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9.5 : Transport des sédiments - Géosciences


L'effet Bernoulli

Une pression plus élevée au-dessus des grains qu'en dessous d'eux peut « tirer » les grains du lit dans le flux. La différence de pression provient d'une différence de vitesse de l'eau (ou de l'air) au-dessus et en dessous du grain. Comme l'eau s'écoule plus rapidement, il y a moins de collisions entre l'eau et la surface sur laquelle elle s'écoule qu'il n'y en a entre l'eau stagnante et une surface similaire. La pression est due aux collisions. Ainsi, moins de collisions signifie moins de pression. Le côté amont d'un grain subit le plus de collisions parce que l'eau s'y écoule. Le côté aval subit le moins de collisions, et les côtés du grain subissent moins de collisions là où l'écoulement est plus rapide et plus là où l'écoulement est plus lent. Le résultat net est une zone de basse pression au-dessus et légèrement en aval d'un grain. Si la force exercée par cette différence de pression est supérieure à la force de gravité, le grain se soulèvera du lit. Cette portance due à la différence de pression est l'effet Bernouli.

Quels grains bougent ?

Les grains entraînés dans le flux dépendent de leur taille et de leur densité (combien ils pèsent) car cela détermine la force de gravité qui les maintient en place. Cela dépend aussi de la forme du grain. Un grain avec une grande surface pour subir la basse pression (comme une plaque) sera plus susceptible d'être ramassé qu'un grain rond de la même masse (bien que les grains plats puissent voir une plus petite différence d'écoulement de haut en bas si la couche limite est épais, et donc les grains plats peuvent subir un effet Bernoulli plus faible par unité de surface.) L'autre chose qui compte vraiment est la position d'un grain par rapport aux grains environnants. Si un grain est pris en sandwich entre des grains plus gros, c'est-à-dire dans leurs ombres d'écoulement, il ne subira pas une différence de pression aussi importante que s'il se trouvait sur une surface plane. De plus, si un grain est en amont d'un gros grain, il doit être soulevé dessus, il doit donc subir une force suffisante pour le soulever haut dans le flux. Ainsi, les choses peuvent être compliquées si vous essayez de prédire le comportement d'un grain spécifique. Cependant, les expériences et la théorie fournissent des prédictions statistiquement significatives sur la façon dont les grains se comportent en moyenne.

Transport de charge de fond et de charge suspendue

Deux choses peuvent arriver une fois qu'un grain est soulevé dans le flux : 1) il peut retomber ou 2) il peut y rester. Cela dépend de la rapidité avec laquelle le grain se dépose par rapport à la turbulence de l'eau (retour à ...). Charge de lit fait référence aux grains qui sont transportés le long du lit sédimentaire, par ex. grains qui roulent et sont soulevés du lit, mais ils retombent rapidement. Le nom de charriage vient du fait que les grains se déplaçant par traction et saltation ne s'éloignent jamais trop du lit et «charge» est un terme d'ingénierie pour la quantité de sédiments transportés par une rivière. Les grains roulants sont en traction. Les grains qui sont retirés du lit avec l'effet Bernoulli mais qui sont suffisamment gros pour que la gravité les fasse retomber « rapidement » sur le lit sont dits salaison. (Le mot saltation fait référence à la façon dont le sel d'une salière rebondit lorsqu'il est secoué sur une surface dure. Le mot est dérivé d'un mot latin signifiant danse.) Les grains de charriage sont ceux qui forment des structures sédimentaires dans l'eau qui coule.

Voici une liste de lecture avec des films liés au transport des sédiments : Sed Transport Playlist de Sumnerd

Suspendu les sédiments sont constitués de grains assez légers ou suffisamment petits pour ne pas se déposer hors de l'eau; les jets d'eau turbulents les maintiennent dans l'écoulement (voir eau brune sur la photo). Plus il y a de turbulences dans l'eau, par ex. plus le nombre de Reynolds est élevé, plus les grains en suspension seront gros. Les mouvements ascendants de l'écoulement turbulent sont plus rapides que la vitesse à laquelle ces grains se déposent, de sorte que la gravité est contrecarrée et qu'ils restent « flottants » dans l'eau même s'ils sont plus denses que l'eau. Les très petits grains ne se déposent pas hors des écoulements à moins que le nombre de Reynolds ne soit faible, ce qui signifie que les écoulements doivent avoir une vitesse d'écoulement très faible ou être très peu profonds.

Vidéo YouTube d'argile blanche dans un écoulement turbulent dans un canal : http://tinyurl.com/78kg3z La pulsation dans l'écoulement est (probablement) due à la pompe qui fait couler l'eau.

La vidéo ci-dessous montre à la fois le transport suspendu et le transport par charriage. L'eau est trouble à cause des grains en suspension et on peut voir des cailloux rouler sur le lit.

Diagramme de Hjulström

Les flux nécessaires pour ramasser des grains de certaines tailles ont été largement étudiés dans des expériences et les résultats sont tracés dans des diagrammes de Hjulstrom (ou Shields). Les diagrammes de Hjulstrom montrent l'entraînement des grains sur un graphique de la taille des grains en fonction de la vitesse d'écoulement. Ce diagramme montre les zones où des grains de différentes tailles sont laissés sur le lit, où ils sont parfois déplacés (c'est la zone grise) et où ils sont souvent soulevés et érodés. Notez que les grains plus gros nécessitent des débits plus élevés - en général. La vitesse de l'eau requise pour transporter un grain est appelée la vitesse critique. C'est important. S'il y a du gravier dans un dépôt sédimentaire, on peut dire que le débit d'eau devait être au-dessus de la seuil critique pour qu'il y arrive ! Cela pourrait nécessiter une rivière à débit rapide ou une forte action des vagues, et ainsi, une grande partie de la réduction de l'environnement de dépôt a déjà été effectuée !

Voici le diagramme de Hjulstrom que nous utiliserons (ou celui du texte de Nichols, qui contient des informations supplémentaires à ce sujet) :

Si la vitesse d'écoulement et la taille des grains sont dans le champ « Dépôt », des grains de cette taille ne seront pas soulevés dans l'écoulement, et s'ils sont déjà en mouvement, ils seront déposés sur la surface du sédiment. Si la vitesse d'écoulement et la taille des grains sont dans le champ étiqueté "Transport", les grains en mouvement sont susceptibles de continuer à se déplacer. Quelques grains seront déposés et quelques grains seront érodés, mais il n'y aura pas de changement significatif dans le nombre de grains qui se déplacent. Si la vitesse d'écoulement et la taille des grains sont dans le champ intitulé « Erosion », plus de grains seront transportés qu'ils ne seront déposés jusqu'à ce que le flux transporte autant de grains que possible, par ex. il est à sa "capacité de charge" pour les sédiments.

Les limites de dépôt, de transport et d'érosion se déplacent avec la profondeur d'écoulement changeante. Par exemple, des écoulements plus profonds peuvent déplacer des grains plus gros à la même vitesse d'écoulement car ils sont plus turbulents :

[Re = dfrac{l imes u imes ho}{µ} ag{3.1}]

et (l) est plus grand. En effet, les écoulements plus profonds peuvent avoir de plus grandes variations de vitesse d'écoulement et les couches d'écoulement laminaire sont très minces. Ils peuvent avoir des salves d'écoulement très rapide par rapport à la vitesse d'écoulement moyenne et ces salves peuvent ramasser des grains plus gros.

Avertir

Les caractéristiques d'écoulement réelles sont beaucoup plus complexes en détail que de simples diagrammes de Hjulstrom, qui résument de nombreuses caractéristiques en deux axes. Cependant, comme beaucoup de gens, nous utiliserons quand même le diagramme, car il est très utile en règle générale. N'oubliez pas qu'il ne représente pas exactement ce qui se passera en détail - il s'agit d'une supposition raisonnable.

Transport de limon et d'argile

Notez que pour la petite extrémité de la taille des grains, la vitesse d'écoulement requise pour l'érosion augmente en fait. L'une des raisons pour lesquelles les petits grains sont difficiles à éroder est qu'ils ont tendance à ne pas traverser la sous-couche laminaire ; ils sont tout simplement trop petits. Ainsi, des couches limites plus fines sont nécessaires pour les rouler ou pour que les différences de pression les ramassent du lit. De plus, les surfaces des minéraux argileux ont tendance à être chargées et les grains se collent les uns aux autres. Cela est plus évident lorsque de gros amas de boue collent à vos chaussures. Cela n'arrive tout simplement pas avec le sable (à moins qu'il n'y ait quelque chose de grossier dedans). La viscosité des grains d'argile les rend difficiles à éroder, des débits d'eau plus rapides (une plus grande différence de pression ou des turbulences plus importantes jusqu'à la surface des sédiments) sont donc nécessaires pour les déplacer. Plus les grains sont petits, plus les charges de surface collent les grains entre eux, donc plus le flux nécessaire pour les éroder est fort. Le caractère collant des grains d'argile dépend également de la quantité d'eau entre eux et de la minéralogie, il existe donc une grande zone grise où une argile peut ou non s'éroder.

Dans le diagramme de Hjulstrom, il y a une zone intéressante où le flux n'est pas assez fort pour déplacer aucune des particules sur le lit, mais celles qui sont dans la charge en suspension ne se déposent pas non plus. Cette zone comprend de nombreuses eaux à la surface de la Terre. Dans les écoulements de vitesse quelconque ou très profonds, (Re) est suffisamment élevé pour maintenir un peu d'argile en suspension. Le dépôt d'argile se produit généralement très lentement, par ex. lorsque la vitesse de décantation est légèrement plus rapide que la vitesse moyenne à laquelle la turbulence déplace les particules d'argile vers le haut ou lorsque les argiles s'agglutinent pour former des grains plus gros (ce qui est courant lorsque les eaux douces et salées se mélangent).

Notes diverses

Encore quelques mots sur la saltation : La saltation est un processus très intéressant et important dans le transport des sédiments, car la force de l'impact lorsque les grains atterrissent a tendance à faire tomber de nouveaux grains dans le flux même si le flux n'est pas assez rapide pour les soulever avec l'effet Bernoulli. Ces nouveaux grains peuvent soulever plus de grains lorsqu'ils atterrissent, etc. Cela augmente le taux de transport des sédiments au-delà de la quantité que le flux peut soulever des grains du lit. C'est l'une des causes de la zone grise dans le diagramme de Hjulstrom aux plus grandes tailles de grains. Une fois que la saltation commence, elle peut déclencher un transport de sédiments qui ne se produirait pas autrement.

Déposition: Le dépôt est l'accumulation de grains. Si un flux démarre lentement et gagne en vitesse, il commencera à déplacer des grains de plus en plus gros. En ralentissant, il ne peut déplacer que les plus petits. Le dépôt se produit lorsqu'un écoulement ralentit et commence à laisser des grains sur le lit. La combinaison de vitesses d'écoulement moyennes changeantes et de variations locales de vitesse d'écoulement causées par la topographie du lit donne naissance à des structures sédimentaires très informatives - y compris une stratification croisée - qui sont extrêmement utiles pour interpréter les environnements de dépôt.


9.5 : Transport des sédiments - Géosciences

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9.5 Structures sédimentaires et fossiles

Grâce à une observation attentive au cours des derniers siècles, les géologues ont découvert que l'accumulation de sédiments et de roches sédimentaires se déroule selon certains principes géologiques importants qui peuvent être résumés comme suit :

  • Le principe d'horizontalité originelle affirme que les sédiments s'accumulent en couches essentiellement horizontales. L'implication est que les couches sédimentaires inclinées observées aujourd'hui doivent avoir été soumises à des forces tectoniques qui les ont inclinées.
  • Le principe de superposition déclare que les couches sédimentaires sont déposées en séquence et qu'à moins que toute la séquence n'ait été retournée par des processus tectoniques, les couches du fond sont plus anciennes que celles du sommet.
  • Le principe des inclusions stipule que tout fragment de roche dans une couche sédimentaire doit être plus ancien que la couche qui les contient. Par exemple, les pavés d'un conglomérat doivent avoir été formés avant le conglomérat.
  • Le principe de succession faunique déclare qu'il existe un ordre bien défini dans lequel les organismes ont évolué au cours des temps géologiques, et donc l'identification de fossiles spécifiques dans une roche peut être utilisée pour déterminer son âge.

Ces principes et d'autres sont examinés plus en détail au chapitre 19.

En plus de ces principes qui s'appliquent à toutes les roches sédimentaires, un certain nombre d'autres caractéristiques importantes des processus sédimentaires conduisent au développement de caractéristiques sédimentaires distinctives dans des environnements sédimentaires spécifiques. En comprenant les origines de ces caractéristiques, nous pouvons faire des inférences très utiles sur les processus et l'environnement de dépôt qui ont finalement abouti aux roches que nous étudions.

Literie fait référence aux couches sédimentaires qui peuvent être distinguées les unes des autres sur la base de caractéristiques telles que la texture, la composition, la couleur ou les caractéristiques d'altération (figure 9.22). Ils peuvent également être des couches similaires séparées par séparations, des régions étroites marquant des surfaces plus faibles où l'érosion est accentuée. La litière est une indication des changements dans les processus de dépôt qui peuvent être liés aux différences saisonnières, aux changements climatiques, aux changements d'emplacement des rivières ou des deltas, ou aux changements tectoniques. La litière peut se former dans presque tous les environnements de dépôt.

Graphique 9.22 Lits dans le mont de soufre triasique. Formation près d'Exshaw, Alberta. La literie est définie par des différences de couleur et de texture, ainsi que par des séparations (lignes plus foncées) entre les lits qui pourraient autrement sembler similaires. Source : Steven Earle (2015) CC BY 4.0 voir la source

Litage croisé est une litière qui contient des couches inclinées. Il se forme lorsque les sédiments sont déposés par l'écoulement de l'eau ou du vent (figure 9.23). Les lits transversaux dans les cours d'eau ont tendance à être de l'ordre de cm à des dizaines de cm, tandis que ceux dans éolien Les sédiments (déposés par le vent) peuvent être à l'échelle du mètre.

Graphique 9.23 Grès éolien de la formation jurassique Navajo à lits croisés dans le parc national de Zion, dans l'Utah. Dans la plupart des couches, les lits transversaux plongent vers la droite, ce qui implique la direction du vent de droite à gauche pendant le dépôt. Un lit plonge dans la direction opposée, ce qui implique une direction du vent différente. Source : Steven Earle (2015) CC BY 4.0 voir la source

Des lits transversaux se forment lorsque des sédiments se déposent sur le bord d'attaque d'une ondulation ou d'une dune en progression. Chaque couche est liée à une ondulation différente qui avance dans le sens de l'écoulement et est partiellement érodée par l'ondulation suivante (Figure 9.23). La stratification transversale est une structure sédimentaire très importante à reconnaître car elle peut fournir des informations sur la direction des flux actuels et, lorsqu'elle est analysée en détail, sur d'autres caractéristiques telles que le débit et la quantité de sédiments disponibles.

Graphique 9.24 Formation de lits transversaux comme une série d'ondulations ou de dunes qui migrent avec le flux. Chaque ondulation avance (de droite à gauche sur cette vue) à mesure que davantage de sédiments se déposent sur sa face avant. Source : Steven Earle (2015) CC BY 4.0 voir la source

Ondulations, qui sont associées à la formation de stratifications transversales sous écoulement unidirectionnel, peuvent être conservées à la surface des lits sédimentaires. Les ondulations formées dans l'eau qui coule peuvent également aider à déterminer la direction de l'écoulement car elles ont tendance à avoir leur surface la plus raide orientée vers le bas. Des ondulations peuvent également se former à partir de flux de va-et-vient, comme sur une plage, mais celles-ci ne laissent pas de lits transversaux et sont symétriques, sans un côté plus raide que l'autre.

Literie graduée se caractérise par un changement de granulométrie de bas en haut au sein d'un lit simple. Les lits classés « normaux » sont grossiers au fond et deviennent plus fins vers le haut (figure 9.25), un produit du dépôt d'un courant qui ralentit. Certains lits classés sont inversés (plus grossiers au sommet), et cela résulte normalement du dépôt par une coulée de débris se déplaçant rapidement. La plupart des lits classés se forment dans un environnement de cône sous-marin, où des flux riches en sédiments descendent périodiquement d'un plateau marin peu profond le long d'une pente et sur le fond marin plus profond.

Graphique 9.25 Literie graduée allant des galets en bas au sable en haut. Source : Recadrée de James St. John (2018) CC BY 2.0 voir la source

Dans un environnement de cours d'eau, les rochers, les galets et les cailloux peuvent devenir imbriqué, ce qui signifie qu'ils sont généralement inclinés dans le même sens. Les clastes dans les cours d'eau ont tendance à s'incliner avec leurs extrémités supérieures dirigées vers l'aval, car il s'agit de la position la plus stable par rapport au débit du cours d'eau (figure 9.26).

Graphique 9.26 Imbrication de clastes en milieu fluvial. Source : Steven Earle (2015) CC BY 4.0 voir la source

Fissures de boue se forment lorsqu'un plan d'eau peu profond (par exemple, une vasière ou un étang), dans lequel des sédiments boueux ont été déposés, s'assèche et se fissure (figure 9.27). Cela se produit parce que l'argile dans les couches supérieures de boue rétrécit lors du séchage.

Graphique 9.27 La boue se fissure dans un raz-de-marée en Angleterre. Source : Alan Parkinson (2000) CC BY-SA 2.0 voir la source

Les diverses structures décrites ci-dessus sont essentielles pour comprendre et interpréter la formation des roches sédimentaires. En plus de ces structures, les géologues examinent également de très près les grains sédimentaires pour déterminer leur minéralogie ou leur lithologie (afin de faire des déductions sur le type de roche mère et les processus d'altération), leur degré d'arrondi, leurs tailles et l'étendue de lesquels ils ont été triés par transport et processus de dépôt.

Une note sur les fossiles

Les fossiles ne sont pas traités en détail dans ce livre, mais ils sont extrêmement importants pour comprendre les roches sédimentaires. Les fossiles peuvent être utilisés pour dater les roches sédimentaires, mais tout aussi important, ils nous renseignent beaucoup sur l'environnement de dépôt des sédiments et le climat à l'époque : ils peuvent aider à différencier les environnements marins, aquatiques et terrestres estimer la profondeur de l'eau détecte l'existence de courants et estime la température moyenne et les précipitations.

Exercice : Interprétation des environnements passés

Les roches sédimentaires peuvent nous en dire beaucoup sur les conditions environnementales qui existaient au moment de leur formation. Pour chacune des roches suivantes, faites quelques déductions sur les éléments suivants :

  • Roche mère
  • érosion
  • transport des sédiments (moyen de transport, distance de transport)
  • conditions de dépôt

Grès quartzeux : pas de feldspath, grains de quartz bien triés et bien arrondis, à lits croisés

Grès et mudstone feldspathiques : feldspath, fragments volcaniques, grains anguleux, stratification graduée répétitive depuis le grès jusqu'au mudstone

Conglomérat: galets ronds et galets d'imbrication de granit et basalte

Brèche : fragments calcaires anguleux mal triés matrice rouge orangé


3.2 Transport des sédiments

Dans la Fig. 6, nous présentons le taux de transport instantané des sédiments Qs mesurée par la table lumineuse au cours de chaque expérience. Le transport des sédiments est signalé toutes les 5 minutes, comme décrit dans la Sect. 2. La précision des résultats est estimée en comparant les données de la table lumineuse avec les données mesurées par le piège. Les résultats montrent que pour nos expériences, la méthode de la table lumineuse a une bonne précision en termes de taux de transport sédimentaire, avec une surestimation de 4 % en moyenne (111 échantillons et un écart type de 14,5 %). Au total, 70 échantillons sur 111 présentent une précision de ±10 % et 93 échantillons sur 111 présentent une précision de ±20 %. Les détails de cette analyse d'incertitude sont présentés dans le Supplément.

On peut voir sur la figure 6a que la variation temporelle du taux de transport des sédiments pendant la phase de conditionnement suit la même tendance dans les six expériences. C'est-à-dire que le taux de transport des sédiments diminue de manière significative pendant la phase de conditionnement, le taux de diminution étant très important au début, puis diminuant progressivement. Au cours des 15 premières minutes, les taux de transport des sédiments passent de plus de 500 kg/h à moins de 100 kg/h. Ensuite, il faut encore environ 2 h pour que les taux de transport des sédiments chutent à près de 1 kg/h. Le taux de transport des sédiments s'approche finalement d'une valeur faible et relativement constante après environ 8 h de flux de conditionnement. Pour REF2 (15) et REF6 (15), qui ont la phase de conditionnement la plus longue, les taux de transport des sédiments entre t=8 h et la fin de la phase de conditionnement ( t=15 h) montrent des valeurs moyennes de 0,35 kg/h (écart-type = 0,22 kg/h) et 0,37 kg/h (écart-type = 0,24 kg/h), respectivement. Néanmoins, il existe des points élevés aléatoires dans le taux de transport des sédiments même après 8 h, malgré l'absence d'alimentation en sédiments de l'entrée. Ces pointes impliquent qu'une destruction partielle (ou une réorganisation) de la structure du lit se produit même après une longue durée de conditionnement.

Des chercheurs antérieurs (Haynes et Pender, 2007 Masteller et Finnegan, 2017) ont suggéré qu'une fonction exponentielle peut être mise en œuvre pour décrire une telle diminution du taux de transport des sédiments sous un écoulement conditionné. Une analyse supplémentaire est mise en œuvre dans le Supplément pour ajuster REF2 (15) et REF6 (15) (qui ont la plus longue durée de phase de conditionnement) par rapport à une fonction exponentielle à deux paramètres. Les résultats montrent que la fonction exponentielle peut décrire la tendance générale à la baisse du taux de transport des sédiments pendant la phase de conditionnement, sauf au début de l'expérience où la diminution du taux de transport des sédiments est beaucoup plus importante que celle prédite par la fonction exponentielle. Les lecteurs peuvent se référer au Supplément pour plus de détails.

Figure 6Taux de transport instantané des sédiments mesuré par la table lumineuse pendant (une) la phase de conditionnement et (b) la phase hydrographique. (c) Taux de changement temporel intra-étape de Qs normalisé contre Qsa pour chaque étape de l'hydrogramme. Qs est le taux de transport des sédiments, et Qsa est le taux moyen de transport de sédiments d'une étape d'hydrogramme donnée.

La figure 6b présente le taux de transport instantané des sédiments pendant la phase hydrographique. Les résultats montrent que la variation du taux de transport de sédiments entre différentes expériences prévaut dans la première étape de l'hydrogramme, avec le taux de transport de sédiments le plus élevé pour l'expérience avec la durée de conditionnement la plus courte (REF7 (0,25)) et le taux de transport de sédiments le plus petit pour l'expérience avec la durée de conditionnement la plus longue (REF6 (15)). Une telle variation entre les expériences, cependant, diminue vers la fin de l'étape 1 et n'est pas observée dans les trois étapes suivantes de l'hydrogramme, la ligne pour chaque expérience s'effondrant sur la figure. De tels ajustements du taux de transport des sédiments sont cohérents avec le processus de déformation du chenal illustré à la Fig. 3. Ainsi, pour le transport des sédiments et la déformation du chenal, les résultats de REF7 (0,25) s'écartent des autres expériences de l'étape 1 (taux de transport de sédiments plus élevé et plus dégradation dans REF7 (0,25)) mais s'effondre avec d'autres expériences dans les trois étapes suivantes.

Les résultats de la figure 6b montrent également de grandes variations du taux de transport des sédiments au cours de chaque étape de l'hydrogramme. De telles variations intra-étapes du taux de transport des sédiments sont étudiées sur la figure 6c, avec le X l'axe étant le taux moyen de transport de sédiments de chaque étape Qsa et le oui l'axe étant d(Qs / Q sa ) ​​/ d t . La valeur de d(Qs / Q sa ) ​​/ d t est estimé par régression linéaire. Ici, le taux de transport instantané des sédiments Qs est mis à l'échelle par rapport au taux moyen de transport de sédiments de l'étape correspondante Qsa afin de faciliter la comparaison entre les différentes étapes de l'hydrogramme.

Les résultats de la figure 6c montrent qu'une grande partie des données (11 sur 20) présente une tendance à la baisse dans le temps pour Qs (c'est-à-dire une valeur négative en coordonnée verticale). Fondamentalement, plus le taux moyen de transport de sédiments est élevé Qsa , plus le taux de réduction de Qs . Ferrer-Boix et Hassan (2015) ont observé des baisses similaires du transport des sédiments au cours de leurs expériences d'impulsions d'eau. Ils ont attribué cela à (1) la présence de structures de lit, qui pourraient avoir réduit le frottement cutané jusqu'à 20 %, et (2) des changements dans le sens du cours d'eau dans les modèles de tri à la surface du lit. Sur 20 ensembles de données, 5 présentent une tendance temporelle à la hausse Qs (bien que cela ne soit pas aussi évident que la tendance à la baisse mentionnée précédemment). Il s'agit de REF5 (5), REF3 (10), REF6 (15) lors de la première étape et REF7 (0,25), REF4 (2) lors de la troisième étape. Ceci montre que pour les trois expériences avec une longue durée de conditionnement, Qs est très faible à la fin de la phase de conditionnement, et la première étape de l'hydrogramme voit une tendance temporellement croissante dans Qs , alors que pour les deux expériences avec une phase de conditionnement courte, Qs est encore élevé à la fin du conditionnement, et donc le taux de transport des sédiments continue de diminuer pendant la première étape jusqu'à une tendance à la hausse dans Qs est observée dans la troisième étape, à laquelle l'apport d'eau et de sédiments devient évidemment plus élevé. Les tendances à la baisse et à la hausse des Qs pendant les étapes de l'hydrogramme reflètent les ajustements transitoires du lit à la modification de l'approvisionnement en eau et en sédiments avant que l'équilibre ne soit atteint.

Les sédiments recueillis dans le piège ou la boîte à queue à la sortie du canal nous permettent de tracer la quantité totale de sédiments produits à chaque étape de l'hydrogramme. La figure 7a montre la production totale de sédiments pendant tout l'hydrogramme. On peut voir que l'effet de la durée de conditionnement sur la production totale de sédiments pendant toute la phase hydrographique n'est pas évident : une durée plus longue du flux de conditionnement ne conduit pas nécessairement à une production de sédiments plus petite (ou plus grande). La plus grande sortie de sédiments se produit dans REF7 (0,25), qui est 55 % plus grande que la sortie de sédiments dans REF3 (10), qui a la plus petite sortie, mais est à peu près la même (seulement 4 % plus grande que) la sortie de sédiments dans REF6 (15). Nous calculons en outre le coefficient de corrélation entre la production totale de sédiments et la durée du flux de conditionnement et obtenons une valeur de r = - 0,14 , indiquant qu'il n'y a presque aucune corrélation entre les deux paramètres.

Figure 7Sortie de sédiments mesurée à un piège pendant (une) tout l'hydrogramme, (b) étape 1 de l'hydrogramme, (c) étape 2 de l'hydrogramme, (ré) l'étape 3 de l'hydrogramme, et (e) étape 4 de l'hydrogramme.

Cependant, si nous étudions le transport des sédiments au cours de chaque étape de l'hydrogramme, nous pouvons constater qu'à l'étape 1, REF7 (0,25) a une sortie de sédiments beaucoup plus importante que les autres expériences, comme le montre la figure 7b. Pour l'étape 1, la production de sédiments est de 1,1 dans REF6 (15) 3,4-4,4 kg dans REF4 (2), REF5 (5) et REF 3(10) et augmente fortement à 23,4 kg dans REF7 (0,25) (ce qui est plus plus de 20 fois celui de REF6 (15)). Cela concorde avec les résultats pour le taux de transport instantané des sédiments illustrés à la figure 6b et montre que la durée du débit de conditionnement peut influencer le transport des sédiments au début de la crue suivante, avec une phase de conditionnement plus longue conduisant à moins de transport de sédiments. Lorsque la durée du débit de conditionnement est supérieure à 2 h, le taux de transport de sédiments subséquent devient plutôt insensible à une augmentation supplémentaire de la durée de conditionnement, indiquant que la réorganisation du lit de la rivière sous le débit de conditionnement est principalement terminée en 2 h. Les effets de l'histoire des contraintes sur le transport ultérieur des sédiments peuvent difficilement être observés au cours de l'étape 2 de l'hydrogramme (Fig. 7c). La production de sédiments dans REF7 (0,25) est réduite de manière significative à une ampleur similaire aux autres expériences car la plupart des matériaux du lit meuble dans REF7 (0,25) ont été déplacés à la fin de l'étape 1. Plus précisément, les volumes de sédiments produits dans cette étape comprise entre 3,1 et 8,6 kg, la plus grande sortie se produisant dans REF5 (5) et la sortie minimale se produisant dans REF3 (10). Nous calculons en outre le coefficient de corrélation entre la production de sédiments et la durée de conditionnement et obtenons une valeur de r = - 0,61, indiquant qu'une durée de conditionnement plus longue ne peut plus conduire à une production de sédiments plus importante à cette étape. Dans l'étape 3 de l'hydrogramme (Fig. 7d), la production de sédiments dans REF7 (0,25) et REF4 (2) est plus importante que dans les trois autres expériences, qui ont des phases de conditionnement plus longues. Cependant, à cette étape, la sortie de sédiments dans REF7 (0,25) n'est pas plus de 3 fois celle de la sortie de sédiments dans REF3 (10), qui a la sortie de sédiments minimale. Cette différence de production de sédiments entre les expériences n'est pas aussi significative qu'à l'étape 1. Dans la dernière étape de l'hydrogramme, avec le débit de débit et l'apport de sédiments approchant de leurs pics, la différence de production de sédiments entre les cinq expériences redevient faible, avec le des valeurs comprises entre 72,1 kg en REF4 (2) et 119,6 kg en REF6 (15). Cela démontre que peu d'influence de l'histoire du stress reste dans cette étape.

La figure 8 montre la variation temporelle de la distribution granulométrique de la charge de fond. Ici l10 , l50 , et l90 désignent des tailles de grains telles que 10 %, 50 % et 90 % sont respectivement plus fines dans la charge de lit. La précision des mesures est estimée en comparant les données de la table lumineuse avec les données du piège. Les résultats montrent que pour nos expériences, la méthode de la table lumineuse a une bonne précision en termes de taille médiane de la charge de lit ( l50 ), avec une surestimation de 3 % en moyenne (111 échantillons et un écart type de 40,1 %). Mesures de l10 et l90 montrent moins de précision, avec une sous-estimation de 20 % en moyenne (111 échantillons et un écart type de 39,0 %) pour l10 et une surestimation de 30 % en moyenne (111 échantillons et un écart type de 26,5 %) pour l90 . Les détails concernant cette analyse d'incertitude sont présentés dans le Supplément.

La valeur de l10 montre une tendance à la baisse pendant la phase de conditionnement (Fig. 8a), avec une valeur de plus de 2 mm au début à environ 0,6 mm après 15 h, malgré les grandes fluctuations avant 8 h. La baisse de l10 reflète une augmentation de la fraction des sédiments les plus fins dans la charge de fond. Dans les deux premières étapes de l'hydrogramme (Fig. 8b), la valeur de l10 est relativement stable pour les expériences avec des phases de conditionnement longues (c. REF5 (5)). Les deux dernières étapes de l'hydrogramme voient une augmentation évidente de la valeur de l10 par rapport aux deux premières étapes, en raison de l'augmentation du débit et de l'apport en sédiments (Fig. 8b). Notons qu'une telle augmentation de la l10 est plus grand que l'écart type des mesures, comme indiqué ci-dessus.

Les figures 8c et d montrent la variation temporelle de l50 . Comparé à celui de l10 , la variation temporelle de l50 montre des fluctuations plus importantes pendant la phase de conditionnement (surtout après t=10 h), ainsi qu'au début de l'hydrogramme. Ceci peut être montré par le coefficient de variation (cv) de la taille des grains. Pour la phase de conditionnement (après t=10 h), le cv de l10 montre une valeur moyenne de 0,05, alors que le cv de l50 montre une valeur moyenne de 1,44. Pour l'étape 1 de la phase hydrographique, le cv de l10 montre une valeur moyenne de 0,35, alors que le cv de l50 montre une valeur moyenne de 0,66. Pour l'étape 2 de la phase hydrographique, le cv de l10 montre une valeur moyenne de 0,12, alors que le cv de l50 montre une valeur moyenne de 0,54. Quant à la variation temporelle de l90 (sur les Fig. 8e et f), les fluctuations sont encore significatives, le cv moyen étant de 0,61, 0,34 et 0,27 pour la phase de conditionnement (après t= 10 h), l'étape 1 de la phase hydrographique et l'étape 2 de la phase hydrographique, respectivement. En outre, il n'y a pas d'augmentation ou de diminution significative de l90 pendant l'expérimentation. Ceci indique que le transport des sédiments les plus grossiers n'est pas sensible à la variation de nos conditions expérimentales. Les fluctuations les plus importantes de l50 et l90 pourrait être attribuée au fait que pendant un débit relativement faible, les sédiments grossiers sont plus susceptibles d'être près du seuil de mouvement et de se déplacer par intermittence, par exemple, en tant que grains individuels, par opposition au mouvement plus continu pour les sédiments fins. Ces fluctuations diminuent progressivement avec l'augmentation du débit et de l'apport de sédiments, à mesure que l'armure statique à la surface du lit transite vers l'armure mobile et que le mouvement des gros grains devient plus continu.

Figure 8Ajustements temporels des granulométries caractéristiques de la charge de fond : (une) l10 pendant la phase de conditionnement, (b) l10 pendant la phase hydrographique, (c) l50 pendant la phase de conditionnement, (ré) l50 pendant la phase hydrographique, (e) l90 pendant la phase de conditionnement, et (F) l90 pendant la phase hydrographique.

Avec le taux de transport fractionnaire des sédiments mesuré par la table lumineuse, nous analysons également la mobilité des sédiments de chaque gamme de taille au cours de l'expérience. Les résultats montrent que le taux de transport des sédiments est caractérisé par une mobilité égale (c. les deux premières étapes de l'hydrogramme. 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.


Affiliations

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.


Voir la vidéo: Séance 7: Transport des sédiments (Octobre 2021).