[技术讨论]弗汝德数（Froude number）的沉积动力学意义 [复制链接]

        弗汝德数(Fr) Froude number 流体内惯性力与重力的比值:
        Fr=V/（gH）^0.5  
        V—平均流速
        H—平均水深
        ----------------------------
        河床底面形态的形成主要受弗劳德数Fr=V/（gH）^0.5   (Fr值常表示为水流强度，U为水流速度； H为水深)和粒度的影响。反映了明渠水流断面上惯性作用与重力作用的对比，决定了水流的流态，根据值的大小，可把河流的能态分为缓流(Fr<1)、临界流(Fr=1)、急流(Fr>1) 3种，与其对应的河流底床形态分别是①静平整、沙纹、沙垄，②过渡，③动平整、逆行沙垄。
        层理是河床底面形态迁移的结果，不同的底床形态形成了相应的沉积层理类型:
        Fr<1的情况下，无颗粒移动，床面平整，由悬浮物质沉积形成水平层理；流速增大，沙粒聚集最后连接成形状规则的沙纹，随着水动力进一步增强，波痕由直线→弯曲→舌状变化，直线型水流沙纹的迁移易产生板状或楔状交错层理，弯曲形、舌型和新月型水流沙纹的迁移则易形成槽状交错层理，如果水流波痕受到波浪振荡运动的影响则形成波状交错层理。层理类型由板状→楔状→槽状变化，表示水动力增强。
        Fr>1高流态下，沙垄趋于衰微，床面恢复平整，河床底面形态迁移形成平行层理。
        粒度对河床底面形态的影响表现在细粒沉积物在沙垄中不出现，出现沙纹的泥沙粒径一般小于6mm。其动力学意义在于，水动力：滞留沉积（有搬运，无沉积）＞平行层理＞交错层理（低角度）＞交错层理（高角度）＞块状构造（水流失速）＞水平层理（有沉积，无搬运）。
        平行层理与块状构造在河流动力学与沉积动力学上具有重要的指示意义：平行层理是水浅流急的产物，是沉积略大于搬运的产物，湖岸线下不能形成，所谓的水下分流河道更不能形成。块装构造是流速失速，搬运速度趋于0，沉积物卸载的产物。

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        摘要:鄂尔多斯盆地三叠系长82与长81油层组砂体结构、形态、展布等方面存在较大差异;同时，前人普遍认为长8期发育近百公里水下分流河道。针对上述问题，本文从沉积动力学角度，依据两类油层组沉积地质特点，分别应用工程流体力学的紊动射流模型和河流动力学的河床底面形态控制模型，分析了两者的沉积环境，以期阐明两类砂体的成因机制及其对砂体的控制作用。结果表明，长82期水体较深，河流以紊动射流模式进入湖泊水体后，流速骤减，仅发育河口坝沉积，水下分流河道沉积不发育;长81期水体较浅，主要发育平原分流河道，水下分流河道不发育。过去认为的水下分流河道实际上属于三角洲平原分流河道，可能是存在短暂的湖侵后，湖泊快速水退，河流进积形成的平原分流河道。
        关键词:紊动射流，河床底面形态，沉积动力学，水下分流河道；
        鄂尔多斯盆地 鄂尔多斯盆地为一个叠合在古生代盆地之上的复合盆地，其现今构造总体上显示为东翼宽缓、西翼陡窄的不对称矩形盆地。其形成演化以及延长组沉积特征主要受外围阴山一秦岭造山带以及吕梁一陇西一海源古隆起影响，盆地内的沉积物主要物源体系来自东北、西南和西北三个方向，具有多物源、多水系的特点(图1)。自鄂尔多斯盆地开展石油勘探以来，尤其是本世纪初在西峰地区延长组发现亿吨级大油田以来，诸多学者围绕长8油层组的沉积特征与沉积环境做了大量卓有成效的研究工作，取得多项重要成果和认识，如长8期鄂尔多斯湖盆为一南陡北缓的大型不对称坳陷盆地，盆地东北部地形平缓，主要发育曲流河三角洲沉积体系为主;盆地西南部坡度较大，发育辫状河-辫状河三角洲沉积体系;湖盆底形总体 较为平坦，坡降不足0.1o;总体上为浅水湖泊，水深小于10m，盆地中部为动荡的浅覆水富氧沉积环境;三角洲前缘相带较宽，前缘水下分流河道延伸80~100km[1-9]。针对三角洲前缘水下分流河道发育规模，许多学者提出了不同看法，有观点认为长8期湖盆地形平缓，湖泊水体较浅，入湖河流遭遇的阻力就较小，能够在惯性力作用下长距离向相对低洼的湖泊中心延伸形成以水下分支河道[10]。但也有学者认为三角洲前缘水下，边界条件发生了质的变化，不可能有河流存在[11]。水槽实验和三角洲现代沉积考察发现，湖平面之上，可以形成河道;湖平面之下，河流由于丧失下切能力而不能形成水下河道[12]。同时，长82与长81油层组砂体结构、形态、展布等方面存在较大差异。针对上述问题，本文从沉积动力学角度，综合应用工程流体力学的紊动射流模型和河流动力学的河床底面形态控制模型，通过分析两类油层组沉积环境阐明两类砂体的成因机制及其对砂体的控制作用。
        图1 鄂尔多斯盆地延长组沉积背景图
        1.长8沉积特征及环境演化
        综合岩心观察、单井相和联井相分析(图2、图3)，从长82期开始盆地基底快速不均衡下陷，湖水缓慢扩张，水深逐渐增大，随着碎屑的不断充填，湖盆逐渐填平补齐，湖岸线萎缩，至长82晚期广泛分布的煤层、煤线、植物根系，晚期为湖退背景下的湖沼环境。长8 期湖盆水体经历了由浅变深又变浅的变化。在此演化过程中，长82与长81期形成的砂体沉积构造现象，砂体类型、结构、形态和展布特征存在巨大差异。沉积构造上，前者构造现象单一，主要为块状和平行层理;后者构造现象丰富，发育块状层理、平行层理、板状层理、小型交错层理、沙纹层理等。砂体类型和结构上前者以发育河口坝为主，后者以发育分流河道为主。砂体形态和砂体展布特征上，前者砂厚一般20一30m，宽15~20km;局部砂厚较大，中心厚度可超过30m，但砂体一般孤立分布，连续性差;后者砂厚多在15~20m之间，宽10~15km。本文分别以紊动射流模型和河床底面形态控制模型对长82和长81期沉积环境进行分析。
        图2 庄91井长82沉积相剖面图
        图3 西69井长81沉积相剖面图
        2.长82沉积环境的紊动射流分析
        前人研究表明，影响沉积作用和沉积产物的动力学因素取决于泥沙的粒度、水深和流速，但流速对搬运和沉积起决定性作用[13]。这是因为当水流强度超过泥沙起动速度，维持泥沙颗粒静止状态的平衡条件遭到破坏，床面泥沙由静止状态转入搬运状态。反之，水体速度小于泥沙止动速度时，泥沙开始淤积。同时，泥沙搬运能力与流速成正比，水流速度u细微的变化，将极大影响推移质输沙率，影响泥沙的搬运和沉积行为。河流从上游向下游流动过程中，势能转化成动能，形成具有一定速度的水体。此外，天然河流上的推移质往往集中在流速较大的主流线一带，洪水期是搬运和沉积的主要时期。流速控制了搬运和沉积，控制了河口地区砂体形态的塑造[13]。因此，有必要分析河口地区的水动力特征，基于河流水体进入湖泊水体涉及到两类流体的相对运动和相互作用，本文尝试以工程流体力学中的紊动射流模型研究此类问题。
        2.1紊动射流的基本特征
        紊动射流主要研究两类流体的相对运动和相互作用，目前紊动射流理论和技术已经在水利工程、环境工程、空调工程等方面广泛使用。其基本原理是流体经孔口喷射出的成束的液流进入无限大空间的静止流体中，由于湍流的脉动，卷吸周围静止流体进入紊动射流，结果是与周围水体进行质量及动量交换，紊动射流断面扩大，流速降低，流量沿程增加（图4） [14-18]。
        图4 紊动射流结构示意图
        2.2河口区速度场特征
        现场试验结合理论推导表明，紊动射流边界层的内外边界都是线性扩展的，紊动射流各断面上纵向流速分布具有相似性，紊动射流主体段断面上流速分布为高斯正态分布，在紊动射流与周围环境流体的摩擦阻力和紊动射流脉动产生的应力略去不计的情况下，紊动射流各断面动量守恒，由动量积分方程法求解，其公式如下[14-15]：
        b=0.154x，
        u_max/u_0=2.28(b_0/x)^(1⁄2) ,其中，
        x为沿射流轴线的距离；u_0为出口断面平均流速；b_0为平面射流出口断面水深，b为处射流扩展层厚度。
        上述规律在河口地区仅有河水惯性力的前提下适用，事实上河口地区是河湖相互作用地 带，水动力状况复杂，受人湖径流、潮汐、波浪、沿岸流、风力等多种因素的共同影响。正 确计算河口水流的挟沙力是困难的，尚无比较理想的方法。考虑到鄂尔多斯盆地晚三叠世为一内陆湖盆，潮汐、波浪的作用较弱，可以采用无潮河流挟沙力概念来处理河口水流挟沙力问题，即认为影响河口水流挟沙力的主要因素是流速[19]，在此限定条件下，可以满足紊动射流模型在该地区的应用。紊动射流计算表明，河流在湖泊水体中的延伸长度和扩展层厚度与河口断面的深度和断面平均流速有关，河流进入湖泊水体，流速骤减，水下分流河道不可能大规模延伸。
       2.3长82期沉积环境分析
        如前所述，长82湖泊水体相对较深，据此以紊动射流模型解决其沉积环境问题。碎屑的粒度分布是沉积期水动力环境的记录，是沉积环境分析中不可缺少的基本参数之一[20-22]。 利用碎屑粒度参数结合紊动射流模型可以大致确定河口地区泥沙搬运和沉积状态。研究区长40 8粒度变化较大，粒径范围0.05~0.4mm，中值半径0.1~0.2mm。粒度由跳跃总体、悬浮总体及其过渡段组成，缺乏滚动总体(图5)。跳跃总体含量50%~70%，悬浮总体含量10%~15%，过渡段粗细截点差为3.5-4.0φ左右。过渡段的出现，一般认为是由于河流进入湖泊水体后，在河口附近水流变慢，悬浮总体中较粗颗粒分离后快速下沉、作为跳越负载的一部分继续移动形成的一种再分选滞后现象。粒度分析表明，研究区泥沙搬运主要是以推移质形式，推移质粒径范围为0.125-0.4mm。
        图5 西93井长8粒度概率累计曲线
        以河口地区出口断面平均流速%代表泥沙最大粒径搬运的起动速度，以河流进入湖泊水体一段距离后的轴线速度u_max代表最小泥沙粒径沉积的止动速度，运用流速公式[13]，可以计算出推移质最小颗粒沉积的止动速度u_max约为最大颗粒搬运的起动速度u_0的0.6倍(图6)，假设天然河流出口断面水深1.0m，当河流进入湖泊水体40m，水流轴线速度秽一将降为河口初始流速u_0的0.5倍，搬运能力降为原来的1/16倍(图6)。搬运作用几乎完全停止。
        图6  u_max/u_0—x关系图
        以上讨论的是深水情况，深水射流底部卷吸不受限制。实际上，长8期河流为辫状河，河流宽浅，同时湖泊水体较浅，射流要受固体边界限制，底部卷吸作用受到限制，卷吸所诱生的速度大，引起较大的摩阻损耗，如果水深足够浅，紊动射流完全和湖底接触，垂向卷吸被消除，射流的动量损失更大。河流注人湖泊水体，由于流速骤减，泥沙快速卸载沉积，横向延伸不大，以垂向加积为主，其结果是形成横向上连续性较差但纵向上连续较好的河口坝成因厚砂层。在此条件下，水下分流河道砂体不大可能大规模发育。同时由于水动力单一，造成沉积构造单一，这与岩心观察到的现象总体上是一致的。应用上述模型，较好地解释了长8:发育河口坝而不发育分流河道砂体，沉积构造现象单一，砂体厚度较大但横向连续性 较差等问题。
       3.长81期沉积环境分析
       3.1河床底面形态分析
         湖泊沉积物粒度及水动力强度随离岸的增加及水深的增大而逐渐减小，沉积层理是水动力条件的记录，沉积层理的空间变化大体应该与湖泊水体的能量的变化相一致[24,25]。据此 通过分析层理的空间分布可以定性比较沉积期湖泊不同位置的水体相对深度。根据岩心观察，研究区长81油层组的沉积构造现象丰富，主要有水平层理、板状交错层理、槽状交错层理、平行层理等(图8A-G)。河流的沉积层理即原生沉积构造是河流水动力条件的记录，也是认识古代河流沉积环境的关键[23]。河流层理的形成是河床底面形态的反映，围绕河床底面形态和沉积层理的形成前人曾开展了大量室内水槽试验研究[24,25]， 试验表明，在明渠水流中床砂的运动和河床底面形态的迁移

        在沉积物表面出现的不同几何形态，形成了不同的沉积构造。河床底面形态的形成主要受弗劳德数Fr=v/√gH (Fr值常表示为水流强度，v为水流速度;H为水深)和粒度的影响。Fr反映了明渠水流断面上惯性作用与重力作用的对比，决定了水流的流态，根据Fr值的大小，可把河流的能态分为缓流(Fr＜1)、临界流(Fr=1)、急流(Fr＞1)3种，与其对应的河流底床形态分别是:(1)静平整、沙纹、沙垄，(2)过渡，(3)动平整、逆行沙垄。层理是河床底面形态迁移的结果，不同的底床形态形成了相应的沉积层理类型，Fr＜1的情况下，无颗粒移动，床面平整，由悬浮物质沉积形成水平层理;流速增大，沙粒聚集最后连接成形状规则的沙纹，随着水动力进一步增强，波痕由直线_弯曲。舌状变化，直线型水流沙纹的迁移易产生板状或楔状交错层理，弯曲形、舌形和新月形水流沙纹的迁移则易形成槽状交错层理，如果水流波痕受到波浪振荡运动的影响则形成波状交错层理。层理类型由板状一楔状_槽状变化，表示水动力增 强。Fr＞1高流态下，沙垄趋于衰微，床面恢复平整，河床底面形态迁移形成平行层理。粒度对河床底面形态的影响表现在细粒沉积物在沙垄中不出现，出现沙纹的泥沙粒径一般小于6mm[13]。
        如前所述，长8碎屑粒径0.05~0.4mm，具备发育静平整到动平整的各类河流底 床形态的粒度条件。 上述河床底面形态和水动力的关系最初是在水槽试验下获得的，由于实验室条件与天然 环境存在较大差异，天然河流、湖泊环境中存在的复杂影响因素是水槽试验无法全面反映的，但其结果可以作为研究天然河流、湖泊沉积过程的一个参考资料。水槽试验对“动平 整”和平行层理的研究较为深人，并给出了定量关系，Fr约为1.0。天然河流河床底面形态同样受控于水流强度。齐璞通过研究黄河花园口一利津7个水文断面河床底面形态与平均水深和流速的关系，证实床面“动平整”取决于流速和水深，在水深1.5~2.0m和流速 1.8~2.0m/s情况下，河流进入高输沙动平整状态[26]。雅林实测了长江荆江、汉口、南京 三个断面沙波高度与相对流速，流速等于泥沙起动流速时，沙波高度为零;流速为起动流速 3倍时，沙波高度达到最大值;流速增至起动流速的5倍时，沙波高度又一次降为零[27]。
        上述观察和测量显示，当沙垄和沙丘发展到一段高度以后，如流速继续增大，沙丘转而趋于衰微，波长逐渐加大，波高逐渐减小，最后床面再一次恢复平坦。观察发现长8期无论是湖盆遍布的镇北、姬塬还是湖盆中部的华庆均大量发现反映“动平整”河床底面形态的平行层理(图7E-G)，按照Fr=v/√gH控制公式，湖盆中部出现平行层理，在水深不变或增大的情况下要求有更大的流速(图7)，湖盆中部出现高水流强度的平行层理说明湖盆中部水深应该是很浅，湖盆中部更多的具有平原河道的特征。
         图7 Fr函数水深—流速关系图
        其他各类沉积层理的空间分布与水深的变化显示，反映相对较弱水动力的板状交错层理、楔状交错层理、槽状交错层理和反映强相对较强水动力的平行层理在研究区普遍存在， 但上述层理的空间分布没有一定的规律性，不存在向湖中心由于水动力减弱发育的层理也一致变化的现象，这也进一步说明，湖盆中部水体较浅，平原河道是主要沉积环境，由此也可以解释该期沉积现象较为丰富的原因。
         3.2其他沉积现象分析
         前人普遍认为元城、华池、白豹、庆城等地区位于长8期湖盆的中部[1-8]，然而，越来 越多的钻井取心资料证实，即使是在湖盆中部地区，地层中也普遍可见到保存完好的植物根 系、(炭化)植物茎干、碳质泥岩、煤线(图8H-J)等，反映当时该区具有一定封闭性的沼泽环境遍地发育，水体较浅，湖泊即使存在，范围也非常有限。 综合以上分析，长82与长81油层组砂体结构、形态、展布等方面存在较大差异的主要原因是前者水体较深，河流以紊动射流形式进入湖泊水体后，流速骤减，仅发育河口坝，水下分流河道不发育;后者水体较浅，主要发育平原分流河道，水下分流河道并不发育，过去认为的水下分流河道实际上属于三角洲平原上的分流河道，可能是存在短暂的湖侵后，湖泊 快速水退形成的(图9)。
        图8 长8油层组层理类型及煤线
        (A)镇70井，长8，1711.3m，沙纹层理;  (B)高67井，长8，1711.3m，小型交错层理;  (C)午61井，长8，2156.0m，板状层理;  (D)自168井，长8，2240.6m，槽状交错层理;  (E)罗29井，长8，2460m，平行层理;  (F)环49井，长8，2906.0m，平行层理;  (G)白170井，长8，2221.5m，平行层理;  (H)里55井，长8，2490.1m，煤线;  (I)里55井，长8，2490.1m，煤线; (J)白268井，长8，2190.9m，煤线；    
        (a)长82期；(b)长81期
        图9 晚三叠世长8沉积模式图
        4结论
         (1) 长82期湖盆水体相对较深，紊动射流模型分析表明河流进入湖泊水体后流速以指数形式递减，泥沙由于流速骤减在河口地区卸载，主要发育河口坝沉积。
         (2) 河床底面形态分析表明长81期湖盆水体极浅，湖盆中部更多的具有平原河道的 特征。
         (3) 三角洲前缘中不发育水下分流河道，实际上是属于三角洲平原上的分流河道。
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        http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=conference&id=8210562

学习下，

有深度，学习。

运用射流，运用水利学的思路，解决河口水动力场结构和沉积动力过程，不失为有益的探索！

学习一下

三叶虫:有深度，学习。 (2016-02-17 08:47) 

比较冷门，不易理解！

学习下，