rychlost ve spodní části a horní části částice. Rozdíl v rychlostech má za následek a tlakový gradient která dodává částice zvedací sílu. Pokud je tato síla větší než hmotnost částice, zahájí transport.[11]

Turbulence

Toky jsou charakterizovány jako buď laminární nebo turbulentní. Nízká rychlost a vysokáviskozita kapaliny jsou spojeny s laminárním prouděním, zatímco vysoká rychlost a nízká viskozita jsou spojeny s turbulentními proudy. Turbulentní proudění vede k rychlostem, které se mění jak ve velikosti, tak ve směru. Tyto nepravidelné toky pomáhají udržovat suspendované částice po delší dobu. Většina přirozených kanálů je považována za turbulentní.[7]

Další ovlivňující faktory

Hjulströmova křivka

Soudržnost

Při projednávání kompetencí streamů vstupuje do hry další důležitá vlastnost, a to je vnitřní kvalita materiálu. V roce 1935 publikoval Filip Hjulström svou křivku, která zohledňuje soudržnost jílu a bahna. Tento diagram ilustruje kompetenci proudu jako funkci rychlosti.[12]

Pozorováním velikosti balvanů, kamenů, oblázků, písku, bahna a hlíny v a kolem potoků lze pochopit síly, které při práci utvářejí krajinu. Nakonec jsou tyto síly určeny množstvím srážky, hustota odtoku, poměr úlevy a základní materiál sedimentu.[7] Tvarují hloubku a sklon toku, rychlost a průtok, kanál a nivu a určují množství a druh pozorovaného sedimentu. Takto se pohybuje síla vody a formuje krajinu eroze, transport a depozice, a to lze pochopit pozorováním kompetence proudu.

Podloží

Kompetence streamů se nespoléhá pouze na rychlost. The skalní podloží proudu ovlivňuje kompetenci proudu. Rozdíly v podloží ovlivní obecný sklon a velikost částic v kanálu. Stream postele, které mají pískovec skalní podloží mívají strmější svahy a větší materiál postele břidlice a vápenec koryta potoka mají tendenci být mělčí s menší velikostí zrna.[6] Mírné variace podkladového materiálu ovlivní rychlost eroze, soudržnost a složení půdy.

Vegetace[13]

Vegetace má známý vliv na tok potoka, ale je těžké ji izolovat. Narušení toku bude mít za následek nižší rychlosti, což povede k kompetenci nižšího proudu. Vegetace má čtyřnásobný účinek na tok proudu: odolnost proti toku, sílu břehu, jádro pro tyč sedimentace a konstrukce a porušení zaseknutí kulatiny.

Odolnost proti proudění

Cowanova metoda pro odhad Manning je n.

n = (n0 + n1 + n2 + n3 + n4) m5

Manning's n považuje vegetační korekční faktor. I proudová koryta s minimální vegetací budou mít odpor proti proudění.

Síla banky

Vegetace rostoucí v korytě a korytě pomáhá vázat sediment a snižovat erozi koryta. Vysoká hustota kořenů bude mít za následek zesílený kanál proudu.

Jádro pro sedimentaci tyčí

Interakce vegetace a sedimentu. Vegetace, která se zachytí uprostřed proudu, naruší tok a povede k sedimentaci výsledné nízké rychlosti víry. Jak sedimentace pokračuje, ostrov roste a tok je dále ovlivňován.

Konstrukce a porušování zaseknutí dřeva

Interakce vegetace a vegetace. Budování vegetace nesené potoky nakonec úplně odřízne odtok k bočním nebo hlavním kanálům potoka. Pokud jsou tyto kanály uzavřeny nebo otevřeny v případě a porušení, tokové charakteristiky proudu jsou narušeny.

Reference

  1. ^ WILCOCK, DAVID N. (1971). "Vyšetřování vztahů mezi přepravou nákladu a tvarem kanálu". Bulletin americké geologické společnosti. 82 (8): 2159. Bibcode:1971GSAB ... 82,2159W. doi:10.1130 / 0016-7606 (1971) 82 [2159: iitrbb] 2.0.co; 2. ISSN  0016-7606.
  2. ^ Rubey, W. W. (1938). Síla potřebná k pohybu částic na korytě proudu (Č. ​​189-E). USGS.[1]
  3. ^ Cara, Karyth (30. ledna 2014). „Jaké jsou rozdíly mezi kapacitou proudu a kompetencí proudu? Jak to souvisí s„ pozastaveným zatížením? “. Citováno 21. dubna 2018.
  4. ^ Leopold, L.B., M.G. Wolman a J.P. Miller. (1964). Fluviální procesy v geomorfologii. San Francisco: W.H. Freeman and Co. ISBN  0486685888.CS1 maint: více jmen: seznam autorů (odkaz)
  5. ^ Whitaker, Andrew C .; Potts, Donald F. (červenec 2007). „Analýza kompetence toku v proudu lužního štěrkového lože, Dupuyer Creek, Montana“. Výzkum vodních zdrojů. 43 (7): W07433. Bibcode:2007WRR ... 43,7433W. doi:10.1029 / 2006wr005289. ISSN  0043-1397.
  6. ^ A b Štětec, Lucien M. (1961). Povodí, kanály a charakteristiky toku vybraných toků ve střední Pensylvánii. Vládní tiskárna USA.
  7. ^ A b C R., Bierman, Paul (2013-12-27). Klíčové pojmy v geomorfologii. Montgomery, David R., 1961–, University of Vermont., University of Washington. New York, NY. ISBN  9781429238601. OCLC  868029499.
  8. ^ Shilling, F., S. Sommarstrom, R. Kattelmann, B. Washburn, J. Florsheim a R. Henly. (Květen 2007). „Příručka pro posuzování povodí Kalifornie: Svazek II, kapitola 3, květen 2007. Připraveno pro agenturu California Resources Agency a úřad California Bay-Delta“. Citováno 21. dubna 2018.CS1 maint: více jmen: seznam autorů (odkaz)
  9. ^ Knighton, D. (1998). Fluviální formy a procesy: nová perspektiva. New York: Oxford University Press Inc. ISBN  0340663138.
  10. ^ Heath, T.L., editor (1897). Díla Archimeda. Cambridge: Cambridge University Press. str. 258. ISBN  0486420841.CS1 maint: více jmen: seznam autorů (odkaz)
  11. ^ J., Garde, R. (2000). Mechanika transportu sedimentů a problémů naplavenin. Ranga Raju, K. G. (3. vydání). New Delhi: New Age International. ISBN  812241270X. OCLC  45845211.
  12. ^ Hjulstrom, F. (1935). "Studie morfologické aktivity řek, jak je znázorněno řekou Fyris". Bulletin. Geologický ústav Upsalsa. 25: 221–527.
  13. ^ Hickin, Edward J. (červen 1984). "VEGETACE A DYNAMIKA ŘEČNÍHO KANÁLU". Kanadský geograf. 28 (2): 111–126. doi:10.1111 / j.1541-0064.1984.tb00779.x. ISSN  0008-3658.