河流地貌基本知识

河流地貌基本知识_秭归产学研基地野

(一)河谷地貌

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。

河谷由谷坡和谷底两大部分组成，谷坡的形态有凸形、凹形、直线形、阶梯形等。谷底是夹在两坡之间的平坦面，这个平坦面由河床及河漫滩组成。其中河床是河谷中最低部分，它有经常性的水流，在它两侧为高起的河漫滩，它只是在洪水泛滥时才被淹没，故又称为洪水河床。

河谷的发育过程大致有3个阶段，并且相应地产生3种谷形。

1．峡谷

峡谷又称“V”形河谷，流水沿着地形的原始倾斜地面开始侵蚀时以垂直下切侵蚀为主，这在由基岩组成的山区河谷中表现最为明显。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。如我国著名的长江三峡——瞿塘峡、巫峡、西陵峡;又如金沙江上的虎跳涧峡谷，深达2500～3000m，谷底宽不到100m。

2．河漫滩河谷

“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。此外，地下水和坡面片流对河谷的拓宽也有明显的影响。在湿润气候区，由于地下水量丰富而造成滑坡和强烈的片流侵蚀，加速了谷坡的后退;而在干旱地区，这些作用不明显，故谷坡较为稳定。

3．成形河谷

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，然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形河谷。它表明经历了较长时间的发展过程。

按河谷发育的一般规律是上游多成深窄的峡谷，中下游多是宽敞的河漫滩河谷和成形河谷，下游以河漫滩河谷为主。

河漫滩河谷和成形河谷两岸常有不对称现象，其中一坡长而缓，谷底有着宽阔的河漫滩;另一坡短而陡，河床逼近谷坡。造成这种不对称性的原因有:地球偏转力的影响，河谷两坡倾斜度不等，河谷两侧不等量上升，单斜岩层的影响，河谷两侧岩层软硬不同，以及两坡小气候不同的影响。

(二)河床地貌

1．河床纵剖面

河床纵剖面是指由河源至河口的河床底部最深点的连线。从宏观看，纵剖面是一条上凹形的曲线，它的上游坡度大而下游坡度小。但微观看，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、岩性的影响、地形的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．侵蚀基准面与河床纵剖面的关系

河流的下切侵蚀并不是无止境的，往往受到某一基面的控制，河流下切到这一基面后即失去侵蚀能力，这一基面是个水平面，称为河流侵蚀基准面。由于地球上大多数的河流注入大海，水流活动受到海平面控制，尽管河流下蚀的深度在个别地段因局部流水动力、岩性或地壳下沉等因素影响可以达到海平面以下(如长江三峡段河床上有在海平面以下30～45m的深槽出现，在武汉以东有些地方的河床竟低于海平面几十米至近百米)。但是，海平面对河流侵蚀深度还是有一定的限制作用，任何一条河流都不可能出现河床全部低于海平面的现象。因此，海平面一般就认为是河流的终极基准面，或称永久侵蚀基准面。此外，如果河流注入湖泊，或支流汇入主流，那么湖面或主流水面就成为该河或支流的侵蚀基准面。就一条河流各河段而言，造成急流或瀑布的坚硬岩坎可作为其上游河段的侵蚀基准面。这些侵蚀基准面存在时间较短，影响范围也较局部，因而统称为临时侵蚀基准面，或局部侵蚀基准面。

当侵蚀基准面下降时，可能出现3种情况。第一，侵蚀基准面下降后出露的地表倾斜度大于原来的纵剖面时，河流侵蚀复活，从河口向上游进行溯源侵蚀。第二，侵蚀基准面下降后出露的地表倾斜度小于原来的纵剖面时，河流将出现回水现象，发生沉积。第三，侵蚀基准面下降后出露出的地面与原来纵剖面的倾斜度一致时，纵剖面不会发生大的变化。

当侵蚀基准面上升时，它对河流的影响只有一定的距离，该距离取决于回水高度、河流比降及流速等，在这距离内，一般发生堆积，而在此以上影响不到。

从总的看，河流下游，特别是河口地区，堆积旺盛，河床比降减小，加上侵蚀基准面的影响，下切受到限制。在河流上游，特别在河源处，水量较小，下切力也弱，只有在河流的中游下切最强。因为这里水量和流速都较大，有足够的力量进行侵蚀和搬运泥沙，所以河床纵剖面的基本形态是呈上凹形曲线。但因原始地形、地质构造、地壳运动和局部水力等影响，这条曲线不是平滑的。

3．河床平衡剖面

在河流长期作用下，河床纵剖面发展到一定阶段时，就趋向于平衡，这时的纵剖面称为平衡剖面。所谓平衡主要是指“动力平衡”，平衡时的河流侵蚀力与河床阻力相等，此时由河流上游带来的泥沙等于河流带走的泥沙，即冲淤平衡。

但是河流是一个开放系统，它与周围环境不断发生物质和能量的交换，由于组成环境的因素具有复杂性和多变性，如流域内的地质构造、岩石、气候、植被的变化或河流流量、含沙量、坡度、地形的改变等都不可能使河流上游的来沙与当地河流的挟沙力相等，于是河床也就发生冲刷或淤积。如果输入的泥沙超过当地水流的挟沙力时，过多的泥沙将会沉积下来，使河床淤高;当来沙少于当地挟沙力时，不足的泥沙将从当地河床中得到补充，使河床刷深，此时河床的平衡剖面将受到破坏。

4．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，多壶穴(深潭)、石质深槽、岩坎、跌水(瀑布)、浅滩，河床底部起伏不平，水流湍急，涡流十分发育。

急流和涡流是山地河流侵蚀地貌的主要动力。河底旋涡流挟带着砂、砾石，具有较强的冲蚀力，旋磨河床底部的坚硬岩石，形成深陷的凹坑，称为壶穴。壶穴发育在岩面上，成为石质河床加深的主要方式。当壶穴彼此连通之后，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，一条深水道便产生出来了。原来的石质河床此时也会部分露出，形成高水河床。

5．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。

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。

顺直河道在平原或山地中都有分布，不过平原区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。

顺直河道中，主流线位于河床的中央，流速也最大，它的两侧形成两个对称的横向环流:洪水期河心水面高而两岸低，呈凸形，表层水流由中央流向两岸，到达岸边后下沉成为底流;而底流由两岸底向河心相汇，然后再上升。这种环流往往使两岸受到冲刷，河心堆积，故洪水期容易出现塌岸。枯水期和平水期，河心水面比两岸低，表层水流从两岸向河心集中，然后下降成底流，底流从河心向两岸分流，最后又沿岸边上升，构成与洪水期流向相反的两个环流，此时河心底部受到冲刷，两岸发生堆积。

顺直河道的形成条件，在山地(河流上、中游)主要受地质构造和岩性制约;在平原(河流下游)，只发生在河道两岸有节点(指山丘、岩岸、堤坝等抗击水流的地点)的地段，因为这里迫使主流线在中央，避免了两岸因受到冲刷而弯曲。此外，如果河道两岸的组成物质抗冲性较强(如黏土、粉砂质黏土等)且厚度大时，两岸不易遭受破坏，对直道的产生也十分有利。

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，折向一边向河岸冲击，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;在两个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。这样，深槽与浅滩交替分布，边滩犬牙交错，三者构成了微弯河道中最基本的微地貌。但是，这些地貌是很不稳定的，当洪水来时，主流线趋直，边滩物质移向下方深槽处堆积，原来受侵蚀的河岸，很快因上边滩的下移而受到保护，深槽和浅滩的位置也跟着向下游移动。如果深槽、浅滩和边滩经常变位，水深很不稳定，则会给水利工程和河港建设带来不利的影响。

2)弯曲河道

它是平原地区比较常见的河型，又称为曲流，它的弯曲率一般都在1.5以上，如长江的上荆江为1.7，下荆江为2.84，南运河为1.96，均属典型的弯曲河道。

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和游荡型两大类。

(三)河漫滩

河漫滩是在河流洪水期被淹没的河床以外的谷底平坦部分。被普通洪水淹没的部分，称为低漫滩，特大洪水泛滥被淹没的部分，称为高漫滩。在大河的下游，河漫滩可宽于河床几倍至几十倍，这种大型的河漫滩又称为河岸平原。

1．河漫滩的生成

河漫滩是河流发育过程中的产物，苏联学者桑采尔认为它是在河流侧向侵蚀和河床横向迁移过程中形成的。最原始的河漫滩出现在年青时期的“V”形谷内，由于河流的侧向侵蚀，使谷坡逐渐后退，谷底开始展宽，在河湾的凸岸处形成狭窄的和由粗大砾石所组成的雏形滨河床浅滩。随着侧向侵蚀作用的不断进行，凹岸继续后退，凸岸处雏形浅滩不断扩大加高，以致在河流平水期也大片露出，发展成为雏形河漫滩。这时因河谷仍比较窄，洪水时水深和流速仍然较大，在谷底的堆积物仍以粗粒的推移质如砾石和沙等为主，而悬移质如泥和粉沙则被水流带往下游。雏形河漫滩形成以后，谷底进一步扩宽，滩面再度淤高，洪水时由于滩面水深变浅而流速减小，洪水中的大量悬移质就可以在那里沉积下来，构成由粉沙及黏土组成的沉积层，这样雏形河漫滩就发展成为真正的河漫滩。

由此可见，河漫滩在沉积上具有二元结构的特点，它分为上、下两部分:下部为粗粒的河床相堆积物，如砾石、卵石和粗沙，代表河床侧向移动过程中的产物;上部为细粒的河漫滩相堆积，如黏土及粉沙等，是洪水泛滥期的堆积，故河漫滩又有泛滥平原之称。

河漫滩堆积物的厚度，在山区比平原要小，甚至很大的河流也很少超过10～15m，而且组成物质粗大，主要是砾石，悬移质极少。河漫滩的宽度大小不一，由十多米至数十千米不等，这与河流大小、发育时间长短以及受侵蚀的自然条件等有关。

2．河漫滩的类型及其地貌

1)河曲型河漫滩

它是随弯曲河道横向移动发育而成的河漫滩，由于洪水期水流侵蚀力特大，每次洪水凹岸都有一次明显的后退，侵蚀下来的物质通过单向环流被带到凸岸堆积，在凸岸形成多条大致平行的弧形沙堤和沙堤间狭窄的弧形洼地，它常为沼泽或湖泊。这些弧形地形向河流下游方向辐聚，呈扇形汇集在一起，称为迂回扇地形。

2)汊道型河漫滩

它是心滩并岸而成的河漫滩，洪水期心滩的两侧对岸发生强烈侵蚀，泥沙通过底流带到心滩两岸堆积，成为高起的沙堤，沙堤之间为洼地。因此，当心滩并岸后所成的河漫滩有着与河流轴线平行的沙堤和它们之间的洼地等特点。

3)堰堤型河漫滩

它发生在顺直或微弯河床两岸，微地貌由河岸向陆可分为3个部分。

(1)天然堤带(滨河床沙堤)。当洪水泛滥时，河水溢出河床，流速骤减，大量而较粗大的泥沙首先在贴近河床处堆积下来，形成沿河两岸分布的沙堤，又称天然堤。

(2)泛滥平原带。天然堤以外，洪水堆积物逐渐减少，地形上由高起的天然堤转变为低下的平地，地面宽广，成为河漫滩的主体部分。

(3)湖沼洼地带。位于远离河床、接近谷坡的坡麓部分，是河漫滩中最低洼的地带。

(四)河流阶地

阶地是分布于谷坡上的阶梯状地貌，属谷坡的一部分。因它高出河漫滩，并以最大洪水也不能淹到而与后者区别开来。阶地由阶地面和阶地坡组成。阶地面比较平坦，微向河床倾斜;阶地面以下为阶地斜坡，坡度较陡，是朝向河床急倾斜的陡坎。阶地高度一般指阶地面与河流平水期水面之间的垂直距离。

阶地沿河谷分布但往往并不连续，一般多保存在河流的凸岸。在许多河谷中阶地也不只是一级，而是有数级，标记阶地级序采用从新到老的方法，即自下而上编号，把最新的超出河漫滩或河床的最低一级阶地，称为第Ⅰ级阶地，其余向上依此类推。

1．阶地的成因

阶地的生成主要是由地壳的相对升降运动、侵蚀基准变化和气候的变化所引起，使原来河谷底部的河漫滩脱离了现代河面及河流作用范围，因此它应是一种古河流地貌。

1)地壳升降运动

当地壳相对稳定或下降时，河流以侧向侵蚀作用为主，此时塑造出河漫滩;然后地壳上升，河床纵比降增加，水流转而进入积极下切，于是原来的河漫滩成了河谷两侧阶地。

地壳多次间歇性上升，就可以形成几级阶地。如长江由宜昌至董市河段及重庆市附近等地，都有5级阶地;珠江中下游河谷中也有2～4级阶地。由地壳运动形成阶地比较普遍，但由于运动的升、降性质不同，阶地形态表现也有差异。大面积上升地区，河流普遍下切，阶地分布的范围也大。有时，在同一时期内地壳运动并非均一地发展，某一地区上升的幅度大、速度快，而另一地区上升的幅度小、速度慢。因此，同时形成的阶地将有不同的高度，如长江三峡地区中部阶地高，东西两侧降低。若在同一时期内不同地段地壳运动方向不一致，则上升地区将形成阶地，而下降地区则发生堆积，没有阶地形成，甚至早期原有的阶地被埋藏成为埋藏阶地。

2)气候变化

气候变化影响到河流水量和含沙量。气候变干时，河水量减少，地面植被稀疏，坡面侵蚀加强，河水含沙量相对增多，此时河床堆积填高;反之，气候湿润期，河水量增多，植被茂盛，河水含沙量相对变少，导致河流向下侵蚀，形成了阶地。由于气候的干湿变化引起堆积、侵蚀交替作用，所成的阶地称气候阶地。

冰期和间冰期的交替，在同一河流的上下游可形成交叉式的阶地，冰期时源于冰川作用区的河流，挟带大量冰川侵蚀的碎屑物在上游段发生加积;而下游因冰期海面下降，即侵蚀基准面下降引起近海的下游河段下切加强形成阶地。间冰期时，气候转暖，植物增生，河源地区进入河流的泥沙减少，上游段河流下切加强，形成阶地;下游段因间冰期时海面上升，即侵蚀基准面上升，出现回水，堆积加强，并将冰期所成的阶地掩埋，形成埋藏阶地。如法国罗讷河上游的最后一次冰期的阶地，高出当地河面30m，而相应阶地在下游则位于罗讷河三角洲沉积物之下至少50m。

3)侵蚀基准面下降

由地壳升降运动或气候变化引起。由地壳变动引起侵蚀基准面变化而成的阶地，称为地动型;由气候变迁引起的侵蚀基准面变化而成的阶地，称水动型。基准面下降后，河流向外伸展，原来河口附近出现裂点，加速河流下切。以后裂点位置不断上溯，裂点以下出现阶地，阶地面与裂点以上的河漫滩位置相当。

2．阶地的类型

河流阶地根据形态和结构特征，可划分为侵蚀阶地、基座阶地、堆积阶地和埋藏阶地4种基本类型，如图2-31。

1)侵蚀阶地

由基岩构成，有时阶地面上残留极薄层河流冲积物。它多发育在河谷上游及山区河谷中，在不太长的河段中，高度比较稳定。这类阶地的阶地面是河流侵蚀削平不同的岩层而成，故称为侵蚀阶地。

2)基座阶地

阶地由两种物质组成，上部是河流冲积物，下部是基岩。它是由于河流下切的深度超过了原冲积层的厚度，切到基岩内部而形成的。它分布于新构造运动上升显著的山区。

如果基座阶地形成以后，由于气候或构造的原因，在新一轮的河流侵蚀—堆积过程中，河谷中堆积较厚的冲积物，超过阶地基座高度并把基座覆盖起来，与较高的老阶地在结构上呈嵌入关系的新一级阶地，称为嵌入阶地。

3)堆积阶地

阶地全由河流冲积物所组成，一般在河流的中下游最为常见。堆积阶地根据多级阶地之间的接触关系，还可分为上叠阶地、内叠阶地等。

内叠阶地是阶面和阶坡都由冲积物组成，新老阶地冲积层呈切割关系，但是各阶地基座近于同一水平，反应河流每次下切到基座为止。这种阶地发育在以新构造上升为主的地区。上叠阶地由不同时代冲积物上叠组成，新阶地叠置于老阶地之上且分布于老阶地内。

图2-31 阶地类型示意图(据杜恒俭，陈华慧等，1981)

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

(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)掩埋阶地;(g)坡下阶地(为斜坡堆积物所掩埋)

4)埋藏阶地

早期形成的阶地被后期冲积物覆盖埋入地下，就成为埋藏阶地，这种阶地不显露于地面。

上述4种基本类型的阶地，可以在同一条河流的同一地段出现，也可以在一条河流的不同地段出现。河流阶地有对称分布的，也有不对称分布的。前者在河谷两侧同一高度上分布着;后者在河谷两侧左右错列在不同高度上，它反映以河流为轴心、两侧不等量的上升运动。

3．非河流作用形成的阶地(假阶地)

在河谷斜坡上往往看到形态上很像河流阶地的阶梯地形，但它的形成不是河流的作用，不属于河流阶地的范畴，所以，这种非河流作用形成的阶地称为假阶地。

在河谷中常见的假阶地有以下4种。

1)构造阶地

在岩层为水平构造的地区，因岩性软硬不同，抵抗风化与剥蚀的强度不同，这种因差别风化与差别剥蚀而成的阶地称为构造阶地，它的高度及级数与河流作用无关，更不反映河流深切作用的强度与次数。

2)冲积锥、洪积扇阶地

河谷两侧的溪沟在主流谷底所形成的冲积锥与洪积扇，受到主流的侧蚀作用常形成河曲陡壁，它高出河漫滩之上，很像河流阶地。有时由于随主流的摆动，引起支沟侵蚀基面的相对下降，支沟遂加深河床，切入冲积锥或洪积扇之中，并在其前端再沉积成新的冲积锥或洪积扇。由于新老冲积锥或洪积扇的高度不同，常误认为是河流阶地之残部。

3)滑坡阶地

谷坡上不稳定的岩石或土体在重力作用及地下水作用下，常发生大块的滑动，即滑坡(地滑)。滑坡体凸出在谷坡上，形状也很像阶地。滑坡阶地的物质全为谷坡上部的岩石土体。在阶地的前缘也时常产生滑坡，而造成假阶地。在野外工作中我们必须注意区别真正的阶地与假阶地。在寒冻风化作用强烈的地区，因融冻泥流作用，在谷坡上形成起伏不大的泥流阶地，它的特点是级数多而面积小，全由泥流堆积物所组成。

阶地往往被坡积物所改造，或被坡积物所埋藏，在西伯利亚由于坡积物的发育，常常把阶地完全埋没了。