沉积物运动是指流体挟带、迁移和沉淀的作用。
分类
沉积物的运动沉积物的运动大体上分为三类：挟带、迁移和沉淀。
挟带
当污水流过排水管道的淤积床时，淤积固体受到沿水流方向的水平推力和垂直水流方，向的上举力，同时淤积固体还受到重力和分子粘附力的作用。如果水平推力和上举力小于淤积固体的重力和分子粘附力，则颗粒保持稳定；如果超出淤积固体的重力和分子粘附力，则水流挟带发生，导致颗粒在水流/固体界面处运动。由于水流的紊动在速度上具有瞬时脉动性，并非所有给定尺寸的颗粒同时移动。一般用临界切应力或临界起动速度表示固体颗粒开始运动时的条件。
迁移
一旦沉积物被挟带进水流，它就开始运动。按其运动状态，可分为推移质和悬移质两大类。在水流作用下，沿管底滚动、滑动或跳跃前进的沉积物，称为推移质。这类沉积物一般粒径较粗。另一类是悬浮于水中，随水流前进的沉积物，称为悬移质。这类沉积物一般粒径较细。两类沉积物的运动方式既有区别，又有联系。就同一沉积物组成而言，在较缓水流作用下，可能表现为推移质；在较强水流作用下，则可能表现为悬移质。
沉淀
如果水的流速或紊流程度降低时，处于悬浮状态的沉积物数量就会减少。累积在管底的物质可能继续以推移质运动。但当水流流速或紊流度低于某一限值时，沉积物将会形成淤积床，只有淤积床表面的物质发生运动。如果水流速度进一步降低，沉积物的运动将完全停止。
如果非满流排水管道受到推移质的作用，但是又不能限制它的沉降，将会形成淤积床。它会增加管底的阻力，造成水深增加、速度降低。
直观上，流速的降低会带来水流中沉积物迁移量的减少，造成进一步的淤积及可能的堵塞。但事实上，实验证明淤积床的存在给沉积物的推移质运动提供了条件。其原因是沉积物迁移的机制也与淤积床的宽度有关。其影响远大于管底粗糙系数造成速度降低的补偿。最后，沉积床增加的深度(和宽度)将与相关的运输能力相平衡，防止进一步沉淀。这样，少量淤积原则上对沉积物的迁移是有利的。
沉积物运动的控制因素
边界层与牵引作用
我们已知，靠近固体边界的水流由于沿边界的摩擦力而减慢，界面经受一种水流剪切力。水体不断作用于边界上一种大小相等而方向相反的切晾J牵引力或剪切力，而使底面相应地发生移动，也就是使底面上的沉积颗粒受到侵蚀。该力的大小与水流流速的平方成正比；在下面的讨论中我们将用到这一基本关系。
在任何一个流动着的流体中，靠近边界而受到边界影响的流动区间就叫做边界层，这些层内的水体流动可能是片流(层流)或者是紊流(湍流)。海洋巾许多沉积物的侵蚀、搬运和沉积作用都是在底部边界层(benlhicbnundarylayer)进行的，该层紧靠海底，其厚度通常为10米。
沉积物运动的范围取决于底部边界层扰动与剪切的程度。而它们又主要受水流流速及海底的组成物质和粗糙的影响。
粘滞亚层
当海底沉积物颗粒以及由此而确定的粗糙度廾不太大，且流速不太快时，则紧贴海底存在着一个准层流或者平缓流动的水流区，这就是所谓的粘滞亚层(viscous sublayer)，粘滞亚层的厚度一般为毫米级，而且与UZ成反比。
海浪与沉积物运动
到目前为止，我们所考虑的仅是水流的作用，但是我们知道海浪能够使海底上的沉积物移动。至少在陆架海内，海浪越大，它影响的深度也就越大。测定由海浪运动而产生的剪切力稍为复杂，因为我们必须考虑前后摆动的运动，而基本—上不是单向的水流运动；在这里我们不拟进行详细讨论。我们只需了解，由于波浪而产生的剪切力与波浪运动的轨道速度的平方成正比。
正如前述我们已经把相当复杂的理论模式稍作简化。然而，即便是形式改进过的模式，当用到浅海和大洋时仍会出现一些问题，这并不是由于其理论基础有什么缺陷，而是因：为海洋体系中固有的可变性的影响。一方面，海底除深海平原外，极少是均一的，另一方面，海浪和海流并非匀速运动，也非彼此孤立运动，既是波动的又相互作用的。自然，鉴于这种复杂性，关于沉积物运动的理论可能变得相当复杂难解，而且找到验证这些理论所需要的精确方法可能也是极为困难的。
沉积物搬运的临界条件
当一种流体以一种加快的速度流过沉积物组成的海底时，则沉积物会出现一个起始移动点。得出沉积物起始运动的条件是研究任何沉积物搬运的一个起点。我们首先集中研究非粘结的沉积物(non-cohesive sediments)，也就是说这种沉积物不同于粘结性沉积物(cohesive sediments)，它们的颗粒并不互相粘附。实际上，粘土和细粉砂有趋向于互相粘附的特点，这主要是由组成它们的粘土矿物的性质所决定的。相反，较粗的以及由石英之类的矿物所组成的沉积物一般都是非粘结性的沉积物。
沉积物将开始运动(遭受侵蚀)的临界(限定或者起动)条件，能够相当简便地由海水中的石英颗粒测定出来。可以用临界剪切力和剪切速度(citieal shear and shear velocity)的计算值推导出使不同大小的石英颗粒进行运动所需要的起动流速。因此，在应用这些曲线图时必须预先考虑到这些条件。这就是，假定水流是稳定和均匀的；具有发育完好的紊流边界层；而且流过由粒径单一的沉积物所组成的平坦底面。在自然沉积物中，如此狭窄的粒径分布是罕见的；一般来说也不是平底，例如；它们因生物作用而成为不规则的小丘，或者形成沙波状。这样的条件在实验室里是极难系统地加以仿制的。然而正因为这样才把平坦底面当作一项标准。再者，海中的水流通常也并不是稳定和均匀的。
对称波浪波痕中沉积物的运动
前进波浪造成的流体运动，使流体质点在表面上大致呈环形轨道运动。如果接近沉积物表面的流体也处于运动状态，则流体质点的运动并不是圆形轨道，而是扁平得多的轨道，质点只作来回运动。于是就产生了振荡运动。沉积物运动的强度取决于靠近底床的这种振荡速度。这种速度是表面波的高度、周期和波长以及流体深度的函数(参见马诺哈，1955)。吉尔伯特(1899)可能是最先描述波浪振荡作用和波浪波痕形成的人。
在某一临界速度，少数颗粒从沉积物表面移出，沉积物开始运动。随着速度的增大，越来越多的颗粒开始运动，主要是滚动和蠕动，最后产生了波痕。沉积物颗粒从相邻的谷运移到脊部，并且产生一个与休止角相应的陡顺流面(背流面)。同时，在波痕的背流侧存在旋涡。在随后的反流时期，在反方向造成了类似的剖面。原来的背流侧的旋涡从水底升起、破碎并漂移开去，新的旋涡又在新的背流侧形成(巴格诺尔德，1946科尔普，1958，马诺哈，1955)。当越来越多的前积纹层加在波痕脊上时，脊的高度增大。脊的这种增高只是相对的，因为同时有物质从谷中连续地运移出来，谷不断加深。
随着速度的增大，波痕高度也增大。但是，在某一临界速度以上，波浪波痕的高度开始降低，而其长度增大。在这样的速度值下，颗粒不是滚动和蠕动，而是沉积物顶层作强烈运动，好象是大多数颗粒呈悬浮运动。这已为马诺哈（1955）在水槽实验中所证实。但是，英曼(1957)在他对自然界波痕的研究中没有发现这种情况：即在某一速度之上波痕高度降低而其长度增加。
换句话说，产生对称浪成波痕的振荡波浪运动的机制，可以和那些方向经常反复的水流机制相比较，所以背流侧的旋涡先是在脊的这一侧，然后又转到脊的另一侧。
正如马诺哈(1955)所观察到的，除非边界层中的水流是湍流，否则是不会形成
波痕的。在层流中不产生波痕。
不对称波浪波痕中沉积物的运动
不对称浪成波痕，赖内克(1961)也曾把它叫做半驻立振荡波痕，是由于向前和向后运动的速度不同造成的。
振荡波的理论研究和实验研究说明，波浪中的水质点并不是在一个闭合的轨道中运动的，因此在波浪传播方向上就引起水的质量转移。此外，与这样的波浪一起，水质点向前和向后运动的速度不同。这些因素便是形成不对称波浪波痕的原因。在碎浪带和浅水中尤其是这样。在滨岸附近，向前的速度大于向后的速度，因此使沉积物向陆地搬运。当波浪长而低时，这种速度差是大的，在短而陡的波浪中，速度差是小的由于向前的速度较大，有较多的颗粒从相邻的波痕谷中滚向波痕脊并越过脊。波痕的背流面接近沉积物的休止角，而上游坡是一个很平的斜坡。在向后流的期间，由于水流速度低，质点的运动较少，而且主要限于脊部，部分颗粒从脊部运移到相邻的谷中。但没有波痕对称性的颠倒。慢慢地，波痕在速度大的方向即波浪传播方向上运动。每一次新的冲击产生一个前积纹层，其方式与单向水流的波痕相当类似。