第5章 沙质海岸的泥沙运动(2版)
海岸动力
第六章沙质海岸的泥沙运动√1.简述海岸泥沙运动方式的沿程变化。
深水：底部流速为零，床面泥沙静止。
浅水：在床面水质点速度的沿程增大过程中，观测到：(1)泥沙起动，作推移质运动；(2)沙纹形成，形成泥沙悬浮；(3)沙纹消失，泥沙层移运动。
(4)破波后，水质点运动速度减小，破碎引起紊动，泥沙大量悬浮，泥沙运动最为活跃。
(5)上爬带，泥沙在上冲水流和下冲水流的作用下作层移运动。
2.简述沙质海岸泥沙运动特点。
①在沙质海滩上，波浪是泥沙起动、推移和悬浮的主导因素。
②波浪水质点运动是往复的周期运动，在其作用下，泥沙仅能作往复摆动，不能或者仅有很小的净位移。
③近岸流、潮流、风吹流等水流的搬运作用，才使泥沙有显著的输移。
④特别对于悬沙，一旦泥沙被波浪振荡流上举进入悬浮状态，即使最微弱的稳定流也能产生泥沙净搬运。
⑤泥沙运动与水位变化也有很大关系。
水位变化造成各点波浪条件随时间变化，引起流体运动特性和泥沙搬运过程的变化，特别是在泥沙运动强烈的破碎带。
3.何谓泥沙运动界限水深？由于海岸处水深向岸减小，波高向岸增大，这使波浪由离岸深水区域向海岸浅水区域传播过程中，水质点速度的前后不对称性在逐渐增强，泥沙输移也从在深水区域的无净输移和无水底变形转变成在浅水区域的存在净输移和存在水底变形，这一转变对应的水深称为界限水深或闭合水深。
4.简述准稳定流方法的基本思想。
一个波动周期中，由于水质点运动轨迹的不封闭性，会带动推移质运动沿波浪传播方向有一个净的输移。
5.何谓沿岸输沙？沿岸输沙是波浪和波导沿岸流共同作用引起的纵向泥沙运动。
在沙质海岸上，沿岸输沙主要发生在破波带内。
第七章沙质海岸形态与变形√1.岸滩有哪两种时间尺度的变形？一种为长期演变，表现为海岸线长期后退或前进，历时可达数年、数十年乃至百年以上；另一种是短期演变或季节性演变，海滩剖面随季节性风浪大小而作规律性变动。
2.海滩的重要特征构造有哪些？沿岸沙坝；滩肩。
3.何谓海滩平衡剖面？所谓海滩平衡剖面，就是在一定条件下，海滩上任一点的泥沙均没有净位移，剖面形状维持不变的海滩形态。
粉沙质海岸的界定及其泥沙运动特点_曹祖德-2009
0.4 0 0.033 0.126 0.251 0.426
0.5 0.008 0.044 0.137 0.262 0.436
0.6 0.012 0.048 0.137 0.256 0.421
表 4 粉沙质海岸泥沙运动推悬比 ucw/(m·s-1)
0.7 0.8 0.9 1.0 1.1 1.2 0.013 0.014 0.014 0.014 0.014 0.014 0.049 0.048 0.048 0.045 0.043 0.041 0.139 0.140 0.120 0.114 0.108 0.103 0.244 0.231 0.218 0.206 0.195 0.185 0.406 0.377 0.357 0.335 0.317 0.300
0.100 4～0.008 0.008～0.016
d50≤0.125 mm
0.016～0.031
0.031～0.062
0.062～0.125
砂质海岸 d50>0.125 mm
非黏 性沙
0.125～0.25 0.25～0.50 0.50～1.00
1.00～2.00
细分类
极细黏土 细黏 中黏土 粗黏土
极细粉沙 细粉沙 中粉沙 粗粉沙 极细沙 细沙 沙中沙 粗沙 极粗沙
Key words: silt-sandy beach; back-silting of channel; strong siltation; sudden siltation
1 问题的提出 海岸工程中通常将海岸分为以下几类[1]：基岩海
岸、砂 (砾) 质海岸、淤泥质海岸、生物海岸,其 中砂 (砾) 质海岸和淤泥质海岸又统称为平原海岸。
以往港航建设轻易不敢涉足粉沙质海岸区， 因为这类海岸床沙的活动性大，风浪作用下底沙
海岸动力学复习提纲
第一章1.▲按波浪形态可分为规则波和不规则波。
2.按波浪破碎与否波浪可分为：破碎波，未破碎波和破后波3.★根据波浪传播海域的水深分类：①h/L=0.5深水波与有限水深波界限②h/L=0.05有限水深波和浅水波的界限，0.5>h/L>0.05为有限水深；h/L≤0.05为浅水波。
4.波浪运动描述方法：欧拉法和拉格朗日法；描述理论：微幅波理论和斯托克斯理论5.微幅波理论的假设：①假设运动是缓慢的u远小于0，w远小于0②波动的振幅a远小于波长L或水深h，即H或a远小于L和h。
6.(1)基本参数：①空间尺度参数：波高H:波谷底至波峰顶的垂直距离；振幅a:波浪中心至波峰顶的垂直距离；波面η=η(x,t):波面至静水面的垂直位移；波长L:两个相邻波峰顶之间的水平距离；水深h:静水面至海底的垂直距离②时间尺度参数：波周期T：波浪推进一个波长所需的时间；波频率f：单位时间波动次数f=1/T；波速c：波浪传播速度c=L/T(2)复合参数：①波动角(圆)频率σ=2π/T②波数k=2π/L③波陡δ=H/L④相对水深h/L或kh7.(1)势波运动的控制方程（拉普拉斯方程）：(2)伯努利方程：8.定解条件（边界条件）：①在海底表面水质点垂直速度为零，②在波面z=η处，应满足两个边界条件：动力边界条件：自由水面水压力为0；运动边界条件：波面的上升速度与水质点上升速度相同。
自由水面运动边界条件：③波场上、下两端面边界条件：对于简单波动，常认为它在空间和时间上呈周期性。
9.①自由水面的波面曲线：η=cos(kx-σt)*H/2②弥散方程：σ2=gktanh(kh)③弥散方程推得的几个等价关系式：L=tanh(kh)*gT2/(2π),c=tanh(kh)*gT/(2π),c2=tanh(kh)*g/k10.★弥散（色散）现象：水深给定时，波周期愈长，波长愈长，波速愈大，这样使不同波长的波在传播过程中逐渐分离。
这种不同波长（或周期）的波以不同速度进行传播最后导致波的分散现象称为波的弥散（或色散）现象。
第6章 沙质岸滩演变(2版)
海滩平衡剖面的经验形状
Dean,1977
D* 1 h y
2
E cn
cn
E
1 8
g bh
gh
h Ay
24 D* A 3 2 5 g
2 3
2
2 3
海滩平衡剖面的经验形状
A 0 .0 6 7 s0.44m1 Nhomakorabea3
海滩平衡剖面的经验形状
6.3 海滩的短期演变
剖面变化
6.3.1 什么是海滩的平衡剖面？
6.3.2 海滩剖面的变化规律？ 6.3.3 海滩平衡剖面的形状？
6.3.1什么是海滩的平衡剖面
在一定的泥沙和波浪条件下，海滩上任一点的泥沙均 没有净位移，剖面形状维持不变的海滩形态(永不可能 达到的极限状态)
平衡剖面的中和点理论
6.2 海滩剖面特征
(一)
(二) (三)
海滩的位臵
海滩剖面构成 海滩剖面泥沙
(四)
海滩坡度
(一) 海滩的位置
海滩-海洋与陆地交汇的过渡地带，受风浪流潮综合作用的区域，范 围包括水上和水下泥沙发生显著运动的部位
(二)典型的沙质海滩剖面
外滩：长期处于水下，泥沙悬浮，沙坝，深槽（Why？） 前滩：周期性暴露于空气中，最陡(Why?)，推移质、悬移质 后滩：只有在大风暴和高水位同时来临才遭受波浪作用，滩肩、 海蚀岩、沙丘，推移质，滩坎
修导堤维护航道例:美国Pierce港
③ Sunamura,Horikawa,1974
H D 0.67 0.27 0 tan 8 沙坝型 L0 L0 0.67 D H 0.27 4 0 tan 8 过渡型 L0 L0 0.67 0.27 H0 D tan 4 滩肩型 L L 0 0
港口航道与海岸工程-海岸动力学：第一章至第五章 详尽知识点整理 复习备考资料
第一章 波浪理论1.波浪分类（1）按波浪形态：分为规则波和不规则波（2）按波浪传播海域的水深：h/L ≥1/2 为深水波；1/2>h/L>1/20 为有限水深波；h/L ≤1/2 为浅水波（3）按波浪破碎与否：分为破碎波、未破碎波和破后波2.波浪运动控制方程 （1）描述一般水流运动方法有两种：一种叫欧拉法，亦称局部法，另一种叫拉格朗日法，亦称全面法（2）描述简单波浪运动的理论： 一个是艾利（Airy ）提出的为微幅波理论，另一个是斯托克斯（Stokes ）提出的有限振幅波理论3.参数（1）波高H ：两个相邻波峰顶之间的水平距离（2）振幅a ：波浪中心至波峰顶的垂直距离，H=2A （3）波周期T ： 波浪推进一个波长所需的时间（4）波面升高 ）t , x （ηη= ：波面至静水面的垂直位移（5）函数表达式： ）t -kx （Acos ση=（6）圆频率：T 2πσ= （7）波速c ： 波形传播速度，即同相位点传播速度，又称相速度4.建立简单波理论的假设：流体是均质和不可压缩的，其密度为一常数；流体是无粘性的理想流体；自由水面的压力是均匀的且为常数；水流运动是无旋的；海底水平、不透水；流体上的质量力仅为重力，表面张力和柯氏力忽略不计；波浪属于平面运动，即在xz 平面内作二维运动。
5.速度φ的控制方程（拉普拉斯方程）： 02222=∂∂+∂∂z x φφ 就是势运动的控制方程。
6.拉普拉斯方程的边界条件：（1）海底表面边界条件：海底水平不透水 0z=∂∂φ ，h z -= 处（2）自由水面动力学边界条件： 0])()[(21t 22=+∂∂+∂∂+∂∂==ηφφφηηg zx z z （3）自由水面的运动边界条件：自由水面上个点的运动速度等于位于水面上个水质点的运动速度0zx x t =∂∂-∂∂∂∂+∂∂φφηη ，η=z 处（4）二维推进波，流场上、下两端面边界条件可写为：）z ,ct -x （）t ,z ,x （φφ=7.微幅波理论假设：假设运动是缓慢的，波动的振幅A 远小于波长L 或水深h7.微幅波波面方程：）t -kx （cos 2σηH =弥散方程）kh （gktanh 2=σ 波长：）kh （tanh 2gT L 2π= 波速：）kh （tanh 2gT c π= 深水波长：π2gT L 2o = 深水波速：π2gT c o = 浅水波长：gh T L s = 浅水波速gh c s =8.色散（弥散）现象：不同波长（或周期）的波以不同速度进行传播最后导致波的分散现象称为波的色散现象。
海岸泥沙运动和海积地貌
第七章海岸地貌海岸带的概念海洋与陆地相互作用的地带，叫海岸带。
这个地带的自然地理环境特点与大陆和海洋内部是明显不同的，受波浪、潮汐和海流的影响非常明显。
根据这些海洋动力作用的特点可以将海岸带划分为三部分：海岸是高潮位以上，波浪作用上限（激浪作用所能到达的地方）以下的狭长陆上部分；潮间带是高潮线与低潮线之间地带。
它在高潮时淹没在海水以下，低潮时露出海水面；水下岸坡是低潮线以下，波浪有效作用下限以上的地带。
海岸地貌的概念在海岸带由于波浪、潮汐和海流等海洋动力作用所形成的独特地貌。
包括海蚀地貌和海积地貌。
第一节海蚀作用与海蚀地貌一、海蚀作用各种动力水及其所挟带泥沙对海岸进行冲蚀、磨蚀和溶蚀，使海岸线不断后退和蚀低的作用。
1、冲蚀作用波浪浪流对海岸的撞击、冲刷作用。
如果海岸斜坡坡度和水深都很大，波浪到达海岸时波能消耗很少，全部波能用于冲击海岸，基岩岸壁上承受到强大的压力。
波浪在冲击岩壁时，基岩裂隙中空气受到压缩，对围岩产生巨大压力，海浪后退后，受压缩的空气又突然膨胀，这样连续的缩胀骤然变化，使岩石崩解、破坏。
2、磨蚀作用激浪流挟带岩屑和沙砾对基岩的撞击、凿蚀和研磨作用，它加大了海蚀的速度。
3、溶蚀作用海水对岩石的溶解作用，除了碳酸盐等岩石易于溶解外，其他如玄武岩、正长岩、角闪石及黑曜石等岩石矿物，在海水中的溶解速度比在淡水中快几倍到十几倍。
二、海蚀地貌1、海蚀穴(洞)海崖的坡脚处，经常遭受波浪水流的冲磨而形成的凹坑或凹槽，一般宽度大于深度者称海蚀穴，深度大于宽度者称海蚀洞。
它常沿多节理或抗蚀力较弱的部位沿岸断续分布。
2、海蚀崖海蚀穴在波浪冲蚀下不断扩大，当其上方的岩石悬空时，发生崩塌，形成海蚀崖，海岸因此而后退。
海蚀崖的形态受岩性和岩层产状的影响很大，柱状节理发育的海蚀崖呈陡立状，向海倾斜的岩层常形成倾斜海崖，向陆倾斜的岩层也可以形成陡崖并能较好地保存。
3、海蚀拱桥突出在海中岬角两侧，发育相向的海蚀洞，经长期侵蚀最后相互贯通，形成海蚀拱桥。
第6-7章 沙质海岸泥沙运动(4版)
单沙粒起动受力分析
FDm Ffm
2 umb 4 tan u* D amb m f , s gD 3 CD CL tan D
泥沙水流强度 参数
泥沙起动临界 水流强度参数
7 5
c
泥沙起动临界水流强度参数
7 9
输移、磨蚀、分选
各海岸动力因素对泥沙运动的影响
波浪：往复的周期运动，泥沙往复摆动，净位移很小，主要 起掀沙(即起动)作用 水流：近岸流、潮流、风吹流，单向运动，主要起输沙作用 水位：主要对波浪和流的运动特性产生影响，间接影响泥沙 运动（如破波带内外的增减水）
沙纹床面
u um cos t
③ 层移质：泥沙颗粒成层移动或滚动
④ 悬移质：水流紊动强，充满漩涡，漩涡尺度大于泥 沙粒径，漩涡向上分速大于泥沙沉速，泥沙颗粒悬 浮水中，不与床面接触
水 流 强 度 增 大
泥沙运动方式的判别
颗粒大小相同：流速较低时，以推移方式运动；流速较大时， 以悬移方式运动，介于两者之间以跃移为主 颗粒大小不同：较粗颗粒以推移为主，较细颗粒以悬移为主
水平向-底床摩擦力
升力(竖向)
FLm A m CL
D 2 umb 2
4 2
Ffm W FLm tan
浮重力(竖向) 水 底 摩 擦 系数
升力系数
Hale Waihona Puke W s g D3
6
只与时间有关
为什么会产生升力？ p gz 1 u 2 v 2 f (t ) 请见伯努利方程： t 2 压力项 速度项
第7章
沙质海岸泥沙运动
7. 本章总纲
第五章 沙质海岸的泥沙运动
第二节 波浪作用下的推移质运动
沙纹阻力
沙纹对水流的影响通常反映在粗糙度中 床面对水流的阻力组成： 床面对水流的阻力组成： 沙粒阻力：水流过泥沙颗粒时形成； 沙粒阻力：水流过泥沙颗粒时形成； 阻力 沙纹阻力：水流越过沙纹顶峰，水流与床面分离， 沙纹阻力：水流越过沙纹顶峰，水流与床面分离，形成漩涡产生对水流 的附加阻力
第二节 波浪作用下的推移质运动
泥沙在波浪作用下的最大水平拖曳力： 泥沙在波浪作用下的最大水平拖曳力： =kτ Tm=kτmD2=k1ρfwum2D2
D≤0.5mm D＞0.5mm
底部边界层为层流 底部边界层为层流 底部边界层为紊流
M=泥沙起动驱动力/重力引
起的稳定力
水质点轨迹速度最大值与轨迹半径的关系
A值的计算图
第五节 近岸区泥沙运动特点及沿岸输沙率
一、泥沙的向岸-离岸运动
沿岸运动： 沿岸运动：取决于波导沿岸流 泥沙近岸运动 横向运动： 横向运动：波浪水质点运动引起 横向方向决定了海滩剖面变化趋势
<(3λ d0<(3λ-5λ) ： • 漩涡强度大，沙文波长较大； 悬移质 漩涡强度大，沙文波长较大； • 沙云局限于一个波长内 离岸方向搬运 • 沙云向离岸方向搬运，在重力作用下沉降。 沙云向离岸方向搬运，在重力作用下沉降。 >(3λ d0>(3λ-5λ) 推移质 • 沙纹尺度小，漩涡强度弱； 沙纹尺度小，漩涡强度弱； • 沙云沿向岸方向搬运沉积。 沙云沿向岸方向搬运沉积。 向岸方向搬运沉积
第五节 近岸区泥沙运动特点及沿岸输沙率
一、泥沙的向岸-离岸运动
横向净输沙方向与Ur和M’的关系
第五节 近岸区泥沙运动特点及沿岸输沙率
一、沿岸输沙率
主要计算方法： 主要计算方法：波能流法 • CERC公式：Il=0.77Pl CERC公式： 公式
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单沙粒起动受力分析
F D m W F L m tan
um
2
s
gD
4
ta n
3 C D C L ta n
M
c
泥沙活动参数
M
um
2
s
gD
泥沙活动参数临界值
Komar and Miller(1975) 层流边界层
2 Am 0 .2 1 c , D 0 .5 m m D 1 4 2 Am M c 0 .4 6 3 , D 0 .5 m m D M
1 2 c
忽略惯性力，只适用于输沙水流速度相对起动流速不大的情况, 否则结果偏大
(2) 基于能量守恒的推移质输沙模型
水流搬运泥沙所做的功
W b u s m s g ta n q b ta n
移动泥沙质量
水流消耗的能量
W b e bW eb 0 c u C
8
Hr Am
Hr Lr
2 1M
1 .8 5
M
10
0 .3 4 2 0 .3 4
0 .2 5 m 2 .5
计算波浪摩阻系数fw时 ds=2.5D50(沙粒阻力)
注意：计算中采用有效波高H1/3
沙纹尺度
图5-9-沙纹波陡与希尔兹参数的关系
m
0 .3时
5.2.2 推移质输沙率的计算
5.2.1 波浪作用下的泥沙起动
不动—>起动—>沙纹—>层移
泥沙起动的标准
少量动：一些突出于床面的颗粒开始运动 (临界起动) 普遍动：床面上所有泥沙都开始运动
“少量动”-泥沙起动判别标准(推移质)
泥沙起动的研究方法
Bagnold(拜格诺): 将实验水槽底板设计成往复 运动而水体不动的特殊装置来研究 Hallermier:参考单向稳定水流的希尔兹曲线， 在波浪水槽中研究 康德拉耶夫斯基：基于波浪作用下的沙粒受力 状态推算泥沙起动与波浪要素之间的关系√
第六章：沙质岸滩演变 第七章：淤泥质海岸泥沙运动（粘性泥沙）
(1)海岸泥沙的来源
泥沙：岩石的物理和化学风化作用形成的碎屑物
入海河流挟沙 海岸受冲刷侵蚀
海洋生物残骸碎 其它……
(2)波浪水流对泥沙的作用
输移、磨蚀、分选
(3)海岸泥沙的运动方式
推移、悬移
推移质：粒径相对较粗的泥沙颗粒，沿床面滚动、滑动或 作短暂的跃移，运动速度小于流体运动速度 悬移质：粒径相对较细的泥沙颗粒， 由于紊动作用悬浮 于水中，以相同速度与水体一起运动
水 流 强 度 增 大
(5)泥沙运动方式的判别
颗粒大小相同：流速较低时，以推移方式运动；流速较大时， 以悬移方式运动，介于两者之间以跃移为主 颗粒大小不同：较粗颗粒以推移为主，较细颗粒以悬移为主
uw* 1.0, 推移质为主 uw* 1.7, 兼而有之 1.0 uw* 1.7, 悬移质为主
因此用半周期平均输沙率来表示波浪作用下的推移 质运动
(1)基于受力分析的推移质输沙模型
干重输沙率
qb W su s
Ws 单 位 面 积 上 移 动 泥 沙 干 重
F D m W F L m tan
us 泥 沙 平 均 移 动 速 度
ns 单 位 面 积 上 移 动 泥 沙 颗 粒 数
c
3/2
0 .0 5
拜格诺的能量输沙模型适用于计算波流共同作用下的输沙率，尤 其在沿岸输沙方面获得很大成功(适用于水流输沙强度很大的情况)
无限长水平床面上单沙粒 的起动受力分析
无粘性泥沙的起动临界条件
水流作用力>泥沙颗粒抵抗运动的力
无限长水平床面上单沙粒 的起动受力分析
水流拖曳力(水平)
FDm
A m
CD
D
4
2
um
2
2
阻力系数
粘性流体中水流拖曳力包括沙粒表面摩擦阻力和形状阻力两部分， 前者是因为固边界的边界层引起的摩擦阻力，后者是因为物体后部 的流动分离使得物体前面的压力大于后部，产生了压力差
临 界 希 尔 兹 参 数
C w a ve
0 .0 5
C
泥沙流体参数 S * D s 1 g D / 4
s s
泥沙起动之判断算例
5.2.2 推移质特殊现象-沙纹
随着水深变浅，床面附近水质点流速增大，泥沙起动形 成波纹，当床面附近的水质点流速达到一定程度时，发 生层移运动（平整-沙纹-平整）
纵剖面不对称，具有平缓的迎 流坡和相对陡峭的背流坡
流导沙纹
稳定流沙纹和波导沙纹比较
对称外形，沙纹高度和间距 均匀，波峰尖锐，波谷圆滑
波流联合沙纹
波导沙纹
沙纹尺度
沙纹尺度
1981，Nielson 规则波
Lr Am Hr Am
Hr Lr 0 .1 8 2 0 .2 4 5
1 .5 m 2 .5
无限长水平床面上单沙粒 的起动受力分析
惯性力(水平)：F=ma
附加质量系数
FPm
D 1 C m 6
泥沙颗粒质量
3
du D 1 C m d t m ax 6
加速度
3
Am
2
闭着眼睛假想：流体静止，自己在水中游泳，加速运动，不但自 己要动，而且还要带动一部分周围流体(附加质量)加速运动，因 此流体对自己有一个与运动方向相反的作用力
Φ=Φ(ωs,D,t )
s＝
4 3C D
s
经验公式
gD
s =1 0
0 .4 4 7 lo g D 5 0
2
1 .9 6 1 lo g D 5 0 2 .7 3 6
0.06mm<D<6.0mm
5.2.3 推移质输沙率的计算
振荡流输沙率（波浪）：从单向稳定流输沙率 公式经修正得到 简单波浪是周期往复运动，一个周期内正反两 方向的输沙量相等，净输沙为零
3
du d t m ax
1 C m
CD
4
D
6
2
3Am 2Fra bibliotek2D
um
2
1
存在π/2的相位差
0.1 ~ 2m
FD
A
du dt
FP
Am
Um
H 2 sinh( kh)
D 1 ~ 10mm
单沙粒起动受力分析
F D m W F L m tan
波浪摩阻流速 u w * = m
泥沙沉速 s = 3 C D 阻力系数
4
s
gD
(6)沙质海岸泥沙横向运动变化
A. 深水到浅水，近底水质点 流速增大，泥沙起动，作 推移质运动 B. 形成沙纹，附近泥沙悬浮
C. 接近破波点，近底水质点 流速趋近最大，沙纹消失， 泥沙层移运动 D. 波浪破碎后，近底水质点 流速减小，但破碎引起的 紊动使泥沙大量 悬浮(紊 动、沙纹、沿岸流输沙)
1 2
紊流边界层
M M
图5-2
c
Am
Tum 2
um
D
泥沙活动参数临界值
Komar and Miller(1975)
图5-3 图5-2 T=15s
h
um
D
H
um
H
T sinh(kh )
另一泥沙起动判数
M
um
2
s
gD
4
ta n
3 C D C L ta n
无限长水平床面上单沙粒 的起动受力分析
重力(竖向，浮重)
W s g
泥沙密度
D
6
3
无限长水平床面上单沙粒 的起动受力分析
水流拖曳力与惯性力的相对大小
FPm FD m D 1 C m 6 4 1 Cm D 3 C D Am
(4)运动形式随水流强度的变化
① 接触质：泥沙颗粒始终与床面接触，沿床面滑动和滚动， 数量较少 ② 跃移质：泥沙颗粒短时间跃离床面，前进一段距离后落 回床面-推移质运动的主要形式 ③ 层移质：泥沙颗粒成层移动或滚动 ④ 悬移质：水流中紊动较强，充满了大小不同的漩涡，漩 涡尺寸大于泥沙粒径，漩涡向上分速大于泥沙沉速，泥 沙颗粒长时间悬浮于水流中前进，不与床面接触
u s ns
qb
D Ws sg ns 6
3
s
s 1 g D
3
1 0
m
c
1 2 m
0 .7
1 2 c
(1)基于受力分析的推移质输沙模型
qb 1 0
s
s 1 g D
3
m
c
1 2 m
0 .7
第五章
沙质海岸的泥沙运动
5. 本章总纲
5.1 概述 波浪作用下的泥沙起动
5.2 波浪作用下的推移质运动
5.3 波浪作用下的悬移质运动 5.4 波流共同作用下的泥沙运动
5.5 近岸区泥沙运动特点
5.1 概述
1～4章：波浪、近岸流、潮波
本章(5)：沙质海岸泥沙运动（无粘性泥沙）
Hr Lr
C
沙纹波陡较大，接近于常数
m
0 .8
Hr Lr
0
沙纹消失，泥沙层移