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9.5: Transporte de Sedimentos - Geociências

9.5: Transporte de Sedimentos - Geociências


O Efeito Bernoulli

Uma pressão mais alta acima dos grãos do que abaixo deles pode “puxar” os grãos do leito para o fluxo. A diferença de pressão vem de uma diferença na velocidade da água (ou ar) acima e abaixo do grão. Como a água flui mais rápido, há menos colisões entre a água e a superfície sobre a qual ela flui do que entre a água parada e uma superfície semelhante. A pressão é devida a colisões. Assim, menos colisões significa menor pressão. O lado montante de um grão sofre a maioria das colisões porque a água está fluindo nele. O lado a jusante experimenta o menor número de colisões e os lados do grão sofrem menos colisões onde o fluxo é mais rápido e mais onde o fluxo é mais lento. O resultado líquido é uma zona de baixa pressão acima e ligeiramente a jusante de um grão. Se a força exercida por essa diferença de pressão for maior do que a força da gravidade, o grão se levantará da cama. Este aumento devido à diferença de pressão é o Efeito Bernouli.

Quais grãos se movem?

Os grãos que entram no fluxo dependem de seu tamanho e densidade (quanto pesam), pois isso determina a força da gravidade que os mantém pressionados. Também depende da forma do grão. Um grão com uma grande área para experimentar a baixa pressão (como um prato) será mais suscetível a ser recolhido do que um grão redondo da mesma massa (embora os grãos planos possam ver uma diferença de fluxo menor de cima para baixo se a camada limite é espesso e, portanto, os grãos planos podem experimentar um Efeito Bernoulli inferior por unidade de área.) A outra coisa que realmente importa é a posição de um grão em relação aos grãos circundantes. Se um grão for imprensado entre grãos maiores, ou seja, em suas sombras de fluxo, ele não experimentará uma diferença de pressão tão grande como se estivesse em uma superfície plana. Além disso, se um grão está a montante de um grão grande, ele deve ser levantado sobre ele, de modo que deve experimentar força suficiente para levantá-lo bem alto no fluxo. Assim, as coisas podem ser complicadas se você estiver tentando prever o comportamento de um grão específico. No entanto, os experimentos e a teoria fornecem previsões estatisticamente significativas de como os grãos se comportam em média.

Carga básica e transporte de carga suspensa

Duas coisas podem acontecer quando um grão é levado ao fluxo: 1) ele pode cair de volta ou 2) pode ficar lá. Depende da rapidez com que o grão se acomoda em comparação com a turbulência da água (voltar para ...). Carga de cama refere-se aos grãos que são transportados ao longo do leito sedimentar, e. grãos que estão rolando e sendo levantados da cama, mas caem para trás rapidamente. O nome carga de fundo vem do fato de que os grãos que se movem por tração e saltação nunca se distanciam muito do fundo e “carga” é um termo de engenharia para a quantidade de sedimento transportado por um rio. Os grãos rolantes estão em tração. Grãos que são puxados para fora da cama com o efeito Bernoulli, mas são grandes o suficiente para que a gravidade os faça cair "rapidamente" de volta para a cama, seriam saltando. (A palavra saltating refere-se à forma como o sal de um saleiro salta quando é sacudido em uma superfície dura. A palavra é derivada de uma palavra latina que significa dança.) Grãos carregados de cama são aqueles que formam estruturas sedimentares na água corrente.

Aqui está uma lista de reprodução com filmes relacionados ao transporte de sedimentos: Lista de reprodução Sed Transport de Sumnerd

Suspenso o sedimento consiste em grãos leves ou pequenos o suficiente para não se depositar na água; as rajadas turbulentas de água os mantêm no fluxo (veja a água marrom na foto). Quanto mais turbulência na água, por ex. quanto maior o número de Reynolds, maiores serão os grãos em suspensão. Os movimentos ascendentes do fluxo turbulento são mais rápidos do que a taxa de assentamento desses grãos, então a gravidade é neutralizada e eles permanecem "flutuando" na água, embora sejam mais densos que a água. Grãos muito pequenos não se acomodam fora dos fluxos, a menos que o número de Reynolds seja baixo, o que significa que os fluxos precisam ter uma velocidade de fluxo muito baixa ou ser muito rasos.

Vídeo do YouTube de argila branca em um fluxo turbulento em uma calha: http://tinyurl.com/78kg3z O pulsar no fluxo é (provavelmente) devido à bomba que está fazendo a água fluir.

O vídeo abaixo mostra o transporte suspenso e de carga básica. A água está turva devido aos grãos suspensos, e podem-se ver seixos rolando no leito.

Diagrama de Hjulstrom

Os fluxos necessários para coletar grãos de certos tamanhos foram extensivamente estudados em experimentos e os resultados são plotados em diagramas de Hjulstrom (ou Shields). Os diagramas de Hjulstrom mostram o arrastamento de grãos em um gráfico de tamanho de grão de toras versus velocidade de fluxo de toras. Este diagrama mostra as áreas onde os grãos de tamanhos diferentes são deixados na cama, para onde às vezes são movidos (esta é a zona cinza) e onde são levantados com frequência e erodidos. Observe que grãos maiores requerem fluxos maiores - em geral. A velocidade da água necessária para transportar um grão é chamada de velocidade crítica. Isso é importante. Se houver cascalho em um depósito sedimentar, pode-se dizer que o fluxo de água deve estar acima do limiar crítico para chegar lá! Isso pode exigir um rio de fluxo rápido ou uma ação de ondas fortes e, portanto, uma grande parte do estreitamento do ambiente de deposição já foi feito!

Aqui está o Diagrama de Hjulstrom que usaremos (ou aquele do texto de Nichols, que contém informações adicionais sobre ele):

Se a velocidade do fluxo e o tamanho do grão estiverem no campo denominado "Deposição", os grãos desse tamanho não serão elevados ao fluxo e, se já estiverem em movimento, serão depositados na superfície do sedimento. Se a velocidade do fluxo e o tamanho do grão estiverem no campo denominado "Transporte", os grãos em movimento provavelmente continuarão em movimento. Alguns grãos serão depositados e alguns grãos serão erodidos, mas não haverá uma mudança significativa no número de grãos que se movem. Se a velocidade do fluxo e o tamanho dos grãos estiverem no campo rotulado como "Erosão", mais grãos serão transportados do que depositados até que o fluxo esteja transportando tantos grãos quanto possível, por exemplo, está em sua "capacidade de carga" para sedimentos.

Os limites de deposição, transporte e erosão mudam com a mudança da profundidade do fluxo. Por exemplo, fluxos mais profundos podem mover grãos maiores com a mesma velocidade de fluxo porque são mais turbulentos:

[Re = dfrac {l vezes u vezes rho} {µ} tag {3.1} ]

e (l ) é maior. Isso ocorre porque fluxos mais profundos podem ter variações maiores na velocidade do fluxo e as camadas de fluxo laminar são muito finas. Eles podem ter rajadas de fluxo muito rápido em relação à velocidade média de fluxo e essas rajadas podem pegar grãos maiores.

Cuidado

As características reais do fluxo são muito mais complexas em detalhes do que apenas os diagramas de Hjulstrom, que resumem muitas características em dois eixos. No entanto, como muitas pessoas, usaremos o diagrama de qualquer maneira, porque é muito útil como regra prática. Apenas lembre-se de que ele não representa com precisão o que acontecerá em detalhes - representa uma estimativa razoável.

Transporte de lodo e argila

Observe que, para a extremidade pequena do tamanho do grão, a velocidade do fluxo necessária para a erosão realmente aumenta. Uma razão pela qual os grãos pequenos são difíceis de erodir é que eles tendem a não se projetar através da subcamada laminar; eles são muito pequenos. Assim, camadas limite mais finas são necessárias para enrolá-los ou para que as diferenças de pressão os levantem do leito. Além disso, as superfícies dos minerais de argila tendem a ser carregadas e os grãos grudam uns nos outros. Isso é mais óbvio quando grandes pedaços de lama grudam em seus sapatos. Isso simplesmente não acontece com areia (a menos que haja algo grosseiro nela). A viscosidade dos grãos de argila os torna difíceis de erodir, então fluxos de água mais rápidos (uma diferença de pressão maior ou uma turbulência maior explodiu na superfície do sedimento) são necessários para movê-los. Quanto menores os grãos, mais cargas superficiais unem os grãos e, portanto, mais forte é o fluxo necessário para erodi-los. A viscosidade dos grãos de argila também depende da quantidade de água entre eles e a mineralogia, então há uma grande zona cinza onde a argila pode ou não sofrer erosão.

No diagrama de Hjulstrom, há uma área interessante onde o fluxo não é forte o suficiente para mover qualquer uma das partículas no leito, mas aquelas que estão na carga suspensa também não se acomodam. Esta zona inclui muitas das águas na superfície da Terra. Em escoamentos com qualquer velocidade ou muito profundos, (Re ) é alto o suficiente para manter um pouco de argila em suspensão. A deposição de argila geralmente ocorre muito lentamente, e. quando a taxa de sedimentação é apenas ligeiramente mais rápida do que a taxa média na qual a turbulência move as partículas de argila para cima ou quando as argilas se aglomeram para formar grãos maiores (o que é comum quando água doce e água salgada se misturam).

Notas Diversas

Mais algumas palavras sobre saltation: A saltação é um processo muito interessante e importante no transporte de sedimentos, porque a força do impacto quando os grãos pousam tende a empurrar novos grãos para o fluxo, mesmo que o fluxo não seja rápido o suficiente para levantá-los com o Efeito Bernoulli. Esses novos grãos podem levantar mais grãos quando pousam, etc. Isso aumenta a taxa de transporte de sedimentos acima da quantidade que o fluxo pode tirar os grãos do leito. Esta é uma das causas da zona cinza no diagrama de Hjulstrom em tamanhos de grãos maiores. Uma vez iniciada a saltação, ela pode desencadear o transporte de sedimentos que, de outra forma, não ocorreria.

Deposição: Deposição é o acúmulo de grãos. Se um fluxo começar devagar e ganhar velocidade, ele começará a mover grãos cada vez maiores. À medida que diminui a velocidade, ele só pode mover os menores. A deposição acontece quando um fluxo diminui e começa a deixar grãos no leito. A combinação de mudanças nas velocidades médias de fluxo e variações locais na velocidade de fluxo causadas pela topografia no leito dão origem a estruturas sedimentares muito informativas - incluindo estratificação cruzada - que são extremamente úteis para interpretar ambientes deposicionais.


9.5: Transporte de Sedimentos - Geociências

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9.5 Estruturas Sedimentares e Fósseis

Por meio de observação cuidadosa ao longo dos últimos séculos, os geólogos descobriram que o acúmulo de sedimentos e rochas sedimentares ocorre de acordo com alguns princípios geológicos importantes que podem ser resumidos da seguinte forma:

  • O princípio da horizontalidade original afirma que os sedimentos se acumulam em camadas essencialmente horizontais. A implicação é que as camadas sedimentares inclinadas observadas hoje devem ter sido submetidas a forças tectônicas que as inclinaram.
  • O princípio de superposição afirma que as camadas sedimentares são depositadas em sequência e que, a menos que toda a sequência tenha sido revertida por processos tectônicos, as camadas da parte inferior são mais antigas do que as do topo.
  • O princípio de inclusões afirma que quaisquer fragmentos de rocha em uma camada sedimentar devem ser mais antigos do que a camada que os contém. Por exemplo, os paralelepípedos em um conglomerado devem ter sido formados antes do conglomerado.
  • O princípio da sucessão faunística afirma que há uma ordem bem definida na qual os organismos evoluíram ao longo do tempo geológico e, portanto, a identificação de fósseis específicos em uma rocha pode ser usada para determinar sua idade.

Esses e outros princípios são discutidos em mais detalhes no Capítulo 19.

Além desses princípios que se aplicam a todas as rochas sedimentares, uma série de outras características importantes dos processos sedimentares levam ao desenvolvimento de características sedimentares distintas em ambientes sedimentares específicos. Ao compreender as origens dessas características, podemos fazer algumas inferências muito úteis sobre os processos e o ambiente de deposição que finalmente resultaram nas rochas que estamos estudando.

Roupa de cama refere-se a camadas sedimentares que podem ser distinguidas umas das outras com base em características como textura, composição, cor ou características de intemperismo (Figura 9.22). Eles também podem ser camadas semelhantes separadas por separações, regiões estreitas marcando superfícies mais fracas onde a erosão é intensificada. A cama é uma indicação de mudanças nos processos deposicionais que podem estar relacionados a diferenças sazonais, mudanças no clima, mudanças na localização de rios ou deltas ou mudanças tectônicas. A cama pode se formar em quase qualquer ambiente de deposição.

Figura 9.22 Camas no Monte Triássico Enxofre. Formação perto de Exshaw, Alberta. A roupa de cama é definida por diferenças de cor e textura, e também por separações (linhas mais escuras) entre as camas que, de outra forma, podem parecer semelhantes. Fonte: Steven Earle (2015) CC BY 4.0 ver fonte

Cama cruzada é a roupa de cama que contém camadas angulares. Ele se forma quando os sedimentos são depositados por água corrente ou vento (Figura 9.23). Camadas cruzadas em riachos tendem a estar na escala de cm a dezenas de cm, enquanto aquelas em eólico (depositados pelo vento) os sedimentos podem ser da escala de metros.

Figura 9.23 Arenito eólico da Formação Jurassic Navajo com estratificação cruzada no Parque Nacional de Zion, Utah. Na maioria das camadas, as camadas cruzadas mergulham para a direita, sugerindo a direção do vento da direita para a esquerda durante a deposição. Uma cama mergulha na direção oposta, sugerindo uma direção diferente do vento. Fonte: Steven Earle (2015) CC BY 4.0 ver fonte

Camadas cruzadas se formam à medida que os sedimentos são depositados na borda de uma ondulação ou duna em avanço. Cada camada está relacionada a uma ondulação diferente que avança na direção do fluxo e é parcialmente corroída pela ondulação seguinte (Figura 9.23). A estratificação cruzada é uma estrutura sedimentar muito importante a ser reconhecida porque pode fornecer informações sobre a direção dos fluxos de corrente e, quando analisada em detalhes, sobre outras características como a taxa de fluxo e a quantidade de sedimento disponível.

Figura 9.24 Formação de camadas cruzadas como uma série de ondulações ou dunas que migram com o fluxo. Cada ondulação avança para a frente (da direita para a esquerda nesta vista) conforme mais sedimento é depositado em sua face principal. Fonte: Steven Earle (2015) CC BY 4.0 ver fonte

Ondulações, que estão associados à formação de estratificação cruzada sob fluxo unidirecional, podem ser preservados nas superfícies de leitos sedimentares. As ondulações formadas na água corrente também podem ajudar a determinar a direção do fluxo porque tendem a ter sua superfície mais íngreme voltada para o fluxo descendente. As ondulações também podem se formar a partir de fluxos de ida e volta, como em uma praia, mas não deixam camadas cruzadas e são simétricas, sem um lado mais inclinado do que o outro.

Cama graduada é caracterizado por uma mudança no tamanho do grão de baixo para cima em uma única cama. Camadas graduadas “normais” são grossas na parte inferior e tornam-se mais finas na parte superior (Figura 9.25), um produto da deposição de uma corrente lenta. Alguns leitos graduados são invertidos (mais grosseiros no topo), e isso normalmente resulta da deposição por um fluxo de detritos em movimento rápido. A maioria dos leitos graduados se forma em um ambiente de leque submarino, onde fluxos ricos em sedimentos descem periodicamente de uma plataforma marinha rasa descendo uma encosta e para o fundo do mar mais profundo.

Figura 9.25 Cama graduada que vai desde seixos na parte inferior até a areia na parte superior. Fonte: Cortado de James St. John (2018) CC BY 2.0 visualizar fonte

Em um ambiente de riacho, pedras, pedras e seixos podem se tornar imbricado, o que significa que eles geralmente são inclinados na mesma direção. Os clastos nos riachos tendem a se inclinar com suas extremidades superiores apontando para jusante, porque esta é a posição mais estável em relação ao fluxo do riacho (Figura 9.26).

Figura 9.26 Imbricação de clastos em ambiente fluvial. Fonte: Steven Earle (2015) CC BY 4.0 ver fonte

Rachaduras na lama se forma quando um corpo de água raso (por exemplo, uma planície de maré ou lagoa), no qual sedimentos lamacentos foram depositados, seca e racha (Figura 9.27). Isso acontece porque a argila nas camadas superiores da lama encolhe com a secagem.

Figura 9.27 A lama racha em uma planície de maré na Inglaterra. Fonte: Alan Parkinson (2000) CC BY-SA 2.0 ver fonte

As várias estruturas descritas acima são críticas para a compreensão e interpretação da formação de rochas sedimentares. Além dessas estruturas, os geólogos também observam de perto os grãos sedimentares para determinar sua mineralogia ou litologia (a fim de fazer inferências sobre o tipo de rocha geradora e os processos de intemperismo), seu grau de arredondamento, seus tamanhos e a extensão de que foram classificados por transporte e processos de deposição.

Uma nota sobre fósseis

Os fósseis não são abordados em detalhes neste livro, mas são extremamente importantes para a compreensão das rochas sedimentares. Os fósseis podem ser usados ​​para datar rochas sedimentares, mas tão importante, eles nos dizem muito sobre o ambiente de deposição dos sedimentos e o clima da época: eles podem ajudar a diferenciar os ambientes marinhos, aquáticos e terrestres, estimando a profundidade de a água detecta a existência de correntes e estima a temperatura média e a precipitação.

Exercício: interpretando ambientes anteriores

As rochas sedimentares podem nos dizer muito sobre as condições ambientais que existiam durante a época de sua formação. Para cada uma das rochas a seguir, faça algumas inferências sobre o seguinte:

  • Rocha de origem
  • intemperismo
  • transporte de sedimentos (meio de transporte, distância de transporte)
  • condições de deposição

Arenito de quartzo: sem feldspato, grãos de quartzo bem classificados e bem arredondados, estratificação cruzada

Arenito e lamito feldspático: feldspato, fragmentos vulcânicos, grãos angulares, estratificação graduada repetitiva de arenito para cima até argilito

Conglomerado: seixos bem arredondados e paralelepípedos de granito e imbricação de basalto

Breccia: fragmentos de calcário angulares mal classificados matriz laranja-vermelho


3.2 Transporte de sedimentos

Na Fig. 6, apresentamos a taxa de transporte instantâneo de sedimentos Qs medido pela mesa de luz durante cada experimento. O transporte de sedimentos é relatado a cada 5 minutos, conforme descrito na Seção 2. A precisão dos resultados é estimada comparando os dados da mesa de luz com os dados medidos pela armadilha. Os resultados mostram que, para os nossos experimentos, o método da mesa de luz tem boa precisão em termos de taxa de transporte de sedimentos, com uma superestimação de 4% em média (111 amostras e um desvio padrão de 14,5%). Um total de 70 de 111 amostras mostram uma precisão de ± 10% e 93 de 111 amostras mostram uma precisão de ± 20%. Os detalhes dessa análise de incerteza são apresentados no Suplemento.

Pode ser visto na Fig. 6a que a variação temporal da taxa de transporte de sedimentos durante a fase de condicionamento segue a mesma tendência em todos os seis experimentos. Ou seja, a taxa de transporte de sedimentos diminui significativamente durante a fase de condicionamento, com a taxa decrescente sendo muito grande no início e depois caindo gradualmente. Nos primeiros 15 min, as taxas de transporte de sedimentos caem de mais de 500 kg / h para menos de 100 kg / h. Depois disso, leva cerca de mais 2 h para que as taxas de transporte de sedimentos caiam para perto de 1 kg / h. A taxa de transporte de sedimentos eventualmente se aproxima de um valor pequeno e relativamente constante após cerca de 8 horas de fluxo de condicionamento. Para REF2 (15) e REF6 (15), que têm a fase de condicionamento mais longa, as taxas de transporte de sedimentos entre t= 8 heo final da fase de condicionamento ( t= 15 h) mostram valores médios de 0,35 kg / h (desvio padrão = 0,22 kg / h) e 0,37 kg / h (desvio padrão = 0,24 kg / h), respectivamente. No entanto, existem pontos altos aleatórios na taxa de transporte de sedimentos, mesmo após 8 h, apesar de não haver alimentação de sedimentos na entrada. Esses picos implicam que a destruição parcial (ou reorganização) da estrutura do leito ocorre mesmo após um longo período de condicionamento.

Pesquisadores anteriores (Haynes e Pender, 2007 Masteller e Finnegan, 2017) sugeriram que uma função exponencial pode ser implementada para descrever tal diminuição da taxa de transporte de sedimentos sob fluxo de condicionamento. A análise adicional é implementada no Suplemento para ajustar REF2 (15) e REF6 (15) (que têm a maior duração da fase de condicionamento) contra uma função exponencial de dois parâmetros. Os resultados mostram que a função exponencial pode descrever a tendência geral decrescente da taxa de transporte de sedimentos durante a fase de condicionamento, exceto no início do experimento onde a diminuição da taxa de transporte de sedimentos é muito mais significativa do que a prevista pela função exponencial. Os leitores podem consultar o suplemento para obter mais detalhes.

Figura 6Taxa de transporte instantâneo de sedimentos medida pela mesa de luz durante (uma) a fase de condicionamento e (b) a fase do hidrograma. (c) Taxa de mudança temporal intra-passo de Qs normalizado contra Qsa para cada etapa do hidrograma. Qs é a taxa de transporte de sedimentos, e Qsa é a taxa média de transporte de sedimentos de uma determinada etapa do hidrograma.

A Figura 6b apresenta a taxa de transporte instantâneo de sedimentos durante a fase de hidrograma. Os resultados mostram que a variação da taxa de transporte de sedimentos entre diferentes experimentos prevalece na primeira etapa do hidrograma, com a maior taxa de transporte de sedimentos para o experimento com a menor duração de condicionamento (REF7 (0,25)) e a menor taxa de transporte de sedimentos para o experimento com a maior duração de condicionamento (REF6 (15)). Essa variação entre os experimentos, no entanto, diminui no final da etapa 1 e não é observada nas três etapas seguintes do hidrograma, com a linha de cada experimento colapsando na figura. Esses ajustes da taxa de transporte de sedimentos são consistentes com o processo de deformação do canal mostrado na Fig. 3. Assim, tanto para o transporte de sedimentos quanto para a deformação do canal, os resultados de REF7 (0,25) se desviam de outros experimentos na etapa 1 (maior taxa de transporte de sedimentos e mais degradação em REF7 (0,25)), mas colapso com outros experimentos nas três etapas seguintes.

Os resultados na Fig. 6b também mostram grandes variações da taxa de transporte de sedimentos durante cada etapa do hidrograma. Essas variações intra-etapa da taxa de transporte de sedimentos são investigadas na Fig. 6c, com o x eixo sendo a taxa média de transporte de sedimentos de cada etapa Qsa e a y eixo sendo d (Qs / Q sa) / d t. O valor de d (Qs / Q sa) / d t é estimado por regressão linear. Aqui, a taxa de transporte instantâneo de sedimentos Qs é dimensionado em relação à taxa média de transporte de sedimentos da etapa correspondente Qsa a fim de facilitar a comparação entre as diferentes etapas do hidrograma.

Os resultados na Fig. 6c mostram que uma grande fração dos dados (11 de 20) exibe uma tendência decrescente no tempo para Qs (ou seja, um valor negativo na coordenada vertical). Basicamente, quanto maior for a taxa média de transporte de sedimentos Qsa , quanto maior a taxa de redução em Qs . Ferrer-Boix e Hassan (2015) observaram declínios semelhantes no transporte de sedimentos durante seus experimentos de pulso de água. Eles atribuíram isso a (1) a presença de estruturas do leito, que poderiam ter reduzido o atrito da pele em até 20%, e (2) mudanças no fluxo nos padrões de classificação da superfície do leito. Dos 20 conjuntos de dados, 5 exibem alguma tendência temporalmente crescente em Qs (embora isso não seja tão evidente quanto a tendência decrescente mencionada anteriormente). Eles são REF5 (5), REF3 (10), REF6 (15) durante a primeira etapa e REF7 (0,25), REF4 (2) durante a terceira etapa. Isso mostra que para os três experimentos com uma longa duração de condicionamento, Qs é muito baixo no final da fase de condicionamento, e a primeira etapa do hidrograma vê uma tendência temporalmente crescente em Qs , enquanto para os dois experimentos com uma fase de condicionamento curta, Qs ainda é alta no final do condicionamento e, portanto, a taxa de transporte de sedimentos continua diminuindo durante a primeira etapa até uma tendência de aumento em Qs é observado na terceira etapa, em que o suprimento de água e sedimentos torna-se evidentemente maior. As tendências decrescentes e crescentes de Qs durante as etapas do hidrograma, reflita os ajustes transitórios do leito para a mudança no suprimento de água e sedimentos antes que o equilíbrio seja alcançado.

O sedimento coletado na armadilha ou caixa de cauda na saída da calha nos permite traçar a quantidade total de saída de sedimento durante cada etapa do hidrograma. A Figura 7a mostra a produção total de sedimentos durante todo o hidrograma. Pode-se observar que o efeito da duração do condicionamento na produção total de sedimentos durante toda a fase do hidrograma não é evidente: uma maior duração do fluxo de condicionamento não leva necessariamente a uma produção de sedimentos menor (ou maior). A maior saída de sedimentos ocorre em REF7 (0,25), que é 55% maior do que a saída de sedimentos em REF3 (10), que tem a menor saída, mas é quase igual (apenas 4% maior que) a saída de sedimentos em REF6 (15). Calculamos ainda o coeficiente de correlação entre a produção total de sedimentos e a duração do fluxo de condicionamento e obtemos um valor de r = - 0,14, indicando que quase não há correlação entre os dois parâmetros.

Figura 7Produção de sedimentos medida em uma armadilha durante (uma) todo o hidrograma, (b) etapa 1 do hidrograma, (c) etapa 2 do hidrograma, (d) etapa 3 do hidrograma, e (e) etapa 4 do hidrograma.

No entanto, se estudarmos o transporte de sedimentos durante cada etapa do hidrograma, podemos descobrir que na etapa 1 REF7 (0,25) tem uma saída de sedimento muito maior do que os outros experimentos, como mostrado na Fig. 7b. Para a Etapa 1, a produção de sedimentos é 1,1 em REF6 (15) 3,4-4,4 kg em REF4 (2), REF5 (5) e REF 3 (10) e aumenta acentuadamente para 23,4 kg em REF7 (0,25) (que é mais 20 vezes mais que em REF6 (15)). Isso está de acordo com os resultados para a taxa de transporte instantâneo de sedimentos mostrados na Fig. 6b e mostra que a duração do fluxo de condicionamento pode influenciar o transporte de sedimentos no início da inundação subsequente, com uma fase de condicionamento mais longa levando a menos transporte de sedimentos. Quando a duração do fluxo de condicionamento é superior a 2 h, a taxa de transporte de sedimentos subsequente torna-se bastante insensível a um aumento adicional da duração do condicionamento, indicando que a reorganização do leito do rio sob o fluxo de condicionamento é quase concluída em 2 h. Os efeitos da história de estresse no transporte subsequente de sedimentos dificilmente podem ser observados durante a etapa 2 do hidrograma (Fig. 7c). A produção de sedimentos em REF7 (0,25) reduz significativamente a uma magnitude semelhante aos outros experimentos porque a maior parte do material do leito solto em REF7 (0,25) foi movido até o final da etapa 1. Mais especificamente, os volumes de produção de sedimentos nesta etapa faixa entre 3,1 e 8,6 kg, com a maior saída ocorrendo em REF5 (5) e a saída mínima ocorrendo em REF3 (10). Calculamos ainda o coeficiente de correlação entre a produção de sedimentos e a duração do condicionamento e obtemos um valor de r = - 0,61, indicando que uma duração de condicionamento mais longa não pode mais levar a uma produção de sedimentos maior nesta etapa. Na Etapa 3 do hidrograma (Fig. 7d), a produção de sedimentos em REF7 (0,25) e REF4 (2) é maior do que em outros três experimentos, que têm fases de condicionamento mais longas. No entanto, nesta etapa, a produção de sedimentos em REF7 (0,25) não é mais do que 3 vezes a produção de sedimentos em REF3 (10), que tem a produção mínima de sedimentos. Essa diferença de saída de sedimento entre os experimentos não é tão significativa quanto na etapa 1. Na última etapa do hidrograma, com a descarga de fluxo e o suprimento de sedimento se aproximando de seus picos, a diferença na saída de sedimento entre os cinco experimentos torna-se novamente pequena, com o valores que variam entre 72,1 kg em REF4 (2) e 119,6 kg em REF6 (15). Isso demonstra que pouca influência do histórico de estresse permanece nesta etapa.

A Figura 8 mostra a variação temporal da distribuição de tamanho de grão da carga do leito. Aqui Dl10 , Dl50 , e Dl90 denotam tamanhos de grãos tais que 10%, 50% e 90% são mais finos na carga do leito, respectivamente. A precisão das medições é estimada comparando os dados da mesa de luz com os dados da armadilha. Os resultados mostram que, para nossos experimentos, o método da mesa de luz tem boa precisão em termos do tamanho médio da carga do leito ( Dl50 ), com uma superestimação de 3% em média (111 amostras e um desvio padrão de 40,1%). Medições de Dl10 e Dl90 mostram menos precisão, com uma subestimação de 20% em média (111 amostras e um desvio padrão de 39,0%) para Dl10 e uma superestimação de 30% em média (111 amostras e um desvio padrão de 26,5%) para Dl90 . Os detalhes relativos a esta análise de incerteza são apresentados no Suplemento.

O valor de Dl10 mostra uma tendência decrescente durante a fase de condicionamento (Fig. 8a), com um valor de mais de 2 mm no início para cerca de 0,6 mm após 15 h, apesar das grandes flutuações antes das 8 h. A diminuição de Dl10 reflete um aumento na fração do sedimento mais fino na carga do leito. Nas primeiras duas etapas do hidrograma (Fig. 8b), o valor de Dl10 é relativamente estável para experimentos com fases de condicionamento longas (ou seja, REF6 (15) e REF3 (10)), mas mostra uma tendência decrescente junto com flutuações para experimentos com fases de condicionamento curtas (ou seja, REF7 (0,25), REF4 (2) e REF5 (5)). As duas últimas etapas do hidrograma mostram um aumento evidente no valor de Dl10 em comparação com as duas primeiras etapas, devido ao aumento do fluxo de descarga e fornecimento de sedimentos (Fig. 8b). Notamos que tal aumento no Dl10 é maior do que o desvio padrão das medições, conforme mostrado acima.

As Figuras 8c e d mostram a variação temporal de Dl50 . Comparado com o de Dl10 , a variação temporal de Dl50 mostra flutuações mais significativas durante a fase de condicionamento (especialmente após t= 10 h), bem como no início do hidrograma. Isso pode ser demonstrado pelo coeficiente de variação (cv) do tamanho do grão. Para a fase de condicionamento (após t= 10 h), o cv de Dl10 mostra um valor médio de 0,05, enquanto o cv de Dl50 mostra um valor médio de 1,44. Para a etapa 1 da fase de hidrograma, o cv de Dl10 mostra um valor médio de 0,35, enquanto o cv de Dl50 mostra um valor médio de 0,66. Para a etapa 2 da fase de hidrograma, o cv de Dl10 mostra um valor médio de 0,12, enquanto o cv de Dl50 mostra um valor médio de 0,54. Quanto à variação temporal de Dl90 (na Fig. 8e e f), as flutuações ainda são significativas, com o cv médio sendo 0,61, 0,34 e 0,27 para a fase de condicionamento (após t= 10 h), etapa 1 da fase de hidrograma e etapa 2 da fase de hidrograma, respectivamente. Além disso, não há aumento ou diminuição significativa de Dl90 durante o experimento. Isso indica que o transporte do sedimento mais grosso não é sensível à variação de nossas condições experimentais. As flutuações mais significativas em Dl50 e Dl90 pode ser atribuído ao fato de que, durante um fluxo relativamente baixo, o sedimento grosso tem mais probabilidade de estar perto do limiar de movimento e se mover intermitentemente, por exemplo, como grãos individuais, em oposição ao movimento mais contínuo para sedimento fino. Essas flutuações diminuem gradualmente com o aumento do fluxo e do suprimento de sedimentos, conforme a armadura estática na superfície do leito transita para a armadura móvel e o movimento dos grãos grossos se torna mais contínuo.

Figura 8Ajustes temporais de tamanhos de grãos característicos da carga do leito: (uma) Dl10 durante a fase de condicionamento, (b) Dl10 durante a fase de hidrograma, (c) Dl50 durante a fase de condicionamento, (d) Dl50 durante a fase de hidrograma, (e) Dl90 durante a fase de condicionamento, e (f) Dl90 durante a fase de hidrograma.

Com a taxa de transporte fracionário de sedimentos medida pela mesa de luz, também analisamos a mobilidade de sedimentos de cada faixa de tamanho durante o experimento. Os resultados mostram que a taxa de transporte de sedimentos é caracterizada por mobilidade igual (ou seja, o GSD da carga de sedimentos corresponde ao GSD do sedimento na superfície do leito) no início da fase de condicionamento, mas passa para a mobilidade parcial ou seletiva após uma fase de condicionamento relativamente longa e durante as duas primeiras etapas do hidrograma. However, with the increase of flow discharge and sediment supply, the sediment transport regime gradually returns to equal mobility during the last two steps of the hydrograph. Details of the analysis are presented in the Supplement.


Afiliações

State Key Laboratory of Urban and Regional Ecology, Research Center for Eco-Environmental Sciences, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100085, China

Shuai Wang, Bojie Fu, Yihe Lü, Xiaoming Feng & Yafeng Wang

Joint Center for Global Change Studies, Beijing 100875, China

Shuai Wang, Bojie Fu, Yihe Lü, Xiaoming Feng & Yafeng Wang

College of Urban and Environmental Sciences, Peking University, Beijing 100871, China

Laboratory of Alpine Ecology and Biodiversity, Institute of Tibetan Plateau Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China

Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement, CEA CNRS UVSQ, 91191 Gif-sur-Yvette, France


The Impact of Winter Storms on Sediment Transport Through a Narrow Strait, Bohai, China

The Yellow River is one of the most significant sources of terrestrial sediment to the global seas, and the Bohai Strait is the only pathway that delivers Yellow River-derived sediments from the shallow Bohai Sea to the Yellow Sea. To investigate sediment transport processes through the strait under the influence of storms (strong northerly winds) that frequently occur in winter, we deployed two sets of observing platforms equipped with Acoustic Doppler Current Profilers (ADCP) and a suite of other sensors in the strait in January 2018. Aided by a system of high-resolution models, we reconstructed sediment dynamics in response to the strong northerly wind of a winter storm. Model results show that the instantaneous suspended sediment flux (SSF) is highly aligned with tidal currents, while the net sediment flux has a clear dependence on variations in exchange flow and sediment resuspension. Enhanced coastal currents, intensified wave motions, and higher suspended sediment concentrations indicate that the through-strait sediment flux during outflows is greater than during inflow conditions. Such SSF asymmetries are believed responsible for the net sediment export through the Bohai Strait in wintertime. Diagnostic analyses provided insights into the dynamic mechanisms of exchange flow variations influenced by both the strong northerly winds and the wind-triggered coastal trapped waves in the shallow, narrow strait via geostrophic effects. This study highlights the importance of storm-induced horizontal exchange processes in a coupled bay-shelf system.

Plain Language Summary

The aim of this study is to characterize the dominant processes that control net wintertime sediment fluxes through a narrow strait. Flows, waves, and sediment concentration were measured in the strait during a winter storm. A well-validated model showed that wintertime flows in the strait are dominated by alternating, strait-wide inflow and outflow. Occasionally, however, inflows and outflows are concurrent over different sections of the strait. Based on a numerical model, our calculations of sediment flux for the entire winter revealed that large net sediment flux occurred when both winds and waves were strong. These results provide a better understanding of how sediment transport in a bay-shelf system has driven by both local and remote forcing mechanisms.


Assista o vídeo: Transporte de Sedimentos num rio