推移质运动
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浅谈河流泥沙的运动规律
示：
试 中Ｃ 一 与水流挟沙能力相应的断面含沙量 ，ｋ ｇ ／ ｍ ； 断 面平 均 流 速 ，ｍ ／ ｓ ； ｄ 一断面平均水深 ，ｍ； 泥沙沉速 ，ｍ ／ ｓ ，与泥沙粒径大小 和水温有关 ； ｇ一 重 力 加 速 度 ，ｍ／ ｓ ； Ｋ 、ｍ 一 常数 ，有实测资料推算 。 该式属于经验公式且仅适用 于天然泥沙 。 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 布 比较 稳 定 、均 匀 。 力差 ，因此 ，初夏 的暴雨洪水常挟带较多 的泥沙 ，秋末洪水含 ３河流泥沙运动与泥沙测验 的关系 沙量较少。降雨强度对河流泥沙 的影响是 ：雨强大 ，则侵蚀 能 泥沙运动理论可以指导泥沙测验 ，掌握流域泥沙来 源和影 力强 ，从而使河流挟带 的泥沙增 多。河流输沙量集 中在汛期 ， 响因素可 以指导测站布局规划泥沙 的测验工作 ；泥沙季节变化 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 的知识可 以指导年度测验部署 ；泥沙随时间变化的规律可以指 流域产沙条件发生变化 。如修建道路 、毁林垦荒 ，将导致河 流 导合理 的布置泥沙测次和正确掌握测验时机 ，对泥沙在 断面分 泥沙增加 ；而封山育林 、开展水土保持 ，又可减少河流泥沙 ； 布及脉动 的认识有利于选择测验方法和仪器工具等。所 以对泥 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 沙运动规律的研究 ，在泥沙测验工作中有着 十分重要的意义。 变化 。 ２ ． ２泥 沙 的脉 动 作 者简介 ：李 东颇 （ １ ９ ８ １ 一），女 ，大 专学历 ，工 程师，现从 事 脉动是忽大忽小不停波动变化 的现象 。悬移质泥沙悬浮在 水文水资源管理工作。
试 中Ｃ 一 与水流挟沙能力相应的断面含沙量 ，ｋ ｇ ／ ｍ ； 断 面平 均 流 速 ，ｍ ／ ｓ ； ｄ 一断面平均水深 ，ｍ； 泥沙沉速 ，ｍ ／ ｓ ，与泥沙粒径大小 和水温有关 ； ｇ一 重 力 加 速 度 ，ｍ／ ｓ ； Ｋ 、ｍ 一 常数 ，有实测资料推算 。 该式属于经验公式且仅适用 于天然泥沙 。 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 布 比较 稳 定 、均 匀 。 力差 ，因此 ，初夏 的暴雨洪水常挟带较多 的泥沙 ，秋末洪水含 ３河流泥沙运动与泥沙测验 的关系 沙量较少。降雨强度对河流泥沙 的影响是 ：雨强大 ，则侵蚀 能 泥沙运动理论可以指导泥沙测验 ，掌握流域泥沙来 源和影 力强 ，从而使河流挟带 的泥沙增 多。河流输沙量集 中在汛期 ， 响因素可 以指导测站布局规划泥沙 的测验工作 ；泥沙季节变化 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 的知识可 以指导年度测验部署 ；泥沙随时间变化的规律可以指 流域产沙条件发生变化 。如修建道路 、毁林垦荒 ，将导致河 流 导合理 的布置泥沙测次和正确掌握测验时机 ，对泥沙在 断面分 泥沙增加 ；而封山育林 、开展水土保持 ，又可减少河流泥沙 ； 布及脉动 的认识有利于选择测验方法和仪器工具等。所 以对泥 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 沙运动规律的研究 ，在泥沙测验工作中有着 十分重要的意义。 变化 。 ２ ． ２泥 沙 的脉 动 作 者简介 ：李 东颇 （ １ ９ ８ １ 一），女 ，大 专学历 ，工 程师，现从 事 脉动是忽大忽小不停波动变化 的现象 。悬移质泥沙悬浮在 水文水资源管理工作。
七泥沙的推移质运动
七 泥沙的推移质运动
1 概述
按照运动形态的不同，水流中运动的泥沙可分为悬移质和推移质两个部分。推移质通常沿河 床滚动、滑动、跳跃前进，动静间歇，与床面静止的泥沙时常交换，前进速度远较水流速度小。 而悬移质泥沙是在水流中浮游前进，其顺水运动速度与水流运动速度基本上相同。由于推移质沿 着床面运动，运动机理复杂，参数难以精确测量，不确定因素较多。因此，与悬移质相比，推移 质是泥沙研究中相对薄弱的课题。本调研将从泥沙起动、沙波运动、动床阻力、推移质输沙率和 推移质实（试）验等几个方面，对推移质的研究发展动态进行跟踪阐述。
究院，2010）。 对于床沙粒径比较均匀，用中值粒径或平均粒径来计算起动条件，能与实际基本相符。但对
于床面泥沙级配很不均匀的情况，不可能用一个代表粒径来计算起动条件，为此引进临界起动概
率的概念，与之相对应的泥沙颗粒粒径被称为临界起动粒径。根据 Meyer-Peter 和 Einstein 的推 移质输沙率公式，把输沙率很小（接近于零）作为泥沙起动的水力条件，由此得到的临界水力强
=
C
这里，Wc 是泥沙起动的水流功率，C 是常数。
对于某一河床比降和天然沙，式（3）可写为：
qc
=
K
d3/2 S
这里，qc 是泥沙起动的单宽流量，S 是河床比降。
（3） （4）
根据实验资料，Schoklitsch(1934)得到了与式(4)类似的泥沙起动公式，即 qc = 0.0194d / S 4 / 3 ，
动流速 Uc（垂线平均流速）可表示为：
Uc = η
ρs
− ρ
ρ
gd
⎜⎛ ⎝
h d
⎟⎞m ⎠
（1）
式中，ρs, ρ分别是泥沙和水的密度，g 是重力加速度，d 为泥沙粒径，h 是水深，m 是指数，η是 综合系数，可由起动流速实测资料反算。Shamov（1952）根据实验资料，求得η和 m 分别为 1.14 和 1/6。在这类公式中，李保如（1959）公式也有一定的代表性。若垂线流速分布采用对数形式， 则代表性的公式有 Goncharov（1962）和 Levy（1956）公式。
1 概述
按照运动形态的不同，水流中运动的泥沙可分为悬移质和推移质两个部分。推移质通常沿河 床滚动、滑动、跳跃前进，动静间歇，与床面静止的泥沙时常交换，前进速度远较水流速度小。 而悬移质泥沙是在水流中浮游前进，其顺水运动速度与水流运动速度基本上相同。由于推移质沿 着床面运动，运动机理复杂，参数难以精确测量，不确定因素较多。因此，与悬移质相比，推移 质是泥沙研究中相对薄弱的课题。本调研将从泥沙起动、沙波运动、动床阻力、推移质输沙率和 推移质实（试）验等几个方面，对推移质的研究发展动态进行跟踪阐述。
究院，2010）。 对于床沙粒径比较均匀，用中值粒径或平均粒径来计算起动条件，能与实际基本相符。但对
于床面泥沙级配很不均匀的情况，不可能用一个代表粒径来计算起动条件，为此引进临界起动概
率的概念，与之相对应的泥沙颗粒粒径被称为临界起动粒径。根据 Meyer-Peter 和 Einstein 的推 移质输沙率公式，把输沙率很小（接近于零）作为泥沙起动的水力条件，由此得到的临界水力强
=
C
这里，Wc 是泥沙起动的水流功率，C 是常数。
对于某一河床比降和天然沙，式（3）可写为：
qc
=
K
d3/2 S
这里，qc 是泥沙起动的单宽流量，S 是河床比降。
（3） （4）
根据实验资料，Schoklitsch(1934)得到了与式(4)类似的泥沙起动公式，即 qc = 0.0194d / S 4 / 3 ，
动流速 Uc（垂线平均流速）可表示为：
Uc = η
ρs
− ρ
ρ
gd
⎜⎛ ⎝
h d
⎟⎞m ⎠
（1）
式中，ρs, ρ分别是泥沙和水的密度，g 是重力加速度，d 为泥沙粒径，h 是水深，m 是指数，η是 综合系数，可由起动流速实测资料反算。Shamov（1952）根据实验资料，求得η和 m 分别为 1.14 和 1/6。在这类公式中，李保如（1959）公式也有一定的代表性。若垂线流速分布采用对数形式， 则代表性的公式有 Goncharov（1962）和 Levy（1956）公式。
Chap2 推移质运动
36
二、沙波的产生和消亡
静平床 动平床
沙纹
沙浪
沙垄
碎浪
过渡
急流与 深潭
37
龙门站的揭河底现象 (July 5,2002)
38
龙门站的揭河底现象 (July 5,2002)
39
龙门站的揭河底现象 (July 5,2002)
40
提问：沙波产生的原因是什么？
41
沙波产生的原因分析
与河床组成的不均匀性及水流的不稳定性（脉 动）有关。 床面区与主流区两种密度不同的流体在作相对 运动达到一定程度时，交界面失去稳定而产生波 动，促使沙波的形成。
F D k 1 d F L k 2 d Wk 3 d
得起动底速： 由指数流速 分布公式： 转化成垂线 平均流速：
u 0c = (
2 K 3a 3 K 1C D a 1 K 2 C L a 2
)
1/ 2
gD
s
u 0 (1 m ) a U (
m
D h
)
m
Uc
s
第二章 推移质运动
本章知识要点：
泥沙运动的形式 泥沙的起动 沙波运动 动床阻力
推移质输沙率
2
§2－1 泥沙运动的形式
悬 移 区 动 床 区
u
跃移质 接触质 层移质 定床区（床沙，河床质）
悬移区 床面区
层移区
3
运动泥沙的分类
跃移质（跳跃，主要运动形式）
推移质 接触质（滑动、滚动，为数不多） 层移质（成层移动或滚动，高流速
gD (
h D
)
m
15
式中综合系数η为：
河流动力学_总结
河流动力学第一章泥沙特性1、等容粒径：体积与泥沙颗粒相等的球体的直径。
设某一颗泥沙体积为V ，则等容粒径3/1)6(πV D =泥沙粒径可用长轴a ，中轴b ，短轴c 的算术平均值表示)(31c b a D ++= 假设成椭球体，用几何平均值表示3abc D =2、粒配曲线的作法：(图1-1 p6)①通过颗粒分析（包括筛分和水析），求出沙样中各种粒径泥沙的重量②算出小于各种粒径的泥沙总重量③在半对数坐标纸上，将泥沙粒径D 绘于横坐标（对数分格）上，小于该粒径的泥沙在全部沙样中所占重量的百分数p 绘于纵坐标（普通分格）上，绘出的D~p 关系曲线即为所求的粒配曲线。
3、粒配曲线特点曲线坡度越陡，表示沙样内颗粒组成越均匀，反之，不均匀。
4、粒配曲线特征值1）中值粒径50D ：是常用的特征值，它表示大于和小于该种粒径的泥沙重量各占沙样总重量的50%，即粒配曲线的纵坐标上找出p=50%，其对应的横坐标即为50D 2）平均粒径50D ：是沙样内各泥沙粒径组的加权平均值。
即粒配曲线的纵坐标（p ）按其变化情况分成若干组，并在横坐标（D ）上定出各组泥沙相应的上、下限粒径min max D D 和 以及各组泥沙在整个沙样中所占重量百分数i p ∆，然后求出各组泥沙的平均粒径32min max min max i min max D D D D D D D D i +++=+=或∑∑==∆∆=n i i n i i im pp D D 11n —为划分组数；2502σe D D m =，其中σ—沙样粒径分配的均方差，9.151.84ln D D =σ 当σ为零时，沙样均匀，50D D m =，一般沙样不均匀，σ总是大于零，因此，通常50D D m >3）分选系数（非均匀系数）25750D D S =，若0S =1，则沙样非常均匀，越>1，则越不均匀。
5、影响泥沙的孔隙率的因素①沙粒的大小 ②均匀度 ③沙粒的形状 ④沉积的情况 ⑤沉积后受力大小 ⑥历时长短泥沙越细，孔隙率越大；泥沙越均匀，孔隙率越大；越接近球体，孔隙率越大。
第二章推移质运动
③大量起动：
Pc3 P (u 0 u 0c u 0c 1 u 0c 1.37 u 0c ) 0.159
一般以少量起动作为判断标准
二、无粘性沙的起动流速公式
1、泥沙的受力分析
⑴、水下W 重 力
球体W ： s
D3
6
非球体W： a3s D3 (a3为体积系 ) 数
⑵、拖曳力 F D
表面摩擦力：水流流过
V c 4.6 D 1 / 3 h 1 / 6
冈恰洛夫公式 (采用对数流速分布公式 )：
Vc
1 .07 lg
8.8h D 95
s gD ( m, s制 , D 0 .08 ~ 1 .5 mm )
河海大学公式 (采用对数流速分布公式 )：
Vc
1.28
lg
13 .15 h D 95
gD (天然沙 , m, s制， D 0.5mm )
•代表粒径：如Dm、D50等 •分级计算
2. Vc和τc两种起动 形式的起动条件的 比较
3. 跞石和卵石的起动
4.止动流速、不动流速、扬动流速
1、止动流速VH：泥沙由运动状态到静止状态的流速。
通常采用： VH＝KHVC 计算,沙莫夫：KH＝0.71,列维：KH＝0.83
2、不动流速VB: 泥沙个别起动的水流流速。 通常采用：VB＝KBVC 计算，冈恰洛夫：0.71； 沙莫夫：0.834；克诺罗兹：0.90；窦国仁：0.785~0.875
二、沙波的产生和消亡
1、静平床：V<VC，床面平整。 2、沙纹：V>VC，泥沙起动，少量聚集成沙丘，然后移动加长，
彼此连接形成形状及其规则的沙纹。迎水面长而平，背水面 短而陡，尺度较小，一般Δ=0.5~2.0cm，λ=1~15cm，与河道 几何尺度无关。 3、沙垄：V继续增大，Δ增高，λ增长，变成沙垄，已与河道有关。 4、动平床：V达到一定程度，过峰沙不落在漩涡区，而落在波谷 或下个迎水面，结果是床面逐渐平整，但有大量泥沙运动。
Pc3 P (u 0 u 0c u 0c 1 u 0c 1.37 u 0c ) 0.159
一般以少量起动作为判断标准
二、无粘性沙的起动流速公式
1、泥沙的受力分析
⑴、水下W 重 力
球体W ： s
D3
6
非球体W： a3s D3 (a3为体积系 ) 数
⑵、拖曳力 F D
表面摩擦力：水流流过
V c 4.6 D 1 / 3 h 1 / 6
冈恰洛夫公式 (采用对数流速分布公式 )：
Vc
1 .07 lg
8.8h D 95
s gD ( m, s制 , D 0 .08 ~ 1 .5 mm )
河海大学公式 (采用对数流速分布公式 )：
Vc
1.28
lg
13 .15 h D 95
gD (天然沙 , m, s制， D 0.5mm )
•代表粒径：如Dm、D50等 •分级计算
2. Vc和τc两种起动 形式的起动条件的 比较
3. 跞石和卵石的起动
4.止动流速、不动流速、扬动流速
1、止动流速VH：泥沙由运动状态到静止状态的流速。
通常采用： VH＝KHVC 计算,沙莫夫：KH＝0.71,列维：KH＝0.83
2、不动流速VB: 泥沙个别起动的水流流速。 通常采用：VB＝KBVC 计算，冈恰洛夫：0.71； 沙莫夫：0.834；克诺罗兹：0.90；窦国仁：0.785~0.875
二、沙波的产生和消亡
1、静平床：V<VC，床面平整。 2、沙纹：V>VC，泥沙起动，少量聚集成沙丘，然后移动加长，
彼此连接形成形状及其规则的沙纹。迎水面长而平，背水面 短而陡，尺度较小，一般Δ=0.5~2.0cm，λ=1~15cm，与河道 几何尺度无关。 3、沙垄：V继续增大，Δ增高，λ增长，变成沙垄，已与河道有关。 4、动平床：V达到一定程度，过峰沙不落在漩涡区，而落在波谷 或下个迎水面，结果是床面逐渐平整，但有大量泥沙运动。
河流动力学第四章 推移质运动
沙莫夫公式
＝1.144
m=1/6 适用范围：
D>0.2mm
岗恰洛夫公式
对数流速分布 适用范围：
0.08－1.50mm
1
Uc 1.144
s
gD
(
h D
)
6
Uc
1.07 lg
8.8h D95
s
gD
§4.2. 泥沙的起动
三、无粘性均匀沙的起动拖曳力
起动拖曳力
0
hJ
U
2 *
Krammer方法：定性标准
最常用的方法 具体内容
♥ 无泥沙运动：静止 ♥ 轻微的泥沙运动：个别动，可数 ♥ 中等强度泥沙运动：少量动，不可计数 ♥ 普遍的泥沙运动：普遍动，床面变形
§4.2. 泥沙的起动
五、与泥沙起动有关的几个问题
泥沙起动具有随机性 泥沙条件 ♥ 大小、形状 ♥ 级配、密度：均匀沙，非均匀沙 ♥ 床面平整、颗粒排列 水流条件 ♥ 水流的紊动 ♥ 流速的大小
♥ 推移质运动达到一定规模，床面起伏 ♥ 泥沙颗粒在床面的集体运动
用途
♥ 推移质运动的一种主要形式 ♥ 构成河床地形的基本元素 ♥ 影响：水流结构，河道阻力，泥沙运动，河床演变
主要内容
沙波形态和运动状态 沙波的产生和消亡
§4.3.1. 沙波形态和运动状态
沙波介绍
名词：波峰、波谷、波长、波高 特点：迎水面：较为平坦、背水面：相对较陡
♥ 悬移质中的较粗部分 ♥ 推移质中的较细部分
同一泥沙组成：表现不同
♥ 水流较强时：悬移质 ♥ 水流较弱时：推移质
§4.1. 泥沙运动的形式
推移质与悬移质间的转换过程
悬移区 床面层 层移区 河床
（悬移质）
第四节 河流泥沙的运动
第四节河流泥沙的运动一、推移质运动推移质的运动来源于床面泥沙的起动。
当床面泥沙起动达到一定程度后，床面会出现起伏不平的沙波，而沙波运动又往往是推移质运动的主要形式。
因此，在介绍推移质运动时，往往需要涉及到河床泥沙的起动、起动流速及沙波运动的相关概念。
1.泥沙的起动流速设想床面为泥沙组成且具有一定厚度，在这种水槽中施放水流，使水流的速度由小到大逐渐增加，直到使床面泥沙(床沙)由静止转入运动，这种现象称为泥沙的起动。
泥沙颗粒由静止状态变为运动状态的临界水流条件，称为泥沙的起动条件。
泥沙的起动条件常用起动流速Uc表示，它相当于床面泥沙开始起动时的水流平均流速U。
对于天然沙，其起动流速常由下式计算：U c = 4.66131hd（3-3）式中，d为泥沙粒径；h为水深。
适用范围：d>0.15~0.2mm。
泥沙的起动流速是关系到河床冲刷状态的重要判据，因此，对它的研究具有重要的理论与实践意义。
例如，在研究坝下游河床冲刷时，首先需计算河床泥沙的起动流速。
当河道实际水流流速U超过床沙的起动流速Uc时，就可判定，河床就会被冲刷；反之，河床就不会发生冲刷。
河床在冲刷过程中，水深随之增加，流速降低，当发展到水流条件不足以使床面泥沙继续起动时，冲刷便会自动停止。
再如，组成河床的泥沙粗细不均时，则细的颗粒被水流优先冲走，粗的颗粒留下来逐渐形成一层抗冲覆盖层，冲刷逐渐停止下来。
河床冲刷前的高程与冲刷终止后的高程之差，即为河床的冲刷深度。
下面举例说明泥沙起动流速公式的具体实际应用方法及其意义。
算例：已知某水库下游河段河床沙质组成，河宽B=200m, 过水面积A=500m2，床沙平均粒径d=5.5mm, 问当水库下泄流量Q=500m3/s时,河床会否发生冲刷？可能冲深多少？解：（1）判断河床会否发生冲刷？V = Q/A = 500/500 = 1.0 m/sH = 500/200 = 2.5 m由沙莫夫公式Vc= 4.6d1/3H1/6 = 4.6×（5.5×10-3）1/3×2.51/6= 0.946 m/s∵ V > Vc，∴河床会发生冲刷。
第四章 推移质运动
第四章 推移质运动
4.2 泥沙的起动
三、无粘性均匀沙起动拖曳力
㈢Shields(希尔兹)曲线及2.其2.特3.点3 均匀沙: Ks D
1马鞍型曲线中间低，两边高： Ks /δ = Re * /11.6 δ = 11.6D Re *
Re* 10 : 近壁流层 D，cmin 0.03 → 最易起动 Re*减小 : 近壁流层 D，泥沙受近壁层隐蔽 → 不易起动 Re*增加 : 近壁流层＜D，沙粒无近壁层隐蔽，但逐渐增重 → 不易起动
推移质和悬移质不能绝对分开，之间存在交换
⑴从河底到水面，泥沙是连续的，中间有交错部分 泥沙分布具有连续性，悬沙中较粗的颗粒与推移质中较细的颗粒交错， 悬沙时而滚动，底沙也时而悬浮
⑵悬移质与推移质存在着交换。 水流较弱时，悬移质→推移质 水流较强时，推移质→悬移质
⑶运动泥沙与静止泥沙发生交换 悬沙→底沙→床沙 →底沙→悬沙
4.2 泥沙的起动
三、无粘性均匀沙起动拖曳力
㈡起动拖曳力的推导 2.2.3.2
假定起动底流速位置在y=aKs
u0c 5.75lg 30.2a
U*c
u0c＝
U*c c
s gD
2
c
s
c
D
5.75 lg
30.2
河流的机械搬运
流向
粘土和粉砂呈悬浮运动 溶解物质
滚动
滑动
砂跳跃移 动
河床底部岩石
第一节 泥沙运动的形式
主要运动形式
– 悬移质：细颗粒，连续运动
♥悬浮于水中 ♥并在水流方向与水流以同样速度前进的泥沙
– 推移质：粗颗粒，间歇运动
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水 流 强 度 增 大
一、泥沙的运动形式
推移质与悬移质的区分
（1）运动是否连续 推移质——间歇性 （2）数量 推移质远小于悬移质（只占5%～10%） （3）河床形态变化 推移质——直接作用 悬移质——通移质与悬移质间的相对性
推移质和悬移质不能绝对分开，之间存在交换
二、泥沙的起动 克雷默定性标准
克雷默曾把推移质运动分为四个阶段：
阶段
无泥沙运动 轻微的泥沙运动 中等强度的泥沙运动 普遍的泥沙运动
泥沙状态
床面沙粒完全静止 个别可数的细颗粒泥沙运动 床面各处均有中等大小以下的泥沙在 运动 各种大小的沙粒均已运动，床面外形 急剧改变
缺点：定性不定量，不同的人，甚至是同一人在不同的情况下，判断 的结果差异较大
①个别起动： ②少量起动： ③大量起动： Pc 3 P u 0 u 0 c u 0 c 1 u 0 1.37 u 0 c 0.159
u0 底流速，u0 c 时均起动流速,Pc 起动概率, u 0 均方差 0.37u0 c
缺点：需要知道起动底流速
二、泥沙的起动
二、泥沙的起动
1.研究历史
时间 1753 1914 1936 1950~1960 1970-今 人物 布朗姆斯 (A. Brahms) 福煦海默尔 (P. Forchheimer) 希尔兹(Shields) 莱恩(Lain) 沙玉清等许多学 者 事件 提出泥沙的起动流速UC与泥沙重量的1/6次方 成正比，与当代对泥沙启动条件的认识一致 系统讨论了泥沙级配、分选和粗化等对起动流 速UC的影响 通过量纲分析提出希尔兹起动曲线，至今广泛 为人们引用 将起动拖曳力的概念应用到渠道设计中，使稳 定渠道的设计建立在更为可靠的理论基础上 对均匀沙、非均匀沙、粘土等的起动进行了大 量的研究
悬移区 床面层 河床 （悬移质） （接触质及跃移质） （床沙）
当存在层移运动时，在床面层与河床之间又要通过层移区 作为过渡： 悬移区 床面层 层移区 河床 （悬移质）（接触质及跃移质） （层移区） （床沙）
一、泥沙的运动形式
推移质与悬移质的差别
（1）运动规律不同 推移质：运动取决于泥沙跳离床面时的受力情况 悬移质：运动不仅取决于泥沙跳离床面时的受力情况， 一、 还受悬浮作用的影响 （2）能量来源不同 推移质：直接消耗水流的机械能 悬移质：仅消耗水流的紊动动能（转化为热能） （3）对河床作用不同 推移质：增加了河床表面的压力，加大了河床稳定性 悬移质：增加了水流的单位容重，加大了水体的静水压力
河流动力学
第二章 推移质运动
同济大学水利工程系
本章内容
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泥沙的运动形式
泥沙的起动 沙波运动 冲积河流的阻力 推移质输沙率
一 泥沙的运动形式
一、泥沙的运动形式
泥沙颗粒按其运动形式的不同，可以分为接触质、 跃移质、层移质及悬移质。
推移质（底沙）： 沿河床表面以滑动、滚动、 跳跃方式运动的泥沙。 悬移质（悬沙）： 悬浮在水中，基本上随水流 以相同速度运动的泥沙。 接触质 推移质 跃移质 层移质 悬移质
Ø 泥沙颗粒本身大小、形状、方位、排列均有随机性 Ø 水流本身具有脉动，脉动本身就是随机的 Ø 受力情况的随机性：受其它颗粒掩盖的随机性 Ø 泥沙组成的非均匀性：无明显的临界粒径
二、泥沙的起动
4.泥沙起动的判别标准
泥沙起动的随机性使得起动条件难以确定，目前还没有 一致的起动标准。
Ø 克雷默定性标准 Ø 亚林颗粒数标准 Ø 窦国仁概率标准 Ø 输沙率标准
二、泥沙的起动 2.泥沙的起动条件
泥沙起动：河床表面上静止的泥沙颗粒，随着水流的增强，到一定条 件时开始运动的现象 起动条件：河床表面上的泥沙颗粒由静止状态转化为运动状态时的临 界水流条件
起动条件一般用三种方法（参数）表示： Ø起动流速 Ø起动切应力（起动拖曳力） Ø起动功率
二、泥沙的起动
3.泥沙起动的随机性
（1）同一水流中：相互转化
泥沙分布具有连续性，悬沙中较粗的颗粒与推移质中 较细的颗粒交错，悬沙时而滚动，底沙也时而悬浮 。
（2）同一泥沙组成：表现不同
水流较强时：悬移质→推移质 水流较弱时：推移质→悬移质
（3）运动泥沙与静止泥沙发生交换
悬沙→底沙→床沙 →底沙→悬沙
一、泥沙的运动形式
推移质与悬移质间的转换过程
Pc1 P u 0 u 0 c u 0 c 3 u 0 2.11u 0 c 0.00135 Pc 2 P u 0 u 0 c u 0 c 2 u 0 1.74 u 0 c 0.0277
二、泥沙的起动
输沙率标准：
一、泥沙的运动形式
推移质运动： 接触质
Ø滚动或滑动的泥沙 Ø在运动中始终保持与床面接触
跃移质
Ø在床面附近 Ø以跳跃形式前进的泥沙
层移质
Ø河床表层以下的泥沙 Ø将成层移动或滚动
悬移质运动：
Ø悬浮于水中 Ø并在水流方向与水流以同样速 度前进的泥沙
一、泥沙的运动形式
运动形式随水流条件的变化情况
（1）接触质：流速较大但不太大，泥沙发生运动，主要形式 为滑动和滚动，始终与床面保持接触，为数不多。
二、泥沙的起动
亚林颗粒数标准：
m At
D
5
s
式中，m为t时间内从床面面积A内冲刷外移的沙粒颗数 缺点： （1）颗粒数m难以得到 （2）作为一个标准，ε应为一常数，但当粒径变化时，如D2=10D1 ， 则需很大的观察面积A或观察时间t方能保证ε为常数
二、泥沙的起动
窦国仁概率标准：
推 移 质
（2）跃移质：流速增大,若滚动泥沙处在上举力突然增大处, 会跳跃起来进入流速较大的水流区,挟带一定距 离后，在重力和向下漩涡的作用下重新回到床面。 这是推移质运动的主要形式。 （3）层移质：流速达到一定限度，河床表面泥沙作剪切运动， 泥沙成层的移动或滚动。 （4）悬移质：流速超过一定数值，紊动强度加强，水流中充满 了大小不同的漩涡，漩涡尺寸大于粒径，向上分 速大于沉速，此时，跳跃中的泥沙会进入主流区 随水流同速前进。