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泥沙运动力学读书报告解析
《泥沙运动力学》读书报告
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泥沙运动力学
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《泥沙运动力学》读书报告
摘要：
泥沙运动力学是一门综合性基础技术科学，主要研究泥沙在重力、流水、波浪和风力等作用下的冲刷、搬运和沉积过程以及这些运动过程所造成的宏观地貌演变。
微观上，泥沙颗粒在流体作用下起动、跳跃悬浮和沉降这些过程依赖于颗粒的物理性质、矿物成分和流体的力学特性和边界条件。
宏观上，泥沙运动导致地貌发育和环境演变从更为长期的眼光看，泥沙运动是固体物质从山区搬向平原和海洋、造成冲积平原和三角洲、在海洋沉积形成岩石的循环中的重要一环。
泥沙运动引起的环境变化对于生态学具有重要意义。
关键词：
泥沙运动力学；非恒定流；河床演变；高含沙水流
1泥沙的形成及性质
泥沙是指在流体中运动或受水流、风力、波浪、冰川及重力作用移动后沉积下来的固体颗粒碎屑。
岩石风化是产生泥沙最主要的来源。
除此之外，生物的骨骼和介壳，火山爆发时喷出的火山灰、火山渣、飞石，海底或温泉外流的岩浆，陨石通过大气层时的分解物都可能成为泥沙颗粒。
1.1泥沙的颗粒性质
组成泥沙的个别颗粒，其性质直接或间接的反应了泥沙过去的历史。
例如泥沙的大小和移动介质及流动速度有关，泥沙的形状和圆度则涉及移动介质、移动距离及移动强度，矿质组成指出泥沙可能的来源和搬运距离，方位决定于水流运动的方向和泥沙沉淀时的受力情况，表面组织则反应泥沙受磨蚀的历史以及因溶解而起的变化。
根据这些性质，泥沙的来源以及如何受力冲刷、移动和沉积的经过都可以得到一个概括的轮廓。
对于卵石以上的泥沙，一般常直接量测在三个成正交方向的直径，求出它们的平均值。
由卵石以至细砂，筛析法是最简捷的决定颗粒大小的方法，由此所得到的结果只能指出泥沙大小介于上下两筛孔之间，亦即只能知道大小的范围，而不知其绝对值，在这一范围内的平均尺寸，可以采用代数平均
，也可以采用几何平均
，也有采用
的；筛析法所提供的粒径，既不是泥沙颗粒的最大粒径，也不是最小粒径，而是介于这两者之间的中间粒径。
自细砂以下，其颗粒大小可用显微镜法或沉降法量测，前者所测得的只是某一个投影面上的尺寸，后者则根据泥沙的沉速反求与该颗沙粒比重相同、沉速相等的球体的直径（这一直径又称为沙粒的有效粒径或沉降粒径）。
有效粒径不但和沙粒大小的绝对值有关，而且还包含了顺粒的形状及比重等因素，也有用同体积的球体的直径来表示泥沙颗粒大小的，这样求出的粒径称为等容粒径[]。
球体的沉速可以下式决定：
（1）
（2）
式中，
为球体沉速，
为阻力系数，
及
分别为球体及液体的密度；
为重力加速度；D为球径；Re为雷诺数；v为液体的运动黏性系数。
1.2颗粒的群体性质
通常所谓泥沙，并不是指单独的泥沙颗粒，而是指无数不同大小、不同形状及不同矿质的泥沙颗粒的混合体。
泥沙顺粒虽然并不胶结成一个整体，但是许多有关泥沙的性质却正因沙粒的集体存在而表现出来。
1.2.1粒径分布
泥沙粒径的分配情况和均匀度不但直接反映母岩的性质和泥沙所受到的水流分选作用的强弱，而且和泥沙搬运量的大小也有密切关系。
表示颗粒级配的方法很多，主要有三种惯用的方法：
梯级频率图、累计频率曲线和微分频率曲线。
1.2.2岩组分析
正像组成泥沙的各种颗粒大小并不一致那样，它们的方位也各有不同。
泥沙颗粒方位分布的研究称为岩组分析。
前面说过，泥沙颗粒的方位可以用长轴（或其他轴）的方位角及倾角来表示。
如果我们设想把泥沙颗粒按照它的天然方位放在一个空心圆球的中心，把长轴延伸出去和南北半球壳各交在一个点，然后画出南半球的极坐标地图，这时长轴穿透球壳的点在极坐标地图上的位置就同时代表了泥沙颗粒的方位角及倾角。
这样所得到的图称为岩组图，图上每一个点代表某一颗泥沙的长轴位置。
如果这些点子群集在一起，正是说明泥抄在运动或沉积过程中取得了某种特殊的方位。
为了更好地说明点群集中的程度，可以绘出单位面积内点子数目的等值线图，而且一般常用相对的数字来表示这些等值线。
1.2.3孔隙率
泥沙中孔隙的容积占总容积的百分比称为孔隙率。
泥沙孔隙率因沙粒的大小及均匀度、沙粒的形状、堆积的情况以及堆积后受力大小及历时久暂而有不同。
从理论上来说，泥沙的颗粒大小应该和孔隙率并无关系。
但是实际上，细颗粒泥沙往往比粗颗粒泥沙含有更多的孔隙，这是由于细颗粒的表面面积相对较大，使得颗粒间的摩擦，吸附及搭成格架的作用增大的缘故。
例如粗砂的孔隙率一般为39～41%，中砂为41～48%，细砂则为44～49%。
如果砂土中夹杂有少量粘土，孔隙率可以增加到50～54%。
粒径均匀的泥沙的孔隙率也最大。
这是因为，对于组成不均匀的泥沙来说，粗颗粒间的孔隙可以由细颗粒来填塞。
根据试验结果，大小不一的圆球混合体的孔隙率有小到15%的。
天然泥沙的孔隙率一般都在25～50%之间；小于0.005毫米的泥沙在沉淀时如成絮凝结构，孔隙率有高至90%的，这是上游来沙量以外影响水库淤废速率的重要因素。
1.3浑水的性质
浑水中泥沙颗粒的存在使浑水的粘滞系数增大，甚至不再成为牛顿体。
其原因如下：
（1）流线在固体颗粒附近的变形。
对于非球形颗粒，特别是对于片状或棍状的颗粒，在流体受剪切后，将重新安排它们之间的位置，使长轴平行于剪切的方向。
（2）细颗粒之间因絮凝作用而形成絮团、集合体和网架结构。
这种絮团和结构往往很脆弱，对剪切作用很敏感。
一方面，它们在剪切作用下很容易被破坏，另一方面又很容易恢复和重新形成。
（3）颗粒（特别是棍状的颗粒）及其吸附水膜，以及因絮凝作用形成的链或框架具有一定的弹性。
当剪切速率增大或减小时，颗粒的排列、絮团和结构的破坏以及再形成的情况也将随之而发生变化，而且这样的调整一般需要一定的时间。
所以，对于含非球形的特别是含细颗粒泥沙的浑水来说，剪应力与切变速率之间的关系往往是随其受剪时间和过去的历史而变的，即浑水是与时间有关的非牛顿体，而并非与时间无关的纯粘性非牛顿流体。
由于颗粒吸附水膜及絮凝形成的链或框架具有一定的弹性，含细颗粒的浑水还可能是粘弹性体。
对这两类物体进行数学处理是十分复杂的。
所幸的是，在稳定、均匀的流动中问题可以简化。
一是在这种条件下弹性力并不表现出来，它不参与力或动量的平衡。
正像一根弹簧作等速运动而不受瞬时变化的力的作用时，其长短不会变化，同一根铁棍没有什么差别再者，在这种条件下颗粒的排列将达到一定的水平，絮团、结构的破坏和形成也将维持一定的平衡。
由于以上两个原因，完全可以把它作为纯粘性的非牛顿体来处理。
当然，在遇到急速变化的不稳定流动和断面有突然收缩、扩大的流动时，这样的简化很可能与实际有较大的偏离。
2泥沙的沉速
泥沙在静止的清水中等速下沉时的速度，称为泥沙的沉降速度，它是标志泥沙运动特征的一个重要物理量。
在各种沉淀池的设计计算和生产运用中，在河流、渠道的各种泥沙问题中，泥沙的沉降速度都是一个最重要的，也是一个最基本的参数。
因此，研究泥沙问题，无论通过物理模拟，还是通过数值模拟，均应提供可靠的泥沙沉降速度指标。
尽管泥沙沉速有这样重要的意义，但是关于泥沙沉速的研究工作仍然进行得不够充分。
2.1单颗粒泥沙沉速
泥沙颗粒在静水中下沉时，它的运动状态与沙粒雷诺数
有关，此处v为清水的运动粘度，d及
分别为单颗粒泥沙的粒径与沉速。
当沙粒雷诺数Re>0.5时，泥沙颗粒基本上沿铅垂线下沉，附近的水几乎不发生紊乱现象，这时的运动属于层流状态，浑液而沉速符合均匀沉降的特点。
当沙粒雷诺数Re>1000时，泥沙颗粒脱离铅垂线以极大的紊动状态下沉，附近的水产生强烈的绕动和涡动，这时的运动属于紊流状态，浑液而沉速符合压缩沉降的特点。
当沙粒雷诺数0.5>Re>1000时，泥沙颗粒的下沉处于过渡状态，浑液而沉速符合过渡沉降变化的特点。
表达单颗粒泥沙沉降速度的公式是张瑞瑾从过渡区的动力平衡方程式出发而导出的：
（3）
式中为
泥沙容重，
为清水容重，
及
是按实测资料确定的无因次系数。
参照各家资料，用
，
代入
（1）式可得：
（4）
经实测资料的验证表明，式（4）可以同时满足层流区、紊流区及过渡区的要求。
也就是说，式（4）是表达泥沙沉降速度的通用公式。
这是因为：
由层流状态到紊流状态的过渡不是突然完成，而是逐渐完成的。
如温度不变，当粒径增大时，属于滞性阻力作用的影响会逐渐减小，并当粒径d趋于临界值后，滞性因素的作用可以忽略不计，这时只有紊动阻力的因素起着决定作用。
当粒径d减小时，两种阻力的作用关系与上述情况正好相反。
2.2泥沙群体沉速
高浓度下粘性泥沙的沉降属于群体沉降的性质。
关于群体沉降的沉速公式的研究，从机理上大致可以分为两类。
一种是以Micliaels和Bolger[]为代表，采用修订过的Richardson型公式。
Richardson曾从量纲分析入手，根据高浓度的沉降阻力类似渗流阻力的物理图案出发，成功地导得无粘性泥沙高含沙浓度对沉速影响的公式：
（5）
式中
表示体积含沙浓度为
时的群体泥沙沉速；m为指数[]，Richardson等人的试验研究，在层流区，m取值为4.65；郭慕孙等人则认为m为4.91；而钱宁等人在试验中发现m并非常数，而与雷诺数有关，且随着雷诺数的提高而减少，最小时为2.25；王兆印[]等人的试验表明，m为7.0～7.5。
由此可见，m值变化很大，使得式（5）的应用受到很大的限制。
2.3泥沙沉速影响因素的分析
影响泥沙沉速的因素很多，如含沙量大到一定程度之后，沉速计算公式必须考虑含沙量的影响。
这种影响与泥沙粒径的粗细关系甚大；而对于d<0.01mm的细颗粒泥沙而言，水质对泥沙沉速的影响是不容忽视的。
在此范围内，含沙量对沉速的影响，是和水质对沉速的影响结合在一起而通过絮凝起作用的。
由此可见，絮凝作用也是影响泥沙沉速的重要因素。
对于处在分散状态的粗颗粒泥沙，由于不存在絮凝现象，当含沙量从零开始逐渐增大时，沉速将从清水单颗粒沉速开始，逐渐减小。
而对于可能发生絮凝现象的细颗粒泥沙则不然，当含沙量从零开始逐渐增大时，沉速将从清水单颗粒沉速开始逐渐增大，当沉速达到一个峰值之后，则将随含沙量的增大而逐渐减小，一直到小于清水单颗粒沉速之后，还继续减小。
沉速大于清水单颗粒沉速的阶段，属于絮凝起主导作用的阶段；而沉速小于清水单颗粒沉速的阶段，属于其它几种因素起主导作用的阶段。
含沙量的进一步增加，絮凝结构将充分发展和迅速扩大，最后形成一个整体絮凝体的下沉。
此外，异重流对泥沙沉速的影响也是不可忽略的因素，目前，在这方而的研究工作不够完善，特别是在各种水处理沉淀池中出现的由于进水与池内水的温差或是浓度差所引起的异重流现象还有待进一步研究。
3水流的紊动
泥沙运动与水流的紊动现象有密切关系。
悬移质所以能抗拒重力作用，在垂线上保待定分布，完全是水流紊动引起上下水团交换的结果。
泥沙的起动和推移质运动也与水流紊动引起的床面附近流速、压力的脉动密切相关。
3.1紊流的基本特性
紊流运动呈随机性，即速度、压强等均随时间、空间作不规则的脉动；耗能性即除了粘性耗能外，还有更主要的由于紊动产生附加切应力引起的耗能；扩散性即除分子扩散外，还有质点紊动引起的传质、传热和传递动量等扩散性能。
自然界和实际工程中的流体运动，绝大多数都是紊流。
紊流运动对于流场中的速度、压力、温度和物质浓度的分布，起着决定性的影响作用。
由于紊流现象的复杂性，紊流运动以及与之相联系的质量、动量和能量输运现象都极难描述，而且也几乎不可能进行解析预测。
紊流按其流动特点可分为：
（1）各向同性均匀紊流，是一种假想的紊流模型，其紊动特征在各空间点是一样的，在各方向也是一样的。
在这种紊流中没有流速梯度，因而没有剪切应力。
局部各向同性紊流是只考虑小尺度涡旋为各向同性的一种紊流模型。
（2）剪切紊流，是指有时均流速梯度，因而有剪切应力的紊流，它又可分为自由紊流和壁面紊流。
3.2紊流理论的研究进展
由于紊动的复杂性，目前还没有一套完整的理论可以全面地说明紊动现象的各个环节。
已有的工作都是借助于一些半经验性的假定，来树立交换运动所产生的紊动应力与时均流速间的关系[]。
普朗特与1925年首先模拟气体分子运动中动量交换的机理，并用来解释流水中由于紊动作用所产生的掺混现象，创立了紊流的掺混长度理论。
替代单颗粒空气分子运动的，是一个成为“漩涡”的水团的运动；替代空气分析平均自由行程的，则是所谓紊流的掺混长度。
卡门假定：
（1）除了在周界附近以外，紊流现象与水流的黏性无关；
（2）在水流中各点紊动的基本格局彼此相似，所不同的只是时间和长度的尺度。
在紊动现象中，最具代表性的长度是掺混长度[]。
另一方面，时间尺度可以包括流速尺度以内，而形成流速分布的主要部分则为流速的连续微分。
由普朗特及卡门所创建的紊动掺混长度理论，在推导紊动剪切流的流速分布时取得了一定的成功，但这样一个理论所反映的紊动交换现象的物理图画却是间歇性的，即是通过运动——掺混——再运动——再掺混的过程来完成紊动扩散。
3.3泥沙粒径对水流紊动的影响
泥沙颗粒的粒径不同，对水流稳定性和干扰源的影响是不同的，对水流紊动影响有着很大的差异[]：
（1）颗粒粒径越小，与水流的相对运动越小，含能涡也越难脱离颗粒，不会产生额外的紊动涡；颗粒粒径越大，则与水流的相对运动越大，越容易造成水流与沙粒的分离，在造成更大的干扰源的同时，会产生额外的紊动涡。
（2）颗粒越细，对边壁的掩蔽作用越强，使壁面更加光滑；而颗粒越粗，不会对壁面起到掩蔽作用，相反会增大壁面的凹凸度，使壁面更加粗糙。
也就是说，从对壁面作用来看，细颗粒有减小干扰的作用，必然导致紊动减弱；而粗颗粒则大大增强了壁面的干扰，必然导致紊动增强。
（3）含沙水流中，必然存在着颗粒与壁面的碰撞和床面上的推移质运动。
对于细颗粒来讲，这种作用强度是非常弱的，而粗颗粒与壁面的碰撞、颗粒的滚动、跃移都是比较强烈的，势必大大增强对水流的干扰。
4沙波运动
沙波运动是冲积河流泥沙运动的重要形式，也是冲积河床阻力的重要组成部分，掌握了床面形态几何特征与水流泥沙条件的关系，就能对冲积河床阻力、推移质输沙率等一系列重大问题作出较合理的解答，因此，研究沙波运动规律就显得至关重要。
4.1沙波运动与推移质输沙率的关系
沙波运动是推移质集体输移的表现形式。
沙波是在水流作用下形成的，与水流强度息息相关。
室内试验表明：
随着水流强度的不断增大，沙波尺度的变化过程大体是由静平床床面沙粒聚集所形成的波高较小的沙纹，到波长、波高逐步增大的沙垄；在沙垄达到最大最高后，随着水流强度的进一步增大，沙垄逐渐趋于衰亡，并形成所谓的动平床。
在这一过程中，波高随水流强度的变化呈先增后减的基本规律，但是推移质输沙率与水流强度却并不是线性相关的变化规律。
现有的多数研究成果仅能描述沙波随水流强度增大而增加的变化，很少能全面反映其先增后减的全部变化过程。
詹义正[]从沙波运动是动力学交互作用这一点出发，分析了同一断面水流在流经沙波不同位置处动量不同的特性后，以沙波背流面上的水体为隔离体，最终建立纯理论的沙波波高随水流强度的增加先增后减的理论公式
。
该公式与1960年张伯年根据长江实测资料建立的一个能较好反映沙波运动规律的经验公式
的结构形式完全一样，且不具有量纲不和谐的缺点。
4.2波、流作用下的沙纹
在海滨区，由于波浪和水流的作用，会产生多种的沙纹形态，这些不同形式的沙纹有着各种各样的平衡断面形式和尺度，在一些区域内它们互相转化，但仍可归纳为两种典型沙纹形式，滚动沙纹和涡动沙纹[]。
滚动沙纹形成于初期，很不稳定；涡动沙纹相对稳定，并广泛存在，是沙纹中最重要的一种。
后者因为沙纹的长度是波浪质点运动轨迹的函数，又称轨道沙纹。
涡动沙纹的剖面形状为三角形，两侧的斜坡都很平缓。
沙纹周围的流动特性取决于沙纹背水面产生的涡的强度，泥沙输运则是泥沙滚动到沙纹的另一侧，致使沙纹不断向前运动。
这种涡动沙纹很大程度上决定着床面阻力和波浪衰减。
波流共同作用下的脉动强度沿水深分布主要有两种典型断面，一种是脉动强度在近底处达到最大值，然后沿水深急剧减小到一定数值后，再沿水深缓慢减小，上部分的分布比较均匀，主要出现在波峰处；另一种是脉动强度从底部开始沿水深增加，达到最大值后沿水深逐渐减小，这种断面会出现两个或多个峰值，出现在两个沙纹的沙纹波峰之间出现，它对应着存在分离涡的情形。
5冲积河流的阻力
水流的阻力常常通过周界的阻力系数来反映，阻力系数可以有不同的表达方式，其中包括谢才系数C，曼宁系数n及达西-韦斯巴赫阻力系数f，它们之间可以相互转化：
（6）
这些阻力系数的一定表达形式就等于水流平均流速v和摩阻流速u的比值，而后者又可以通过流速分布积分得来，如由Kuelegan对数流速分布公式可得到
（7）
式中x为流态校正系数。
因而水流的阻力也可通过床面粗糙度
来表示。
式（7）也可近似地用Manning-Strickler公式表示：
（8）
冲积河流的阻力计算方法可分为两大类，一类是按不同的阻力单元，如沙粒阻力、沙波阻力等，分别计算其阻力，然后再叠加组合，该途径在机理上比较明确，各种因素的变化可以分别考虑；另一类是直接计算总阻力，虽然未考虑阻力形成的机理，但由于该途径计算简单，实际工程设计和研究中也有应用。
5.1沙粒阻力
沙粒阻力即为床面的表面阻力，一般均采用清水定床时的水流阻力计算公式。
有两种形式的公式，一是对数公式，即式（7）；二是指数公式，即式（8）。
值得注意的是，式（7）可适用于紊流各区，而式（8）仅适用于粗糙区紊流，且水流属粗糙区紊流时，式（7）和（8）在
的范围以内区别不大，但式（8）不需试算，而式（7）需试算。
沙粒阻力计算的关键在于上述各式中，沙粒粗糙度
的选取。
目前在的选取上，还有不同的认识，结果也相差很大，但一般都可用
来表示，式中
表示某一床沙代表粒径。
如Einstein取m=1，r=65；Engelund取m=2.5，r=60；Ackers-White取m=1.25，r=35；Karnphuis取m=2.5，r=90等[]。
5.2沙波阻力
随着水流强度的变化，动床床面会出现沙纹、沙垄、动平整、沙浪等沙波形态。
床面形态的不同，河床水流阻力也会随之而变化，这主要是由于沙波阻力的变化造成的。
因沙波阻力大小直接与沙波的几何形态尺寸相关，因此Vanoni-Hwang，Chang、郭俊克和惠遇甲[]等根据实测资料建立了沙波阻力系数与沙波几何尺寸（波长L及波高H）间的关系。
但由此导出的方程式不能直接用来预报一定水流泥沙条件下沙波阻力的具体数值，还需要建立沙波尺寸与水流泥沙条件的关系。
有鉴于此，更多的学者避开沙波尺寸这一中间环节，直接建立沙波阻力与水流泥沙条件间的关系。
5.3新方法、新理论在泥沙研究中的应用
河床阻力问题是泥沙运动力学基础理论研究的重要内容，其理论框架在50年代已基本形成，而且在70年代以前已经发展得比较成熟，在最近的20年内，除一些零星的重大成果外，并无突破性进展[]。
国内外学者提出的冲积河流阻力计算方法，各家理论及公式各有所长。
目前泥沙研究已经发展到从百家争鸣向成熟转变的阶段。
利用大量的野外和实验资料对各家理论和计算公式进行检验和对比，筛选和推荐适用范围大，精度高，且结构合理的理论和公式，将推动泥沙理论在工程上的应用。
如钱宁对推移质公式的比较，虽然其比较仅限于无沙波的平整床面情况，但其比较结果还是大大加深了对推移质理论的认识。
同样对于冲积河流阻力问题，也应通过分析评价各家理论，开发专用计算机软件对各家公式进行验证和对比，将使泥沙运动理论获得质的提高。
自80年代以来，人们注意到研究领域里的两个值得注意的趋向和特点。
一是许多学科前沿难题的突破，大多得益于学科（包括有关的边缘学科）间的交叉渗透，如泥沙运动力学与环境学交叉产生的环境泥沙学；另一个则是一些新理论、新方法日益活跃地渗入或被引入各类工程技术难题的研究。
在这方面四川大学水电学院作了一些探索，他们将模糊数学理论、分形理论等引入泥沙研究中。
泥沙运动理论，目前的研究大多借助于公式表示出来。
就目前泥沙运动理论的发展水平，人们已充分认识到冲积河流阻力问题，是一个复杂的非线性系统，光靠简单的公式有时是很难得到较高的预测精度。
人工神经网络（ANN）理论则模仿人脑的思维，作出判断和预测，它可以借助有限的实测资料获取经验，揭示输入资料潜在的效应和变化趋势，无须用户建立函数关系，并能自行确定“经验”的使用范围，对复杂的非线性系统尤为有效。
近百年来，全球范围内已积累了大量的实验室和天然河道的输沙资料，为充分发挥这些数据库的作用，因此将ANN理论运用到泥沙研究中来应该受到足够的重视。
6泥沙的起动
河口海岸区多为沙、粉沙和淤泥所覆盖，在波浪作用下极易起动。
波浪作用下的泥沙起动问题，是河口海岸动力学中的一个基础问题，也是开发河口海岸资源时首先需要明确的问题，又是泥沙研究中的前沿课题。
多年来国内外学者对此问题进行了大量试验研究，然而由于缺少对泥沙颗粒受力情况的全面考虑，使所得公式不具备普遍性，制约了学科的发展和工程上的应用。
作者曾通过对水流作用下床面泥沙颗粒受力情况的全面分析，导出了水流作用下粗细颗粒泥沙的起动公式。
该水流作用下的起动摩阻流速公式为[]：
（9）
式中
为底部糙率高度，
，
和
分别为颗粒和水的密度，g为重力加速度，d为泥沙粒径（即中值粒径），
为泥沙密实系数，
为黏结力参数，h为水深，
为薄膜水厚度参数。
在此研究基础上通过惯性力的考虑，阐明波浪作用下粗、细颗粒泥沙包括轻质沙的起动规律，为研究和解决河口海岸泥沙问题，提供一个基础公式。
6.1泥沙起动的判别
从理论上讲，与起动临界条件相应的输沙率应为零，但这样的标准实用意义不大。
因为，即使在水力指标远较Shields所规定的泥沙起动指标为小的前提下仍有泥沙运动，只不过运动强度较小而已。
因此，所谓的起动临界条件，实际上总是反映一定的颗粒运动强度，或其处于运动状态的概率。
在清水冲刷条件下，泥沙的起动就是床面粗化的开始，起动过程又是河床组成不断变化的过程。
因为，在水力因素不变的情况下，随床面粗化程度的加大，输沙率越来越小，对同一粒径级的泥沙颗粒来说，起动概率越来越小。
在有泥沙补给的条件下，情况更为复杂，从而使得起动的判别标准更难确定。
故将起动标准定为一个常量，在理论上还需进一步探讨。
一般影响泥沙起动的因素主要有两个方面，即水流条件和泥沙条件。
对水流条件原来仅考虑平均流速，现在考虑了脉动及其所对应的概率，从理论角度上看，是比较合理的。
但还有一个重要的因素，即泥沙条件，考虑得不是很完善。
如对均匀沙，当某个颗粒完全暴露于床面上时与其完全隐蔽时，或位于某个位置时，即使水流条件相同，其起动条件也不同。
这说明对于一定粒径的泥沙颗粒，在一定的起动标准下，其起动条件并非为一个常量，而是随泥沙颗粒在床面的相对暴露度而变。
对非均匀沙，不但与泥沙颗粒在床面的相对暴露度有关，且与级配有关。
7推移质运动
水流与河床的交互作用表现为推移质输移运动，因此推移质运动对河床冲淤演变有重要影响。
河床演变的根本原因是输沙的不平衡，更深层的原因是动床水沙两相流的内在矛盾和非恒定流外部条件，即进口水沙、出口侵蚀基准与河床周界。
在淤积和冲刷的发展过程中，河床和水流通过改变河宽、水深、比降及床沙组成，使本河段的水流挟沙能力与上游的来沙条件趋于相互适应，从而使淤积和冲刷向着停止的方向发展达到平衡状态。
由于输沙的平衡状态是相对的、暂时的，非平衡状态的调整过程是永恒的，而床沙质输沙率是动床水沙两相流运动中的基本属性特征量，所以很多学者都对确定推移质输沙率有强烈[]。
7.1推移质的运动特点
推移质泥沙颗粒的主要运动形式有滑动、滚、跃动，其中跳跃
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