二、暴流地貌

典型的暴流地貌是由三大部分组成：即沟谷、集水盆和扇形地。

（一）沟谷

沟谷是暴流侵蚀所成的槽形洼地，小的仅长十余米，大的可达数十公里。在沟谷发育过程中，除流水冲刷外，跌水、涡流和重力崩塌等都起着重要作用。当流水沿沟床侵蚀时，松软地段被蚀较深，产生凹坑，在它的上方出现小陡坎和小跌水。跌水的重力作用使凹坑冲刷受到加强，它不但冲碎和带走土壤，而且形成较深的囊状瓯穴。穴中湍急的涡流一方面带动着未搬走的沙砾把瓯穴迅速磨深，另一方面掏蚀瓯穴的周壁和底部壁，使它扩大。当穴壁向源后退和上下游瓯穴合并之后，沟谷也就加深和延长了。沟谷的伸长速度通常在松散土层上较快，每年 3～4 米，而在粘土层较慢，每年仅 1～2 米（表4－5）。

沟谷的扩宽是由于暴流的侧蚀，特别是在沟谷弯曲的凹坡处，冲蚀和掏蚀作用尤其明显。另外沟坡的重力崩塌和下滑也是沟谷扩宽的重要因素。

按沟谷的大小和发育形态，可分为四种主要类型：即细沟、切沟、冲沟、坳沟（干谷）。

表 4－5 侵蚀沟的增长率

据沈玉昌等：《河流地貌学概论》，1986。

由暴流所成的沟谷，最初是一些浅小的细沟（图 4－10）。深度和宽度不及半米，两坡没有明显的沟缘，纵剖面与坡面大体一致。细沟进一步发展， 下切加深，形成切沟。切沟的宽、深均可达 1～2 米；横断面呈 V 形，沟缘较

明显；纵剖面与坡面不一致，沟床多陡坎和跌水。

切沟进一步下切加深，沟壁经常崩塌，沟槽不断加宽，形成冲沟。冲沟的规模要比切沟大得多。长度可达数公里至数十公里，深度达数米至数十米不等。谷坡陡峭成小峡谷状，纵向谷底十分陡急，常有跌水和瓯穴。冲沟的沟头迅速向源头推进和扩大时往往成为集水盆。由许多冲沟及沟间地组成的支离破碎的地貌称为劣地。

当冲沟进一步发展，沟坡崩塌后退，沟谷进一步扩宽，沟底也有较厚层堆积物，形成宽而浅的谷地，称为坳谷，又叫干谷。坳谷的横剖面为浅而宽的 U 形，沟缘呈浑圆状。坳谷易集水，常开垦为耕地。如南方丘陵地区中的“坑田”就是在这种坳沟基础上开辟出来的水田。

冲沟发展的另一个方向是沟床进一步下切，当下切到潜水面（地下水面） 以下并得到地下水的补给时，冲沟就演变成为小河谷。

沟谷（又称侵蚀沟）是土壤侵蚀的主要形式之一，许多地区均以沟谷的覆盖度作为水土流失的指标之一，以广东为例：沟谷占坡地面积＜5％是为片状流失，占 5％～35％是为沟状流失，占 35％～50％以上是为崩岗流失。

（二）集水盆

集水盆是位于沟头的小型盆地。由于沟头的集水量大，冲刷力较沟谷中下游强，加上周壁崩塌作用，所以它迅速向四周扩大，成为盆地状。

发育在华南丘陵台地上的集水盆，是水土流失最严重的地形，其规模很大，有时可使丘陵蚀去一半以上，这种破坏性很大的集水盆俗称“崩岗”或“崩口”。

崩岗的发展，可向上游穿过丘陵的分水岭，与相对山坡发育的崩岗互相沟通，形成丘陵中的新坳口。我国南方丘陵地的分割，往往是通过上述方式实现的。

崩岗具有发展迅速、密度大和侵蚀大等特征。如广东清远市 1982 年一次大暴雨可产生崩岗 15 万处，崩岗周壁的后退速度为 17.8～50 厘米/年（广东德庆县）。崩岗密度最大可达每平方千米 11 个（德庆）。侵蚀模数平均为

11 万吨/平方千米·年，最大为 37.5 万吨/平方千米·年。在北方黄土高原

区的侵蚀模数，最大可达 30000 吨/平方千米·年。相比之下华南崩岗的侵蚀量比黄土区大，因此它是水土流失最严重的方式。

造成华南崩岗发达的原因，与当地风化壳厚度大（＞20 米）及其质地疏松、雨量多而强度大以及人为破坏植被等有关。

（三）扇形地（洪积扇）

沟谷出口处堆积了由暴流侵蚀的物质，平面形状如扇形，故名。由于沟谷暴流出山后，坡度骤减，流速降低，加上暴流出山后水流分散成放射状， 单宽流量减小，促使暴流搬运能力大大削弱，因而在沟口处堆积大量泥沙和砾石，形似扇状的地貌（图 4－11）。扇形地在山地的沟谷出口多能见到， 规模大小与搬运的物质数量成正比。面积较小的扇形地只有数百平方米，表面坡度较大，中下部为 5°～10°，顶部可达 15°～20°，形态似半锥体， 所以这种扇形地又称冲出锥。

在干旱与半干旱地区，山区大量冰雪融水或暴雨，形成的暴流流量很大， 加上干旱气候条件下山地物理风化作用强烈，地表植被稀少，暴流的输沙量

大为增加；因此，出口处形成的扇形地规模很大，表面坡度较小，上部一般为 6°～8°，至边缘部分只有 1°～2°，形态比较扁平，称洪积扇。其面积数十平方公里至数百平方公里不等，扇顶与边缘高差可达数百米。

扇形地的发育是经过多次堆积来完成的，而且按沟谷水文特性进行。当暴流下切力和沟床阻力相等时，沟床不会受到侵蚀或堆积，这时的沟床比降称为安定比降（Jo）。最初洪水出山后，水流并未分散，只是比降减小，水流变慢，所发生的堆积是顺着沟谷方向延伸，形成长条形扇形地。

经过第一次洪水堆积后，扇形地上沟床填高，长度增加，比降变小。第二次洪水来

时，由于原来沟床的安定比降小，故洪水排泄不畅而发生泛滥，水流沿着扇形地两侧开辟出新的沟床和堆积出新的扇形地。因为扇形地两侧的坡度大， 故新沟床比降也大，这种洪水期的安定比降又称为泛滥比降（Jd），显然， 泛滥比降大于安定比降：Jd＞Jo。以后新沟床的泛滥比降逐渐减小，以至 Jd=Jo时，下次洪水又因挤拥而再次泛滥和形成更新的沟床及泛滥比降。如此经过反复多次的泛滥和堆积之后，最终形成了由多个扇形地组合成的完整的半圆形扇形地，此时在它上面的所有沟床都具有安定比降的特点。

扇形地的组成物质分布很有规律，自扇顶到边缘可分三个岩相带：①扇顶相，又称内部相、粗粒相，是粗略平行的透镜状层理的巨砾、砾石层，空隙中有砂、粘土混杂充填，分选差，砾石磨圆度也不好。②扇形相，位于中部，是夹砾石、砂透镜体的亚砂土、亚粘土层。砾石呈倾向上游的迭瓦状构造，磨圆度较扇顶相稍好。③滞水相，或称边缘相，位于洪积扇的边缘部分， 沉积物以亚砂土、亚粘土和粘土为主，偶夹砂及细砾石透镜体，具有近平行的斜层理。这里是地下水溢出带，形成地表滞水，在干旱区常为人口密集的绿洲所在。

上述三个相带是逐渐过渡的，而且每次洪水出现时相带的位置也是移动的，所以在剖面上呈交错状态。

洪积扇在新构造运动影响下，会发生明显的变形。洪积扇形成后，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，形成垒叠式洪积扇。有时新洪积扇会嵌入老洪积扇的内部，老洪积扇被切割成洪积阶地；几次间歇性上升，可造成几级洪积阶地。如果上升的规模、幅度都比较大，老洪积扇也随着抬升， 那么，它的下方将形成新的洪积扇，新、老洪积扇呈串珠状。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，并形成不对称侧叠式的形态。所以，根据洪积扇的变形，可以了解新构造运动的性质和强度。

在山前地区几个相邻的洪积扇连接后，可能联成整片的扇形地平原，即山前（足）平原。因其有较大倾斜度，故又称山前倾斜平原。它在我国天山南、北麓，昆仑山和祁连山的北麓都非常发育。