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2014 , Vol. 33 >Issue 11: 2145 - 2156

DOI: https://doi.org/10.11821/dlyj201411014

Orginal Article

Flow field controlling the concave surface of the semi-buried checkerboards and its characterization by grain sizes of sediments

  • ZHOU Na , 1, 2, 3 ,
  • ZHANG Chunlai , 1, 2 ,
  • TIAN Jinlu 1, 2 ,
  • KANG Liqiang 1, 2
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  • 1. State Key Laboratory of Earth Surface Processes and Resource Ecology, Beijing 100875, China
  • 2. Ministry of Education Engineering Center of Desertification and Blown-sand Control, Beijing Normal University, Beijing Normal University, Beijing 100875, China
  • 3. Institute of Geographic Sciences and Resources Research, CAS, Beijing 100101, China

Received date: 2014-04-15

  Request revised date: 2014-09-05

  Online published: 2014-11-10

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《地理研究》编辑部
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Abstract

To reveal the mechanism of flow field within the checkerboards for controlling the development of a concave surface, we simulated the airflow field in the wind tunnel, measured the sand flux and sediments in the field for the straw checkerboard of the size of 1 m ×1 m. Based on wind tunnel simulation, the airflow field near the ground surface in a checkerboard can be divided into four zones, namely, airflow deceleration zones before and behind the straw-barrier, airflow acceleration zone within the barrier, and airflow restoration zone at its center. At the 0-1 H height, wind speed fluctuates and increases with the increasing checkerboard numbers. While at the 1.5 H height, the wind speed first increases along the lateral distance from 0H to 1H, and then decreases gradually. It is indicated that the checkerboards function differently as sparsely structured sand barriers and roughness elements to affect the sand flow near ground surface and over the ground. The airflow near ground surface within the checkerboard play a key role in the formation of a concave surface. In the field observation, the vertical sand flux distribution varies with the increasing wind speed. Under low wind speeds, sands mainly creep in the action of wind, the sand flux rate decreases with increasing height. Under high wind speeds, sands are mainly saltating particles blown up from the checkerboard ground surface by eddies and they rebounded from the incoming sand flow by impacting the bed, straw-barriers, and other particles, and the sand flux rate is distributed with height in the shape of "elephant nose". The results show that the checkerboard plays a role in affecting the vertical sand flux distribution and favor the formation and keep a stable concave surface. Grain sizes of sediments in the checkerboards in different sites of a dune showed different distribution patterns, indicating that dune site is one of the factors affecting the sand flow within the checkerboards. When approaching the toe of a windward slope, the sand flow decelerates, most medium sands are blocked by straw-barrier with a small part creeping to the checkerboard center. As climbing up the middle slope, the sand flow accelerates and becomes unsaturated. The checkerboard center is eroded with coarser particles being left over, and finer ones saltate to its sides to favor a concave surface. Up to the dune top, the slope becomes gentle, the sand flow gets saturated. Thus a large amount of coarser particles deposit and bury the straw-barrier to disrupt the erosion and deposition balance mechanism of the checkerboard that determine the formation of a concave surface.

Key words： semi-buried straw checkerboards; concave surface; airflow field; sand flux; grain sizes of sediments

Cite this article

ZHOU Na , ZHANG Chunlai , TIAN Jinlu , KANG Liqiang . Flow field controlling the concave surface of the semi-buried checkerboards and its characterization by grain sizes of sediments[J]. GEOGRAPHICAL RESEARCH, 2014 , 33(11) : 2145 -2156 . DOI: 10.11821/dlyj201411014

1 引言

气候干旱化[1]及人类不合理活动[2]是中国北方地区沙漠化、风沙灾害频发的主要原 因[3-6]。风沙灾害对农田、交通和居民点等造成严重危害,必须采取各种风沙工程技术措施加以防治[7]。半隐蔽格状麦草方格沙障是一种行之有效的治沙工程措施[8],以往研究多将其作为一个有机整体,通过野外观测和风洞模拟,探讨其防风固沙机制,并取得了较为一致的结论[9-12]。草方格沙障的直接作用之一是增大地表空气动力学粗糙度z0,其覆盖地表的z0比流沙表面增大数百至上千倍,从而显著降低贴地层风速,使之低于起沙风速,维持方格内沙面稳定[13-16];另一直接作用为物理阻挡风沙流,促使过境风沙流迅速沉降[17-19],表现为草方格内部的风沙流相对含沙量上层增多而下层减少[3,20,21]。草方格沙障这两方面的作用在防护体系前沿草方格固沙带表现尤为突出。草方格沙障在改变风沙流结构的同时改变了地表蚀积状况,其内部蚀积状态因沙障规格[22,23]和沙丘部位[24]而不同,蚀积达到平衡状态时形成草方格内独特的稳定凹曲面。
由于草方格沙障内部流场极其复杂[20],其凹曲面形成的物理—力学机制尚未明确。以往研究通过观测野外草方格内的蚀积状态,推测其内部流场结构,认为草方格内部涡流的产生是其达到蚀、积平衡凹面,促进不饱和风沙流非堆积搬运的关键[9,11,22]。随着风洞和数值模拟等技术的应用,相关研究开始定量观测草方格内部的流场变化。刘贤万[25]选用稀麻袋布为模型材料进行了风洞模拟,指出单行沙障周围流场包括障体前后贴地层的低速区,障后紊流区及障顶加速区,方格沙障的作用是二组相互平行的单行沙障作用的叠加。王振亭等[26]针对草方格沙障内部有涡流存在的特点,提出一个单排理想涡列模型,利用流体力学的分析方法,计算了不同草头高度所对应的最大草方格规格。Huang等[27]利用大涡模拟及颗粒示踪技术,指出草方格内存在的一系列非均匀分布涡流将其内部沙物质携带至沙带附近堆积,促使凹曲面形成。苗天德等[28]则从力学角度分析指出,草方格内不均匀沙的起动所形成的稳定风蚀层是草方格凹曲面动力稳定性的基础。
可见,前人通过野外试验、风洞模拟或理论推导,对草方格宏观风沙流场的研究卓有成效。然而,受技术手段的限制,野外流场观测始终无法实现贴地层风速的测定,风洞实验所选取的模拟材料以及模型比例等问题也使得模拟结果不能真实反映麦草沙障的透风—柔性结构及其所形成的独特流场,而数值模拟给定的边界条件和相关参数又过于简化,因此,现有研究尚不能完全揭示草方格内部的微观流场特征。大型风洞的等比例实体工程流场观测技术在一定程度上能够克服上述技术手段的缺陷。本文利用大型风沙环境风洞,详细测定了等比例实体麦草方格沙障内部的平均流场,并结合野外沙丘迎风坡草方格沙障表面风沙流及沉积物粒度特征,试图揭示半隐蔽麦草方格沙障内部凹曲面形成的流场特征及曲面形成后的流场作用机制,为风沙防治工程建设提供理论借鉴。

2 研究方法与数据来源

2.1 风沙流观测与沉积物样品采集

野外观测和样品采集在地处腾格里沙漠东南缘的包兰铁路沙坡头段防护体系前沿“栅栏沙丘”[29]迎风坡草方格沙障区完成。该区(37°27′N、104°57′E)气候干旱多风,年均降水量仅186.6 mm,蒸发量1947.1 mm。风况具有明显季节性与方向性,≥5 m·s-1的起沙风频繁发生,频次以W-NNW风向为主,其次为NW-E风,再者为WSW-S风。防护体系内草方格规格1 m×1 m,草头高度15~20 cm,固沙带草方格内生物结皮普遍发育,但阻沙栅栏所在沙丘(前缘沙丘)迎风坡铺设的草方格沙障区未发育生物结皮。
利用风速仪和野外用平口式集沙仪,在前缘沙丘迎风坡的草方格中心位置,进行不同风速下的风沙流观测。集沙仪采集高度为60 cm,进沙口面积为2 cm×2 cm,共30层。集沙时间视风速而定,一般取2 min。采用北京师范大学与北京市气象局联合研制的野外用梯度风速仪进行风速观测,以4 m高度1 min平均风速U4 m作为草方格表面的来流风速。风速仪观测与风沙流测定同步进行。风沙流样品利用精度0.0001 g的电子天平称重。
分别在沙丘迎风坡脚、迎风坡中部和丘顶,采集草带基部和草方格中心部位的表层风沙沉积样品,每组样品5个重复,利用Mastersizer 2000激光粒度仪分析其粒度的体积百分含量。粒径单位以Ф值来表示,粒度参数根据Folk 和Ward 的粒度公式计算[30]。沉积物各粒度组分之间的相关性利用数理分析系统SAS中的通用回归模型进行分析[31]。

2.2 风洞模拟实验

模拟实验在北京师范大学风沙环境与工程风洞中进行。该风洞为直流吹气式风洞,风洞长度66.6 m,其中实验段长24 m。正常实验截面(宽×高)3 m×2 m,顶板可调节 ±20 cm。风洞轴心风速2~45 m·s-1连续可调。
为了测定草方格内真实流场,选用碾压后柔性较好的麦草为材料,按1 m×1 m规格制作草方格沙障模型,草头高度20 cm。沿风向共扎设5行3列草方格。模型底面为厚度4 cm的泡沫板,中间一列草方格铺设薄层腾格里沙漠沙,喷洒胶水将其固定于泡沫板表面。草方格沙障铺设于风洞实验段下风向12 m处。沙障上风向铺设长3.8 m、宽3 m、厚4 cm的泡沫板作为过渡区,在其纵向中心轴线两侧各70 cm宽度内铺设薄层原状沙并胶结固定,以模拟平坦流沙地表。
实验风速是指距离风洞底板60 cm高度处的轴心风速u60 cm。野外测得平坦流沙地近地表的风速廓线指数为0.12,依据风速廓线指数相似原则,在模型上风向铺设粗糙元以调整风洞来流(表1)。粗糙元为长20 cm、宽11.5 cm、高5 cm的建筑用砖。粗糙元共布置五行,第一行布置于模型过渡区上风向2.24 m处,行间距25 cm,排间距20 cm,呈“品”字形交错分布格局,设置高度自上风向向下风向逐渐降低。根据野外风场统计结果,分别选取6 m·s-1、9 m·s-1和12 m·s-1为模拟实验风速,粗糙元采用不同的布局方法。取位于风洞中轴线的草方格作为观测对象,实验设计如图1。实验风速采用L型标准皮托管和微压计测定,皮托管固定在三维移测机的垂直支杆上,设置在距离过渡区上风向边沿3 m的风洞轴心位置。为保证测量精度,对风速测量结果取3次平均值。
Fig. 1 Arrangement of wind tunnel simulation test for the straw checkerboards (A) and the positions of the measurement points (B)(H, height of the straw barriers; H=20 cm)

图1 草方格沙障风洞模拟实验布置(A)和风速测点设置(B)(H为沙障高度; H=20 cm)

3 结果分析

3.1 草方格沙障表面流场特征

模拟结果显示(图2),草方格沙障区域风场具有明显的分区特征。沙障前、后可划分为4个流场作用区,分别为草带前的阻滞减速区、草带内部气流加速区、带后风能衰减区和草方格中部(草带之间)气流恢复加速区。草带内0.5 H高度处气流汇聚、加速,草带基部气流阻滞,带顶气流微弱加速;带后风能衰减区主要分布在水平距离0.5~1.5 H内,随风速增大,其分布范围先增后减。分析认为,低风速下,气流相对平稳地穿过草带,风能消耗相对较少,草带背风侧低速区范围小;随风速增大,由于草带下部相对密闭,气流被迫抬升至0.5 H高度以上,使得草带背风侧该高度以下开始形成回流,风能衰减区有所扩大;风速进一步增大,草带背风侧湍流加强,垂直方向上的气流交换作用增强,导致风能衰减区缩小。带后1.5 H以远、1 H高度以下的风速逐渐增大并在水平距离3 H处达到最大。来流风速为6 m·s-1时,该草方格中心1 m·s-1等风速线位于距地表0.5 H高度;当风速增至9 m·s-1时,1 m·s-1等风速线分布高度下降至0.2 H;当风速为12 m·s-1时,该等风速线位于贴近地表的1 cm以下高度。根据Qiu等[8]野外观测结果表明,沙漠地区贴近地表1 mm高度的临界起沙风速为1 m·s-1。由此判断,当来流风速在9 m·s-1及其以下时,1 m×1 m草方格内贴地层风速小于临界起沙风速,无风蚀发生,当风速增至12 m·s-1时,草方格中心部位开始有风蚀发生。刘贤万[11]的观测结果显示,第一行沙带后侧存在悬空回流区,方格中心为风速低值或零值区,但这一流场特征无法解释草方格内部凹曲面的形成。Huang等[27]通过大涡模拟指出,草方格内存在的一系列强度不均反向涡流促使凹曲面形成,但该研究是基于草方格内部存在涡流的假设进行讨论,尚缺少野外或风洞实测数据的验证,也没有充分考虑湍流的作用[32]。实测结果,即草带周围的减速区与草方格中部的气流加速区,在一定程度上反映了草方格内平均流场的真实状态,符合草方格内部凹曲面形成的一般流场特征,为深入模拟研究提供了基础数据。
Fig. 2 Simulated surface flow above the 1 m×1 m straw checkerboards

图2 1 m×1 m草方格表面模拟流场

Tab. 1 Layout of roughness elements for simulation of the airflow over flat drifting land under different wind velocities

表1 不同实验风速下平坦流沙地模型上风向粗糙元设置

实验风速
u60 cm		 行数 粗糙元数目(层)
第一行(上风向) 第二行 第三行 第四行 第五行(下风向)
6 m·s-1 5 4 3 2 2 1
9 m·s-1 5 3 3 2 1 1
12 m·s-1 5 3 2 2 2 1
采用相对风速u´对草方格表面沿程流场进行定量分析。计算方法如下：
u' = u z u z 0 (1)
式中：uz为z高度测点风速;uz0为z高度来流风速。结果表明(图3),在不同的高度上,草方格表面沿风向的流场变化具有明显差异。在0~0.6 H高度内,风速沿风向变化剧烈,自 -3 H至-0.5 H,受前沿草带迎风阻滞作用,风速迅速降低,相对风速由0.8降至0.4左右;0 H处气流加速至0.88左右;在第一行草方格内风速迅速减小,草方格中心的相对风速平均仅为0.1;至第2条草带内部(即5 H处),气流明显加速。第二、三、四行草方格内部,0~0.6 H高度内的风速均呈现上述类似的波动变化特征。所不同的是,越往下风向草方格中心的风速越大,但增大幅度很小,约为10%~20%。在1 H高度上,草方格表面风速的沿程变化与0~0.6 H高度的风速变化特征相似,即波动变化中略有增加,但草方格中心的风速增幅比较明显。在1.5 H高度上,自草带上风向-3 H至-0.5 H风速略为降低,草带顶部0 H至1 H水平范围内风速提高到接近前方来流速度(相对风速约0.93),1 H后风速逐渐降低,草方格中心的相对风速平均由0.8降低至0.7,与1 H及其以下高度的风速变化趋势相反。草方格表面不同高度的风场变化与以往野外观测结果一致,即草方格前沿的迎风阻滞使来流风速降低40%以上[13],草方格低层风速波动幅度大、降低快,降幅达30%~70%[20],而在距离草方格沙面1.3~1.5 H的高度附近,气流受草方格影响小、波动幅度小,风速降幅约为30%[19]。草方格中心风速向下风向的逐渐增大,则很好地解释了草方格积沙的不均衡性,即草方格沙障前沿积沙多,而后缘积沙少[17]。这也说明本文等比例实体草方格的风洞模拟结果是可靠的。
Fig. 3 Changes of relative wind speed (u´) over the surfaces of the checkerboards along wind direction (H=20 cm)

图3 草方格沙障表面不同高度相对风速u´变化(H=20 cm)

3.2 草方格表面风沙流结构的“象鼻效应”

草方格内部风沙流结构变化能间接反映其内部流场特征。前缘沙丘迎风坡草方格中心部位不同风速下的风沙流观测表明(图4),低风速下(4.92~5.55 m·s-1),65%~78%的沙量集中于0~10 cm高度内,输沙率随高度增加呈幂函数递减(R2 = 0.96~0.99)。随风速增加,地表输沙向下层集中,例如当风速由4.92 m·s-1增至5.55 m·s-1,0~4 cm高度的相对输沙量由48%升高到61%;高风速下(7.26~10.84 m·s-1),输沙率随高度增加先增大后降低,39%~70%输沙量分布于0~10 cm高度内,输沙率峰值集中于10~20 cm高度内。钟卫等[33]通过风洞实验同样观测到沙障内风沙流“象鼻”结构,指出植被沙障内输沙率的峰值分布于4~6 cm高度,石方格内的输沙率峰值分布在17~22 cm高度,峰值高度随风速增加而升高,但多受限于沙障高度以内。
Fig. 4 Sand-flux vertical distribution in the checkerboard on the windward of the front dune under different wind velocities

图 4 不同来流风速(U4 m)下前缘沙丘迎风坡草方格表面风沙流结构

3.3 沙丘表面草方格内部流场变化的粒度表征

草方格内凹曲面的形成是局地流场分布的结果,因而沙丘表面草方格内的沉积物变化是其流场变化的外在表征。风沙沉积物粒度参数统计结果表明(图5),在沙丘迎风坡脚与丘顶,草方格中心区域沉积物平均粒径最小,至草带粒径变粗,中沙含量升高,极细沙含量降低,细沙含量分布无明显规律。在迎风坡中部,草方格中心沉积物粒径较草带略粗,中沙含量有所增加,极细沙含量降低,其粒度变化趋势与其他沙丘部位相反。对草方格沙障区沉积物平均粒径与不同粒级组分的回归分析显示(图6),平均粒径与中沙含量负相关(r=-0.92, p<0.01),与极细沙含量正相关(r=0.88, p<0.01),而与细沙含量的关系存在不确定性。沉积物粒径小于2.3Φ时,随细沙含量的增加,平均粒径趋于变细;沉积物粒径大于2.5Φ时,随细沙的加入,平均粒径趋于变粗。例如,迎风坡脚和丘顶草带平均粒径粗于草方格中心,坡脚草带细沙含量低于草方格内部,而丘顶草带细沙含量高于草方格中心,显然,细沙不是决定草带和草方格中心颗粒相对粗细的关键组分。因此,在草方格内,以蠕移为主的中沙和极易发生跃移的极细沙对流场变化响应敏感,是引起沉积物粒径变化的主要粒级组分,而细沙颗粒的运动对沉积物粒径的影响并不显著。
Fig. 5 Grain sizes of sands in the checkerboards on different dune positions

图5 沙丘表面不同部位草方格内部沉积物粒度分布特征

Fig. 6 Correlations of medium sand content, fine sand content, and very fine sand content with the mean grain size of sediments in the straw checkerboards

图6 草方格沉积物粒度百分含量与平均粒径相关性分析

4 讨论

4.1 草方格表面风场作用机制

草方格表面流场特征揭示了草方格沙障对1 H高度以下的贴地层和1~1.5 H高度的近地层气流截然不同的影响机制。贴地层气流在草带前受阻滞而减速,穿过草带时受狭管效应而加速,草带后受回流影响而再次减速,草方格中部区域气流受草带影响最小,气流速度略为回升,但又受下风向草带的影响而再度受到阻滞,风速难以恢复到来流速度。这一现象能很好地解释野外草方格凹曲面的形成,沙障前、后0.5~1.5 H范围内的减速区是最易积沙并迅速被掩埋的部位,草方格中心区域的风速回升区,对应野外草方格内凹曲面最低点[22]。而在近地层,草方格以空气动力学粗糙因子的形式影响气流,由于草方格是大致均匀分布的粗糙因子,使得近地面气流在通过草方格覆盖区域时,风能普遍受到削弱,风速总体表现为下降趋势,有利于维持沙面稳定[13]。
贴地层风速大小对地表风蚀起沙强度具有决定性作用,但对于经过草方格区域的风沙流而言,风沙流的沉积分布并不完全取决于贴地层气流分布格局。单从贴地层流场分布看,草带部位贴地层风速明显高于上、下风向,意味着草带相对处于易风蚀部位,不利于草方格凹曲面的形成,这一结果看似与野外观测到的草带截留沙物质是矛盾的,不利于草方格内部凹曲面的形成。产生这一现象的原因在于,气流在草带内的运行与风沙流中的固体物质在草带内的运动不同。草带由交错分布的秸秆组成,一旦低层风沙流的沙物质进入草带,就会受到秸秆阻挡而被动沉积,而气流则可以绕过秸秆并加速通过草带,因此,草带部位的气流加速并不影响草带内部风沙沉积的发生。对于草带之间的草方格区域,即便存在表面风沙流,由上、下风向草带至草方格中心部位贴地层风力增大这一流场变化趋势也不会改变,反而可能会由于含沙气流在草带区域卸载部分沙粒而得到加强。因此草带之间的贴地层流场分布格局,对草方格凹曲面的形成发展具有重要意义,而草带对气流和风沙流中固体物质不同的作用方式,使得其对草方格凹曲面形成的作用略显复杂,但总体上草带属于沉积部位,对凹曲面的形成起到关键作用。相比于以往研究中忽视草带内风沙流场的作用过程以及气流和风沙流中固体物质的物理—力学差 异[10,25,27],本文从完整的草方格入手,讨论了草方格凹曲面形成的风、沙二相物理—力学过程,这一结果有助于揭示草方格内部的复杂流场结构。
受实验条件的限制,仅在风洞实验段布置了五行草方格沙障模型,无法模拟更长距离内的草方格表面流场变化规律。在有限的实验长度范围内,草方格表面贴地层风速沿方向逐渐升高而近地层风速逐渐降低,但这一变化趋势不可能无限延续下去,而应随距离增大气流逐渐趋于稳定,即草方格中心区域贴地层风速逐渐回升并趋于稳定,近地层风速逐渐降低并趋于稳定。此外,由于风洞实验采用的风速观测仪器是一维皮托管,无法测定其他方向的风速,因而未观测到草带背风侧的回流。草带背风侧涡流的产生对凹曲面的形成发育至关重要,在以后的实验中将采用多维探头做进一步观测和验证。

4.2 颗粒运动在草方格凹曲面形成中的作用

草方格凹曲面的风沙流场随风速变化而具有不同的响应,这一现象与草方格内部沙粒运动密切相关。张克存等[32]指出,较小风速下方格内的颗粒以蠕移为主,对距离沙床面12 cm以下高度段的风沙流影响较大;随风速增大,沙粒以跃移为主,主要影响距离沙床面12 cm以上高度的风沙流结构。而Huang等[27]采用粒度示踪技术对草方格内颗粒运动进行研究,发现外部沙粒一旦进入方格防护区,除部分沙粒被草带阻截而沉降外,多数沙粒经与床面、草带及其他颗粒碰撞而在方格内不断跃移,极少数颗粒能通过防护区而不发生沉降。因此,低风速下草方格内的风沙流主要来源于以蠕移为主的就地起沙,输沙率随高度增加而递减。高风速下草方格内部除就地起沙外,还接收大量越过草方格沙障的上风向来沙,其中,就地起沙以分布相对较高的跃移颗粒为主,产生于草方格内部涡流对床面沙粒的卷扬作用;而更多的跃移颗粒则是进入方格并不断与床面、草带及其他颗粒发生碰撞的颗粒,这是较高风速下草方格表面输沙率随高度分布呈现“象鼻”结构的主要原因。可见,草方格内颗粒的运动状态和迁移过程对草方格内部凹曲面的形成和维持十分重要。

4.3 沙丘部位对草方格内部流场的影响

尽管不具有统计意义的差异性,草方格内部粒度分异所表现出来的规律性,仍反映沙丘迎风坡不同部位的草方格内风沙流场过程存在差异。沙丘迎风坡脚风速最小,草方格内蚀积不明显,草方格上风向及草带内的沙粒以蠕移为主,跃移成分较少,草带主要截留中沙,分选好于方格中心;迎风坡中部风力增大,风沙流变得更加不饱和,草方格中心受风力侵蚀使较粗的颗粒富集,极细沙和部分细沙则跃移堆积在草带周围,逐渐形成蚀、积稳定的凹曲面,中心区域沉积物分选性好于草带;沙丘丘顶草方格内的粒度分布与迎风坡脚相似,但内部流场作用原理不同。风沙流沿迎风坡爬升,至丘顶部位坡度变缓,风沙流趋于饱和,携带的沙粒迅速堆积于草方格周围,并压埋沙障,从而破坏了草方格内部凹曲面形成及涡流运行的蚀、积过程,中沙等较粗颗粒在草带前后堆积,而部分细沙和极细沙则向草方格内部跃移和集中,因而草带沉积物粒度较草方格中心略粗但分选略好。高永等[21]和马全林等[24]的野外风蚀沙埋调查结果也证实了这种差异,指出沙障导致了沙丘上、中和下等部位近地表风沙流结构发生变化,包括过境风沙流在沙丘迎风坡脚遇阻堆积、向上部的不饱和风沙流对草方格内部进行侵蚀等。可见,沙丘迎风坡中部草方格内沉积物粒度的分布特征最能体现草方格内部有利于凹曲面形成的风沙蚀、积过程,草方格中心粗颗粒的风蚀残积和极细沙向草带的迁移是草方格沉积物粒度分异的主要物理机制。然而,汪言在等[34]针对塔克拉玛干沙漠尼龙网方格沙障内沉积物的粒度分析结果显示,沙障内的粒度分异由粗颗粒(<3Φ)的迁移过程主导。产生这种差异的原因在于,各研究区沉积物粒度组成不同,其中塔克拉玛干沙漠以极细沙为主,而沙坡头地区以细沙为主,因此,含量相对较少的粒度组分的变化相对主要组分反而更加显著,从而成为引起粒度分异的主导因素;其次,由不同材料制成的沙障,其内部流场可能存在较大差异,导致沉积物具有不同的迁移过程。可见,地表物质组成、沙障材料及地形都可能会引起沙障内部流场发生变化,在以后的研究中需要加以揭示,从而为不同区域风沙灾害的防护工作提供理论借鉴。

5 结论

风洞模拟流场能较好地揭示草方格表面的流场特征并解释凹曲面形成机制。草方格沙障周围可以划分为草带前的阻滞减速区、草带内部气流加速区、带后风能衰减区和草方格中部(草带之间)气流恢复加速区。垂直方向上,0~0.6 H高度内风速沿风向波动变化剧烈,且草方格中心风速沿风向具有增大趋势;1 H高度上草方格表面风速的沿程变化与0~0.6 H高度的风速变化特征相似,但波动幅度明显减小;1.5 H高度上,草带顶部0 H至1 H水平范围内风速增大到接近来流速度,之后与1 H及其以下高度的风速变化趋势正好相反。上述特征反映了草方格分别以疏透障碍物和地表粗糙元对贴地层和近地层气流截然不同的影响机制。草带之间的贴地层流场分布格局对草方格凹曲面的形成发展具有重要意义。
高、低风速下草方格表面风沙流结构显著不同。低风速下,草方格内输沙率随高度增大而递减,而高风速下沙丘迎风坡草方格表面输沙率垂直结构具有“象鼻”特征,这一现象与草方格沙障内沙粒运动密切相关。低风速下草方格内部的风沙流主要来源于以蠕移为主的就地起沙,高风速下草方格内部以跃移颗粒为主,包括产生于草方格内部、由涡流卷扬的沙床面颗粒,以及越过沙障而进入方格内并不断发生碰撞的跃移颗粒,这是较高风速下草方格表面输沙率随高度分布呈现“象鼻”特征的主要原因,也是形成和维持草方格内部凹曲面的主要动力过程。
在沙丘迎风坡不同部位,草方格对局地流场和蚀积过程的影响是有差异的,其中沙丘迎风坡草方格内风沙流对中心的侵蚀与草带的堆积作用最有利于草方格表面凹曲面的形成。在迎风坡脚,风沙流遇阻堆积,草带截留大量中沙,部分颗粒向方格中心蠕移;至迎风坡中部,风速增强,风沙流变得不饱和,方格中心受侵蚀使粗颗粒残留,细颗粒跃移堆积在草带周围,形成蚀、积稳定的凹曲面;至沙丘丘顶,坡度变缓,风沙流趋于饱和,携带的沙粒迅速堆积于草方格周围,并压埋沙障,破坏了草方格内部凹曲面形成及涡流运行的蚀、积过程,使粗颗粒在草带前后堆积,而细颗粒向草方格内部跃移和集中。

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