第 6 章 河流与水系

流水是塑造地球表面最有效的营力，当然是除了干旱区和冰冻区以外， 这些地区流水很少出现。河流是流过地表的水体，从它的源头——泉、沼泽、冰川的末端或雨水汇集的地表径流——一直流到河口。河口通常通向海域。河流偶尔以内陆湖泊为终点（例如伏尔加河流入里海，阿姆河和锡尔河流入咸海），或者以盐沼为终点（例如塔里木河消失于罗布泊，内华达州的洪堡河消失于一个巨大的盐洼地（卡森低地））。

每条河流沿陆坡向下流入海域时，都有支流汇入，因而逐渐形成为一条主分水界或分水岭所围绕的一个流域即集水地区的一个系统。有时一条分水界可能分隔开最终到达海域时相距很远的河流的源头。图 62 所表示的是瑞士的一部分，这一地区实际上位于欧洲的水系中心，莱茵河及其支流阿尔河、罗伊斯河（最后到达北海）、罗讷河（流入地中海）和提契诺河（流入渡河和亚得里亚海）的源地相距在几公里以内。

图 62 中欧水系的分流

莱茵河（在一定时候有阿尔河和罗伊斯河汇入）向北流入北海；罗讷河向西南流入地中海；提契诺河经由波河流入亚得里亚海。

河流流动时，它们具有侵蚀、搬运和沉积三种作用；在侵蚀、搬运、沉积时，河流能改变其流域的地表特征。它们剥蚀地表，侵蚀具明显特征的河谷，在河谷间残留蚀余小丘，即河间地；因而原来景观慢慢地受到“切割”。随着时间的流逝，物质不断被侵蚀，使原有地表逐渐降低，直至地面达到准平原阶段。据估计，由于侵蚀，密西西比河流域的地表正以每 4000 年 0. 3

米（1 英尺）的速度降低，而整个美国的地表以每 9000 年 0.3 米的速度降低， 不过这并没有考虑均衡补偿作用。

河流的作用是稳定和逐渐进行着的，河流的流域也出现类似的变化；因此循环或演变的概念（这个概念在第四章已进行过讨论）是非常确切的，但是也许河流系列一语更为合适。一条河谷的每一段落具有其特有的特征—— 河道比降、河床和河谷形状，它们是河床和河岸侵蚀的相对作用大小和相对效应、谷坡的风化和风化物质搬移以及侵蚀与沉积之间平衡的结果。

这个系列的任何中断，可能引起侵蚀活动的复活，从而河流恢复活力， 因此开始重新演变的阶段，使已为先前的河流作用所改变过的景观叠加上这些新特征（即形成多循环地形）。回春作用可能由于因海平面相对升高和降低使基准面发生变化而引起，或者由于构造原因（褶皱、断层、翘起、隆起或下沉）引起；这叫做动力回春作用。但是，如果侵蚀活动由于河流水量增加（因为河流流域内由于气候变化而使降水增加或者因为河流袭夺）而重新受到激发，这叫做静力回春作用。

必须强调指出，有些现代地理工作者找出许多根据来对侵蚀循环均夷状态和有关这类观点的整个概念吹毛求疵；有些人不能接受河流的壮年状态。但是，只要留意第 4 章剥蚀年代学段落中提出的告诫，河流及其河谷发育这个概念就可能对学生有帮助。

河流形态量测

近年来，定量方法已越来越多地应用于水系的研究。这些方法不仅包括精确量测河道形状和流量、泥沙运动和曲流型式，而且还包括河流流域的区域特征，和河流的线性特征，象河流支流的大小（划分成等级）、河流水系密度、结构比和其他许多特征。这些定量的方法使定性和描述性的概念和规律可以重新用精确术语表达。

表面径流

这一描述性很强的术语目前正在广泛用来（特别在美国）表示水流在不局限于一定的水道（限于一定水道的是河床径流）时地表上具有侵蚀和搬运力的水的运动。它在广阔的坡地上段最为有效，这是块体运动的必然结果。表面径流是河流在坡的下部形成以前造成明显侵蚀的原因。

第一个作用是雨滴撞击地表的机械功，这叫做溅蚀。巨大的暴雨雨滴一方面搬移土粒，另一方面使地表紧实，从而促进形成径流。溅蚀在半干旱地区最有效，半干旱地区降水不多但强度大，地表松散、易碎，无植被保护， 既无乔木阻截降雨，又无草皮作防护罩和吸水垫。下一个阶段是溅蚀的各个作用结果的扩大和合并，涉及到很大的面积，形成面蚀。当水开始在若干浅小的表面细流中集中、但仍不十分局限地占据水道时，这就是细沟侵蚀。两个过程都可能造成严重的土壤侵蚀，这取决于降水强度、坡度、表面土壤和下伏基岩性质和是否有植被。如果细沟侵蚀未予防止，那么它就会形成更加局限和集中的径流，在地面上切割出深沟，这个过程叫做冲沟侵蚀，但是， 冲沟侵蚀属于河床径流的范畴，而不属于表面径流的范畴。

因此，在河流的源头附近，侵蚀作用是由降雨本身来进行的。它使得向源侵蚀得以向后切入河流上源真正开始流动之处以上的坡地。换句话说，河源缓慢后退，逐渐切入构成分水岭的山脊。

泉蚀 如果河源是一迅急流出的泉，那么可能在河床径流开始发生之前便产生另外一种侵蚀。水在流出时，能同时携带一些泥沙，并且可能直接从周围环境获得大量的泥沙。于是，泉周围的物质（特别是松散或可溶性物质） 逐渐被带走或“蚀”去。这一过程称为“泉蚀”，其最后的结果是形成一个圆形剧场似的小凹地，小凹地的后壁受侵蚀越来越向后切入斜坡（照片 45）。

河流水情

河流水情，即河流水量的季节变化，近年来由于洪水控制和水电生产的问题和计划而受到很大的重视。季节性降水（降雨和降雪）、雪原和冰川的存在，集水区坡地的陡缓、岩石的性质（特别是岩石透水性）和植被的性质等都是重要的因素。如果一条河流完全由融雪和融冰补给，那么在冬天冰冻时期，就出现枯水（这是阿尔卑斯山各水电站的问题之一），但在夏初融雪期间发生广泛的洪水。在夏季也有降雨的地区，例如大多数阿尔卑斯山的河流，最大水量是在 6 月到 7 月，最小水量在秋末。而另一方面，几乎完全由降雨补给的中纬度河流（如塞纳河和索恩河），夏季倾向于出现枯水，夏季的蒸发和植被需求都达到最大值。

在热带纬度，温度和蒸发经常都很高，洪水与降雨状况密切有关。短程河流，如斯里兰卡的马哈韦利河，5 月经常几乎无水，但到 6 月夏季季风突

然来临以后，河流的洪水可能泛滥于广大地区，冲毁桥梁甚至村庄。东南亚的大河，如伊洛瓦底江、湄公河和长江（图 63）夏季发洪水，冬季枯水，与带雨的夏季风、干燥的冬季风相应。

赤道河流，如亚马孙河和扎伊尔河，全年都有很大的水量，而春秋分的到来时，降雨量最多而水量最大。

埃及和苏丹农业的兴旺在很大程度上取决于尼罗河的洪水，主要是由阿比西尼亚高原季风雨引起的青尼罗河带下去的巨大水量所形成的。白尼罗河发源於赤道地带的东非高原，其源头从湖泊流出。因此这条河的流量非常稳定，但它的水量因蒸发而减少，特别是苏丹南部苏德沼泽地区，河流在此分散形成若干浅湖。如果没有青尼罗河提供水量，目前没有阿斯旺高坝（图 67） 的稳定作用，尼罗河便不可能到达地中海。

比较一下底格里斯河和幼发拉底河这两条相邻的河流是很有意思的，它们都发源於亚美尼亚的山地。幼发拉底河在许多方面与尼罗河相似，因为它在伊拉克的漫长流程中没有支流汇入，但是它因为以很大的比降入海而流得很快。其最小流量是在漫长而干热的夏季以后的秋季。12 月，在小亚细亚冬季降水时，水量开始增加，5 月达到最大值，此时流域较高地区融雪的作用最大。底格里斯河则相反，它较靠近扎格罗斯山，有许多比降很陡的湍急支流汇入，经常突然发生灾难性的洪水。秋季是枯水期，而最大流量在 4 月， 比幼发拉底河早，因为径流较快。W.B.费希尔引述了一些有启发性的数字。幼发拉底河 9 月枯水时在希特的流量为 8800 立方英尺/秒，但 5 月水位上升

3.4 米（11 英尺），流量为 64300 立方英尺/秒。底格里斯河 9 月在巴格达的流量为 11900 立方英尺/秒，但 4 月水位上升 5.5 米（18 英尺），流量 106.650 立方英尺/秒。

根据这些不同的因素，法国科学家 M.帕迪在其著作《河流与溪流》

（Fleuves et Rivières）中将河流水情分为三类。第一类是简单水情，每年有一个丰水期和一个枯水期（长江、伏尔加河）。第二类是第一级复杂水情

（简称双重水情），具有两个不同的丰水时期，这是夏初融雪和秋冬降雨的结果（加龙河）；或者是两个降雨最大值的结果（亚马孙河、扎伊尔河）。第三类是第二级复杂水情

图 63 宜昌处长江的水情

此图表示在宜昌峡谷处长江每个月的平均深度。它表明此河的水情在夏季高水位（为东南季风带来的丰沛降水所形成）和冬季枯水位之间的变化。

（简称复杂水情），这是世界上许多最大的河流的特征，这些河流流域面积大，跨越不同的气候区；有许多支流汇入，每一条支流也许有一种不同的水情。这实际上是复合水情（莱茵河、多瑙河、密西西比河）。

河床径流

河槽 河流局限于切入地表的一定河床之中，具有独特的型式和横断面，河床从河源到河口是不相同的，并且随着水系的发育而改变其形态。为了具有某种确定性，主要由土木工程师提出了独特但较为明确的术语。从此岸到彼岸（河槽的边缘）进行量测的河水深度和宽度不总是容易加以确定的， 因为除非河流因洪水控制、航运或电力生产而进行过整治，横断面很少呈明

显的矩形；通常采用平均深度（见下图）。它们的关系表示为深宽比。这个词源于深度/宽度。如 1：50，即宽度为 50 米（150 英尺），平均深度为 1 米（3 英尺）。有时河岸轮廓清楚，而另一些地方，崎岖不平的砂砾质河床可能由于变化不定的河水边缘而逐渐地倾斜。湿周一词表示从此岸到彼岸的横断面与河水接触的长度；横断面面积，顾名思义，是任何特定地点河水横断面的面积。另一个术语是水力半径，即横断面面积除以湿周，这一术语是重要的，因为它能表示出水与河槽之间摩擦力的大小，因而表示出能量的损耗。河水浅、河槽极宽的河流水力半径小，在能量方面效率最低。

河流的基本径流是由地下水补给量供给河流的那部分水量。它在一年中随着基本地下水位而波动，但不会占据全部河槽。在降雨或融雪后地表或表面径流增加时，河深当然也会增加。当它刚刚占据全部河槽时，它便处于满岸水位，超出这个水位，它可能上升至洪水位（或泛滥水位），这时它就溢出河岸。在流域内降大雨之后洪水波通过干流以前（洪水波最大值为洪峰）， 会发生滞后现象，这取决于流域地表和岩石组成的性质、总坡降和支流数。在经常发生洪水的国家，如美国，设有警报和预报系统；美国气象局从事河流和洪水预报工作，许多地区通过地方无线电广播电台定期提供河流水位的准确情报。

图 64 表示河流流量的校准曲线

如果点出若干实测流量，并经过各点画出一平滑曲线，那末流量便可通过量测深度而估计出来。

河流能量 一条河流的能量基本上取决于（i）河流水量和（ii）河流流速，它们又以流量一词概括地加以表示；流量通常用立方英尺/秒（即用每秒钟通过一特定断面的立方英尺数）或用公制每秒立方米（米 3/秒）表示。1 立方英尺/秒等於每小时 538 000 加仑流量（图 64）。米 3/秒数用流速（米

/秒） 乘以特定地点河流横断面（平方米）求得。流速可用细心测定浮标经过一定长度河段所需时间，或利用流速计来得到。流速计是一种由水推动旋转叶片、叶片又与刻度盘相连的仪器。横断面用沿河流截面每隔一不长距离测定其深度的方法来得到。实际上，河流流量常常在堰或水槽（它们具有人造矩形断面）用自动记录仪进行测量。在英国，环境部下设水资源局，水资源局发布各测流站的降雨和径流统计资料。在美国，地质局设立了大约 6000 个测流站。

测流站记录所提供的证据充分说明，一条河流的平均流速1从源头沿河谷向下游增加，尽管其河床的坡降可能不断地减小，这一事实并不总是被人们所懂得。这一似乎有矛盾但又显而易见的事实，原因在于随着河流及河槽向下游增大，流水在较平滑河床和河岸上的摩擦形成的速度损失成比例地减小

（这足够补偿坡降的减缓而绰绰有余），必须以加快流速来洩出离源较远河段的较大流量。

流水水力学的实际机制几乎与运动的空气一样复杂。就象航空工程师依赖於风洞一样，关于水流的大部分资料是来自测流站成千上万次的观测。局限于河槽内的水的运动基本上是层流，即水体沿着坡面下降的方向作的流线

¹ ① 平均速度在河流尚未满岸时等于总流量（米 3/秒）除以平均流量时的河槽横断面面积。在满岸水位或洪水水位时，整个河流主河槽的流速为常数。

型运动，或者说，如果河槽端直而平滑，水的运动将是层流。除了在人造水槽、水渠或水沟以外，几乎不会发生这种情况，河床里的任何障碍物（不论大的还是小的）或河岸突起都会引涡流和紊流，或湍流。由于水体内部和河床上有摩擦涡流，紊流实际上使整个水流的速度降低，但是紊流是一个主要的侵蚀和搬运营力。有时在一条弯弯曲曲河流中，河弯内的水流会发生螺旋式运动，称为螺旋流（或螺旋形流）（图 70）。最后，在水体近乎垂直地流过坡降突然变化的地方形成急流和瀑布时，河水会成为威力极强大的冲跌水流（Plungeflow）.

泥沙搬运 河流的能量部分消耗于与河岸和河床的摩擦，部分消耗于运动水体内由于紊流而造成的摩擦，部分消耗于搬运河流泥沙（Load）。泥沙一词用于表示来自风化产物、由谷坡落下的块体、冰川融水和支流汇入以及河流自身的侵蚀活动搬运的物质。当洪水期间河流速度增大时，其搬运能力也大大增加。河流搬运泥沙能力的大小称为河流的搬运最大颗粒能力（compe

－tence），用一定流速的河流所能搬运的最大碎屑的重量来表示。随着流速的增加，颗粒的最大重量也增加，但不是成正比。W.霍普金斯早在 1842 年提出的“六次方定律”指出，所能搬运最大碎屑的重量以流速的六次方增加。例如，如果流速增大两倍，则最大颗粒重量就增加 64 倍。因此，对于每一流速都有其相应的最大可搬运颗粒重量。同样，对于一定的颗粒大小，都有一个在这个颗粒能被起动以前必须达到的临界水速。但是颗粒一旦处于运动状态，就可能被速度低得多的水流搬运。颗粒小时，起动和搬运流速间的差别特别明显；泥粒能被速度极低的水流搬运。另一个概念认为，河流能搬运的颗粒的直径按其流速的平方变化。泥沙的搬运能力也可用搬运能力

（capacity）即总河流泥沙表示。水流缓慢的大河具有高搬运能力，但其起动能力较低；河流的泥沙由大量细粒悬浮物质组成。人们制作了不同颗粒大小与搬运能力的关系的各种图表；粗略地说，每小时 0.5 公里（每小时 0.3

英里）的水流能搬运沙，每小时 1.2 公里（每小时 0.7 英里）的水流能搬运

砾石，每小时 5 公里（每小时 3 英里）的水流能搬运直径 5—8 厘米（2—3

英寸）的小石子，每小时 10 公里（每小时 6 英里）能搬运大石块，每小时

32 公里（每小时 20 英里）能搬运巨砾。

泥沙的搬运有若干不同的方式。小颗粒呈悬浮状旋转前进；这是悬移质。较大颗粒的搬运表现为一系列的跳跃（这是紊流的变化所引起的“水力升举” 的结果），不时地触及河床，这个过程叫做跃移（saltation）；卵石则在重力和水的推动下滚动；大石块和巨砾在河流洪泛时移动。所有这些沿河床搬运的物质叫做推移质或底移质。

在大部分物质由大小大致相同的颗粒组成时，总泥沙量有一定的限度； 换句话说，如果在已有泥沙中再增加任何物质，就一定会沉积下来一部分。枯水时期，河床坡度的明显变化，河流流经湖泊等都可能使搬运能力减小， 使一些物质首先是最大的颗粒沉积下来。因此，河流是一个分选营力；来自侵蚀最烈的陡坡上部的粗粒物质出现于上游，而最细的物质沉积于泛滥平原或被冲刷至海域。大河最下游的大部分泥沙非常细而且均一，所以河水常常总是呈暗棕色。

很久以来使学生疑惑不解的一个问题是：既然河床的坡度越往下游越和缓，河流怎么还能搬运泥沙。答案似乎是（i）由于有支流使水量增加，因而河流的流量在下游增加；（ii）河流横断面积和水力比率增大；（iii）河流

在下游流速不变，甚至略有增加；（iv）颗粒个体的大小减小，从而河流的搬运能力增大。这些因素有助于形成抛物线状的剖面。

物质最大规模的运动是发生在河流的洪泛期（照片 50）。林格梅尔峡谷

（Lingmel Gill）河流入沃斯特湖（英吉利湖区），通常是流过坚硬岩石的清澈河流。在 1938 年 8 月河岸假日（the An－gust Bank Holiday）周末期间，36 小时内降雨 23 毫米（9 英寸）；这条河流变成了暴涨的洪流，从受切割、冲刷的坡面冲下来的土使河水变为褐色，石块沿河床撞击有声。当洪流平静时，湖泊端部的两块地面已为石子和小块巨砾所覆盖，厚度在 0.3 米

或 0.3 米以上，这是洪泛时期的河流搬运物。在 48 小时内，这条河流又恢复

常态，在两天内所进行的侵蚀活动超过以往 10 年。1952 年 8 月 18 日，埃克斯穆尔高地降下暴雨，接着肆虐的洪水沿德文郡北部的东林河和西林河河谷倾泻而下。几小时内流经两条河流的流量估计超过 18 000 立方英尺/秒，几乎和泰晤士河下游曾记录到的流量一样大。成千上万吨巨砾被冲到林茅斯的街道，23 人丧生，1000 人无家可归。

溶解是另一种搬运方式。这种方式在流经石灰岩地区的香农河一类河流中特别有效（图 101）。据美国科学家计算，密西西比河每年将 1.36 亿吨溶解物质带进大海，而悬移物质为 3.40 亿吨，底移质 0.4 亿吨。据估计，地球

表面每平方公里有 20 吨溶解物质和 120 吨悬浮固体物质被蚀去。

河流侵蚀 在讨论河流侵蚀作用之前就讨论过河流的搬运作用，这似乎不合逻辑，但是泥沙是一个重要的侵蚀营力。河流的侵蚀作用由四个相互作用的过程组成：（i）水力作用；（ii）刻蚀作用；（iii）磨损作用；（iv） 溶解作用。

1. 水力作用由运动着的水的力量产生，运动着的水能冲走松散物质； 还能通过冲进裂隙使坚硬的岩石碎裂。紊流和涡流具有强大的作用。一个后果是掏蚀河弯处的河岸，这个过程叫做岸塌。侵蚀还在迅速流动的水中以气蚀作用（cauitation）方式进行。发生气蚀作用时，空气或水蒸气泡炸破， 形成冲击波冲击河岸。胶结不牢的沙、粘土和砾石和风化物质一般都特别脆弱。必须记住，即使不含泥沙，流水也具有侵蚀潜力。事实上，虽然泥沙可以理解为“碾磨工具”，但如果携带泥沙，河流的机械活动实际上就可能减低，因为能量被耗用于搬运。1936 年建成的胡佛坝以下的科罗拉多河是一个明显的例子。由于没有了泥沙（泥沙沉积在坝后的米德湖内），坝以下河流10 年内切进河床 3 米（10 英尺）以上。

2. 磨蚀作用是用泥沙作为“碾磨工具”对河床和河岸进行的磨削。当涡流使卵石在河床凹地中作圆形旋转因而刻出壶穴（照片 48）（这个过程叫做涡流侵蚀作用）时，磨蚀作用表现得最为明显。在山地河流中，能以类似方式磨蚀而成巨大的深潭。磨蚀作用的结果是冲刷和掘凿河床，并使由此获得的物质成为泥沙，而泥沙本身又被用作磨蚀营力。这是有一个限度的， 因为当河流获得充足的泥沙时，任何垂直磨蚀作用都一定会被沉积作用抵销。这意味着垂直磨蚀作用趋于停止，河岸外弯的侧向磨蚀作用将会被岸边凹地内弯的沉积作用所抵销。在河流无泥沙和有充足泥沙阶段之间。存在着一个磨蚀最为强烈的时刻。

3. 磨蚀作用系指当碎屑物不断互相碰撞以及与河床碰撞时泥沙本身的耗损。这是泥沙物质向下游移动时，其大小不断减小的部分原因，这使搬运变得较为容易。

4. 溶解作用上面已提到，是河水流经石灰岩类岩石时水的溶解作用。

河流的纵剖面

W.M.戴维斯提出了河流纵剖面发育的经典概念，认为这是地貌学的一个组成部分。他认为，河流的活动趋向于达到这样的流速，从而形成使侵蚀和沉积绝对平衡的从河源至河口的坡度。

当河流流经一个河段时，如果对于这部分河段而言没有达到全负荷，那么河流就侵蚀其河床，使侵蚀获得的物质成为泥沙；这叫做河床的减削作用。但是，此河段下段的侵蚀随泥沙的减少而减轻，因而坡度逐渐变小。因此， 侵蚀力本身减小，最后整个河段达到正好使侵蚀与沉积能够平衡的流速。

另一方面，如果河流经过这样一段河段，其比降使得泥沙过多，流速减小，那么在此河段的上段就发生沉积（加积作用），从而使坡度变陡，因此使流速变快。最后，速度足能使河流携带其泥沙（图 65）。

在任何一种情况下，即当这种剖面由减削作用或由加积作用形成，或者由这两种作用形成，从而河流拥有足够的速度来搬运泥沙时，这个剖面就称为均衡剖面或平衡坡面（a slope of equilibrium）。

从这个一段河段的例子出发，在理论上可以将同样的原理应用于一条河流的整个剖面，从河源直到河口。如果流速和侵蚀力到处都均一，那么这个均衡剖面就是一条直线。但是，接近河源处的侵蚀因流量、泥沙较少而比一般情况轻微；在下游河道，侵蚀可能因为河流泥沙很多也较轻微。其结果是最强烈的侵蚀发生在中游，因此形成下凹的抛物线形弯曲（不过据认为这是理想的概念），其下端接近于海平面，即侵蚀基准面。

即使已经达到这种均衡剖面（例如英格兰中部地区流入北海的许多河流似乎实际上已经达到），侵蚀还会极缓慢地继续进行，因为就是流速最缓的河流也会将细粒物质带进海域，所以流域仍然有净损失。这些损失主要来自河道的上游，因此河流侵蚀曲线在缓慢地展平。

图 65 河流纵剖面的理论概念

1.理论上的一个河段的简化剖面。2.原始坡面为一实线，终极均夷剖面为点线；D＝减削作用为主的河段，A＝加积作用为主的河段。3.抗蚀岩层（R） 对均夷剖面发育的影响。4.在 A 处通过下切出水口降低水位，使湖泊消失， 在 B 处通过湖泊三角洲充填湖的上端使湖泊消失。5.瀑布的消失；a.均夷至坚硬岩石层形成的瀑布；b.瀑布后退，均夷至新的位置；c.瀑布后蚀，形成一系列急流；d.最终的均夷剖面。6.持续性回春作用的影响：AB 为原剖面， 均夷至 B 一海平面；AK4C 剖面系海面下降至 C，重新引起侵蚀后形成，K1 至K4 为先后产生的裂点；AK4K7D 剖面系在海面再度下降至 D 以后形成，先后产生 K5，K6，K7 裂点。

最近若干年来，对整个均夷概念一直有许多批评，实际上是否存在平衡剖面这样一种形态，是否河流会恰好调整到这种剖面，某些工作者认为，为了确定剖面、流速和河流侵蚀力之间的精确关系所作的努力过多。有些人断言，河流在不呈现下凹平滑剖面情况下仍然可能处于均夷状态，纵剖面均夷状态的变化可能被横断面的变化所抵销。均夷一词的使用上也发生了混乱，

它既是指“老年”河谷的平衡状态，又指河床坡面本身。另外，十分清楚， 河槽的凸凹不平是逐渐消失的，河流似乎在竭力消除这些特征。如果人们细心地认识到，均夷河流的平滑纵剖面是根本不可能达到的最遥远的理想，起动能力、搬运能力和泥沙之间的任何平衡都只是极为长期的平均状态，在短期内河流很难处于均夷状态，那么这一概念在帮助理解河流如何发育其谷地方面仍然是有用的。正如 J.H.麦金（Mackin）所说，均夷指的是河流的“气候”，不是河流的“天气”。使用“暂时平衡剖面”或准平衡一语可能是可取的，它们将考虑到暂时性的变化和平均状态两边的小变动。

必须进一步着重指出，为简化起见，迄今为止一直假设河流流经的坡面是由抗蚀力一致的岩石组成，但是这种情况很少。坚硬岩石夹层可能横穿河谷地出露，而且证明是比其他上下岩层抗蚀力强（照片 53）。因此，河流就在每一坚硬夹层上方达到均夷状态，然后集中侵蚀夹层，结果每个夹层都变为瀑布和急流的形成地点。这些地点的水流都较快，有更大的侵蚀力，因此瀑布最终会消失。

河流剖面上另一种不规则性是由位于河流路径上的湖泊所引起的，湖泊暂时地充作局部的侵蚀基准面。河流带来的泥沙随着一个湖泊三角洲的发育慢慢地充填湖泊；当下游端流出的水下切出出水口时，水面便降低，最后湖水被排出。这曾经在某些英吉利湖区河谷中发生过。然后，河流本身通过湖泊沉积和下伏岩面达到均夷状态。

回春作用对纵剖面的影响 侵蚀基准面的变化（如海面降低或局部地壳隆起运动）对河谷纵剖面的发育有最强烈的阻断作用。这一变化可能形成较陡的坡降和较大的流速，因而重新引起下切。流域较高地区降水的增加（从而使河流水量增加），可产生同样的结果。河流切入其原先的泛滥平原，在两侧形成阶地。在纵剖面上造成的结果是产生一个坡降突变点，称为裂点或“回春点”。有时这个突变点以急流为标志。河流开始由河口向源侵蚀，于是产生一条与原曲线在裂点相交的新的水蚀曲线（图 65）。裂点溯源后退， 其速度取决于岩石的抗蚀力；因此，裂点可能在坚硬的岩石露头处长期不后退；有时难以区别裂点形成的急流和完全由抗蚀性强的障碍物形成的急流。有些河流及其支流可能有几个裂点，这些裂点表明回春作用的几个阶段。

瀑布 现在概括叙述一下瀑布的成因是有益的，因为这些壮观的地形虽然不完全是，但主要是河流侵蚀的结果（图 66），而且对纵剖面有重要的阻断作用。

图 66 瀑布的形成

1.抗蚀力强的水平岩层的影响；掏蚀形成陡峭的突出面，同时抗蚀力弱的岩层受到向后的侵蚀，从而使瀑布迅速向源后退。2.抗蚀力强的垂直或陡峭岩层（用黑色表示）的影响。

1. 瀑布产生的第一位和最普通的原因，前已述及，是横穿河谷的一条岩石条带的存在，因而阻碍河流向均夷剖面发展（照片 53）。如果这条岩石条带和缓地向下游倾斜，它就形成一系列急流以及大量断续水流，例如埃及和苏丹的尼罗河（图 67）。如果抗蚀力强的岩体水平或仅微有倾斜（即形成冠岩），而且下伏地层抗蚀力较弱，那么就形成垂直的瀑布，水在瀑布基部的冲刷作用切入软性岩石；结果掏蚀作用使得坚硬岩块破碎，瀑布向源后退， 形成峡谷。尼亚加拉是一个大型瀑布的实例，这个瀑布，坚硬的白云灰岩层

覆盖在较软的页岩和砂岩之上。瀑布在美国一侧高 51 米（167 英尺），峡谷约长 11 公里（7 英里）。估计峡谷后退的速度从每年 0.3—2.0 米不一（照片 54）。圭亚那的凯厄图尔瀑布高 251 米（822 英尺），是由于波塔罗河流经下伏有砂页和页岩的一个抗蚀力强的砾岩暗礁而形成的。

图 67 尼罗河的瀑布

此图表示主要瀑布（1—5 号）和一些有名称小瀑布的位置；注意第二号瀑布现已没入阿斯旺高坝后面的纳赛尔湖水下。

1. 瀑布出现于显突、轮廓鲜明的高原边缘。许多非洲河流的航行因围绕这个大陆的大部地区的边沿而受到阻碍（照片 55）；扎伊尔河接二连三地流经 32 个急流（称为利文斯敦瀑布），下降 270 米（900 英尺）。奥兰治河在阿平顿以下 80 公里（50 英里）处冲下高 140 米（460 英尺）的奥赫拉比斯瀑布。美洲河流上有众多的小瀑布和急流，它们在皮德蒙特高原的古岩石和大西洋沿岸平原的较新岩石之间沿“瀑布线”向下流动（图 68）。

图 68 北美的瀑布线

1. 有些瀑布由断层作用形成。最普通的类型位于有断层线崖的地方，在这里下游一侧抗蚀力较弱的岩石紧靠抗蚀力较强岩石。戈代尔巉岩（戈代尔河在这里穿过一个拱顶，流过一道石灰华幔）已经向后切割出一条峡谷

（可能是在戈代尔为地下河的时候），一直切进石炭纪石灰岩高原的边缘。米德－克雷文断层使石灰岩紧靠下断层一侧（南侧）较软的鲍兰页岩，而后者已受强烈侵蚀。同样，高约 9 米（30 英尺）、在哈德斯菲尔德西南梅尔瑟姆附近的福利－97 多利瀑布（the Folly Dolly Fall），是由于一条河流过一条断层在平卧的粗砂岩层上形成的。在下游一侧，粗砂岩已向下断落，使软性页岩（现在已被河流蚀去）紧接粗砂岩岩面。

可以提一下赞比西河上高 110 米（360 英尺）的维多利亚瀑布，它的发育部分是由于断层作用（照片 56）。这条河流穿越一玄武岩高原，高原东缘有一系列断裂贯穿，形成碎裂带或脆弱线，因为这些断裂几乎呈直角相交， 瀑布以下的峡谷呈“之”字形曲折。由于河流对有断层和脆弱的玄武岩进行迅速侵蚀，它已后退 100 公里（60 英里）以上。

1. 瀑布在冰川地区常常出现，在冰川地区，主谷的过量下蚀形成高悬于主谷谷底之上的悬谷和冰斗。斯诺登山、英吉利湖区和苏格兰不乏其例。我们可以提一提苏尔密尔克峡谷（它从 Bleaberry 湖沿着暗色沼泽荒地边沿冲越一系列白色的小瀑布，进入巴特米尔湖的出口）和德文特湖以上的著名的洛多瀑布。在加里福尼亚州的约塞米蒂谷，可以看到许多壮观动人的瀑布； 照片 57 是由一条悬谷下落 436 米（1430 英尺）的上瀑布和再下落 98 米（320 英尺）的洛厄瀑布；加上中间的小瀑布总共下落 782 米（2 565 英尺）。上瀑布最初 20 米（70 英尺）是位于切入坚硬花岗岩的深槽之中，水流在深槽以下呈自由抛物线形的飞跃，高度为巴黎艾菲尔铁塔的一倍半。

2. 瀑布有时出现于河流流过陡峭岩壁的边缘进入海域的地方。在韦茅斯以东的奥斯米通山（Osmington Mills），有一小河流过抗蚀力较强的诺特粗砂岩水平岩层（侏罗系科拉利亚层（Corallian beds）的一层）形成小瀑布。1955 年 7 月 18—19 日夜，多塞特南部降暴雨；大约 18 厘米（7 英寸）

的雨量降落在构成这条河流流域的 8 平方公里地区。大量的水流泻入海，刷

深河床 1—1.5 米（4—5 英尺），并切入末端小瀑布的坚硬岩层。给人印象更为深刻得多的是哈特兰附近德文郡沿海的令人赏心悦目的小瓦特（Little Water）瀑布，从大大高于海面的河谷向下降落 23 米（75 英尺），并在崖顶刻出一个凹槽。这些谷地是迅速海蚀的结果，因此陡崖一直向陆地方向退却。米尔福德河流经彼此分离的五条瀑布，为呈直角的两个河段所阻断。另外， 还有若干急流在斯凯岛沿海一带流过玄武岩石崖，形成瀑布。

因此，只要力图形成平滑剖面的河流因岩石抗侵蚀力不同，或因造成局部陡坡的不同地壳运动而暂时受阻，就形成瀑布。但是，即使是最高的瀑布， 最终也将被侵蚀殆尽。

尼罗河在流程中垂直切入努比亚砂岩，直到它在许多地方切到下面的古代结晶岩。这些较硬的岩石有较大抗蚀力，因而延迟了向源均夷作用，形成坡降陡峭的一条不长的河段，使坡降较缓的较长河段被中断。因此，坚硬的岩石形成了复杂的急流和涟漪水面、分歧水道和许多风景如画的石质小岛。这些结晶岩大部分由片麻岩构成。但在许多地方，片麻岩中有抗蚀力更强的花岗岩条带成直角地横穿河道，从而形成石脊并因此在瀑布普通水流内形成较为壮观的急流。

河谷的发育

随着河流逐渐形成其纵剖面，河谷的横剖面和一般特征因而也得到发育，这是由于河流的下蚀和侧蚀，加之谷坡的风化，包括层片运动（Sheet

－movement）和垮坡的结果。其实际形态取决于：（i）岩石的性质、抗蚀力和岩石的构造排列；（ii）河流及其支流的侵蚀力，以及谷坡上风化和块体运动的影响；（iii）在（ii）中所叙及的各过程对（i）产生的影响的程度。因此，我们可以依次描述河流上游或山地、中游和下游或泛滥平原地带的河谷典型形态（图 69）。回春作用可以重新引起侵蚀，因而形成新的特征。

图 69 河谷的横剖面地形

1.横剖面演化的先后阶段。2.交错山嘴（参看照片 51）。3.几乎水平的抗蚀性岩层（黑色）对横剖面形态的影响。

1. 上游河谷 在上游河道，急流主要通过壶穴作用进行垂直磨蚀，它切割出陡坡的 V 形谷，谷坡的角度取决于两坡岩石的抗蚀和抗风化能力。山地的河流河道曲折，因为它倾向于绕过由抗蚀力强的岩石所形成的障碍物。这些河弯逐渐地变得更加明显，因为水流在河弯外侧趋于最强有力，于是河流两侧交错的山嘴便相互“连锁”、“重叠”或“交错对插”（图 69、照片51）。河床由水塘、壶穴、巨砾和局部抗蚀强的岩石形成的小急流或瀑布组成。

河流峡谷和大峡谷 峡谷一词系用来指相对于宽度而言深切、坡陡的长条洼地。河流峡谷出现于河流的下蚀快于风化力耗损和“开发”边坡的地方。北威尔士、英吉利湖区和苏格兰大多数山地急流的上游河道，或多或少是位于峡谷之中，特别是这些急流沿微弱线流动的地方。皮尔斯峡谷沿斯科费尔山岭的坡面呈一系列直角深谷流入沃斯代尔，峡谷在许多地方高 24 米（80 英尺），瀑布与石质深塘相互交替。这条河流系沿着几条清楚的断层破碎带流动。

峡谷也可能出现于抗蚀力强因而两坡陡峭耸立的岩石上，或者降雨极稀少因而两坡的风化后退只能缓慢进行的地方。第一种情况在叙述瀑布（瀑布后退时便形成一条峡谷）时已经提到。著名的阿尔河峡谷（瑞士迈林根附近） 出现于流动迅速的阿尔河切穿基兴特（Kirchet）的地方（基兴特是分割开广阔的上和下哈斯利萨勒（Ober－and Unter—Haslithäler）的坚硬石灰岩山丘），而约克郡博尔顿－阿比（Botton Abbey）以上的沃夫河以较小的规模流过斯特里德（The Strid）（照片 52）。

图 70 曲流

1. 主流方向用实线箭头表示；当主流在河弯外转向时，它便冲击河弯的外侧，因而在 X 处侵蚀陡峭的河流陡岸或悬壁。在水因离心力而在河弯外侧堆积，引起强烈的混浊时，底层洄流（以断线表示）流向内侧河岸（螺旋流）， 在 Y 处沉积砾岸或沙岸。

2. 发育中的曲流。

3. 曲流发育立体图；每一河弯既向侧方又向下游扩展。因此谷底逐渐变宽。

4. 曲流横断面（看图 102，最后形成牛轭湖）。

峡谷的形成还有一些其他的原因，为全面起见，这里可以提一提。峡谷可以通过河流以与地壳运动抬升周围地区同样的速度下切来形成；克什米尔的印度河或布拉马普德拉河（它通过峡谷由西藏进入阿萨姆邦）的峡谷和恒河及其上游的峡谷，其深度惊人，超过 5 公里（3 英里）。从宾根到波恩的莱茵河峡谷规模较小（这段峡谷斜穿过莱茵河中游高地，并与其支流（如摩泽尔河）一起将这个高地分割成一系列地块（照片 45））。这条河在新生代高原隆起以前就或多或少占据了目前的河道。这有时称为先成水系。峡谷形成的其他特殊原因，有冰水泛滥河道的下切和石灰岩内长条洞穴顶部的崩塌

（图 59）。

峡谷可能形成于干燥气候下。在这些地方，主要由荒漠以外山地的融雪获得水量的外源河能够保持其流量和侵蚀力。这种峡谷在美国叫做坎涅恩

（Canyons），出现于科罗拉多河、斯内克河、黄石河以及其他许多河流，在发生抬升的地方特别明显。科罗拉多河大峡谷（照片 58，图 71）几乎长达500 公里（300 英里），最大深度 1900 米（6250 英尺），它切入近乎水平的层状石灰岩、砂岩和页岩（在高原表面，这些岩石中最年轻的属二叠纪）， 一直切到下面的前寒武纪结晶岩；南北边缘相距 19 公里（12 英里）。这些峡谷的详情和型式纷繁复杂。除去河流实际上的垂直侵蚀产生深切曲流和内生曲流以外，呈复杂节理形式的地区性和局部性的构造控制也是重要的。极为明显的垂直节理通过砂岩和石灰岩的迅速物理风化和化学风化促进陡崖的形成，这些风化物质在河流高水位时被迅速地从岩壁基部搬走。地下渗流也渗入节理，促进洞穴和凹壁的形成，并接着使之崩塌。

图 71 大峡谷

1. 中游河谷 在河道的中段，河流发育形成若干壮年特征，河谷由于两坡的风化变得较为宽阔。河流随着河水流经河弯而趋于更加弯曲（图70），因为水流对凹岸即河弯的外侧冲击最烈，并在这里发生最强烈的侵蚀， 甚至掏蚀。由于河弯内侧水流滞缓，几乎不发生侵蚀，甚至有些沉积（照片

61），因此河流从最初的“摆■”可能转变为曲流，河流陡壁高悬于掏蚀河岸之上，倾斜的岸嘴（称为冲积坡）从对岸伸出。

虽然这可以解释曲流的发育，但它不能说明它们的起始。实际上，均一的、几乎水平的冲积物上（如在密西西比河下游）有一些最明显的例子。曲流的大小（即波长）和曲流带似乎与河流的流量和推移质这样一些因素有关， 并与由于河流流过不平坦地表而造成的深度和谷底摩擦力的变化有关。随着流量的增加，曲流带的宽度也增加，但不成正比；随着曲流带的宽度增加， 曲流的波长也增加。

通过不断掏蚀和蚀去风化物质，河流逐渐进行侧蚀，使每一曲流的摆幅拓宽（因而也拓宽整个河谷）。河道的侧向移动称为游移（divagation）。此外，水流切入岸嘴的上游一侧，结果每一曲流开始向下游移动（图 70）， 形成宽度越来越大的河谷。最后每个岸嘴都被蚀去，残存俯视谷底的尖嘴或陡崖。这样，河流便开始形成一条宽广、近乎水平、以陡崖的低壁为界的河谷。

1. 下游河谷 在河流的下游，河流在由于风化而后退的低崖间宽广、几乎水平的河谷中，呈一系列掃移曲流作游移或“滑行”，使分水区缩小，于是逐渐形成泛准平原，在泛准平原上，相邻泛滥平原发生合并。最后， 谷底将会大大宽于实际曲流带（图 72）。过去曲流的遗迹从“牛轭湖”的形态残留下来（图 73，102，照片 60）。

图 72 阿伦河（左）和里布尔河（右）曲流

在右图上，普雷斯顿位于下游 3 公里（2 英里）处。阿伦河的两次截弯取直是人为引起的。

沉积作用 在一条河流的下游段河道，沉积作用变得具有很大的重要性，除了由于曲流向下游移动、河槽在泛滥平原面上下切以外，河流的垂直磨蚀停止。

当每一曲流向下运动时，河流较粗的砾石便沉积于河床，并遗留在那里。在河流水量由于某种原因增大时，砾石的这种沉积作用即以大得多的规模发生。冰后期当默兹河离开阿登高原时，它夹带着大量粗砂和砾石；这时，这条河的比降突然减小。当这条河流逐渐改变其呈一系列缓慢移动弯曲河道时，默兹河便在比利时东北部的肯彭兰地区沉积一层粗砂砾，厚度从 5—15 米（15—50 英尺）不等（现为石楠荒地）。许多夹带大量泥沙的大河，特别是在它们从一广阔的山区流出时，便到处沉积出一层层的物质，这些物质可能将河流分叉成复杂的水道；这种河流称为辫状河（图 78，81）。在主河河岸由易侵蚀的沙或砾组成时，更容易形成这种辫状河流。

泛滥平原 大部分河流（当然是在其下游）所搬运的是由粉碎得很细的粉沙组成的泥沙。这种泥沙可能沉积很大的厚度。例如在下游尼罗河河谷，钻探从未达到过岩石底层。泛滥时，河流可能在它整个泛滥平原上沉积一层薄薄的冲积层，这个事实对于尼罗河、底格里斯-幼发拉底河和亚洲河谷的农民十分重要，千百万人的生活依赖于在这里种植水稻。

但是，大部分淤泥沉积在水流滞缓的河槽边缘，因而当洪水退去时，便留下天然堤。加积作用在河床继续进行，因此河床趋于高出泛滥平原（图74），河床的抬高部分是由于堤塌入河床所致。在洪水期间周围平原被淹的危险越来越大，因为洪水一旦冲决堤（在密西西比河沿岸叫做 Levee，天然

冲积堤），它们就会大面积地浸淹低地。此外，当周围地区的排水受到影响时，其高度便因下沉和密实而明显降低，特别是在泥炭沼泽地区。在许多河流（如英格兰东部芬地区的河流、意大利北部的波河（1951～1952 年冬季曾泛滥成灾）和密西西比河）沿岸，人们作出了努力来

图 73 得克萨斯州与墨西哥间里奥格兰德的曲流和牛轭湖

干流河道（西南部）是墨西哥和美国的边界，已用堤使之稳定。泛滥平原上有许多废弃的牛轭湖和滞水河段。

巩固和扩大天然堤。这常常使事情更糟，因为河流也在继续抬高其河床，因而变得越来越高，越来越有威胁性。黄河是最危险的河流之一，由于它多次引起破坏和生命损失，被称为“中国之患”。在 1852 年，这条河流冲决河岸，

暂时将河口迁移到山东半岛以南 500 公里（300 英里）处；估计有 100 万人

被淹死。在 1938 年与日本人进行战争期间，这条河出于战略考虑被人为地南

迁，直到 1947 年才返回北边的河槽。

筑堤不是长期对付洪水威胁的可获成功的办法。在陡坡上造林滞缓径流，用上游河谷作为容纳洪水的水库，以及对曲流裁弯取直（从而形成顺直通畅河道并因此形成较大的坡降），用这些办法对流域内的水进行控制，才是更有效的措施。

荷兰人曾不得不面临巨大的水控制问题，因为他们的国家基本上由三条河流（莱茵河及其几条支流——马斯河和斯海尔德河、斯科河）的泛滥平原联合而成。这些问题的形成有三个因素：曲流的摆动，周围地区低洼（不少地方在海面以下）和因中欧高地的大雨和融雪造成的洪泛期。保护他们的土地，使之不受海、河洪水的浸淹，构成了荷兰历史的很大篇幅。河流已经被治理，并彼此分离，新的入海口已经开挖；人们修筑了水库以暂时存蓄部分洪水，还建设了大堤或堤防（有时离干流河槽远达 500 米）。

在滞缓河流增高其河床，形成天然堤（天然堤不得不予以人工加高加固） 的地方，很明显，支流难以或不可能流过低平原以汇入干流。亚祖河以很大规模流入密西西比河洼地区，与干流平行流驶 280 公里（175 英里），它才能找到汇入口。这称为延长的汇点。

因此，河流泛滥平原是一个坡度平缓、甚至难以觉察的区域，挟带大量淤泥的河流在泛滥平原上曲折地流过，这些河流以天然堤为河岸；岸外有沼泽地、牛轭湖和滞水河道。所以，河流渐渐不知不觉地流入其三角洲或有潮河口。

图 74 河流泛滥平原的横断面

上图表明，曲流带向下游摆动时因侧蚀而形成的宽阔平滑的谷底，泛滥平原处于陡壁之间，并有薄层沉积物。

下图说明一条周期性泛滥的大河河床如何抬高、高于周围地区地面的情形；天然或人工堤岸（L）只不过是暂时性的保护措施。

1. 回春河谷 回春作用在河流横断面上的主要结果是 1）通过下蚀和侧蚀在河槽两侧形成阶地；2）河槽深切地表，同时保持原曲流的轮廓。

河流阶地 当河流重新下切时，河流的新河槽便切入以前的泛滥平原，使泛滥平原明显高于现在的河流水位，结果残存的泛滥平原在两侧形成阶地。新河谷逐渐拓宽，阶地因受侧蚀而减小。但是，回春作用如果再度发生，这

个过程便重复进行，并在比第一对阶地低的地方处形成第二对阶地。这些阶地常常能与纵剖面上相应的裂点对比（图 75），称为配对阶地。

原有的沉积物质由砾石和冲积物组成；但是重新发生侵蚀时，冲积物较容易被蚀去，所以大部分较老阶地覆盖着砾石层，即“阶地砾石”。阶地砾石有不同的名称，它们有助于识别和对比。

图 75 所示的是极好的一个阶地实例：法国东部的伊尔河和莱茵河的河道几乎平行。现在的泛滥平原是由沼泽地和死水构成的沼泽平原，它覆盖着成片的柳树和杨树，以及潮湿牧场，在春季被浸淹。但是，阶地较高且较干燥， 上面有公路、铁路和乡村。

伦敦盆地（图 75）和牛津粘土谷的泰晤士河阶地型式已经进行过详细的研究。由回春作用的几个阶段所形成的牛津粘土谷的阶地，按照位于上面的乡村进行了命名。汉博罗（the Hanbor-ough）阶地最高，高于现在河流水位约 30 米（100 英尺）。在一次侵蚀之后，接着是沉积砾石，这些构成现今的沃尔弗库特（the Wolvercote）阶地，而它又为河流所切割。砾石的再度沉积，形成了萨默敦—拉德雷（the Summertown—Radley）阶地即 20 英尺阶地（牛津市位于其上）。此后，又一次回春作用使泰晤士河切入河床，深度达到现在水位以下 9 米（30 英尺）；这条河道被埋在现代冲积平原冲积层以下。

图 75 配对河流阶地

1. 此图说明多次回春作用（形成裂点 K1 和 K2）与多对阶地（TA，TB） 的关系。

2. 这张图表示阿尔萨斯的莱茵河谷阶地，之所以复杂是因为莱茵河及其支流彼此几乎平行，在其间残留下一台阶地。里德是现今的沼泽化泛滥平原。

3. 这是泰晤士河阶地示意图：B=博恩山（Boyn Hill）阶地，T=塔普洛

（Taplow）阶地，F=泛滥平原阶地。

塔普洛阶地位于泰晤士河水面以上 15—30 米（50—100 英尺）；可在这台阶地上一些地方找到成片砾石，如在海德公园和霍尔本。博恩山（the Boyn Hill）阶地还要高出 15 米（50 英尺）。

深切曲流 如果下切强烈，河槽便可能深深切入冲积层和坚硬岩石，形成“深切”曲流。有时，必须对嵌入曲流和内生曲流加以区别。谷坡陡峭而对称的是嵌入曲流；也发生轻微的侧蚀，形成具有冲积坡嘴（slip—off spurs） 的较开阔谷地的是内生曲流。瓦伊河形成了一系列优美的深切曲流，这条河蜿蜒曲折地流过峡谷状河谷，在许多地方几乎形成完全的环状（图 76）。河流已垂直切入煤系石炭纪灰岩和红色老砂岩。

图 76 瓦伊河谷

右图位于左图以南。断线表示谷底边缘的近似位置。

深切曲流有时可能切穿曲流“颈”，于是河流不流经曲流颈，而是继续侵蚀“捷径”。这在靠近雷德布鲁克的瓦伊河谷可清楚地看到（图 76）；老的曲流虽被两条小支流所占据，但现在高于干流河床 120 米（400 英尺）。北威尔士兰蒂西利奥（Llantisilio）以北的迪河也被深切，在兰戈伦东南可见到废弃的大曲流。这些曲流为冰川粘土所填塞，这可能是河流不流经曲流的一个原因。

深切曲流阶地 当曲流自由摆动但河流在某种程度上仍然下切时，在泛滥平原下游便形成若干阶地，不过不像上述阶地那样有规则地成对出现。这在冰积层或在冲碛物上极为常见，在坚硬岩体出露于谷底，从而阻碍侧蚀并保存较高阶地的地方，也极为常见。随着曲流向下游移动，左右地进行摆动， 它们侵蚀部分的较高地面，并使之成为阶地（图 77）。这在阿伯里斯特威斯以东的赖多尔河中游河谷看得很清楚（照片 61）。

图 77 曲流阶地立体图冲积扇和三角洲

物质的沉积作用或多或少逐渐地发生于一条河流的整个下游河道，但它更多地集中于水流速度因某种原因突然减小的地方。这种情况的发生可能是由于：（i）坡降突然变化；（ii）束狭的河谷突然扩展成主谷宽阔和缓的谷底，于是形成冲积扇或冲积锥；（iii）河流流入湖泊静水，因而形成水下浊流，堆积成湖泊三角洲；（iv）河流入海，物质在海中沉积，形成河口沙洲或河口三角洲。

冲积扇和冲积锥 山地急流在流入主河谷时，它便沉积出一大片扇形物质。这在急流占据一条悬谷，然后到达冰蚀谷的平坦槽形谷地时特别容易见到，如在瑞士的劳特布伦嫩和罗讷河上游河谷就有。在河流进入干流之前， 通常分叉为若干支流。在罗讷河谷内有一些由几乎水平的冲积层构成的冲积扇，冲积扇上有若干村落，其位置在陡坡麓部但在干流洪水位以上。

在半干旱地区有湍急短暂的河流带来沉积物的地方，其形态可能成为从干谷谷口向外伸展的厚得多、陡得多的冲积锥形态。注意图 78 上与蒙大拿州南部麦迪逊河河谷相邻的巨大冲积锥。

图 78 美国蒙大拿州南部的恩尼斯湖

麦迪逊河从黄石国家公园内的河源向北流，与密苏里河汇合。它流入恩尼斯湖，不断地填塞此湖。辫状河流所穿过的湖以南沼泽和冲积物地区，是逐渐向北伸展的湖泊三角洲。注意东南部的巨大冲积锥系由深度切入山地的急流沉积而成。

涂成黑色的地区在 6000 英尺（1800 米）以上。

在许多条近乎平行的河流从一条山脉迅猛地向下流到一片边缘低地时， 特别是在这些半干旱地区，相邻的冲积扇可能逐渐地合并成为山麓冲积平原。这在加利福尼亚的中央谷地表现得很明显，由内华达山脉朝西山坡上的冬季大量雪雨补给的许多条河流在这里形成了若干冲积扇，这些冲积扇合并在一起，形成一个倾斜和缓的平原。

许多冲积扇是在过去较为活跃的侵蚀和堆积时期形成的。在比利牛斯山中段北侧一带可以看到一个实例，这里的一个称为拉讷姆藏高原的合并而成的巨大复合冲积扇上，有阿杜尔河和加龙河的若干支流流过（图 79）。虽然仍然有物质在冬季洪水和春季融雪期间沉积下来，但这个冲积扇主要是在晚新生代沉积而成，由比利牛斯山剥蚀下来的上新世粗砾石组成，形成了由法国地质学家命名的冲积锥地形。

图 79 比利牛斯山北侧新生代砾石扇的水系

此图表示拉讷姆藏以西约 30 公里的比戈尔砾石高原上向北流的特殊水系型式。长而窄的山脊把河谷隔开，山坡上有若干条短小河流。

湖成三角洲 这是一条富含泥沙的河流在湖泊内形成的三角洲（照片63）；作为趋于均夷剖面（图 65）的加积过程的一部分，其最终结果是填平湖泊，许多英国湖泊包含有三角洲发育的良好实例（图 98）。

这里可以提一提一个引人注目的例子（图 80）。在瑞士西部的马蒂尼以下，罗讷河横穿西奥勃兰（Oberland）地区的褶皱山脉，在石灰岩山脊上切出 18 公里（12 英里）长的莫里斯峡谷。在这个峡谷内，河流迅猛，泥沙很多。河谷在贝城处开敞，坡度急剧减小。很清楚，日内瓦湖曾一度远远伸展至贝城，但是，长时期的沉积已填平了其湖的入口部分。从前的湖底呈沼泽状。虽然河流经过整治，但是仍呈明显辫状，有死水和牛轭湖。三角洲仍然在向湖泊发展。河流入口处的乳白色、灰色与西端流出的清水呈鲜明的对照； 从空中看下去，由这些水底浊流形成的正在伸展中的三角洲水下沙滩在湖泊其余部分的清水中显示得很清楚。

某些最大的湖泊三角洲是由伏尔加河、乌拉尔河和库拉河还在里海中沉积所形成的三角洲。

图 80 日内瓦湖的罗讷河三角洲断线表示高地的大致边缘。

河口浅滩 河流的有潮汐河段将在第 10 章关于海岸线地形中介绍。但是，这里可以简短地提一提河口，因为它们是广阔的河流沉积场所。大部分河流泥沙在这里沉积，虽然最细的物质就象亚马孙河和扎伊尔河那样可能被带到若干公里以外的海里。沉积物的范围和性质取决于：（i）河水和潮流的相对强度；（ii）河口的轮廓，是呈瓶颈状，因而潮水来势凶猛（默西河）， 还是宽阔敞开的（迪河）；（iii）人为的原因，如疏浚和导堤的修建。

海洋三角洲 这是在由河流泥沙构成的沉积物的沉积作用超过运移速度时在河口形成的三角洲。强烈的潮流、波浪作用和沿岸漂移常常结合起来在开阔的海上阻止或限制三角洲的形成，但是，不可认为只有在无潮汐海的附近才能形成。在地中海，形成了几个大三角洲，地中海在尼罗河、波河和罗讷河河口仅有小的潮差；但是有时它们也出现于潮汐明显的海里，如流入加利福尼亚湾的科罗拉多河、流入大西洋的亚马孙河和流入印度洋的恒河和伊洛瓦底江。在这些河流中，每一条河河口的潮差都超过南安普敦湾。但是， 在这些情况下，沉积的泥沙远比运移的泥沙多，因而不断地带来泥沙并沉积下来。

一个三角洲的特征是一系列因素的复杂相互作用和平衡的结果，这些因素是：河流沉积速度和植被生长的速度、潮汐状况、离岸流的存在和滨外的坡度。人类在开挖河流出口和建造堤防方面也是一个重要的营力。更加长期的复杂因素是冰川性的海面上升和由于泥沙沉积而形成的均衡下沉，或两个因素同时出现。

在三角洲沉积的物质分为三类。带到海中并在主三角洲前部沉积的细物质叫做底积层。倾斜的沉积层在底积层上逐渐形成，每一层都在以前的层次的上面和前面，结果三角洲向海推进；这些层是前积层。最后，在三角洲向陆一侧的边缘，细物质呈席状沉积下来与河流冲积平原相连，形成顶积层。在部分或完全封闭的海（如墨西哥湾、地中海和里海）中，广阔、倾斜

的沉积物浅滩形成得非常快。在海岸由于构造原因缓慢下沉的地方（例如密西西比河三角洲正在发生这种情况），沉积物可能具有很大的厚度。但是， 下沉不象所增加层次的厚度那么大，所以有净的高度增加。

河流的水流不仅在其入海处突然减速，而且当细粘土颗粒与盐水混合时，它们便迅速凝聚（絮凝）并沉积下来。随着舌形沉积物向海伸长，水便变浅，主河道分叉成几条河流，称为分流（或小水道）。大部分沉积物沉积于河流水流的边缘，所以长条形的堤沿着水道边缘形成，在洪水时期，长堤被冲成缺口，于是形成分叉水道。与此同时，沉积作用在整个三角洲上进行， 特别是在洪水时期，因此其高度慢慢地普遍抬高。随着三角洲向海伸展，加上植被在营养丰富的土壤上生长和风成沙的堆积作用，被泥滩隔开的潟湖和沼泽便取代开阔的海域。这些三角洲湖泊将在第 7 章讨论。

图 81 多瑙河三角洲

多瑙河三角洲包围着两条大支流——基利亚河（它自己形成一个附属三角洲）和南面的斯法特（the Sfant）-格奥尔基之间分布沼泽和浅湖（lacul） 的一片低地。在西南部，图尔恰山极为陡峭地上升到 180 米（600 英尺）以上，与低平的三角洲地区形成鲜明的对比。多瑙河的两个主要港口——加拉茨和布勒伊拉位于向上游约 60 公里（40 英里）处；大部分交通运输利用整修过的苏利纳水道。注意潟湖、曲流、牛轭湖和辫状河流。

可以区分出各种各样的三角洲，但是最重要的是弧形三角洲（尼罗河、波河、黄河和罗讷河三角洲）、尖角形（台伯河，图 82）和伸展较长的鸟爪状或手指状（密西西比河）三角洲。鸟爪状类型是带来大量细泥的河流形成的，这些细泥沿着水道边缘很长的距离沉积下来。

罗讷河三角洲罗讷河分为两条叉河——大罗讷河和小罗讷河（图 102）， 它们包围着现在的罗讷河三角洲。阿尔勒河宽 150 米（500 英尺），离海 50 公里（30 英里），但比海面仅高 2 米（6 英尺）。两条叉河之间是荒凉的风蚀沼泽地区——卡马格岛，其上分布着浅湖（滩积内陆湖 etangs），沙洲和沙丘，将这些浅湖同海域分隔开。巨大的瓦卡雷斯湖深度不到 1 米。在三角

洲上，蜿蜒的低沙脊（1ones）指示出废弃的叉流。河流每年携带来大约 1700

万立方米（6 亿立方英尺）的沉积物，每年将三角洲向东南方向推进大约 150 米（500 英尺），这个事实大概反映出沉积作用极其旺盛。卡马格岛南部的大部分地区是一片生长芦苇的沼泽，但是北部已大多受到人

图 82 台伯河的尖头状三角洲

正如排水渠道的数量所显示的，台伯河三角洲大部分现已补开垦。这块被开垦地区称为“博尼菲卡马卡雷”“bonifica di macares”）。

为或自然的改造，因此有着大片大片的牧场（牧场上有小片柏树和柽柳林） 和种植水稻的一些耕地。

在大罗讷河以东是位于干流及其支流迪朗斯河之间的一个三角形平原— 克罗平原。平原上覆盖着一层由迪朗斯河在更新世时期带来的砾石，那时， 这条河在南面较远处汇入干流，并与之一起形成一个共同的三角洲。因此， 克罗平原是古代“干三角洲”的一个例子，目前为若干大规模工业企业所占据。

水系型式

支流 在理论上，一个水系流域的发育是直接沿斜坡流入海的若干主河流开始的；这些主河流是斜坡的结果，或者说是斜坡形成的，因此称为顺向河流。随着它们的发育，若干支流流向这些主河谷，以斜的角度汇入母河， 接着，若干小支流又汇入支流。这些支流称为斜向河流；它们流人主河流的地点是平齐汇流点。约翰·普莱费尔在 1802 年比较清楚地阐述了“平齐汇流定律”：“每一条河流似乎由一条有各种各样的支河汇入的主干河构成，每条支流流入与其大小相称的河谷之中；所有的这些河流在一起形成彼此连通的一个河谷系统；每条河流将其坡降调整得极为适当，从而这些河流中没有一条以太高或太低的位置汇入河谷。如果这些河谷没有在其中流驰的河流的作用，这种情况便永远不能出现。”当然，这个原理有若干例外，这是一系列特殊条件的结果，例如河流由悬谷汇入，这种情况具有暂时性质。如果流域内岩石抗蚀力没有变化，那么每条顺向河将会成为一个辐合河流型式的中心，这种河流型式称为枝状水系（dentritic drainage，图 83，照片 62）。此一术语源于希腊语 dendron，树的意思。由一条干流与几条以锐角汇入的短支流组成的水系，称为羽状水系。

图 83 枝状（左）和格状（右）水系型式

图 2 中使用下列缩语：C=顺向河，S=后生河，O=逆向河，BG=断头顺向河， SC=次生顺向河，E=河流袭夺湾，WG=风口。

但是，如果每条顺向河的流域由抗蚀程度不同的岩石构成，那么就会形成与构造有一定关系的支流。如果这些河流沿走向流动，它们就称为后生河， 后生河由顺向河向源伸展而成。如果抗蚀力较强和较弱的露头与顺向坡成直角地交替出现，那么后生河便沿着抗蚀力较弱的岩石的走向发育，以直角汇入顺向河（图 83）。抗蚀力较强的带状岩石成为与后生河大致平行的长条状丘陵，顺向河沿坡地继续加深其初始河道，在丘陵上切割出两坡陡峭的峡谷。接着，形成由抗蚀力较强的岩石构成的高耸山脊上流下的后生河支流，沿初始的坡地（即向海的坡地）向下流动的河流为次生顺向河，沿相反的坡地流的河流是逆向河（图 83）。但是，目前“逆向河”一语的意义有含混之处。许多美国和法国地貌学家仍然在 W.M.戴维斯的原来含义即“反顺向河”的意义上使用它，可是有些英国权威把它理解为“反倾向河”，即以与岩层倾角相反的方向流动的河流；它并不总是具有相同的含义。

这样发育的水系的直线形态，比枝状水系要明显得多，称为格状水系型。在英格兰东南部有一个极为明显的例子（图 84），在这一地区，抗蚀力较弱的地层（牛津、基迈里奇（Kimmeridge）、戈尔特和威尔登粘土）和抗蚀力较强的岩层（鲕状石灰岩、珊瑚状石灰岩和白垩）交替，都向东南缓缓倾斜。结果是逐渐形成平行陡崖区，在粘土谷地中发育复杂水系型式，而抗蚀力较强的岩石形成单面山。另一个例子是巴黎盆地（图 85）。

许许多多条河流由各个方向辐合到一条主河的水系，称为向心水系。例如尼泊尔的加德满都谷地，许多河流辐合到巴格马蒂河，这条河流通过切开周围是山脉的峡谷向东南流去。

分水岭 在两条河流的流域之间，一个较高地区将流入各自流域的地表水分隔开来；这些地区可能是两个完整水系之间的大分水岭，各支流之间的

小分水岭，和分隔一个大陆流入不同大洋

图 84 英格兰东南部单面山剖面

这个剖面以简化形式（垂宜比例有相当大的夸大）表示单面山与河谷相继出现。黑色条带代表戈尔特粘土和海绿石沙。

的大量水流的大陆分水岭（图 62）。在英国，通常用分水界（Watershed） 一词来表示分水岭；但在美国，这个词表示一条水系的整个集水地区，相当于流域。在地形显突的地区，分水岭可能很清楚，例如安第斯山脊线，或者规模较小但更加清楚的斯凯岛的黑库林的山脊（图 43）。在蒙大拿州的冰川国家公园中，著名而又命名恰当的三重分水岭峰（Triple Divid Peak）把流入太平洋、墨西哥湾和哈德孙湾的水分隔开来。中欧的分水岭，我们已经谈过（图 62）。

与之相反的是，许多分水岭模糊不清。例如，比利时西北部的石楠灌丛高原有着非常均一的地表，上面仅仅出现比一般高度高一、二米的不明显的隆起和与之交替存在的浅沼泽洼地。这形成了默兹河和斯海尔德特（the Seheldt）河支流之间的分水岭（ watershed，据分水岭的佛兰芒语名称“Waterschei”命名），比支流仅高 1 米。颇难令人置信的是位于黄石国家公园（怀俄明州）、正好在海拔 2518 米（8260 英尺）大陆分水岭上的伊萨湖的水，既流入太平洋，又注入大西洋。在一个象芬兰湖泊高原那样的地区

（图 100），湖泊和冰碛物杂乱无章地排列，分水岭也同样杂乱无章，顺便提一下，它们的寿命很短暂。最后一个例子，从贾斯珀国家公园加拿大落基山上的哥伦比亚冰原波状起伏表面来的融水，成为三条大河的河源，它们是： 长 1230 公里（765 英里）的阿萨巴斯卡河（流入北冰洋的马更些河的支流）； 流入温尼伯湖并经由纳尔逊河进入哈德孙湾，长 1940 公里（1205 英里）的萨斯喀彻温河；长 1945 公里（1210 英里），注入太平洋的哥伦比亚河。

这进而引伸出一个看法，即分水岭有助于改变其位置，或“迁移”。一侧的降雨可能更多，因此河流流量较大，其河谷下切较快，并且发生分水岭的后退。另外，在地层倾斜因而两侧的坡分别为陡坡与和缓坡的地方，前者侵蚀较快；有时称为“不等坡定律”。分水岭两侧的河流向山脊侵蚀，最后在其轮廓背景上形成可能发育成山口的凹口。

河流袭夺过程 相邻水系的发育，必定导致一条河流变得比相邻河流强壮有力；它逐渐地变成这个地区的“主河”。它之所以达到这种状况，部分是由于分水岭的后退，部分是由于它将一条相邻水系的部分并入它自己的流域，称为河流袭夺。比较强有力的河流的若干支流通过溯源侵蚀使其小分水岭后退；当其基准面较低（由于主河流较为强有力，因此下蚀较深）时，相邻水系的上游便被袭夺，使袭夺河流更加强大。通常，在袭夺地点有一明显的河曲，称为袭夺弯。失去其上游的河流，水量将大为减少，因而对于现有的河谷来说，显得太小，因此有不相宜或不相称河的术语。被袭夺河可能比这还要小得多，以致目前其源头在袭夺点以下有一段距离，留下干口（dry

—gap）或风口（wind—gap）指示其过去的河谷（图 83，86）。

图 85 东巴黎盆地和洛林的平行陡崖区

陡崖概略地用实线表示，崖坡上有晕滃线。字母的含义如下：T－第三纪

（法国的利勒壮年斯低海崖），UC－上部白垩层，MC－中部白垩层，G—上部

海绿石沙，P—波特兰石灰岩，C—珊瑚状石灰岩，O—鲕状石灰岩，L－里亚斯层，M—壳状石灰岩（一种三叠纪壳状石灰岩。）古生代岩石用水平线划表示。上部白垩层陡崖以西的地区为“干香槟区”。陡崖之间是一条条的粘土谷地。

图 86 河流袭夺块状图

河流袭夺容易发生于平行陡崖区，这里的后生河能与顺向河成直角地沿抗蚀力较弱岩带（如粘土）向源侵蚀，因而袭夺相邻河流的上游，形成极为复杂的格状型式。研究一下威尔德地区的大比例尺图，就能看到这种型式。但是，河流袭夺无需特别的构造条件；正如 s.w.伍尔德里奇所说的：“这是河流间名符其实生存竞争中的正常事件。⋯⋯在英国没有河流袭夺痕迹的地区是很少的。”欧洲的例子有由莱茵河袭夺过来的杜河上游，巴黎盆地平行陡崖区的一系列明显的袭夺（图 85），以及图勒附近的摩泽尔河对过去的默兹河上游的袭夺（图 87）。

图 87 图勒峡谷

虽然对过去的默兹河上游（现在摩泽尔河上游）的袭夺无可辩驳，但根据 J.F.L.特里卡特最近的工作，似乎这不是向西溯源侵蚀到牛津粘土谷内的一条活跃的后生河进行袭夺的简单情况。他指出，在第四纪冰期时，大量的岩屑进入目前图勒以上现代的摩泽尔河谷。河谷在很大程度上被岩屑充塞， 结果摩泽尔河被迫东流，汇入现在的默尔特河—摩泽尔河。东流时，河流在原有的通道上切出新的通道，使瓦勒德-拉恩（Val del’Ane）成为被小的不相称河和马恩河-莱茵河运河所占据的“图勒峡谷”。

流域和构造

流域已越来越成为根据形态测量分析和发生学研究所进行的河流地貌学研究的基本单位。前面对水系型式发育的叙述是以原始地表（在上面发育了一个水系）均匀向海倾斜的假定为基础的。假定沉积岩层是相对未受扰动的水平或稍向海岸倾斜的（即单斜构造岩层），这对研究是方便的。

实际上，水系发育于无论在岩性上还是在构造上都很不相同的原始地表。前者无须在这里着重叙述；例如石灰岩在水系发育中的重要性在第 5 章已进行了讨论。构造表面是各种构造活动的产物，它们实际上形成了可以称为原始地形的地形。一旦地壳的一个部分相对地高于另一部分，所有的剥蚀力便开始起作用；当河流适应于构造时，一系列的侵蚀即开始正常地进行下去。

这些原始的构造表面在水系的发育中有两个支配作用。第一，地形的高度、形状和陡度将在某种程度上决定水系型式的特征：它是在高耸的褶皱山地区，一个规模较小但可能有十分复杂褶皱作用的地区，一个四周是断层的高原，一个火山锥，一块广阔、水平的熔岩面，还是穹状褶皱作用或地下的侵入作用所引起的一个穹丘状隆起。第二，复杂的构造通常含有紧密并置、抗剥蚀度不同的岩石。这种差别剥蚀作用能形成河谷的许多细情，特别在河流的早期阶段，尽管它最终会产生与下伏岩石无关的均夷河道。

相对海面变化不仅能在河流的横、纵剖面形态上，而且能在水系型式上

产生广泛的变化。北海和英吉利海峡的形成深刻地改变了西欧的水系，这个水系曾基本上由比较大的原始莱茵河组成，泰晤士河是它的支流。另外，在更新世时期的汉普郡盆地，有一条“索伦特河”沿珀贝克岛上弗罗姆河的路径从西向东流，流入索伦特海峡和斯波特黑德海峡。它既从北部（埃文河和现今南安普敦湾所代表的河流，以及它的支流泰斯特河和伊钦河）又从南部

（怀特岛的梅迪纳河和亚尔河，珀贝克岛的科夫河）汇入支流。但是，这个水系的整个中下游被淹没在水下，淹没的最后阶段是在新石器时代。河流被分叉成一系列分离的水系，其下游形成广阔的浅海湾（普尔港和克赖斯特彻奇湾）和河口湾（利明顿、比尤利、南安普敦湾、汉布尔、梅迪纳）。

协调水系和不协调水系 当岩石类型和构造的一方与地表水系型式另一方之间有明显的系统关系时，这种水系称为协调水系。当水系横切一个地区的总构造线或“纹理”，显示不出与这种构造有系统关系时，则称为不协调水系（图 88）。首先，将叙述在褶皱、穹状和断层构造上发育的协调水系的实例，接着叙述先成和叠置水系的实例（它们通常是不协调水系）。

图 88 协调和不协调水系一例

褶皱构造 在第 2 章褶皱山系一节曾提到，向斜谷并不象所预料的那样常见。常常发生的是，沿向斜流的原纵顺向河将会发育沿背斜坡两侧呈直角流下的若干支流（因此叫做横顺向河）。这些强有力的支流下切迅速，最终可能切开背斜脊部。下列事实对此有促进作用：由于曾受到相当大张力的作用，背斜的轴常常在构造上比向斜的槽微弱。横顺向河最终发育成平行于向斜中原来主河的支流（纵后生河）。这些支流沿着背斜的脊部深切，形成面对面的陡崖，陡崖逐渐向外后退，从而减少向斜谷的面积，因此减弱其中原来纵顺向河的活动。在适当的时候，背斜谷的高度位于向斜谷之下，向斜河流可能消失，向斜的残体成为山脊或山峰（图 89 和照片 14）。

这决不是事情的结束，因为剥蚀在继续下去，尽力破坏向斜脊，并达到准平原面。如果发生重新抬升（这是相当常见的事），那么这个地区的主要河流便沿着过去的背斜线下切，如果抗蚀力强的岩石位于这些背斜之下，河流可能被迫沿倾斜的方向迁移其河道（图 90），因而完全破坏向斜山脊残体， 最终它可能多少沿着原来向斜内纵顺向河线再次占据一个位置。这叫做再顺河，是古代褶皱地区的一个普通地形。在汉普郡盆地的埃布尔（Ebble）河现在占据着一个白垩层向斜，它在一段时期内曾离开原来的现已重新达到的向斜位置，以便循邻近的鲍尔（Bower）白垩背斜，或者沿着沃德杜尔（Wardour） 谷背斜流动。

在海西期的欧洲，可以看到许多再顺河的实例。在爱尔兰西南部，若干条河流占据着原来的

图 89 向斜山的形成

块状图表明，一条水系的发育怎样能通过侵蚀构成背斜核部的抗蚀力弱岩石产生向斜山的过程（参见图 25 和照片 14）。

向斜线，其谷地曾侵蚀到微弱的石炭纪岩石之中。在它们之间，抗蚀力强的老红色砂岩背斜脊

图 90 河流在其河谷中

沿倾斜方向的迁移向海突出，成为边缘是悬崖的岬角。同样，在布列塔尼西部，主要河流是欧讷河，它流向一个谷地（沙托兰盆地）中的布雷斯特湾， 这个谷地是在从前一个向斜的微弱页岩和板岩中割切而成。北面和南面分别是达雷山（Mont d’ Aree）和努瓦尔山（the Montagnes Noires）东西向山脊。实际上，它们是由抗蚀性极强的砂岩和石英岩组成的古背斜的再现，这些古背斜由于被挤进背斜核部、现已出露的花岗岩岩基而变得更加坚硬（图30）。

在北美洲东部的阿巴拉契亚山脉，可以看到褶皱地区受侵蚀的一个最明显的例子。“岭谷区”位于西部受切割的阿勒格尼-坎伯兰高原与高原以东的蓝岭圆形结晶岩山峰之间。这是一个复杂的海西褶皱地区，具有大量不断消失和再现的平行或雁列状排列的背斜。水系通过沿着背斜脊部侵蚀河谷来使自己适应于这些古构造线，因而降低了总的高度，后来在接着发生的侵蚀循环中沿着狭长的微弱页岩和石灰岩带发育其他的河谷。在它们之间，残存着明显长而直的抗蚀力强得多的砂岩和石英岩砾岩岭脊，虽然偶然有横向谷地

（风口和水口）穿过（图 91）。图 92 是阿勒格尼高原边缘背斜谷地的发育之一例。

在复背斜、背斜和穹状褶皱即在不同尺度的长条形穹丘上，发育了一些极有趣的水系型式。发育于这些构造的水系很重要，因为它们涉及穹丘的裂口形成和“蚀顶”，中心部位上覆岩石的蚀去和下伏较老岩石的出露。例如， 沃德杜尔（Wardour）谷就是由于沿着一个背斜蚀去白垩层，因而暴露较老的砂岩、粘土和石灰岩而形成的，此谷中现在有纳德（the Nadder）河，这条河向东汇入索尔兹伯里的埃文河。汉普郡北部的有裂口、受到掘蚀的沙尔本和金斯克利尔穹丘进一步提供了若干实例。皮尤西谷是与崖单面山白垩陡崖邻接的被掘蚀背斜；但是，它没有沿轴流动连续性走向河流，只在西段有向东流然后急剧向南拐弯穿过白垩层边缘的埃文河。布赖地区位于法国北部， 它是上覆白垩层业已被蚀去、呈西北-东南走向的一个背斜，上面现在有贝蒂讷河和埃普特河（Epte）沿着背斜轴部流过。威尔逊地区是受剥蚀的复背斜的典型实例，这是具有或多或少呈西-东方向的若干附属褶皱轴的一个长条形复合穹丘。过去认为，南北向流的顺向河发源于原来覆盖白垩的穹丘侧部； 后成河沿着在较软的粘土和砂岩上侵蚀而成的走向谷发育，除了边缘的陡崖外，白垩都被蚀去。河流袭夺经常发生，风口和水口常可见，因而发育了格状水系。然而仔细加以考虑，问题要复杂得多，这主要是由于叠加了不止一次的侵蚀循环的作用这一事实。在早期的一次循环中，一系列东西向河流削低了背斜，到中新世末时甚至可能形成了准平原。后来，除了这地区中、西部（所谓“威尔登岛”）（Wealden island）以外，紧接着就是上新世期间的一个海侵时期，进一步侵蚀和削平准平原。上新世末，又发生抬升，进一步拱起；新的河流发育，其流向与已削低的构造线成直角，它们向北流入伦敦盆地，向南流入英吉利海峡。同时，它们与走向一致的支流产生了东西向谷地，陡崖显突，分水岭被迁移，发生了许多河流袭夺。

图 91 弗吉尼亚州阿巴拉契亚山脉的“岭谷区”一部分。

谢南多厄河的南北两支流汇合并向东北流，汇入哈珀斯费里附近的波托马克河。注意：（i）深切的曲流；（ii）东北部的废弃曲流；（iii）令人难以置信的平直和连续的岭脊，和（iv）其他岭脊上的水口。

穹窿构造 穹隆状或圆锥状地形是有趣的，因为它们形成向外流即放射状顺向水系。许多巨大的复合火山锥（如富士山、雷尼尔山、胡德山和埃特纳火山）的侧坡冲刷出了许多河道，由于其流域面积有限，因此这些河道不大，但因为坡降陡，却有侵蚀力。随着侵蚀不断进行，锥形受到严重的破坏， 差别剥蚀在火山灰、渣和熔岩上能充分发生作用。喀斯喀特山脉的沙斯塔山和奥弗涅山的多尔山和康塔尔山是壮年切割的实例。如果侵蚀继续下去，圆锥形态将会根本上破坏，仅仅遗留下从前火山管中抗蚀力强的熔岩颈（图31）。

由于火成侵入，在穹隆形地表上出现了另一些水系发育的实例。犹他州亨利山的岩盖水系型前已述及（图 28）。花岗岩岩基上不存在侵蚀系列的初始阶段，因为它们在被“蚀顶”即上覆沉积岩被蚀去时才出露。但是它们一旦作为大面积花岗岩高地而开始显突于周围地区之上时，就将形成一个放射状水系型。坡降是和缓的，但径流迅急；底岩具有抗蚀力，河流在到达高地边缘

图 92 宾夕法尼亚州的背斜谷、猪背岭和切割高原边缘的发育

辛金伦河（Suking Run）是沿一背斜谷的轴流的河流，布拉什山脊是受剥蚀背斜两侧的猪背岭。当凯特尔河袭夺辛金伦河的上游时，形成了风口， 辛金伦河流入一落水洞而消失。

以前，切割得不深，坡降在边缘处增大可能引起更强烈的下蚀和河谷深切，如在英格兰西南半岛的达特穆尔高地和法国中央高原西北部的利穆赞地区。南达科他和怀俄明州的布莱克山（图 93）原来是一个长条形穹丘，中心

为花岗岩体，侧翼为层状岩体，上面覆盖有石灰岩和砂岩层。夏延河及其支流已深切穹丘，暴露出穹丘结晶的中心部分，沉积岩盖层残存于侧翼，成为边缘为单面山陡崖的缓坡高原。河流在穹丘四周呈圆形河道，沿着较微弱的露头流动；这称为环状水系。

断裂构造 断层作用，不管是单个断层还是较宽阔的裂谷，一般都可能决定河谷线和水系的方向和型式。河流发育在断层的碎裂带较脆弱的岩石上；而且可能由于断层的交叉形成“之”字形河道。瀑布通常与断层边缘有关。

先成水系 地壳上升或掀斜运动可能造成呈回春作用形式的广泛河谷变化。这种上升或倾斜可能达到这样的规模，以致能以与上升速率相同的下切维持其河道的前存河流，现在可能出现于与现有构造明显无关的河谷之中； 这叫做先成水系。

叠置水系 另一种极为普通的情况是：一条现在的河流可能与地表构造与岩石类型无关，这是因为在其上发育的地表岩石现已被蚀去，这叫做叠置水系，有时称为叠加水系或上遗水系。

英吉利湖区的河流和谷地在下古生代岩石上呈放射状向外延伸。这些古岩石一度曾覆盖有较年轻的岩石（石炭纪灰岩、新红砂岩，可能还有更年轻的岩石如白垩）。这里接着出现长期的剥蚀作用，同时河流下切其河谷。曾决定水系方向的较新岩石从穹丘较高部分被蚀去，但有一些残留下来，成为环绕边缘的不连续性构架（图 94）。河流在较老的复杂岩石上保持其原有方向，以所有各种角度横切不同的露头；因而，水系的主要型式是业已消失的覆盖层的残遗。德文特河向西流；伊恩河、埃斯克河和达登河向西南流；克

雷克河（the Crake）、利文河和肯特河向南流，伊蒙

图 93 南达科他州布莱克山的受切割穹丘

特河（the Eamont）和劳瑟河（Lowther）经由莱克兰山和奔宁断崖陡峭边缘间有明显河槽的伊登河向东北流。穹丘系沿东西向轴延伸，因而除在西部外， 水系并非真正呈放射状。可以看到这样一个分水岭，它从皮勒经大盖布尔山到埃斯克-豪斯（Esk Hause）、邓曼尔-赖斯（DunmailRaise）和柯克斯通山口直到沙普丘陵的沃斯代尔峰，此线以北是博罗代尔（Borrowd ale）、瑟尔米尔湖、阿尔斯沃特湖和霍斯湖，它们大致向北流，以南是达登河谷、科尼斯顿湖、温德米尔湖和肯特河谷，它们向南流。

格拉摩根郡东部和格温特郡的河流（朗达河、朗达-法奇河（Rhondda Fach）、锡纳河（Cynon）、塔夫河（Taff）、拉姆尼河、锡尔霍韦河（Sirhowey） 和埃布河（Ebbw））以大致南南东方向在边坡陡峭的深谷中流向布里斯托尔湾。它们几乎是呈直角横切煤田向斜及其边缘一系列各种各样的泥盆纪和石炭纪岩层。它们的流向到处都与倾向相反。水系被叠置于覆盖这些构造的倾斜和缓的较新岩层上，较新岩层包括新红砂岩层的红色泥灰岩和里亚斯层的粘土和石灰岩，它们现已被蚀去，虽然它们仍覆盖于邻近的格拉摩根谷。瓦伊河的河道似乎与现在的地表岩石类型毫无关系，因为其河道反复穿过老红砂岩、石炭纪灰岩和煤系的露头。

图 94 英吉利湖区地质剖面示意图

在汉普郡盆地，河流（如主岛上米恩河、泰斯特河和埃文河（图 95）和怀特岛上的梅迪纳河）以明显不协调的方式横穿阿尔卑斯时期的东西穹状褶皱。据认为，这个地区原来的水系是呈西东方向，并非南北方向，但是在始新世和早更新世时期，达 200 米（650 英尺）高度的一次海侵导致由于海浪作用而削平穹丘脊，使现有水系的开始发育。目前顺向河流的重新定向，发生在海退以后的更新世时期，这些顺向河流完全沿着被抬升了的老海底的坡度发育，基本上与重要的褶皱无关。

默兹河在沙勒维尔和那慕尔之间流过阿登高原，其河谷与海西构造的走向相垂直。这条河发育于原先存在但现已几乎完全被蚀去的白垩纪和新生代岩面盖层上，因而河谷切穿了下古生代石灰岩、砂岩石英岩，在多处地方形成一条在阿登高地表面以下 90－150 米（300—500 英尺）的曲折的峡谷。默兹河的支流——莱斯河、乌尔特河和昂布莱沃河是同样叠置的河流，但是其河道表现出后来对构造的适应；纵断面在抗蚀力较弱的上泥盆纪页岩上发育而成，残留下抗蚀力较强的砂岩脊。

从这里，形成了一个概念，即在由河流自身的近代冲积物（部分也可能是海洋成因）组成的平原上的河流，可能由于海平面下降而被叠置于下伏的坚硬岩石之上，这叫做自顺向。例如，构成比利时斯海尔德水系的各条河流

（利斯河、斯海尔德河、登德尔河、塞讷河、迪莱河（Dyle）和代默尔河） 形成在安特卫普以上向河口汇集的格状型式。它们的上游河道是从西南到东北走向，大致平行于北海海岸，这种型式原来是在上新世海底逐渐出露时形成的，是一系列独立的顺向河流。佛兰德平原和中比利时低高原的许多自然特征是这些河流在第四纪时期侵蚀的结果；河谷极宽，不可能由目前大小的河流所形成。除了在佛兰德平原和布拉班特丘陵上孤立的分水岭盖层以外，

这次侵蚀几乎完全蚀去了表面冲积层和较新的新生代沉积物，因而暴露了较老的新生代岩石如始新世佛兰德粘土和上新世砂岩。在中比利时，侵蚀更深， 有些河谷，特别是塞讷河和迪莱河的河谷露出了寒武纪和志留纪岩石。

接着要指出，与构造不相一致是水系叠置史的一个非常重要的征兆。但是不应认为所有的不协调河流都是叠置河，因为不协调能通过先成作用、通过冰川改道、甚至偶然通过河流袭夺产生。也不应认为叠置水系总是不协调的。例如，北唐斯的河流如莫尔河和梅德韦河，似乎在其大的河道断面处直接而明显地顺应着白垩和新生代岩石的倾向。然而，对这个地区的详细研究表明，这些河流与汉普郡盆地的同类河流一样，在上述上新世一更新世时期覆盖大部地区的海退以前并不存在。它们也是从位于一海洋均夷面的薄层海相沉积物（现已由于剥蚀作用而大部分被蚀去）上叠置的河流。

图 95 汉普郡盆地的叠置河流

先成叠置作用（Anteposition） 可能会发生这种情况，即一条河流现在的河道和河谷是叠置作用和先成作用共同的产物，因此，提出了先成叠置作用的术语。这适用于阿巴拉契亚的河流中的几条河流；特别适用于科罗拉多河。这条河从科罗拉多州的融雪补给的源地流入加利福届亚湾，在长期抬升期间，它保持着自己的河道，向下深切，特别是在大峡谷（图 71，照片 58）。但是大峡谷表面的岩石在时代上属二叠纪。当河流使自身上叠于景观的时候，所有中生代和较年轻的岩石都已被蚀去。