2009年12月
水 利 学 报SH UI LI X UE BAO 第40卷 第12期
收稿日期:2008207203基金项目:国家自然科学基金项目(50579079,50528910);国家973计划课题(2006C B403404)
作者简介:盛丰(1981-),男,湖南株洲人,博士生,主要从事水土环境研究。E 2mail :fsaint8586@https://www.doczj.com/doc/cb14130288.html,
文章编号:055929350(2009)1221432208用分形特征参数定量描述土壤水流运动的非均匀程度
盛 丰1,王 康2,张仁铎1,李 萼1
(11中山大学环境科学与工程学院,广东广州 510275;
21武汉大学水资源与水电工程科学国家重点实验室,湖北武汉 430072)
摘要:通过田间条件下开展的7个碘-淀粉染色示踪试验,研究了入渗初始条件和边界条件对土壤水流运动非均
匀特征的影响。同时采用土壤水实际入渗深度分布非均匀系数(C ua )和活动流场模型(ARM )分形特征参数(γ
)来定量描述不同入渗条件下土壤水流动的非均匀程度。研究结果显示,不同条件下,γ和C ua 有着相同的变化趋势,γ能正确描述土壤水流运动的宏观非均匀特征;较低的土壤水初始饱和度引起较显著的土壤水非均匀流动;在相同土壤水初始饱和度条件下,土壤水流运动的非均匀程度随着入渗水量的增大而先增大后减小。
关键词:碘-淀粉染色示踪试验;非均匀流;宏观非均匀特征;活动流场模型
中图分类号:S1517文献标识码:A
1 研究背景
非均匀流是土壤中常见的水流和溶质运移形式
[1],非均匀流通道中快速运动的土壤水流往往是污染物质进入地下水系统主要、甚至是唯一的原因
[2]。因此,研究土壤非均匀流具有现实的环境保护意义。
分形是自然界的普遍特征
[3]。土壤科学中,分形理论已经用来研究土壤的团粒结构[4-5]、土壤粒径分布[6]、土壤结构分布[7]、土壤饱和水力传导度[8]以及土壤水动力弥散系数[9]等问题。但这些研究都仅限于土壤物理性质的分形特征,对土壤介质中水流运动的分形特征的研究则还处于起步阶段。近年来
的研究表明,土壤非均匀流过程表现出明显的分形特征[10-12]。活动流场模型(ARM )[1]在土壤水流运动
的分形特征的基础上,建立了非均匀流场通道面积和通道内土壤水饱和度之间的关系,同时考虑了两者的分布形态对流动非均匀程度的影响,因此对土壤水流运动非均匀特征的描述更全面。但目前对于活
动流场模型的研究仅限于对其本构关系的验证[13],而对模型参数(即活动流场模型分形特征参数)描述
不同条件下土壤水流运动非均匀特征的有效性和变化规律等方面的研究很少。
活动流场模型研究中最重要和最基本的工作是确定非均匀流场(活动流场)的分布形式。染色示踪剂(如亮蓝和亚甲基蓝等)由于它能直观地显示土壤非均匀流的分布形式而得到越来越广泛的应用[14-15]。但亮蓝等染色剂易被土壤颗粒所吸附,特别是土壤黏粒含量较高时
[16]。由于土壤吸附所产生的滞后作用,使得染色区域显著小于土壤非均匀流的实际流动范围
[16-17]。碘离子由于其较高的溶解度、无毒、氧化后与淀粉反应生成的蓝紫色易于被识别和提取等优点,越来越广泛地被用于土壤非均匀流的染色示踪研究
[18-20]。更重要的是,由于碘离子带负电荷,与土壤颗粒所带电荷相同,使得碘离子几乎不被土壤颗粒所吸附,因而具有与土壤水流几乎相同的运移性能,特别适用于黏性土壤中非均匀流的
染色示踪研究。
本文采用碘-淀粉染色示踪方法研究田间条件下土壤水流运动的非均匀程度随土壤水初始饱和度(初始条件)和入渗水量(边界条件)的变化特征,同时用实际入渗深度分布非均匀系数和活动流场模型分形特征参数表征土壤水流运动的非均匀特征,研究活动流场模型分形特征参数描述土壤水流运动非均匀特征的有效性及参数的变化规律。
2 染色入渗试验
211 试验场地特征 染色示踪试验于2006年4—9月在武汉大学水资源与水电工程科学国家重点实验室灌溉排水与水环境综合试验场进行。试验区域土壤的物理性质参数如表1所示。根据土壤粒径分布估计土壤水分特征曲线,确定土壤的剩余含水率为0107。
表1 试验区域土壤的物理性质参数
深度Πcm
土壤质地Π%>50μm 2～50μm <2μm 容重Π(g Πcm 3)孔隙度Π%饱和水力传导度Π(cm Πs )0～10
29144912211411383818314×10-410～20
28124914221411404012112×10-420～50
31134612221511444016111×10-450～10032114418231111454414111×10-4
212 染色示踪剂选择 10mm 浓度为4g ΠL 的亮蓝溶液和10mm 浓度为20g ΠL 的碘化钾溶液分别导入土壤中,以显示两种示踪剂染色模式的差别。6h 后开挖剖面测定染色水流入渗深度,结果显示亮蓝溶液的入渗深度为815cm 、碘化钾溶液的入渗深度为1215cm 。结果表明,试验区域土壤对亮蓝分子的吸附强度要远大于对碘离子的吸附强度。因此,选用碘离子作为染色示踪剂。
图1 染色入渗试验装置213 染色入渗试验设计 试验采用类似双套环的试
验装置(如图1所示)。同心安置两个正方形框,其中
内框的边长为1m ,外框的边长为2m ;内外框高均为
40cm ,试验时将框嵌入土壤20cm ,露出土壤20cm 。田
间条件下共开展7个试验,入渗水量分别为20mm (试
验1和试验2)、40mm (试验3和试验4)、60mm (试验5
和试验6)和80mm (试验7)。
试验前,将土壤表面刮平,并用水准尺沿不同方向
测定,确保整个试验区域内基本水平,同时避免破坏土
壤的原状结构,尽量减小由于土壤表面不平整而造成局部区域入渗强度过高。为了避免试验之间相互影响,各试验区域的间距控制在2m 以上。
试验开始时,在内框中注入设定高度(即20mm 、40mm 、60mm 和80mm )的浓度为20g ΠL 碘化钾溶液,同时在外框中注入与内框水头高度相等的纯水。待碘化钾溶液完全入渗后,用防水和隔热材料将试验区覆盖,12h 后逐层开挖水平剖面。
214 非均匀流动模式信息提取 剖面形成后,喷洒淀粉(浓度50g ΠL )和硝酸铁(浓度20g ΠL )的混合溶液。水流经过的区域含有碘离子,在硝酸铁的氧化作用下被氧化成碘分子,碘分子与淀粉反应变蓝紫色(这一过程称为显色反应);而水流未经过的区域没有碘离子,因此不会发生显色反应,土壤保持基底颜色。
试验在白天进行,采用高精度照相模式,照片解析度为1mm 2Π像素。照相时采用半透明树脂板对光
线进行散射。为了将不同时刻照相记录的相片进行标准化处理,以去除不同时刻光线不同对照相记录信息产生的差异,染色模式照相后,用灰板覆盖剖面作为背景,照相记录灰板(背景)颜色信息,在此基础
上对染色模式进行标准化处理[21]。
215 采样分析 照相记录剖面染色模式后,在染色区随机采5个土样、未染色区随机采3个土样测定
土壤含水率,未染色区内的土壤含水率分布即为土壤的初始含水率分布。由于显色反应时喷洒了少量的淀粉和硝酸铁的混合溶液,因此采样时须刮去表层土壤,而取表层以下015cm 深处的土壤。
216 染色图像分析 所有的照片均按照M orris 和M ooney 提出临界值方法[22]进行处理,根据照相图片
的RG B 值信息将染色照片转化成黑(染色)白(未染色)的二元化信息图片。
3 活动流场模型理论
Liu 等[1]
提出了活动流场模型理论并详细推导了活动流场模型的本构方程和土壤水流运动控制方程,李萼等[13]也对活动流场模型理论作了详细的介绍。为了阅读方便,同时结合本文研究目的,仅对活动流场模型的本构方程和方程中参数的计算作简单介绍。
活动流场模型[1]将研究区域分成有水流运动的活动流场区域(也即实际的非均匀流场区域)和没有
水流运动的非活动流场区域两个部分,并认为活动流场具有分形特征。图2为活动流场分形过程的示意图。图中黑色区域为活动流场区域,白色区域为非活动流场区域,正方形网格边长为测量尺度。流场的面积以黑色区域所占有的网格数(只要网格中有黑色区域就计入,而不管黑色区域所占的面积比例为多少)和网格尺寸的乘积表示。由图2可知,随着测量尺度的减小,对活动流场的描述也越来越详细和准确。
图2 分形过程示意图
由分形结构的自相似性质推导出活动流场模型的本构方程为:
f =(s 3e )
γ(1)式中:f 为活动流场占整个流场的比例,简称为活动流场比例,对应于染色入渗试验中的染色面积;γ为分形特征参数;S 3e 为整个流场上的活动水有效饱和度,其定义如下式所示
S 3e =V aw
V tf
(2)式中:V aw 为活动流场区域的土壤水体积(不包括剩余土壤水对应的体积),cm 3;V tf 为整个流场区域的孔
隙体积,cm 3(包括充气孔隙和充水孔隙,但不包括剩余土壤水对应的体积)。
由于V aw 难以通过试验测定,因此不能通过式(2)计算S 3e 。根据活动流场比例的定义,可得
f =V a V t = 因此 S 3e =f ?S a (4)式中:V a 为活动流场的体积,cm 3;V t 为整个流场的体积,cm 3;<为土壤的有效孔隙度(不包括剩余土壤 水对应的体积),%;V af 为活动流场区域的孔隙(包括充气孔隙和充水孔隙,但不包括剩余土壤水对应的体积)体积,cm 3;S a 为活动流场区域的土壤水有效饱和度,按下式计算 S a =V aw V af =θa -θr θs -θr (5) 式中:θa 为活动流场区的平均体积含水率(cm 3Πcm 3);θs 和θr 分别为土壤的饱和体积含水率和剩余体积 含水率(cm 3Πcm 3 )。 γ为活动流场模型中用来描述土壤水流运动非均匀程度的重要参数。γ=0时,活动流场充满整个研究区域,土壤水流表现为均匀流形态;0<γ<1时f <1,活动流场仅充满部分研究区域,土壤水流表现 出非均流形态。γ越大时,流动的非均匀特征越明显。4 结果和分析 图3 各试验的染色面积分布 411 染色模式分析 图3为各试验条件下染色面积随入渗深度 的分布。各试验区域的土壤水初始饱和度平均值(土壤水初始饱 和度在整个入渗深度上的平均值)如表2( S i )所示。表2中同时 列出了各试验条件下的最大入渗深度(Z max )和1-Z 01025ΠZ max 值 (Z 01025表示染色面积大于等于01025的深度)。表2显示,试验1 的染色面积分布明显不同于其它试验的染色面积分布。试验1 的1-Z 01025ΠZ max 值异常大,表明该试验区域可能存在大孔隙。 由于侧向入渗和流动的非均匀性等因素,最大入渗深度以上 的土壤并未完全染色,因此最大入渗深度分布并不能完全描述土 壤水流运动的非均匀特性,由此引入实际入渗深度 [23-25]h a (x ,y )= ∑k i =1β(x ,y ,z )Δh i (6) 式中:h (x ,y )为(x ,y )位置的实际入渗深度(cm );如果水流运动经过(x ,y ,z )位置(被染色),则β(x ,y ,z )=1,反之,β(x ,y ,z )=0;Δh i 为相邻两像素表示的垂直间距(cm );k 为照片高度(以像素计)。图4为试验4的土壤水实际入渗深度(左)和最大入渗深度(右)分布图 。 图4 试验4的土壤水实际入渗深度(左)和最大入渗深度(右)分布(cm ) 土壤水实际入渗深度分布非均匀系数 [25]定义为C ua =∑|h a (x ,y )- h a | N h a ×100%(7) 式中:C ua 为土壤水实际入渗深度分布非均匀系数; h a 为实际入渗深度平均值(cm );N 为试验区域(X -Y 平面)的像素点总数。 对每个试验所开挖的所有剖面进行综合分析,可以计算出土壤水入渗深度分布非均匀系数(C ua ),C ua 越大表明流动的非均匀性越强。各试验C ua 的计算结果如表2所示。由表2可知,随着入渗水量的增加,C ua 先增大后减小,表明流动的非均匀程度随着入渗水量的增大而先增大后减小;入渗水量相同、 土壤水初始饱和度不同的试验(试验1和试验2、试验3和试验4、试验5和试验6)显示,土壤水初始饱和度较低的试验C ua 较大,表明流动的非均匀程度随着土壤水初始饱和度的降低而增大。 412 活动流场模型分形特征参数 41211 入渗前后土壤水饱和度的分布 图5(a )、(b )和(c )分别为20mm (试验1和试验2)、40mm (试验 3和试验4)和60mm (试验5和试验6)入渗水量条件下土壤水初始饱和度(S i )和入渗后染色区内土壤水饱和度(S a )分布图。由图可知尽管3组试验重复之间的土壤水初始饱和度分布不一样,但是入渗后染色区土壤水饱和度分布均表现为随深度减小的趋势。相对而言,0～0185Z max 深度,入渗后染色区土壤水饱和度分布受土壤水初始饱和度的影响较小;而在0185～110Z max 区间,土壤水初始饱和度对入渗后染色区域的土壤水饱和度分布的影响较为显著。因此,采用0～0185Z max 区间范围的染色区土壤水饱和度和染色面积分布拟合γ。由于计算γ的数据点(染色区土壤水饱和度和染色面积分布)分布范围很广,因此γ可以很好地描述土壤水流运动的整体非均匀特征 。 图5 土壤水饱和度分布 图6 实测数据点分布和γ拟合结果41212 分形特征参数的计算 通过染色示踪试验确定染色面积和 染色区内土壤水饱和度的分布后,根据式(5)、式(4)和式(1)即可 拟合出γ。图6以试验2、试验3和试验6为例,显示了实测点分布 和γ拟合结果。各试验拟合的γ值及决定系数(R 2)如表2所示。 需要说明的是,ARM 不能描述大孔隙流,而染色模式分析显示试验 1中可能存在大孔隙。因此,试验1用染色面积大于01025深度范 围内的数据点拟合计算γ。对于其它6个试验,用染色面积大于 01025深度范围内的数据点拟合的γ值与用0～0185Z max )(区间范 围内的数据点拟合的γ值几乎相等,相对偏差均小于3%。 根据各试验的土壤水初始饱和度平均值、入渗水量和计算的γ值,用二元非线性回归方法拟合出γ与土壤水初始饱和度平均值和入渗水量的关系为: γ=01845-01166 S i -01011(Q -418)2(8) 式中:Q 为入渗水量(cm )。 拟合结果显示,判定系数R 2=01900、显著性水平P =01010<0105,说明式(8)可用于描述γ与土壤水初始饱和度平均值和入渗水量之间的关系。 式(8)显示,γ与 S i 成反比,说明降低土壤水初始饱和度将引起土壤水流运动非均匀程度的增大,与染色模式分析和C ua 的计算结果相吻合。Diment 和Wats on [26]的研究也表明,土壤初始含水率(饱和度)升高会对非均匀流的发展产生明显的抑制作用。 式(8)同时显示,随着入渗水量的增大,土壤水流运动的非均匀程度将先增大后减小;当入渗水量为48mm 时,土壤水流运动的非均匀程度最大。这主要是因为,当入渗水量很小时(20mm ),入渗水量很快被土壤吸收而停止运动,所形成的非均匀流不能持续和发展,流动总体上相对比较均匀,因此γ相对较 小;随着入渗水量增大(40mm 和60mm ),非均匀流形成并持续发展,在土壤中形成复杂的非均匀流形态,因此土壤水流运动的非均匀程度增大,γ也增大:当入渗水量很大时(80mm ),非均匀流通道宽度充分扩张展并彼此连接,使得土壤水流运动的非均匀程度减小,因此γ减小。 表2 各试验的测量和计算结果 S i Z max Πcm 1-Z 01025ΠZ max C ua Π%γR 2试验101613461001652 30150167401954试验201733431001093 28150161801946试验301347511001118 55140178801954试验401484541001019 35180172001943试验501473********* 57140176701940试验6017291061001009 42190172101921试验701597108100100026100162401918 图7 C ua 和γ随入渗水量的变化趋势比较 图7为C ua 和γ随入渗水量的变化趋势图。由图可知,不同条件 下,C ua 和γ有着相同的变化趋势。但是,两者本质上是不同的。C ua 是通过土壤水入渗深度分布计算出来的,它仅考虑入渗深度(或染 色模式)分布的非均匀特征,而不考虑非均匀流场中的土壤含水率分 布的非均匀特征;由于C ua 是通过染色面积分布模式计算出来的,而 入渗过程中染色面积分布模式是不断变化的,因此C ua 是一个随时间 和流动发展而变化的变量。 γ同时考虑了非均匀流场和流场内的土壤含水率(饱和度)的分布对流动非均匀特征的影响;γ是土壤类型、初始条件和边界条件的函数,在整个入渗过程中保持不变[1],因此当土壤类型、初始条件、边界条件和γ 确定后,根据ARM 本构方程(式(1))可用连续性模型(如SW MS 22D [27])模拟活动流场面积(染色面积)和 流场内水平方向平均的土壤水饱和度分布随入渗的发展过程。此外,γ的计算过程中,染色面积和染色区内的土壤水饱和度都在水平方向进行了平均,因此γ描述的是土壤水流运动的宏观非均匀特征;而 C ua 的计算过程中,没有将实际入渗深度在水平方向上平均,C ua 反映的是入渗深度分布的离散状况。 γ和C ua 相联系的地方正是两者相同的变化趋势,这是因为它们都能描述土壤水流运动的非均匀特征,都是根据土壤非均匀流场的分布模式(γ同时考虑了流场内土壤含水率的分布)计算出来的。5 结论 在田间条件下进行了7组碘-淀粉染色示踪试验,以研究入渗的初始条件和边界条件对土壤水流运动非均匀特征的影响。通过开挖剖面、显色反应和数字图像分析方法获得非均匀流场的分布模式;通过采样分析,获得入渗前后土壤水饱和度的分布模式,对各试验的显色模式进行综合分析,计算土壤水实际入渗深度分布非均匀系数(C ua );根据非均匀流场和流场内的土壤水饱和度的分布模式计算活动流 场模型分形特征参数(γ ),并以此来描述土壤水流运动的宏观非均匀特征。研究结果显示,较低的土壤水初始饱和度形成较显著的非均匀流动模式;随着入渗水量的增大,土壤水流运动的非均匀程度表现出先增大后减小的特征。计算结果同时显示,不同条件下γ的变化趋势同C ua 的变化趋势和染色图像分析的结果相一致,表明γ能正确描述土壤水流运动的非均匀特征。 参 考 文 献: [1] Liu H H ,Zhang R ,Bodvarss on G S.An active region m odel for capturing fractal flow patterns in unsaturated s oils :M odel development[J ].Journal of C ontaminant Hydrology ,2005,80:18-30. 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Characterizing soil w ater flow heterogeneity using fractal characteristic parameter SHE NG Feng1,W ANG K ang2,ZH ANG Ren2duo1,LI E1 (1.Sun Yat2sen Univer sity,Guangzhou 510275,China;2.Wuhan Univer sity,Wuhan 430072,China) Abstract:A total of7iodine2starch staining experiments were conducted to study the heterogeneity of s oil water flow affected by the initial(initial water content)and boundary(infiltration am ount)conditions.A heterogeneity coefficient of real infiltration depth distributions(C ua)and the fractal characteristic parameter of the active region m odel(γ)were used to characterize the heterogeneity of the preferential flow patterns quantitatively.The research indicated that,the fractal characteristic parameter captured the macroscopic heterogeneity of the flow patterns well and displayed the same change trend with C ua,under different infiltration conditions.With a lower initial s oil water saturation,the flow patterns became m ore heterogeneous,corresponding to a largerγvalue.Under the same initial s oil water saturation,flow heterogeneity increased firstly and then decreased with the increase of infiltration am ount. K ey w ords:I odine2starch staining experiment;Heterogeneous water flow;Macroscopic heterogeneous flow characteristics;Active region m odel (责任编辑:吕斌秀) (上接第1431页) Evaluation of flood control operation program based on extenics theory and its application W ANGLi2ping,YE Ji2ping,S U Xue2ling,LI X in2wu (North China Electric Power Univer sity,Beijing 102206,China) Abstract:Assessing the scheduling program plays an im portant role in the flood control system.A com prehensive evaluation m odel of flood control operation has been established based on the matter2 element analysis and the correlation function of the extension set.In accordance with the actual situation, the m odel selects typical evaluation indicators,and builds a matter2element matrix and determines the weight coefficients by information entropy2based method.The correlation between evaluation indicators and evaluation standards is quantified by the concept of“Distance”,which maximizes the rational utilization of feasible operation program and subjective experience of experts,and reflects the satis faction of decision maker with the operation program.Case analysis verifies the feasibility,rationality and efficiency of the m odel. K ey w ords:extenics;matter element;flood control operation;evaluation;decision2making (责任编辑:王成丽) 参考文献 [1] 李秋义,王志伟,李云霞,田砾.海泥陶粒制备高性能轻集料混 凝土的试验研究[J ].材料科学与工艺,2008,16(4):547-550. [2] 任洪涛,祖亚丽,任泽民,刘平.轻骨料混凝土剪力墙抗震性能 的试验研究[J ].河北工业大学学报,2007,36(3):94-98. [3] 王海龙,申向东.轻骨料混凝土早期力学性能的试验研究[J ]. 硅酸盐通报,2008,27(5):1018-1022. [4] J G J51-2002,轻骨料混凝土技术规程[S]. [5] J G J12-99,轻骨料混凝土结构设计规程[S]. [6] 张弘强,王书彬,魏拓,徐原庆.粉煤灰陶粒混凝土配合比的正 交实验研究[J ].森林工程,2008,24(6):72-73. [收稿日期] 2009-12-08 [作者简介] 张广成(1979-),男,河北人,工程师,现从事建筑 结构设计工作。 (编辑 王亚清) 近海风机塔架风浪荷载及其响应分析 陈为飞, 陈水福 (浙江大学建筑工程学院结构工程研究所, 杭州 310058) 【摘 要】 研究风暴潮环境下近海风机塔架所承受的风、浪、海流动力荷载的数值模拟与计算,探讨在这些 动力荷载作用下风机塔架的位移及基底内力响应的变化规律。联合运用了快速傅立叶变换(FFT )方法和谐波叠加法进行脉动风的模拟,再由M oris on 方程计算浪和流荷载。算例分析表明,在风暴潮环境下,风机塔架的塔底水平力与倾覆力矩较大,通过调整角度降低叶片的迎风面积,可在一定程度上减小叶片上的风荷载,降低塔底最大主应力;在风荷载和浪流荷载的作用中,塔底弯矩主要由前者引起,而后者对塔底水平力的贡献较大。 【关键词】 风机;风荷载;波浪荷载;风暴潮;动力响应 【中图分类号】 T U31113 【文献标识码】 B 【文章编号】 1001-6864(2010)03-0044-03 [基金项目] 国家高技术研究发展计划(863计划)资助项目(2007AA05Z 427) 我国近海风能资源十分丰富,据测算其储量约达 715亿kW [1],为陆上储量的3倍。近海风力发电具有风力持久稳定、风能产量更高、受环境影响小等特点,已成为我国风电发展的新趋势。目前我国已建成上海东海大桥海上风电场一期工程,正在或即将建设的项目还有很多[2]。 尽管近海风电场具有诸多优势,但是与陆上风电场相比,近海风电场所受的极端环境荷载更加恶劣和复杂,其中最为典型的极端荷载就是风暴潮荷载。当风暴潮恰与天文大潮相遇时,其破坏力将更大。因此,研究风暴潮等极端环境下近海风机承重构架的风、浪、潮流荷载及其响应,对保障风电机组的结构安全具有十分重大和现实的意义。1 荷载计算 风暴潮环境下作用在近海风机塔架上的荷载主要有风荷载、浪荷载和潮流荷载。首先运用风速谱及相关的模拟方法进行脉动风风速时程的模拟,然后根据流体力学方法,计算作用于风机塔架上的风荷载时程;而波浪力的计算则采用波浪模拟法并结合M orison 方程实现。1.1 风荷载的计算 在风的顺风向时程曲线中,风速包括平均风和脉 动风两部分。假设来流风中的脉动部分符合沿高度变化的S im iu 谱[6]: S v (z ,n )=200f 3v 23 n (1+50f 3) 5Π3 (1) 式中,f 3=nz Π v (z ),n 为脉动风频率(H z );z 为相对地面的高度; v (z )为z 高度处的平均风速;v 3为风 的流动剪切速度,v 23=K v 210,K 值取01002 [7] 。本文联合运用快速傅立叶变换(FFT )方法和谐波叠加法进行脉动风的模拟,获得脉动风时程的样本曲线。设ωn 和ωk 为截取频率的上限和下限,N 为正整数,设为充分大,则考虑一组m 处不同高度的风速时程v j (t )(j =1,2,…,m ),可用下式表示[8]: v j (p Δt )= 2ΔωR e G j (p Δt )exp i p πM (2) 式中,R e 为复数取实部函数,Δω=(ωn -ωk )Π N ,M =2πΠ(Δt Δ ω)为整数;p =1,2,…,M -1;j =1,2,…,m ;G j (p Δt )可用FFT 方法求得,参见文献[9]。得到总风速的时程曲线之后,可用下式计算作用 于风机塔架上的风荷载时程曲线: F (z ,t )= 12 ρC d v 2(z ,t )A (3) 式中,ρ为空气密度,取值为11225kg Πm 3;A 为有 4 4低 温 建 筑 技 术2010年第3期(总第141期) 1.对数流速垂线分布 1、泥沙级配曲线：横坐标表示泥沙粒径，纵坐标表达在所考虑的沙样中粒径小于横坐标相应的某一粒径在总沙样中所占的百分比的曲线。 2、粒配曲线的绘制方法和过程：⑴取样筛分,获取各粒经组D i 泥沙的重量;⑵统计出小于和等于各粒经D i 的沙重,并算出其占总重的百分比p i ;⑶准备半对数坐标纸(横坐标为对数分格,纵坐标是普通分格);⑷以粒经Di 为横坐标(对数坐标,从大到小),小于和等于粒经Di 的沙重百分比pi 为纵坐标(普通坐标)绘制D~p粒配曲线。 3、级配曲线可以反映沙样颗粒的相对大小和范围，可反映沙样组成的均匀程度1、特征粒径:单颗粒泥沙粒径:等容粒径,算术/几何平均粒径,筛分粒径,沉降粒径;群体泥沙代表粒径:平均粒径(d i=(d max-d min)/2;D m=∑(d i*p i)/100);中值粒径(d50);非均匀特点:均方差(σ=1/2(D84/D50+ D50/D16));挑选系数(Φ=开方(D75/D25))(越接近1,沙样就越均匀,越大于1,沙样越不均匀); 1.孔隙率:泥沙中孔隙的容积占沙样总容积的百分比。泥沙孔隙率因沙粒大小、均匀度、沙粒形状、泥沙沉积方式、沉积后受力大小和历史长短等有关。粗沙(39％-40％);中沙(41％-48％);细沙(44％-49％)。细颗粒泥沙表面面积大，使得摩擦、吸附、搭成架构等作用增大;粒径均匀的泥沙孔隙率最大;球体,孔隙率小。(细颗粒泥沙具有较大的孔隙率和较小的干容重) 1.容重γs:泥沙颗粒的实有重量和实有体积(不含空隙体积)之比(一般变化范围不大,取2650kg/m3);有效容重系数:泥沙水下比重与水的比重之比(a=(γs-γ)/γ);干容重γs’;泥沙颗粒的实有重量和整个体积(含空隙体积)之比(变化范围大,因为空隙变化大);用途:确定泥沙冲淤体的体积;影响因素:粒径(主)、淤积深度、埋藏深度和环境、排水情况、有无初露水面暴露在空气中、细颗粒的化学成分等;γs’与γs的关系：γs’= γs(1-e)；规律:粒径大的泥沙γs’大一些，变化范围小一些,粒径小的反之;浑水容重:如果以S 代表水的含沙量,则浑水容重(r m=r+(1-r/r s)*s),含沙量S较大的变化只能引起r m较小的变化。 1.泥沙沉速ω：单颗粒泥沙在静止的无限大的清水水体中匀速下沉的速度(有效重力和阻力相等);与泥沙的粒径、形状、含盐度、含沙浓度、水体紊动和沙粒雷诺数有关(R ed=ωd/v,表示惯性力与水流粘滞力的相对关系); 2.泥沙的沉降状态：层流(滞性)状态下降:R ed<0.5, 垂线下沉，下沉速度缓慢，扰流阻力以摩擦力为主，压差阻力相对较小(阻力与μdω的一次方成正比),颗粒不发生摆动、转动、滚动，周围水体不发生紊乱现象;过渡状态下降: R ed=0.5~1000,颗粒表面形成流速梯度很大的边界层，尾部边界脱离表面发生分离，分离区产生稳流，造成很大的能量损失，随着R ed的增加，分离区相应增大，压差阻力也不断增大，摩擦阻力不断减小;紊流状态下降:R ed>1000, 颗粒表面边界层在尾部的分离区达到最大，压差阻力远远大于摩擦阻力， 其大小与R ed的变化无关，颗粒左摇右摆下沉，颗 粒本身也转动，周围水体也紊动(水流阻力与ρd2 ω2成正比) 。 1.张瑞瑾沉速公式思路(阻力叠加原理,从过渡区入 手) PS:泥沙特性分为几何特性、重力特性、水力特性、 物理化学特性、生物化学特性； 1. 泥沙运动分类:泥沙一颗一颗的沿河滚动,滚一阵, 歇一阵,常呈间歇性(在河底附近一滚动、滑动、跳 跃或者层移形式前进,其速度小于水流速度);泥沙在 水中悬浮着前进(细颗粒，连续运动,在水流方向以 与水流大致相等的速度前进); 2.推移质与悬移质划分:Def:河底附近以滚动、滑 动、跃动或层移等形式前进、速度小于水流速度的 泥沙称推移质(接触质、跃移质、层移质); 以浮游方式前进的泥沙称推移质联系:一个泥沙组 成来说,较弱的水流条件下,以表现为推移质;较强的 水流条件下,以表现为悬移质，二者可以相互转化。 区别:运动规律不同(受力、运动速度、输沙率与水 流切力的关系、输沙量等都不同);能量来源不同(推 消耗水流的机械能即时均势能，悬消耗水流的紊动 动能);对河床的作用不同(悬沙通过容重增大净水压 力,悬移质通过颗粒间的离散力与河床作用). 1.泥沙起动概念：随着水流条件的增强,沙颗粒由静 止转为运动,泥沙起动.泥沙起动条件:持泥沙颗粒静 止状态的平衡条件遭到破坏,面泥沙由静止状态转 入运动状态的临界水流条件(起动流速(以垂线平均 流速表示)、起动拖曳力(拖曳力表示、起动功率(水 流功率));特性:复杂性(水流条件、沙粒性质、泥沙 组成);随机性(水流运动和泥沙分布排列等具有随机 性). 2.沙在水流中受到的力:促成泥沙起动的力:上举力、 推移力(两者由沙粒的迎水面和下面压力增大而背 水面和上面压力减小形成的)、脉动压力;抗拒泥沙 起动的力:重力、粘结力(与沙粒间的空隙厚度、在 水平面上的投影面积、所受的铅直向下的压力、水 的纯洁度与化学成分、沙粒的压结程度有关)。 3.起动流速:泥沙由静止变为运动式的临界水流条 件,用起动流速表示,位于河床表面的某种泥沙(即床 沙),当流速等于或者大于泥沙起动流速时,泥沙起动 反之静止。 4.沙莫夫启动流速公式： 5.研究泥沙起动的意义:计算输沙率;航道整治时使 用;护滩、护滩块石稳定计算、研究输沙率 1.沙波运动:泥沙颗粒在床面的集体运动称沙波运 动(推移质泥沙运动达到一定程度时的产物.对河道 水流结构、河道阻力、泥沙运动和河床演变均有重 要作用)； 2.沙波形态和运动特征:(几何特征:迎水面缓,背水 面陡;运动特征:迎水面加速区,冲刷,背水面减速区, 淤积,床沙分选:上粗下细;水流运动特征:波峰处流 速大,波谷处流速小,迎水面存在停滞点,背水面:分 离、漩涡;阻力特性：迎水面与水面存在压力波,与 水流速度相反,称形状阻力 3.沙波形成及发展过程:静平整(流速小于起动流速, 泥沙不起动,床面平整)、沙纹(流速增大,沙粒聚集最 后形成形状规则的沙纹)、沙垄、过渡、动平整(流 速增大,波高变小,床面恢复平整)、沙浪(流速继续增 大,Fr>1,床面再次出现沙波)、急滩与深潭(Fr>>1,强 烈冲刷形成急滩,强烈淤积形成深潭). 4.沙波形成过程中的两个现象:沙波对床沙的分选 作用(上粗下细);粗沙运动的间歇性。 5.沙波运动对河流的影响:沙波运动时推移质运动 的主要形式;沙波的消长对河流的阻力损失有很大 影响;沙漠的消长对航道的水深有一定的影响;沙波 的形成和发展影响H-Q关系。 6.沙波类型:带状沙波(很少见)、继绩蛇曲沙波(最常 见)、堆状沙波(常见)、顺直沙波、弯曲沙波、链状 沙波、舌状沙波、新月沙波等。 7.沙波产生的原因：不同流体相对运动时交界面上 的不稳定性;接近河床的流速沿程分布与沙波形式 相适应。 1.推移质输沙率概念:一定的水沙条件下,河道处于 冲淤平衡时,单位时间通过单宽河床的推移质数量, 以g s表示,单位:kg/m.s 2.公式类型及其思路:以临界拖引力和临界流速考 虑问题(当拖引力获水流速度达到或超过某一临界 值以后，床沙才可能发生推移,推移质输沙率的大小 与水流实有的拖引力或流速超过临界拖引力或临 界流速的程度有关,如沙莫夫公式);从沙波运行情况 考虑问题(凡推移质运动达到一定规模的处所，必然 出现沙波,推移质输沙率与U4成正比);从统计法则 考虑问题(H.A.爱因斯坦公式:抓住泥沙自床面冲刷 下移的概率P的确定最为推导的核心 分形理论及其在水处理工程中的应用 凝聚和絮凝是混凝过程的两个重要阶段, 絮凝过程的完善程度直接影响后续处理(沉淀和过滤)的处理效果。但絮凝体结构具有复杂、易碎和不规则的特性，以往对絮凝的研究中由于缺乏适用的研究方法，通常只考虑混凝剂的投入和出水的混凝效果, 而把混凝体系当作一个―黑箱‖, 不做深入研究。即使考虑微观过程, 也只是将所有的胶粒抽象为球形, 用已有的胶体化学理论及化学动力学理论去加以解释[1]，得出的结论与实验中实际观察到的胶体和絮凝体的特性有较大的差别。尽管有的研究者在理论推导和形成最终的数学表达式时引入了颗粒系数加以修正, 但理论与实验结果仍难以一致。而分形理论的提出，填补了絮凝体研究方法的空白。作为一种新兴的絮凝研究手段, ,分形理论启发了研究人员对絮凝体结构、混凝机理和动力学模型作进一步的认识。 1 分形理论的概述 1.1 分形理论的产生 1975年[2],美籍法国数学家曼德布罗特（B. B. Mandelbrot）提出了一种可以用于描绘和计算粗糙、破碎或不规则客体性质的新方法，并创造了分形(fractal) 一词来描述。 分形是指一类无规则、混乱而复杂, 但其局部与整体有相似性的体系, 自相似性和标度不变性是其重要特征。体系的形成过程具有随机性,体系的维数可以不是整数而是分数[3]。它的外表特征一般是极易破碎、无规则和复杂的,而其内部特征则是具有自相似性和自仿射性。自相似性是分形理论的核心，指局部的形态和整体的形态相似，即把考察对象的部分沿各个方向以相同比例放大后,其形态与整体相同或相似。自仿射性是指分形的局部与整体虽然不同, 但经过拉伸、压缩等操作后, 两者不仅相似, 而且可以重叠。 分形理论给部分与整体、无序与有序、有限与无限、简单与复杂、确定性与随机性等概念注入了新的内容，使人们能够以新的观念和手段探索这些复杂现象背后的本质联系。 1.2 絮凝体的分形特性 絮凝体的成长是一个随机过程, 具有非线性的特征。若不考虑絮凝体的破碎, 常规的絮凝过程是由初始颗粒通过线形随机运动叠加形成小的集团, 小集团又碰撞聚集成较大集团, 再 进一步聚集，一步一步成长为大的絮凝体。这一过程决定了絮凝体在一定范围内具有自相似性和标度不变性, 这正是分形的两个重要特征[4], 即絮凝体的形成具有分形的特点。 2 絮凝体的模拟模型 2.1 絮凝体的分形结构模型 为了更好地了解絮凝体的形成过程并尽可能地加以预测, 经过大量的研究提出了众多的絮 浅谈河流泥沙的运动规律 摘要：泥沙在河流水流的作用下，有一定的运动形式，沿河底滑动、滚动或跳跃，这种运动形式称为推移质；被水流挟带随水流悬浮前进，这种运动形式称为悬移质。由于天然河道同一河段流速随时间、沿程发生变化，各河断及各时段在流速较小时，细沙也可呈推移质形式运动；而流速增大时，粗砂也可转化为悬移质。因此，实际情况中推移质和悬移质处于不断调整中，情况很是复杂。本文着重讨论了悬移质泥沙的运动规律。由于脉动，不同瞬时或短历时测量的悬移质含沙量就不会稳定，不能反映它的变化趋势，因此，悬移质含沙量等水文要素的测量应持续一段时间，最好大一个脉动周期。 关键词：河流泥沙；运动；规律；挟沙能力；脉动 该式结构特点表明，河流流速大、泥沙颗粒小、水深浅，则挟沙能力强。水流挟沙能力一般指各级颗粒的沙源均为充足条件下的平衡含沙量，并不代表水流的实际含沙量，各级颗粒的沙源不充足会出现非饱和输沙，条件特殊时也会出现超饱和输沙。但是，水流挟沙能力仍是分析河床冲淤或平衡问题的常用概念，当水流挟带的悬移质泥沙超过河段的水流挟沙能力时，这个河段必将发生淤积；反之，则会发生冲刷。 2悬移质的时空分布规律 2.1河流泥沙变化的影响因素 河流从流域挟带泥沙的多少与流域坡度、土壤、植被、季节性气候变化，降雨强度以及人类活动等因素有关。河流泥沙随时间的变化，也就取决于这些因素随时间的不同组合和变化。来源于地势、地形、土壤性质和植被状况等下垫面条件不同的地区河流的洪水，挟带的泥沙将会有显著的差别，多沙河流与少沙河流与流域下垫面状况紧密相关。另外，对于冲积性河流，其承水河床由长期冲积的泥沙构成，水流流经这样的河段，常会挟带或沉积大量泥沙。季节性的气候变化对河流泥沙的变化也有一定的影响。汛前由于降水少，土壤疏松、干燥、抗冲能力差，因此，初夏的暴雨洪水常挟带较多的泥沙，秋末洪水含沙量较少。降雨强度对河流泥沙的影响是：雨强大，则侵蚀能力强，从而使河流挟带的泥沙增多。河流输沙量集中在汛期，而且主要集中在几次大洪水中，其原因也在于此。人类活动使流域产沙条件发生变化。如修建道路、毁林垦荒，将导致河流泥沙增加；而封山育林、开展水土保持，又可减少河流泥沙；修建水库，常会沉积泥沙。这种影响将使河流泥沙发生系统性变化。 2.2泥沙的脉动 脉动是忽大忽小不停波动变化的现象。悬移质泥沙悬浮在水流中，与流速脉动一样，含沙量也存在着脉动现象，而且脉动的强度更大。在水流稳定的情况下，断面内某一点的含沙量是随时变化的，它不仅受流速脉动的影响，而且与泥沙特性等因素有关。由于脉动，不同瞬时或短历时测量的悬移质含沙量就不会稳定，不能反映它的变化趋势，因此，悬移质含沙量等水文要素的测量应持续一段时间，最好大一个脉动周期。 2.3悬移质泥沙的垂直分布 悬移质含沙量在垂线上的分布，一般从水面向河底呈递增趋势。含沙量垂向的变化梯度还随泥沙颗粒粗细的不同而异，颗粒较细的泥沙，其垂直分布也均匀，而对于较粗泥沙，则梯度 目录 1程序原理 (3) 1.1风荷载动力分析方法简介 (3) 1.2风速时程模拟的AR法 (4) 1.2.1AR模型 (4) 1.2.2AR模型模拟风速时程的基本过程 (5) 1.3风时程生成程序实现 (7) 1.4风时程生成程序特点 (9) 1.5风时程生成程序局限性说明 (10) 2参数说明 (11) 2.1顺向脉动风速功率谱密度函数() S n (11) v 2.2脉动风空间相干函数 r (13) ij 2.3地面粗糙系数k（紊流度） (14) 2.4平均风速v (14) F x y z t (16) 2.5风压力时程(,,,) w 2.6数值计算的参数 (17) 3操作说明 (18) 3.1制作空间点信息表格（*.csv） (18) 3.2导入表格及输入参数 (19) 3.3计算风时程 (20) 3.4显示计算结果 (20) 3.5输出时程结果及分析代码 (21) 3.6接力SAP2000进行时程分析 (21) 3.7接力ETABS进行时程分析 (22) 3.8SAP2000与ETABS的分析代码例子 (23) 3.8.1ETABS分析代码 (23) 3.8.2SAP02000分析代码： (24) 4计算实例 (25) 4.1操作步骤 (25) 4.224层框架风振分析结果分析 (29) 4.2.1风速时程结果 (29) 4.2.2风振分析计算结果与按现行《荷载规范》得出的结果对比 (31) 4.2.3风振分析的顶点加速度计算与按《高钢规》手算结果对比 (32) 5关于风振时程分析的若干建议 (34) 5.1分析参数设置 (34) 5.2输出结果处理 (34) 6参考文献 (36) % clear all; N=500; %采样点数 wu=4*2*pi; %截断频率 dm=wu/N; %频率步长 dt=3.2*pi/(2*wu); %时间步长0.2 k=0.00464; %地面粗糙度系数地面粗糙度等级A B C D：K= 0.00129 0.00215 0.00464 0.01291 d=0.001; f=d:d:10; %时间从0.001到10s，步进值为0.001 v10=28.2 %设计风速28.2m/s——50年一遇十分钟平均风速最大值 x=1200*f/v10; s=4*k*v10*v10.*x.^2./f./(1+x.^2).^(4/3); z1=10; %取第一点为10米高度 z2=52.8; %取第二点为52.08米高度 r=0.2; %考虑地表粗糙度影响的无量纲幂指数，按中国规范取0.22-c类v5=33.33 %计算n米高处的平均风速——52.8m处平均风速期望值 C=10; %指数衰减系数(取经验值) v1=zeros(2*N,1); %产生一个全零矩阵 v2=zeros(2*N,1); thta1=rand(N,1); thta2=rand(N,1); %随机矩阵 node=1; for K=1:node for j=1:2*N sum1=0; sum2=0; for l=1:N m1=l*dm-0.5*dm; m2=l*dm; x1=1200*m1/(2*pi*v10); s11=2*pi*4*k*v10*v10*x1*x1./m1./(1+x1*x1).^(4/3); x2=1200*m2/(2*pi*v10); s22=2*pi*4*k*v5*v5*x2*x2./m2./(1+x2*x2).^(4/3); s12=sqrt(s11*s22).*exp(-2*m2*C*abs(z1-z2)./(2*pi*(v10+v5))); s21=sqrt(s11*s22).*exp(-2*m1*C*abs(z1-z2)./(2*pi*(v10+v5))); S=[s11 s12;s21 s22]; H=chol(S); %丘拉斯基分解-因式分解 a1=abs(H(1,1)); H1=H'; a21=abs(H1(2,1)); a22=abs(H1(2,2)); b1=cos((m1*dt*(j-1))+2*pi*thta1(l,1)); b2=cos((m2*dt*(j-1))+2*pi*thta2(l,1)); c1=a1*b1; 分形理论 在多年大量实践与探索的基础上，我于96年年底完成了论文<<大系统随机波动理论>>, 随后又在近一年的运作实践中不断进行了修正与完善，自信已经形成一个比较合乎现实逻辑的理论体系。该论文结合当今数学与物理学界最热门的研究领域之一--- 以变化多姿杂乱无章的自然现象为研究对象的分形理论，从最基本的概念与逻辑出发阐明了波动是基本的自然法则, 价格走势的波浪形态实属必然；阐明了黄金分割率的数学基础及价值基础, 价格波动的分形、基本形态及价量关系, 并总结了应用分析的方法与要点等等；文中也多次引用我个人对分形问题的研究成果；另外也指明了市场中流行的R.N. 埃劳特的波浪理论的基本点的不足之处。在国内基金业即将进入规范的市场化的大发展时期之际，就资金运作交易理论进行广泛的交流与探讨，肯定与进行有关基金的成立、组织、规范管理等方面的交流与探讨同样有意义。我尽力用比较通俗的语言描述并结合图表实例分析向读者介绍有关价格波动理论研究的基本内容与使用要点，供读者朋友参考。 一、分形理论与自然界的随机系统 大千世界存在很多奇形怪状的物体及扑溯迷离的自然景观, 人们很难用一般的物质运动规律来解释它们, 象变换多姿的空中行云, 崎岖的山岳地貌, 纵横交错的江河流域, 蜿蜒曲折的海岸线, 夜空中繁星的分布, 各种矿藏的分布, 生物体的发育生长及形状, 分子和原子的无规运动轨迹, 以至于社会及经济生活中的人口、噪声、物价、股票指数变化等等。欧氏几何与普通的物理规律不能描述它们的形状及运动规律, 这些客观现象的基本特征是在众 多复杂因素影响下的大系统(指包括无穷多个元素)的无规运动。通俗一点讲, 这是一个复杂的统计理论问题, 用一般的思维逻辑去解决肯定是很困难的或者说是行不通的。70年代曼德尔布罗特(Mandelbrot,B.B.)通过对这些大系统的随机运动现象的大量研究,提出了让学术界为之震惊的“分形理论”, 以企图揭示和了解深藏在杂乱无规现象内部的规律性及其物理本质，从而开辟了一个全新的物理与数学研究领域，引起了众多物理学家和数学家的极大兴趣。 所谓分形, 简单的讲就是指系统具有“自相似性”和“分数维度”。所谓自相似性即是指物体的（内禀）形似,不论采用什么样大小的测量“尺度”，物体的形状不变。如树木不管大小形状长得都差不多, 即使有些树木从来也没见过, 也会认得它是树木；不管树枝的大小如何，其形状都具有一定的相似性。所谓分形的分数维, 是相对于欧氏几何中的直线、平面、立方而言的, 它们分别对应整数一、二、三维，当然分数维度“空间”不同于人们已经习惯的整数维度空间，其固有的逻辑关系不同于整数维空间中的逻辑关系。说起来一般人可能不相信，科学家发现海岸线的长度是不可能（准确）测量的，对一个足够大的海岸线无论采用多么小的标尺去测量其长度发现该海岸长度不趋于一个确定值！用数学语言来描述即是海岸线长度与测量标尺不是一维空间的正比关系，而是指数关系，其分形维是1.52；有理由相信海岸线的形状与这个分数维有内在关系。 一个全新的概念与逻辑的诞生，人们总是有一个适应过程，但是无数事实已经证明，合理的（或者说不能推翻的）逻辑在客观现实中总能找到其存在或应用的地方的。本世纪初, 爱因斯坦将物质运动从三维空间引到四维空间去描述, 从而产生了一场科学与认识上的革命, 爱因斯坦的相对论不仅让人类“发现”了原子能，而且更重要的是其极大地推动了人们对太空与原子（和微观粒子）的认识层次与能力的提高，但愿分形理论的诞生也具有同样意义，也许在生命（生物）科学与环境科学领域将发现分形理论的重大价值。 下面结合三分法科赫曲线（KOCH）来进一步说明自相似性的意义。如附图一所示, 将一条1个单位长度的线段, 分三等份, 去掉中间的一份并用同等长度的等边三角形的两条边取代之, 随后用同样的方法不断循环地操作五次, 即得这些图形。由科赫曲线明显可以看出, 2018年博士生入学考试科目《泥沙运动力学》 考试大纲 一、要求了解和掌握的内容 C1、了解泥沙运动力学的研究内容，掌握泥沙问题在生产实践中的重要性。 C2.1、掌握泥沙的来源以及机械分离、化学分解的类型和原因，了解岩石风化的速度及产物。 C2.2、掌握泥沙群体特性、粒配曲线体现的特性以及平均粒径、中值粒径、等容粒径等计算确定方法，了解细颗粒泥沙的物理化学特性、泥沙的分类。 C2.3、了解浑水的一般性质，掌握浑水容重、含沙量的表示方法和计算公式。 C3、掌握泥沙的沉降过程和沉降状态，掌握球体颗粒泥沙在层流、紊流状态下的重力、阻力的计算方法和公式以及沉速的计算公式，了解天然泥沙颗粒沉速的影响因素和计算方法。 C4、掌握紊流的基本性质、紊动切应力的概念、水流切应力的垂线分布，了解紊流经典理论。 C5、掌握无粘性泥沙颗粒主要受力分析及一般表达式、泥沙运动的主要形式、划分推移质和悬移质的意义及其物理本质的区别、床沙质和冲泻质的概念及其划分的意义。了解粘性泥沙的受力特点。 C6、掌握沙波的概念及其发展消长的阶段和过程、研究沙波运动意义，了解沙波形成的机理和原因、床面形态的判别方法。 C7、掌握近壁流区的重要性、河道阻力的组成单元、河床河岸及综合阻力的划分及计算方法、垂线流速对数分布公式(7.38)、垂线流速指数分布公式(7.38)，了解水流能量及损失特性、沙粒及沙波阻力的确定方法。 C8.1、掌握泥沙起动的基本概念、起动的表达方式，了解泥沙起动的 判别标准。 C8.2、掌握希尔兹(Shields)泥沙起动曲线的特点、起动公式及其推导过程，了解斜坡上的泥沙起动 C8.3、掌握按滚动和滑动模式的起动流速受力特性和推导过程，掌握沙莫夫起动流速公式，了解其它流速起动公式以及粘性泥沙的起动。 C9.1、掌握推移质输沙规律的流派及其代表、拜格诺提出的推移质运动遵循的规律、爱因斯坦推移质输沙理论的主要认识。 C9.2、掌握拜格诺、爱因斯坦推移质输沙率公式的推导思路和过程，了解以流速为主要参数的推移质输沙率公式推导过程。 C9.3、掌握拜格诺、沙莫夫推移质输沙率公式以及无因次水流参数、无因次水流强度参数、无因次单宽输沙率的表达式、非均匀推移质输沙率的确定方法。 C10.1、掌握悬浮泥沙运动机理、泥沙扩散方程，掌握含沙量沿水深分布的扩散理论(10.16)的推导过程、各变量含义及其不足，了解重力理论的基本思路及其推导过程。 C10.2、掌握含沙量与悬移质输沙率之间的关系以及爱因斯坦、维利卡诺夫、拜格诺悬移质输沙率公式及其推导思路和原理，了解其推导过程。 C10.3、掌握各向泥沙扩散系数的确定方法。 C11、掌握水流挟沙力公式的主要类型、代表人物以及影响水流挟沙力的主要因素，了解水流挟沙力的确定方法。 C12、掌握泥沙的存在使水流紊动强度增强或减弱的原因、了解泥沙的存在对流速分布的影响。 C13、掌握高含沙水流的流动特性和泥沙运动特性，泥石流的类型、形成条件和运动特征。 C14、掌握异重流的基本概念、类型、研究意义、物理本质、形成条件、运动特性、泥沙淤积，掌握水电站取水口及船闸引航道泥沙淤积机理和防治技术。 不同河流地貌形态的生态学作用及生态功能分析 蔡玉鹏1 夏自强1,2余文公1 （1 河海大学水资源环境学院，2水文水资源与水利工程科学国家重点实验室，南京 210098） 摘要：不同河流地貌、河道形态对于河流生态系统具有不同的生态学作用及生态功能。本文阐述了不同类型的河道形态河流地貌水文水力学特征，对河流空间结构、河道形态进行了分类。在此基础上以长江中华鲟、四大家鱼产卵场河段为例，讨论了河流地貌地形与生物多样性之间的关系及其影响。指出河流生态系统健康与生物多样性依赖于河流地貌与河道形态在空间上的多样性和异质性。 关键词：河流地貌河道形态生态作用生态功能生物多样性 河流地貌过程决定河流形态，进而决定河流生物的生态环境结构，而河流的生态环境结构是生物多样性及生态健康的基础。近年来河流形态和河道特征被作为评估河流生态系统健康的重要因子。例如美国环境署(U．S．E．P．A)提出的《快速生物评估草案》RBP(Rapid Bioassessment Protocol) [2]，将溪流河道特征，包括宽度，流量，基质类型及尺寸纳入主要评估内容。另外象澳大利亚《河流状况指数》ISC(1ndex of Stream Condition) [6]、英国环境署的河流栖息地调查方法(RHS)(River Habitat Survey)[7]、南非的河流地貌指数方法ISG(Index of Stream Geomorphology)、瑞典岸边与河道环境细则RCE(Riparian, Channel and environmental Inventory)，都强调河流地貌、河流形态，包括河道横断面形态、断面宽深比等，这些因子对河流生态系统的意义和重要性。国内董哲仁提出生态水工学理论，强调河流形态多样性是流域生态系统生境的核心，是生物群落多样性的基础［4］。因此研究河流地貌、地形、河道形态、断面形状对于水生态系统及水生生物具有重要意义。 1 河流生态系统的地貌特征 河流是水流作用形成的主要地貌类型。在自然状况下，以水为核心生态因子的河流系统，经过洪水泛滥、水土侵蚀、自然改造等各种因素，在自然界漫长的演化下形成河道、洪泛平原、湖泊、湿地、河口等不同的水生态系统。河流从源头到河口，气象、地貌、地质、水文、水质、水温呈明显的带状分布特征，物质结构、能量结构、空间结构异质性明显，这一特征造就了河流上、中、下游生境异质性。 1.1 纵向带状分布 上游区：河流形态特点是落差大，河谷狭窄，河流比降大，横断面小，水流侵蚀力强。河床质由各种大小岩石块和砾石或卵石组成，颗粒直径较大。在河流上游区蕴涵着丰富的水能，沿河有机质、养分、悬浮物等的运动速度快，水流挟沙能力强，河流中泥沙随水流运动被带入下游，水体清澈，溶解氧含量高。径流特点是流量和流速变化大，洪水暴涨暴落，洪水过程尖而瘦，洪峰持续时间短，年径流变化大。但是生物多样性较差，如长江上游金沙江段，落差达3000多米，生物种类较少，只有少数个体较大的中华鲟、江豚等，为适应这种生境条件，在自身的形态结构上有与之相适应的特征。身体呈流线型，以适应急速流动时把摩擦力降到最小，而有的呈扁平状，以便能在岩石缝隙中找到栖息场所。 中下游区：河流进入中游比降变缓，河道横断面变宽，河流的深度和宽度加大，虽然流量增大，但是变化幅度变小，水流趋于平稳。水流挟沙能力变小，水体透明度变小，溶解氧含量相对较小。上游的一些鱼类，随着河流地貌、河流形态、水文、水质、温度等生态因子 基金项目：国家自然科学基金资助项目，项目编号：30490235 作者简介：蔡玉鹏（1977－），男，河南洛阳人，河海大学硕士研究生，主要从事水文水资源及生态水利研究。Email：hnhncyp@https://www.doczj.com/doc/cb14130288.html, 第22卷第1期武汉冶金科技大学学报(自然科学版) Vol.22,No.11999年3月J.of Wuhan Y ejin Uni.of Sci.&T ech.(Natural Science Edition ) Mar.,1999 收稿日期:1998-11-17 作者简介:盛建龙(1964-),武汉冶金科技大学资源工程系,副教授. 文章编号:1007-5445(1999)01-0006-03分形理论及岩石破碎的分形特征 盛建龙1 刘新波1 朱瑞赓2 (1.武汉冶金科技大学资源工程系,武汉,430081;2.武汉工业大学建筑学院,武汉,430070) 摘要:介绍了分形的基本概念,分析了4种分维数的确定方法,进而探讨了岩石破碎过程中的分形特征。关键词:分形;分维;岩石破碎 中图分类号:O18;P616.3 文献标识码:A 分形几何(fractal geometry )创立于本世纪70年代,是由法国数学家曼德尔布罗特(B.B.Man 2delbrot )提出的。分形(fractal )一词是B.B.Mandel 2brot 从拉丁文fractus (断裂)创造的新词[1],意思是破碎、细片、分数、分级,等等。分形几何学主要研究一些具有自相似性(self 2similar )的不规则曲线和形状,具有自反演性(self 2reverse )的不规则图形以及具有自平方性(self 2squaring )的分形变换和自仿射(self 2affine )分形集,等等。而自相似性的不规则曲线和形状是分形几何研究的主体内容[2]。因此,分形几何学的出现,为更准确地研究自然现象的内在机理提供了一种新方法。 近年来,分形几何被广泛地应用于物理学、生物学、地理学、冶金学、材料学、计算机图形学等领域。从几何学的角度来研究不可积系统即耗散结构图形或浑沌吸引子图形的自相似性,并把复杂多变的自然现象看作是无限嵌套层次的精细结构[3],使分形理论与耗散结构理论、协同论、混沌理论、渗透理论等这些与非线形复杂现象有关的理论成为新的思想和理论模型。 1 分形与分维 分维(fractal dimension )是分形几何学定量描 述分形集合特征和几何复杂程度的参数。经典的欧几里德几何的研究对象是极规则的几何图形,是拓扑学意义下的整数维(记为D T )。它反映的是确定一个点在空间的位置所需独立坐标的数目或独立方向的数目。在经典几何学中,一个点是 零维的,一条(光滑)曲线是一维的,一个曲面是二维的。豪斯道夫(Hausdorff )于1919年引入维数概念,以Hausdoff 度为基础,提出了维数可以是分数,即分数维。下面简要介绍4种常见的分维定义。1.1 相似性维首先以Von K och 曲线为例,通过曲线的构造过程来分析相似维数。如图1所示,起始于n =0的单位长度线段称为Von K och 曲线的零阶生成;将直线段中间的1/3用边长为1/3直线段长的等边三角形的另外两段取代,得到n =1的Von K och 曲线生成元,称为第一阶生成;把第一阶生成的4个直线段类似于第一阶生成进行变形,就得到Von K och 曲线的第二阶生成;类似地无穷变形下 去,最后得到的曲线(n →∞)就是Von K och 曲线 。 图1 V on K och 曲线的构造过程 由Von K och 曲线可以看出,每一折线与整 %风速时程模拟自回归法空间20个点-AR模型 %自回归模型阶p＝4，模拟空间20个点，时间步长ti＝0.1，频率步长f＝0.001， %空间相干系数采用与频率无关的shiotani相关系数,脉动风速谱为Davenport谱 clear tic k=0.005; v10=25; n=0.001:0.001:10; xn=1200*n./v10; s1=4*k*25^2*xn.^2./n./(1+xn.^2).^(4/3); %Davenport谱 %产生空间点坐标 for i=1:20 x(i)=5+i； z(i)=8+i; end %求R矩阵 syms f R0=zeros(20); for i=1:20 for j=i:20 H0=inline('(4*1200^2*f*k)./(1+(1200*f/v10).^2).^(4/3)','f','k','v10'); k=0.005; %地面粗糙度长度 v10=25; R0(i,j)=quadl(H0,0.001,10,0.001,0,k,v10); R0(j,i)=R0(i,j); end end R1=zeros(20); for i=1:20 for j=i:20 H1=inline('(4*1200^2*f*k).*exp(-sqrt(dx^2/50^2+dz^2/60^2)).*cos(2*pi*f* ti)./(1+(1200*f/v10).^2).^(4/3)','f','k','dx','dz','ti','v10'); k=0.005; ti=0.1; %时间步长 v10=25; dx=x(i)-x(j); dz=z(i)-z(j); R1(i,j)=quadl(H1,0.001,10,0.001,0,k,dx,dz,ti,v10); R1(j,i)=R1(i,j); end 基于CFD-DEM耦合模拟方法的水流泥沙运动研究水流泥沙运动一直是河流与海岸工程关注的重点课题,前人采用实验研究和理论分析等方法对于水流泥沙宏观运动规律已形成了基本认识,但水流泥沙的细观运动机理还有待探索。随着近年来计算机技术及计算方法的快速发展,利用数值模型从细观尺度研究水流泥沙运动机理及规律成为可能。 本文基于CFD-DEM耦合方法,利用开源软件OpenFOAM、LIGGGHTS及CFDEM 耦合库建立数值模型,从细观尺度研究了静水中泥沙沉降、明渠流及振荡流作用下水流泥沙运动特性。本文主要研究内容和结果如下:(1)通过模拟单个泥沙颗粒在静水中的沉降过程,分析了所建耦合模型的网格敏感性,对于粒径较小的颗粒,推荐流体的网格尺度与颗粒直径的比值范围为2~5;将采用不同拖曳力模型得到颗粒沉速与理论值对比,发现Benyahia模型具有较好的精度;模拟了不同直径泥沙颗粒的沉速,模拟结果与实验值与理论值吻合良好,验证了所建模型的适用性;探讨了不同体积浓度下颗粒沉速的分布,结果与实验值接近。 (2)模拟了不同明渠水动力条件下的水流泥沙运动过程。模拟得到的水流平均流速剖面符合对数律公式,验证了动力条件的正确性,并分析了水流紊动强度与雷诺切应力沿垂向的变化。 模拟结果给出了泥沙表现为未起动、推移质输沙和推移质与悬移质共同输沙的运动形式,推移质输沙率与实验、理论值吻合;随着水动力的增强,床面泥沙分布的不均性呈现先增加后减小的规律。(3)振荡水流作用下定床和动床条件下的模拟结果表明,定床和动床的流速剖面与紊动强度分布不同。 在对称振荡流作用下,泥沙颗粒做规律的周期性运动,一个周期内的泥沙净输沙接近为零,半周期平均输沙率与已有实验及经验公式接近。 1.等容粒径（假定球体）D ： 算数品均值D ： 几何品均值（椭球体）D: 泥沙级配曲线（群体性）：表示天然泥沙组成特性，在采集的代表沙样中，小于某种粒径的泥沙累计百分数与该粒径在半对数纸上的关系曲线。 粒配曲线反映的特性⑴可反映沙样颗粒的大小和范围；⑵可反映沙样组成的均匀程度。沙样 的特征粒径：⑴平均粒径Dm ：粒径按其所占重量的百分比为权的加权平均值。 1100n i i m i P d d =??=∑，max min 2i d d d +=⑵中值粒径50d 表示在全部沙样中，大于和小于这一粒径的泥沙重量刚好相等。求法：粒配曲线—P=50%天然沙的平均粒径常常大于中值粒径 2.细颗粒泥沙的物理化学特征。细颗粒泥沙在含有电解质的水中，颗粒周围会形成双电层。通常细颗粒泥沙的主要成分是粘土矿物，它们在含有电解质的水中会发生两种可能：电解质中的离子吸附在泥沙颗粒表面；泥沙颗粒表面的分子发生离解。不论哪种情况都使泥沙颗粒表面带有负电。由于凝絮作用，细颗粒在沉积时会连结成絮团，絮团与絮团会连接成集合体，集合体还会搭连而形成网架。絮凝的新沉积物是一个高度蜂窝状的结构，含水量很高，密度很低，这样的淤积物具有很低的抗剪强度或粘结力。 3.沉速概念，泥沙沉降状态。单颗粒泥沙在无边界影响的静止清水中的匀速下沉的速度。因数值主要和粒径有关，也称水力粗度，常用ω表示,单位:cm/s.沉降的形式,泥沙颗粒在静水中下沉时的运动状态与沙粒雷诺数Re d ωνd G ==沙粒性力水流粘Z 力（式中和d 、ω分别为泥沙的粒径及沉速，ν为水的运动粘滞性系数）①层流状态下降:Re d <0.5,颗粒基本沿垂线下沉，颗粒不发生摆动、转动、滚动，周围水体不发生紊乱现象。颗粒沉降属于层流状态，下降速度较慢，绕流阻力以摩擦阻力为主，压差阻力相对较小， d C 与R e d 呈直线关系②紊流状态下降:Re d >1000, 泥沙颗粒脱离铅垂线，以极大的紊动状态左摇右摆下沉，附近的水体产生 强烈的绕动和涡动。压差阻力远大于摩擦阻力，其大小与 Re d 无关③过渡状态下降:Re d =0.5~1000, 泥沙沉降状态处于二者之间。随Re d 增大，压差阻力不断增大，摩擦阻力不断减小，阻力系数与沙粒雷诺数之间为曲线关系 4.影响泥沙沉速因素。泥沙的形状对沉速的影响。对于几何平均粒径D 相同的不同石块，形状愈扁平，阻力系数C D 愈大，其沉速愈小；水质对沉速的影响。主要影响对象是D<0.03mm 的细颗粒泥沙。①影响絮凝现象的第一个因素是泥沙粒径。泥沙愈细，絮团愈大②水中电解质的离子浓度与价数。反离子的价数高，絮凝作用强。另外，在小含盐度的范围内，絮凝团的平均沉速因含盐度的增加而迅速增大；当含盐度超过某一数值后，含盐度的增大，对平均沉速的影响不大；含沙量对沉速的影响。 5.影响泥沙淤积物干容重因素。取未经扰动的原状沙洋，量出它的体积，然后在烘干箱内经100度烘干后，其重量与原状沙洋整个体积之比，称干容重。N/m 3。①泥沙粒径。粒径较粗的泥沙干容重大，变化范围小。②泥沙淤积厚度。淤积愈深，干容重愈大，变化范围愈小。③淤积历时。干容重随淤积历时的增加而趋向于一个稳定值。④泥沙组成：组成越不均匀，孔隙率越小，干容重越大。 8.含沙量分布的重力理论原理，优缺点。泥沙比水重，为维持泥沙在水流中悬浮而不下沉， 污染物在水体中的运动特征 污染物进入水体之后，随着水的迁移运动、污染物的分散运动以及污染物质的衰减转化运动，使污染物在水体中得到稀释和扩散，从而降低了污染物在水体中的浓度，它起着一种重要的“自净作用”。根据自然界水体运动的不同特点，可形成不同形式的扩散类型，如河流、河口、湖泊以及海湾中的污染物扩散类型。这里重点介绍河流中污染物扩散。 一、推流迁移 推流迁移是指污染物在水流作用下产生的迁移作用。推流作用只改变水流中污染物的位置，并不能降低污染物的浓度。 在推流的作用下污染物的迁移通量可按下式计算： f x =u x c ，f y =u y c ，f z =u z c （3-1） 式中：f x 、f y 、f z ——x 、y 、z 方向上的污染物推流迁移通量；u x 、u y 、u z ——在x 、y 、z 方向上的水流速度分量；c ——污染物河流水体中的浓度。 二、分散作用 污染物在河流水体中的分散作用包含三个方面内容：分子扩散、湍流扩散和弥散。 在确定污染物的分散作用时，假定污染物质点的动力学特性与水的质点一致。这一假设对于多数溶解污染物或呈胶体状污染物质是可以满足的。 分子扩散是由分子的随机运动引起的质点分散现象。分子扩散过程服从费克（Fick ）第一定律，即分子扩散的质量通量与扩散物质的浓度梯度成正比，即 E M ——分子扩散系数； c ——分子扩散所传递物质的浓度。 分子扩散是各向同性的，上式中的负号表示质点的迁移指向负梯度方向。 湍流扩散是在河流水体的流湍流场中质点的各种状态（流速、压力、浓度等）的瞬时值相对于其平均值的随机脉动而导致的分散现象。当水流体的质点的紊流瞬时脉动速度为稳定的随机变量时，湍流扩散规律可以用费克第一定律表达，即 E x、E y、E z——x、y、z 方向的湍流扩散系数； 由于湍流的特点，湍流扩散系数是各向异性的。湍流扩散作用是由于计算中采用时间平均值描述湍流的各种状态导致的，如果直接用瞬时值计算，就不会出现湍流扩散项。 弥散作用是由于横断面上实际的流速分布不均匀引起的，在用断面平均流速描述实际的运动时，就必须考虑一个附加的，由流速不均匀引起的作用——弥散。弥散作用可以定义为：由空间各点湍流流速（或其他状态）的时平均值与流速时平均值的空间平均值的系统差别所产生的分散现象。弥散作用所导致的质量通量也可以按费克第一定律来描述： D x、D y、D z——x、y、z方向上的弥散系数； 由于在实际计算中一般都采用湍流时平均值，因此必然要引入湍流扩散系数。分子扩散系数的数值在河流中为10-5-10-4m2／s；而湍流扩散系数要大得多。在河流中的量级为10-2-100m2／s。弥散作用只有在取湍流时平均值的空间平均值时才发生，因此弥散作用大多发生在河流中。一般河流中弥散作用的量值为101-104m2／s。 三、污染物的衰减和转化 进入水环境中的污染物可以分为两大类：保守物质和非保守物质。 保守物质进入水环境以后，随着水流的运动而不断变换所处的空间位置，还由于分散作用不断向周围扩散而降低其初始浓度，但它不会因此而改变总量。重金属，很多高分子有机化合物都属保守物质。对于那些对生态系统有害，或近海风机塔架风浪荷载及其响应分析_陈为飞
河流动力学整理
分形理论
浅谈河流泥沙的运动规律
风时程生成程序技术说明.
matlab计算风速时程命令流
分形理论
泥沙运动力学
不同河流地貌形态的生态学作用及生态功能分析
分形理论及岩石破碎的分形特征
风速时程模拟自回归法空间20个点-AR模型
基于CFD-DEM耦合模拟方法的水流泥沙运动研究
(完整word版)河流动力学
污染物在水体中的运动特征
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