泥石流的形成条件和形成条件

时间：2022-01-23 百科知识版权反馈

【摘要】：流水的这种剥蚀、运移、沉积运动在地表发育剥蚀残留地貌和堆积体地貌。(一)沟谷流水地貌沟谷是地表短暂流动的水形成的一种负向地貌。长江三峡地区泥石流的岩块碎屑物质主要来自崩塌滑坡。由河流水的作用所塑造的地貌称河流地貌。

流水地貌_自然地理学

三、流水地貌

地表流水是一种普遍的自然现象。按照水流的动态特征分为面状流水和线状流水，按照流水的时间特征分为常年流水和非常年(短时间)流水。水在流动过程中，对地表岩土及其松散堆积物进行冲刷和破坏，并且运移泥沙物质，又在适当的时间、空间和动力条件下堆积下来。流水的这种剥蚀、运移、沉积运动在地表发育剥蚀残留地貌和堆积体地貌。

(一)沟谷流水地貌

沟谷是地表短暂流动的水形成的一种负向地貌。沟谷中平时少水或无水，大气降水时斜坡水汇集沟谷，出现一定时段的流水。沟谷在干旱、半干旱地区分布尤为广泛，如我国黄土高原某些地区，植被稀疏，短暂线状水流形成的沟谷迅速发展，地面遭受强烈切割，沟槽纵横交错，水土流失严重。按照侵蚀沟谷的纵横剖面形体特征和演变过程，可把沟谷分为切沟、冲沟和坳沟三个发育阶段。短暂的大量湍急水流称为洪流，它的特点是水头高、流速快，具有强烈的冲蚀能力，并携带大量的岩块碎屑物质到山前沟谷口门外形成扇形堆积体。

1.沟谷发育及形体

切沟通常发育在裸露的坡地上，水流顺坡流动，往往聚成多条股流，侵蚀后形成大致平行的细沟。细沟的深度为3～100cm，宽度等于或略大于深度。侵蚀细沟的横剖面呈V形或凹字形。细沟不断侵蚀扩大，发展成切沟。切沟宽深1～2m，横剖面呈V形，沟缘较明显，沟底纵剖面与沟身所在的坡面大致平行(见图6-13)。

1—沟缘以上坡面坡度的变化　2—沟底侵蚀堆积的变化(沟底纵向地形线)

图6-13　沟谷纵、横剖面地貌形体

在水量丰富的条件下，一部分切沟在发育过程中加深、加宽、发展成为冲沟。冲沟的深度、宽度为数米至数十米，长度可达数千米至数十千米。由于侧蚀作用加强，横剖面呈宽底V形，有的冲沟的沟坡很陡，常常产生垂直沟壁。冲沟与切沟的区别不仅在于大小不同，而且在于纵剖面。冲沟是活动性侵蚀形体，最活跃的是沟头，在水流的向源侵蚀作用下，沟头不断向地势高处发展，增长着的沟头可以有各种各样的形式。集水洼地(盆)在平面图上呈椭圆形、圆形或(常常是)齿轮形。

随着冲沟的增长和纵剖面的塑造，向源和下切侵蚀减弱，纵剖面坡度相当平缓，不再有明显的沟缘，沟坡后退而冲沟展宽，冲沟转变为坳沟。坳沟沟底开垦为农田。

应当指出，由于气候、地形、岩石、构造和植被等因素及其组合特征的不同，各地侵蚀沟谷的发展程度和演化阶段颇有差异。在同一区域内，各条冲沟可能处于不同发育阶段，对于同一冲沟系统，不同地段的冲沟所处发育阶段也可能有异。

2.泥石流地貌

沟谷水中含多量泥、沙、岩块混合的流动体称为泥石流。泥石流是一种自然灾害，1981年8月宝成铁路沿线发生的泥石流掩埋车站5处，堵塞桥涵和淤埋线路50多处，摧毁桥梁8座，漫灌隧道4座，并有人员伤亡，修复费用合计达4亿元之多。

泥石流的形成条件：一是有丰富的碎屑物质来源，如坡地上的残积物或崩滑堆积物，沟谷上源的冰碛物、冰水堆积物，地震造成的崩裂岩块碎屑物质，人工采矿抛弃的矿渣或废弃物。1975年以来，辽东地区陡然增多泥石流活动就与该地1975年的7.3级地震有关。长江三峡地区泥石流的岩块碎屑物质主要来自崩塌滑坡。二是暴雨和洪水，洪水具有强大的侵蚀和携运动力。三是陡峻的沟谷坡度，陡峻的沟坡和比降较大的沟床底，促进快速形成泥石流，并迅猛下泄。据西藏自治区150条泥石流沟的统计，沟谷比降大多为10％～30％。云南蒋家沟泥石流沟谷上段比降大于35％。

泥石流的岩块碎屑物质源区在暴发泥石流后通常形成向下游方向倾斜的碟形低地和侵蚀深沟，岩块碎屑物质占泥石流体积的10％～40％。在顺沟谷的泥石流通道中，泥石流运移速度可达数米到数十米每秒。多次泥石流作用的沟谷可被泥石流侵蚀为峡谷，谷壁上有磨刻或撞击的痕迹。在泥石流沟口外展宽段或出口段，从泥石流中停落下来的岩块碎屑堆积、黏性泥石流堆积形成一道道与主流方向平行的垄岗，巨大的岩块集中在堆积体的顶部、前端或两侧，有的为粗大岩块组成的泥石流堆积扇。堆积体的结构构造特征为大小石块混杂，层次不清，石块磨圆度差，小的岩块碎屑常充填在大岩块构成的格架之中，有时出现岩块团(俗称“泥包砾”)或黏土团(称“泥球”或“碎屑球”)。稀性泥石流堆积扇扇面比较平整，倾斜和缓，较少巨大岩块，并有向外围平均粒度变细小的趋势。

3.扇形地地貌

干旱半干旱地区，洪流在流出沟谷口处形成的扇形堆积体称为洪积扇(见图6-14)，在湿润地区谷口外的称冲积扇，支流谷口的小型堆积体则称冲积锥。在湿润地区的扇形堆积体比干旱地区洪积扇的平均粒度要细一些，表面坡度也缓和一些。

1—洪积扇头部砾质堆积　2—洪积扇过渡带沙砾堆积　3—洪积扇边缘带细沙黏土堆积

4—河漫滩堆积或冲积平原沙黏土堆积　5—河床与河床沉积　6—基岩

图6-14　典型洪积扇及其内部结构

洪积扇与山地沟谷相衔接的地方为头部，呈扇形向外铺展。头部多由粗大岩砾或块石构成，表面坡度可达10°～20°。它向外围过渡到主要是粗沙堆积，其中多夹沙砾质透镜体，再外围为边缘带细颗粒堆积，表面坡度降为5°～3°，内部也夹有沙质透镜体。洪积扇从头部向边缘的粒度变细，与洪流出口之后的分散及多量水的下渗有关。干旱地区于扇顶入渗的水到扇缘以泉水涌出，并蒸发消耗，因此在洪积扇外围有粘泥沉积带及盐碱化带。

山前地带新老洪积扇的相互关系是研究气候变化或构造运动的重要依据(见图6-15)。如气候变为暖湿，或融冰化雪水量增多，则洪积扇的堆积范围将有所扩展，顶部(上部)的粗粒堆积超覆老洪积扇的较细颗粒堆积，新洪积扇边缘的表面坡度则较和缓；反之，若气候变冷变干，新形成的扇形堆积范围则明显缩小，它叠置在老的洪积扇上。

M—老冲积扇　N—新冲积扇

图6-15　构造运动与洪积扇的变形(杨景春，1985)

(二)河流地貌

流动于地表线形低凹部分的经常性或常年性水流称河流。线形低凹部分称为河谷，河谷由谷底、谷坡两要素组成，谷底被水流占据的线形部分称为河床。由河流水的作用所塑造的地貌称河流地貌。流动水体对河床有冲蚀作用，流水携带固体颗粒对河床有撞击和磨蚀作用，流水的流速能启动床底泥沙随水流动，流水对可溶性物质还具有溶蚀作用，流水的这些作用合称侵蚀作用。流水的侵蚀作用迫使许多粗、细颗粒物质相继离开原来的位置，包括使床底不断加深的深切侵蚀，不断向上游方向发展的沿程侵蚀或溯源侵蚀，使河岸不断后退或沟谷不断展宽的侧向侵蚀或旁蚀，以及流水在陡坎下形成深潭的掏蚀，等等。

流水启动与携运颗粒物质的能力称为搬运作用，它与水流速度有关，理论上水流速度增大1倍，可携运的颗粒物质增重64倍。被携运的颗粒物质，有的沿床底滚动或滑动称推移质，有的呈跳跃式向下游移动称跃移质，有的悬在水体中随水运动称悬移质。在水流速度变慢时，流水携带的部分泥沙颗粒又会从水中沉落下来并不断堆积成为冲积物。由于流水的流速与水量、水深、水面宽度、过水断面的形状以及水面坡度和惯性流的作用等有非常密切的关系，因此，各项要素的变化均对流水的侵蚀、携运以及沉积作用有深刻的影响，它们之间的相互关系也称自调节作用。凹岸涌水使凹岸水面高度高于河对岸凸岸水面，于是又产生河水的横向环流，底流携带的泥沙在凸岸边沉落堆积。凹岸侵蚀后退，凸岸堆积推进，导致弯道向凹岸方向发生横向迁移，整个弯道的河段长度增加，水面比降减少，又使水流速度放慢。河流水动力与流水侵蚀—携运—堆积的自调节作用，导致河流地貌的发育具有复杂多变和因时因地而异的特点。最主要的河流地貌是河床、河漫滩、河流阶地、谷坡与谷坡上的侵蚀平台。

河床也叫河槽。河床地貌包括河床形体、河床结构以及河床演变。河床一直在经受水流动力的作用而不断地变化(见图6-16)。

河谷横剖面：1—河床　2—河漫滩　3—谷坡　4—河流阶地　5—谷缘(谷肩)

图6-16　河谷与河床的地貌类型

河床类型按平面形体分为顺直微弯、弯曲与自由河曲、分汊与多汊辫状等多种类型。河床类型按其断面形体可分为由流水深切形成的深切河床与由冲积物填充的宽浅河床。山地丘陵区的河曲深切又称嵌入河曲，被曲流围绕的高地称为离堆山。河床地貌与河床类型的稳定程度取决于流速、流量、含沙量、沉积粒度等许多因素。

深槽是河床中水深超过平均水深的床底上的更低凹部分。在从河源到河口的河床最低点连线即河床纵剖面上，深槽表现为一个个彼此隔离的弧形低凹段。山地河流的深槽(深潭)多位于床底岩性软弱或构造破碎部位或凹岸，是急流的冲蚀或掏蚀作用所造成的。长江三峡下段有的深槽槽底已达海拔－11～－44m。平原河流的深槽多偏向凹岸一侧，这是由于横向环流在凹岸部位的下沉底流对槽底的侵蚀而造成的，凹岸多为侵蚀陡岸。

浅滩是深槽与深槽之间河床底较浅部分的沙质堆积体，一般被水淹没，只有枯水期或者水位很低时才出露水面。它是由于两弯道之间的过渡河段横向环流的交替而削弱了流水的侵蚀与携运能力，产生沙质堆积。边滩是凸岸的堆积，心滩是展宽段河床中央的堆积。边滩与心滩的共同特点是洪水期被淹没并有泥沙的堆积，整个心滩或边滩都可能存在平面现状与平面位置的变化，尤其是平面位置向下游方向的迁移，在边缘部位发育自然堤或称滨河床沙堤(沙坝)，它高于滩面数十厘米到数米，向河心一面坡陡而向岸一面坡缓，它是洪水漫上滩面的时候最高的沉积。

(三)河漫滩地貌

河漫滩是河床两侧被洪水淹没的地貌单元，是边滩心滩被多次洪水淹没、细颗粒物质沉积淤高扩展发育的河床堆积地貌类型，通常将面积大于1km²的称为泛滥平原或洪水平原(见图6-16)。从地貌形体上看，河漫滩可以明显地分为两部分。当洪水泛滥时，河水溢出河床，流速骤减，首先堆积了较粗大的物质，随着离河床距离的增加，堆积物质越来越细小，因此，除滨临河床部分外，其余地段堆积的多是壤土或黏壤土，地势十分平坦没有明显起伏，其上分布有湖泊或沼泽。特别在近谷坡(或阶坡地)处地势更为低洼，河漫滩上及其谷坡的地表水和地下水多汇聚于此，成为比较稳定的湖沼地带，或形成与谷坡平行的小河漫滩河；或因谷坡(或阶地)部分的沟谷水流带来较多的物质在这里堆积，也可形成一系列的小型扇形地。河漫滩的滨临河床部分主要表现为沙堤(或称沙坝)，高度一米至数米，通常为自然堤(或称天然堤)，这种地貌只出现在较大的河流。河漫滩上湿生生物繁盛，多已开辟为农田，成为富饶的水乡。

(四)河流阶地地貌

河流阶地是河谷两侧谷坡中沿河分布的、由河流的侵蚀和堆积作用形成的、不再被洪水淹没的阶梯状台地(见图6-16)。除河谷中的阶梯式台地外，还有构造台地、滑坡台地、崩积台地、洪积台地、支流出口锥状堆积台地、冰碛与冰水堆积台地、以及工程或路基台地等。它们与河流阶地的根本区别在于构成台地的基岩面或堆积物非该河流侵蚀作用形成，也非该河流的冲积物。

河流阶地的形体要素分阶地面、阶地前坡、阶地前缘、阶地后缘与阶地的基座等。阶地面的特点是具有向河心方向与向下游方向的平缓倾斜，阶地的宽度是阶地前缘与阶地后缘之间的水平距离，阶地的高度是指阶地面与当地一般洪水位之间的相对高差，指示了自阶地顶层河漫滩相沉积形成以来该地地面相对上升而河床相对下切的累计幅度。河流阶地的级序通常是从当地河面向上起算的，最低的称第一级阶地，往上依次为第二、第三级阶地等。低一级阶地的生成时代晚于高一级阶地。

河流阶地的发育，首先是该河段河床受侧向侵蚀堆积而横向迁移，形成宽平的谷底，其次河床深切，直到其旁侧谷底不再遭受洪水的淹没而成为阶地面。河床相对深切的原因可能是：

1.流域气候的变化

气候寒冷偏干时期，河流来水量少，河谷底部被大量岩块碎屑物质充填；气候转为温暖多雨时期，大量来水的侵蚀，在充填堆积中切出陡峭的阶地前坡。在多雨时期，洪水泛滥形成广阔的河漫滩，而干燥少雨时期，河床束缚在深槽之中，两侧或一侧的河漫滩便成了阶地。

2.构造运动

构造上升运动，相伴河床深切并形成阶地；构造沉降运动，相伴沉积超覆并形成埋藏阶地。

3.河口侵蚀基准的变化

海面下降，引起河口段河床深切，并溯源发展，原河漫滩或谷底相对升高形成阶地，高度向上游方向变小。如海面上升，河口段水位上升，发生广泛的泛滥沉积超覆，从而产生埋藏阶地。

4.河流袭夺

袭夺裂点上溯，沿河两岸将形成一级阶地。

(五)河谷地貌发育

谷地往往与软弱岩层出露带或各种线性构造相吻合。不管在河流流水作用塑造该谷地之前是什么性质类型的岩性、构造的谷地，在经受了河流流水作用塑造之后，虽然仍有原先岩性、构造或谷地类型的遗迹，但占主导地位的已是经流水塑造的多种河谷地貌形体。

河流的上游多发育有或长或短或宽或窄的狭谷，它是在构造运动不断上升的基础上由流水深切而形成的。流水顺断裂线、节理缝、破裂带等有利环境出现强烈深切，因而峡谷壁面常是构造破裂面。长江三峡的瞿塘峡的特点是峡壁似墙，有近四百多米高的垂直峡壁对峙；巫峡的特点不仅在于壁高水深，还在于直立石壁多已被支沟切成三角形；西陵峡的特点是在宽谷的基础上再强烈深切。

重力作用与块体运动，以及片流和小股线流的作用与坡面的发育，在谷坡地貌的进一步发展变化过程中起着主要的作用。河谷谷坡侵蚀面是河流的侧向侵蚀与河道变迁而形成的，如果某地段构造运动间歇性抬升、河流不断深切与旁向侵蚀，那么不同时期形成的山麓侵蚀面的残余部分就会在谷坡上按生成时代顺序排布，形成梯级平台。构造上升速率快于流水侵蚀速率，山体高度就上升；反之，山体高度就下降。

(六)流域地貌

流域是区域地貌发育的基本单元。流域地貌发育的基本特性有河网密度(切割密度)与水系形式、溯源深切与切割深度、河流袭夺与分水岭迁移、流域的侵蚀剥蚀速率与流域地貌发育演变的基本规律等。

河网是通过地表水顺地面的汇流而建立起来的。

河网密度是单位面积内的河流长度或者河流条数。河网密度的高低与降水量、地貌、岩性有关，它是地貌发展阶段的特征值。图6-17表明河网密度与下垫面岩性有着非常密切的关系，岩石的渗透速度快、产沙量少，则河网密度低；反之，则河网密度高，在页岩上可达10.0km/km²。就全球而言，河网密度最高值在半干旱地区，最小值在沙漠地区和湿润带地区，热带地区河网密度又有所增加，常年河流的密度多是随着年平均雨量的增加而增加。

图6-17　不同地区不同岩性与河网密度的差异(R.J.Chorley et al，1984)

溯源侵蚀也称向源侵蚀，是指河谷纵剖面线上的坡折点(裂点)不断地向上游方向推进。河谷纵剖面上的裂点，有的与断层构造、节理、层面以及岩性有关，称构造裂点；有的与河口基准面的变化有关，称轮回裂点。因此，溯源侵蚀可以分为三种情况：其一是河口基准面下降，引起河口的深切与裂点的上移，裂点位置以下比其上游应多一级河流阶地。第四纪末次冰期鼎盛时期，世界海面比当今低约120m，当时曾有裂点的上溯；其二是在河谷中，通常表现为瀑布岩槛的不断上溯；其三是河源沟头的不断伸远与增长。

切割深度又称垂直切割深度，是河流动力深向侵蚀而加深谷地的深度，具体指横断面上从谷缘到谷底(河床底)最深点之间在垂直方向上的高差。许多山区河谷切割累计深度达千米以上。河流深切的速度与幅度取决于以下四方面的因素：

①地壳运动的速度与幅度。

②地貌高度与距河口的水平距离。

③岩石抗侵蚀作用的强度。

④水流的流速与流量等。各地深切所能达到的最大深度则与侵蚀基准面有关。

流水的深切与向源侵蚀均与水面比降、水流速度和水量有关，因而相邻的两条河流，如果水面比降与流速、流量有明显差别，那么其中一条河的深切与向源侵蚀就会明显强于另一条河，久而久之就会切开两河之间的分水脊，使另一条河的上游水流转入那条向源侵蚀明显较强的河流，这就叫河流袭夺(见图6-18)。其中强烈溯源侵蚀并从其他河获得流水的称袭夺河；失去上游河段的河称被袭夺河；失去上游河段后的剩余河段称断头河；在袭夺的地方水流流向突然转弯，称为袭夺弯；由于袭夺河比降大，故袭夺之后的河谷纵剖面在袭夺弯处出现由缓转陡的转折，称袭夺裂点，并继续向上游方向推进；在断头河与袭夺弯之间的一段河谷成为分水垭口称风口；风口与袭夺弯之间，细小水流已转而流向袭夺弯流入袭夺河，称反向河。

图6-18　河流袭夺示意图

谷地溯源侵蚀比较强的一侧迫使分水脊向其比较弱的一侧迁移，从而改变了流域面积。河流袭夺则不仅改变了流域面积，而且改变了水系形式和流域形状。许多大河都是通过河流袭夺而增加河长和扩大流域面积的。

流域侵蚀剥蚀速率是通过总输沙率来计算的。流域面积小者平均剥蚀速率高。流水的侵蚀，不仅使谷地加深、纵比降减小，而且使谷坡也不断后退或者倾角变小。

(七)河口地貌

支流注入主流以及河流注入湖海的地段称河口。在海洋动力作用下，潮流上溯抵达的地方，也就是顺行的河水流速与逆行的潮流速在水流中正好相抵的地方称潮流界；往上河水位受潮流顶托影响最远的地方称潮区界。自潮区界到潮流界称近河口段，潮流界到河口口门称河口段，口门以外到水下三角洲前缘坡折处称口外海滨(见图6-19)。长江口的潮区界在距口门680km的大通以上，洪水期它下移到距口门500km左右的芜湖附近，潮流界则相应地从距河口370km的镇江以上而下移到距口门约250km的江阴附近。

图6-19　河口地貌——河口区的分段

河口口门向陆地的水动力主要是河流的水流、涨潮流、落潮流、水下径流与盐水楔流。河水水下径流对河口段深槽的发育、洲滩的演变以及崩岸和航道迁移等有深刻的影响。盐水楔是海洋水沿河底的入侵。据统计研究，凡是河口的河流来水与潮水的比值小于0.02，河口多为喇叭形强潮河口，都存在口内沙坎，如钱塘江和泰晤士河等；两者比值大于0.10者，一般在口外或口门附近形成拦门沙坎，为中等潮汐河口或弱潮河口，如长江、黄河、密西西比河等；两者比值介于0.02～0.10之间者为过渡状态，河口没有明显突起的堆积体。

拦门沙是河口口门附近堆积地貌体的总称，包括河口沙岛和浅滩、口内的沙坎与河口沙坝等。

三角洲是在拦门沙的基础上发展起来的。三角洲发育的基本特点：一是向海方向伸展，形成心滩沙岛与河口沙咀，心滩沙岛导致河槽分汊，并在分汊口再发育拦门沙，并相继发展下去；二是洪水泛滥泥沙形成，其中有被洪水泛滥沉积掩埋的沙滩、沙洲、岸滩和被淤塞的分支河槽等。

三角洲的形体类型按外形特征分为：鸟足形三角洲，如美国密西西比河三角洲；尖嘴形(鸟嘴形)三角洲，如意大利台伯河三角洲和中国钱塘江三角洲；弧形(盾状)三角洲，如非洲尼日尔河三角洲；岛屿形三角洲，如印度恒河三角洲和中国长江三角洲；扇形三角洲，如中国黄河三角洲与埃及尼罗河三角洲等(见图6-20)。