《泥沙运动力学》读书报告

1、精选优质文档-倾情为你奉上精选优质文档-倾情为你奉上专心-专注-专业专心-专注-专业精选优质文档-倾情为你奉上专心-专注-专业 泥沙运动力学读书报告课 程 名 称泥沙运动力学姓 名学 号专 业港口海岸及近海工程指 导 教 师提 交 日 期第一部分 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( 或简称泥沙沉速) , 它是泥沙的重要水力特性之一。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( 即模型试验) , 还是通过数值模拟, 均应提供可靠的泥沙沉降速

2、度指标。泥沙在液体中的沉速是标志泥沙运动特征的一个重要物理量。在这一部分内容里，将采取由简入繁的方式，详细讨论泥沙的沉降规律以及影响泥沙沉速的各种因素。对一个在无限静止水体中做等速沉降运动的孤立圆球做受力分析，圆球在静水中因受重力W的作用而下沉，在下沉的过程中，要受到水流的阻力F。球体的运动速度较小，重力大于阻力，圆球以加速度前进，球体所承受的阻力在行进中不断加大。当圆球在静水中的重力W等于受到的水流的阻力F，从而可以得到沉速公式。泥沙颗粒在沉降过程中将会带动周围的水体，使水体也发生运动：当雷诺数小于0.4时，泥沙下沉所引起的水体加速度的作用远小于水流黏滞性的作用，这时，水流的惯性力远小于黏滞

3、力，可以忽略不计；随着雷诺数的加大，水流的惯性渐趋重要，发生显著黏性变形的区域愈来愈局限于球体表面附近，水流也开始产生分离；当雷诺数达到2x104时，球体表面边界层内的水流仍属于层流，随着雷诺数的进一步加大，到了个另一个临界状态，边界层内的流态也由层流转变为紊流，水流分离点忽然后移，分离区缩小，区内的压力增大。含沙浓度对沉速的影响1：当一颗沙粒在沉降过程中，将会引起周围的水流也发生运动；泥沙在沉降中同时带动了周围的液体，液体也伴随向下运动；大量泥沙颗粒的存在将使浑水的密度加大，从而也使其中每个沙粒所受到的浮力加大，影响它的沉速。紊动对沉速的影响：由于水流的脉动性质，使作用在沙粒上的外力不能经常

4、保持平衡，再加以涡体的旋转作用，颗粒在沉降中不断打转，不能以最稳定的方位下沉；由于脉动流速的大小和方向都不断因时因地而改变，使沙粒在沉降中有时受到加速运动，有时又受到减速运动。水流中存在紊动，将使颗粒顶部的分离点位置以及颗粒表面的压力分布发生变化，从而使颗粒所承受的阻力减少或者增大。20 世纪90年代, 曹如轩、钱善琪等人对高含沙浑水沉降特性及群体沉速的研究又有新的发展, 得出含沙量对粗颗粒泥沙沉速的影响规律。他们认为, 粗沙高含沙浑水的相对粘性随含沙量增大而增大的规律不及细沙高含沙浑水那样敏感, 但即使前者流型为牛顿体时, 相对粘性值也不低于2。因为粗沙高含沙浑水的粘土含量小, 粒径组成粗,

5、 流型转换的临界含沙量大, 故泥沙的沉速可忽略非牛顿体的影响。此外, 增大含沙量, 也增加了泥沙的绕流阻力。当泥沙作群体沉降时, 由于粗颗粒泥沙相互碰撞以及粗沙与细沙悬浮质的碰撞, 等效于增大了颗粒在沉降方向的阻力, 使沉速减小。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 0.01 mm 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。结合各家实测资料分析可得: 对于

6、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, 向上的补偿水流将穿过絮凝结构中的极不规则缝隙曲折

7、上行, 使阻力加大, 而沉速将进一步减小。这种情况的沉降特点为, 只要粒径差别不大, 沙粒将被絮凝结构网络在一起, 以同一速度下沉。这一阶段可被认为是絮凝再一次起主导作用的阶段。对于粗细颗粒的混合沙, 细颗粒的沉降规律和前面讲的基本一致; 粗颗粒的沉降规律和前面讲的略有不同。尽管粗颗粒本身在含沙量不是十分大时仍然处于分散状态, 但因是在细颗粒构成的介质中下沉, 将间接受到浑水粘度的改变及絮凝结构的影响3。此外, 异重流对泥沙沉速的影响也是不可忽略的因素, 目前, 在这方面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。第

8、二部分 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，在垂线上保持一定分布，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。通过雷诺数大小来判断水流形态。雷诺数越小，表示黏性的稳定作用远过于惯性作用的破坏作用，水流属于层流范围；如果雷诺数越大，则进入紊流范围。当雷诺数小于2000左右时，水流属于层流；当雷诺数超过1000012000时，水流进入紊流范围。这部分内容还包括了猝发现象的历史回顾、观测结果及其形成和发展模式。查阅相关水流紊动文献，在弯道紊动强度方面有以下成果4-7：(1)紊流核心区内,弯道进口至

9、弯顶段及弯道出口断面,纵、横向相对紊动强度沿垂线分布规律基本符合线性分布,仅不同断面处的斜率和截距有所不同,且由凸岸向凹岸其值逐渐增大;在弯顶至出口段,纵、横向相对紊动强度沿垂线的分布可视为曲线分布,由凸岸向凹岸其值逐渐减小。(2)近壁处z/H沙垄平整沙浪急滩与深潭沙纹的起因：局部扰动所引起的近壁层流层的波动；床面作用力的平衡条件。对沙纹的形成和演化试验研究，目前只是对其床面可能出现的扰动形式、外部流动条件变化对沙纹演化的影响进行宏观的研究，但水流中大尺度紊动结构和沙纹的形成以及沙纹尺度的关系还需要进一步探讨，特别是扰动产生的紊动结构需要进行定量化研究。基于流动稳定性理论分析，认为小尺度沙纹的

10、形成，主要是由于明渠层流不稳定性波或床面近壁流层中小尺度拟序结构发展演化所致。当床面边界附近扰动波或拟序结构以及水流自身所产生的床面底部剪应力Shields 剪应力后, 床面即产生动力响应,形成沙纹；如果扰动所产生的扰动剪应力频率接近床面泥沙固有频率,则产生与泥沙颗粒的共振,这种现象也称之为泥沙的检波性质。此时床面发生最大响应,沙纹发展速度也最快。基于修正的弱非线性稳定性理论建立了层流情况下明渠流动沙纹形成机理的数学模型,模拟结果与已有的试验资料进行对照,结果表明模型能在一定程度上揭示沙纹形成的机理。从已有的研究成果可以看出,水流作用下的掀沙过程主要取决于其底部边界层中拟序结构的作用,在泥沙运

11、动未达到悬扬条件时,拟序结构的发展演化直接影响着床面形态,如沙纹的形成和发展。而在达到泥沙悬扬条件时, 拟序结构中猝发喷射又对悬移质泥沙的上扬起着强烈的决定作用。对此，需要试验研究拟序结构与床面形态之间的关系,并从理论上来描述层拟序结构的掀沙机理，建立床面形态发展与悬扬过程的力学模式，同时利用流动稳定性理论和湍流的高级数值模拟对水流与泥沙的相互作用进行研究。沙垄及沙浪的成因：有两种不同的考虑，一是把沙垄和沙浪同意作为水流的稳定性问题来处理，二是把沙垄看成是紊动结构的扰动所引起，把沙浪看成是睡眠波动的直接产物。研究沙波运动的意义：沙波是冲积河流阻力的主要组成部分之一；沙波的发展消长有时会造成水位

12、流量关系的异常现象；根据沙波尺寸及运动条件可以估算推移质输沙率。2008 年3月6日至2008年4月9日，在南海北部外陆架与陆坡上的沙波区进行了海底流速的连续观测，观测结果表明潮流与海流较弱， 但时有流速达3077cms1 的海底强流发生。强流方向与南海北部内波传播方向相对应，多分布在偏NW 向与偏SE 向。偏SE 向流强于偏NW向流，与内波在传播方向上的下坡流大于上坡流的特征一致。对流速序列进行了旋转功率谱分析结果表明，高于M2分潮的频率中，众多的振荡分量具有内波流性质，说明阵发性强流为内波所致。采用观测流速计算了沙波的移动速度，计算结果得出强流能起动海底泥沙，由于NW 向传播（上坡方向）的

13、内波导致了SE向（下坡方向）的净流动，沙波偏SE向移动，但沙波移动速度不大，小型沙波移动速度小于16ma1。采用潮流、风暴潮耦合模型计算了强台风驱动的海底流速过程，表明潮流、风暴潮耦合也能移动海底沙波，但沙波移动方向与台风路径相关，不一定为SE向，且移动距离更小，潮流、风暴潮耦合不是沙波移动的主要动力机制8。沙波分布区域油气资源丰富，油井众多，沙波的移动能对海底油管造成隐患，因而沙波的稳定性受到了广泛的关注。对于调查海域沙波的稳定性已有较多的分析，但对沙波移动的动力机制与移动方向尚没有统一的结论。冯文科等、王尚毅等根据少量的底流观测资料，计算得出沙波在底流作用下缓慢向海移动，认为潮流与海流是动

14、力条件。陈鸣分析了底流与台风浪耦合作用下的沙波稳定性，得出底流与波浪难以起动海底泥沙，沙波稳定。王文介定性分析潮流与内波是沙波形成的动力条件，吴建政等则认为潮流与风暴潮的耦合作用才能起动泥沙，由于落潮流是SE方向，所以沙波向海移动。彭学超等也认为潮流与海流是沙波移动的动力条件，但彭学超等认为沙波向岸（NW向）移动。由于目前对沙波的移动没有进行直接观测，分析沙波的稳定性尚依赖于流速资料。现有研究工作中所用的流速观测资料较少，难于确定海底强流的性质， 因而并不能确定沙波移动的动力原因。到目前为止，在南海北部陆坡海域的流速观测尚不多。1988年3月珠江口外东南约200km，水深300m 处的连续观测

15、流速中，50、100、200 和300m层的平均流速都小于15cms1，这样的平均流速是不能起动海底泥沙的。但观测流速中时有强流发生。方文东等分析东沙群岛附近海域观测的海流后，得出突发性强流有孤立内波与内潮特征。邱章等也同样观测到了东沙群岛附近的内潮及内波。Hsu等、Zhao等采用卫星影像分析了南海北部内波波包的分布，发现南海北部海域是一个内波活动频繁的海域。陆坡上的内波对泥沙运动作用极大，Cacchione在实验中发现向岸传播的内波能起动陆架与陆坡的泥沙。Holloway 等在倾斜地形上的内波传播数值试验及观测结果中，内波产生的流在底部受到强化，与传播方向相同的上坡流小于下坡流。Noble

16、等在陆坡海域的观测中，同样发现非性内潮在海底产生强流，能起动泥沙并产生泥沙的向海净输送。海底沙波的形成与内波活动的关系早已发现。张兴阳等在国内外研究基础上，总结了内波对沙波形成与迁移的作用。鉴于陆坡上内波对泥沙运动的作用， 对于南海北部陆架及陆坡上沙波移动的动力机制，内波应是值得重视的因素。2008年34月，国家海洋局南海工程勘察中心在沙波分布区域进行了底流的长期连续观测，为了解海底强流的性质及更好地计算沙波移动速度提供了基础资料。本文对海底观测流速进行了统计分析与旋转功率谱分析，得到海底强流具有内波的性质。与河道内的全水深的单向流不同，内波流在密度跃层上下流向是相反的，因此，底流的性质对泥沙

17、起动、沙波移动速度的计算方法也提出了要求。而目前对南海北部沙波的稳定性分析都采用河流泥沙的起动流速公式与沙波移动速度公式。采用合适的泥沙起动指标，通过推移质输沙率计算沙波移动速度。由于沙波分布海域也是一个容易受到台风袭击的区域，还可通过潮流、风暴潮耦合模拟海底流速，分析了潮流、风暴潮耦合对沙波稳定性的影响。第四部分 冲积河流的阻力研究河道水流及泥沙运动，其目的主要在于掌握冲积河流的泄流能力及挟沙能力，具有一定几何形态及坡降的河段，究竟能够宣泄多大流量？有多少通过主槽下泄？有多少会漫滩？其流速又能够达到多大？这些问题自然都和河槽对水流的阻力大小是分不开的。另一方面，冲积河流的阻力本身又反映着水流

18、对河床作用的大小，决定着泥沙运动的强度，无论从哪一个角度出发，研究冲积河流的阻力问题都具有十分深远的意义。摩阻作用的组成单元10：沙粒阻力：正像任何固体周界对水流所产生的肤面摩擦一样，冲积河床上的泥沙颗粒会对水流产生一定的表面阻力，这种阻力可以成为沙粒阻力。沙波阻力：因沙波的存在而产生的额外阻力称为沙波阻力。河岸及滩面阻力；河槽形态阻力；人工建筑物的外加阻力；冲积河流的河床阻力是河流动力学的基本问题之一。影响水流阻力的因素包括水流条件和边界条件。边界条件主要有河槽床面泥沙粒径及其组成与分布，河槽沿程床面形态以及平面、断面形状等。冲积河流阻力一般包括床面阻力、岸壁阻力及河槽形态阻力等。对平整河床

19、，水流阻力则主要为床面阻力。床面阻力由于其产生的原因及影响因素不同，主要由沙粒阻力和沙波阻力组成，前者主要受床沙粒径的影响，而后者则主要由沙波的形态及尺度等因素决定。沙粒阻力是指二维水流（不受河岸影响）在床面保持平整时所承受的阻力。对于均匀沙组成的河床来说，决定沙粒阻力大小的因素有颗粒大小、相对光滑度和水流强度等。而对非均匀沙组成的床面，还应包括床面泥沙颗粒组成及其在河床表面的分布情况等。如果将Kennedy在1895年通过研究稳定渠道得到的平均流速与水深之间的经验关系视为第一个冲积河流阻力关系的话，那么对冲积河流阻力的研究已有100多年的历史。对冲积河流阻力问题的研究，近50年间取得了令人瞩

20、目的发展，但公式多为经验公式，通用性差，采用不同公式计算的结果相差较大11。第五部分 泥沙的起动在这一部分内容里，将会首先阐明泥沙起动现象的随机性，然后采取由简到繁的方式，逐一讨论无粘性均匀沙、无粘性非均匀沙及黏性土的起动条件。起动现象的描述：当水流逐步加强到超过一定限度以后，床面的泥沙颗粒开始脱离静止状态而进入运动；决定这一临界状况的水流条件称为泥沙的起动条件。克雷默（H.Kramer）曾把推移质的运动分为四个阶段：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。从促使泥沙运动的动力、床面紊动的影响、实际应用中的问题三个方面比较三种起动条件表达形式起动拖曳力、起动流速、起动功

21、率。泥沙起动规律：(1) 泥沙颗粒起动时, 除考虑拖曳力、上举力和水下重力外, 还应考虑由于颗粒大小之间的相互影响以及颗粒在床面的相对暴露度而产生的附加质量力。结果表明, 本文提出的附加质量力的概念及其表达式是较合理的。(2) 将水流脉动、相对暴露度、床沙组成及起动标准同时引入起动公式。采用统计理论与力学规律相结合的方法, 在全面分析了非均匀沙起动机理的基础上, 建立了非均匀沙起动的本构方程及其起动临界条件。(3) 对同一级泥沙颗粒, 其起动流速并非一个常数, 而是在一个区间取值, 且随床面粗化度而变。同时得到了概括散粒体和粘性细颗粒泥沙的统一的均匀沙起动流速公式, 并给出了其上、下限。(4)

22、 在水力条件、相对暴露度及床沙组成一定时, 起动流速随起动级别的增大而增大; 在水力条件、床沙组成及起动级别一定时, 起动流速随床面颗粒暴露度的减小(粗化度的增大) 而增大; 在水力条件、相对暴露度及起动级别一定时, 起动流速随床沙组成而变, 对同一粒径级而言, 床沙组成愈粗愈难起动。(5) 在起动标准、水力条件及相对暴露度(粗化度) 一定时, 非均匀沙泥沙颗粒同均匀沙中同粒径沙相比较, 较粗颗粒容易起动, 较细颗粒恰好相反, 同粒径颗粒则相当。(6) 由于近底边壁床面条件比较复杂, 因而, 水流流速变化也比较复杂。目前, 对其作用机理研究的还不够完善, 故随着近底流速、以及近底流速与垂线平均

23、流速间关系的进一步完善, 泥沙颗粒起动公式中的系数将更加精确17。当水流作用于泥沙颗粒的上浮力和拖曳力的合力大于重力和颗粒间粘结力时，泥沙颗粒开始起动，其中，粘结力只对细颗粒泥沙起作用。泥沙起动主要取决于水流流速、粒径、泥沙成分、颗粒排列、密实度、紊动强度以及床面形态（沙波）等因素。泥沙起动时的水流流速一般称为起动或临界流速，一般采用水槽底部或海底床面以上某一参考高度处的实测流速值表示，也可采用更为实用的临界摩阻流速或临界床面剪切力表示16。可采用泥沙临界起动曲线表示临界流速与泥沙粒径关系，依据这类曲线，可以获得泥沙淤积物中最大粒径颗粒泥沙的临界起动水流条件。 H julstrom(1935,

24、1939)通过绘制泥沙粒径与起动临界流速曲线（图10a）发现：粗颗粒泥沙的粒径与临界流速成正比，细颗粒（0.1mm）并不存在这一关系（图10a 中曲线A），其原因是粘土等细颗粒之间存在着粘结力，使得粘土颗粒比细沙颗粒的起动需要更大的水流动能，特别是当粘土淤积物经过了一定时段的固结之后（Postma，1967）；然而一旦泥沙颗粒起动或悬浮，则无论是粘性还是非粘性泥沙颗粒，其沉降特性则只取决于粒径（即下图1 下端曲线变化规律）。最后需要指出的是：即使是粒径较大的非粘性泥沙颗粒，泥沙的止动流速往往都要小于其起动流速，两者之间大约为2/3 关系（Sundborg，1967）。图1 冲刷、输移与沉积关系

25、图2 均匀沙起动流速及粒径与泥沙运动特性关系在Reineck 与Singh（1980）的研究基础上，Sundborg（1956，1967）考虑泥沙比重与悬移质含沙量的影响，扩展了Hjulstrom 曲线，Sundborg 曲线适用于以下4 种泥沙运动状态（图10b）：1）净冲刷的悬移质输移；2）净淤积的悬移质输移；3）净冲刷或净淤积的推移质输移；4）无泥沙输移。由此可获得不同泥沙密度的泥沙起动系列曲线（图10b），分析表明：随着流速的增加，粒径小于0.2mm 的细颗粒泥沙可直接进入悬移质输移状态；粗粒径泥沙则必须经过推移质输移状态进行过渡。然而，无论是Hjulstrom 曲线还是Sundbor

26、g 曲线，它们都很难应用于天然情况，因为它们既没有考虑非均匀沙与水流紊动的影响，也没有考虑床面形态对于“表征”起动流速（即：为床面以上某一高度处泥沙起动水流流速）的影响。由于水深对于流速的垂向分布至关重要，对于粒径相同的泥沙颗粒，采用不同水深值，其临界起动流速可能差异会很大（图11；Reineck 和Singh，1980）。因此，泥沙沉积学、海洋学和泥沙工程学等研究者们提出了采用床面剪切力替代某一高度处水流流速表示泥沙起动的研究方法，其中最为重要的泥沙起动参数是CR（临界剪切应力CR 与泥沙水下重量（s-）gD 之比）15。第六部分 推移质与悬移质运动早在19世纪末期，法国的杜博瓦（P.Dub

27、oys）第一次提出推移质运动的拖曳力理论。自此以后，从事这方面的研究的人员非常之多，所提出来的公式数量也非常之大，不但立论的基础很不一样，在水力要素的标志方式上，有用拖曳力的，有用流速的，也有用功率的，在公式的结构及形式上更是千差万别。但是，仔细推敲起来，从研究方法上考虑，仍然可以看出存在着一定的流派，其中最主要的有18：以大量实验工作为基础建立起来的推移质公式，以梅叶-彼德公式为代表；根据普通物理学的基本概念，通过一定的力学分析建立起来的理论，以拜格诺公式为代表；采用概率论及力学相结合的办法建立起来的推移质理论，以爱因斯坦公式为代表；以爱因斯坦或拜格诺的某些概念为基础，并辅助以量纲分析、实测

28、资料适线或一定的推理而得到的公式，以恩格隆公式、亚林公式、阿克斯-怀特公式为代表这一部分内容主要介绍了梅叶-彼德、拜格诺、爱因斯坦、亚林、恩格隆、阿克斯-怀特六大家的推移质公式以及它们之间的比较。紊流的扩散作用使各个流层之间不但有动量的交换，而且还带有泥沙颗粒的交换。当颗粒的沉速小于水流的向上脉动流速时，泥沙就有可能以悬移的形式起动。在这一部分里，我们将根据紊动的猝发性质及泥沙的运动轨迹，扼要说明泥沙的起悬过程，并通过紊动经典理论建立起泥沙的扩散方程，然后在两种待定条件下对方程式求解，分别探讨悬移质含沙量的垂线分布问题及不平衡输沙问题。知道了悬移质及流速的垂线分布，就不难推导得出悬移质的单宽输

29、沙率。近年来，环境保护问题日益为人们所重视，而污染物质在水体中的扩散和泥沙的扩散是属于同一种性质的问题，只不过这里所遇到的更多的是三维流动，需要考虑三个方向的扩散。最后还将指出，除了污染物质的扩散意外，还存在着污染物质的离散问题。扩散和离散是两种不同的概念，不应该把它们混淆等同起来。泥沙运动速度：纵向速度和水流流速基本一致，粗糙床面因较光滑床面的阻力为大，近底处的纵向流速也要略小一些。泥沙上扬及下落时，因分别受低速及高速带的影响，前者的运动速度要比后者为小。在粗糙床面，紊动猝发中的低速带强度要比光滑床面的为大，因而前者泥沙上扬时的垂向运动速度也要比后者为大，下降时相反。关于悬移质沿垂线分布问题

30、目前有两种不同的理论，即扩散理论与重力理论。淤积过程中的含沙量沿程递减问题：在张启舜的分析中，泥沙交换系数y取垂线平均值，不考虑在不同高程上的变化。河底条件考虑两种不同的情况，一种是水体中的流速很小，泥沙在沉落到河床上以后，不再能继续悬浮。另一种是水体内仍有一定流速，泥沙在落到河底以后，仍能以悬移形式继续运动20。参 考 文 献1 詹咏,王惠明,曾小为.泥沙沉降速度研究进展及其影响因素分析.人民长江，2011.02.23-252 Ying X Y, Akiyama J, Ura M. Numerical study of 2-D inclinedstarting plumes using LE

31、SJ . J Hydroscience and Hydraulic Eng, JSCE, 2001, 17( 1) : 117- 129.3 蔡玲，尹则高，张晓军.泥沙沉降现状浅析J.中国水运，2009（8）:15-18. 4 赵维阳. 丁坝水流结构及紊动特性研究. 重庆交通大学硕士论文, 2007,3.5 Sumer BM, Deigaard R. Experimental investigation of motion of suspended heavy particles and the bursting process A. Series Paper 23, Inst of Hydrodynamics & Hydraulic Engineering C . Technical University of Denmark, 2002. 6 叶小云,陈立,王