Transporte de sedimentos - Sediment transport

Parte de uma série sobre
Sedimentos
Por origem Terrígena (litógena) Biogênico Cosmógeno Hidrogênio
Por textura Redondeza Ordenação Tamanho de grão pedregulho godo cascalho seixo grânulo areia lodo argila colóide De outros oólito scree até
Por composição Nódulos de manganês Areia de aragonita oolítica Tektites
Por processo Sedimentação Orçamento sedimentar Transporte de sedimentos costeiro Intemperismo Erosão Transporte eólico (vento) Biomineralização Bioturbação Compactação Concretização Equação de Exner Processos fluviais Fluxo de geleira dinâmica da camada de gelo rafting no gelo Litificação Assoreamento Correntes de turbidez
Por estrutura Estruturas sedimentares Formas de leito estratificação cruzada burra roupa de cama classificada marcas onduladas Leque aluvial Rio aluvial Culpa Dobrar Indicadores paleocorrentes marcas de sola imbricação Delta do rio Bacia sedimentar Deformação de sedimento macio Discordância Induzido pela vegetação
Sedimento do solo Solo matriz espaço de poro permeabilidade morfologia textura valor cor Catena Horizonte do solo Húmus Humin Salinidade do solo Hidropedologia Mineralização Precipitação de calcita microbiana
Sedimento marinho Leque abissal Aragonite mar de aragonita areia oolítica de aragonita Calcite mar de calcita Carbonato de cálcio amorfo Calcificação Ascensão continental Lama da baía Bioirrigação Transporte de sedimentos costeiros Fornecimento de sedimentos costeiros Evaporites Argila marinha argila pelágica vermelha Regressão marinha transgressão Pelágico turbidito contorno hemipelagita Tectônica de sal Bacia sedimentar Pacote de maré
Sedimentos biogênicos Lodo calcário calcificação biogênica Lodo silicioso sílica biogênica terra de diatomáceas radiolarita Microfóssil Intemperismo reverso
Ecologia sedimentar Biomanto do solo Zoologia do solo patógenos do solo Pedodiversidade Biodiversidade do solo Rizosfera microbioma de raiz
Carbono sedimentar Armazenamento de carbono no solo Carbono do solo Armazenamento oceânico de dióxido de carbono Carvão Turfa
Rocha sedimentar Carbonatos calcário dolomite Clastic conglomerado brecha arenito Mudrock Evaporite Giz Chert Greywacke Rico em ferro Rico em orgânicos Fosforito Silicioso
Relacionado História geologia geológico paleontologia Ciência do Solo Sedimento legado Princípios relações transversais continuidade lateral horizontalidade original Proveniência Registro sedimentar Sedimentologia Estratigrafia Ciclo das rochas cálcio sílica carbonato-silicato Paleolimnologia Bioassinatura
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Poeira soprando do Deserto do Saara sobre o Oceano Atlântico em direção às Ilhas Canárias

O transporte de sedimentos é o movimento de partículas sólidas ( sedimento ), normalmente devido a uma combinação da ação da gravidade sobre o sedimento e / ou o movimento do fluido no qual o sedimento é arrastado. O transporte de sedimentos ocorre em sistemas naturais onde as partículas são rochas clásticas ( areia , cascalho , pedregulhos , etc.), lama ou argila ; o fluido é ar, água ou gelo; e a força da gravidade atua para mover as partículas ao longo da superfície inclinada sobre a qual repousam. O transporte de sedimentos devido ao movimento dos fluidos ocorre em rios , oceanos , lagos , mares e outros corpos d'água devido às correntes e marés . O transporte também é causado pelas geleiras à medida que fluem e em superfícies terrestres sob a influência do vento . O transporte de sedimentos devido apenas à gravidade pode ocorrer em superfícies inclinadas em geral, incluindo encostas , escarpas , penhascos e a plataforma continental - limite da encosta continental .

O transporte de sedimentos é importante nas áreas de geologia sedimentar , geomorfologia , engenharia civil , engenharia hidráulica e engenharia ambiental (ver aplicações , abaixo). O conhecimento do transporte de sedimentos é mais frequentemente usado para determinar se ocorrerá erosão ou deposição , a magnitude dessa erosão ou deposição e o tempo e a distância em que ocorrerá.

Mecanismos

Areia soprando de uma crista nas Dunas Kelso do Deserto de Mojave , Califórnia.

Rio Toklat , East Fork, vista policromada, Parque Nacional de Denali , Alasca . Este rio, como outros riachos entrelaçados , muda rapidamente as posições de seus canais por meio de processos de erosão , transporte de sedimentos e deposição .

Rio Congo visto de Kinshasa , República Democrática do Congo . A sua cor acastanhada resulta principalmente dos sedimentos transportados para montante.

Eólico

Eólico ou eólico (dependendo da análise de æ ) é o termo para o transporte de sedimentos pelo vento . Este processo resulta na formação de ondulações e dunas de areia . Normalmente, o tamanho do sedimento transportado é areia fina (<1 mm) e menor, porque o ar é um fluido com baixa densidade e viscosidade e, portanto, não pode exercer muito cisalhamento em seu leito.

As formas de leito são geradas pelo transporte de sedimentos eólicos no ambiente terrestre próximo à superfície. Ondulações e dunas se formam como uma resposta natural auto-organizada ao transporte de sedimentos.

O transporte de sedimentos eólicos é comum nas praias e nas regiões áridas do mundo, pois é nesses ambientes que a vegetação não impede a presença e o movimento dos campos de areia.

A poeira de granulação muito fina soprada pelo vento é capaz de entrar na alta atmosfera e se mover pelo globo. A poeira dos depósitos do Saara nas Ilhas Canárias e ilhas do Caribe e a poeira do deserto de Gobi foram depositadas no oeste dos Estados Unidos . Este sedimento é importante para o orçamento do solo e ecologia de várias ilhas.

Depósitos de sedimentos glaciais de granulação fina soprados pelo vento são chamados de loess .

Fluvial

Em geologia , geografia física e transporte de sedimentos, os processos fluviais estão relacionados ao fluxo de água nos sistemas naturais. Isso engloba rios, riachos, fluxos periglaciais , inundações repentinas e inundações de erupção de lagos glaciais . O sedimento movido pela água pode ser maior do que o sedimento movido pelo ar porque a água tem densidade e viscosidade mais altas . Em rios típicos, o maior sedimento transportado é de areia e cascalho , mas enchentes maiores podem carregar pedras e até pedregulhos .

O transporte fluvial de sedimentos pode resultar na formação de ondulações e dunas , em padrões de erosão em forma de fractal , em padrões complexos de sistemas fluviais naturais e no desenvolvimento de planícies aluviais .

Ondas de areia , Praia de Laysan , Havaí . O transporte de sedimentos costeiros resulta nessas ondulações uniformemente espaçadas ao longo da costa. Foca-monge para escama.

Costeiro

O transporte de sedimentos costeiros ocorre em ambientes próximos à costa devido ao movimento das ondas e das correntes. Na foz dos rios, os processos de transporte de sedimentos costeiros e fluviais se articulam para criar deltas de rios .

O transporte de sedimentos costeiros resulta na formação de formas de relevo costeiras características, como praias , ilhas barreira e cabos.

Uma geleira juntando-se à geleira Gorner , Zermatt, Suíça . Essas geleiras transportam sedimentos e deixam moreias laterais .

Glacial

Conforme as geleiras se movem sobre seus leitos, elas arrastam e movem materiais de todos os tamanhos. As geleiras podem carregar os maiores sedimentos, e as áreas de deposição glacial geralmente contêm um grande número de irregularidades glaciais , muitas das quais têm vários metros de diâmetro. As geleiras também pulverizam a rocha em " farinha glacial ", que é tão fina que muitas vezes é carregada pelos ventos para criar depósitos de loess a milhares de quilômetros de distância. Os sedimentos arrastados pelas geleiras geralmente se movem aproximadamente ao longo das linhas de fluxo glaciais , fazendo com que apareçam na superfície da zona de ablação .

Hillslope

No transporte de sedimentos em encostas, vários processos movem o regolito para baixo. Esses incluem:

• Arrasto de solo
• Arremesso de árvore
• Movimento do solo por animais enterrados
• Queda e deslizamento da encosta

Esses processos geralmente se combinam para dar à encosta um perfil que parece uma solução para a equação de difusão , onde a difusividade é um parâmetro relacionado à facilidade de transporte de sedimentos na encosta particular. Por esta razão, os topos das colinas geralmente têm um perfil parabólico côncavo, que se inclina para um perfil convexo em torno dos vales.

À medida que as encostas ficam mais íngremes, no entanto, elas se tornam mais sujeitas a deslizamentos de terra episódicos e outros eventos devastadores em massa . Portanto, os processos de encosta são melhor descritos por uma equação de difusão não linear em que a difusão clássica domina para encostas rasas e as taxas de erosão vão ao infinito conforme a encosta atinge um ângulo crítico de repouso .

Fluxo de detritos

Grandes massas de material são movidas em fluxos de detritos , misturas hiperconcentradas de lama, clastos que variam até o tamanho de rochas e água. Os fluxos de detritos movem-se como fluxos granulares descendo vales e lavagens íngremes das montanhas. Por transportarem sedimentos como uma mistura granular, seus mecanismos e capacidades de transporte são diferentes dos sistemas fluviais.

Formulários

Sedimento suspenso de um riacho que deságua em um fiorde ( Isfjorden , Svalbard, Noruega).

O transporte de sedimentos é aplicado para resolver muitos problemas ambientais, geotécnicos e geológicos. Medir ou quantificar o transporte de sedimentos ou a erosão é, portanto, importante para a engenharia costeira . Vários dispositivos de erosão de sedimentos foram projetados para quantificar a erosão de sedimentos (por exemplo, Simulador de Erosão de Partículas (PES)). Um desses dispositivos, também conhecido como BEAST (Benthic Environmental Assessment Sediment Tool), foi calibrado para quantificar as taxas de erosão de sedimentos.

O movimento dos sedimentos é importante para fornecer habitat para peixes e outros organismos nos rios. Portanto, os administradores de rios altamente regulamentados, que muitas vezes são privados de sedimentos devido às barragens, são freqüentemente aconselhados a encurtar pequenas enchentes para refrescar o material do leito e reconstruir as barras. Isso também é importante, por exemplo, no Grand Canyon do Rio Colorado , para reconstruir habitats costeiros também usados ​​como locais de acampamento.

A descarga de sedimentos em um reservatório formado por uma barragem forma um delta de reservatório . Este delta encherá a bacia e, eventualmente, o reservatório precisará ser dragado ou a barragem terá que ser removida. O conhecimento do transporte de sedimentos pode ser usado para planejar adequadamente a extensão da vida útil de uma barragem.

Os geólogos podem usar soluções inversas de relações de transporte para entender a profundidade, velocidade e direção do fluxo de rochas sedimentares e depósitos jovens de materiais aluviais.

O fluxo em bueiros, barragens e ao redor dos pilares da ponte pode causar erosão do leito. Essa erosão pode causar danos ao meio ambiente e expor ou desestabilizar os alicerces da estrutura. Portanto, um bom conhecimento da mecânica do transporte de sedimentos em um ambiente construído é importante para os engenheiros civis e hidráulicos.

Quando o transporte de sedimentos em suspensão é aumentado devido às atividades antrópicas, causando problemas ambientais como o enchimento de canais, é denominado assoreamento por causa da fração granulométrica que domina o processo.

Iniciação de movimento

Equilíbrio de estresse

Para um fluido começar a transportar sedimento que está atualmente em repouso em uma superfície, a tensão de cisalhamento de limite (ou leito) exercida pelo fluido deve exceder a tensão de cisalhamento crítica para o início do movimento dos grãos no leito. Este critério básico para o início do movimento pode ser escrito como: ${\ displaystyle \ tau _ {b}}$${\ displaystyle \ tau _ {c}}$

${\ displaystyle \ tau _ {b} = \ tau _ {c}}$.

Isso é tipicamente representado por uma comparação entre uma tensão de cisalhamento adimensional ( ) e uma tensão de cisalhamento crítica adimensional ( ). A não dimensionalização serve para comparar as forças motrizes do movimento da partícula (tensão de cisalhamento) com as forças de resistência que a tornariam estacionária (densidade e tamanho da partícula). Esta tensão de cisalhamento adimensional é chamada de parâmetro Shields e é definida como: ${\ displaystyle \ tau _ {b} *}$${\ displaystyle \ tau _ {c} *}$${\ displaystyle \ tau *}$

${\ displaystyle \ tau * = {\ frac {\ tau} {(\ rho _ {s} - \ rho _ {f}) (g) (D)}}}$.

E a nova equação a ser resolvida passa a ser:

${\ displaystyle \ tau _ {b} * = \ tau _ {c} *}$.

As equações incluídas aqui descrevem o transporte de sedimentos para sedimentos clásticos ou granulares . Eles não funcionam para argilas e lamas porque esses tipos de sedimentos floculares não se enquadram nas simplificações geométricas dessas equações e também interagem com forças eletrostáticas completas . As equações também foram projetadas para o transporte de sedimentos fluviais de partículas carregadas em um fluxo líquido, como aquele em um rio, canal ou outro canal aberto.

Apenas um tamanho de partícula é considerado nesta equação. No entanto, os leitos dos rios são frequentemente formados por uma mistura de sedimentos de vários tamanhos. No caso de movimento parcial, onde apenas uma parte da mistura de sedimentos se move, o leito do rio fica enriquecido com cascalho grande à medida que os sedimentos menores são arrastados. Os sedimentos menores presentes sob esta camada de cascalho grande têm uma menor possibilidade de movimento e o transporte total de sedimentos diminui. Isso é chamado de efeito de blindagem. Outras formas de blindagem de sedimentos ou taxas decrescentes de erosão de sedimentos podem ser causadas por tapetes de esteiras microbianas, sob condições de alta carga orgânica.

Tensão crítica de cisalhamento

Diagrama de Shields original, 1936

O diagrama de Shields mostra empiricamente como a tensão de cisalhamento crítica adimensional (ou seja, a tensão de cisalhamento adimensional necessária para o início do movimento) é uma função de uma forma particular do número de Reynolds da partícula , ou número de Reynolds relacionado à partícula. Isso permite que o critério para o início do movimento seja reescrito em termos de uma solução para uma versão específica do número de Reynolds da partícula, chamada . ${\ displaystyle \ mathrm {Re} _ {p}}$${\ displaystyle \ mathrm {Re} _ {p} *}$

${\ displaystyle \ tau _ {b} * = f \ left (\ mathrm {Re} _ {p} * \ right)}$

Isso pode ser resolvido usando a curva de Shields derivada empiricamente para encontrar como uma função de uma forma específica do número de Reynolds da partícula chamado de número de Reynolds de limite. A solução matemática da equação foi dada por Dey . ${\ displaystyle \ tau _ {c} *}$

Número de Reynolds da partícula

Em geral, o número de Reynolds de uma partícula tem a forma:

${\ displaystyle \ mathrm {Re} _ {p} = {\ frac {U_ {p} D} {\ nu}}}$

Onde é uma velocidade de partícula característica, é o diâmetro do grão (um tamanho de partícula característico) e é a viscosidade cinemática, que é dada pela viscosidade dinâmica,, dividida pela densidade do fluido ,. ${\ displaystyle U_ {p}}$${\ displaystyle D}$${\ displaystyle \ nu}$${\ displaystyle \ mu}$${\ displaystyle {\ rho _ {f}}}$

${\ displaystyle \ nu = {\ frac {\ mu} {\ rho _ {f}}}}$

A partícula específico número de Reynolds de interesse é chamado o número de Reynolds de fronteira, e é formado por substituição do termo de velocidade no número de Reynolds de partículas pela velocidade de cisalhamento , que é uma forma de reescrever tensão de cisalhamento em termos de velocidade. ${\ displaystyle u _ {*}}$

${\ displaystyle u _ {*} = {\ sqrt {\ frac {\ tau _ {b}} {\ rho _ {f}}}} = \ kappa z {\ frac {\ parcial u} {\ parcial z}} }$

onde está a tensão de cisalhamento do leito (descrita abaixo), e é a constante de von Kármán , onde ${\ displaystyle \ tau _ {b}}$${\ displaystyle \ kappa}$

${\ displaystyle \ kappa = {0,407}}$.

O número de Reynolds da partícula é, portanto, dado por:

${\ displaystyle \ mathrm {Re} _ {p} * = {\ frac {u _ {*} D} {\ nu}}}$

Tensão de cisalhamento da cama

O número de Reynolds do limite pode ser usado com o diagrama de Shields para resolver empiricamente a equação

${\ displaystyle \ tau _ {c} * = f \ left (\ mathrm {Re} _ {p} * \ right)}$,

que resolve o lado direito da equação

${\ displaystyle \ tau _ {b} * = \ tau _ {c} *}$.

A fim de resolver o lado esquerdo, expandido como

${\ displaystyle \ tau _ {b} * = {\ frac {\ tau _ {b}} {(\ rho _ {s} - \ rho _ {f}) (g) (D)}}}$,

a tensão de cisalhamento da cama precisa ser encontrada . Existem várias maneiras de resolver a tensão de cisalhamento do leito. A abordagem mais simples é assumir que o fluxo é constante e uniforme, usando a profundidade e a inclinação médias do alcance. por ser difícil medir a tensão de cisalhamento in situ , esse método também é um dos mais comumente usados. O método é conhecido como produto de inclinação de profundidade . ${\ displaystyle {\ tau _ {b}}}$

Produto de inclinação de profundidade

Para um rio submetido a um fluxo de equilíbrio uniforme e aproximadamente constante, de profundidade h aproximadamente constante e ângulo de inclinação θ sobre o alcance de interesse, e cuja largura é muito maior do que sua profundidade, a tensão de cisalhamento do leito é dada por algumas considerações de momentum que afirmam que a gravidade o componente de força na direção do fluxo é exatamente igual à força de atrito. Para um canal amplo, ele produz:

${\ displaystyle \ tau _ {b} = \ rho gh \ sin (\ theta)}$

Para ângulos de declive rasos, que são encontrados em quase todos os riachos naturais de várzea, a fórmula do pequeno ângulo mostra que é aproximadamente igual a , que é dado por , a declividade. Reescrito com isto: ${\ displaystyle \ sin (\ theta)}$${\ displaystyle \ tan (\ theta)}$${\ displaystyle S}$

${\ displaystyle \ tau _ {b} = \ rho ghS}$

Velocidade de cisalhamento, velocidade e fator de atrito

Para o caso estável, extrapolando o produto da inclinação de profundidade e a equação para a velocidade de cisalhamento:

${\ displaystyle \ tau _ {b} = \ rho ghS}$

${\ displaystyle u _ {*} = {\ sqrt {\ left ({\ frac {\ tau _ {b}} {\ rho}} \ right)}}}$,

O produto de inclinação de profundidade pode ser reescrito como:

${\ displaystyle \ tau _ {b} = \ rho u _ {*} ^ {2}}$.

${\ displaystyle u *}$está relacionada com a velocidade média de fluxo, através da generalizada coeficiente de atrito de Darcy-Weisbach , que é igual ao coeficiente de atrito de Darcy-Weisbach divididos por oito (por conveniência matemática). Inserindo este fator de atrito, ${\ displaystyle {\ bar {u}}}$${\ displaystyle C_ {f}}$

${\ displaystyle \ tau _ {b} = \ rho C_ {f} \ left ({\ bar {u}} \ right) ^ {2}}$.

Fluxo instável

Para todos os fluxos que não podem ser simplificados como um canal infinito de inclinação única (como no produto de inclinação de profundidade , acima), a tensão de cisalhamento do leito pode ser encontrada localmente aplicando as equações de Saint-Venant para continuidade , que consideram acelerações dentro do fluxo .

Exemplo

Configurar

O critério para o início do movimento, estabelecido anteriormente, afirma que

${\ displaystyle \ tau _ {b} * = \ tau _ {c} *}$.

Nesta equação,

${\ displaystyle \ tau * = {\ frac {\ tau} {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}}}$, e portanto

${\ displaystyle {\ frac {\ tau _ {b}} {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}} = {\ frac {\ tau _ {c}} {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}}}$.

${\ displaystyle \ tau _ {c} *}$ é uma função do número de Reynolds de limite, um tipo específico de número de Reynolds de partícula.

${\ displaystyle \ tau _ {c} * = f \ left (Re_ {p} * \ right)}$.

Para uma determinada partícula, o número de Reynolds, será uma constante empírica dada pela Curva de Shields ou por outro conjunto de dados empíricos (dependendo se o tamanho do grão é uniforme ou não). ${\ displaystyle \ tau _ {c} *}$

Portanto, a equação final a resolver é:

${\ displaystyle {\ frac {\ tau _ {b}} {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}} = f \ left (Re_ {p} * \ right)}$.

Solução

Algumas suposições permitem a solução da equação acima.

A primeira suposição é que uma boa aproximação da tensão de cisalhamento média de alcance é dada pelo produto da inclinação em profundidade. A equação, então, pode ser reescrita como:

${\ displaystyle {\ rho ghS} = 0,06 {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}}$.

Mover e recombinar os termos produz:

${\ displaystyle {hS} = {{\ frac {(\ rho _ {s} - \ rho)} {\ rho}} (D)} \ left (f \ left (\ mathrm {Re} _ {p} * \ direita) \ direita) = RD \ esquerda (f \ esquerda (\ mathrm {Re} _ {p} * \ direita) \ direita)}$

onde R é a gravidade específica submersa do sedimento.

A segunda suposição é que o número de Reynolds da partícula é alto. Isso normalmente se aplica a partículas de cascalho ou maiores em um fluxo e significa que a tensão de cisalhamento crítica é constante. A curva de Shields mostra que, para uma cama com um tamanho de grão uniforme,

${\ displaystyle \ tau _ {c} * = 0,06}$.

Pesquisadores posteriores mostraram que esse valor está mais próximo de

${\ displaystyle \ tau _ {c} * = 0,03}$

para camas classificadas de maneira mais uniforme. Portanto, a substituição

${\ displaystyle \ tau _ {c} * = f \ left (\ mathrm {Re} _ {p} * \ right)}$

é usado para inserir ambos os valores no final.

A equação agora diz:

${\ displaystyle {hS} = RD \ tau _ {c} *}$

Esta expressão final mostra que o produto da profundidade e inclinação do canal é igual ao critério de Shield vezes a gravidade específica submersa das partículas vezes o diâmetro da partícula.

Para uma situação típica, como um sedimento rico em quartzo na água , a gravidade específica submersa é igual a 1,65. ${\ displaystyle \ left (\ rho _ {s} = 2650 {\ frac {kg} {m ^ {3}}} \ right)}$${\ displaystyle \ left (\ rho = 1000 {\ frac {kg} {m ^ {3}}} \ right)}$

${\ displaystyle R = {\ frac {(\ rho _ {s} - \ rho)} {\ rho}} = 1,65}$

Conectando isso à equação acima,

${\ displaystyle {hS} = 1,65 (D) \ tau _ {c} *}$.

Para o critério do Escudo de . 0,06 * 1,65 = 0,099, o que está bem dentro das margens de erro padrão de 0,1. Portanto, para uma cama uniforme, ${\ displaystyle \ tau _ {c} * = 0,06}$

${\ displaystyle {hS} = {0,1 (D)}}$.

Para essas situações, o produto da profundidade e inclinação do fluxo deve ser de 10% do diâmetro do diâmetro médio do grão.

O valor de leito de tamanho de grão misto é , que é apoiado por pesquisas mais recentes como sendo mais amplamente aplicável porque a maioria dos fluxos naturais tem tamanhos de grão mistos. Se este valor for usado, e D for alterado para D_50 ("50" para o 50º percentil, ou o tamanho de grão médio, como um valor apropriado para um leito de tamanho de grão misto), a equação se torna: ${\ displaystyle \ tau _ {c} * = 0,03}$

${\ displaystyle {hS} = {0,05 (D_ {50})}}$

O que significa que a profundidade vezes a inclinação deve ser cerca de 5% do diâmetro médio do grão no caso de um leito de tamanho de grão misto.

Modos de arrastamento

Os sedimentos arrastados em um fluxo podem ser transportados ao longo do leito como carga do leito na forma de grãos deslizantes e rolantes, ou em suspensão como carga suspensa advectada pelo fluxo principal. Alguns materiais sedimentares também podem vir de trechos a montante e ser transportados a jusante na forma de carga de lavagem .

Número do despertar

A localização no fluxo em que uma partícula é arrastada é determinada pelo número de Rouse , que é determinado pela densidade ρ _s e diâmetro d da partícula de sedimento, e a densidade ρ e a viscosidade cinemática ν do fluido, determinam em qual parte do fluxo, a partícula de sedimento será transportada.

${\ displaystyle P = {\ frac {w_ {s}} {\ kappa u _ {\ ast}}}}$

Aqui, o número Rouse é dada por P . O termo no numerador é o sedimento (para baixo) a velocidade de sedimentação do sedimento w _s , que é discutido abaixo. A velocidade ascendente no grão é dada como um produto da constante de von Kármán , κ  = 0,4, e a velocidade de cisalhamento , u _∗ .

A tabela a seguir fornece os números de Rouse necessários aproximados para transporte como carga de leito , carga suspensa e carga de lavagem .

Velocidade de sedimentação

Linhas aerodinâmicas em torno de uma esfera caindo através de um fluido. Esta ilustração é precisa para o fluxo laminar , no qual o número de Reynolds da partícula é pequeno. Isso é típico de pequenas partículas que caem através de um fluido viscoso; partículas maiores resultariam na criação de uma esteira turbulenta .

A velocidade de estabilização (também chamada de "velocidade de queda" ou " velocidade terminal ") é uma função do número de Reynolds da partícula . Geralmente, para partículas pequenas (aproximação laminar), pode ser calculado com a Lei de Stokes . Para partículas maiores (números de Reynolds de partículas turbulentas), a velocidade de queda é calculada com a lei de arrasto turbulento . Dietrich (1982) compilou uma grande quantidade de dados publicados aos quais ele ajustou empiricamente as curvas de velocidade de estabilização. Ferguson e Church (2006) combinaram analiticamente as expressões para o fluxo de Stokes e uma lei de arrasto turbulento em uma única equação que funciona para todos os tamanhos de sedimentos e testaram com sucesso contra os dados de Dietrich. A equação deles é

${\ displaystyle w_ {s} = {\ frac {RgD ^ {2}} {C_ {1} \ nu + (0,75C_ {2} RgD ^ {3}) ^ {(0,5)}}}}$.

Nessa equação, w _s é a velocidade de sedimentação do sedimento, g é a aceleração da gravidade e D é o diâmetro médio do sedimento. é a viscosidade cinemática da água , que é aproximadamente 1,0 x 10 ^-6 m ² / s para água a 20 ° C. ${\ displaystyle \ nu}$

${\ displaystyle C_ {1}}$e são constantes relacionadas à forma e suavidade dos grãos. ${\ displaystyle C_ {2}}$

Constante	Esferas suaves	Grãos Naturais: Diâmetros de Peneira	Grãos Naturais: Diâmetros Nominais	Limite para grãos ultra-angulares
${\ displaystyle C_ {1}}$	18	18	20	24
${\ displaystyle C_ {2}}$	0,4	1.0	1,1	1,2

A expressão para a velocidade de queda pode ser simplificada de modo que ele pode ser resolvido apenas em termos de D . Usamos os diâmetros da peneira para grãos naturais,, e os valores dados acima para e . A partir desses parâmetros, a velocidade de queda é dada pela expressão: ${\ displaystyle g = 9,8}$${\ displaystyle \ nu}$${\ displaystyle R}$

${\ displaystyle w_ {s} = {\ frac {16.17D ^ {2}} {1.8 \ cdot 10 ^ {- 5} + (12,1275D ^ {3}) ^ {(0,5)}}}}$

Diagrama de Hjulström-Sundborg

A curva logarítmica de Hjulström

Em 1935, Filip Hjulström criou a curva de Hjulström , um gráfico que mostra a relação entre o tamanho do sedimento e a velocidade necessária para erodir (levantá-lo), transportá-lo ou depositá-lo. O gráfico é logarítmico .

Åke Sundborg posteriormente modificou a curva de Hjulström para mostrar curvas separadas para o limite de movimento correspondente a várias profundidades de água, como é necessário se a velocidade do fluxo em vez da tensão de cisalhamento de limite (como no diagrama de Shields) for usada para a força de fluxo.

Esta curva não tem mais do que um valor histórico nos dias de hoje, embora sua simplicidade ainda seja atraente. Entre as desvantagens dessa curva está o fato de não levar em conta a profundidade da água e, mais importante, não mostrar que a sedimentação é causada pela desaceleração da velocidade do fluxo e que a erosão é causada pela aceleração do fluxo . O diagrama de Shields adimensional é agora unanimemente aceito para o início do movimento de sedimentos em rios.

Taxa de transporte

Um diagrama esquemático de onde os diferentes tipos de carga de sedimentos são transportados no fluxo. A carga dissolvida não é sedimento: ela é composta de íons dissociados que se movem junto com o fluxo. Pode, entretanto, constituir uma proporção significativa (freqüentemente vários por cento, mas ocasionalmente maior que a metade) da quantidade total de material sendo transportado pelo riacho.

Existem fórmulas para calcular a taxa de transporte de sedimentos para sedimentos que se movem em várias partes diferentes do fluxo. Essas fórmulas costumam ser segregadas em carga de leito , carga suspensa e carga de lavagem . Às vezes, eles também podem ser segregados em carga de material do leito e carga de lavagem.

Carga de leito

A carga do leito se move rolando, deslizando e saltando (ou saltando ) sobre o leito e se move a uma pequena fração da velocidade do fluxo do fluido. A carga do leito é geralmente considerada como constituindo 5-10% da carga total de sedimentos em um riacho, tornando-a menos importante em termos de balanço de massa. No entanto, a carga de material do leito (a carga do leito mais a parte da carga suspensa que compreende o material derivado do leito) é freqüentemente dominada pela carga do leito, especialmente em rios de leito de cascalho. Essa carga de material do leito é a única parte da carga de sedimentos que interage ativamente com o leito. Como a carga do leito é um componente importante disso, ela desempenha um papel importante no controle da morfologia do canal.

As taxas de transporte de carga de leito são geralmente expressas como relacionadas ao excesso de tensão de cisalhamento adimensional elevada a alguma potência. O excesso de tensão de cisalhamento adimensional é uma medida não dimensional da tensão de cisalhamento do leito sobre o limite para o movimento.

${\ displaystyle (\ tau _ {b} ^ {*} - \ tau _ {c} ^ {*})}$,

As taxas de transporte de carga do leito também podem ser dadas por uma razão entre a tensão de cisalhamento do leito e a tensão de cisalhamento crítica, que é equivalente em ambos os casos dimensionais e não dimensionais. Essa relação é chamada de "estágio de transporte" e é importante porque mostra a tensão de cisalhamento do leito como um múltiplo do valor do critério para o início do movimento. ${\ displaystyle (T_ {s} {\ text {ou}} \ phi)}$

${\ displaystyle T_ {s} = \ phi = {\ frac {\ tau _ {b}} {\ tau _ {c}}}}$

Quando usado para fórmulas de transporte de sedimentos, essa proporção é normalmente elevada para uma potência.

A maioria das relações publicadas para o transporte de carga de fundo é dada em peso de sedimento seco por unidade de largura do canal, (" largura "): ${\ displaystyle b}$

${\ displaystyle q_ {s} = {\ frac {Q_ {s}} {b}}}$.

Devido à dificuldade de estimar as taxas de transporte de carga de leito, essas equações são normalmente adequadas apenas para as situações para as quais foram projetadas.

Fórmulas notáveis ​​de transporte de carga de leito

Meyer-Peter Müller e derivados

A fórmula de transporte de Meyer-Peter e Müller, originalmente desenvolvida em 1948, foi projetada para cascalho fino bem classificado em um estágio de transporte de cerca de 8. A fórmula usa a não dimensionalização acima para tensão de cisalhamento,

${\ displaystyle \ tau * = {\ frac {\ tau} {(\ rho _ {s} - \ rho) (g) (D)}}}$,

e a não-dimensionalização de Hans Einstein para descarga volumétrica de sedimentos por unidade de largura

${\ displaystyle q_ {s} * = {\ frac {q_ {s}} {D {\ sqrt {{\ frac {\ rho _ {s} - \ rho} {\ rho}} gD}}}} = { \ frac {q_ {s}} {Re_ {p} \ nu}}}$.

Sua fórmula é:

${\ displaystyle q_ {s} * = 8 \ left (\ tau * - \ tau * _ {c} \ right) ^ {3/2}}$.

Seu valor determinado experimentalmente para é 0,047, e é o terceiro valor comumente usado para isso (além de 0,03 de Parker e 0,06 de Shields). ${\ displaystyle \ tau * _ {c}}$

Devido ao seu amplo uso, algumas revisões da fórmula ocorreram ao longo dos anos, mostrando que o coeficiente à esquerda ("8" acima) é uma função do estágio de transporte:

${\ displaystyle T_ {s} \ approx 2 \ rightarrow q_ {s} * = 5,7 \ left (\ tau * -0,047 \ right) ^ {3/2}}$

${\ displaystyle T_ {s} \ approx 100 \ rightarrow q_ {s} * = 12,1 \ left (\ tau * -0,047 \ right) ^ {3/2}}$

As variações no coeficiente foram posteriormente generalizadas em função da tensão de cisalhamento adimensional:

${\ displaystyle {\ begin {cases} q_ {s} * = \ alpha _ {s} \ left (\ tau * - \ tau _ {c} * \ right) ^ {n} \\ n = {\ frac { 3} {2}} \\\ alpha _ {s} = 1,6 \ ln \ left (\ tau * \ right) +9,8 \ aproximadamente 9,64 \ tau * ^ {0,166} \ end {cases}}}$

Wilcock e Crowe

Em 2003, Peter Wilcock e Joanna Crowe (agora Joanna Curran) publicaram uma fórmula de transporte de sedimentos que funciona com vários tamanhos de grãos na faixa de areia e cascalho. Sua fórmula funciona com distribuições de tamanho de grão de superfície, ao contrário de modelos mais antigos que usam distribuições de tamanho de grão de subsuperfície (e, portanto, inferem implicitamente uma classificação de grão de superfície ).

Sua expressão é mais complicada do que as regras básicas de transporte de sedimentos (como a de Meyer-Peter e Müller) porque leva em consideração vários tamanhos de grãos: isso requer a consideração de tensões de cisalhamento de referência para cada tamanho de grão, a fração do suprimento total de sedimentos que se enquadra em cada classe de tamanho de grão e uma "função de ocultação".

A "função de cobertura" leva em consideração o fato de que, embora os grãos pequenos sejam inerentemente mais móveis do que os grãos grandes, em um leito de tamanho misto de grãos, eles podem ficar presos em bolsões profundos entre os grãos grandes. Da mesma forma, um grão grande em uma cama de pequenas partículas ficará preso em um bolso muito menor do que se estivesse em uma cama de grãos do mesmo tamanho. Em rios com leito de cascalho, isso pode causar "mobilidade igual", na qual os grãos pequenos podem se mover tão facilmente quanto os grandes. À medida que a areia é adicionada ao sistema, ela se afasta da parte de "mobilidade igual" da função de cobertura para outra em que o tamanho do grão é novamente importante.

Seu modelo é baseado no estágio de transporte, ou razão entre a tensão de cisalhamento do leito e a tensão crítica de cisalhamento para o início do movimento dos grãos. Como sua fórmula funciona com vários tamanhos de grão simultaneamente, eles definem a tensão de cisalhamento crítica para cada classe de tamanho de grão,, como igual a uma "tensão de cisalhamento de referência" ,. ${\ displaystyle \ tau _ {c, D_ {i}}}$${\ displaystyle \ tau _ {ri}}$

Eles expressam suas equações em termos de um parâmetro de transporte adimensional, (com o " " indicando não dimensionalidade e o " " indicando que é uma função do tamanho do grão): ${\ displaystyle W_ {i} ^ {*}}$${\ displaystyle *}$${\ displaystyle _ {i}}$

${\ displaystyle W_ {i} ^ {*} = {\ frac {Rgq_ {bi}} {F_ {i} u * ^ {3}}}}$

${\ displaystyle q_ {bi}}$é a taxa de transporte de carga volumétrica do leito da classe de tamanho por largura de canal unitária . é a proporção da classe de tamanho que está presente na cama. ${\ displaystyle i}$${\ displaystyle b}$${\ displaystyle F_ {i}}$${\ displaystyle i}$

Eles criaram duas equações, dependendo do estágio de transporte ,. Para : ${\ displaystyle \ phi}$${\ displaystyle \ phi <1,35}$

${\ displaystyle W_ {i} ^ {*} = 0,002 \ phi ^ {7,5}}$

e para : ${\ displaystyle \ phi \ geq 1.35}$

${\ displaystyle W_ {i} ^ {*} = 14 \ left (1 - {\ frac {0,894} {\ phi ^ {0,5}}} \ right) ^ {4,5}}$.

Esta equação atinge assintoticamente um valor constante de as torna-se grande. ${\ displaystyle W_ {i} ^ {*}}$${\ displaystyle \ phi}$

Wilcock e Kenworthy

Em 2002, Peter Wilcock e Kenworthy TA, seguindo Peter Wilcock (1998), publicaram uma fórmula de transporte de carga de sedimentos que funciona com apenas duas frações de sedimentos, ou seja, frações de areia e cascalho. Peter Wilcock e Kenworthy TA em seu artigo reconheceram que um modelo de transporte de carga de leito de sedimentos de tamanho misto usando apenas duas frações oferece vantagens práticas em termos de modelagem computacional e conceitual, levando em consideração os efeitos não lineares da presença de areia em leitos de cascalho no leito - taxa de transporte de carga de ambas as frações. Na verdade, na fórmula de carga do leito de duas frações aparece um novo ingrediente em relação ao de Meyer-Peter e Müller que é a proporção da fração na superfície do leito onde o subscrito representa a areia (s) ou cascalho (g) fração. A proporção , em função do teor de areia , representa fisicamente a influência relativa dos mecanismos que controlam o transporte de areia e cascalho, associada à mudança de leito de cascalho sustentado por clastos para leito matricial. Além disso, uma vez que se estende entre 0 e 1, os fenômenos que variam com incluem os efeitos relativos do tamanho que produzem '' ocultação '' de grãos finos e '' exposição '' de grãos grossos. O efeito de '' ocultação '' leva em consideração o fato de que, embora os grãos pequenos sejam inerentemente mais móveis do que os grãos grandes, em um leito de tamanho de grãos mistos, eles podem ficar presos em bolsões profundos entre os grãos grandes. Da mesma forma, um grão grande em uma cama de pequenas partículas ficará preso em um bolso muito menor do que se estivesse em uma cama de grãos do mesmo tamanho, a que se refere a fórmula de Meyer-Peter e Müller. Em rios com leito de cascalho, isso pode causar "mobilidade igual", na qual os grãos pequenos podem se mover tão facilmente quanto os grandes. À medida que a areia é adicionada ao sistema, ela se afasta da porção de "mobilidade igual" do escondendo a função para aquele em que o tamanho do grão novamente importa. ${\ displaystyle F_ {i}}$${\ displaystyle i}$${\ displaystyle _ {i}}$${\ displaystyle F_ {i}}$${\ displaystyle f_ {s}}$${\ displaystyle f_ {s}}$${\ displaystyle f_ {s}}$

Seu modelo é baseado no estágio de transporte, ou seja , a relação entre a tensão de cisalhamento do leito e a tensão de cisalhamento crítica para o início do movimento dos grãos. Como sua fórmula funciona com apenas duas frações simultaneamente, eles definem a tensão de cisalhamento crítica para cada uma das duas classes de tamanho de grão,, onde representa a fração areia (s) ou cascalho (g). A tensão de cisalhamento crítica que representa o movimento incipiente para cada uma das duas frações é consistente com os valores estabelecidos no limite de areia pura e leitos de cascalho e mostra uma mudança acentuada com o aumento do conteúdo de areia ao longo da transição de um leito com suporte de matriz . ${\ displaystyle \ phi}$${\ displaystyle \ tau _ {ri}}$${\ displaystyle _ {i}}$

Eles expressam suas equações em termos de um parâmetro de transporte adimensional, (com o " " indicando não dimensionalidade e o '' '' indicando que é uma função do tamanho do grão): ${\ displaystyle W_ {i} ^ {*}}$${\ displaystyle *}$${\ displaystyle _ {i}}$

${\ displaystyle W_ {i} ^ {*} = {\ frac {Rgq_ {bi}} {F_ {i} u * ^ {3}}}}$

${\ displaystyle q_ {bi}}$é a taxa de transporte de carga volumétrica do leito da classe de tamanho por largura de canal unitária . é a proporção da classe de tamanho que está presente na cama. ${\ displaystyle i}$${\ displaystyle b}$${\ displaystyle F_ {i}}$${\ displaystyle i}$

Eles criaram duas equações, dependendo do estágio de transporte ,. Para : ${\ displaystyle \ phi}$${\ displaystyle \ phi <\ phi ^ {'}}$

${\ displaystyle W_ {i} ^ {*} = 0,002 \ phi ^ {7,5}}$

e para : ${\ displaystyle \ phi \ geq \ phi ^ {'}}$

${\ displaystyle W_ {i} ^ {*} = A \ left (1 - {\ frac {\ chi} {\ phi ^ {0.5}}} \ right) ^ {4.5}}$.

Esta equação atinge assintoticamente um valor constante de as torna-se grande e os símbolos têm os seguintes valores: ${\ displaystyle W_ {i} ^ {*}}$${\ displaystyle \ phi}$${\ displaystyle A, \ phi ^ {'}, \ chi}$

${\ displaystyle A = 70, \ phi ^ {'} = 1,19, \ chi = 0,908, {\ text {laboratório}}}$

${\ displaystyle A = 115, \ phi ^ {'} = 1,27, \ chi = 0,923, {\ text {field}}}$

A fim de aplicar a formulação acima, é necessário especificar os tamanhos de grão característicos para a porção de areia e para a porção de cascalho da camada superficial, as frações e de areia e cascalho, respectivamente na camada superficial, a gravidade específica submersa de o sedimento R e a velocidade de cisalhamento associada ao atrito da pele . ${\ displaystyle D_ {s}}$${\ displaystyle D_ {g}}$${\ displaystyle F_ {s}}$${\ displaystyle F_ {g}}$${\ displaystyle u _ {*}}$

Kuhnle et al.

Para o caso em que a fração de areia é transportada pela corrente ao longo de um leito de cascalho imóvel, Kuhnle et al. (2013), seguindo a análise teórica feita por Pellachini (2011), fornece uma nova relação para o transporte de carga de fundo da fração areia quando as partículas de cascalho permanecem em repouso. Vale ressaltar que Kuhnle et al. (2013) aplicaram a fórmula de Wilcock e Kenworthy (2002) aos seus dados experimentais e descobriram que as taxas de carga de leito previstas da fração de areia eram cerca de 10 vezes maiores do que as medidas e se aproximavam de 1 conforme a elevação da areia se aproximava do topo da camada de cascalho. Eles, também, levantaram a hipótese de que a incompatibilidade entre as taxas de carga de leito de areia previstas e medidas se deve ao fato de que a tensão de cisalhamento do leito usada para a fórmula de Wilcock e Kenworthy (2002) era maior do que a disponível para transporte dentro do leito de cascalho por causa do efeito de proteção das partículas de cascalho. Para superar esse descompasso, seguindo Pellachini (2011), eles assumiram que a variabilidade da tensão de cisalhamento do leito disponível para a areia a ser transportada pela corrente seria alguma função da chamada "Função de Geometria de Rugosidade" (RGF), que representa a distribuição das elevações do leito de cascalho. Portanto, a fórmula de carga do leito de areia segue como:

${\ displaystyle q_ {s} ^ {*} = 2,29 * 10 ^ {- 5} A (z_ {s}) ^ {2,14} \ left ({\ frac {\ tau _ {b}} {\ tau _ { cs}}} \ right) ^ {3.49}}$

Onde

${\ displaystyle q_ {s} ^ {*} = {\ frac {q_ {s}} {[(s-1) gD_ {s}] ^ {0,5} \ rho _ {s} D_ {s}}}}$

o subscrito refere-se à fração de areia, s representa a razão onde é a densidade da fração de areia, é o RGF em função do nível de areia dentro do leito de cascalho, é a tensão de cisalhamento do leito disponível para o transporte de areia e é a tensão de cisalhamento crítica para movimento incipiente da fração de areia, que foi calculado graficamente usando a relação do tipo Shields atualizada de Miller et al. (1977). ${\ displaystyle _ {s}}$${\ displaystyle \ rho _ {s} / \ rho _ {w}}$${\ displaystyle \ rho _ {s}}$${\ displaystyle A (z_ {s})}$${\ displaystyle z_ {s}}$${\ displaystyle \ tau _ {b}}$${\ displaystyle \ tau _ {cs}}$

Carga suspensa

A carga suspensa é transportada nas partes inferior e intermediária do fluxo e se move a uma grande fração da velocidade média do fluxo no fluxo.

Uma caracterização comum da concentração de sedimentos em suspensão em um fluxo é fornecida pelo Perfil de Rouse. Esta caracterização funciona para a situação em que a concentração de sedimentos em uma determinada elevação acima do leito pode ser quantificada. É dado pela expressão: ${\ displaystyle c_ {0}}$${\ displaystyle z_ {0}}$

${\ displaystyle {\ frac {c_ {s}} {c_ {0}}} = \ left [{\ frac {z \ left (h-z_ {0} \ right)} {z_ {0} \ left (hz \ right)}} \ right] ^ {- P / \ alpha}}$

Aqui, é a elevação acima do leito, é a concentração de sedimento em suspensão nessa elevação, é a profundidade do fluxo, é o número de Rouse e relaciona a viscosidade turbulenta para o momento à difusividade turbulenta para o sedimento, que é aproximadamente igual a um. ${\ displaystyle z}$${\ displaystyle c_ {s}}$${\ displaystyle h}$${\ displaystyle P}$${\ displaystyle \ alpha}$${\ displaystyle K_ {m}}$

${\ displaystyle \ alpha = {\ frac {K_ {s}} {K_ {m}}} \ aprox. 1}$

Trabalhos experimentais mostraram que varia de 0,93 a 1,10 para areias e siltes. ${\ displaystyle \ alpha}$

O perfil de Rouse caracteriza as concentrações de sedimentos porque o número de Rouse inclui tanto a mistura turbulenta quanto a sedimentação sob o peso das partículas. A mistura turbulenta resulta no movimento líquido de partículas de regiões de altas concentrações para baixas concentrações. Como as partículas se acomodam para baixo, para todos os casos em que as partículas não têm flutuabilidade neutra ou são suficientemente leves para que essa velocidade de sedimentação seja desprezível, há um gradiente líquido de concentração negativa conforme se sobe no fluxo. O Rouse Profile, portanto, fornece o perfil de concentração que fornece um equilíbrio entre a mistura turbulenta (líquido para cima) de sedimentos e a velocidade de sedimentação para baixo de cada partícula.

Carga de material do leito

A carga de material do leito compreende a carga do leito e a parte da carga suspensa que é proveniente do leito.

Três relações comuns de transporte de material de leito são as fórmulas "Ackers-White", "Engelund-Hansen" e "Yang". O primeiro é para areia para grânulos de cascalho do tamanho, e o segundo e terceiro são para areia, embora Yang posteriormente expandiu sua fórmula para incluir cascalho fino. O fato de todas essas fórmulas cobrirem a faixa de tamanhos de areia e duas delas serem exclusivamente para areia é que o sedimento em rios de leito de areia é comumente movido simultaneamente como leito e carga suspensa.

Engelund-Hansen

A fórmula de carga de material do leito de Engelund e Hansen é a única que não inclui algum tipo de valor crítico para o início do transporte de sedimentos. Diz:

${\ displaystyle q_ {s} * = {\ frac {0,05} {c_ {f}}} \ tau * ^ {2,5}}$

onde é a não-dimensionalização de Einstein para a descarga volumétrica de sedimentos por unidade de largura, é um fator de atrito e é a tensão de Shields. A fórmula de Engelund-Hansen é uma das poucas fórmulas de transporte de sedimentos em que um limite de "tensão crítica de cisalhamento" está ausente. ${\ displaystyle q_ {s} *}$${\ displaystyle c_ {f}}$${\ displaystyle \ tau *}$

Carga de lavagem

A carga de lavagem é transportada dentro da coluna de água como parte do fluxo e, portanto, se move com a velocidade média do fluxo principal. As concentrações da carga de lavagem são aproximadamente uniformes na coluna de água. Isso é descrito pelo caso do membro final em que o número de Rouse é igual a 0 (ou seja, a velocidade de sedimentação é muito menor do que a velocidade de mistura turbulenta), o que leva a uma previsão de um perfil de concentração vertical perfeitamente uniforme de material.

Carga total

Alguns autores tentaram formulações para a carga total de sedimentos transportada na água. Essas fórmulas são projetadas principalmente para areia, uma vez que (dependendo das condições de fluxo) a areia geralmente pode ser transportada como carga de fundo e carga suspensa no mesmo riacho ou face da costa.

Mitigação de sedimentos de carga de leito nas estruturas de admissão

As estruturas de captação ribeirinhas usadas no abastecimento de água , desvios de canal e resfriamento de água podem sofrer arrastamento de sedimentos de carga de leito (do tamanho de areia). Esses sedimentos arrastados produzem vários efeitos deletérios, como redução ou bloqueio da capacidade de entrada, danos ao impulsor da bomba de água de alimentação ou vibração e resultam na deposição de sedimentos em dutos e canais a jusante. Estruturas que modificam correntes secundárias locais de campo próximo são úteis para mitigar esses efeitos e limitar ou prevenir a entrada de sedimentos de carga no leito.

Veja também

• Sedimentologia  - O estudo dos sedimentos naturais e dos processos pelos quais eles são formados
• Equação de Exner
• Hidrologia  - Ciência do movimento, distribuição e qualidade da água na Terra e em outros planetas
• Capacidade de fluxo

Referências

links externos

• Liu, Z. (2001), Sediment Transport .
• Moore, A. Notas de aula sobre transporte de sedimento fluvial , Kent State.
• Wilcock, P. Sediment Transport Seminar , 26-28 de janeiro de 2004, University of California at Berkeley
• Southard, JB (2007), Transporte de Sedimentos e Estruturas Sedimentares
• Linwood, J, G Concentração e descarga de sedimentos suspensos em um rio de West London.