Содержание к диссертации
Введение
Глава 1.1. Теоретическая модель движения твердотельного вращающегося цилиндра в идеальной жидкости в потоке со сдвигом скорости 30
Глава 1.2. Аппаратура и методика измерений 35
1.2.1. Экспериментальная установка 35
1.2.2. Аппаратура и методика эксперимента для исследования вихрей, образующихся у дна потока воды 36
1.2.3. Аппаратура и методика эксперимента для исследования вихрей, образующихся на границе раздела вода - воздух 40
Глава 1.3. Исследование когерентных структур, образующихся в потоках воды 41
1.3.1. Антициклонические вихри 42
1.3.2. Связь параметров вихрей с параметрами потока 46
1.3.3. Циклонические вихри 50
13.4. Особенности взаимодействия фонового потока с вихрями...58
ВЫВОДЫ (к части 1) 64
Глава 2.1. Исследование придонных взвесенесущих гравитационных потоков на наклонном дне океана 66
2.1.1. Математическая модель 66
2.1.2. Результаты численного эксперимента 75
Выводы к главе 2.1 81
Рисунки к главе 2.1 83
Глава 2.2. Прогнозирование возникновения катастрофических турбулентных взвесенесущих потоков в подводных каньонах Черного моря 89
2.2.1. Основные геоморфологические характеристики подводных каньонов Черного моря 89
2.2.2. Результаты численного прогнозирования 101
Заключение 104
Приложение 1
Исследование когерентных структур образующихся на границе раздела вода -воздух 107
Приложение 2 117
Список литературы 118
- Аппаратура и методика эксперимента для исследования вихрей, образующихся у дна потока воды
- Связь параметров вихрей с параметрами потока
- Циклонические вихри
- Основные геоморфологические характеристики подводных каньонов Черного моря
Введение к работе
Часть 1.
В первой части введения рассматриваются исторические данные о развитии исследований процессов вихреобразования в замедляющихся потоках воды и воздуха, выявляется проблема изучения и ставится цель экспериментальной исследовательской работы, относящейся к части 1 данной работы.
Исследования образования вихрей в потоке за твёрдым телом проводились многими учёными. Классическое объяснение Прандтля процесса образования вихрей за твердым цилиндром (Джозеф, 1981) в потоке заключается в следующем. При потенциальном обтекании цилиндра наибольшее давление будет в передней и задней критических точках, а наименьшее - в верхней и нижней точках цилиндра, где достигается наибольшая скорость. Из-за вязкости эта симметрия нарушается, и на шаре развивается пограничный слой, в котором жидкость тормозится трением. Это торможение трением вместе с обратным градиентом давления на подветренной стороне шара, в конце концов, приводит к образованию возвратного течения, направленного против течения в пограничном слое. Такое возвратное течение приводит к отрыву пограничного слоя и образованию вихря (Прандтлъ и Титьенс, 1935).
Отрыв пограничного слоя и, соответственно, процесс вихреобразования, характерен не только для течений, возникающих при движении тел в бесконечной жидкости. Например, он имеет место в том случае, когда текущая через короткий канал жидкость, замедляется в расширяющемся сечении канала.
При обтекании неподвижного круглого цилиндра потоком с постоянной скоростью позади цилиндра происходит развитие асимметричных колебаний жидкости, а некоторая часть вращающейся жидкости покидает цилиндр и уносится вниз по потоку. При числах Рейнольдса Re «2500 эти отделившиеся вихри становятся заметными вниз по потоку и на расстоянии 4-5 диаметров от цилиндра наблюдаются в виде регулярной "вихревой дорожки". На каждом из почти прямолинейных и параллельных рядов этой дорожки вихри имеют один и тот же знак (Clutter и др., 1959).
Обобщая все рассмотренные случаи, можно сделать вывод о том, что в замедляющихся потоках жидкости на твёрдых границах образуются вихри, имеющие пространственную структуру. Ось этих вихрей параллельна плоскости границы, от которой происходит отрыв, и перпендикулярна направлению потока.
Экспериментальные исследования придонного пограничного слоя открытых стационарных потоков воды показали, что в этой области формируются когерентные структуры {Kline и др., 1967; Lighthill,1963). Они существенно меняют интенсивность процессов обмена, как в придонной области потока, так и во всем потоке в целом {Kumar и др., 1998).
Согласно предположению, сделанному в работах {Kline и др., 1967; Lighthill, 1963), процесс движения струй в направлении, перпендикулярном дну потока суть продольное завихрение потока, как показано на рис. Л1. Этот процесс завихрения должен вызывать конвекцию и изменять поперечный компонент завихренности.
Поскольку поперечная компонента завихренности определяется, в dU dU основном, —, где у - ось, перпендикулярная дну, то изменение — ду ду должно приводить к колебаниям продольной скорости U около границы.
Это же продольное завихрение приводит к поднятию низкоскоростных придонных струй, наблюдаемому перед их разрывом.
В экспериментах (Summer и Deigaard,1981; Yung и др., 1989; Rashidi и др., 1990; Garcia и др., 1996; Sechet и Le Guennec, 1999) установлено влияние таких структур на зарождение движения твердых частиц на дне потока.
В работах {Kline и др., 1967; Kumar и др., 1998; Summer и Deigaard,1981; Yung и др., 1989; Rashidi и др., 1990; Garcia и др., 1996; Sechet и Le Guennec, 1999) выполнялась визуализация придонных течений. Струйки пузырьков водорода или красителя скользили вдоль дна, затем наблюдалась деформация струек: передний край струйки поднимался вверх. Приподнятая часть струи отрывалась и начинала двигаться в вертикальном направлении. Схема процесса представлена на рисунке Л2 (Sechet uLe Guennec, 1999).
Наблюдаемый процесс является периодическим. В (Kaftori и др., 1994) предполагается, что такая картина описывается движением воронкообразного вихря, который доставляет оторвавшуюся структуру к поверхности потока. Другая трактовка этого явления дана в работах (Robinson и др., 1989; Nakagawa uNezu, 1981; Johansson и др., 1991; Garcia и др., 1995). В соответствии с ней, наблюдаемая структура является отделившейся частью придонного слоя со сдвигом скорости.
В {Sechet и Le Guennec, 1999) отмечается, что скорость визуализированной структуры всегда меньше, чем скорость фонового потока на данном горизонте. С другой стороны, измерения скорости течения показывают, что рядом существуют структуры, скорость которых выше скорости потока. Однако, данных о визуализации таких «быстрых» структур нет. В (Robinson и др., 1989) предполагается, что они должны иметь форму «пакетов».
В работах (Komori и др., 1989; Rashidi и Banerjee, 1988) отмечается, что не все отрывающиеся структуры достигают поверхности потока. В работах приводятся различные оценки количества оторвавшихся структур, достигающих поверхности потока: В первой работе - 90 %, во второй -76 %. Эти оценки сделаны по концентрации донных частиц на поверхности воды.
Суммируя перечисленные результаты, получаем следующую картину. При распространении струек краски вдоль дна наблюдается периодическое формирование некоторых структур. Они отделяются от дна, захватывая часть струек и донные частицы. Точного описания формы и траектории движения структур нет, но известно, что большая часть их достигает поверхности воды. Визуализированные структуры двигаются медленнее фонового потока на данном горизонте. Предполагается, что часть структур не визуализируется, и двигаются они в некоторых областях потока быстрее фонового течения.
Все перечисленные эксперименты проводились в потоках глубиной не более Н 10см, при максимальной скорости фонового течения U=20-30 см/с. Работы (Kumar и др., 1998; Sechet и Le Guennec, 1999) выполнены в каналах с горизонтальным дном. Жидкость двигалась за счет начальной скорости течения и, учитывая трение о стенки, скорость потока уменьшалась вдоль по течению (— 0.). дх В экспериментальных исследованиях (Мельникова, 1997; Бутов и др., 1998) в замедляющихся стационарных потоках (0 — -0.1) было дх обнаружено периодическое формирование когерентных структур. В этих работах был использован следующий способ визуализации течений. На дно потока был насыпан мелкий порошок КМПО4. Образующиеся у дна структуры захватывали порошок, постепенно теряя его вдоль своей траектории. Потерянные частицы окрашивали след структуры. Таким образом, была получена траектория когерентных структур в фоновом потоке, близкая циклоиде.
Данные визуализации уточнялись подробными исследованиями поля скорости во всем поперечном сечении потока. На нижней половине траектории обнаруженные структуры имели скорость ниже скорости фонового потока, на верхней половине - выше.
Исследование показало, что форма структур сходна с цилиндром с горизонтальной осью, перпендикулярной направлению потока. Диаметр сечения структуры округлой формы составляет примерно 2/3h, где h -толщина придонного слоя потока, в котором зависимость скорости от глубины может быть аппроксимирована линейной функцией U = U0 + Y,
где U0 - скорость потока у дна, %- вертикальный градиент скорости, Y вертикальная координата. В работе было сделано предположение, что, структура представляет собой цилиндрический вихрь. Можно предположить, что периодический отрыв цилиндрических вихрей возникает из-за неустойчивости замедляющегося потока.
Подобные структуры вполне могут возникать и в потоке воздуха. В натурном исследовании (Мельникова и др., 1997) было показано, что при воздействии ветра в поверхностном слое потока воды толщиной около 2 мм на вертикальном профиле температуры формируется максимум при большой разнице скорости воды и воздуха. Предполагалось, что такой максимум соответствует существованию циркуляционного движения в этом слое. Такое движение может быть связано с неустойчивостью Кельвина - Гельмгольца, возникающей при сдвиге скорости вблизи границы раздела двух потоков при больших числах Рейнольдса.
Поверхность раздела двух потоков невязкой жидкости, имеющих разную скорость, описывается как вихревой слой - слой, на котором имеется разрыв тангенциальной составляющей скорости. Плоскопараллельное движение в такой системе является неустойчивым. Из-за большой сложности полной системы уравнений вихревого слоя с учетом поверхностного натяжения большинство исследований устойчивости поверхности раздела является численными. Численное исследование устойчивости движения жидкостей на границе двух потоков с учетом поверхностного натяжения дано в работе (Ноу и др., 1997), содержащей большое число реферируемых работ. В этих работах показано, что в зависимости от соотношения сил инерции, гравитации и поверхностного натяжения возникают различные деформации поверхности раздела.
При численном моделировании воздушного потока над твердой поверхностью (Adams и Kleiser, 1996) было обнаружено появление вблизи границы когерентных структур - вихрей, расположенных параллельно твёрдой поверхности с осью, перпендикулярной направлению движения потока. На рис. ЛЗ представлена цепочка таких вихрей в терминах изобарических поверхностей.
В работе (Fasel и Konzelmann, 1990) по численному моделированию потока воздуха набегающего на плоскую пластину, исследуется устойчивость возмущений в пограничном слое, развивающемся на пластине. Толщина слоя увеличивается вдоль пластины, а скорость падает. В результате были получены устойчивые возмущения в некотором диапазоне параметров потока. Получено распределение компонент возмущения и и v в плоскости (х,у), где ось х совпадает с направлением потока, ось у-направлена вверх, а начало координат совмещено с краем пластины. На основе этих данных построено распределение линий равной завихренности в плоскости х,у, приведенное на рисунке Л4.
На рисунке Л4 представлена цепочка замкнутых линий, соответствующих сечениям цилиндрических вихрей, ось которых направлена по горизонтальной поперечной оси z.
На начальном участке пластины наблюдается рост размера данных структур, как по вертикали, так и по горизонтали. Ниже по течению размер цилиндров стабилизируется. Вихри, закрашенные тёмным цветом, имеют положительное направление угловой скорости вращения (против часовой стрелки) в правой системе координат, их циклоническими вихрями. Не закрашенные вихри имеют отрицательное направление вращения (по часовой стрелке). Такие вихри называются антициклоническими.
Приведённые результаты позволяют предположить, что в замедляющихся потоках воды и воздуха происходит формирование когерентных вихрей, сходных с твёрдотельным цилиндром с горизонтальной осью вращения перпендикулярной основному потоку. Неустойчивость стационарного замедляющегося вдоль по течению потока приводит к появлению антициклонических и циклонических вихрей. Антициклонические вихри такого типа были обнаружены в работах Мельниковой О.Н. (Мельникова, 1997). Однако экспериментального подтверждения существования вихрей двух направлений вращения до сих пор не получено.
Целью исследования, заключенной в первой части работы, является изучение когерентных структур, возникающих как у дна замедляющегося стационарного потока воды, так и на границе раздела вода - воздух.
Часть 2.
Во второй части введения рассматриваются взвесенесущие гравитационные турбулентные потоки. Приводятся исторические факты, классификация потоков, причины возникновения взвесенесущих гравитационных потоков.
Взвесенесущие течения, в связи со своими эродирующими и транспортирующими особенностями, играют важную роль в формировании рельефа океана и переносе донных осадков.
Взвесенесущий турбулентный гравитационный поток - поток более плотной жидкости, движущийся в менее плотной среде. Высокая плотность потока достигается наличием в нем взвеси.
Основная проблема, связанная с изучением таких потоков, заключается в понимании того, как и какое количество донных отложений и внешней (фоновой) воды вовлекается в поток по мере его движения. Вовлечение донных пород и внешней (фоновой) воды будут являться основными параметрами, определяющими характер движения потока, т.е. будет ли он затухающим или разовьется в сильное интенсивное течение. Плотностные течения в придонном слое океана с явлением вовлечения донных осадков в движение до сих пор являются предметом специализированных исследований.
Океаны и моря лучше всего подходят для изучения таких потоков, так как плотность частиц взвеси, лишь немного больше, чем у окружающей жидкости. Наносы, возникшие в результате взвесенесущих гравитационных потоков, повсеместно встречаются в пробах донных отложений океана.
Термины «взвесенесущий гравитационный поток», «взвесенесущий турбулентный поток» или «поток наносных пород» отсутствовали в научной литературе до 1950 года. Залежи, песчаники, пластованные со сланцем, изучались, начиная с девятнадцатого столетия, однако только Кеунен и Миглиорини (Кеипеп и Migliorini, 1950), связали взвесенесущие турбулентные потоки с этими залежами. Важность исследования таких потоков показал подводный обвал на материковом склоне в районе Большой Ньюфаундленской банки в 1929 году. Океанографы взяли пробы образовавшихся донных отложений и нанесли их на батиметрическую карту, связанную с обвалом. Это послужило доказательством того, что возник взвесенесущий турбулентный поток. Этот поток во время своего движения порвал несколько новых телекоммуникационных трансатлантических кабелей, проложенных по дну Атлантического океана {Heezen и Ewing, 1952). Время обрывов кабеля было известно, так что скорость фронта была рассчитана точно. Полученная скорость оказалась значительно больше, чем у типичных океанических течений.
Исследования резервуаров песчаника, также показали существование потоков, связанных с обвалом плохо перемешанного материала (Войта, 1962). Боума (Войта, 1962) предложил объяснение этих явлений. Он предположил, что существует последовательность слоев, каждый из которых, являлся затухающим, насыщенным донными отложениями гравитационным потоком. Эта последовательность связана с возникшим вследствие обвала взвесенесущим турбулентным потоком, проходящим в определенном месте и затухающим со временем.
Результаты многочисленных исследований донных отложений побудили небольшую группу исследователей поставить опыты с потоком, предполагаемым в примере Боума (Войта, 1962). Экспериментальные методы исследования соленых гравитационных потоков (Keulegan, 1957 а, Ъ) позволили ученым провести лабораторные эксперименты с взвесенесущим турбулентным потоком (Киепеп, 1965). Эти эксперименты помогли полевым геологам (например, Филип Кунен, Геральд Мидлетон) объяснить древние залежи донных осадков на дне (Kneller и Вискее, 2000), но поставили в тупик физиков из-за своей сложной природы -взаимодействия сил плавучести, вовлечения/осаждения частиц и стратифицированной турбулентности.
Первым шагом к пониманию природы этих потоков являлось определение условий их развития: интенсификации или угасания. Возможность интенсификации такого потока определяется способностью взвесенесущего турбулентного потока произвести достаточное донное сдвиговое напряжение, чтобы увеличивать свою массу за счет взмучивания дна. Увеличение силы тяжести (т.е. отрицательной плавучести) ускоряет поток вниз по склону, увеличивая вовлечение донных отложений со дна, что, в свою очередь, еще более ускоряет поток и так далее. Это условие интенсификации было сначала предложено Багнольдом (Bagnold, 1962) и впоследствии серьезно исследовано в серии работ (Parker, 1982; Fukushima и др., 1985; Parker и др., 1986, 1987). В лаборатории нарастающий взвесенесущий гравитационный поток был получен только в 2001 г Пантином (Pantin, 2001). Помимо экспериментальных исследований, аналитический анализ дал много простых и мощных моделей различных типов взвесенесущих гравитационных потоков. Работы Хупперта и Симпсона внесли огромный вклад в задачи, касающиеся механики фронта гравитационного течения (Huppert и Simpson, 1980). При исследовании потоков наносных пород Джонсон {Johnson, 1965) предложил модели напряжения текучести. Крупномасштабные эксперименты показали важность внутреннего давления воды в этих моделях и выявили их слабости. Последние работы, а также обширный исторический обзор, были резюмированы Иверсоном {Iverson, 1997). Достижения в механике стратифицированных жидкостей подготовили почву для анализа переноса мелкозернистого осадка. Особенно важным был анализ Ховарда {Howard, 1961) и эксперименты Сорпе {Thorpe, 1971,1973) по определению числа Ричардсона в потоках со стратифицированными слоями разнозернистой смеси.
Океанографы попытались связать задачу кросс-шельфового переноса с распределением отложений донных осадков. Особое внимание было уделено исследованию песчаного взвесенесущего турбулентного потока. Однако, в натурных условиях велика вероятность разрушения и потери экспериментального оборудования даже в относительно доступных подводных каньонах (например, Scripps Canyon, Inman и др., 1976). Даже слабые грязевые потоки постоянно создавали проблемы для измерительных инструментов (Кіпеке и Sternberg, 1992). Со временем было обнаружено, что нижние нефелойдные слои могут концентрировать большое количество грязи из-за принудительного осаждения. Эти слои, названные грязевыми, были найдены во многих местах, где поступление осадка превышает прибрежный перенос (Wells, 1983; Wright и др., 1990; Kineke и др., 1996).
Крупномасштабные исследования плотностных потоков в озерах и водохранилищах были выполнены Самолюбовым {Самолюбов, 1999). В работе {Самолюбов, 1999) приводятся основные результаты измерения плотностных потоков, а также выделены их основные типы.
Верховья подводных каньонов рек являются местом накопления большого количества осадочного материала, и именно здесь наиболее часто возникают взвесенесущие потоки. Следует заметить, что почти всегда при наличии ярких морфологических признаков оползня в верховьях каньона, неизменно обнаруживались хорошо сортированные осадки в средних и нижних частях каньона. Это является доказательством довольно быстрого превращения оползня во взвесенесущий поток. Взвесенесущий поток появляется в качестве завершающей стадии развития оползня. Анализ развития подобных течений и распределение взвеси на шельфе Черного моря дан в работах Айбулатова (Аибулатов, 1990, Аибулатов и др., 1981). Теоретическое исследование взвесенесущих течений малой плотности, как одного из механизмов переноса донных осадков с шельфа, выполнено Пыховым (Пыхов 1973а,б; Пыхов, 1976). Экспериментальные доказательства действия турбулентного взвесенесущего потока в верховьях каньона Ла-Холья были получены Шепардом и Маршалом (Shepard, Marshall, 1973). В декабре 1972 г. два измерителя течений были размещены на одной вертикали на высоте 2 и 4 м над дном каньона на глубине 200 м. Через три дня после установки измерителей начался шторм, при ветре на берег скоростью свыше 62 км/ч. Погружение в каньон подводного аппарата «Нектон» выявило, что измерители сдвинуты на 0,5 км вниз по каньону, а его дно покрыто массой водорослей, поступивших с мелководья. Измерители не были повреждены при транспортировке вниз по каньону.
Увеличение скорости течения, в общем, соответствует увеличению скорости ветра. Через пять часов после достижения максимума скорости ветра произошло относительное увеличение скорости течения у дна каньона. На высоте 2 м скорость достигла 50 см/с, а на высоте 4 м над дном она составила 30 см/с. Это явление продолжалось 14 мин. Порыв сильного течения более 35 см/с вниз по каньону длился более 2 мин. Не исключено, что были бы записаны и большие скорости потока, но, по-видимому, водоросли заклинили ротор измерителя. Шепард и Маршалл считают, что проведенное исследование является доказательством начальной стадии развития взвесенесущего гравитационного потока. Эти факты подтверждены и геоморфологическими наблюдениями. Так, на дне каньона был обнаружен канал свыше 5 метров шириной, с крутыми бортами менее 1 метра в высоту, врезанный в осадки.
Возникновение взвесенесущих потоков в верховьях каньонов связано с высокой скоростью седиментации, способствующей формированию метастабильных осадков, и наличием крутых уклонов. Турбулентные взвесенесущие потоки неоднократно возникали на предустьевом взморье реки Макдалены в Колумбии (Менард, 1966), где ими разрушались волноломы, а в береговой зоне и на шельфе из-за них резко изменялись глубины дна. Возникший 30 августа 1935 г. турбулентный поток способствовал образованию канала глубиной 10 м в предустьевом баре. В ту же ночь в 24 км от устья на глубине 1400 м был разорван телеграфный кабель. Донные породы перекрыли площадь более 107 км2. Масса осадков, объемом не менее 3 108 м3, погрузилась на глубину 60 м.
Подобные катастрофы происходили за последние 30 лет 15 раз, и через несколько часов после образования взвесенесущего потока подводные кабели на материковом склоне разрывались.
Существует много подходов к классификации взвесенесущих гравитационных потоков, например, разделение по происхождению, концентрации и т.п.
В данной работе предлагается разделение взвесенесущих гравитационных потоков на четыре типа. Каждый тип потока имеет свой диапазон концентраций, чисел Реинольдса, времен продолжительности и размеров частиц. Краткие описания каждого типа взвесенесущего гравитационного потока даются ниже. Таблица П.2 (см. Приложение 2) резюмирует классификацию потоков по приведенным выше критериям, согласно работе (Parsons и др., 2002).
Типы потоков:
• Подводные скольжения (Submarine slides). Крупномасштабные движения материи, где взаимодействие частиц друг с другом доминирует, и жидкость в рассматриваемом объеме движущейся материи играет незначительную роль. Скольжения возникают, как правило, в результате землетрясений и других тектонических процессов. Они не описываются простыми континуальными жидко-механическими моделями. Наиболее часто изучаются геофизиками.
• Потоки осадочных пород (Debris flows). Потоки разнозернистой, плохо перемешанной взвеси, где важны взаимодействия частиц взвеси. Реология является функцией внутреннего гидростатического давления и внутреннего трения. Потоки осадочных пород могут образовываться из-за тектонических процессов (скольжения или землетрясения).
• Грязевые потоки (Fluid muds). Сильно концентрированные (pmass 0,01 г/см3) донные пограничные слои, на которые часто оказывают сильное влияние приливы и волны. Они бывают ламинарные и турбулентные (Re 104). Их реология не Ньютоновская, но на них оказывает сильное турбулентное воздействие верхний водяной столб (который является Ньютоновским). Эти потоки в основном состоят из мелкозернистого, флоккулированного материала, который может находиться или, возможно, недавно находился во взвешенном состоянии. Грязевые потоки образуются в результате взмучивания донных отложений волнами с учетом гравитационного осаждения частиц. Одновременно грязевые потоки движутся вниз по склону дна. В отличие от турбулентных взвесенесущих потоков, для поддержания грязевых потоков необходимо наличие внешнего источника турбулентности (волны или другие потоки). Термин грязевые потоки был введен океанографами и морскими геологами. • Взвесенесущий турбулентный поток (Turbidity current). Разбавленные ( 0,01 г/см3), полностью турбулентные (Re 104) потоки взвеси. Взвесенесущие турбулентные потоки могут иметь донный слой (его часто называют ковром волочения), который имеет высокие концентрации взвеси. Над этим слоем доминирует верхний турбулентный, движимый силой тяжести, поток. Взвесенесущие турбулентные потоки впервые были описаны в геологической литературе.
Возникновение взвесенесущих гравитационных потоков.
Донные осадки на материковом склоне океана намываются и смываются со временем, в зависимости от уровня океана, базиса эрозии дна, поступления взвеси и т.п. Во время эволюции склона, на нем доминируют разные процессы переноса, что оказывает сильное влияние на механизм формирования рассматриваемых нами потоков. Ниже будет приведен краткий обзор основных причин возникновения взвесенесущих гравитационных потоков: возникновение в результате обвала, возникновение в результате приливов или волн, возникновение в результате наносов из рек, возникновение в подводных каньонах.
Возникновение взвесенесущих потоков в результате подводных обвалов, В качестве примера приведем известный взвесенесущий гравитационный поток, возникший в результате землетрясения на Большой Ньюфаундлендской банке в 1929 г (Shepard и Marshall, 1978). Район Большой Ньюфаундлендской банки интересен тем, что как раз в этом месте проходит большинство подводных трансатлантических телефонных кабелей между Европой и Северной Америкой. И именно в этом месте 18 ноября 1929 г. произошло сильное землетрясение. Сила его составляла 7 баллов, а эпицентр находился на континентальном склоне к юго-востоку от впадины Кабота. В эпицентре землетрясения, в момент, когда оно произошло, были зафиксированы многочисленные обрывы телеграфных кабелей. Более того, через 3 ч. 30 мин. после землетрясения на 200 км ниже по материковому склону был зафиксирован обрыв еще одного телеграфного кабеля. Этот обрыв был первым в целой серии последовательных обрывов кабелей, последовавших за землетрясением. Окончилась серия обрывов через 13 ч. после землетрясения обрывом кабеля в районе, отстоящем от эпицентра на 500 км вниз по материковому склону. Согласно Хизену и Юингу (Heezen и Ewing, 1952), были разорваны все кабели, которые лежали на континентальном склоне и далее в ложе океана к югу от эпицентра. В то же время, кабели, лежащие к северу от эпицентра, т.е. выше по материковому склону и на шельфе, остались целыми. Точное время и положение разрывов удалось установить по телеграфным записям и измерению сопротивлений.
Хизен и Юинг объяснили это явление внезапно начавшимся в результате землетрясения мощным взвесенесущим гравитационным потоком, который сошел вдоль материкового склона, сметая на своем пути все телеграфные кабели. По местам разрыва кабелей, находившихся вблизи эпицентра землетрясения, удалось установить размеры первоначального оползня. Хизен и Юинг оценивают их как 129x241 км. По оценке Хизена и Юинга, скорость взвесенесущего потока в первой точке разрыва составляла около 100 км/ч, а по оценке Кюнена {Киепеп, 1952, 1965), средняя скорость составила 143 км/ч. Толщина первоначального оползня оценивалась в 50 м. Максимальная толщина взвесенесущего потока по оценкам составила 270 м, а средняя толщина новых отложений по всей, покрытой ими площади, после прохождения потока составила 1 м.
Эксперименты в St. Anthony Falls Hydraulics Laboratory (Minneapolis, University of Minnesota) показали, что в результате обвала возникает поток осадочных пород, который, в свою очередь, всегда порождает взвесенесущий турбулентный поток над собой. Хотя перемешивание сильно затруднено из-за большой концентрации донных отложений в потоке, но сдвиговое напряжение у поверхности потока достаточно, для того, чтобы мелкозернистые породы взвешивались и образовывали взвесенесущий турбулентный поток.
Взвесенесущий турбулентный поток может образовываться при обвале пород на шельфе или континентальном склоне. Для этого необходимо, чтобы поток обвалившихся пород прошел сильное разбавление окружающей жидкостью - от 40 - 60 % при обрушении до 10% уже в самом взвесенесущем турбулентном потоке. Процессы, связанные с таким переходом, еще до конца не поняты, несмотря на их важность при определении условий возникновения турбулентного потока.
Лабораторные эксперименты с подводными потоками придонных осадков, проведенные в Fish Tank (лоток со стеклянными стенками, 10м в длину, 1 мв ширину, 3 м в высоту), помогли определить некоторые условия возникновения взвесенесущего турбулентного потока в результате подводных обвалов и оползней (Mohrig и др., 1998; Магг и др., 2001). В этих исследованиях искались ответы на два вопроса: какое количество донных отложений из исходного плотного источника вбирает в себя взвесенесущий турбулентный поток, и насколько исходный плотностной поток разбавляется за счет вовлечения окружающей жидкости во время движения вниз по склону.
Степень обмена между подводным наносным потоком и турбулентным потоком над ним зависит от степени однородности наносного потока (т.е. способности суспензии противостоять размыванию и турбулизации потока вследствие воздействия на нее сильного динамического давления со стороны головы потока (Магг и др., 2001)). Степень однородности описывает, насколько сильно размывается голова потока, и вовлекается окружающая жидкость для данного динамического давления и напряжения на дне. Марр с коллегами (Магг и др., 2001) обнаружили, что переход, описанный выше, от слабо-однородных к средне-однородным потокам донных осадков происходит, в основном, посредством вовлечения окружающей жидкости, что приводит к разбавлению потока в целом. Переход от средне-однородных к сильнооднородным потокам донных осадков происходит посредством отрыва частиц с фронта потока и взвешиванием их в окружающей жидкости. Разбавление слабо-однородных потоков более просто по сравнению с сильно-однородными потоками. Но, несмотря на это, образование турбулентного взвесенесущего потока из слабо-однородного потока менее вероятно, так как большая часть потока осадочных пород находится в плотном суспензионном состоянии. На образование взвесенесущего потока влияет только фронт потока наносных пород, т.к. все процессы обмена протекают только у головы потока и эта поверхность мала по сравнению с размерами всего потока. Получается, что процесс трансформации в основном зависит от фронта (головы) потока.
Переход к взвесенесущим турбулентным потокам посредством отрыва песчинок (зерен, частиц) от сильно связанного, однородного потока донных осадков изучался Моригом (Mohrig и др., 1998). Он использовал глинистую суспензию, состоящую на 34% из воды, 33% глины и ила и 33% песка по объему. В смеси присутствовали только частицы кварца, и не было других минералов. Даже для быстро движущихся подводных потоков, проходящих расстояние порядка 200 своих горизонтальных размеров, количество материала, размытого во взвесенесущий турбулентный поток, составляло менее 1% от общего объема взвеси в потоке. Профили концентрации показывают стократное уменьшение концентрации при переходе от потока наносных пород к взвесенесущему потоку. Наблюдаемые взвесенесущие потоки были в 6 раз выше чем, связанные с ними потоки осадочных пород. В тех случаях, когда поток наносных пород осаждался раньше, чем достигал конца лотка, взвесенесущий поток продолжал двигаться дальше, вдоль наклонного дна лотка. Все наблюдаемые взвесенесущие турбулентные потоки были наполнены более мелкозернистым материалом, чем породивший их поток наносных пород.
Образование взвесенесущих потоков вследствие волн и приливов.
Как показали ранние исследования в каньоне Скриппс, Калифорния (Scripps Canyon, California), во время штормов в районе песчаных берегов могут возникать взвесенесущие турбулентные потоки (Inman и др., 1976). Такие взвесенесущие турбулентные потоки возникают из донных осадков и песка, взвешенных в зоне прибоя. В результате действия подобных потоков возникли каньоны вдоль песчаного побережья США и Мексики.
В качестве примера приведем взвесенесущий поток, образовавшийся в результате шторма во время урагана Ива (Iwa). Этот ураган прошел на юго-западном побережье Оаху, Гавайи (Oahu, Hawaii). Датчики скорости, расположенные вниз по склону дна, зафиксировали потоки взвеси, движущиеся со скоростью 300 см/с (Dengler и др., 1984).
Поток во время движения порвал несколько коммуникационных кабелей, проложенных вдоль материкового склона. Исследования показали, что эти потоки связаны с взмучиванием дна волнами, увеличением взвеси в реках в результате обильных дождей.
В работе (Анцыферов и Косъян, 1977) излагаются результаты исследований распределения концентрации и размеров песчаных и алевритовых частиц, взвешенных проходящими волнами над профилем берегового склона бесприливного моря в штормовых условиях. Методика натурных исследований движения взвешенного обломочного материала приведена в работе (Анцыферов и др., 1975). В ней обсуждаются возможности измерения осредненных характеристик вертикального распределения частиц вблизи дна на всей акватории береговой зоны. В статье сформулированы требования к способу измерения, и рассмотрен вопрос о соответствии им ряда применяемых методов. Описывается разработанный авторами способ измерения с помощью постов, оборудованных батометрами — накопителями. В работе (Анцыферов, 1991) доказывается возможность применения накопителей для нахождения концентрации, расхода и состава не только песчаных, но и алевритовых и пелитовых частиц, транспортируемых во взвеси приливным течением. На основе данных натурных измерений, выполненных в прибрежной зоне моря, анализируются особенности режима взвешенных наносов в области разрушения волн (Косъян и др., 1978). В статье (Анцыферов, 1973) приводятся результаты исследования по влиянию разнородности исходного механического состава донных отложений на величины полного расхода наносов, концентрации и расхода наносов, перемещенных во взвешенном состоянии.
Образование взвесенесущих потоков в результате наносов рек.
Существование потоков, образованных в результате речных выносов, предсказывали еще в самом начале изучения взвесенесущих турбулентных потоков (Bell, 1942). Однако, до Малдера и Сивитского {Mulder и Syvitski, 1995) не было описаний ни механики таких потоков, ни особенностей их изменений с расстоянием, ни частоты встречаемости в природе. Малдер и Сивитский {Mulder и Syvitski, 1995) обнаружили, что если в реке наблюдается концентрация взвеси 40 г/л и выше, то плотность речной воды будет больше, чем океанской, и, в результате, у побережья образуется линза более плотной воды. В своей работе они показали, что в маленьких горных реках время от времени могут возникать такие концентрации взвеси. В больших реках, таких, как Амазонка, никогда не наблюдается концентрация взвеси более, чем 1г/л.
Возникновение взвесенесущих потоков в верховьях подводных каньонов.
Динамика и перенос осадка от континента к морским глубинам изучались по всему миру в течение последних нескольких десятилетий. Совместные исследовательские проекты проводились для того, чтобы описать и оценить перенос осадка от шельфа к глубоководному океану на различных границах материка {Carson и др., 1986; Walsh и др., 1988; Monaco и др., 1990; Biscaye и др., 1994; van Weering и др., 1998). Не так давно {Nitrouer и Kraviz, 1996; Nitrouer, 1999), Eel граница материка в северной Калифорнии была выбрана, как одна из двух «природных лабораторий», для того чтобы проверить, как современные процессы переноса осадков влияют на формирование отложений на континентальных границах в широком диапазоне временного и пространственного масштабов. Главная цель этих исследований заключалась в определении принципиальных механизмов, осуществляющих перенос осадка от шельфа к склону, и в исследовании роли Eel каньона, как более предпочтительного пути для переноса осадка от шельфа к глубоководному откосу.
Во время низкого уровня моря в Плео - Плейстоцене потоки, управляемые силой тяжести (т.е. взвесенесущие потоки, потоки наносных пород), доминировали в процессах переноса осадка через подводные каньоны, перенося большие объемы терригенного осадка к более глубоким частям материковых границ (Shanmugam и др., 1985). Хотя поднятие уровня моря в голоцене радикально уменьшило поступление осадка в виде зернистого песка к подводным каньонам, широко признано, что каньоны продолжают оставаться предпочтительными для переноса осадка от шельфа к глубинам океана. Численное моделирование показывает, что подводные каньоны имеют наибольшие концентрации взвешенного осадка {Drake и Gorsline, 1973; Gardner, 1989а; Durrieu de Madron, 1994) и потоков частиц, направленных вниз, вдоль русла каньона (Мопако и др., 1990; Puig и Palanques, 1998а; Hung и Chung, 1998), а также скоростей аккумуляции осадка в области, расположенной рядом с откосом (Carpenter и др., 1982; Thorbjarnarson и др., 1986; Sanchez-Cabeza и др., 1999; Schmidt и др., 2001). Однако было проведено недостаточное количество натурных исследований, чтобы получить исчерпывающую информацию о современных процессах переноса осадков, действующих внутри каньонов, для создания методик анализа комбинированных потоков и получения данных о концентрации взвешенного осадка. Наиболее полные недавние исследования были проведены в каньоне Квинаулт (Ніскеу и др., 1986; Baker и Шскеу, 1986), каньоне Балтимор (Gardner, 1989а,Ъ), каньоне Фойкс (Puig и др., 2000а,Ь.) и каньоне Монтерей (Хи и др., 2002). Но, поскольку в этих исследованиях не производились измерения придонного пограничного слоя, то возможность наблюдать придонные концентрации взвешенного осадка, была ограничена. При исследовании, проведенном в каньоне Квинаулт, было установлено, что главным способом переноса осадка с шельфа является периодическое образование переходного нефелоидного слоя, движущегося от шельфового разлома с осаждением частиц на дно каньона (Baker и Hickey, 1986; Ніскеу и др., 1986). Эти авторы также заключили, что перенос вниз по склону и вдоль по оси каньона, а также взмучивание внутри каньона пренебрежимо малы. В противоположность Бекеру и Хайкею, в каньоне Балтимор, Гарднер (Gardner, 1989a,b) нашел доказательство взмучивания в результате шторма и адвекцию шельфового осадка в верховьях каньона, главным образом, гранулированного песка, из которого состояли донные отложения (приблизительно 100 процентов песка и гравия). Однако, взмучивание внутри каньона случалось регулярно между 200 и 600 м глубины, когда энергия внутренних приливов фокусировалась вдоль оси каньона. Осадок, взвешенный в результате приливов, двигался вдоль изопикт, вырабатывая нефелоидные слои в верхней части каньона. Подобные явления происходили в Фойкс каньоне, где имеются только реликтовые отложения песка на расположенном рядом шельфе. Однако, не была ясна взаимосвязь между взвешенными концентрациями осадка и штормом или стоком реки на глубинах больше, чем 600 м (Puig и др., 2000а), несмотря на разделение устойчивого нефелоидного слоя на глубине 400 м (Puig и Palanques, 1998b). Взмучивание внутренними волнами было предложено для того, чтобы объяснить образование этих нефелоидных слоев, хотя не ясно доказательство того, какой механизм взмучивания может быть определен из записей плотности взвешенного осадка на глубине 600 м. Недавние измерения в северной Калифорнии в каньоне Монтерей на глубине 1450 м (Хи и др., 2002) показали, что придонные плотности взвешенного осадка флуктуировали в цикле прилива с высокими концентрациями взвеси в потоке, движущемся вниз по каньону. Наиболее впечатляющие события были записаны в начале февраля, когда необычно большое увеличение плотности мутной воды длилось почти неделю. Авторы интерпретируют это аномальное увеличение плотности взвешенного осадка как плотностной поток, возникший при первом большом шторме зимнего сезона в результате обрушения в русло каньона аккумулировавшегося в предыдущий год в его верховьях осадка.
В работе Пайга (Puig и др., 2003) в натурных условиях, в осенне-зимний период 1999-2000г., исследуются процессы взвесепереноса в каньоне Eel, расположенном в северной Калифорнии и приуроченном к устью одноименной реки.
Во время шторма 28 октября 1999 года датчики, расположенные на шельфе и в каньоне, зафиксировали резкое увеличение плотности и скорости взвесенесущего потока. Измерители, установленные на шельфе на отметке глубины 60 м на расстоянии 100 см, 30 см и 13 см от дна, показали быстрое увеличение плотности взвешенного осадка до 0,6 г/л, 8 г/л и 10 г/л соответственно. Средние значения плотности для данных глубин - 0,14 г/л , 0,29 г/л и 0,35 г/л соответственно. Максимальная скорость придонного течения на шельфе составила 88 см/с.
В русле каньона на отметке глубины 280 м датчики, находящиеся на высоте 115 и 15 м над поверхностью дна, зафиксировали увеличение плотности от 1,55 мг/л до 30 мг/л (для отметки 115м), и от 2,08 мг/л до 103 мг/л (для отметки 15 м). Скорость потока для отметки 15м над поверхностью дна составила 61 см/с и 37 см/с для отметки 115 м.
На протяжении всего эксперимента проводились измерения потоков взвешенного осадка. Для глубины 60 м, на шельфе на расстоянии 1 м от дна поток взвеси вверх менялся от 0,1 до 400 гм" с , а на расстоянии 30 см У I от дна поток составлял 1800 гм с" . В русле каньона для датчиков, расположенных на высоте 15и115мот дна, поток взвеси вверх составил 27,8 и 4,07 гм с"1 соответственно.
Анализы результатов проведенных экспериментов показали, что в Eel каньоне периодически, после сильных штормов, возникают мощные взвесенесущие течения. Возникновение взвесенесущих потоков сопровождается многократным увеличением плотностей и скоростей в придонном слое. Каньоны являются наиболее предпочтительными для переноса больших объемов осадка от шельфа к глубоководному плато.
Прямые наблюдения подводных обвалов, называемых взвесенесущими потоками, - довольно редкое событие. Подводные обвалы и оползни наиболее часто происходят на континентальных склонах или во фьордах {Johnson и др., 2001; Prior и др., 1987). У берегов Заира, рядом с устьем реки Заир, находится, по-видимому, самая большая во всем мире разветвленная подводная долина, которая подвержена влиянию седиментации, в результате действия взвесенесущих течений (Babonneau и др., 2002; Savoye и др., 2000). Она простирается на 760 км от устья реки к абиссальному плато и занимает площадь в 300000 км . Хизеном (Heezen и др., 1964) на глубинах между 500 и 2300 м рядом с каньоном были зафиксированы разрывы кабелей. Эти разрывы произошли в результате воздействия взвесенесущего потока, возникшего во время половодья реки. Прямые наблюдения при помощи приборов позволили зафиксировать сильное взвесенесущее течение на отметке глубины 4000 м в Заирской долине, которое продолжалось в течение часа (Khripounoff и др., 2003). Первый датчик, расположенный на расстоянии 150 м над дном, зафиксировал скорость течения 121,4 см /с. Второй датчик, на высоте 30 м над дном, был разрушен сильным течением. Такой мощный взвесенесущий поток способен перенести на морское дно большое количество песка и растительных останков. Толщина донных отложений после прохождения взвесенесущего потока превышает глубину канала (h=150 м) и покрывает его внешнюю часть, распространяясь на несколько десятков километров.
Но, несмотря на широко распространенный интерес к взвесенесущим гравитационным течениям, структура плотностного потока остается все еще не понятой. Интерпретации донных отложений, основанные на горизонтальном и/или вертикальном распределении параметров, таких, как скорость, концентрация осадка и его размер (Kneller & Branney, 1995), и моделях, описывающих процессы в потоках (Peakall и др., 2000), используют концептуальные идеи относительно структуры потока, которая частично основана на наблюдениях природных течений или лабораторных потоков, или на данных, полученных из численных моделей. Однако все наблюдавшиеся и смоделированные структуры потока содержат только ограниченный диапазон взвесенесущих потоков. Природные взвесенесущие течения, для которых были выполнены наблюдения структуры потока, являлись главным образом грязевыми или соленосными течениями с очень низкой плотностью, возникающими в водохранилищах (Tesaker, 1975; Fan, 1986; Chikita, 1989; Samolybov, 1990; Umeda и др., 2000). Эти течения являются, главным образом, результатом непрерывного поступления взвеси. Для таких течений характерны скорости порядка нескольких десятков см/с, и объемные концентрации 1%. Непрямые наблюдения посредством разрыва подводных кабелей (Heezen & Ewing, 1952, 1954, 1955; Piper & Savoye, 1993) показывают, что большие взвесенесущие потоки могут достигать скоростей вплоть до десятков метров в секунду. Следовательно, исследования, проводимые в водохранилищах, дают полную картину о структуре потока только для ограниченного набора плотностных течений. Из-за проблем, возникающих при измерении больших природных потоков, их структуру следует определять либо из лабораторных экспериментов, либо при помощи численного моделирования.
Почти все лабораторные эксперименты со взвесенесущими течениями описывают их одномерные вертикальные профили, и нет данных о горизонтальной или пространственной структуре потока {Peakall и др., 2001). Большинство экспериментальных работ описывают только вертикальные профили скорости и плотности (Bonnefile &Goddet, 1959; Tesaker, 1969; Parker и др., 1987; Garcia & Parker, 1989, 1993; Altinakar и др., 1990, 1996; Garcia, 1993, 1994), тогда как турбулентная кинетическая энергия (ТКЭ) в целом не определялась даже несмотря на то, что турбулентность является важной для поддержания осадка в суспензионном состоянии, и, следовательно, является критическим аспектом структуры потока. Другие проблемы, связанные с этой методологией заключаются в том, что наклонный экспериментальный лоток имеет ограниченную глубину, и это значит, что взвесенесущий поток может расти до толщины, определенной наклонным каналом, при этом, противоток на его вершине иногда влияет на структуру самого течения. Кроме того, так как плотность большинства экспериментальных потоков очень низкая (примерно несколько г/л), то неясно, правомерно ли применять их экспериментально полученную структуру к течениям с высокой концентрацией. Таким образом, для природных потоков, их внутренняя структура, полученная из лабораторных течений, является правомерной только для ограниченного набора концентраций, а длительное крупномасштабное развитие потока, и такие эффекты, как его устойчивость и однородность, не могут быть описаны. Описание внутренней структуры течения взвесенесущего потока не доступно. Алахари и Лонгмир (Alahyari & Longmire, 1996) описали двумерную структуру скорости на носике соленосного плотностного течения, но не включили в нее информацию о плотности. Кнеллер {Kneller и др., 1999) описал скорость и ТКЕ соленосного плотностного течения. Последовательные ряды скорости на различных высотах в потоке были преобразованы Кнеллером {Kneller и др., 1999) для того, чтобы дать двумерный образ внутренней структуры потока, полагая, что течение устойчивое. Бест (Best и др., 2001) представил только двумерную мгновенную вертикальную визуализацию скорости и турбулентных характеристик взвесенесущего потока для нескольких различных времен. К сожалению, плотность потока в этих работах не была измерена. Большинство численных моделей, которые описывают структуру потока, являются одномерными и описывают только вертикальные профили (Hinze, I960; Stacey & Bowen, 1988; Eidsvik & Brors, 1989; Brors & Eidsvik, 1992). Эти модели правомерно применять только к однородному потоку, а неустойчивости или неоднородные эффекты ими описывать нельзя. Хотя такие эффекты могут быть частично описаны некоторыми аналитическими или осредненными по глубине моделями (напр. Fukushima и др., 1985; Parker и др., 1986; Dade & Huppert, 1994; Bonnecaze и др., 1996), но никакой из типов моделей не может описать вертикальную структуру потока.
Обобщая все рассмотренные работы по изучению плотностных потоков, можно сделать вывод о том, что исследование взвесенесущих турбулентных потоков затруднено как теоретически, так и практически. Использование численных моделей, которые опираются на экспериментальные данные, может дать наиболее полную картину структуры и динамики развития взвесенесущего турбулентного потока.
Аппаратура и методика эксперимента для исследования вихрей, образующихся у дна потока воды
Для исследования поля скорости потока и структур, возникающих в потоке воды, использовалась визуализация течения. Для регистрации полученных данных применялась видеосъёмка. Ее целью было получение изображения в центральной части потока, равноудаленной от боковых стенок лотка. Такое местоположение исследуемой области сводит к минимуму влияние боковых границ на поле скорости потока. Видеокамера устанавливалась на минимальном расстоянии от передней стенки лотка (4 см) на уровне горизонтальной плоскости дна потока, тем самым исключая возможные пространственные искажения. Трансфокатор при работе не использовался. Автоматическая фокусировка видеокамеры не использовалась, так как возможна перенастройка видеокамеры на более яркие предметы и блики, возникающие на стенках лотка. Видеокамера вручную фокусировалась на масштабную линейку, помещенную по горизонтали в центральное вертикальное сечение лотка. Минимальная глубина резкости (порядка 1мм) обеспечивала получение четкого изображения в вертикальной плоскости середины потока. Для лучшей видимости исследуемых объектов использовалась специальная подсветка, исключающая появление бликов.
Донное покрытие.Дно во всех экспериментах было неразмываемым. Исследования велись в каналах с различными величинами донной шероховатости. На дно потока крепилась тонкая лента с наклеенными частицами. В каждом из экспериментов использовались частицы одного диаметра. Средний диаметр частиц в разных экспериментах составлял 0.02 см (песок), 0.1 см, 0.3 и 0.4 см. Скорость потока.
Были исследованы потоки воды, скорость которых менялась от 5 до 20 см/с, глубина - от 10 до 2 см. Число Рейнольдса измерялось по толщине и скорости придонного слоя, в котором происходило формирование когерентных структур, и наблюдался наибольший вертикальный градиент скорости потока. Во всех экспериментах число Рейнольдса составляло от 10 до 100. Изменение скорости вдоль по потоку менялось от -0.01 до -0.1с 1 и оставалось неизменным на рабочем участке потока. Этот участок, длиной 10 см, был равноудален от входа и выхода в канал.
Исследования поля скорости фонового потока.Для исследования поля скорости фонового потока использовались шарики полистирола со средним диаметром 0.03 см и плотностью 1.08 г/см3. Скорость осаждения частиц в стоячей воде можно рассчитать по формуле Стоксагде Ар- разность плотности частицы и жидкости, g - ускорение силы тяжести, d - диаметр частицы, v - кинематическая вязкость. Для используемых частиц скорость осаждения составляла 0.16 см/с. Однако в действительности эта скорость была несколько меньше. Это обстоятельство можно объяснить тем, что при разности плотности менее, чем 0.2 г/см3, формула Стокса дает завышенные результаты.
Таким образом, если шарики двигались с фоновым потоком, то имели практически горизонтальные траектории: смещение по вертикали не превышало 1 мм на рабочем участке при минимальной скорости потока.
Перемещение шариков записывалось видеокамерой через боковую стенку канала при специальной подсветке. На рисунке 1.3 приведён один из кадров, на котором видны треки шариков полистирола.
На рисунке 1.3 видны белые треки частиц. Эти треки видны из-за того, что во время экспозиции кадра шарики полистирола находятся в движении. По размерам и направлениям этих треков можно определить направление движения и величину скорости частицы, зная время экспозиции. По приведенным на рисунке 1.3 трекам можно определить, что частицы участвуют в плоско-параллельнном движении. Однако такой способ может вносить погрешности в определение скорости, так как неизвестно точное время экспозиции кадра. Поэтому скорость в данной точке определялась следующим способом. При прохождении частицы через данную точку использовалась смена кадров, последовательных во времени. Определяя расстояние, пройденное центром трека, и, зная время прохождения этого расстояния, определяем скорость частицы в данной точке потока. Время перемещения от кадра к кадру при скорости съемки25 кадров в секунду принималось Д/=0.04 с. Результаты могут быть улучшены при осреднении по нескольким частицам.
Визуализация когерентных структур осуществлялась двумя способами. На дно потока насыпался порошок КМПО4 с максимальным диаметром частиц 0.1 мм и плотностью 2.7 г/см3. Скорость осаждения таких частиц в соответствии с (1.11) составляет примерно 1 см/с. Таким образом, подъем частиц в вертикальном направлении возможен лишь при захвате структурами, способными их удержать.
Если такой структурой является вихрь с горизонтальной осью, перпендикулярной направлению потока, то захваченные частицы будут вытесняться на периферию вихря центробежной силой, пропорциональной разности плотности и квадрату угловой скорости вращения вихря. Частицы могут либо покидать вихрь, либо оставаться на внешней оболочке, в зависимости от соотношения центробежной силы и обратного градиента давления во внешнем пограничном слое вихря. В первом случае мы увидим окрашенный след вихря, во втором - перемещение изолированного окрашенного на внешней границе вихря.
Для визуализации вихрей использовались и шарики полистирола. Если шарики оказывались на дне потока, то при зарождении вихрей они захватывались ими и двигались вместе с вихрями. В результате, шарики участвовали как в поступательном, так и во вращательном движении центра вихря, удерживаясь на его внешней оболочке. По вращению шарика в окрашенном вихре можно определить направление вращения самого вихря.вихрей, образующихся на границе раздела вода - воздух.Лабораторные исследования проводились в прямом прозрачном лотке, представленном на рис. 1.2, в стационарном потоке воды глубинойТІМ5-10 см и числами Рейнольдса Re = — порядка 10-ь100, где U и Н Vскорость и толщина изучаемого придонного слоя потока, в котором происходит формирование вихрей, и наблюдается максимальный вертикальный градиент скорости потока, v - кинематическая вязкость. Скорость стационарного и однородного в поперечном направлении потока воздуха над потоком воды составляла 80-220 см/с. Поток воздуха нагнетался с помощью вентилятора при наличии секционной крыши и свободного выхода из торца лотка.
Поле скорости потоков воды и воздуха исследовалось с помощью полупроводниковых сопротивлений с чувствительным элементом в виде шарика диаметром 0.3 мм (для воды) и 0.1 мм (для воздуха). Сопротивление включалось в мостовую схему с обратной связью, обеспечивающую постоянный перегрев элемента относительно окружающей среды. Разбаланс моста соответствовал изменению скорости потока. Сигнал регистрировался с помощью АЦП-платы IBM-совместимого компьютера. Чувствительность системы обеспечивала точность не менее 0.1 см/с.
Температура потоков определялась с помощью таких же сопротивлений, подключенных в мостовую схему, на которую подавалось напряжение, не вызывающее перегрев датчиков относительно окружающей среды — от 0.6 до 0.8 В, в зависимости от конкретных условий эксперимента.
С помощью двух датчиков температуры и скорости, описанных выше, установленных на одном горизонте, одновременно на каждом уровне измерялись скорость и температура потока (частота опроса датчика
Связь параметров вихрей с параметрами потока
В работах (Мельникова, 1997; Бутов и др., 1998) размер объектов, формирующихся в замедляющихся потоках, определялся по ширине зоны, в которой были получены регулярные отклонения скорости, частота которых соответствовала частоте вылета подкрашенных струек у дна. Размер исследуемых образований определялся, кроме того, по ширине подкрашенного следа, возникающего при движении вихря, захватившего частицы перманганата калия. Для песчаного дна со средним размером песчинки 0.2 мм был получен размер вихря около 2 мм.
Ряд проведенных экспериментов в потоках с шероховатым дном показал, что ширина следа вихря увеличивается при увеличении размера шероховатости дна.
На рисунке 1.7 приведена фотография вылетающих вихрей в потоке с гладким дном. Экспериментальные данные показали, что в потоках с одинаковой средней скоростью течения размер вихря растет с увеличением шероховатости дна (Жмур и др., 2000; Бутов и др., 2000). При увеличении скорости течения в канале с тем же размером шероховатости дна размер вихря уменьшался (Бутов и др., 1999). В исследованной области изменения параметров задачи размер вихря был близок 2/3 толщины «вязкого» слоя потока - узкого придонного слоя, в котором средняя скорость течения является линейной функцией вертикальной координаты.
Результаты эксперимента, приведенные выше, показали, что размер образовавшегося вихря примерно на одну треть меньше толщины нижнего слоя потока, в котором вертикальный профиль скорости практически линеен, а градиент скорости имеет максимальную величину. Роторскорости течения в этом слое равен rotU = -$,, где к -единичный вектор, совпадающий с направлением оси z. Ротор скорости вращающегося вихря равен rotV - -2сок . Сравнение этих двух величин для параметров х,= Юс" и ю= -5с" , измеренных в эксперименте, показывает, что роторы скорости вихря и слоя, в котором он возник, равны друг другу. Таким образом,можно предположить, что отделение части вязкого сдвигового слоя приводит к образованию изолированного цилиндрического вихря с той же величиной ротора скорости. Следует отметить, что близкое по смыслу предположение сделано в работах (Robinson и др., 1989; Nakagawa и др., 1981; Johansson и др., 1991; Garcia и др., 1995), в которых предполагается, что отрывающаяся от дна структура является отделившейся частью слоя со сдвигом скорости.
Для проверки данного предположения были проведены исследования потоков с различными значениями средней скорости и разными размерами донной шероховатости. Данные для четырех экспериментов приведены в таблице 1.2 (№ - номер эксперимента).
В таблице использованы следующие обозначения. Drouf - средний диаметр донной шероховатости, Н - средняя глубина потока, h - толщина донного подслоя с максимальным значением вертикального градиента скорости, Umax - максимальная скорость потока, Uo - скорость потока у дна, X - вертикальный градиент скорости у дна потока, со- угловая скорость вращения вихря, d - диаметр вихря, Ux - продольный градиент скорости потока, Лх - расстояние между точками отрыва вихрей, Т - период отрыва вихрей. Эксперимент №1 проведен в канале с дном из оргстекла, диаметр шероховатости в этом случае обозначен как 0.00.
Приведенные данные показывают, что величина угловой скорости вихря практически равна половине вертикального градиента скорости в слое формирования вихря, как и предполагалось выше. Размер вихря равен примерно 2/3 толщины этого слоя.
На рисунке 1.7 приведен кадр видеозаписи эксперимента, на котором видно, что «струйки», представляющие собой след от вихрей, отрываются на одинаковом расстоянии друг от друга и почти одновременно. На приведенных кадрах расстояние между струйками составляет около Ах=2 см. Такая картина отрыва вихрей наблюдалась во всех экспериментах без исключения. Период отрыва вихрей Т не менялся в течение эксперимента. Место отрыва вихрей оставалось постоянным. Последнее обстоятельство является наиболее удивительным, однако, именно это обусловливает формирование параллельных гряд на размываемом дне потока.
На рис. 1.8 сплошные линии аппроксимируют данные экспериментов. Все значения, приведенные на рис. 1.86, получены в лаборатории при глубине потока менее 10 см. На рис. 1.8а имеется результат, полученный для натурных условий в реке глубиной 10 м (для Ux = - 0.07). Для сопоставления с натурными данными величины АХ и U/Ux были нормированы на глубину придонного слоя h. Для нормированной зависимости натурные данные оказались близки кривой, аппроксимирующей лабораторные данные. Однако требуются дальнейшие исследования натурных потоков для выяснения универсальности полученной зависимости.
Частота отрыва вихрей, как следует из рис. 1.8а, пропорциональна продольному градиенту скорости. Данные, полученные в каналах с различными размерами шероховатости, ложатся на одну кривую. Отметим, что полученный результат согласуется с экспериментальными наблюдениями за отрывом вихрей в тормозящемся пограничном слое на задней поверхности обтекаемых потоком тел. Согласно работам Рэлея, Кармана, Фаге (Ламб, 1947), частота отрыва вихрей пропорциональна отношению скорости потока к диаметру обтекаемой сферы. С уменьшением диаметра сферы при данной скорости набегающего потока продольный градиент скорости растет.
При визуализации процессов вихреобразования и последующей обработке видеозаписей у дна замедляющегося потока наблюдалось периодическое формирование антициклонических вихрей. Они перемещались по циклоиде вниз по потоку, совершая несколько перелетов. Каждый из последующих перелетов происходил с увеличением подъема и
на большее расстояние. Траектория таких вихрей хорошо описывается в работах (Мельникова, 1997; Бутов и др., 1998; Жмур, 1988).
Помимо антициклонических вихрей на полученных в проведенных экспериментах видеозаписях были обнаружены другие структуры. Если антициклонические вихри оставляли за собой окрашенный след, то эти структуры наблюдались в виде изолированных темных объектов округлого сечения. Вначале они двигались по циклоиде в области вязкого слоя потока, а после приземления быстро поднимались к поверхности потока. Их скорость всегда оставалась меньше скорости фонового потока, а время жизни было в несколько раз меньше времени жизни антициклонических вихрей. На рисунке 1.9 представлена пронумерованная последовательность из 5-й кадров, представляющая первый перелет такой структуры до ее столкновения с дном потока. Промежуток между кадрами составляет 0.04 с.
Циклонические вихри
В работах (Мельникова, 1997; Бутов и др., 1998) размер объектов, формирующихся в замедляющихся потоках, определялся по ширине зоны, в которой были получены регулярные отклонения скорости, частота которых соответствовала частоте вылета подкрашенных струек у дна. Размер исследуемых образований определялся, кроме того, по ширине подкрашенного следа, возникающего при движении вихря, захватившего частицы перманганата калия. Для песчаного дна со средним размером песчинки 0.2 мм был получен размер вихря около 2 мм.
Ряд проведенных экспериментов в потоках с шероховатым дном показал, что ширина следа вихря увеличивается при увеличении размера шероховатости дна.
На рисунке 1.7 приведена фотография вылетающих вихрей в потоке с гладким дном. Экспериментальные данные показали, что в потоках с одинаковой средней скоростью течения размер вихря растет с увеличением шероховатости дна (Жмур и др., 2000; Бутов и др., 2000). При увеличении скорости течения в канале с тем же размером шероховатости дна размер вихря уменьшался (Бутов и др., 1999). В исследованной области изменения параметров задачи размер вихря был близок 2/3 толщины «вязкого» слоя потока - узкого придонного слоя, в котором средняя скорость течения является линейной функцией вертикальной координаты.
Результаты эксперимента, приведенные выше, показали, что размер образовавшегося вихря примерно на одну треть меньше толщины нижнего слоя потока, в котором вертикальный профиль скорости практически линеен, а градиент скорости имеет максимальную величину. Роторскорости течения в этом слое равен rotU = -$,, где к -единичный вектор, совпадающий с направлением оси z. Ротор скорости вращающегося вихря равен rotV - -2сок . Сравнение этих двух величин для параметров х,= Юс" и ю= -5с" , измеренных в эксперименте, показывает, что роторы скорости вихря и слоя, в котором он возник, равны друг другу. Таким образом,можно предположить, что отделение части вязкого сдвигового слоя приводит к образованию изолированного цилиндрического вихря с той же величиной ротора скорости. Следует отметить, что близкое по смыслу предположение сделано в работах (Robinson и др., 1989; Nakagawa и др., 1981; Johansson и др., 1991; Garcia и др., 1995), в которых предполагается, что отрывающаяся от дна структура является отделившейся частью слоя со сдвигом скорости.
Для проверки данного предположения были проведены исследования потоков с различными значениями средней скорости и разными размерами донной шероховатости. Данные для четырех экспериментов приведены в таблице 1.2 (№ - номер эксперимента).
В таблице использованы следующие обозначения. Drouf - средний диаметр донной шероховатости, Н - средняя глубина потока, h - толщина донного подслоя с максимальным значением вертикального градиента скорости, Umax - максимальная скорость потока, Uo - скорость потока у дна, X - вертикальный градиент скорости у дна потока, со- угловая скорость вращения вихря, d - диаметр вихря, Ux - продольный градиент скорости потока, Лх - расстояние между точками отрыва вихрей, Т - период отрыва вихрей. Эксперимент №1 проведен в канале с дном из оргстекла, диаметр шероховатости в этом случае обозначен как 0.00.
Приведенные данные показывают, что величина угловой скорости вихря практически равна половине вертикального градиента скорости в слое формирования вихря, как и предполагалось выше. Размер вихря равен примерно 2/3 толщины этого слоя.
На рисунке 1.7 приведен кадр видеозаписи эксперимента, на котором видно, что «струйки», представляющие собой след от вихрей, отрываются на одинаковом расстоянии друг от друга и почти одновременно. На приведенных кадрах расстояние между струйками составляет около Ах=2 см. Такая картина отрыва вихрей наблюдалась во всех экспериментах без исключения. Период отрыва вихрей Т не менялся в течение эксперимента. Место отрыва вихрей оставалось постоянным. Последнее обстоятельство является наиболее удивительным, однако, именно это обусловливает формирование параллельных гряд на размываемом дне потока.
На рис. 1.8 сплошные линии аппроксимируют данные экспериментов. Все значения, приведенные на рис. 1.86, получены в лаборатории при глубине потока менее 10 см. На рис. 1.8а имеется результат, полученный для натурных условий в реке глубиной 10 м (для Ux = - 0.07). Для сопоставления с натурными данными величины АХ и U/Ux были нормированы на глубину придонного слоя h. Для нормированной зависимости натурные данные оказались близки кривой, аппроксимирующей лабораторные данные. Однако требуются дальнейшие исследования натурных потоков для выяснения универсальности полученной зависимости.
Частота отрыва вихрей, как следует из рис. 1.8а, пропорциональна продольному градиенту скорости. Данные, полученные в каналах с различными размерами шероховатости, ложатся на одну кривую. Отметим, что полученный результат согласуется с экспериментальными наблюдениями за отрывом вихрей в тормозящемся пограничном слое на задней поверхности обтекаемых потоком тел. Согласно работам Рэлея, Кармана, Фаге (Ламб, 1947), частота отрыва вихрей пропорциональна отношению скорости потока к диаметру обтекаемой сферы. С уменьшением диаметра сферы при данной скорости набегающего потока продольный градиент скорости растет.
При визуализации процессов вихреобразования и последующей обработке видеозаписей у дна замедляющегося потока наблюдалось периодическое формирование антициклонических вихрей. Они перемещались по циклоиде вниз по потоку, совершая несколько перелетов. Каждый из последующих перелетов происходил с увеличением подъема ина большее расстояние. Траектория таких вихрей хорошо описывается в работах (Мельникова, 1997; Бутов и др., 1998; Жмур, 1988).
Помимо антициклонических вихрей на полученных в проведенных экспериментах видеозаписях были обнаружены другие структуры. Если антициклонические вихри оставляли за собой окрашенный след, то эти структуры наблюдались в виде изолированных темных объектов округлого сечения. Вначале они двигались по циклоиде в области вязкого слоя потока, а после приземления быстро поднимались к поверхности потока. Их скорость всегда оставалась меньше скорости фонового потока, а время жизни было в несколько раз меньше времени жизни антициклонических вихрей. На рисунке 1.9 представлена пронумерованная последовательность из 5-й кадров, представляющая первый перелет такой структуры до ее столкновения с дном потока. Промежуток между кадрами составляет 0.04 с.
Основные геоморфологические характеристики подводных каньонов Черного моря
Преобразование черноморского побережья связано в основном с речным стоком и волнением. В результате выноса реками больших объемов взвешенных осадков в подводных каньонах морского склона могут возникать взвесенесущие потоки. Взвесенесущие турбулентные потоки, образующиеся в подводных каньонах, являются основным механизмом, доставляющим осадки береговой зоны на морское дно. Наносы, перемещаемые этими потоками, образуют конусы выноса на абиссальном плато. При вдольбереговом перемещении осадков прибрежными течениями происходит их перераспределение на морском шельфе, в том числе некоторый их объем попадает в русла верховьев каньонов.
Основной объем речного стока локализовано поступает через системы подводных каньонов от устьев рек на дно Черного моря. Таких систем на восточном побережье девять {Сафьянов и др., 2001). Среди них четыре каньона в приустьевых зонах рек Бзыбь, Кодори, Супса, Чорох; три каньона берегового стока, расположенных против береговых выступов -Инкитского, Сухумского и Батумского и двух бывших приустьевых каньонов Ингурского и Рионского.
Осадки выноса рек могут, как сразу перемещаться в русло каньонов, так и аккумулироваться в его верховьях, образуя осадочные толщи, которые во время штормов и сильных волнений обрушаются в каналы каньонов. Большие объемы осадочного материала при обрушении вканьоны могут образовывать мощные взвесенесущие турбулентные потоки. Для исследования динамики и распределения наносов, поступающих из устьев рек, проводились эксперименты с меченым песком {Галанов, 1972).
В 1967 г. во время паводка р.Бзыби, на ее взморье происходило формирование приустьевой отмели. Рост ее продолжался в течение всего лета. Осенью она исчезла. Одна из меченых частиц, загруженных в устье реки, была найдена на глубине 173 м под толщей осадочных пород. Поскольку меченая частица была найдена под слоем осадков, то можно предположить, что исчезновение приустьевой отмели произошло в результате ее обвала в каньон. Изучение состава грунта показало, что в его верхнем слое существует ярко выраженная градационная слоистость осадков, что свидетельствует о ее формировании взвесенесущими потоками. С увеличением глубины градационная слоистость отложений возрастает до полутора - четырех метров.
Автор, основываясь на ряде физических явлений, происходящих при измерениях в каньоне, полагает, что в его русле, после длительных штормов, возникают интенсивные придонные течения. Изучение распределения и состава донных отложений на примере наиболее изученного Ингурского подводного каньона показало следующее {Галанов, Сафьянов, 1972,1973). 1. Процесс, вызывающий перемещение осадков на дне каньона, ведет к его гранулометрической дифференциации, причем их крупность в пределах изученного участка возрастает при удалении от источника поступления - устья реки до глубин около 300м по тальвегу. 2. Процесс, вызывающий движение осадков вниз по каньону, производит его сортировку, причем сортировка улучшается при удалении от истоков каньона. На фоне тенденции улучшения отсортированности осадков от верховьев к низовьям каньона, происходит ее ухудшение в районах дополнительного поступления наносов в каньон из притоков из береговой зоны — по крутому борту каньона или в результате размыва отложений, слагающих дно и придонные участки бортов каньона. 3. Толщина слоя отложений, создаваемого единым циклом седиментации на дне каньона, уменьшается от верховьев (глубина 24-42 м) до глубины 312 м, в пределах от 4 м до 1,5 м. Это может означать, что скорости движения обломочного материала на изученных нижних участках каньона превышают скорости его перемещения в верховьях, то есть на участках каньона от верховьев до глубин около 300 м происходит ускорение перемещения осадков. С другой стороны, укрупнение поверхностных отложений на дне каньоне с ростом глубин отражает направленный и преобладающий вынос мелкозернистых осадков на большие глубины, следствием которого и является селекция относительно грубообломочного материала на тальвеге. Повторные съемки рельефа Ингурского каньона, проведенные с интервалом в 1 год подтвердили, что огромная масса осадков проходит через каньон, а обильная седиментация в верховьях не вызывает обмеления каньона, она сменяется его резким эпизодическим углублением по тальвегу. Все описанные выше исследования каньонов и структуры их осадков, являются доказательством периодического возникновения придонных взвесенесущих потоков, которые перемещают огромные объемы осадочного материала из верховьев каньонов на дно моря с образованием конуса выноса.
С учетом имеющихся данных о возможности действия суспензионных потоков в верховьях приустьевых подводных каньонов
{Галанов, Сафьянов 1973), а также на абиссальной равнине Черного моря (Яра, 1974), суспензионные потоки следует считать важнейшим агентом транзитного транспорта осадков с размерностью до песчаных, действующим на сотни километров от источника их возникновения — береговой зоны {Сафьянов и др., 2001). Исследование минералов тяжелой фракции осадков конуса выноса Ингурского каньона, получает дальнейшее развитие соображения о том, что суспензионные потоки являются важным фактором дифференциации осадков по минеральному составу {Сафьянов, Друщиц, 1979).
Рассмотрим основные геоморфологические характеристики упомянутых выше подводных каньонов для возможности численного прогнозирования возникновения турбулентных гравитационных потоков и
Похожие диссертации на Погранслойные течения придонного слоя океана. Геофизические приложения
