地面流水地貌的关系、成因与分类

第四章　地面流水地貌

河流、湖泊和沼泽三者关系密切，成因上有联系，空间上常相伴出现于沉降堆积平原，历史上有时相互转化，因而沉积剖面上有时交替出现。

地面流水分为面流、洪流和河流三大类。面流和洪流是在降雨或降雨后的一段时间内才有的暂时性流水，河流是常年流水。

第一节　暂时性流水地貌

暂时性流水包括面流和洪流：面流也称片流，是大气降水的同时在山体斜坡上出现的面状流水，它随着大气降水的结束而停止流动；洪流是大气降水的同时或紧接其后在山体的沟谷中形成的线状流水，且在大气降水后不久该流水消退。

一、洪流地貌

（一）洪流性质与类型

沟谷中流动的水位暴涨暴落的暂时性沟谷水流统称洪流。洪流作用常发生在暴雨或冰雪消融季节，历时短暂，流速大，紊动性强，流程短，搬运力大于河流，分选作用差，地貌塑造和堆积过程比较迅速，并常伴生灾害。

根据洪流的流态及固体径流量，洪流可分为暂时性洪流和泥石流，泥石流又可分为黏性泥石流和介于洪流与黏性泥石流之间的稀性泥石流（表4－1）。

（二）洪积地貌

1.洪积扇

由于山麓带地形坡度急剧变缓，山地河流流速迅速减慢，其带来的大量砾石和泥沙在山麓带发生堆积，形成一个半锥形的堆积体，在平面上呈扇形，称为洪（冲）积扇。

表4－1　洪流类型及洪积物类型关系表

据曹伯勋，1995。

洪积扇在平面形态上呈扇形，其顶部与沟口相连，形成一个扇形倾斜面，逐渐过渡到山前平原。洪积扇的顶部坡度较大，倾角一般为15°～20°。在开始形成散流的地方，由于流速骤减，洪积扇的坡度开始迅速减小。到洪积扇的边缘，坡度进一步减小，一般只有1°～2°，逐渐过渡到山前平原。洪积扇的规模越大，坡度越平缓。在洪积扇的表面，常被暂时性洪流切割成放射状的沟槽。

洪积扇组成物质具有明显的分布规律，从扇顶到扇缘，可分为3个相带：扇顶相、扇中相和扇缘相（图4－1）。

图4－1　洪积扇岩相分带结构示意图

（据杨子庚，1981）
①扇顶相；②扇形相；③滞水相；④加叠冲出锥；⑤风力吹扬堆积；⑥扇间洼地。
1.黏土及亚黏土；2.亚砂土；3.含砾石黏土、沙土（泥流型洪积物）；4.泥炭及沼泽土；5.砂透镜体；6.砾石透镜体；7.坡积碎石；8.基岩。粗实线为岩性分相界线

（1）扇顶相：以巨砾、砾石等粗粒沉积物为主（槽洪相），夹有细粒沉积透镜体，巨砾间为后续水流细粒充填，发育急流交错层理。因为有短暂的后续水流，使细粒物质被带走，因此孔隙度大。

（2）扇中相：又称扇形相，从砾石过渡到砂，以砂为主。由漫洪相砂土夹槽洪相砂砾组成。槽洪粗粒沉积物呈条状由扇顶伸入，剖面上呈各种透镜状（又称填谷粗粒沉积物），常与细粒沉积物交互，呈现不连续层状，称“多元结构”。

（3）扇缘相：主要由亚黏土、亚砂土组成（漫洪相），看起来像“纹泥”，透水性差。

以上各岩性带在平面和剖面上都呈过渡关系。洪积物岩相界线离山口的距离取决于气候和新构造运动对洪流作用的影响。沉积物厚度最大处在中部，山前有活动断裂时近断裂带最厚。

洪积扇主要分布在干旱与半干旱地区。在这些地区，降雨的变率很大，经常出现暴雨，洪流流量大。同时在干旱与半干旱地区，风化作用强烈，地表植被稀少，洪流的输沙能力增强。所以在干旱与半干旱地区，洪积扇的分布十分广泛。在我国天山、昆仑山和祁连山等干旱半干旱地区的山麓地带，往往发育了典型的洪积扇。

洪积扇的变形与气候、新构造运动密切相关。若气候变湿，水量随之增加，沉积物增多，则洪积扇面积增大；若气候变干，水量随之减小，沉积物减少，则洪积扇范围缩小。洪积扇形成以后，如果山体不断抬升，山前平原相对下降，在已经形成的洪积扇上，往往有新洪积扇形成，而且部分地覆盖在老洪积扇上，形成叠式洪积扇；如果上升的规模、幅度都比较大，老的洪积扇也随着抬升，则在它的下方将形成新的洪积扇，新、老洪积扇呈串珠状。甘肃河西走廊常有串珠状洪积扇的发育。如果新构造运动在山前不等量升降，则新的洪积扇轴线向一侧移动，使新、老洪积扇向一侧垒叠，并形成不对称的形态。

2.冲沟和冲出锥

冲沟又称侵蚀沟，是发育在坡地上的小型流水侵蚀沟谷。它与片流洗刷是强有力地造成水土流失作用的因素。

冲沟的发展可以分为细沟阶段、切沟阶段、冲沟阶段、坳谷阶段（图4－2）。

1）细沟阶段

斜坡上小股水流顺坡往下流动，形成宽约0.5m、深0.1～0.4m、长约数米至数十米的细沟（犁沟），纵剖面与斜坡一致。虽切割破坏土壤上部，但可填平，不会造成重大灾害。

2）切沟阶段

细沟进一步展宽加深都达1m，切穿土壤层，纵剖面下段与斜坡不一致，沟床下蚀形成陡坎，有水时使溯源侵蚀加快。

3）冲沟阶段

切沟进一步发展使沟床纵剖面下凹与斜坡明显不一致，沟缘、沟壁和沟头坡陡，常发生重力崩塌，加上溯源侵蚀，使冲沟展宽加长加速进行。在无植被覆盖的松散土中每年侵蚀可达几十米长。

4）坳沟阶段

冲沟进一步发展，沟头停止发展，谷缘圆化，纵剖面为下凹形，常被砂土、植被覆盖，横剖面呈浅“U”形，或称死冲沟，侵蚀沟进入衰亡阶段。

沟谷发育过程中，间歇性洪流把冲刷下来的物质带到沟口，发生大量堆积，形成一种半圆锥形的堆积体，称冲出锥。冲出锥是暂时性冲沟水流在沟口形成的小型堆积地貌。其面积大小仅几平方米到几十平方米。与洪积扇的区别是坡角较陡、分选差、岩相分异不及洪积扇明显。

图4－2　侵蚀沟发展阶段示意图

（据索波列夫修改，1957）
（a）细沟；（b）切沟；（c）冲沟；（d）坳沟。
1.坡面地形线；2.沟底地形线；3.堆积物；4.剖面线；5.冲沟向源侵蚀部分

3.泥石流

1）泥石流的特征

泥石流是洪水夹带大量固体碎屑物质沿着陡峻的山间沟谷下泻而成的特殊洪流。其中黏性泥石流是高黏度、高密度和高速运动的重力流。泥石流中泥沙石块的体积含量一般都超过15%，最高达80%，容重在1.3t/m3以上，最高达2.3t/m3。

泥石流的密度大，搬运力强，是洪流的5～50倍，暴发突然，来势凶猛，破坏力极大，是山区主要地质灾害之一。出现泥石流的沟谷，从上游到下游一般可以分3个区段（图4－3）。

图4－3　泥石流域示意图

（据北京大学等，1978）

（1）侵蚀区：又称形成区，位于流域上游山区，是泥石和水的主要供给区段。这里崩塌、滑坡、水土流失严重，侵蚀作用明显，山坡不稳定。

（2）过渡区：又称流通区，位于沟谷的中游地段，多为峡谷，谷坡陡峭，河床纵比降大，多陡坎和跌水。因沟谷狭窄，规模较大的泥石流对过渡区产生巨大的侵蚀破坏作用，形成更大规模的泥石流。

（3）堆积区：位于泥石流沟口，是泥石流固体物质停积地段，多呈扇形或锥形。

根据泥石流的特性，泥石流的形成条件包括地貌、物源、水体和诱发因素4个方面：形成区具备大面积的汇水区，流通区窄而深，坡度陡峻；源区有足够数量的岩屑；处于暴雨或冰雪融化季节；具有重力或其他触发因素（人工活动）。例如，2010年影响重大的“舟曲泥石流”即为强降雨和山洪诱发所致。8月7日23时开始，舟曲1小时降水77mm，几小时降水近几百毫米，紧接着暴发特大山洪泥石流，总体积约180×104m3，有3片城区被埋，共1 478人遇难，成为新中国成立60年来最严重的泥石流灾害。舟曲的这场泥石流灾害不仅与该地新城镇建筑大幅度缩减泥石流通道有关，还由于2008年的汶川地震致使当地的地质构造变得很不稳定，然后强降水致使短时间内从山上下来大量泥石流物质，而这些物质堵塞在城内的泥石流沟中，不断淤高，直至瞬间下泄，冲垮建筑物，掩埋城镇，造成重大损失。

泥石流堆积物为与当地岩性一致的石块、砂、黏土的混杂堆积；分选极差，与冰碛物相似；结构有层而无理，砾石AB面逆指上游；有泥包砾、泥球、充填构造、压楔构造等次生构造；大于0.5m以上砾石上有纺锤状碰撞坑或擦痕。

2）泥石流的分类

按照泥石流的物质组成，将泥石流分为以下3类：

（1）泥流。泥流中所含的固体物质主要是细粒的泥沙，仅有少量碎石、岩屑，黏度大，呈稠泥状，有时出现大量泥球。主要分布在黄土高原地区。

（2）泥石流。由含有大量细粒物质和巨大石块、漂砾组成。由于含有细粒物质较多，有较大的黏滞性，又称黏性泥石流或结构性泥石流。黏性泥石流中的水不是搬运介质，而是泥石流的物质组成部分。水和泥沙石块以相同的速度作整体运动。

（3）水石流。是水和石块混合在一起的一种泥石流，粉沙黏土含量很少，没有黏滞性。

常见的分类体系还包括：根据泥石流形成的诱发因素可划分为降雨型泥石流、融雪型泥石流、暴雨和融雪混合型泥石流、溃决型泥石流、地震型泥石流和火山型泥石流等；根据泥石流流体性质划分为稀性泥石流（紊流性泥石流）、黏性泥石流（层流性泥石流）和过渡性泥石流3种。

3）泥石流的防治

泥石流的防和治分生物措施与工程措施两个方面（图4－4）。

图4－4　泥石流的防治措施

（据曾克峰等，2013，修改）

泥石流的生物防治措施主要是指在泥石流流域保护和恢复森林植被，防治水土流失，削弱泥石流活动的方法。基本途径除植树种草外，更重要的是禁止乱砍滥伐，合理耕植、放牧，防止人为破坏生物资源和生态环境。

减轻或避防泥石流的工程措施主要有：

（1）坡面排水工程。建立排水系统，使坡面汇水顺利流下，防治流水夹带固体物质，如各种形式的边沟、排水沟、截水沟等。

（2）排导工程。其作用是改善泥石流流势，增大桥梁等建筑物的排泄能力，使泥石流按设计意图顺利排泄。在泥石流流通段采取排导渠（槽）、导流堤、急流槽、束流堤等，使泥石流顺畅下排。

（3）拦挡工程。用以控制泥石流的固体物质和暴雨、洪水径流，削弱泥石流的流量、下泄量和能量，以减少泥石流对下游建筑工程的冲刷、撞击和淤埋等危害的工程措施。拦挡措施有在中上游设置谷坊、拦渣坝、储淤场、支挡工程、截洪工程等，拦截泥石流固体物。

对于防治泥石流，常采用多种措施相结合，比用单一措施更为有效。泥石流沟口通常是发生灾害的重要地段。在应急调查时，应该加强对沟口的调查。仔细了解沟口堆积区和两侧建筑物的分布位置，特别是新建在沟边的建筑物。调查了解沟上游物源区和行洪区的变化情况。应注意采矿排渣、修路弃土、生活垃圾等的分布，在暴雨期间可能会形成新的泥石流物源。民居建于泥石流沟边，特别是上游滑坡堵沟溃决时，非常危险。地质灾害高发区房屋的调查要按照“以人为本”的原则，针对地质灾害高发区点多面广的难题，集中力量对有灾害隐患的居民点或村庄的房屋和房前屋后开展调查。

二、面流

面流是雨水或冰雪融水直接在地表形成的薄层片流和细流，出现的时间很短。雨水在坡地上聚成薄薄的水层，以后由于受地表微小起伏的影响，使水流分离，形成许多细流。细流在流动过程中时分时合，没有固定流路，因而坡面侵蚀是坡面流水对地表进行面状的、均匀的冲刷。能比较均匀地冲刷地表松散物质，被冲刷下来的物质成为江河泥沙的主要来源。

面流的侵蚀强度主要受降雨量、降雨强度、地形坡度、坡面组成物质和植被等的影响。在一定的地形条件下，如果地表物质疏松、植被稀疏、降水量多且强度大，面流的侵蚀就强烈。地形坡度的陡缓直接影响到面流的速度，坡度变陡流速加快，洗刷作用加强；但是如果坡度过陡，受水面积减小，使水量减少，反而使洗刷作用减弱。据实地观察，当坡度达到40°左右，面流的洗刷作用最为强烈。

1.面流的洗刷作用

面流对斜坡的均匀破坏作用称为洗刷作用。它受坡度、水流速度和水量的制约。当雨量大时，洗刷作用强度就大；坡度陡，水流速度大，洗刷作用强度也大，反之强度就小。

通常在斜坡顶部，坡度较小，水流速度小，汇集的水量也小，洗刷作用的强度也小。因而，在坡顶，只有被雨水冲击而溅起或分离的细小沙泥在水流中呈悬浮状态，缓慢地沿斜坡向下运动。

斜坡中上部，坡度逐渐变陡，汇集的水量逐渐增加，流速加快，面流的洗刷强度逐渐加大，可以洗刷斜坡上大量风化的松散物质，将斜坡切割成深浅不等的沟槽，甚至使基岩裸露。面流从斜坡上部洗刷下来的碎屑物在斜坡下部和坡麓堆积（图4－5）。

图4－5　斜坡上的冲刷作用强度带

（据桑采尔，1957，改编）
a.弱冲刷带；b.强冲刷带；c、d.堆积带

随着面流洗刷作用的反复进行，斜坡上部不断遭受破坏而削低，下部和坡麓不断堆积而加高，从而使斜坡地形趋于平缓。当面流的活力因斜坡变平而降低，最后其活力与负载达到平衡，面流的侵蚀作用和堆积作用终止。

2.面流的堆积作用及其产物

斜坡下部和坡脚，坡度逐渐变缓，面流的强度和活力逐渐降低，而负载却逐渐增加，最后，面流的负载超过其活力，洗刷作用消失，面流携带的大量碎屑物质在斜坡下部和坡脚下堆积。面流携带的碎屑物质在斜坡下部平缓部位和坡麓堆积的沉积物称为坡积物。坡积物沿坡麓分布如裙状，故将这种坡积物组成的地貌称为坡积裙。鉴别特征主要有：坡积物的岩石成分与组成斜坡的基岩成分一致；其大小粒径取决于基岩特征、坡度和面流的流速流量，通常为细砂、粉砂和黏土；当坡度陡、流速流量大、基岩节理发育或易破碎时可以夹杂石块；坡积物通常未经长距离搬运，因此其磨圆度、分选性差。

河流的水流在流动过程中进行侵蚀，形成各种沟谷地貌，被侵蚀的物质沿沟谷向下游搬运并堆积，形成河漫滩、冲积扇和三角洲等堆积地貌。凡由河流作用形成的地貌，称河流地貌。

第二节　河流地貌

一、河流流水作用

在河流的侵蚀、搬运和堆积作用过程中，河流以其动能和不同大小尺度的水流运动，在长期洪水位与平水位交替变化的环境中，在河床岩石和地质构造的基础上塑造了流水地貌，并形成沉积物。河流沉积作用形成的堆积物，叫做冲积物。

（一）河流动能

河流动能是河流地质作用的水力能量，河流动能的大小可以综合反映河流地质作用的强弱和特征。河流动能用下式表示：

式中：m为河水流量（m3/s）；v为流速（m/s）。

求某一河段动能则以作为通过该河段上、下两个垂直于主流线的过水断面上的平均流速。

从式（4－1）可知，山地河流（或河流上游）汇水少、流量小，但河床坡度陡、流速高、推力大，河流搬运的颗粒少而粗，一般有利于砂矿形成。平原河流（或河流下游）汇水多、流量大，但河床坡度小、流速低，河流负载大，搬运的颗粒细而多，易发生曲流，一般不能形成大型砂矿，但易引发洪灾。

（二）水流动状态

1.水质点运动状态

河流中水质点的运动有层流与紊流两种状态（图4－6）。层流是低速流，水质点运动时各点流速大小和流向相同，上下互不干扰，平行流动，与总流向一致。紊流是高速流，相邻水质点的运动速度和方向各异，互相干扰，与总流向偏离。层流主要存在于水流与河岸和河底摩擦使流速降低处。紊流随水深变化，下部低速高紊流、中部中速中紊流、上部高速低紊流。当紊流流过河床上砂砾时，由于流过砂砾表面流速大于下部，上下流速差产生紊流上升力，可以把砂砾从河床上崛起，这是流水侵蚀河床的基本过程。从微观角度看，紊流是水流破坏河床和搬运碎屑的基本因素，层流则有利于颗粒沉积。

图4－6　水流中水质点运动状态示意图

（据曹伯勋，1995）
（a）层流，上为平面，下为纵剖面；（b）紊流，上为平面，下为纵剖面

2.环流

环流是河流中的中—大尺度的水流运动，有两种环流。

（1）横向环流：环流轴平行水流方向的永久性环流［图4－7（a）］，它是由于水流受经常性物理力如弯道离心力、科里奥尼力（科氏效应）和冲淤变化引起的常年性水流运动，由表流和底流的螺旋状水流运动构成，有单向、双向和多向环流。

（2）旋涡流：环流轴轴向垂直水面的环流［图4－7（b）］，它是由河岸突角和河床粗糙所引起的半永久性水流运动，随河岸突角和河床粗糙度变化而变化，不及横向环流持久和有规律。此外，化学溶解在石灰岩河床也很重要。

图4－7　河流中的环流和旋涡流

（据桑采尔，1957）
1.表流；2.底流；3.主流线：4.侵蚀区；5.堆积区；6.基岩；7.主流顶冲与易塌岸区。（a）弯道横向环流，上：横剖面；下：平面。（b）河道中半永久性涡旋流（据Elliott，1932），上：吸水旋涡流（右旋），下：吸水及压力旋涡流（左旋）

3.河流的侵蚀作用

河流水流破坏并掀起地表物质的作用，称为河流的侵蚀作用。河流侵蚀作用有3种方式：冲蚀作用、磨蚀作用和溶蚀作用。

（1）冲蚀作用：水流流过泥沙时，其上部流速快，压力小，通过泥沙下部的水流受到较大阻力，流速小，压力大，因而在泥沙颗粒上下产生压力差，使泥沙颗粒获得了上升力，掀起河底表层松散颗粒。另外，水流对泥沙还有迎面冲击力，使被掀起的泥沙向下游移动，形成侵蚀。

（2）磨蚀作用：在坡地较大的山地河流中，水流可推动很大的砾石使其移动，这些砾石在移动过程中，还能互相撞击或磨蚀河床底部和两侧，产生侵蚀作用。

（3）溶蚀作用：河流水流对可溶性岩石如碳酸盐进行溶解所产生的一种侵蚀现象。

河流侵蚀的方向可分为下切侵蚀和侧方侵蚀两种。下切侵蚀是水流垂直地面向下的侵蚀，其效果是加深河床或沟床。下切侵蚀可以沿较长的河段同时进行，称沿程侵蚀；从源头、河口或瀑布向上游侵蚀，称向源侵蚀（溯源侵蚀）。侧方侵蚀也称旁蚀，是河流侧向侵蚀的一种现象。河流侵蚀的结果是河岸后退，沟谷展宽，或者形成曲流。

在一定的流域地质、地理和气候大环境影响下，上述河流作用的种种特征，使河流地貌的塑造和冲积物的形成有较强的规律性。因此，河流地貌和冲积物可以用来研究流域环境，也可以供其他动力地貌和堆积物研究参考。

4.河流的搬运作用

河流水流在运动过程中携带大量泥沙和推动河底砾石移动的作用，称河流搬运作用。根据砾石所受重力（G）与紊流上举力（Py）的关系，将河流水流搬运的方式分为3种（图4－8）。

图4－8　河流搬运方式示意图

（据布泽，1981）
A1.低速高紊流区；A2.中速中紊流区；A3.高速低紊流区；P.深槽；R.浅滩

（1）推移。当G＞Py时，砂砾沿河床滑动或滚动，称推移。推移的颗粒称推移质，以大于2mm砾石为主，位于近床面低速高紊流环境中，在水底移动的砂砾重量与它的起动水流速度的六次方成正比（M＝cv6），所以山区河流在山洪暴发时可以推动巨大的石块向下移动。

（2）跃移。当G＞Py与G＜Py交替发生时，床底泥沙呈跳跃式向前搬运，称跃移。流水中的床底泥沙上下部产生压力差，G＜Py，泥沙颗粒跃起，被水流携带前进；泥沙颗粒离开底床后，颗粒上下部水流流速相等，压力差消失，G＞Py，泥沙又沉降到底床。如“V”形坑、光面或断口。

（3）悬移。较细小的颗粒在流水中呈悬浮状态搬运，称悬移。当G＜Py时，细粒的粉砂和黏粒被紊流上举力或涡旋上升力从河床扬起，进入上部高速低紊流环境，若水流的平均流速远大于沉降速度时，细粒物质可以在河流中长时间悬浮搬运。悬移的细粒物质称悬移质，以粉砂质黏土为主，沿河往下游其百分含量趋于增大。悬移质是推力小、负载大的河流或河流下游和冲积平原冲积物的重要组成部分，但不能形成大规模冲击砂矿。

二、河流地貌

（一）河床

河床（river bed）是河谷中枯水期水流所占据的谷底部分。河床横剖面在河流上游多呈“V”形，下游多呈低洼的槽形，主要受流水侵蚀和地转偏向力的共同作用而形成。从河源到河口的河床最低点的连线称作河床纵剖面。河床纵剖面总体上是一条下凹形的曲线，它的上游坡度大而下游坡度小。山区河床横剖面较狭窄，纵剖面较陡，深槽与浅滩交替，且多跌水、瀑布；平原区河床横剖面较宽浅，纵剖面坡度较缓，微有起伏。

1.山地河床地貌

山地河流发育比较年轻，以下蚀作用为主，河床纵剖面坡降很大，河床底部起伏不平，水流湍急，涡流十分发育，多壶穴（深潭）、深槽、岩槛、瀑布、浅滩。

急流和涡流是山地河流侵蚀地貌的主要动力。由河流、溪流、冰水携带的沙石旋转磨蚀基岩河床而形成大小不同、深浅不一的近似壶形的凹坑，称为壶穴（图4－9），壶穴是高速旋转流水侵蚀的结果，普遍分布于河床基岩节理充分发育处或构造破碎带，有时深度能达到数米或更深。在瀑布或跌水的陡崖下方及坡降较陡的急滩段最容易形成壶穴。有的壶穴出现在现今的高山之上，是古代河流、溪流、冰川曾经存在的显著证据之一。壶穴发育在岩面上，成为石质河床加深的主要方式。当壶穴批次连通之后，河床即加深了，这些崩溃了的壶穴，就成为新河道上一条条石沟地形，这样一条深水道便产生出来了。原来的石质河床此时也会部分干出，形成高水河床。

图4－9　壶穴及连通中的壶穴群

（据刘超，2010，海南三亚）

由于河床上岩性的差异而形成的陡坎，称为岩槛，又称“岩坎”或“岩阶”。岩槛往往成为浅滩，跌水和瀑布的所在处，并构成上游河段的地方侵蚀基准面。

深槽是一种普遍存在的河床地貌形态。弯曲型河道的弯顶上下端为深槽，两弯之间的过渡段为浅滩（图4－10）。山地河床以河床浅滩地形发育为特点。山地河床浅滩地形，按组成物质可分为石质浅滩和砂卵石浅滩两类，其中后者与平原河流的浅滩属于同一性质。因为山地河流滩多急流，对船舶的航行造成危险，所以浅滩又称为滩险。浅滩的成因有：①坚硬岩层横阻河底（即岩槛），称为石滩，如黄河九曲处的青铜峡、刘家峡等；②峡谷两岸土石崩落阻塞河床而成，如北盘江虎跳峡谷的虎跳石滩；③冲沟沟口的扇形地和泥石流阻塞河床而成，如溪口滩是山区河流最常见的一种滩险，主要由山洪暴发形成的泥石流造成。

图4－10　浅滩与深槽

（据潘玉君等，2009）

2.平原河床地貌

根据平原河道的形态及其演变规律，可以将它分为3种类型：顺直河道（顺直微弯型）、弯曲河道和分汊河道。其中分汊河道又可划分为相对稳定型和游荡型两亚类。

某河段的实际长度与该河段直线长度之比，称为该河段的河流弯曲系数（即河段实际长度L/河段的直线长度l）。弯曲系数值越大，河段越弯曲。河流弯曲系数大对航运及排洪不利。河流弯曲系数大于1.3时，可以视为弯曲河流，河流弯曲系数小于或等于1.3时，可以视为平直河流。

1）顺直河道

河道的顺直与弯曲，人们往往把河道的长度与其直线距离之比值作为划分标准。这一比值称为弯曲率。它的大小变化一般在1～5之间。顺直河道弯曲率为1.0～1.2，而弯曲率为1.2～5的称为弯曲河道。顺直河道（图4－11）在平原或山地中都有分布，不过平原上的顺直河道比山地更少，长度更短。在全球，顺直河道比弯曲及分汊河道都要少得多。

图4－11　顺直河道

顺直河道不易保存，而且大多数略带弯曲，原因是河道在各种自然条件的影响和地球偏转力的作用下，主流线经常偏离河心，折向一边河岸冲击，因此河道出现了弯曲。上游一旦弯曲，下游水流便作“之”字形的反复折射，于是产生了一连串的河湾。在湾顶上游，来水集中，水力加强发生冲刷并形成深槽；在两相邻河湾之间过渡段以及湾顶对岸，水流分散，水力减弱，发生沉积，形成河湾之间的浅滩和紧贴岸边的边滩。深槽、浅滩和边滩经常变位，水深很不稳定，这给水利工程和河港建设带来了不利的影响。

2）弯曲河道

弯曲河道是平原地区比较常见的河型，环形水流侧方侵蚀形成的近于环形的弯曲河流被称为河曲或者蛇曲（图4－12），表示河流发育进入相对成熟期或老年期。蛇曲（河曲）有自由式和嵌入式两种类型。

图4－12　河曲形成演化示意图

（据陈安泽，2012，修改）
（a）环流；（b）自由蛇曲；（c）嵌入式蛇曲；（d）蛇曲截弯取直形成牛轭湖和离堆山

自由蛇曲（河曲）：又称迂回蛇曲（河曲），一般发育在宽阔的河漫滩（河岸冲积平原）上，组成物质比较松散和厚层，这就有利于曲流河床比较自由地在谷底迂回摆动，不受河谷基岸的约束［图4－12（b）］。

嵌入式蛇曲（河曲）：它出现在山地中，是一种深深切入基岩的蛇曲（河曲），又称深切蛇曲（河曲）［图4－12（c）］，如晋陕大峡谷中的“黄河大拐弯”。因这种蛇曲（河曲）的水流被束缚在坚硬的岩层中，故称为强迫性曲流。

自由蛇曲形成后，如果地壳发生快速隆升，向下侵蚀的河水就会将抬起的基岩侵蚀切割，形成嵌入式蛇曲。最终，隆升的地壳形成山地，而蛇曲则保持原形，嵌在山谷之中。如果地壳抬升速度较慢，蛇曲边切割边向侧方侵蚀，变得更加弯曲，但上游的河水很可能截弯取直，直接冲向下游。如此一来，原先的蛇曲也就成为高山上的牛轭湖了，湖中包围的基岩残丘，称为离堆山［图4－12（d）］。

河曲不但是研究河流发展演化的重要对象，也是重要的河流景观，成为重要的旅游资源，如长江下荆江河段的“九曲回肠”（图4－13）。

图4－13　长江下荆江河段的蜿蜒型河曲

（据陈安泽，2012）

3）分汊河道

平原上发育的无论是直道还是弯道，如果河床中出现一个或几个以上的江心洲时，都会使河床分成两股或多股汊道，造成河道宽窄相间的藕节状，这种河道称为分汊河道。平原上分汊河道按其稳定程度分为相对稳定型（图4－14）和游荡型（图4－15）两种。

相对稳定型汊道的地形标志是发育有江心洲。江心洲是沙洲的一种，是心滩稳定下来并露出水面的地貌形态。心滩是河床中水流遇阻形成的水下不稳定沙质堆积体，平水位时也不露出水面，洪水期可以徐徐往下游移动。

游荡型汊道是指河床中汊道密布而时分时合，汊道与汊道之间的洲滩也经常变形、变位的河道，又称为网状河道或不稳定汊道，以黄河下游最为典型。游荡型汊道的特点主要是：河身宽、浅且较为顺直；河流的含沙量和输沙量大；河床内心滩众多，而且变化迅速；河汊密布，水流系统散乱，且变化无常等。

图4－14　相对稳定型汊道

图4－15　游荡型汊道

（二）河漫滩

河漫滩（floodplain）是在河流洪水期被淹没的河床以外的谷底平坦部分。在大河的下游，河漫滩可宽于河床几倍至几十倍。

1.河漫滩形成的过程

苏联学者桑采尔认为河漫滩的形成是河床不断侧向移动和河水周期性泛滥的结果（图4－16）。弯曲河床的水流在惯性离心力作用下趋向凹岸，使其水位抬高，从而产生横比降与横向力，形成表流向凹岸而底流向凸岸的横向环流。凹岸及其岸下河床在环流作用下发生侵蚀并形成深槽，岸坡亦因崩塌而后退。凹岸侵蚀掉的碎屑物随底流带到凸岸沉积下来形成小边滩。边滩促进环流作用，并随河谷拓宽而不断发展成为大边滩。随着河流不断侧向迁移，边滩不断增长扩大，并具倾向河心的斜层理。洪水期，河水漫过谷底，边滩被没于水下，由于凸岸流速较慢，洪水携带的细粒物质（泥、粉砂）就会在边滩沉积物之上叠加沉积，形成具有水平层理的河漫滩沉积，洪水退后，河漫滩露出地表成为较平坦的沉积地形。

图4－16　河漫滩的形成

（据桑采尔，1951，改编）
（a）小边滩；（b）大边滩；（c）河漫滩。A1.河床相冲积物；A2.河漫滩相冲积物

2.河漫滩的结构

洪水期河漫滩上水流流速较小，环流从河床中带到河漫滩上的物质主要是细砂和黏土，称为河漫滩相冲积物；下层是由河床侧方移动沉积的粗砂和砾石，称为河床相冲积物。这样就组成了河漫滩的二元沉积结构（图4－17）。

河床相冲积物，靠近下部的物质较粗大，上部的较细小。下部粗大颗粒是洪水期河床水流最强部分（偏于凹岸主流线附近）堆积的，称蚀余堆积；在河床凸岸的浅滩部位，水流速度相对减慢，沉积较细颗粒的浅滩沉积。随着洪水期河床的侧移，蚀余堆积逐渐被河床浅滩堆积物覆盖而形成河床相物质上细下粗的沉积特征，并且有向河床方向倾斜的斜层理。

图4－17　河漫滩二元结构示意图

（图片来源http://image.so.com）

河漫滩相冲积物是洪水期在河床相冲积物之上堆积的具有水平层理的细砂和黏土。河漫滩相冲积物和河床相冲积物是河流发育同一阶段形成的冲积物的两个不同沉积相。

河流冲积物中还常出现透镜体状的牛轭湖沉积物，它是由淤泥夹腐殖质层沉积构成，牛轭湖沉积的出现，说明河流曾发生过截弯取直。

3.河漫滩类型

1）汊道型河漫滩

这类河漫滩分布于分汊型河床中，因泥沙堆积河床中发育众多心滩，其上形成一系列鬃岗与洼地相间分布的地形。

2）河曲型河漫滩

这类河漫滩常常发育有滨河床沙坝和迂回扇等。在弯曲型的河床中，洪水期水流使凹岸发生强烈的侵蚀，凸岸发生强烈的堆积，形成一条顺岸弯曲的沙坝，称为滨河床沙坝。河流平水期堆积物较少，凸岸此时形成分隔前、后两次洪水期的两列沙坝之间的洼地。在多次洪水作用下，随着河曲的发展，凸岸形成一系列弧形垄岗状沙坝与洼地相间的扇形地，称为迂回扇。迂回扇上的垄岗向下游河流方向辐聚，向上游辐散。

3）堰堤式河漫滩

这类河漫滩发育在顺直或微弯河床的两岸。此类河漫滩起伏较大，地貌结构由岸边向外可分为3带。

（1）天然堤带。分布在岸边，与岸平行排列，由颗粒较粗的砂砾组成。它是河水在洪水期满溢河岸，因岸边流速骤减，大量的较粗粒悬移质首先堆积而成。在多次洪水作用下，天然堤不断增高，河床也不断淤高，成为地上河。许多大河的天然堤宽度达1～2km，高5～10m。

（2）平原带。在天然堤带的内侧，高度较低，堆积颗粒较细，以粉砂和黏土为主。它是洪水越过天然堤带之后，在流速减慢和堆积物数量减少的情况下堆积而成。滩面平坦，以1°～2°向内微微倾斜。

（3）洼地沼泽带。它离河岸最远，一侧连接平原带，另一侧与谷坡相邻。此处由洪水带来的泥沙数量已经很少，堆积层最薄，而且颗粒最细，所以地势低洼，加上谷坡带来积水，所以往往形成湖泊沼泽地。

4）平行鬃岗式河漫滩

这类河漫滩顺直河段如作单向移动（受地球自转偏向力或新构造运动的影响），而在河床一岸形成一系列平行鬃岗，鬃岗之间为浅沟或湖泊、沼泽，另一岸却只有一条断续分布的沙坝，这种河漫滩称为平行鬃岗河漫滩。它是介于河曲型河漫滩与堰堤式河漫滩之间的过渡形式。

（三）河谷

河谷是由河流长期侵蚀而成的线状延伸的凹地，它的底部有着经常性的水流，至于其他成因如构造运动所成的谷地如果没有河流出现，都不能称为河谷。河谷的长短不一，大的河谷长达数千千米，如亚马逊河为6 516km，尼罗河为6 484km，长江为6 380km。

1.河谷形态

1）河谷横剖面形态

由谷底、谷坡和谷缘（或谷肩）形态组成（图4－18）。谷底包括河水占据的河床和洪水能淹没的河漫滩；谷坡是由河流侵蚀形成的岸坡；谷缘是谷坡上的转折点（或带），它是计算河谷宽度、深度和河谷制图的标志。

图4－18　河谷横剖面形态图

（据杜恒俭等，1981）

2）河谷纵剖面形态

指由河源至河口的河床底部最深点的连线（图4－19）。河谷纵剖面有凹形、凸形和凹凸形。小河比较简单，大河比较复杂，如长江纵剖面呈下凹多阶状。

图4－19　河谷纵剖面

（据布泽，1981）
（a）凹形；（b）凸－凹形；（c）不规则形

从微观上看，纵剖面曲线上每一段都并非平整，而是呈阶梯状高低起伏的。这是因为河流对河床的作用是在许多因素参与下进行的。影响纵剖面形态的因素主要有4个方面：地质构造和地壳运动的影响、岩性影响、地形影响以及支流的影响。

（1）地质构造和地壳运动的影响：河床纵剖面的巨大起伏首先与地质构造有关，在大地构造上升区和下降区，地形高差甚大，往往造成纵剖面上大规模的阶梯，如长江由发源地至金沙江段为新构造强烈上升区，河流运行于青藏高原和崇山峻岭之中，造成深切的峡谷，河床纵剖面急陡。当流入相对下降的四川盆地后，纵比降明显减小，发育了典型的河曲。随之又横贯过著名的三峡，这又是新构造运动显著的穹隆抬升区，河床纵比降亦明显增加。流出三峡后，进入了近代下沉的江汉平原，河床蜿蜒曲折，纵比降又显著减小。

（2）岩性的影响：它是影响河床纵比降的重要因素之一，坚硬的岩石抵抗流水侵蚀力大，河床不易下切，深度较浅，但容易展宽，形成以侧蚀为主的侧向侵蚀区。相反，岩性软弱的河床，下切明显，形成以垂直侵蚀为主的深向侵蚀区。不同岩性交替出现的河床，必然导致不同比降的交替出现。

（3）地形的影响：河床沿程地形的宽窄，直接影响到水流对河床的冲淤变化和纵比降的大小。如在高水位期河道束窄段或河底凸起段，水面落差比河道扩张段或河床凹陷段的大。故前者在高水位期冲刷，河床加深，成为深向侵蚀区；后者河床淤积，河床展宽，成为侧向侵蚀区。若两者交替出现，河床则产生一系列的阶梯。

（4）支流的影响：有支流加入的主流河床，由于水沙增加而使水情及泥沙性质发生变化，这种变化也反映在纵剖面上。

2.河谷的形成与发展

河谷是在流水侵蚀作用下形成与发展的：水流携带泥沙侵蚀使河谷下切；水流的侧蚀使谷坡剥蚀后退，包括谷坡上的片蚀、沟蚀、块体崩落；溯源侵蚀使河谷向上延伸，加长河谷。

河谷的发展过程在基岩山地河谷的横剖面发展过程中最为清楚，经历了“V”形谷、河漫滩河谷和成型河谷阶段，每个阶段纵剖面也相应变化。

1）“V”形谷（未成型河谷）

在河流形成早期（或河谷上游、坚硬岩石、新构造运动上升区等）以垂直侵蚀作用为主的阶段，河谷横剖面呈“V”形，两壁较陡，谷底狭窄；谷底即为河床，没有河漫滩，河床纵剖面坡降很大，河床底部起伏不平，水流湍急，沿河多急流、瀑布；河谷平面形态较平直。

“V”形谷的发育经历了3个阶段（图4－20）。(www.xing528.com)

图4－20　“V”形谷发育的3个阶段

（据陈安泽，2013）
（a）隘谷；（b）障谷；（c）峡谷

隘谷：谷坡陡峭或近于直立，谷宽与谷底几近一致，河谷极窄，谷底全部为河床占据。

障谷：是隘谷进一步发展而成，两壁仍很陡峭，但谷底比隘谷宽，常有基岩或砾石滩露出水面以上，可以通行。

峡谷：隘谷和障谷进一步发展形成峡谷。峡谷横剖面呈明显的“V”字形，有时呈谷中谷现象，谷坡陡峭，坡上有阶梯状陡坎。

2）河漫滩河谷

在河流形成发展中期（或河流下游、沉降区、软岩区等）进入以侧方侵蚀为主的阶段，“V”形河谷进一步发展，下切作用减弱，侧向侵蚀加强，谷底拓宽，并有河漫滩发育，就转变为箱形的河漫滩河谷。河漫滩河谷谷底的扩宽是有限度的，它的宽度大小与河流流量、河岸抗冲强度和河床纵比降三者有关。

3）成型河谷

当河漫滩河谷因侵蚀基准面下降而河流重新下切时，原河漫滩就转化为阶地，尔后河流又在新的基准面上开辟新的谷地，这种具有阶地的河谷称为成型河谷。

成型河谷中每一次侵蚀基准面下降都会引起河流溯源侵蚀，溯源侵蚀所达到的那一段河床纵向陡坎（坡折）称为裂点（图4－21）。一系列裂点与一系列河流阶地对应。裂点不同于河床上硬岩形成的岩坎，裂点不受岩性控制，在软、硬岩层中都可以形成，它代表一次侵蚀旋回。既有侧方侵蚀又有垂直侵蚀；既发育河漫滩又发育河流阶地，为河谷发育的晚期。

图4－21　河流裂点与阶地示意图

（据北京大学等，1978）
Qp1、Qp2.不同时期的裂点；T1、T2.河流阶地，T2在纵向上过渡为老河漫滩

对于同一条河流的不同河段，其河谷是不一样的。上游河谷：窄、比降和流速大、水量小、侵蚀强烈，纵断面呈“V”字形并多急滩和瀑布的河段，上游多成深窄的峡谷。中游河谷：比降已经和缓，河床位置比较稳定，侵蚀和堆积作用大致保持平衡，纵断面往往成平滑下凹曲线，中游多是宽敞的河漫滩河谷和成型河谷。下游河谷：宽广、河道弯曲，河水流速小而流量大，淤积作用显著，到处可见沙滩和沙洲，下游以河漫滩河谷为主。

3.河流侵蚀基准面与河流均衡剖面

1）河流侵蚀基准面

河流下切到接近侵蚀某一水平面以后，逐渐失去侵蚀能力，不能侵蚀到该面以下，这种水平面称为河流侵蚀基准面。侵蚀基准面又可分为终极侵蚀基准面和局部侵蚀基准面。控制河流下切侵蚀的最低基面称为终极侵蚀基准面。这个面一般为海平面。但很多河流下游水面到达海平面高度时，仍有一定的侵蚀能力，如长江武汉以东的下游河段，有些地方河床低于海平面几十米甚至近百米。局部侵蚀基准面是指河流流经地方坚硬岩坎、湖泊洼地及主支流汇口处等。它们往往控制着上游河段或支流的下切作用。它们在河流的发育过程中起着重要的作用。

2）河流均衡剖面

侵蚀与堆积达到平衡的河流称均夷河流，这种河流的纵剖面即河流均衡剖面，形态上呈圆滑下凹抛物线型。均衡剖面指河流处于平衡条件下的纵剖面；河流平衡是指河床侵蚀与堆积之间的平衡。

平衡是相对的、有条件的，只能在一定的时间和空间条件下相对平衡。河流平衡的另一含义是自动调整。河床在特定时间、空间和物质平衡条件下的平衡，如果随着流域因素的变化（构造、气候、水量、含沙量、侵蚀基准面变化），河床形态必然发生相应调整，取得新的平衡。

4.河谷类型

对河谷类型的划分，目前常见的有4种分类原则：①按照河谷的形成发展阶段，可以将河谷分为“V”形谷（未成型河谷）、河漫滩河谷和成型河谷3类；②按照河谷的成因，可以分为侵蚀谷、构造谷和多成因谷3类；③按照地质构造特征，根据河谷延伸方向与产状的关系等，可以将河谷分为横向谷（横谷）、斜向谷（斜谷）、纵向谷、断层谷以及地堑谷五大类；④按照基准面的变化，可以将河谷分为复活谷和沉溺谷两类（表4－2）。

表4－2　河谷类型

注：引自曹伯勋，1995。

（四）河流阶地

1.阶地特征

由于河流下切侵蚀，原先河谷底部（河漫滩或河床）超出一般洪水位，呈阶梯状分布在河谷谷坡上，这种地形称为河流阶地（river terrace）。

阶地在河谷地貌中较普遍，每一级阶地由平坦的或微向河流倾斜的阶地面和陡峭的阶坡组成。前者为原有谷底的遗留部分，后者则由河流下切形成。阶地面与河流平水期水面的高差即为阶地高度。

阶地按地形单元划分为阶地面、阶地陡坎、阶地前缘和阶地后缘（图4－22）。阶地面比较平坦，微向河床倾斜；阶地面以下为阶地陡坎，坡度较陡，是朝向河床急倾斜的陡坎。阶地高度从河床水面起算，阶地宽度指阶地前缘到阶地后缘间的距离，阶地级数从下往上依次排列。

图4－22　河流阶地形态要素图

（据杜恒俭等，1981）
①阶地面；②阶坡；③阶地前缘；④阶地后缘；⑤坡脚。
h1.阶地前缘高度；h2.阶地后缘高度；h.阶地平均高度；d.坡积裙

一般河谷中常有一级或多级阶地，多级阶地的顺序自下而上排列，高出河漫滩的最低级阶地称一级阶地，向上依次为二级阶地、三级阶地……在同一河谷剖面上，阶地相对年龄一般是高阶地老，低阶地新。阶地的海拔高度（绝对高度）一般自上游向下游降低。但由于构造运动或其他原因，同一级阶地的海拔高度有时下游反而比上游大。

2.河流阶地类型

依据阶地面和阶地坡的组成物质、结构，阶地基座高度以及阶地冲积层时代与接触关系，河流阶地可分为侵蚀阶地、基座阶地、堆积阶地和埋藏阶地4类（表4－3，图4－23）。

表4－3　4种不同类型河流阶地对比表

注：引自曹伯勋，1995。

图4－23　阶地类型

（据杜恒俭等，1981）
（a）侵蚀阶地；（b）基座阶地；（c）嵌入阶地；（d）内叠阶地；（e）上叠阶地；（f）埋藏阶地；（g）坡下阶地。
1.不同时代冲积层；2.现代河漫滩；3.基岩；4.坡积物；5.河水位

1）侵蚀阶地

阶地的阶面和阶坡由基岩组成，阶面上保存有不厚的冲积层或残余冲积砾石。侵蚀阶地发育在河流上游和新构造运动强烈上升地段。

2）基座阶地

阶面和阶坡上部为冲积物组成，阶坡下半部露出基座。基座可以是基岩，也可以是比冲积层老的松散堆积物，两者间由侵蚀面分开。基座阶地发育在河流中上游和新构造运动上升较强地段。

3）堆积阶地

由冲积物组成。根据河流下切程度不同，形成阶地的切割叠置关系不同又可分为：嵌入阶地，新阶地嵌入老阶地之内，低阶地阶面高于高阶地的基座面；内叠阶地，新阶地叠于老阶地之内，各阶地基座近于同一水平；上叠阶地，是新阶地叠于老阶地之上。

4）埋藏阶地

前期河流阶地被后期冲积层掩埋，这种阶地与掩埋河谷的前期河流阶地被后期冲积层掩埋，区别在于后者是在地壳连续沉降时，被后期冲积层掩埋的河谷。至于坡下阶地则是指由于斜坡重力作用，被下滑重力堆积或坡积物所掩埋的河流阶地。

根据成因类型，河流阶地大致还可以分为以下几种。

1）气候阶地

气候向干冷方向发展，则流域物理风化作用加强，流域植被覆盖度减少，引起水系上游部分沟谷活动加强，坡面冲刷强度加大，流域补给河流的水量减少，流域供给河流的含沙量增加，造成河床中上游普遍淤积；气候向湿热方向发展，则河流泥沙量减少，径流量增加，引起水流携沙能力增大，使河床发生下切侵蚀，从而形成河流阶地。由于这类阶地是流域气候变化的产物，故称为气候阶地。

2）回旋阶地

侵蚀基准面下降通常会引起河床比降的增加，比降的加大引起水流下切侵蚀作用增强，从而形成河流阶地。由于海平面变化在晚近地质历史时期交替出现，因此，因侵蚀基准面交替变化而形成的阶地称为回旋阶地。

3）构造阶地

当流域地壳构造抬升时，河床比降加大，水流侵蚀作用加强，河流下切形成阶地。地壳运动是间歇性的，在地壳上升运动期间，河流以下切为主；在地壳相对稳定时期，河流以侧蚀和堆积为主，这样就在河谷两侧形成多级阶地。这种因构造运动形成的阶地，称为构造阶地。

4）人工阶地

人类活动能使河流的水流和河床情况发生一定的变化，如由于水库的兴建，上游河段因基准面的上升，使原河流阶地被水淹没成为河床或河漫滩。而水库以下的河段，由于洪峰后水库调平，下泄径流量减少，原河漫滩未被洪水淹没而变成新的阶地。

2.河流阶地的形成过程

阶地的形成过程只能有两个：一个是阶地面的形成过程；另一个是阶地陡坎的形成过程。对于不同类型的阶地其形成过程也不完全相同。

1）侵蚀阶地

由于阶地由基岩构成，同时要求有足够宽度的谷底，要求河流的下切能力和侧蚀能力都很强，或地壳暂时稳定，使河流有足够的时间调整向均衡方向发展。但是要达到动力平衡很难，所以阶地面宽度小，阶地面坡降大。如果有其他动力的参与就容易多了，如古冰川槽谷的谷底、流入谷中的熔岩以及横亘河谷的坚硬岩层等都可以成为侵蚀阶地的阶地面。

2）冲积阶地

由于堆积阶地的种类很多，在此重点说明冲积阶地。冲积阶地由冲积物构成，从而形成阶地面。冲积物的形成分两种情况：

（1）均衡状态的沉积，河流的侵蚀和堆积处于均衡状态，河床相和河漫滩相冲积物都很发育，界线清楚，具有明显的二元结构，砾石的分选和磨圆都很好，阶地面纵向坡度较小。

（2）加积状态下的沉积，阶地面形成时，河流以堆积作用为主，冲积物厚度大，河床相、河漫滩相冲积物相互叠加，在剖面上湖沼堆积、决口扇堆积分布于不同高度上，分选磨圆较差，交错层理发育。

冲积阶地陡坎的形成过程也可大致分为两种情况：

（1）河流下切冲积物形成陡坎，可由于侵蚀基准面下降，导致河流下切能力增强而形成。

（2）水流量减小原沉积坡变成阶地陡坎，人为的和天然的因素使源头折断或分流，气候转干等都可以使河水流量减小形成这样的阶地陡坎。

3.河流阶地的研究方法

研究河流阶地的思路为：分清真假阶地—作横剖面—作纵剖面（阶地位相图）—分析新构造运动。

1）分清真假阶地

识别和排除非河流成因阶地，即假阶地，包括构造阶地、河曲阶地、河流袭夺阶地、冲出锥、洪积扇阶地、滑坡、泥流阶地和人工陡坎等。

2）作横剖面

沿河流阶地发育地段（如曲流地段）作若干河谷阶地的横剖面，同时详细研究各级阶地的冲积物岩性、结构、构造、沉积物成因和时代，所含化石及历史文物，阶地类型，河拔高程和含矿含水性等。

3）作纵剖面（阶地位相图）

根据若干横剖面资料作阶地纵剖面（阶地位相图）用以研究新构造运动。编制阶地位相图首先要根据各横剖面上河床平水位高程编制河谷纵剖面（图4－24的斜线部分），其垂直比例尺应大于水平比例尺。然后按比例把各阶地河拔高程画在各横剖面所在处的河谷纵剖面之上，最后用直尺把同一时代河流阶地的阶面连接起来，即得河流阶地位相图。

图4－24　河流阶地位相图及其反映的新构造变形变位图

（据曹伯勋，1995）
（a）长江三峡地区的新构造运动；（b）新断裂或活动断裂；（c）差异升降运动，上升区阶地间距往上游增大，下降区为掩埋河谷

4）分析新构造运动

阶地位相图上可以反映出新构造运动的隆升、差异运动和断裂活动等（图4－24），若河流某段形成在地壳隆升之前，在隆升过程中其流路不变而只下切，河漫滩和阶地发生背斜状变形，称为先成河谷地段［图4－24（a）及图4－25（a）］，这是一种重要的局部新构造运动上升的地貌标志。若在地壳上升过程中河流切穿不厚的松散盖层，下切到其下早已形成的褶皱中，称后成谷（或叠置谷），无局部新构造运动隆升意义［图4－25（b）、（c）］。

（五）河口三角洲

河流注入海洋或湖泊时，因流速降低，水流动能显著减弱，所携带泥沙大量沉积，形成一片向海或向湖伸出的平面形态近似三角形的堆积体，即为河口三角洲（delta）。

图4－25　先成河谷与后成谷和河流类型图

（据曹伯勋，1995）
（a）先成河谷地段，有“＋”者为局部隆起（平面）；（b）发育在不厚的松散覆盖层上的顺向河（C）；（c）河流切穿盖层，顺向河横切入其下早期构造中，称后成谷（或叠置谷）；S.次成河；r.再顺向河；O.逆向河

在纵剖面上，三角洲自下而上由底积层、前积层和顶积层构成。前积层是三角洲的主体部分，由河流沉积物向海（或湖）推进沉积而形成。前积层向外在三角洲的底缘逐渐转变成近水平的粉砂和黏土的薄层，称为底积层。当三角洲生长时，河流向海洋或湖泊方向推进，在前积层上发育网汊状河流，河流有轻微的淤积，并且扩展成新的冲击层，即顶积层。

三角洲是由于河口区的堆积作用超过侵蚀作用而形成的，它的形成需要以下几个条件：首先，必须具有丰富的泥沙来源，根据世界上许多三角洲的河流含沙量测定，河流年输沙量约等于或大于年径流量的1/4就会形成三角洲；其次，河口附近的海洋侵蚀搬运能力较小，泥沙方能容易沉积下来；再次，口外海滨区水深较浅，坡度平缓，一方面对波浪起消耗作用，另一方面浅滩出露水面，有利于河流泥沙进一步堆积。

1.三角洲形成过程

三角洲形成过程可分为以下3个阶段。

1）水下形成阶段

河流自出口门之后，在宽浅的口外海滨，能量消耗，泥沙发生堆积，从而出现一系列水下浅滩、心滩和沙坝，以及水下汊道，与此同时，口门两侧亦发育了水下边滩。但这时的口外海滨仍为一连续水体。

2）沙岛及汊道形成阶段

水下心滩或边滩不断接受陆源及海源物质的沉积而增高，特别是汊道的横向环流作用，使心滩堆积加强并逐渐露出水面而变成沙岛和沙嘴。原来的连续水面也被沙岛分割成几股汊道，汊道的两岸有时形成天然堤，堤间往往是低平的小海湾、潟湖或沼泽洼地。洪水泛滥时，这些低洼地带淤积泥沙和黏土，死亡了的植物发育了泥炭层。这样，洼地便逐渐消失，成了沙岛的组成部分。

3）三角洲形成阶段

被沙岛分割的各股汊道，由于水量分配、输沙特征以及侵蚀和堆积的不均匀性，必然使得某些汊道发展成为主河道，而另一些支汊道由于水流不畅，引起淤塞和消亡，并导致了沙岛的联合或并岸。这样，沙岛、沙嘴通过塞支、并联，最后成为三角洲。

这种三角洲发育模式，往往由于河口水流、波浪和潮汐作用的差异而造成多种类型。

2.三角洲类型

三角洲的大小、几何形态和岸线形状主要取决于入海河流携沙能力与海洋动力（波浪、潮汐、沿岸流等）对入海泥沙再搬运能力之间的对比关系。随着入海泥沙量的减少和海洋再造营力的增强，依次形成扇形（或吉尔伯特型）、鸟足形、舌形、尖嘴形、弓形和河口湾形三角洲类型系列（图4－26）。

图4－26　三角洲形态类型

（http://www.baike.com/wiki/三角洲）

1）扇形三角洲

扇形三角洲形成于入海河流含沙量高、河道分汊并经常改道、口外海滨水深较浅的河口区，由泥沙均匀地向海堆积而成，如中国的黄河、滦河三角洲，非洲的尼罗河三角洲。

2）鸟足形三角洲

鸟足形三角洲形成于入海河流含沙量较高、河流作用占优势的河口区。所堆积构成的沙嘴，平面形态似鸟足而得名，以美国密西西比河三角洲最为典型。

3）舌形三角洲

舌形三角洲形成于入海河流含沙量较高、汊道众多的河口区，其河口沙坝经波浪改造连接而成，如苏联勒拿河三角洲。

4）尖嘴形三角洲

在波浪作用较强的河口地区，河流以单股入海，或只有小规模的交叉，在此情况下，只有主流出口处沉积量超过波浪的侵蚀量，使三角洲以主流为中心，呈尖形向外伸长。因外形像鸟嘴，故也称鸟嘴形三角洲，如埃及尼罗河三角洲、中国长江三角洲。

5）弓形三角洲

弓形三角洲发育于入海河流含沙量不多、有潮汐作用的河口区，由河口附近沙体堆积为向海凸的弓形，如非洲尼日尔河三角洲。

6）河口湾形三角洲

河口湾形三角洲发育于潮汐作用和波浪作用强烈的喇叭状河口区，由河口湾被河流泥沙充填而成，如南亚恒河三角洲。

（六）水系

1.水系及其级序

水系为宏观流域地貌组合。水系是由主（干）流及其支流组成复杂的多级河道系统（图4－27）。最初水系由主流与少数规模不大的支流组成，其后由于溯源侵蚀的发展，主支流河道不断加长，支流不断发育增多，最后形成复杂的多级河道与多个级次汇水区组成的一定几何形状的水网。

图4－27　水系及河道级序图

（据曹伯勋，1998，修改）
1、2、3、4.水系中河道级序，表示水系的发展；实封闭线为第三级水系汇水区；虚线为第二级水系汇水区

水系河道级序以最短、最年轻的沟谷为第一级（它可以汇入任一级水系），两条一级水道会合成第二级，第二级水道再汇入更高级河道，由此组成水系网。一般情况水系主支会合受地面倾斜度控制时，多以锐角相交，若受地面基岩共轭断裂、裂隙控制，则主、支流交汇呈近90°，若主、支流成钝角交汇可反映新构造运动。

2.水系格式

水系平面组合的几何形态称水系格式，它受地面岩性、地质构造、地形和新构造运动的影响。主要水系格式如表4－4、图4－28所示。

在解译航空照片和卫星照片时，水系格式研究极为重要。若把水系河道折线化，统计折线的优势方位，对了解区域构造和新构造运动很有价值。沿某一方向若干水道的同步弯曲现象［图4－28（i）］，是判断活动断裂（左旋、右旋）的有力证据之一。在1～3级水道和切割密度、切割深度大的次级汇水区内，可能形成有工业价值的冲积砂矿。

表4－4　主要水系格式

续表4－4

图4－28　主要水系格式

（据曹伯勋，1995，修改）

3.水系变化

河流袭夺是引起水系部分调整的重要原因，溯源侵蚀发展快的河流，袭夺分水岭另一侧河流后，留下肘状河湾、风口、断头河乃至残余冲积物等河流袭夺遗证（图4－29）。新构造上升，河流垂直侵蚀与溯源侵蚀加强，易于产生河流袭夺。地壳长期大规模下降，河流加积作用增强，可使水系部分或全部改组，由此而使冲积层和砂矿被掩埋。冰川、熔岩流入河谷和大冰盖（如北美大陆）消长都可以使地表水系部分或全部变化。

图4－29　河流袭夺与水系调整示意图

（据曹伯勋，1995）
（a）袭夺前；（b）袭夺后；1.肘状河湾；2.风口（古河道）；3.断头河（被袭夺河）；4.残余冲积物；5.箭头示袭夺河溯源侵蚀方向

第三节　湖泊与沼泽地貌

湖泊是被静止或弱流动水所充填，而且不与海洋直接沟通的洼地，规模大小悬殊，巨大的湖泊有的称为海（如黑海），但湖泊一般缺少潮汐作用，这是与海的最大不同之处。沼泽（wetland，mire）是指地表过湿或有薄层常年或季节性积水，土壤水分几达饱和，生长有喜湿性和喜水性沼生植物的地段。

一、湖泊地貌

湖泊遍及全球，分布面积270多万平方千米，占陆地面积的1.8%。中国湖泊众多，共有湖泊24 800多个，其中面积在1km2以上的天然湖泊就有2 800多个。第四纪湖泊更多，分布面积更广。

1.湖泊的成因

湖泊成因有两类：内动力地质作用和外动力地质作用。前者有塌陷湖、地堑湖、断裂湖和火山口湖等；后者有重力滑塌湖、河床湖、风蚀湖、冰窝湖、残留海湖和人工湖泊等（表4－5）。例如：断裂湖——云南滇池；火山口湖——长白山天池；熔岩堰塞湖——黑龙江镜泊湖；风蚀湖——新疆艾丁湖；冰碛物堰塞湖——新疆天池；冰川刨蚀湖——新疆喀纳斯湖；人工湖——浙江千岛湖。

第四纪冷（干）、暖（湿）气候变化和新构造升降运动对湖泊的扩大与缩小和沉降中心转移有重要影响。大型断陷湖形成历史长，沉积物厚，其第四纪历史可与深海第四纪沉积钻孔岩芯δ18O阶段变化历史对比，晚更新世以来的湖泊沉积物尤为重要，它们记录了距今十几万年以来各地的气候与环境变迁历史。

表4－5　湖泊的成因分类

湖水的补给大部分来自于大气降水、地表水和地下水，少部分来自于冰雪消融、海洋残留和岩浆原生。湖水的排泄主要通过地表径流、地下渗流和蒸发。湖水一般是静止或微弱流动的，与海水相比，湖水的作用是有限的。

2.湖泊地貌

湖泊形成的地貌主要有湖阶地与湖积平原。

湖阶地成环形或半环形绕湖分布，其成因与气候变化或构造运动有关。第四纪干（冷）、湿（暖）气候变化往往波及广大地区的湖群而不是个别湖泊。在温暖气候期，湖泊水位上升（高湖水位），面积扩大，或湖群合并，湖水淡化，干冷气候期，湖泊水位下降（低湖水位），面积缩小，湖水咸化或干涸，湖区有风沙或洪积物堆积。若湖泊底部由于不均匀的堆积，则可造成湖阶地的不对称耳状分布。新构造运动引起的湖阶地常发育在一些构造运动活跃地带，它们常掩盖了气候对湖阶地形成的影响。

湖积平原发育在大湖周围，是湖泊大规模发展时期的产物。我国的洞庭湖、鄱阳湖等大湖周围不同程度地发育湖积平原或湖河平原。

二、沼泽

1.沼泽的形成

沼泽是地表长期处于充分湿润，喜湿性植物丛生，并有大量泥炭和有机质淤泥堆积的地段。沼泽的形成主要由水体沼泽化和陆地沼泽化引起。水体沼泽化即湖泊发展的晚期阶段，湖水将干涸，表层含水量高，喜湿性植物大量生长形成的，大部分沼泽属于这种处于水体缩小状态下的湖区沼泽化而成，分布面积广。在平原和河谷地带，或由于土层黏性大，泄水不畅，或地表水体通过地表下透水层往低洼地带泄水，都会引起陆地沼泽化（图4－30）。热带地区沼泽发展速度快，寒冷和高山高纬区沼泽发展较慢。晚更新世和全新世，我国东北地区、燕山南麓、江汉平原和长江中下游谷地都发育过较大规模的沼泽，东北沼泽沉积物是形成黑土的母岩。

图4－30　阶地、河漫滩沼泽化示意图

（据曹伯勋，1995）
1.苔草－蒿草泥炭；2.淤腐；3.腐泥；4.冲积物；5.坡积物，基岩；6.苔草植物

沼泽主要靠地下水供给水分，地下水中营养丰富，高等植物（乔木如木山木、落羽杉等）生长繁茂，植物死亡后分解快，沼泽表面几乎与地下水面相近或稍低，称低位沼泽。若沼泽主要靠大气降水补给水分，水中养料贫乏，只能生长苔、杂草，植物死亡后分解慢，沼泽表面高于地下水面，称高位沼泽。也有居于上述二者之间的过渡型沼泽。淡水和咸水水体都可以演化为沼泽。高山、高原和高纬区气候虽冷，但蒸发作用小，也易于形成沼泽。某些地段只是季节性地处于水饱和状态，则称为沼泽化地区。

2.沼泽沉积与环境演变

沼泽沉积物保存和记录了沼泽受人类活动、全球环境变化、沼泽物种演化等的影响。通过沼泽沉积信息的研究，可以探索沼泽形成、演化自然过程及动力学机制，认知过去全球变化对沼泽形成过程的影响。

目前，研究沼泽沉积物的主要技术手段有：对沼泽沉积芯进行孢粉分析、粒度分析、沉积物的Sr/Ba比值、泥炭纹泥计年、14C和137Cs测年、10多种地球化学与矿物磁学参数相结合方法等。赵红艳等（2002）阐述了长白山泥炭分布规律，采用常规14C方法测年并进行树木年轮校正，计算了泥炭厚度累积速率和碳累积速率，早全新世泥炭仅在南部局地沉积，速率较小，中全新世沉积普遍，速率最大，晚全新世继续沉积，速率较大；相应地，气候上早全新世开始转暖，偏凉，中全新世温暖湿润，晚全新世偏冷、偏湿。郑国璋等（2006）通过对安西古沼泽沉积物沉积粒度进行特征分析，孢粉分析并结合年代学资料，发现晚更新世末至全新世河西走廊西部地区气候总体趋于暖湿，但气候冷干—暖湿波动频繁交替，安西古沼泽全新世沉积物4个粒度旋回：①366～328cm，328～294cm；②294～240cm，240～206cm；③206～196cm，196～148cm；④148～54cm，54～0cm，可能代表河西走廊西部地区晚更新世末至全新世以来4个气候冷干—暖湿波动周期。

对湖泊与沼泽沉积物的研究，有助于对湖泊、沼泽成矿作用的认识，研究古气候、保护湿地以及保护自然环境。

第四节　流水、湖泊和沼泽地貌研究的实际意义

流水、湖泊和沼泽地貌在地球上广泛分布，它们是与人类生产和生活密切相关的沉积物和地貌。

一、矿产

（一）冲积砂矿

冲积砂矿是在有含矿地质体（包括原生矿、含矿岩石和含矿构造）提供物源的前提下，经流水作用、河床演变、河谷发展、水系调整和新构造运动影响下的产物。在具备上述条件的中、低山丘陵区内的2级和3级水道及切割密度大且深度大的汇水区内，有可能形成中、大型冲积砂矿。可以从原生矿寻找砂矿，也可以从砂矿追溯原生矿。冲积砂矿的矿种主要有砂金、金刚石、金红石、钨砂和锡石等。冲积砂矿的类型有河床砂矿、河漫滩（河谷）砂矿，阶地砂矿和古冲积砂矿。

1.河床砂矿

河床砂矿是河床中正在形成的冲积砂矿，主要堆积在河床中有利于流速降低、重矿物能富集的地貌位置，如凸岸（点坝）、岩槛、旋水区和河床纵剖面较陡地段等（图4－31）。此外，河流流向与片理、节理近直交地段，花岗岩和灰岩河床等也都有利于冲积砂矿的形成和富集。

图4－31　河床中砂矿富集地段和易侵蚀塌岸地段示意图

（据曹伯勋，1998）
河床中砂矿富集地段：①凸岸边滩（点坝）；②岩槛、壶穴、瀑布下方；③含矿岩脉下方或陡坡地段；④河谷由窄放宽处；⑤旋水区；⑥沙洲头部；⑦沙洲尾部（合流处）；⑧支流与主流呈钝角（或直角）交汇处；⑨支流汇入主流（支流流速大于主流）；⑩深水区三角洲，图上粗黑线段表示河流主流线顶冲和易崩塌段

2.河漫滩砂矿

河漫滩砂矿是已经稳定下来赋存于河漫滩冲积层中的砂矿。河漫滩砂矿形成过程中曲流侧移使含矿砂砾层分布展宽，河流加积作用使含矿砂砾品位贫化。重矿物受重力作用随水往下运动过程中，遇到黏土夹层局部富集（黏土层称假底岩），大部分则运移到砂砾层底部，部分渗入河底基岩风化裂隙中。河漫滩细粒沉积物中，有时也富集少量细粒有用矿物。

3.阶地砂矿

阶地砂矿是河漫滩砂矿转化而来，与阶地类型关系密切。在河流凸岸，河流侧向移动明显的堆积岸（如受科氏力和地壳掀斜运动等影响的不对称河谷）和早期上升为主、晚期沉降等地段，都分布有阶地砂矿。阶地砂矿受后期外力作用影响，可以使品位发生变化，如风化剥蚀使含矿层变薄，冲沟（或小河—细谷）切过含矿砂砾层，进行两次分选，都会使阶地砂矿工业品位相对提高；此外，高阶地砂矿在后期河流侵蚀旋回中，有用矿物颗粒可以转移到以后的低阶地砂矿中。

4.古冲积砂矿

这一类砂矿与现代地表水系无直接关系。一种是古水文网砂矿，它是由于地壳上升使地形倒置，在高地上留下的古冲积砂矿（图4－32）；另一种则是石化的含有用矿物的第四纪以前的沉积岩，是第四纪冲积砂矿的供源之一。

图4－32　古水文网砂矿

（据曹伯勋，1995）
（a）平面，实线为现代水网，虚线为古代河道；（b）剖面，地形倒置现象

（二）湖成矿

第四纪和现代盐湖沉积物是工业盐（NaCl）、硼和钾肥的重要资源。泥炭矿可用于能源、化工和农业。

二、地下水资源

冲积砂砾层是河谷地区和冲积平原的主要浅层地下含水层系。冲积砂砾的形成和分布与曲流移动、河谷形成发展、阶地类型、水系调整及地壳新构造运动密切相关。冲积层中地下水与基岩地下水、河水的补给及水力状况有联系。不同时代和深度的地下古河道系统纵横交错，既是良好的地下含水层系，也可用于贮水和引渗回灌。

洪积砂砾层是干旱区、半干旱区山前地带的主要含水层系。洪积物分布、厚度、埋藏深度和地下水补给，取决于气候、相邻山地新构造运动和冰雪状况。

三、工程

大型水库和水坝工程要求地质基础稳固，蓄水不会渗漏，配套工程合理，易于施工和节省投资。为此要对河谷地貌、沉积物、地质构造、新构造运动、地震和重力作用等进行详细研究，峡谷与宽谷间的过渡地段，尤其是有河中小岛的地段是优选地貌、地质条件。如三门峡水库和三峡大坝就利用了上述条件。

水运工程（港口、航道、运河等）要求工程地段河道具备一定的水深、河宽、边滩稳定、无心滩暗礁、无岸崩，上下游冲淤变化对水运的影响不大等。防洪工程要求重视对河床形态、主流线移动、曲流移动、岸坡岩性、管涌、汊河洲滩演变和沿岸重力作用的研究。

思考题

一、名词解释

河流地貌；河床；河漫滩；河流阶地；侵蚀基准面；河谷；坳谷；隘谷、障谷、峡谷；谷中谷；河漫滩河谷；裂点；曲流；牛轭湖；断头河；洪积扇；冲出锥；冲积扇；冲积平原。

二、简述

1.简述河流地貌类型及特征。

2.简述河床的类型划分。

3.简述河流阶地类型及形成过程。

4.河流阶地有哪些主要类型？各有何特征？图示说明。

5.简述河漫滩的形成过程。

6.泥石流发生区有何地貌特征？它的形成条件与滑坡有何异同？

7.确定河流类型的地貌学意义是什么？

8.分析控制水系发展的主要因素。

9.流水侵蚀作用形成主要有哪些地貌形态？

10.汊河型河床有哪些地貌特征？试说明其主要的形成原因及水文地质意义。

11.研究阶地水文工程地质有何作用？

12.确定河流类型的地貌学意义是什么？

13.研究水系形式的特点有何地质、地貌意义？

14.简述沼泽形成的自然环境条件。

三、对比题

侵蚀沟与河谷；裂点与风口；侵蚀阶地与基座阶地；冲出锥与洪积扇；顺向河与再顺向河。