24流水地貌—坡面、沟谷、河床与河漫滩～结合相关高考真题-备战高考地理之探讨大学地理知识

流水地貌—坡面、沟谷、河床与河漫滩～结合相关高考真题
地表水流可分为面状和线状水流两类。面状水流即坡面径流，常由许多细小股流组成，无固定流路，时分时合，多呈薄层片流形式，顺坡向下。线状水流在沟谷或河槽中流动。
流水地貌及其沉积物的分布与演变影响河岸崩塌、航道淤塞及农田、城镇建设。流水作用形成的沙砾层，往往是良好的地下含水层，还可能含有冲积砂矿，因而，流水地貌的研究，对水工建筑、航道整治、水土保持和矿产地质都意义。
【一】坡面径流及其形成的地貌
一、坡面径流的形成与作用
坡面径流的形成，除蒸发量外，主要取决于降水强度、土壤渗透率和地形条件。当雨水降落地面或地表冰雪融化时，部分水分开始渗入地下，表土下的孔道逐渐被水体充填、达到饱和；另一部分水体在重力作用下沿倾斜的地面向下流动，形成面状水流。
坡面径流在其发育初期，水层薄，流速小，流向受地面粗糙度影响，往往不按坡度最大的方向流动，而多呈漫流状态。若水流进一步集中，则面状水流向线状水流转化。因此，坡面径流是地表流水形成的初级阶段，它水层薄、流路广、作用时间和流程短。
坡面径流是坡地发育的重要因素，主要表现为冲刷、搬运和堆积作用三种方式。其作用强度的大小，首先取决于气候条件。降水量愈多、强度愈大，径流量愈多，水流的冲刷和搬运能力越大，坡麓泥沙堆积量越多。
地形与坡面径流作用强度之间的关系较复杂。一般坡长愈长，沿程流量不断增加，冲刷能力增强。但随着坡长增长，搬运的泥沙量增多，水流消耗能量，冲刷力可能变小，甚至产生泥沙堆积。
就坡度而言，坡度愈大，流速愈快，冲刷能力越强，但坡度加大使坡地单位面积受雨量减小，径流量减小，造成冲刷能力减弱。此外，坡形(凸坡、凹坡，直线坡和混合坡）不同，面状水流作用强度也不同。
从实测结果看，坡度小于20°的范围内，坡面径流冲刷能力随坡度加大而迅速增长，大于20°冲刷能力仍有增加，至40°左右达到最大值，此后，冲刷能力随坡度加大而递减。
地表组成物质和植被对坡面径流也有很大影响。由裸露基岩或黏土构成的坚实地面，雨水仅能润湿薄层表土，绝大部分降水迅速转化为坡面径流；渗透率高、结构好的表土，往往吸收部分水量，减少坡面径流量和冲刷量。
植被不仅防止雨滴对坡面的直接冲击，还减少坡面径流量和流速，减轻坡面冲刷。因此，植树造林可以抑制水土流失。设问：分析植被保持水土的过程？

二、坡面径流作用形成的地貌
根据坡地侵蚀与堆积强度的变化，自上而下可将斜坡分为三个径流作用带，形成不同地貌（图4-1）：
1.不明显冲刷带：位于坡地上部，接近分水岭。地貌以浅凹地为代表，指河谷源头的浅平洼地。在台地面或高平原亦有分布。其地势开阔微缓，呈波状起伏。
谷地源头坡度较缓，汇水量又小，故冲刷能力较弱。顺坡而下，冲刷量随径流量增加而增大，使浅凹地在倾斜凹槽的下端变深，转化为深凹地，进一步可与暂时性水流形成的侵蚀沟谷相连。
在台地面或高平原上的浅凹地，坡面径流使物质不断下移，在浅凹地底部堆积，形成平缓地势和较厚土层，常被辟为农田。

2.冲刷带：斜坡中部，坡度多变陡。面状水流分异、积聚，径流量和流速增加，坡面冲刷强度加大，形成许多侵蚀纹沟。其流向与坡向基本一致，横剖面多呈V形，深度通常小于0.5m。
斜坡上中部，雨滴的冲击作用不能忽视，特别是裸露疏松的地表，雨滴降落以每秒数米的速度冲击地表，细颗粒泥沙向四周激溅，其中向下坡激溅的数量和距离比向上坡的大，造成地表物质逐渐向下坡方向运移。
3.淤积带：坡麓地带，坡度变缓，坡面径流流速减小，大部分水体渗入地下，水流携带的碎屑物堆积，围绕坡地下部呈片状覆盖，形如裙边，称为坡积裙。其纵剖面为微凹向下的缓倾斜曲线，上部倾角一般6一8°，向下坡逐步变缓；坡积裙前缘，常与河谷底部、山间盆地或山前平原相接。
坡积裙岩性与所坡地的基岩相同。一般由粉沙、沙和块砾等碎屑物组成，自坡积裙顶部向前缘，组分由粗变细。因物质搬运距离近，碎屑物的磨圆度很差，分选性不好。垂向剖面上稍具层理，顺坡倾斜，出现由坡面径流间歇作用形成的韵律性成层堆积和碎屑物透镜体。
在坡面径流作用下，斜坡冲刷带和淤积带逐渐上移，坡地上部冲刷作用使表土不断被蚀下移。不合理耕作、破坏植被，会加速表土流失：而坡地下部源源不断地接受上部物质堆积，坡积裙向上发展，使整个地区的地势日趋和缓。
【二】 沟谷水流及其所成地貌
一、沟谷的发育
沟谷水流由面状水流发展而成，属暂时性线状水流。流量变化大，暴涨暴落，沟底常干涸无水。按侵蚀沟谷的纵、横剖面形态和演变，可把沟谷分为切沟、冲沟和坳沟三阶段（图4-2）：
1.切沟：常发育在裸露坡地，水流顺坡流动，往往聚成多条股流，侵蚀形成大致平行的细沟。细沟不断扩大，发展成切沟。切沟宽深1~2m，横剖面呈V形，沟缘明显，沟底纵剖面与沟身坡面大致平行。但沟床如受差异岩层或大石砾阻塞影响，可形成阶梯状陡坎。

2.冲沟：切沟进一步发育而成。水流向源侵蚀，沟头不断后退，并产生陡坎和跌水。同时侧蚀作用，沟槽加宽，横剖面呈宽展V形。长度可达数千米至数十千米，宽度、深度数米至数十米。冲沟纵剖面与沟身坡面不一致，沟底剖面呈凹弧曲线。
3.坳沟：冲沟发育到一定程度，向源侵蚀和下蚀减弱，不再加深沟底，纵剖面坡度平缓，沟床有沉积物覆盖；沟坡变平缓，不再有明显沟缘。这种宽浅的干谷，称坳沟。坳沟的形成标志着沟谷的衰亡，沟底常辟为农田。
冲沟发育过程中，若沟底下切到潜水面以下，沟谷水流得到地下水补给，则由暂时性水流转为经常设问：分析小切沟发育成大常流河的过程？
性水流，冲沟演变为河谷。
二、沟谷水流形成的地貌组合
在广大山区，分布广泛，垂直分带明显。自上而下，一般由三部分组成：
1.集水盆：沟谷上游的小型盆状集水洼地。盆底受后期流水切割，常有小型侵蚀沟发育。在坡面径流、沟流和重力作用下，集水盆周壁不断遭冲刷、后退，范围扩大。特别在地表坡度大、植被稀疏、组成物质松软的地区，暴雨袭击，集水盆地扩展迅速。
2.沟谷主干：集水盆地的水、沙通路。洪水作用下，受强烈冲刷，沟床下切深，纵向坡降大，谷坡陡峻，跌水发育。沟谷源头向源侵蚀快，致使有些沟谷上游的集水盆缺失。
3.洪积扇：沟谷出山后，坡降骤减，水流携带的物质大量堆积，形成以沟口为顶点的冲出锥或洪积扇。在干旱半干旱区的山麓，洪积扇发育普遍。
每当暴雨或冰雪大量融化，洪流流出山口后，迅速展开成辐射状散流，部分水渗入地下，水流搬运能力大减，大量砾石、沙泥沉积，形成以沟口为中心的半圆形扇状堆积体，称洪积扇（图4-3）。其面积可达数十至数千平方千米。扇顶与沟口相连，坡度较大，倾角可达5°以上，向边缘坡度逐渐减少。

洪积扇物质有明显的分布规律，从扇顶到扇缘可分为三个相带：
1)扇顶相：位于洪积扇顶部。常表现为舌状叠覆的砾石堆积体。砾石粒径大，其间常有沙、黏土混杂充填。堆积层厚度大，分选差，透水性强。
2)扇中相：位于洪积扇中部。组成物质较扇顶细，主要由砾石、沙和粉沙组成。扁平的砾石呈叠瓦状向上游倾斜。沙层中常见交错层理，沙质、砾石透镜体亦分布普遍。
3)扇缘相：洪积扇边缘部分。组成物质较细，有亚沙土、亚黏土，有时夹沙质或细砾石透镜体，有水平和波状层理。地下水往往在该地带溢出地面，局部地段产生地表滞水和沼泽化现象。
我国天山、昆仑山和祁连山等干旱、半干旱地区的山麓地带，洪积扇十分发育。山前地区几个相邻的大型洪积扇，组合成洪积扇平原，或称山前倾斜平原。洪积扇的扇缘部分，水、土资源丰富，形成成片绿洲。
洪积扇形成后，如山体继续上升，山前地带相对下沉，老洪积扇前面可形成新洪积扇，后者部分覆盖前者，为叠置式洪积扇。若洪积扇下方相对下降，新洪积扇顶端向下迁移，老洪积扇被沟谷水流切割，成为洪积台地；或新老洪积扇以沟谷相连，形成念珠式洪积扇。若洪积扇基部发生构造掀斜运动，则洪积扇轴部会沿构造掀斜方向迁移。设问：说明洪积扇扇缘水分条件好的原因？

因此，分析洪积扇组合及其变形，能为新构造运动提供资料。
三、泥石流及其形成的地貌
泥石流为山区常见的突发性自然灾害现象，是由大量土、沙石块等固体物质与水组成的特殊洪流。其中固体物质的体积分数超过15%，最高可达80%，容量(密度)一般大于1.3t/m³，大者能到2.3t/m³。
1.泥石流形成的基本条件·
1)大量松散的固体物质：构造破碎、地震活动、风化剥蚀或冰川活动强烈的沟谷流域，沙砾等碎屑物质多；经崩塌、滑坡等块体运动进入沟槽，为泥石流发育提供物质基础。
2)暴雨和洪水：松散固体物质受暴雨浸润、冲蚀，成为流塑状态。洪水有强大侵蚀和搬运能力，将其转为泥石流。因此，沟谷中上游地区发生暴雨、冰雪大量融化或湖泊、水库溃决时，易产生泥石流
3)陡峻的沟谷：泥石流沟的源头多为环形注地，利于松散固体物质与水流聚集，是碎屑物质和水的主要供给区。陡峻的沟坡和比降较大的沟床，使其快速形成泥石流，并迅猛下泻。
2.泥石流类型：根据物质结构和流态特点，分黏性石流（层流性）和稀性泥石流（紊流性）两类。
黏性泥石流的固体物质含量较高，一般占40%~60%，容重大于1.7t/m3，粉沙、黏土含量较多，泥浆黏度大。泥石流中的水和固体物质稠结成整体，做等速运动。黏性泥石流流速各地不同，如西藏东南古乡沟泥石流和滇北蒋家沟泥石流的一般流速分别为2~3/s和6~10m/s。
稀性泥石流的固体物质含量较低，一般15%~40%，水和固体物质相互分离，水作为搬运介质，砾石向下滚动或跃移，液、固两相流体有垂直交换。它的运动与含沙量大的洪流差别不大，故不易造成沟谷阻塞。
按引起泥石流的激发因素，分冰川泥石流、暴雨泥石流和地震泥石流；根据泥石流物质组成，分为泥流、泥石流和水石流三种。
3.泥石流作用形成的地貌特点：泥石流侵蚀和搬运作用强烈，特别是黏性泥石流更突出，往往造成流域内外地貌巨变。
泥石流沟谷的源头和上游，以侵蚀作用为主，沟谷被蚀深、展宽、沟槽顺直，横剖面多呈宽而陡的槽形。如在1954一1964年，西藏古乡沟泥石流沟谷上溯500m以上，下切了160m，沟床和谷缘展宽了35m、165m。
泥石流沟谷的中游地段多为峡谷。若岩性单一，则沟床顺直，谷壁陡而光滑，表面可见泥石流磨蚀或撞击的痕迹，及泥石流最高泛滥线留下的泥痕；若沟谷岩性不一，则形态或宽或窄，常出现多级跌水，在束狭段落或弯道的谷壁上，一般残留有少量泥石流物质。
泥石流沟谷的下游地段以堆积作用为主。黏性泥石流停积后，形成许多平行于主流方向的砾石垒岗。其两侧边坡和前缘坡度较陡，整体呈舌状。堆积物大小混杂，层次不显，分选性差，大石块多集中分布在堆积体的顶部、两侧和前缘。砾石表面常见大而粗糙的斑状或纺锤擦痕，系石块在搬运过程中相互撞击所致。同时沉积物中还发现有泥球、碎屑球和泥包砾等结构。
稀性泥石流的堆积体常呈扇状，扇面倾斜度较小，沉积物中的大石块数量较少，多呈叠瓦状排列，倾向上游，粒径向下变小，有一定的分选性。泥石流作用还影响下游相邻地区的地貌发育。如巨大泥石流堆积体涌进下游的主河河谷，可能改变主河的河谷形态，甚至阻塞河道，形成险滩或暂时断流成湖。
规模大的泥石流破坏力强、突发性强，但只要充分认识其形成、发展与运动规律，就能有效防治。多年来，我国有些地区开展了治山、治水和水土保持工作，并根据不同情况，修建了拦蓄、排导和停淤等泥石流防护工程，大大减轻了泥石流危害。设问：列举减轻泥石流危害的措施？


典例
(2021年山东卷) 18.阅读图文资料，完成下列要求。（16分）
海巴洛沟流域位于青藏高原东南缘，横断山脉中段（下图），面积53.4km2。主沟发源于哈巴雪山西侧，汇入金沙江一级支流冲江河，长度12.8km。流域自下而上分为高山寒带峰脊区和宽谷区、温带窄谷区、亚热带低谷区。该流域降水量随海拔升高而显著增加，其中海拔4200m以上的峰脊区年降水量超过1100mm。2019年7月28日，峰脊区6小时降水量达60.4mm，激发了特大规模降水-冰川融水混合型泥石流。

（1）指出海巴洛沟流域形成泥石流的四类固体物质来源。（4分）


（2）分析海巴洛沟流域主沟道AB段、BC段和CD段地形对泥石流形成的作用。（6分）


（3）分析海巴洛沟流域泥石流对当地构成严重威胁的自然原因。（6分）



答案： 18.（1）冰碛物（冰川搬运堆积物）；崩滑体堆积物；
风化碎屑物；断层破碎物。
（2）AB段：地形陡峻，易发生崩塌，且径流汇流速度快，为泥石流形成提供物质和水动力条件；
BC段：地形较和缓开阔，为大量松散固体物质积累提供场所；
CD段：沟道狭窄顺直、坡度大，加快泥石流的通过时间。
（3）丰富的松散固体物源和水源条件，导致泥石流易发；
泥石流运动速度快，规模大，冲击力强；
峰脊区降水量大，并叠加积雪融水，使得泥石流多发育在高海拔地区，下游不易察觉，隐蔽性强。
【三】 河流的作用
水流不断塑造河床，其动能与水量M的一次方和流速V的二次方成正比，即：
水流动能=水量×流速²
水流动能增强，夹带泥沙的能力增大，河床发生侵蚀；反之沉积。流水通过侵蚀、搬运和堆积三种作用塑造河流地貌。
一、河道水流的运动特征
河流地貌形态的变化，主要取决于水流的运动特征。其中紊流、环流、旋涡流对地貌的影响最密切。
（一)紊流
按质点运动状态，水流运动有层流与紊流两种。天然河流一般均属紊流，水质点以涡体的形式呈不规则运动，流向与流速均不断偏离其平均值，称脉动，即水流的瞬时流速与流向可分解成与主流一致的时均值及脉动值两部分。水流脉动强度从水面向下逐渐增大，河底附近最大，再向床底又逐渐减少。脉动使水流内部各层的水质点混杂，并可掀起床底泥沙。
(二)环流
河道水流除向下游运动，还存在垂直于主流的横向运动，且表层与底层横向水流的方向相反，如不考虑纵向水流，在过水断面上，横向水流构成封闭系统，称环流。
环流与纵向水流结合为螺旋流。水流流经弯道时，水质点做曲线运动产生离心力。离心力使表层水流趋向凹岸，过水断面形成横向比降，而底部水流在压力的作用下流向凸岸，这是弯道环流的主要原因（图4-4）。

在地球自转偏向力的作用下，北半球水流偏向右岸，南半球偏向左岸，对弯道环流起着增强与减弱的作用。在顺直的河道中，涨水时河床中间部分水面高，两边低，退水时河道中间水面低，两岸高，两种情况均可产生横向比降，同时存在方向相反的两个环流，但强度却比弯道环流弱得多。环流对弯道处地貌的形成、河床局部冲淤有明显作用。
(三)旋涡流
在天然河道不规则河岸附近及河底起伏时，由于水流离解，液体常以质点群的形式围绕一个公共轴转动，称旋涡流。
河岸附近绕垂直轴旋转的直轴旋涡，常对河岸产生强烈冲蚀，引起河岸的崩塌。床底岩槛及沙坡等起伏处形成的横轴旋涡流，会使床底变形。
此外，根据水流动能与势能的比值，可将河道水流分为急流与缓流，并用费洛德数来判断。费洛德数＝断面平均流速÷重力加速度与断面平均水深的乘积的算术平方根。
急流(费数＞1)受阻力小，沉积物搬运量大，水面起伏与床底起伏同相。缓流(费数＜1)受阻力大，沉积物搬运量少，水面波动与床底起伏异相。设问：说明某河流上游下蚀速度快的原因？

二、河流的侵蚀
河水破坏地表，冲走物质称河流侵蚀。水流除本身冲蚀外，还用携带的碎屑物对河床进行撞击和磨蚀。流水对河床的侵蚀按作用方向，可分下蚀和侧蚀。
流水加深河床与河谷的作用称下蚀（也称下切、垂直侵蚀）。下蚀的强度取决于水流的动能、含沙量及河床组成物质的抗冲强度。动能愈大，水中夹带的泥沙愈少，河床的组成物质愈松散，则下蚀速度愈快。河流上游及山区坡度较大，河床下蚀作用强；当河流流经平原地区，特别是进入河口段后，坡度减缓，流速减慢，夹带的泥沙相应增加，下蚀强度大为减弱。常把海平面作为河流下蚀的终极基准面。
流水拓宽河床和河谷的作用称侧蚀（也称侧方侵蚀、旁蚀）。侧蚀主要发生在河床弯曲处，由于主流线迫近凹岸和横向环流，使凹岸受蚀，凸岸堆积，弯道曲率半径不断减小，离心力增大，横向环流增强，侧蚀作用增强。河流侧蚀使河床侧向迁移、河曲发育。
河流的下蚀和侧蚀常同时进行。河流的不同地段、发育阶段，下蚀与侧蚀有主次之分。
向源侵蚀即向源头的后退侵蚀，亦称溯源侵蚀。实际是河流下蚀作用在源头或河床坡度突变处（瀑布、裂点）向上发展的结果。向源侵蚀的速度除受流速和水量控制外，还取决于表面岩石和土层的软硬程度。向源侵蚀使河床伸长。
三、河流的搬运
水流携带泥沙及溶解质，并推移床底沙砾的作用称河流的搬运作用。
1.推移：泥沙颗粒沿河底滚动、滑动或跳跃运动，统称推移。当床底有推移质向前运动时，会出现床沙形体，波状起伏。大部分推移质的运动都呈沙波形式，可根据沙波运动速度及形态来计算推移质的输沙率。据长江宜昌水文站实测推算，推移质的输沙率与流速的四次方成正比。
2.悬移：水流夹带的细小泥沙以悬浮状态被搬运，称悬移。泥沙能悬浮于水中，主要受紊流的垂直速度影响，悬移质的多寡与流速、流量及流域组成物质有关。水流条件改变时，推移与悬移可以互相转化的，如原来推移，当水流能量增大时可能转化为悬移。
世界大河流中，悬移质输沙量超过1×10⁸t的有13条，我国黄河输沙量及平均含沙量均居世界首位。据钱宁提出的资料，我国主要河流泥沙搬运总量如表4-1所示。

3.溶解质搬运：河流除推移、悬移搬运泥沙外，还带走水中的溶解质。在石灰岩等可溶性岩地区，数量可观。
四、河流的沉积
当河流能量降低，不再有足够的能力搬运其原来搬运的泥沙，就要发生泥沙沉积。首先停止运动，沉积下来的是推移质中的大颗粒，随着能量进一步减少，推移质按体积和质量的大小依次停积，而悬移质渐次转化为推移质，继而在床底停积。
引起河流搬运能力降低的因素很多，主要有河床坡度降低、河流流量减少及人工筑坝拦水等。如河流由山地进入平原，河流曲流扩大使河流长度增加，河流注入静止的水体等都可使河床坡度降低；渗漏、蒸发及人工改道、引流使河流流量减少；支流携带多量泥沙和较粗粒物质注入主流，都促使发生沉积。
河流的侵蚀、搬运和沉积作用同时进行，且错综交织，但在不同河段作用性质有差别。一般情况下，河流上游以侵蚀作用为主，下游以堆积作用为主。曲流河段凹岸侵蚀，凸岸堆积。图4-5以泥沙粒径为横坐标，流速为纵坐标，表示泥沙的侵蚀，搬运、沉积与沉降速度和粒径间的关系。
设问：分析某河段流速降低的原因？

上方曲线表示侵蚀速度，就是泥沙的启动流速，其曲线呈凹形。因粗沙沉积物的启动流速随粒径增大而增大，而细沙、粉沙、泥质沉积物，受颗粒间的黏结力和近壁流层的黏滞作用，粒径减小，启动流速反而增大。
下方曲线表示沉积物的沉降速度，沉降速度随粒径增大而增大，流速小于沉降速度，发生沉积，介于启动流速和沉降速度之间，沉积物被搬动。
【四】 河流地貌
一、河谷的基本形态
在经常性水流的长期侵蚀下，高地面被蚀，自上游向下游呈连续伸展并大致拓宽的河谷，规模小的通常宽几米，长几十米，大的可宽几十千米，长达数千千米。河谷最基本的形态分谷坡与谷底两大部分。谷底较平坦，由河床与河漫滩组成；谷坡分布在河谷两侧，常有阶地发育。谷坡与谷底的交界处称坡麓，谷坡上缘与高地面交界处称谷肩或谷缘（图4-6）。

山区河流开始发展阶段，河流坡降较大，下蚀作用强烈，往往形成深狭峡谷，谷底常见急流瀑布和壶穴。由于沿谷谷坡岩性强弱和块体运动程度不同，谷地形态有显著差异；按形态，可分隘谷和V形谷。隘谷谷底狭隘，全为河床所占，谷坡直立，是河流下蚀作用塑造的，如金沙江虎跳涧段。V形谷谷底较开阔，两侧为倾斜谷坡，坡麓常有倒石堆，谷顶间距远大于河底宽度。
V形谷的形态表明，河流下蚀时，块体运动和坡面流冲刷，蚀去了大量谷坡物质。在河流作用下，河床纵剖面坡度变小，侧蚀作用加强，河床被拓宽，并发育曲流和河漫滩，谷坡后退，河谷横剖面呈浅宽U形。以后，谷坡在长期剥蚀和沟壑刻蚀下，在宽广的河漫滩或冲积平原两侧，仅残留缓斜坡或丘陵。
二、河床地貌
(一)河床纵剖面
河流平水期河水所占的谷底部分称为河床。从河源到河口，沿河床最低点所作的剖面称河床纵剖面。一般河流上游或山地石质河床的纵剖面坡度较陡，中下游河段或平原冲积河床的纵剖面坡度缓。总体上看，多数河流的河床纵剖面呈凹形。
河流的下切侵蚀深度不是无止境的，通常是下切到接近某一水平面后，逐渐失去侵蚀能力，不再向下侵蚀，这一水平面称河流的侵蚀基准面。侵蚀基准面又分终极侵蚀基准面和地方侵蚀基准面两种。控制河流下切侵蚀的最低基面称终极侵蚀基准面。多数学者以海洋面作为河流的终极侵蚀基准面。但很多河流中下游水面达到海平面高度时，仍有一定流速，使河床受蚀面低于海平面。如长江武汉以东的中下游河段，有些地方河床低于海平面几十米到近百米，甚至在长江三峡，由于水流湍急，下蚀作用强，有几段河床也低于海平面(图4-7)。

局部侵蚀基准面指河流流经的坚硬岩坎、湖泊洼地及主支流汇口处等，它们控制着其上游河段或支流的下切作用。局部侵蚀基准面是暂时的，但它控制河流的向下侵蚀，在河流发育中起重要作用。
侵蚀基准面变化必然引起河流的再塑造。当侵蚀基准面上升时，水面比降减少，水流搬运泥沙的能力减弱，河流堆积；当侵蚀基准面下降时，出露的河床坡度增大，水流侵蚀作用加强，开始在新出露的河段发生侵蚀，然后逐渐向上游发展，导致溯源侵蚀。
溯源侵蚀在河流中普遍，除河口段因侵蚀基准面下降引起后退侵蚀外，主支流上游的沟谷源头向分水岭的侵蚀，河流跌水向上游后退侵蚀等，均属溯源侵蚀。
在黄土高原，沟谷源头向河间地的推进，每年可达数十米，这是由于源头或跌水处水流垂直跌落，强烈掏蚀，陡坎上黄土岩层崩塌所致。溯源侵蚀使河床向纵深方向发展，引起河流纵剖面变化。
天然河流在水流与河床长期相互作用下，发育一定的断面和河床坡降，使水流和所挟泥沙畅通下输入海。当河床的侵蚀和堆积达到平衡状态（冲淤平衡)时，出现的河床设问：分析黄土高原沟谷延长的原因？
纵剖面称平衡剖面（均衡剖面），它是圆滑均匀的凹形剖面。这种河流冲刷力量与河床阻力相等，河流所具能量恰好将来水和来沙下输，床底不发生显著侵蚀和沉积。
影响河床纵剖面发展的因素，如气候、水文（流量、流速，泥沙量）岩性、植物之间存在紧密的联系。其中一个因素变化，其他因素将随之发生调整。因此，床底剖面侵蚀和沉积之间的平衡关系是暂时的、相对的。
达到相对平衡状态的河流，并非静止不变，而是具有适应外界因素变化的调节能力，水流力求达成输沙平衡，河床也发生相应调整，趋近新的平衡。随着时间推移，流域内绝对高度、相对高差将逐渐变小，沉积物颗粒逐渐变细，而河床纵剖面坡度也将变得更加平缓。
(二)沙波
冲积河床上常见的变化迅速的微地貌。当推移运动达到规模时，河床表面多形成起伏的沙波。
沙波的成因一般认为与水流脉动有关。天然河床通常不平整，即使原河床是平整均匀，由于河底流速脉动，床面的泥沙被扰动，必产生微小的凹凸，近底水流与不平的床面相互作用形成沙波。
观测表明：随着水流加强，沙波及相应床面形态常经历几个不同的阶段。当水流流量或水面坡度增加到一定程度时，平坦的床沙开始被扰动，形成沙波，沙波的尺度与河流大小无关，大江与小河的沙波尺度相差不大，波高一般仅数厘米，波形不对称，迎水坡缓而长，背水坡陡而短，迎水坡冲刷，背水坡堆积，沙波缓慢下移。在狭深河床上，沙波呈平行带状排列，宽浅河床则呈鱼鳞状排列的新月形。若流量或坡度进一步增大，可形成沙垄，沙垄的规模随河流的大小而异，大江沙垄波高以米计，波长可数百米，波形与沙波雷同，分布不及沙波规则，下移速度较大，每天数米到十余米。流量或坡度再增，大量推移质转化为悬移质，沙垄消失，并再次形成平坦床面，但这时紧贴床面有大量泥沙在运动，故平坦的床沙上形成平行于流动方向的线状构造（水流线理）。如水流动力再增，当费洛德数大于0.8h时，形成逆行沙波。逆行沙波坡形对称，波幅较大，表面起伏与水面波动起伏一致，水流经过沙波的迎水坡时，好像上坡一样，把部分泥沙就地卸下，而越过波峰时，又有余力攫取部分泥沙，因此沙粒向下游方向搬运时，逆行沙波形体向上游移动（图4-8）。设问：分析导致河床沙垄向下游移动的原因？


天然河床上往往同时存在几种不同阶段的床沙形体，各自经历不同的发展过程，这是水力与泥沙在河床不同部位的分布不均匀性导致的。
(三)浅滩和深槽
河流河床分布着各种形态的泥沙堆积体，高程在平水位以下者，统称浅滩，浅滩之间，水深较大的河槽称深槽。浅滩与深槽交替分布，使河床出现纵向波状起伏的微地形。
浅滩的形成是由于输沙能力小于含沙量，多是流速变小、环流减弱或洪枯水流流路不一致导致的。河湾凹岸和河床的束窄段，受水流冲刷，形成深槽。
浅滩处河床形态有边滩、心滩、沙埂（航道浅滩）等（图4-9）。

边滩与河岸相接，在枯水期露出水面。主要分布在宽浅河床的岸边、展宽河段两侧的回流区和弯曲河段的凸岸。心滩位于河心，主要分布在束窄河段上游的壅水区、迅速展宽或有支流汇入的河段。洪水期心滩被淹没，表面沉积大量较细泥沙，使其不断淤高。高程超过平水位时，它转变为江心洲。如河床迁移，江心洲靠岸并入河漫滩。沙埂是连接边滩与边滩、边滩与心滩的水下堆积体，它隔断了上下深槽。因其水深较浅，枯水期往往成为航行障碍，故又称航道浅滩。
河水不断向下游运动，浅滩和深槽的位置也缓慢下移。浅滩滩脊高程和深槽的深度往往呈年周期变化。以航道浅滩和深槽为例，浅滩多半经历洪淤、枯冲，而深槽则经历洪冲、枯淤。枯水时，浅滩壅水作用明显，其水面比降大于深槽水面比降，这时深槽水深虽大于浅滩，但比降的差异大于水深的差异，因此浅滩段的输沙能力大于深槽段，造成浅滩冲刷，深槽淤积；洪水期相反，浅滩的壅水作用消失，其水面比降与深槽差不多，而深槽的水深大于浅滩，水深差异大于比降的差异，因此深槽段的输沙能力大于浅滩段，导致浅滩淤积而深槽冲刷。设问：分析有支流汇入的河段江心洲的形成原因？



典例
(2021年广东卷)边滩是由于河流沉积作用形成的与河岸相连的泥沙质堆积体。三峡水库运行后，长江中游边滩整体呈萎缩态势。研究表明，长江中游某段河道河床泥沙起动流速在0.25 -0.50 m/s之间。图3示意该段河道某断面在不同流量时的流速与水深情况。图4示意该段河道流量超过15000 m3/s的持续天数与边滩面积关系。据此完成15～16题。

15.由图3可知，当流量从14278 m3/s降至6888 m3/s时，该河段
A.侵蚀主要发生在深槽区，边滩体扩大 B.侵蚀主要发生在边滩体，深槽区缩小
C.侵蚀主要发生在边滩体，深槽区扩大 D.侵蚀主要发生在深槽区，边滩体缩小
16.根据图4，近年来长江中游边滩整体萎缩的原因除侵蚀作用外，还可能是
A.河道来沙量减少 B.河道的水位升高
C.河岸护坡工程建设 D.河道洪峰流量增加


答案：15. A 由图3可知，当流量从14278降到6888时，该河段会出现什么情况？
A项：侵蚀发生在深槽区，图中深槽区无论是高流量还是低流量，流速都在1以上，远远大于0.5，所以发生侵蚀是确定的；
再看看“边滩体扩大”对不对？流量为17278时，边滩体流速大于1；而流量降到6888时，边滩体流速快速降到0.25以下，这是低于泥沙启动的速度，所以这个流量下，边滩体会以沉积为主，边滩体扩大是对的，选A。
16. A 近年来长江中游边滩体萎缩，与三峡大坝蓄水拦沙直接关联，水库调水冲沙，侵蚀加强，同时，三峡水库为一个高峡平湖，进入水库的泥沙大量沉积于库区，输往中游的泥沙大幅度减少，边滩沉积作用减弱，所以选A；
B错，三峡水库调节中下游的流量，不会使水位升高；
C错，如果是护岸工程的话，只会保护边滩不受侵蚀；
D错，三峡水库的调节，只会减小洪峰流量。
(四)石质浅滩和深槽、岩槛与壶穴
都是山区侵蚀性河流的河床地貌。
石质滩由基岩或粗大乱石组成，多处于崇山峻岭的峡谷河段，常形成急流险滩。石质滩河床在平面形态上曲折多变，河面时宽时窄，纵剖面坡降很大，横断面两岸陡峻。除崩岩堕入河中或溪沟冲出泥石流，河床会局部变形外，河床形态基本稳定。石质深槽浅滩相间分布，深槽多沿地质构造破碎带发育。如长江三峡三斗坪附近有八个石质深槽，其中木沱深槽长980m,深度低于吴淞零点36m。
岩槛是横亘于河底的坚硬基岩。它与下游河床形成不连续陡坡，常形成瀑布或跌水，并构成上游河段的地方侵蚀基准面。岩槛的形成与构造、岩性有关，断层活动带或岩脉露头处常形成岩槛。
壶穴是基岩河床中被水流冲磨的深穴。壶穴分布在山区基岩节理发育或构造破碎带的石质河床。山区河床坡降大，水流急，冲击岩石节理面或破碎带，掏蚀河床，形成深潭里的水流旋涡，夹着砾石对河床进行磨蚀，能形成数米或更深的壶穴。设问：描述某山区河流基岩河床形成深穴的自然条件？

(五)冲积河床的平面形态
平原河流在冲积层流动，不受河岸基岩约束。流域条件不同，河床的平面形态各异，主要有顺直微弯型、弯曲型、分汊型和散乱型四类。
1.顺直微弯型：河段顺直或略弯曲、河床曲折率小于1.5，但深泓线可弯曲：两岸边滩交错分布，横断面上边滩与深槽并列；上下边滩间有浅滩（沙埂）相连，纵剖面上深槽与浅滩相间(图4-10)。

顺直微弯型河床多分布于较狭窄或两岸抗冲性强的河谷，河漫滩由黏土组成，滩地高而植被好，河床平面摆动受限制。河床组成物质的抗冲性差，随着深泓的摆动下移，边滩、深槽相应下移，河岸附近时而成为边滩，时而成为深槽，故此河型对港口码头和取水工程都很不利。
2.弯曲型（曲流型或蜿蜒型）：最常见。河床曲折率等于或大于1.5，平面上河床蜿蜒曲折，河漫滩宽广，深槽紧靠凹岸，最深点位于凹岸顶点偏下游处，河湾的曲率半径愈小，水深愈大。河床横断面不对称，凹岸深槽与凸岸边滩对应，深槽与边滩延伸很长，均呈圆弧形。上下边滩由浅滩相连，浅滩位于两个反向河弯之间转折点，称过渡段(弯道的衔接段)浅滩，故纵剖面亦具阶梯状坡折（图4-11）。

弯曲型河床多分布于河谷宽广、坡降平缓、河岸较低，并由二元结构组成的谷底，这里曲流摆荡有足够的回旋余地。螺旋流在弯曲型河床的形成中的作用很大。在螺旋流的作用下，凹岸受侵蚀、凸岸发生堆积，这是弯曲型河床发展的最主要的特征。当弯曲型河床发展到一定阶段，上、下两个反向河弯按某个固定点，呈S形向两侧扩张，河曲颈部愈来愈窄，当水流冲溃河曲颈部后引起自然裁弯取直。河弯裁直后，废弃的旧曲流逐渐淤塞衰亡，成为牛轭湖；新河因流程缩短，比降增大，往往迅速拓宽，发展成主槽。
例如，1971年7月，长江在石首县六合垸裁弯取直，使原来长20多千米的河曲缩短到不足1km，一个月后，新河床河面已拓宽到1km，流量约占70%，成为新的长江主流。冲积平原的弯曲型河床，河床不受河岸约束，可在宽广谷底自由地迂回摆动，称自由曲流。山区河流虽受河谷基岩河岸约束，但也常发育刻蚀地面而下的河曲，称深切河曲（嵌入河曲）。深切河曲通常原来就有弯曲的河道，后期地壳上升，导致河流下切而成。若深切河曲下切过程中同时进行强侧蚀，使河的弯曲度不断增加，河曲颈部的宽度逐渐变窄，也会发生自然裁弯。被废弃曲流环绕的基岩被孤立在一侧，成为离堆山（图4-12）。

由于河曲扩展，河流长度增加，河床坡度减小，侵蚀能力减弱，曲流发育到一定程度不再拓宽，河床将在谷底一定范围内摆动，河曲带的宽度维持稳定，实际上曲流带的宽度和河流宽度间存在比例关系。
据统计，自由曲流的曲流带宽度和河宽比值随河宽的增大而减小。当河床30m宽时，曲流带16倍于河宽；河床300m宽时，曲流带12倍于河宽；河床900m时，曲流带11倍于河宽。
3.分汊型（江心洲型）：分汊型河道河床宽窄相同，窄段为单一河床，宽段则由一个或几个江心洲间隔成两股或多股汊道（图4-13）。分汊型河床横断面为复式断面。汊河水深和河宽均不及分汊前的单一河床，故汊河入口处的河床多呈倒坡，与上游单一河床相接。各股汊河内的河床微地貌与相应的单一河床相似。

分汊型河床主要分布在束狭段上下方的开阔河段，由于壅水或水流扩散，淤积加强，沉积心滩，继而淤高成江心洲。此外，水流对边滩及沙嘴的切割也能形成汊河。汊河的发展与衰亡取决于汊河分流比（即进入汊河的流量占总流量的百分比）和分沙比（即进入汊河的泥沙量占总含沙量的百分比)的关系，分流比大于分沙比，往往引起冲刷；分沙比大于分流比，常引起淤积，这样导致汊河的发展与衰亡。汊河衰亡，江心洲与河岸相连，则分汊河段又变为单一河床。在汊河发育过程中，如洪枯水动力轴线（断面最大流速点的连线）在两汊交替通过，往往可以使汊河维持稳设问：分析导致河段分汊的原因？
定。

典例 19.阅读图文材料，完成下列要求。(14 分)
关洲河段位于长江中游，上距三峡坝址约100千米，属于弯曲双分汉河型。关洲岛把关洲河段分为南、北河道。某地理科研团队研究发现，1 万年以来关洲岛地层沉积物颗粒从下部到上部呈现细一粗一细的分布，分别对应了该河段河道变迁的三个阶段。目前，关洲河段南、北岸分别为石质和土质河岸。图8示意关洲河段河道 变迁和地貌演化。图9示意关洲河段南、北河道年内流量分流比。
(1) 根据关洲岛地层沉积物颗粒分布特征，指出关洲河段三个阶段的流速变化并分析该河段由单型河道演 变为双分汊型河道的过程。(6分)

(2)研究发现，关洲河段年内流量常出现南、北河道主次变更现象。据此推测关洲河段南、北河道的特征。(4分)


(3)有人认为未来关洲岛会向北相对移动，你是否赞同?表明你的观点并说明理由。(4分)


答案：19. (1) 流速变化：慢一快一慢 (先由慢到快，再由快到慢)。
变化过程：(早期，河漫滩地处河湾凹岸，与陆地相连)
随着流速加快，长江加剧侵蚀南岸河漫滩，夺车阳河下游河道东流，原河漫滩残余部分形成水下浅滩；
长江河道继续南迁，流速减慢，水下浅滩因泥沙沉积出露水面形成江心洲，使此段河道变为双分汊型河道。
(2) 北河道相对宽而浅，河岸较缓，易于洪水期过水；
南河道相对窄而深，河岸较陡，对枯水期进流更有利。
(3) 赞同。长江北岸(凸岸)维续淤积，向南扩展；
上游水库蓄水减少洪水对北河道冲刷，北河道淤积大于侵蚀；上游水库蓄水拦沙使南河道冲刷严重，南河道侵蚀大于淤积，岸滩崩塌后退，关洲岛距离长江南岸越来越远。

不赞同。长江南岸为石质河岸，抗侵蚀能力较强；
护岸工程建设，稳固长江南岸；
上游水库蓄水拦沙，该河段冲淤平衡，关洲岛位置相对稳定；
关洲岛南岸为凸岸不断淤进，北岸为凹岸不断蚀退，关洲岛距离长江南岸越来越近。
4.散乱型（游荡型）：散乱型河床河段顺直，河身宽浅，水流散乱，槽滩高差不大，沙滩众多，河汊密布，无固定主槽（图4-14）。设问：描述地上河形成需要的自然条件？


散乱型河床严重淤积。主要分布在沙多水少，洪水暴涨暴落，河岸及河床的抗冲性小，而河床纵比降较大的河段。散乱型河床主槽摆动不定，沙滩冲淤多变，床面迅速淤高，故也称游荡型河床。黄河下游孟津至高村段即为典型的散乱型河床，该段河床平均每年淤高10cm，已形成高出两岸地表10m以上的“地上河”。柳河口附近的深槽，一昼夜间来回摆动的距离可达6km。
三、河漫滩
当河流洪水泛滥时，除河床外，谷底部分也被淹没，被淹的河底滩地称河漫滩。河流中下游的河漫滩宽度往往比河床大几倍到几十倍。极宽广的河漫滩也称泛滥平原或冲积平原。山区河流的谷底受岩岸的约束，河漫滩发育差，宽度较小，河漫滩常限于河流凸岸。山区河流洪水位高，河漫滩也比平原河流高，分高河漫滩、低河漫滩或数级河漫滩。
(一)河漫滩的形成和沉积结构
通常情况下，V形谷谷底几乎全为河床占据。粗粒沉积物部分在河床堆积，河流凸岸由于流速较缓也有堆积，形成滨河床浅滩。随着曲流发展，浅滩不断展宽加高，以至平水期大片露出水面形成雏形河漫滩，并与谷坡的坡积裙相接。这时河谷还比较狭窄，洪水期与平水期流速相差不大，所以雏形河漫滩上主要沉积粗粒河床相的推移质沉积物，较细的悬移物质被带往河流下游。河谷继续展宽，浅宽的滩上水流流速变得更小，即使洪水时粗粒碎屑物也不能被带上滩地，只有较细的悬移质能沉积在这里。这样，便形成具有二元结构的河漫滩沉积。桑采尔(1951)指出：“河漫滩上覆的细粒沉积物与下伏的粗粒沉积物是两个互相联系的单元，是在河谷发展、河床沿河谷谷底侧向移动与洪水泛滥加积造成的”（图4-15）。
河漫滩沉积物由粗变细的原因：侧蚀使河道加宽，水流变慢，沉积物变细。

从平原河流河漫滩二元结构的沉积剖面中，往往可见下部粗粒的河床相沉积中也不均一，而是愈近底部颗粒愈粗，愈到上部颗粒愈细，反映河床侧蚀作用下主流随河床向侧方移动，在凸岸浅滩上。早期洪水流速大，残余的粗粒物粒径大，并常富集有用矿物；后期因河床弯曲度增大，浅滩上洪水流速稍小，残余粗粒物粒径也相应变细。而且，由于山地洪水暴涨暴落，极不稳定，下层粗粒的河底相沉积结构呈多次粗细重复出现的小层。有时在粗大的河床相沙砾层中，也能见到较细的粉沙或黏土夹层或透镜体。
河漫滩上层的细粒沉积物是洪水泛滥时悬移质沉积，多为粉沙和淤泥。离河床距离增加，沉积物逐渐变细和变薄。在河漫滩沉积结构中，还常有牛轭湖或沼泽相沉积，呈透镜体嵌入(因河曲裁弯取直形成牛轭湖)。此外，河漫滩低注地也可潴水成为沼泽。这些静水沉积了比河漫滩更细的淤泥，富含腐殖质，甚至有泥炭层。因此，在河漫滩剖面中可见河床相、河漫滩相和牛轭湖相沉积。
(二)河漫滩类型
河床不同，出现的河漫滩也不同，可分河曲型河漫滩、汊道型河漫滩、堰堤式河漫滩，以及平行鬃岗河漫滩。
1.河曲型河漫滩：在弯曲型河床中，凹岸被蚀、凸岸堆积主要发生在洪水期，河床的移动往往是跃进式。一次特大洪水使凹岸大坍塌，相应的，凸岸堆积成一条顺岸弯曲的沙坝又称滨河床沙坝；平水期堆积物较少，成为分隔前后两次洪水期的两列沙坝河流凸岸数列平行沙坝的成因：洪水侵蚀凹岸，河床侧移，
残留凸岸堆积的沙坝；
枯水期沉积弱，泥沙少，形成分隔沙坝的洼地；
下次洪水期形成第二条沙坝。
间的洼地（图4-16）。

沙坝在横向环流最明显的地段，如在河凸岸稍向下游一点的地方发育最好，宽度和高度最大，往上和往下沙坝逐渐变低缓，以至消失。沙坝横剖面不对称，向河床一侧呈缓坡，向岸一侧为陡坡。坝的高度和坡度视河流洪水量大小、含沙量多寡而异，一般高度1~3m，较大者4~5m。沙坝常由沙、粉沙、泥组成，分选不佳。沉积结构下部为大小不等的交错层理，上部以沙坡为主。随河曲发展，凸岸部位形成系列弧形垄岗状沙坝与洼地相间的扇形地，称迂迴扇。
迂迴扇上垄岗的辐聚方向指向河流下游，向上游逐渐辐散，所以可根据垄岗聚散分布大体恢复河床移动和河曲发展过程（图4-17）。
2.汊道型河漫滩。汊道型河流为多股水流。假设其分为两股，则分别出现两股相对方向的横向环流，在河床中心，水流辐合上升，最初在床底堆积暗沙，以后加积发展为露出水面的心滩。心滩头部受水顶冲，位置不断下移，心滩下端接受沉积，形成向下伸展的浅滩和附属沙嘴（图4-18）。

汊道型河流往往水流散乱，河汊密布，沙滩众多，由于水位暴涨暴落，沙滩上出现系列鬃岗与洼地相间分布的地形，岗洼延长方向与堆积沙滩时水流方向平行。发育这种地貌的区域，可从鬃岗和洼地的走向变化，追溯汊道变化情况（图4-19）。
3.堰堤式河漫滩：较顺直或微弯的河段。设问：说明河心滩的形成过程和心滩位置逐渐向下游移动的原因？
如河床位置长时期变动不大，洪水期河水漫溢河岸，流速降低，搬运能力减弱，大量悬移质在岸边沉积，形成天然堤。沉积物主要是粉沙和黏土，构成薄互层或楔状层理，厚几厘米至几十厘米，每次洪水泛滥，天然堤随之增高，与此同时，河床也不断淤高，成为地上河。
由于天然堤发育增长，堤后很大一部分低于河水面，成为低洼地。洼地排水不畅，常形成湿地和沼泽，甚至潴水为湖泊。洼地的沉积物都属悬浮的粉沙和黏土，沉积速度缓慢。层理一般不发育，有时可见水平纹层。在干燥区常形成泥裂，还可形成钙质和铁质结核。在湿润地区低水位时洼地积水并沼泽化，有机质可堆积数米厚，形成了泥炭层或煤层。
有时天然堤可能堵塞两侧支流下游河床，在那里形成小型湖泊。有些支流在堤后沼泽地低处与主流平行流动到很远的地方，才找到缺口注入主河。密西西比河的支流耶佐河就是。在高水位时，洪水可冲开天然堤，向洼地流去。洪水决口后呈扇形展开，其中的悬浮和推移的物质沉积形成决口扇。水流能量消失快，决口扇的组成物质分选很差，比天然堤的物质要粗，并发育了小型交错层理。决口扇有时延伸到天然堤后洼地的远处，如黄河下游的决口扇沙体延伸数十千米。洪水消退后，决口扇形地上出现辫状水系。
此外，有的平直河段的河床，作单向移动，滨河床沙坝堆积的轴线也随之移动，形成系列平行鬃岗，之间为浅沟和湖泊。称平行鬃岗河漫滩，属于河曲、汊道型河漫滩和堰堤式河漫滩间的过渡形式。