受水流的紊动作用悬浮于水中输移的泥沙。当水流速度大于一定数值，自床面附近发生的紊动漩涡，在向主流区上升时，大尺度紊动漩涡的向上脉动速度，远大于悬移质的沉速，就能够有效地将后者举起，从含沙量较大的下层输送到上层水流中去，这是水流的紊动漩涡对悬移质的扩散作用。同时，悬移质比水重，在紊动漩涡内会向下沉降。因此，在受到紊动扩散和重力影响的共同作用下，悬移质得以在水流中作较长距离的运动。

中国北方的许多河流，不但悬移质含沙量大，而且具有颗粒很细的特点。黄河就是其中最著名的一条多沙河流。黄河三门峡水文站实测的平均含沙量为37.6公斤/米³，黄河龙门水文站实测的最大含沙量达到826公斤/米³。

悬移质的数量对于河床的冲淤变化影响很大，在防洪，航运和灌溉等工程方面都很重要，悬移质淤积在水库里会影响它的使用年限，城市的生活和工业用水，要采用沉沙设备来清除有害的悬移质。尤其是，在侵蚀严重的流域内，开展水土保持工作，以保护水土资源，减少悬移质的来沙量，对于水利建设事业有着重要的意义。

悬移质特性 悬移质组成的粒径大小是很不均匀的，其中较粗颗粒的输沙率与水流条件之间有较好的关系。相反地，细颗粒的输沙率往往不存在这样的关系。可见不同粗细的悬移质的特性有很大差别，美国著名学者爱因斯坦（H.A.Einstein）等于1940年把运动着的泥沙区分为床沙质和冲泻质。当把悬移质的组成与表层床沙的进行比较时发现：悬移质中较粗的一部分泥沙，是床沙中大量存在的，因此称为床沙质；悬移质中较细的一部分泥沙，是床沙中少有或没有的，因此称为冲泻质。一般的经验规则是，取床沙级配曲线上相应于10%（或5%）的粒径D₁₀（或D₅），作为区分二者的临界粒径。这样，不但每条河流的不同河段上，床沙质与冲泻质的临界粒径各不相同，即使在同一河段上，临界粒径也可能随冲刷或淤积而异。影响悬移质中床沙质数量的因素，主要是水流和泥沙的条件，即水流的流速、水深，和悬移质的沉速。此外，在某些河流中，当河水的温度降低时，细颗粒悬移质的含沙量可以显著增大。天然河流中实际观测表明，由于悬移质组成的粒径很不均匀，在一定的水流条件下，悬移质有比较明显的上限极限粒径，即最大粒径。凡粒径小于这一极限粒径的泥沙都可能悬浮，因此，悬移质往往没有明显的下限极限粒径，即最小粒径。

悬移质沿水深分布 含沙量以体积百分数或公斤/米³表示。由于水流的紊动作用，任意点的瞬时含沙量是脉动的，故用时均含沙量表示该点的含沙量。含沙量的特点是随距河床以上的距离而变化，接近床面处的含沙量最大，距床面愈远则愈小，沿水深成为上小下大的曲线分布。研究悬移质沿水深的分布，有两种不同的理论：即扩散理论和重力理论。

扩散理论 其基本假定是，悬移质的粒径要比挟带它作不规则运动的漩涡的尺寸小得多，除了在垂直方向因泥沙较重而有相对运动以外，悬移质在其他方向的运动速度，就等于紊动漩涡在该方向的速度，一方面，扩散理论认为大尺度的紊动漩涡，在向主流区传递的过程中就把悬移质从含沙量较大的下层扩散到上层水流中去；另一方面，由于悬移质比水重，它在紊动漩涡内向下沉降。悬移质能够在水流中作悬浮运动，而且含沙量形成上小下大的沿水深分布，是以上两种作用的结果。苏联著名学者马卡维也夫（B.M.Маккaвеев）于1931年和美国学者奥布赖恩（M.P.O’Bnien）于1933年分别提出悬移质含沙量达到相对平衡状态时的扩散方程。该方程可表示为：

悬移质

式（1）表示在两维恒定水流中，由于水流紊动扩散作用向上传递的泥沙量与受重力作用向下沉降的泥沙量相等。式中S_V为距床面以上y高度处的含沙量，（以体积百分数计），ω为单颗粒泥沙在静水中的稳定沉速，ε_s为泥沙交换系数，

通常假定ε_s＝ε_m，ε_m为水流动量交换系数。依据对数流速分布公式得到ε_m＝kyu_*（1－），其中k＝0.4，h为水深，u_*为摩阻流速，爱因斯坦曾提出，当床里上有沙波时，应采用沙粒摩阻流速u_*＝R′_b为沙粒水力半径，J为水流的能波，g为重力加速度。从床面以上任意指定的高度处（y＝a）开始沿水深积分（1）式，得到悬移质含沙量沿水深分布的算式：

悬移质

式中 S_va为距床面以上高度y＝a处的含沙量，z＝，z为悬移质的悬浮指标，该值确定了悬移质沿水深分布的均匀程度，式（2）是美国学者劳斯（H.Rouse）于1937年首次提出的。依据式（2）绘制的一组相对含沙量沿水深分布的曲线，如图所示。由图可见，相应于不同的悬浮指标有各自的分布曲线，一般在相同的水流条件下，细颗粒的悬浮指标较小，其相应的分布曲线要比粗颗粒的均匀得多。还可以看出，悬移质的悬浮高度也与z值有关。当z＝5时，由计算得知以悬移形式输移的泥沙为量已很少，从实用观点来说，可以把z≧5看成是泥沙能否成为悬浮状态的临界别条件。

在河流中以及在实验水槽中，进行悬移质含沙量的测验表明，不管水流的尺度多大，实测含沙量沿水深的分布与式（1）曲线的形式是符合的，但是，实测的悬浮指标Z₁值与理论的Z值仍有一定的偏离。美国著名学者范诺尼（V.A.Vanoni）于1946年首先在试验水槽测验中发现Z₁一般小于z值，即实测的悬移质含沙量分布，要比式（2）的计算结果更为均匀。产生这种差别的原因，一般都认为是把泥沙交换系数假设等于动量交换系数的缘故。范诺尼假设ε_s＝βε_m，其中β为大于1.0的比例常数，因泥沙粒径大小不同而异。以后的研究表明，泥沙交换系数的垂线分布形式对悬移质沿水深分布的影响，并不是很大的。因此，这一问题尚没有满意解决。

相对含沙量沿水深分布曲线

重力理论 从挟沙水流的能量平衡出发，认为要使悬移质在水流中悬浮而不下沉，需要不断地把它向上托起来，就要消耗水流的能量，被称为水流给出的悬浮功。苏联著名学者维立康诺夫（M.A.Beдикaнoв）于1954年在水流的时均能量平衡方程中计入悬浮功一项，也得到悬移质含沙量沿水深分布的关系式。但是，这一算式与水槽中的实测资料不符。而且，由于悬浮功系取自水流的紊动能，并不是由时均能量来支付的，所以，他依据重力理论推导的时均能量平衡方程还存在原则性的问题。

不论是扩散理论还是重力理论，都只给出了相对含沙量沿水深的分布，而要估算任意水深处的绝对含沙量，必须先求得距床面以上任意指定的高度处（y＝a）的含沙量S_Va方可。显然，这不是悬移质理论所能为力的。