河道演变规律ppt课件.ppt

河道演变规律,河流动力学,河床演变的基本原理,河流动力学,河流动力学,河床演变是输沙不平衡的直接后果如果进入这一区域的沙量大于该区域水流所能输送的沙量，河床将淤积拾高；相反，如果进入这一区域的沙量小于该区域水流所能输送的沙量时，河床将冲刷降低若进一步追溯输沙不平衡的根本原因，可区分为两种不同的情况，起因于动床水沙两相流的内在矛盾外部条件的不恒定性造成,河流动力学,当外部条件，即进口水沙条件、出口侵蚀基点条件和河床周界条件保持恒定，且整个河段处于输沙平衡状态时，河段的各个部分仍可能处于输沙不平衡状态这是由于推移质运动往往采取沙被运动形式，而在天然河流上还往往采取成型堆积体运动形式造成的。沙波和成型堆积体的存在将原来均匀一致的水流改造成为在近底部分的收缩段和扩张段，也就是加速区和减速区交替出现的非均匀水流，泥沙在水流加速区发生冲刷，而在水流减速区发生淤积，其结果使得整体上仍处于输沙平衡状态的河床，在局部上己处于输沙不平衡状态，同一瞬间河床高程沿流程呈波状变化；同一空间点河床高程沿时程呈波状变化。值得注意的是，水沙两相流动床的平直状态是不稳定的，施加一个小的扰动波之后就会转变成为波动状态，并在相当大的范围内，有能力将这种波动状态保持下去，这是由水沙两相流的内在矛盾决定的，它反映了输沙不平衡的绝对性，从而也反映了河床演变的绝对性,河流动力学,使河流经常处于输沙不平衡状态的另一重要原因是，河流的进出口条件经常处于发展变化过程之中进口水沙条件几乎总在变化这主要是由气候因素，特别是降水因素在数量及地区分布上的不稳定性造成的，由此产生的水沙量的因时变化比较显著其它因素，如地形、土壤、植被等也存在一些缓慢的变化，对进口水沙条件的变化也有一定的影响出口条件如果着眼点是前面提到的侵蚀基面，其变化是很缓慢的；如果着眼点是水流条件的变化，如干支流的相互顶托，潮汐破对洪水波的影响等，仍可能产生很大的变化,河流动力学,河床周界条件通常是比较稳定的，但当局界发生急剧变形之后，如周界的形态和地质组成出现急变，也可能激发新的输沙不平衡,河流动力学,河床演变的分析方法,河流动力学,分类,按时间特征：长期变形和短期变形；按空间特征：大范围变形和局部变形；按形式特征：纵深向变形和横宽向变形；按方向性特征：单向变形(单向冲刷或淤积)和复归性变形(冲刷淤积交替进行)；按是否受人类活动干扰：自然变形和受人为干扰变形,河流动力学,影响河床演变的主要因素可概括为河段上游来水量及其变化过程河段上游来沙量、来沙组成及其变化过程河段出口处的侵蚀基点高程及河床周界条件等目前常用的几种演变分析方法天然河道实测资料分析运用泥沙运动基本规律及河床演变基本原理、对河床变形进行理论计算运用河流模拟的基本理论，对河床演变进行预测对条件相类似的河段进行类比分析（在所研究的河段资料不完备的条件下采用）,河流动力学,天然河道实测资料分析,河段来水来沙资料分析根据多年平均流量、多年平均输沙量资料，确定要分折的年份属什么类型的典型年，若为丰水枯沙年则有利于河道冲刷；若为枯水丰沙年，则有利于淤积；若为中水中沙年，河道可能会处于冲淤平衡状态。进一步划分又可分为丰水丰沙年、丰水中沙年、中水丰沙年：、中水枯沙年、枯水枯沙年等。不同的水沙典型，河道演变的方向、演变的幅度会有明显著异若需要进一步分析河床演变的细节，则需仔细分析水沙过程的年内变化情况，特别是研究浅滩河段年内冲淤变化规律时，涨水和退水时间的长短、沙峰和洪峰孰先孰后、洪峰与沙峰的峰型及峰量等，往往关系到浅滩河段年内冲淤变化及碍航情况,河流动力学,对水道地形观测资料的整理分析河道平面变化,河流动力学,对水道地形观测资料的整理分析河道纵向演变及冲淤量估算河段历年实测的深泓线(或河床平均高程线)绘制在同一幅图上，通过分析对照，即可看出该河段沿深泓线(或沿几何轴线)的纵向冲淤变化点绘水位流量关系图，可以间接判断河床的冲淤情况，并据此分析河段冲淤发展趋势根据历年水位、流量实测资料，可绘制同流量下的水位过程线，用于分析河段年际冲淤变化当河道上设有多处水文站，并有历年实测悬移质输沙率资料时，可以根据输沙平衡原理，计算某时段内上、下水文站输沙量之差，据此可判断该时段内河床的冲淤变化及其冲淤量,河流动力学,河流动力学,当河段内有若干次实测大断面成果时，则可进行河道断面的冲淤计算，具体做法是：每个断面选择一个定常的比较高的控制高程作为断面冲淤计算的基准面；分别计算各断面历次实测控制基准面以下的断面面积；计算各断面相邻两个侧次的断面面积之差，并根据上、下相邻两个断面的间距，计算其间的冲淤量；根据计算所得冲淤量，绘制沿程冲淤变化图,河流动力学,河流动力学,对河床地质资料的整理分析河床地质条件是影响河床演变的重要团素之一当河床由易冲刷的松散沙质组成时，河床的变化将较急剧，河床将不稳定当河床由不易冲刷的土质组成时，河床演变的过程将较缓慢，河床将比较稳定如果河床的地质组成极为复杂，则河床演变的过程也将很复杂,河流动力学,河流动力学,河相关系,河流动力学,定义,能够自由发展的冲积平原河流的河床，在水流的长期作用下，有可能形成与所在河段具体条件相适应的某种均衡的河床形态，亦这种均衡和表达来水来沙条件(如流量、含沙量、泥沙粒径等)及河床地质条件(在冲积平原河流中其本身的部分甚至整体往往又是来水来沙条件的函数）的特征物理量之间，常存在某种函数关系，这种函数关系称为河相关系或均衡关系由于河床形态常处在发展变化的过程之中，所谓均衡形态并不意味着一成不变，而只是就空间和时间的平均情况而言,河流动力学,存在两种河相关系，相应于某一特征流量，如造床流量的河相关系，利用这样的河相关系，对于某一断面，只能确定惟一的河宽、水深及比降。这样的河相关系，适用于一个河段的不同断面，同一河流的不同河段，甚至不同河流。它只涉及断面的宏观形态，而不涉及其细节。在文献中有时称之为沿程河相关系同一断面相应于不同流量的河相关系，它能确定断面形态随流量变化的细节，在文献中有时称之为断面河相关系。通常所说的河相关系，常指沿程河相关系，在用沿程河相关系确定断面的总体轮廓之后，再用断面河相关系确定其变化细节冲积河流水力计算和河道整治的依据,河流动力学,造床流量,无论是河床的稳定系数，还是河相关系，都要使用单一的所谓造床流量作为特征流量。而实际上影响河床形态及其演变特性的流量是变化不定的，因此，这个单一的造床流量应该是其造床作用与多年流量过程的综合造床作用相当的某一种流量。这种流量对塑造河床形态所起的作用最大，但它不等于最大洪水流量，因为尽管最大洪水流量的造床作用剧烈，但时间过短，所起的造床作用并不是很大；它也不等于枯水流量，因为尽管枯水流量作用时间甚长，但流量过小，所起的造床作用也不可能很大。因此，造床流量应该是一个较大但又并非最大的洪水流量,河流动力学,确定造床流量方法马卡维也夫法某个流量造床作用的大小，既与该流量的输沙能力有关，同时也与该流量所持续的时间有关。前者可认为与流量Q的m次方及比降J的乘积成正比，后者可用该流量出现的频率P来表示。因此，当QmJP的乘积力最大时，其所对应的流量的造床作用也最大，这个流量便是所要求的造床流量 计算的具体步骤如下将河段某断面历年(或选典型年)的流量过程分成相等的流量级确定各级流量出现的频率P绘制该河段的流量比降关系曲线，以确定特级流量相应的比降算出相应于每一级流量的QmJP值，其中Q为该流量级的平均值；m为指数，可由实测资料确定，即在双对数纸上作GsQ关系曲线(Gs为与Q相应的实测断面的输沙率)，曲线斜率即为m值，对平原河流来说，一般可取m2绘制Q QmJP关系曲线从图中查出QmJP的最大值，相应于此最大值的流量Q即为所求的造床流量,河流动力学,实际资料分析表明，平原河流的QmJP值通常都出现两个较大的峰值(见右图)。相应最大峰值的流量值约相当于多年平均最大洪水流量，其水位约与河漫滩齐平，一般称此流量为第一造床流量。相应次大峰值的流量值略大于多年平均流量，其水位约与边滩高程相当，一般称此流量为第二造床流量决定中水河槽的流量应为第一造床流量，第二造床流量仅对塑造枯水河床有一定的作用，通常所说的造床流量系指第一造床流量,河流动力学,平滩水位法用漫滩水位确定造床流量，是由于按前述方法计算的造床流量水位大致与河漫滩齐平，同时，也只有当水位平滩时，造床作用才最大，因为当水位再升高漫滩时，水流分散，造床作用降低，水位低于河漫摊时，流速较小，造床作用也不强。这一方法亦称漫滩流量法。使用这一方法的困难之处在于河漫滩高程不易准确确定。为了避免用一个断面时河漫滩高程难以确定及代表性不强的缺点，可以在河段内取若干个有代表性的断面，取其平滩水位时的平均流量值作为造床流量此法概念清楚，简便易行，实际工作中应用较广泛造床流量的保证率法,河流动力学,河相关系,早期的河相关系早期的河相关系基本上是经验性质的具体做法是，选取比较稳定或冲淤幅度不大，年内输沙接近平衡的可以自由发展的人工渠道和天然河道进行观测，在形态因素与水力泥沙因素之间建立经验关系祈成果，如格鲁什科夫提出的如下宽深关系式其中河宽B及平均水深h是相应于平摊流量而言的、单位为米，通称河相系数，山区河段为1.4，细沙河段为5.5上反映了天然河流随着河道尺度或流量的增大，河宽增加远较水深增加为快的般性规律。进一步的研究表明。与河型密切相关,河流动力学,近代河相关系量纲分析法谢鉴衡方法最小活动性假说能耗最小假说,河流动力学,纵向稳定系数河床在纵深方向的稳定性主要决定于泥沙抗拒运动的摩阻力与水流作用于泥沙的拖曳力的对比这个比值愈大，泥沙运动强度愈弱，河床因沙坡、成型堆积体运动及与之相应的水流变化产生的变形愈小，因而愈稳定；相反、比值愈小，泥沙运动强度愈大，河床产生的变形愈大，因而愈不稳定,河床稳定性,河流动力学,河床稳定性（续）,横向稳定系数横向稳定与河岸稳定密切相关。从问题的物理实质来看，决定河岸稳定的因素主要是主流的顶冲地点及其走向和河岸土壤的抗冲能力。主流顶冲河岸，而河岸土壤的抗冲能力愈弱，则河岸愈不稳定。滩槽高差对河岸的抗冲能力也有一定的影响。滩槽高差愈小，则冲刷同样宽度带走的土方量愈少，因而需要的时间愈短，河岸也愈不稳定，但滩槽高差较小，也可看成河岸抗冲能力甚弱的直接后果,河流动力学,平滩流量横向稳定系数枯水流量横向稳定系数综合稳定系数由于河流是否稳定，既决定于河床的纵向稳定，也决定于河床的横向稳定，很自然地会联想到将这两个稳定系数联系在一起，构成一个综合的稳定系数,河流动力学,蜿蜒型河道的演变规律,河流动力学,定义,蜿蜒河流(meander)一词起源于土耳其西南部的梅安德(Meander)河，因该河很清楚地呈现出的扭曲折的流路，后来即以该何名代表蜿蜒型河流蜿蜒型河段是冲积平原河流最常见的一种河型，在流域条件变化十分广泛的范围内，都存在这种河型从土壤地质看，绝大多数河岸是粘性土壤和中细沙或沙砾组成的二元相结构，河谷都比较开阔在我国这种河型分市得十分广泛,河流动力学,下荆江弯曲河道,河流动力学,形态特征,从平面上看，蜿蜒型河段是由一系列正反相间的弯道和介乎其间的过渡段衔接而成的在较长的蜿蜒型河道上，自上游过波段中点起沿河道中心线至最后一个过渡段中点止的曲线长度L0与起点至终点的直线长度L1之比，称为曲折系数下荆江的曲折系数原为2.84，几经裁弯取直后，降为1.89，南运河的曲折系数为1.96,河流动力学,单个河弯而言，上下两个过渡段的中点之间的曲线长度L c与直线长度Ll之比为该河弯的曲折系数相邻两弯顶的横向距离Bm称为摆幅单个弯道的弯曲程度是沿程变化的。但在一定的范围内常近似为圆弧形，因而可用圆弧半径只来表示其弯曲程度，称为曲率半径R的大小与河流尺度和动量有关,河流动力学,在曲率半径为尺的单个弯段内，上游起点和下游终点辐射线所构成的夹角称为中心角凹向水流的河岸为凹岸，凸向水流的称为凸岸二者在平面上都是左右相对的。两反向弯道之间的直线段称为过渡段,河流动力学,从横断面看，弯道段呈不对称三角形，凹岸一例坡陡水深，凸岸一侧坡缓水浅。过波段基本是呈对称的抛物线形或梯形。由弯道段至过波段断面形态沿程是逐渐变化的从纵剖面看，其深泓线是沿程起伏相间的，弯道段高程较低，而过渡段则较高,河流动力学,水流特性,蜿蜒型河段的水流运动受重力和离心惯性力的双重作用，其等压面与重力和离心惯性力的合力相垂直，因而水位沿横向呈曲线变化，凹岸一现象决定了弯道水流结构的特点这些特点主要反映在水面横比降J，凹岸和凸岸的纵比降、横向环流、纵向垂线平均流速和水流动力轴线的变化上,河流动力学,菲德曼实测的弯道水位等高线,河流动力学,横比降的存在，使得水流纵比降沿凹岸和凸岸不同,河流动力学,横比降的水体受力特点，必然会形成横向环流，环流的方向，其上部恒指向凹岸，下部横指向凸岸凡是水流弯曲的部位都存在环流边滩的存在促使水流弯曲，故顺直型河段也存在环流。在汊道的分流区和汇流区同样存在环流,河流动力学,输沙特性,河段泥沙的纵向输移，从长时段看基本上是平衡的。除某些特殊情况(例如坝下游的长距离冲刷)外，一般不存在显著的单向淤积或冲刷。但由上述水力泥沙因素变化所引起的汛期槽冲滩淤，枯水期槽淤滩冲，则很有规律性,河流动力学,演变规律,一般演变平面变化蜿蜒型河段的平面变化是，蜿蜒曲折的程度不断加剧，河长增加，曲折系数也随之增大原因：主要是凹岸的不断崩退和凸岸的相应淤长，使河弯在平面上不断发生位移，并且随弯顶向下游蠕动而不断改变其平面形状平面变形虽然比较大但仍有一定的限度平面变形时河弯固然不断变化，但各河弯之间过渡段的中间部位则基本不变，只是过渡段长短不等而已。即，蜿蜒型河段的平面变形，基本上是围绕由这些中间部位联成的摆轴进行的,河流动力学,下荆江近400年变化,河流动力学,一般演变（续）横向变化横断面变形主要表现为凹岸崩退和凸岸相应淤长在变化过程中不仅断面形态相似，且冲淤的横断面面积也接近相等可根据前后两次实测断面资料，对断面的进一步发展趋势作出判断如果崩退的面积大于淤长的面积，则凸岸会继续淤长如果凸岸淤长的面积大于崩退的面积，则凹岸会继续崩退如果崩淤面积接近相等，则表明断面已接近平衡状态横断面变形最本质的原因是横向输沙不平衡过渡段两岸也会发生一定的冲淤变化，但强度较弱。两岸冲淤面积接近相等，断面形态保持不变,河流动力学,来家铺弯顶冲淤变化,河流动力学,一般演变（续）纵向变化即弯道段洪水期冲刷而枯水期淤积，过渡段则相反年内冲淤变化虽不能完全达到平稠，但就较长时期的平均情况而言，基本上是平衡的,河流动力学,突变自然裁弯蜿蜒型河段的发展由于某些原因（例如河岸土壤抗冲能力较差)，使同一岸两个弯道的弯顶崩退，形成急剧河环和狭颈。狭颈的起止点相距很近，而水位差较大，如遇水流漫滩，在比降陡流速大的情况下便可将狭颈冲开，分泄一部分水流而形成新河。这一现象称为自然裁弯,河流动力学,自然裁弯,河流动力学,突变撇弯当河弯发展成曲率半径很小的急弯后，迟到较大的洪水，水流弯曲半径远大于河弯曲率半径，这时在主流带与凹岸急弯之间产生回流。使原凹岸急弯淤积。这种突变称为撇弯撇弯时凹岸是淤积的，有异于弯道演变的一般规律切滩河弯曲率半径适中，而凸岸边滩延展较宽且较低时，遇到较大的洪水，水流弯曲半径大于河岸的曲率半径较多，这时凸岸边滩被水流切割而形成串沟，分泄一部分流量，这种突变称为切滩产生这一现象的主要原因，是凸岸边滩较低，抗冲能力较差,河流动力学,撇弯和切滩,河流动力学,自然裁弯与切滩虽然有一些共同点，但实际上是两个不同的概念自然裁弯是在两个河弯之间的狭颈上进行的，而切滩发生在同一河弯的凸岸切滩所形成的串沟，虽然也可以成为新河，但原河弯不会被淤积成牛轭湖，而是形成两条水道并存的分汊河段两者对河势的影响，自然裁弯比切滩要大很多,河流动力学,分汊型河道的演变规律,河流动力学,分汊型河段是冲积平原河流中常见的一种河型，西方国家称之为辫状河型。我国各流域内都存在这种河型分汊型河段由于水流和泥沙分股输移，这样的水、沙状况往往是难于稳定的，容易引起汊道的变化,河流动力学,形态特性,分汊型河段的几何形态三维性特别强，分别就平面、横断面和纵剖面形态加以叙述平面特性单个的分汊河段，其平面形态是上端放宽、下端收缩而中间最宽。中间段可能是两汊，也可以是多汊，各汊之间为江心洲。自分流点至江心洲头为分流区，洲后至汇流点为汇流区，中间则为分汊段长江中下游按平面形态的不同，可分为顺直型分汊、微弯型分汊和鹅头型分汊三类 从较长的河段看其问常出现几个分汊段，呈单一段与分汊段相间的平面形态。因单一段较窄，分汊段较宽。故常形象地称其具有藕节状外形,河流动力学,汊道类型,河流动力学,横断面特性分汊型河段的横断面，在分流区和汇流区均呈中间部位凸起的马鞍形，分汊段则为江心洲分隔的复式断面纵剖面特性分汊型河段的纵剖面，从宏观看，呈两端低中间高的上凸形态，而几个连续相间的单一段和分汊段，则呈起伏相间的形态，与蜿蜒型河段的过渡段和弯道段的纵剖面有相似之处,河流动力学,从局部看，分流区至汊道入口，自分流点开始，两侧深泓线先为逆披而后转为顺坡，呈马鞍状。二汊一高一低，高的为支汊，低的为主汊，支汊的逆被恒陡于主汊的，二者最高点的差值，在长江中下游有的可达二三十米汊道出口至汇流区，两侧的深泓线呈顺披下降，支汊一侧的纵按常陡于主汊一侧的。就支汊一例进、出口两个陡坡而言，出口的顺披更陡于进口的逆坡,河流动力学,各股汊道的总长与主汊长度之比，称为分汊系数汊道段的最大宽度(包括江心洲)与汊道上游单一段宽度之比，称为汊道的放宽率汊道段的长度与汊道段最大宽度之比，称为分汊段长宽比江心洲长度与其最大宽度之比，称为江心洲长宽比,河流动力学,水流特性,分汊型河段水流运动最显著的特征是具有分流区和汇流区分流区分流区的分流点是变化的，一般是高水下移，低水上提，类似于弯道顶冲部位的变化，这是由水流动量的大小所决定的自分流点起水流分为左右两支，而流线的弯曲方向往往相反，且表层流线比较顺直，而底层流线由于受地形的影响，则比较弯曲,河流动力学,分流区（续）分流区的水位，支汊一侧总高于主汊一侧水位沿横向的变化呈中部高两侧低的马鞍形，并与横断面相对应。水位沿纵向的变化，由于水下沙脊的沿程升高和阻水作用，表现为沿程略有升高分流区的纵比降，支汊一侧小于主汊一侧。分流区因两侧存在水位差而形成横比降，其大小视流量而定，一般高水时小些，低水时则大些，均沿流程逐渐增大，至洲头附近达最大值,河流动力学,分流区（续）在分流区内，水流分汊，恒出现两股或多股水流，其中居主导地位的则进入主汊分流区的断面平均流速沿流程呈减小趋势，流向主汊一侧和支汊一侧的水流垂线平均流速也是沿程逐渐减小的，且流向支汊一例的要减小得多一些分流区内断面上的等速线有两个高速区，靠主汊一侧的流速最大，靠支汊一侧的流速次之，而中间则为低速区。这样的分布规律是与横断面内主流部位相对应的,河流动力学,分流区（续）分流区恒存在环流其变化和分布具有多样性产生环流的原因是多方面的，最主要的是水流由单一转为分流时流线发生弯曲所致汇流区汇流区的水位，支汊一例的高于主汊一侧水位沿流程降低，主汊一侧比支汊一侧降低得更快些，因而其纵比降是主汊一侧大于支汊一侧由于两岸存在水位差，故汇流区同样存在横比降,河流动力学,汇流区（续）汇流区的断面平均流速沿程增大，来自主汊一侧和支汊一侧的垂线平均流速也如此。但前者大于后者，这样的变化与纵比降的变化是相应的汇流区内断面上的等速线同样存在两个高速区和中间低速区，且与横断面内主流部位相对应汇流区也有环流，其变化和分布与分流区的类似,河流动力学,输沙特性,分流区左右两侧含沙量都较大，而中间较低，这样的分布特点是与等速线相对应的 汇流区的情况相反，左右两侧含沙量较小而中间较大，且底部的含沙量更大，这样的分布特点可能与汇流后两股水流在交界面处掺混作用加强有关,河流动力学,输沙特性（续）,河流动力学,分流区床沙的组成变化特点是：汛期高水位时大幅度变细、枯季低水位时大幅度变粗，这与汊道汛期淤积枯季冲刷的变化规律有关从部位看，支汊一侧的较细，主汊一例的较租，这与主、支汊的水流强弱一致，是主汊冲刷，支汊淤积的必然结果,河流动力学,演变规律,分汊型河段演变最主要的特点是主汊、支汊的易位演变的结果体现在汊道几何形态的变化上平面的位移主要取决于河岸的抗冲能力。河段分汊后，如果一岸的抗冲能力较强，另一岸较弱，随着河岸的坍塌后退，则一汊会单向位移，江心洲相应展宽。如果河岸在坍塌后退的同时，也向下游发展，则汊道表现为横向摆动与下移的平面变形洲头的淤长与冲退主要取决于分流区河岸的展宽与否。如果河岸居宽，则流速进一步减少，为泥沙落淤创造了条件，于是洲头向上游淤长且洲头比较乎缓。如果河岸相对稳定，上游河段主流也比较稳定，则洲头常年受到水流的冲刷，长时间内则表现为冲退，洲头也比较陡峻,河流动力学,汊道平面变化,河流动力学,洲尾的冲淤主要取决于主汊、支汊汇流角的大小，如交角较大，则发生冲刷，洲尾向上游退缩且尾部较陡。如交角较小，在汇流过程中，泥沙在汇流区间落淤，使洲尾向下游淤长汊道的纵向冲淤，对于相对稳定的汊道，一般表现为汛期淤积枯季冲刷，总的冲淤幅度不大,河流动力学,主、支汊易位是汊道演变最显著的特点在易位过程中，原主汊表现为单向淤积，河床始高，断面尺度缩小；原支汊则表现为单向冲刷，河床下切，断面尺度扩大发生主、支汊易位的原因最主要的是上游水流动力轴线的摆动，从而引起分流分沙的变化，导致主、支汊易位主、支汊的易位在长江是比较常见的，但周期较长，一般是数十年，甚至上百年,河流动力学,游荡型河道的演变规律,河流动力学,形态特性,从平面形态看，游荡型河段的特性是：河身比较顺直、曲折系数一般不大于1.3。在较长的范围内，往往宽窄相间，类似藕节状。河段内河床宽浅，洲滩密布，汊道交织游荡型河段的纵比降比蜿蜒型河段大,河流动力学,河流动力学,游荡型河段的横断面宽浅，其河相系数相当大我国北方一些游荡型河段不仅断面宽浅，而且由于泥沙的不断淤积，河床常高出两岸地面而成为“悬河”,河流动力学,水流特性,游荡型河段因河床宽浅，平均水深很小，流速大游荡型河段的水文特性主要表现为洪水的暴涨暴落，年内流量变幅大,河流动力学,输沙特性,游荡型河段的含沙量往往很大黄河花园口站多年平均含沙量为27.1kg/m3，永定河三家店站为44.2kg/m3同流量下的含沙量变化很大，流量与含沙量的关系极不明显。也就是说，同流量下的输沙率变化很大，不但全沙输沙率是如此，床沙质输沙率也是如此游荡型河段由于比降大，床沙组成细，其河床纵向稳定系数 很小黄河下游为0.300.47，,河流动力学,河流动力学,演变规律,多年平均河床逐步抬高下表为黄河下游游荡型河段各水文站历年同流量下的水位变化情况，表中除19601964年为三门峡水库蔷水运用和防洪排沙期间，因下泄沙量较少，河床发生冲刷引起水位下降外，其余各时段河床均发生淤积，导致水位抬高。花园口至高村河段，在19501972年的20多年内河床平均抬高速度为5.99.7cma,河流动力学,年内冲淤变化规律游荡型河段年内的冲淤变化，一般是汛期主槽冲刷，滩地淤积，而非汛期则主槽淤积，滩地崩塌从一个水文年看，主槽虽有冲有淤，但在长时期内，仍表现为淤积抬高；而滩地则主要表现为持续抬高。一部分滩地虽然坍塌后退，但一部分滩地又会淤长，长时期内变化不大,河流动力学,游荡型河段年内的冲淤变化，一般是汛期主槽冲刷，滩地淤积，而非汛期则主槽淤积，滩地崩坝。这一规律与河段的水力、泥沙因素及河道形态有关例如黄河下游游荡型河段，床沙较细且含沙量大，主槽糙率甚小，一般为0.01左右，而滩地糙率受植物覆盖影响，约为0.04，这样就使滩槽的水流挟沙能力相差很大，为汛期大幅度冲槽淤滩提供了条件。同时由于河道平面形态宽窄相间，自窄段进入宽段时，含沙量甚大的水流自主槽漫入滩地，在滩地大量落淤，而自宽段进入下一个窄段。由于泥沙在上一段滩地落淤后，水流含沙量有所降低，这时从滩地回归主槽的水流含沙量较小，促使主槽冲刷。在上述两种因素的共同影响下，黄河下游游荡型河段在汛期的滩淤槽冲往往能延伸较长的距离在非汛期，因为流量减小，水流归槽，主槽挟沙能力大幅度降低，而来沙量除上游挟带来的外，因主流摆动，滩地受到冲刷而坍塌后退、更增加了来自滩地的泥沙，其结果是主槽淤积。至于滩地，则主要表现为横向坍塌后退，滩面看不到面蚀现象，因而每经过一个水文年，滩面都有所抬高。洪水漫滩的次数愈多，漫滩范围愈广，含沙量愈高，滩地落淤量愈大，滩面抬高得愈多,河流动力学,平面变化规律在平面变化上，表现为主流摆动不定，主槽位置也相应摆动，且摆幅相当大，导致河势变化剧烈黄河游荡型河段的主槽摆动更为剧烈，据秦厂柳园口河段的实测资料，在一次洪峰涨落过程中，河槽深泓线的摆动宽度每天竟达130 m图3-45(b)为柳园口河段多年河势变化由图可知，19511972年主流线沿着4条基本流路多次发生变化，最严重的一次为1954年8月下旬在一次洪峰过程中，柳园口附近主流一昼夜内南北摆动竟达6km以上,河流动力学,河流动力学,游荡型河段主流摆动如此剧烈的原因，根据实测资料，大致可归纳为下面几点：河床淤积抬高，主流袭夺新道。在沙滩罗列、汊沟纵横交错的河槽中主流原来所经河汊的河床较低，但由于泥沙淤积，河床和水位逐渐抬高，迫使水流转向河床较低和较为顺直的沟汊，经过一次大水后，主流发生摆动，原来的主汊则逐渐淤塞洪水漫滩拉槽，主流改道。当洪水漫摊后，滩地对水流的控制作用减弱，水流因惯性作用而取直，于是在河滩上冲出一条新的河汊。并逐渐发展成为主流，这种情况在滩位较低的河段上更为多见上游河势的改变也是常见的原因。由各种原因引起的上游主流方向的变化都会导致下游主流流路改变，引起主槽摆动,河流动力学,