内孤立波破碎后对斜坡沉积物的动力作用过程及特性实验研究

2022-08-17李逸冰刘乐军周庆杰惠扬

海洋学报 2022年8期

李逸冰，刘乐军*，周庆杰，惠扬

( 1.自然资源部第一海洋研究所海洋工程环境研究中心，山东青岛 266061；2.自然资源部第一海洋研究所海洋地质与地球物理研究室，山东青岛 266061；3.中国石油大学（华东）机电工程学院，山东青岛 266580)

1 引言

内孤立波是一种特殊的非线性内波，其在运动过程中会使海底沉积物再悬浮[1-4]。自2002年在南海北部东沙群岛陆坡区观测到内孤立波再悬浮海底沉积物以来，内孤立波研究的视角从物理海洋学领域逐渐向对海底沉积物的动力作用上转移[1]。近年来的研究表明，内孤立波为陆缘区提供了新的非对称悬浮沉积物搬运机制，当距海底1 m以内的内孤立波流速超过10 cm/s时，再悬浮的作用就会大幅增强[5]，而且对悬浮沉积物的输运量甚至要远大于风生流、等深流等的输运量[6]。目前，通过对南海陆坡进行现场观测，认为内孤立波起动沉积物的水平速度约为0.5 m/s[7]，且观测到的内孤立波导致的海底悬浮物浊度可达3～4 FTU。研究内孤立波对海底沉积物的动力作用在海洋的物质运输以及陆坡形态塑造方面具有重要意义[8]。

内孤立波在沿坡运动的过程中，随着水深变浅逐渐变形，产生强烈的紊动和剪切力。以内孤立波破碎点为界，破碎点前悬浮的沉积物被孤立波裹挟向上坡搬运[9]，随后较粗颗粒的沉积物快速沉降而细粒沉积物则随回流向远岸输运较远距离[10]。有学者通过室内物理模拟对内孤立波与海底斜坡沉积物相互作用进行了更为细致的研究。乔路正等[11]对于内孤立波破碎位置处的动力响应情况进行了物理模拟实验。但对于内孤立波破碎后运动过程以及该过程下斜坡沉积物的动力响应的研究尚有欠缺。

本文在前人研究基础上，以南海北部陆坡沉积物与内孤立波为参照，基于室内水槽物理模拟实验，分析了内孤立波破碎后继续运动对坡上沉积物的作用机制。研究结果对研究内孤立波再悬浮运移海底沉积物、改造海底地形地貌具有参考价值。

2 实验介绍

2.1 实验设计

2.1.1 实验水槽

实验在中国海洋大学环境科学与工程学院的波浪水槽中进行。水槽尺度为12.5 m×0.5 m×0.7 m（长、宽、高），如图1所示。水槽中注入上下两层水，上层为 10 cm （h1）厚的染色淡水（密度ρ1为 998 kg/m3）和下层为 40 cm （h2）厚的盐水（密度为ρ2）。通过调节下层盐水的密度ρ2，产生不同振幅的内孤立波，振幅与密度关系详见表1。

表1 实验工况Table 1 Test conditions

图1 实验水槽示意图Fig.1 Schematic diagram of test sink

实验采用重力塌陷的方式生成内孤立波，通过挡板间隔出造波区，造波区内上层水的厚度为0.25 m，长度为0.6 m，挡板内外上层水体的厚度差异形成重力差，撤出插板后产生内孤立波。在水槽内设置斜坡模拟海底地形，并监测坡上土层内孔隙水压力和土压应力。在斜坡坡中上方的水层界面处设置小威龙流速测量仪（ADV），监测流速变化。水槽尾端设置消波段，坡度为 45°。

2.1.2 实验材料及斜坡

实验用土的配置以南海 DLW3101 和 DLW3102孔顶层5 cm沉积物实测级配曲线为参考。将粉质土与高岭土按1∶1的比例均匀混合配置成为实验用土，级配曲线对比如图2所示。

图2 DLW3101 孔和 DLW3102 孔位置和粒径级配曲线对比Fig.2 The location of boreholes DLW3101 and DLW3102 and comparison of soil size classification curves

斜坡土采用分层铺设的方式，实验时铺设3°和9°坡度的斜坡（图3）。首先铺设砾石骨架，砾石坡层厚0.25 m，并通过骨架调节坡度，然后在骨架缝隙中填入实验用土，压实后在其上铺设4 cm的土层。平整坡面后在斜坡坡顶边缘（1号检测位）、坡顶中部（2号检测位）两个位置分别设置一组土压传感器和孔压传感器。传感器布设完毕后，继续在上方铺设1 cm厚的土层。考虑到注水后坡面改变，在铺设配置土层时多铺设约5 mm的土层，以确保注水后的斜坡形态。

图3 斜坡截面示意图Fig.3 Schematic diagram of slope section

2.1.3 实验方法

斜坡铺设完成后，按照表1的设计参数，制备分层流体并静置12 h，架设流速测量仪，待流体密度界面和斜坡土体力学性质稳定后，将挡板插入，挡板底部距水槽底部约0.1 m，将塑料膜铺设在挡板右侧水面之上，在塑料膜上缓慢注入染色淡水，将挡板右侧的下层盐水缓慢沿挡板底端挤压至挡板左侧，直至挡板右侧染色淡水深度达到0.25 m，待水体稳定后抽出挡板造波（图4），同时打开测试仪器进行数据采集与存储，并使用高频相机记录内孤立波的生成以及斜坡表面沉积物的变化。

图4 重力塌陷造波示意图Fig.4 Schematic diagram of gravity collapse wave making

每一组实验结束后，放空水槽，将水槽内的斜坡清理出去，并按下一组实验参数重新铺设。

2.2 数据处理

2.2.1 土压和孔压数据处理

在实验开始前，先对各个土压传感器进行率定，得到输出电信号与压力之间的关系。根据二者间的关系将实验中采集到的电信号转化为压力值，即标定

方程：

式中，p为压力值；γ为电信号值；k、n为系数。

将实验中记录的坡脚和坡中的土压数据进行归一化处理，并绘制成土压变化时程曲线；将实验记录的坡顶和顶中位置处的孔隙水压力P减去静水压力P0得到超孔隙水压力 ΔP（ΔP=P−P0），并将其绘制成超孔隙水压力时程变化曲线（以内孤立波开始时间为 0 s）。

2.2.2 流速数据处理

实验时，ADV测量坡中位置上方水层界面以下30 mm的水柱剖面，剖面分为30层，每层1 mm。将ADV输出信号值导入Matlab软件进行处理，得到x、y、z方向的流速与合成流速，其中x方向为内孤立波前进方向，y方向为水槽横截方向，z方向为水槽垂向。

3 实验结果

3.1 内孤立波流速

已有内孤立波研究发现，内波流速激增且水体运动方向与内波前进方向相反[12]。从图5试验结果可知，内孤立波经过ADV时，水体流速先增大后减小，且流速为正值，即方向与内波运动反向相反，与已有研究结果相互验证。

图5 模拟试验ADV流速时程曲线Fig.5 ADV current rate time curves

对比不同深度层位的流速变化可以发现，振幅为12 cm时，3°斜坡（图5a）不同深度流速增量相差较小，流速层化不明显，最大流速约为0.023 m/s。当斜坡角度为9°时（图5c），不同深度流速增量差异大，层位越深流速增量越大，最大流速约为0.04 m/s。当15 cm振幅时，9°斜坡（图5d）出现明显的流速层位分化，且最大流速约为0.07 m/s；3°斜坡（图5b）不同深度流速层化依旧不明显，最大流速并未出现在深度大的层位，且最大流速约为0.018 m/s，并未随着振幅的增大而增大。此现象与缓坡对大振幅内孤立波的抑制作用有关，缓坡坡面较长，一方面使得波土间的摩擦力增大，另一方面促进了内孤立波的能量耗散，此现象也与杜辉等[13]实验结果一致，进一步验证了物理模型的可靠性。

内孤立波在斜坡行进过程中，流速增幅受到斜坡坡度的影响，在相同振幅的内孤立波条件下，陡坡能产生更大的水体流速。

3.2 超孔隙水压力结果

由图6可知，两种振幅内孤立波在3°斜坡的1号检测位超孔隙水压力均出现了上升：12 cm振幅时上升后逐渐稳定（图6a）；15 cm振幅时表现为上升，但期间出现了较大幅度的波动（图6c）；而2号检测位传感器均出现负超孔隙水压力的现象：12 cm振幅时负超孔隙水压力持续减小（图6b）；15 cm振幅时超孔隙水压力在−9 kPa上下波动（图6d），推测实验土发生液化[14]。结果表明2号检测位处的沉积物动力响应强于1号检测位。

图6 不同振幅作用下3°斜坡不同位置超孔隙水压力时程曲线Fig.6 Time-history curves of excess pore water pressure in the different locations on 3° slope under different amplitudes wave

由图7可知，在9°斜坡，12 cm振幅时，1号检测位（图7a）和2号检测位（图7c）处超孔隙水压力均发生上升，并产生了超孔隙水压力的积累，且2号检测位超孔隙水压力积累量大于1号检测位；而15 cm振幅时，1号检测位（图7b）和2号检测位（图7d）均出现了负超孔隙水压力并持续下降，也观察到了坡上沉积物再悬浮的现象，表明坡上土层的稳定性受到破坏。且2号检测位处动力响应更为剧烈。

图7 不同振幅作用下9°斜坡不同位置处超孔隙水压力时程曲线Fig.7 Time-history curves of excess pore water pressure in the different locations on 9° slope under different amplitudes wave

4 讨论

4.1 内孤立波破碎后斜坡动力响应分析

内孤立波破碎时会形成涡旋，涡旋的存在会使得垂向速度增大，进而引起垂向的吸力。而在内孤立波的作用下海床沉积物颗粒间存在渗流力，同样会促使沉积物再悬浮[15]。内孤立波本身会对斜坡沉积物产生沿坡面向下的拖拽力以及垂直向上的上举力[12]。综上可以得到内孤立波破碎过程对沉积物颗粒产生的动力作用（图8 ）。由图8可以看出，斜坡沉积物在内孤立波破碎前后受力存在差异，主要表现为沉积物颗粒垂向上的作用力发生了改变。

超孔隙水压力响应结果表明，坡顶边缘和坡顶中部的动力响应强度不同，坡顶中部位置动力响应强于坡顶边缘位置。在两种振幅内孤立波作用下，3°斜坡坡顶边缘位置未发现再悬浮现象，而坡顶中部位置发现了微弱的沉积物再悬浮现象。结合表层土压强变化时程曲线（图9）可以发现，沉积物表层土压波动，并且观察到沉积物再悬浮的现象。

由图9可知，坡顶边缘和坡顶中部位置处的表层土压变化却存在很大的差异，在缓坡内孤立波耗散作用下使得12 cm和15 cm振幅内孤立波造成的水体流速增量相似（图5a，图5b），进而可以排除底部水流的影响。由图8可知，涡旋造成的垂向吸力和沉积物颗粒间的渗流力成为影响坡顶边缘和坡顶中部位置沉积物动力响应差异的主要因素。因此推测12 cm振幅于坡顶中部位置时，表层土压力发生较大的减弱（图9b），水体中垂向吸力增强，坡顶中部位置可能有新的涡旋生成；15 cm振幅时，表层土压没有出现较大的增强或者减弱（图9d），垂向吸力不再是影响沉积物表层土压变化的主要因素；表层土压的较高频率波动可能反映土颗粒间渗流作用的增强，使得沉积物发生液化（图6d），从而渗流力成为影响沉积物动力响应的主要因素。

图8 内孤立波破碎时斜坡沉积物颗粒受力示意图Fig.8 Schematic diagram of the force on the slope sediment particles when the internal solitary wave breaks

图9 3°坡顶边缘和坡顶中部的土压时程曲线Fig.9 Soil-pressure time curves at the top edge and middle of the 3° slope

在9°斜坡，内孤立波产生的水体流速增大，反映波土间产生了更强的底部水流。在12 cm振幅时，坡顶中部位置土压出现了增大（图10b），表明水体产生了向下的作用力，推测可能是底部水流流速增大，惯性作用使得底部高密度水体在冲出坡顶位置后继续爬升，初始速度耗尽后下落内卷，使得表层沉积物所受压力增大，而土颗粒间的渗流力增长较小，总土压力上升。而在15 cm振幅时，内孤立波破碎使土体产生较大的渗流作用，且内孤立波破碎位置较前，在行进过程中受底部摩擦力的作用，速度耗散大，进而使坡顶中部位置动力响应由渗流力主导。

综上所述，在内孤立波破碎后继续行进过程中，沉积物表面作用力的变化主要是涡旋和渗流共同作用的结果，斜坡坡度会造成动力作用的变化但不影响斜坡沉积物动力响应过程由哪种动力作用主导及各动力组分产生的作用效果。而内孤立波的振幅不同，斜坡沉积物所受的动力因素也不同，在小振幅时由涡旋作用主导，在大振幅时由渗流作用主导。

4.2 动力作用过程分析

通过对坡顶边缘和坡顶中部位置处的动力响应分析推测内孤立波破碎后存在新涡旋，即内孤立波破碎后在斜坡坡面形成了很强的底部水流，形成的水流在沿斜坡冲出坡顶位置后受重力作用，会在坡顶边缘之后形成涡流，进而使得坡顶中部沉积物受到更大的作用力。使沉积物发生再悬浮如图11。

图11 9°斜坡顶部上方涡流生成Fig.11 Vortex generated above the 9° slope top

不同坡度不同位置土压力变化过程（图9b，图10b），表明新生涡旋产生了不同方向的垂直流速。推测在缓坡条件下，内孤立波破碎后形成的水流初始流速小，而由于缓坡坡面较长，水土间的摩擦力产生了较大的能量耗散，在冲出坡顶位置时没有足够冲量向上爬升（图12），仅因斜坡角度的改变发生内卷，产生向上的通量，使得土表面压力下降。相反，陡坡时内孤立波破碎后水流速度较大（图5c），且水土摩擦耗散小，使得底部水流较大程度地冲入上层流体后下降，产生的冲击力使得沉积物表层土压力上升，使得缓坡坡顶边缘处沉积物受到更大的动力扰动。