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第一篇:《弯道环流模拟》

第二篇:《河流动力学》弯道环流示意图

河流动力学

河流动力学(river dynamics)

研究河流运动发展基本规律的一 I丁学科。水流使河床变化，河床影 响水流结最好的我们构， 两者通过泥沙运动， 相互作用，相互依存，相互制约， 经常处于变化和发展的过程中。河 流动力学是从水流动力作用出发研 究水流和河床泥沙之间的运动及相 对平衡的规律，为整治河流提供理 论依据。研究内容包括河道水流结 构，泥沙运动规律和河床演变规律 等三部分。

水流平面图(river p1ane) 在平

面上将河流分成若干流量相等的流 束图形。天然河流中的水流运动是 三维问题， 不易计算。实际工程中采 用一种近似的方法， 假定同一垂线 上的流向相同， 流速等于瑟线平均 流速，仅考虑纵向水流沿纵横两方 向的变化，忽ßI各环流作用。把三维空. 问问题近似地简化成二维平面问 题。水流平面图是将整个水流用合 适的流线分成许多流束， 使各流束 通过的流量相等，各流束宽度、深度 和平均流速则不相同。同时划分出 若干与流线正交的横断面线， 将河 流构成平面上的矩形流网。通过水 流平面图可了解垂线平均流速沿流 程和沿断面'f~ 分布及流向的变化。 河床横断面(cross section of

cha丑丑e1) 垂直于水流方向的河床 ，3d 面。水流方向是指水流动力轴线 的方向， 当洪水、中水、枯水流的动力

轴线不一致时， 选取河床横断面的 方向也有所不同， 应根据需要选定。 若研究防洪问题，应取与洪水的动 力轴线垂直的断面为河床横断面， 又称"大断面"。若以航道整治为目 的， 取与枯水的动力轴线垂直的断 而为河床横断面人生理想，主要研究枯水河 床的边滩、浅滩、深槽等变化。山区 河流的横断面，因受河流下切作用， 汩谷往往发育为"V" 形或"U" 形。 平原河流是从冲积层上流过，所经 之处地势平坦，河谷宽阔，河床横断 面呈抛物线形、不对称的三角形或 复式"W" 形。

河床纵剖面(longitudinal profile of channe1) 沿河流动力轴线所 切取的河床剖面。通过河床纵剖面 图可看出河床纵坡的变化。一般山 区河流或上游河段纵坡较陡，可达 10-50 %'0 ， 致使水流端急。纵剖面形态极不规则， 有一些转折点，呈台阶 状变化， 急j难深泪相间，常出现陡 坡、跌水甚至瀑布。而平原河流纵 坡较小，常在万分之几以下，水流平 缓，由于有浅滩、深槽相互交替，纵 剖面形态呈起伏不平的和缓曲线。 亦有以河床各横断面最深处的连线 为河床纵剖面的。

水力因素(hydraulic factor) 与

水流动力作用有关各因素的统称。 一般包括流速、流量、潮流量、纵比 降、横比降、流向、水流动力轴线、水位、波浪、水深等。这些因素的变化 规律和相互关系，对河床形态变化 起着重要作用。

比降(water-surface slope; gradient) 河流水面单位距离的落差。

常以百分率或千分率表示。沿河流 动力轴线方向的单位落差称纵比

降， 其大小直接影响流速的变化。河 流横断面两侧的高差除以水面宽度 即为横比降，会引起横向水流。弯道 上的横比降，将引起环流使泥沙横 向搬移。

弯道环流(transversa1 circulat i.ng current; circu1ati丑g cu口ent at river bend) 水污受弯道的影响， 表面水流流向凹岸，底层水流流向 凸岸， 在横断面呈现的环形水流现 象。水流经过弯道时，离心力F 指向 外法线方向，使凹岸水面增高产生

横比降，其大小与水流流速的平方 成正比，与流线的曲率半径成反比， 河流动力学243

故水面离心力大， 河底离心力小。而 水面棋比阶形立

正压力差P ， i" ， :如 合成的结米， 层水体所受:Il~;/j

指向凹岸， 下层/ /1 飞/丁 7](体所受的力指 向凸岸，使水流 分别向凹才二和凸 岸流动，它们在 弯道环流示意图

横断面上的投影1. 面流2 . 底流 形成了一个封闭3. 流线曲率半径 的环流。

螺旋流(spira1 flow) 弯曲河道

上横向环流与纵向主流合成呈螺旋 式向前流动的水流。是弯道水流的 特有形式，与弯道泥沙运动极为密 切。在横向环流作用下，横向输沙不 平衡， 在纵向主流作用下，形成对凹 岸的顶冲， 于是出现凹岸崩塌，凸岸 边滩延伸的弯道演变现象。当弯道 曲率半径小， 极向环流强，底部螺旋 流旋度切/旧(ω 为横向流速， u 为纵 向流速)大时， 凹岸崩塌灼底沙被带 至本弯道的凸岸淤积，而大部分被 带往下游过渡段，并可被下一弯道 环流带到下一弯道的凸岸淤积。 因j流(secondary flow) 在重力

或其他内、外力作用下，水流内部产 生的一种规模较大的旋转运动。常 附属于主流而存在， 故名。与水流内 部不稳定的小尺度紊动旅涡不同， 在空间上可分为绕纵向轴、横向轴 和竖向轴旋转，分别称为环流、滚 流、回流。副流对泥沙运动和河床演 变有重要的影响，是引起泥沙横向 244 力学与结构

输移的主要动力，也是河恼形状不 同的重要原因。 异重流( densi.ty current ;density flow) 亦称"分层流"。两种密度 相差不大的相邻流体层在相对运动 过程中不发生全局性混合的流动现 象。普遍存在于自然界中， 例如室内 外冷暖空气的对流;大气中云雾的 运行; 液体因温度差引起相对流动; 浑水在下层潜入水库;河流淡水注 入海洋， 海水沿河流底部向上游入 侵等。按发生的位置可分为:(1)上异 军流。较轻流体在上面的流动，如河 流淡水入海。(2)下异主流。又称潜 流。较重流体在下面的流动，如浑水 流入水库，或海水沿河底上溯。(3) 中异量流。三种不同密度的流体，介 于两种密度之间的一层插入其间的 流动。51 起密度差异的因素有2 温 度、溶解质含量及混合物含量等，如 工厂废热水排入河中形成温差异重 流，淡水与盐水交会形成盐水异重 流， 河流携带泥沙形成的深水异重 流等。

紊动扩散。urbule时di.ffusi.on) 水流囡紊动而引起的质量和动量等 的传递现象。紊动水流存在瞬时脉 动流速， 若取恒定均匀流的河渠中 心部分水体来分析，因脉动使某些 水体向上或向下运动，与此同时水 流中挟带的泥沙和各流层的流速也 随着向上和向下输送。 水流动力轴线(axis of flow)

亦称"主流线"。河流中各横断面最 大垂线平均流速的连线。反映水流 最大动量所在的位置，对河床演变 ….. ..

有重大影响。水位不同，水流动力轴 线位E亦不同。水流动力轴线平面 位置的变化是指洪水取直， 枯水坐 弯等。河床及河岸的冲刷和顶冲点 的位在也相应变动。控制住水流动 力轴线有利于固定河形， 稳定航道。 泥沙因素( sediroent factors)

与泥沙有关的各种因素的统称。包

括底沙粒径及组成、输?少率、输沙率 分布、?少波运动、悬沙粒径及组成、 含沙盘、含沙量分布、絮i疑、异重流 等，这些因素的变化规律和分布情 况，对河床形态变化起着直接作用。 等容粒径(丑oroinal diaroeter )弯道环流示意图

亦称"球态粒径"。与泥沙颗粒等体 积的球体直径。~.1 rom 或cro计。d= (6V /，，;)1/3 ， 式中d 为泥沙等容粒径， V 为泥沙颗粒体和、。用以描述 泥沙颗粒的大小。

泥沙粒径( di aroeter of p鸟rticl e) 简称"粒径"。泥沙颗粒的大小。单 位常用roro 。天然泥沙粒径是不规 则而又不易测定的，理论上采用等 容粒径，也可用其长轴G 、中轴b及短 轴c的3年术平均值( a+ b + 0)/ 3或几 何平均值..v abc 表示。实际工作中 常用筛析法和水析法确定。与水力 学特性和物理化学特性有关， 是研 究泥沙运动的基本要素。

河流i尼沙分类(巳lassif i. cation of r iver sediroent) 对河流中的泥沙 按一定拉径级配标准进行的分类。 一般河流上游泥沙粒径较粗，常为 卵石、粗沙，愈到下游泥沙愈细， 至 入海河口段泥沙为粉沙、粘土。其具 体分类有三种方法1 (1 ) 按颗粒大小 分，如下表s 级别| 位径( mm) 顽|二>800 中~OO"-'3 00 石

小200~400 一

极大10a~200 二 g~

大60~100 石中40~ 6 0 小20~~O

研、斗日10~二。 石 中lb10

也" 坷n O ， S~2 中O . 2 S~0.5 沙

~1lI O . I~O . 2S | 极组O.05~O _ 1 粉、。O.003~ 0.OS 粘土<0. 005弯道环流示意图

有些地区规定沙是0.0 2- 2 roro ， 粉 沙0. 002 -0. 02roro ，粘土<0 . 00 2 m r口。(2) 按泥沙运动状态分， 有悬沙、底?少和床沙等。(3) 按泥沙对河 床冲淤影响分，有造床泥沙与非造 床泥沙z 床沙质与冲泻质。 泥沙沉降速度(弘11 velocity (\f par t i ~lc ; scttling velocity of -- particle.) 简称"沉迷"。泥沙颗垃 河流动力学245

在静水中均匀下沉的速度。由于其 数值可用来表征泥沙拉径的大小， 故又称"水力祖皮"。一般根据宙语 数Re的大 小可分三 种下沉状 态: (1)层 流状态。 (a) (b) (c) Re< 0.5, 沉速很

小，颗粒泥沙沉降三种状态 旦直线运(a) 层流状态(b) 过渡 动，颗粒状态(c) 紊流状态

四周全部被层流包围。(2) 过渡状 态。Re = 0 . 5- 1000 ，沉速增加，下 沉轨迹微有摆动，颗粒首部为层流， 尾部为紊流。(3) 紊流状态。Re > 1000 ，沉速高到一定程度， 颗粒大 部分为紊流所包围，下降时呈螺旋 形轨迹。各种下沉状态下的沉速可 利用相应的公式计算。

泥沙平均粒径(roean diameter of sediroe丑t) 泥沙组成中各种粒径 的平均值。有两种求法(1) 算术平

均粒径dm 。是沙样中各组粒径的加 权平均值。将粒径级配曲线分成若 干组， 定出各组上下限粒径值， 再求 出各组泥沙平均粒径矶，并3年出各 组重量占总重盘的百分数Jp‘，则其 r:; J p;d;

rI:术平均粒径为g dm =4ZL一一一。 100

(2)几何平均粒径duo 可用下式求 Z Jp;lgd,

得19d9 = 问。受抽样100 246 力学与结构

和极端值:'i1影响极小。

泥沙中值粒径(median diameter of sediment) 在泥沙组成中，大子 和小于某粒径泥沙重量各占沙样总 重量50% 的泥沙粒径。一般从粒侄 级配曲线的纵坐标上找出50% ，其 对应的横坐标上的数值即为泥沙中 值粒径d50 。

推移质(bed load) 亦称"底沙"。 河渠水流中沿河床床面以滑动、滚 动或跳跃的形式间歇向前运动的泥 沙。其粒径较粗。对于研究河道整 治、水库淤积计算、闸坝设计、航道 稳w 答都具有重要意义，尤其山区 河流其重要性更为显若。 底沙(bed load) 即"推移民"。 悬移质(suspended 10乱d) 亦称 ‘悬沙"。悬浮在河道水流中随水流 向前运动的泥沙。其粒径较细，沉速 经常小于垂直向上的瞬时流速，因 此，可以悬浮在水中。在平原河流 中，悬移质的运移是影响河床演变 的重要因素。尤其对研究在多沙河 流中。水流含沙置与泥沙的沉积更 为重要。

悬沙(suspended load) 即"悬移 民"。弯道环流示意图

床沙(bed material) 亦称"河床

质"。组成河床附泥沙。了「河床上静 止不动，一般比底沙粗些。若在被水 流推动在河床上运动，则成为底沙。 床沙与底沙是可以不断交换的。 造床泥沙(beè. formi丑.g sOOiment) 悬浮运动中比较粗的泥沙。

能起塑造河床的作用，故名。水力条 件较强时呈悬浮状态，为悬沙;当水 力条件较弱时即下沉，为床沙。 非造床泥沙(fine sediment) 悬

浮运动中比较细的泥沙。在一定的 水力条件下，增加一些细的泥沙依 然可以悬浮而不下沉，几乎不受水 力条件的影响，经常悬浮在水中， -股情况下可认为它不参与造床作 用。

床沙质(bed material 1oad) 从

河流上游河段挟带下来较粗的悬浮 泥沙。它的数量受水流条件与本河 段汩床组成条件的影响。这种粒径 的泥沙在本河段床沙中大量存在， 一般也就是造床泥沙。

冲泻质(wash load) 悬沙中较细 的泥沙部分。直接来源子上游流域 内的水土流失，在一定的水力条件 下，上游来最多，向下游输送的也 多，在木河段床沙中很少存在或几 乎没有。一般也就是非造床泥沙。坐船的经历作文一 定条件下冲泻质与床沙质会相互转 化。如在冲刷粗化过程中大量的床 沙成为悬沙z 反之，在淤积过程中， 一部分悬沙中的冲泻质也可淤积在 河床L

河流泥沙运动(sediment transport in river) 河流中的泥沙在水

流作用~步生的运动。一般分为四 种运F 形式(1)滑动。位干光滑渠道 上的'l@ ë9 ~ 二推移力等于或稍大子 摩擦阻力时，沙粒以滑动的方式向 下游移动。(2)滚动。泥沙受推移力 和上举力作用，产生倾覆力矩，泥沙 颗粒以滚动的方式向前运动。(3) 跳 跃。河底水流受到去动影响，流速时 大时小，因而上举力也时大时小，当 上举力大于颗粒的重量时，泥沙会 跳起来，同时还受水流推移力的作

用，使颗粒前进。泥沙跳起后，绕过 颗粒上下的水流流速趋于相等，上 举力消失，泥沙又珞到河底，呈问歇 跳跃的运动方式。(4) 起、移。小颗粒 的泥沙，跳跃起来后，不再下沉到河 底，悬浮在水中，随水流移动。泥沙 运动可以看作是一种随机过程紊流 中流速与压力都呈一定频率的脉 动，服从统计规律。另外，从泥沙的 事主体来看， ~少波也是泥沙运动的一 种形式。

泥沙起动(凶。ipie丑t motio丑of sedime且t) 河床上泥沙颗粒在某 种水流条件下，由静止变为运动的 临界状态。相应的临界水流流速称 "起动流速"。是研究河床冲淤变化 的重要特性。它与水流对泥沙的作 用力和泥沙颗粒本身的性质密切相 关，是一个比较复杂的问题。颗粒较 大的沙砾，常常是各颗粒分别扭动， 多呈滚动的形式。小颗粒泥沙，常常 成片状起动，既可滚动、跳跃，又可 在悬移状运动o

泥沙起动推移力(drag force for incipient motio丑of sedime丑的 位于河床上的泥沙颗粒起动时所受 到的水平方向的水流作用力。当水 流经过沙粒附近时，发生绕流，产生 绕流阻力。绕流阻力钮括颗粒表面 的摩擦阻力和形态阻力。形态阻力 是泥沙受到水流正面压力和颗粒背 面水流因分离现象而形成的负压的 合力。这些力对泥沙颗粒作用的水 平余力称为推移力，其大小等于作 河流动力学247 用于水流的阻力。

起动拖曳力(drag force for

ln巳ipient motio的亦称"临界推移 力"、"临界切力"。恰好能使静止在 河床上的泥沙开始起动的水流推移 力。水流对单位底面ìa流向的作用 力，称为切力或推移力，它反映了 水深和水面比降的综合作用，当拖 曳力达到使泥沙起动的临界值即为 "起动拖曳力"。

泥沙起动上举力(lift force for i丑0ipiellt motio卫of scdimellt)

河床床面上泥沙颗粒所受到的垂直 方向的作用力。当水流绕泥沙颗粒 流动时，根据升力理论，水流对颗粒 的作用，产生垂直子流动方向的分 力，其上、下方的压力差，引起泥沙 的起动，故名。其大小可用牛顿阻 力公式来确定:P.=ρC.o.d2Uå/ z . 式 中， P.为起动上主主力;ρ为水的密度z C.为上举力系数;α为颗粒面积形 状系数o.d2为颗粒垂直于流向的技 ~面积U马为作用于颗粒的流速。 产生上举力的条件有: (1)来流流速 不均匀(2)颗粒形状上下不对1号: (3) 颗粒的旋转运动。具有三个条件 中的一个，都会产生上举力。 起动功率(stream power for incipient motio的河流中泥沙起

动所需的!自界功率。是水流在单位 时间内为使泥沙起动所消耗的能 量，等于泥沙在运动中所受到的阻 力与泥沙运动速度的来积。 么速(specific veloGity) 单位

7](力半径条件下的平均流速。河底 水流直接作用在沙拉上的作用流这 248 力学与结构

是推动床面泥沙的决定因素，但实 用中作用流速很难测定，必须建立 它与平均流i邃的关系。根据谢才公 式等可推得:ud=nα JT(最)， 式中Ua 为作用流迹v 为平均流 速R为水力半径;υ为指数;目为糙 率;α为流速系数; 9为重力加速度。 当7]('力半径R=l 时，上式可写成g U'd = 阳)二9 V ， 式中的叭就是水 力半径R =lm 时的平均流速，即 么速。

开动么速(spe cific velocity for incipient motio丑〉用么速表示泥 沙开动町的平均流速。作用流速、

第三篇:《地貌实习报告2016》

地貌实习报告2016

姓名：xx xxx

院系：xxx学学院

班级：09地理科学一班

时间：XX年6月10日

一、地貌学的意义

地貌学是研究作为人类生存环境的固体地球表面及表层的物质形态特征、物质组成、内部结构、空间分布、成因及其演变规律的学科。地貌学研究的对象及研究方法随着人类社会及科技发展而发生改变，随着人地关系的改变而改变。地貌学研究，不仅在理论上作为人类对地球家园最基本、最直接的特征——地貌形态的形成规律的探索和解释，而且在实践上可以为资源开发利用、土地利用、环境管理、灾害预防、区域可持续发展等多方面服务。地貌学的研究成果可应用于资源开发、环境保护、自然灾害防预、工程建设、可持续发展管理等方面，对于国家的经济建设具有重要意义。

关于研究地貌方法的叙述，突出野外的现场工作、实验室分析方法和技术、数据处理方法、过程和机制的研究方法、数值模拟方法、高新技术，多学科交叉等，以利于培养学生的能力，但由于条件的限制，我们只进行野外考察，学习，认识一些典型的地貌类型。

二、 花岗岩地貌

红色风化壳花岗岩本是地下深处形成的岩浆岩类，后因构造隆升以及地表受到长期的侵蚀作用而出露地表。花岗岩在地表分布广泛，可占地表火成岩面积的20%~25%。国内外地质、地理学家对花岗岩地貌研究认为主要有两种：一是形成高山峻岭；二是形成雄伟浑圆的山体和低矮的丘陵岗地。前者为构造侵蚀的花岗岩峰林地貌，这种地貌主要发育在高差的山区，多由岩株状的花岗岩体组成，花岗岩岩石祼露，岩体内多组断裂和节理发育，受冰川或流水强烈切割和风化侵蚀后形成了雄伟高耸、峰峦重叠、谷深坡陡的奇峰深壑，往往成为风景旅游胜地，如我国著名的黄同、九华山、 天柱山、三清山、华山等风景名山。后者由穹隆状的花岗岩体形成，在气候条件的作用下，岩体上常发育厚层的，形成红土丘陵地貌，如我国华南花岗岩丘陵地区，或经风化剥蚀后也可形成雄伟浑圆状山体，如海南岛的五指山等。花岗岩红土丘陵表层结构松开的风化壳极易发生散流冲刷和暴流侵蚀，成为崩岗侵蚀等水土流失灾害的高发区，这类花岗岩地貌以我国的华南地区最为典型。以上这两类花岗岩地貌均与我们的生产和生活密切相关，了解其特点和形成机制，有助于更好地开发和保护花岗岩地貌旅游资源，以及因地制宜地开展花岗岩风化丘陵地区的土地退化的防治工作。

XX年5月25，上午8点，在学校出发，往南宁的东北方向前进，经过五塘，老师跟我们解释说南宁市正北方向是寒武纪岩，我们往东北方向可以看到寒武纪地层，背斜山。该阶段为邕江及小型支流冲出来的小形盆地，呈现波状地形，台地和河谷，该地区以植水稻、玉米为主，少量的花生，由于雨水较充足，丘陵上的种桉树，这种耗肥需水大的经济树种。公路两侧是寒武纪砂岩、沉积岩，能清楚地看见地层节理。

再往前走地形变化较大了，可以看到花岗岩风化壳，花岗岩是块状结构的岩石，坚硬密致，孔隙率约为1%，因而透水性比页岩还要差，只有页岩的1/5。花岗岩属于不透水的岩石，容易产生地表散流与暴流的冲蚀。岩性结构坚硬，抵抗侵蚀能力很强，所以花岗岩能够形成高峻的山地，然而，花岗岩岩体有丰富的节理，在节理或断裂集中的地方往往出现崖壁，因为那里的地下水活动较强，岩体抗剪力较弱，易于进行重力崩塌作用，加之岩体结构坚硬透水中国人失掉自信力了吗性差，节理交错，因此花岗岩容易风化。土壤相当贫脊，以高岭石为主，矿物机质较少，植被难以生长，且水土易流失。如果植被不好即遭到人为的破坏，导致崩岗，崩岗地貌是一种发育于热带，亚热带山区的严重水土侵蚀地貌。通常指发育在红土丘陵地区（特别是花岗岩丘陵）的冲沟沟头部分，经不断地崩塌和陷蚀作用而形成的一种围椅状侵蚀地貌。因此该地区人烟荒芜，有零星村落分布。

到达昆仑关，看典型的花岗石红色风化壳，沿着节理进行的风化作用，可以向岩体内部深入形成很厚的风化壳。地层在三十米以上。我们来到花岗岩崩岗侵蚀区，用地质捶敲打岩石，判断此处岩石多为白云母。其岩性主要为粗粒或中粗粒（斑状）黑云母花岗岩、黑云母花岗岩、有局面中粒（斑状）角闪黑云母二长花岗岩、肉红色黑云母花岗岩。我们用地质捶敲该岩石，易于散裂，说明花岗岩风化壳粘粒含量少出粒较多，胶结性弱，结构疏松。

在车辆行驶的路上，我们看到一闪过的灰色岩石。老师说那是火山凝灰岩，三叠纪喷发出来。这主要由粒径＜2mm的火山灰（炭屑，晶屑，玻屑）及火山碎屑等（含量50%以上）固结而成的岩石。分选性差，碎屑多具有棱角。岩石外貌有粗糙感，可以清楚看见层理。我们近距离地观察看了风化不够彻底的红色风化壳，其碎屑较多，是三叠纪形成的，层面较薄，长期发展下去最终形成高岭石、氧化铁、氧化锰等氧化物。人为破坏植被会形成坡面细流。不过，我们看到的不是自然的雨水冲刷的坡面细流而是挖土机挖出的爪痕。

三、峰林洼地地貌

在前往上林的途中，可以看到峰林地型。峰丛、峰林、孤峰及溶丘可总称为峰林地形，

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