三、河流地貌

（一）河谷的发育

河谷是由河流作用造成的长度远远超过宽度的狭长形凹地。河流在陆地表面分布很广，特别在湿润地区更为普遍，因此河谷是最常见的地貌形态。河流可分为山地河流和平原河流。通常，较大河流的上游都属山区河流，而下游则多为平原河流。山区河流有明显的河谷形态，有些平原河流河谷形态不明显。河流的上游，谷地窄深，多急流瀑布；中、下游谷地宽展，河漫滩发育；河口段形成三角洲或三角港。

河谷包括谷坡与谷底两部分（图 6－7）。谷坡即河谷两侧的斜坡。谷坡上有时发育河流阶地。谷底通常可分为河床和河漫滩两部分。谷坡的塑造除受河流作用以外，还受风化、重力、坡面流水和沟谷流水等作用。而谷底的塑造主要受河流作用的控制。因此，河谷是以河流作用为主，并包括坡面流水和沟谷流水等长期作用的产物。

在河谷发育的初期，其纵剖面的坡度较大，河流以下蚀为主，谷地深切成 v 形谷或峡谷（图 6－8a）。在河谷发育过程中，河流下蚀的另一种表现就是溯源侵蚀。它一方面通过源头沟谷向分水岭推进而使河谷伸长，另一方面通过河谷纵剖面上陡坎的后退侵蚀而使河谷加深。但是河流下蚀深度并不是无止境的，它受到一个水平面的控制，这个水平面就是海平面，称为河流侵蚀基面。大多数河流都注入海洋，所以海平面就成为这些河流共同的基面，称为普遍侵蚀基面，简称基面。一些湖盆、河流汇口、河流上的坚硬岩坎和堤坝等，对某些河流或河段起着局部的、暂时的控制下蚀的作用，这些地段称为局部侵蚀基面。

由于河流总有一定的弯曲，因此，在下蚀过程中必然会有旁蚀，在凹岸进行冲刷，凸岸发生堆积，这样就形成连续的河湾和交错的山嘴（图 6－ 8b）。由于水流前进的方向是与河岸斜交的，因此，河湾不仅向两侧扩展，而且向下游移动，终于切平交错山嘴，使谷地变宽；与此同时，谷底也发生堆积，形成河漫滩。这时，河谷从峡谷变为宽谷（图 6－8c）。

在一般相当长的时期内，如果没有地壳运动的干扰或海平面和气候的变化，河流的长期下蚀，可使河谷纵剖面坡度愈来愈小，河流由下蚀转化为以旁蚀为主。河谷发育到最后，河流的侵蚀和堆积作用就达到了相对平衡状态，即达到蚀积平衡。这时，河谷纵剖面便成为一条平缓的凹形曲线，即平衡剖面。这是从宏观方面来看的。实际上，河床上有深槽和浅滩相间分布，纵剖面上的形态总是呈一系列波状起伏状的。形成平衡剖面的因素不只是流速和坡度，还有其他许多自然因素和人为因素。这些因素都有调整河流的侵蚀、搬运和堆积的作用。所以平衡剖面只是在准平衡状态范围内左右摆动着。

河流平衡剖面的研究不仅有理论意义，而且有实用意义，它有助于人们预测在改造河流过程中将会产生的后果。

（二）河床与河漫滩

河床与河漫滩都位于河谷的谷底。河床是指河流平水期河水占据的河槽；而河漫滩是指洪水时期为洪水淹没的河床侧旁的谷底部分。广阔的河漫滩平原是一种冲积平原或泛滥平原。

深槽与浅滩深槽与浅滩是常见的河床地貌。在平原冲积性河床上，由于河床水流能量的集中与分散是沿河更替进行的，因此，水流的侵蚀与堆积作用也是交替进行的。这样，沿河就交替分布着深槽与浅滩。如在弯曲河床上，深槽位于弯段，浅滩位于过渡段（图 6－9）。据统计，相邻浅滩的间距为河宽的 5—7 倍。

山区河流中深槽与浅滩的分布，还受岩性和构造的影响。如岩石软弱或破碎处，可发育深槽，反之，可形成浅滩。

边滩与河漫滩边滩多位于弯曲河床的凸岸，在枯水期常露出水面。边滩可发育成为河漫滩。

边滩是环流作用的产物。当水流通过弯道时，在惯性离心力的作用下，水流趋向凹岸，使凹岸水位抬高，从而产生横比降及横向力。这种横向力从水面到河底相同，但由于惯性离心力引起的横向力却向河底递减，这样就产生表流向凹岸和底流向凸岸的横向环流。横向环流在河流总流向的影响下前进，构成弯道中的螺旋流（图 6－10）。在环流作用下，凹岸及岸下的河床受侵蚀，使岸坡发生崩塌而后退，同时形成深槽。被蚀下的物质，由底流带到凸岸，一部分堆积下来形成小边滩（图 6－11a）。边滩的出现，又促进环流运动，使边滩进一步发展。随着旁蚀的不断进行，河谷逐渐增宽，边滩也

不断扩大，在过去曾是河床的地方，也为边滩所占，出现了一块由冲积物组成的大边滩（图 6－11b）。但这时河谷仍较窄，洪水时期水位上升快，流速大，在谷底只能形成推移质泥沙的堆积，而悬移质泥沙则仍被水流带往下游。以后谷底进一步加宽，河床内外的水文条件产生了显著的差异，洪水时期，在河床以外的谷底，水层减薄，流速大大降低，水中大量悬移物质就在那里堆积下来。因此在大边滩的粗粒推移质冲积物（又称河床相冲积物）上，就盖上了比较细小的悬移质冲积物（又称河漫滩相冲积物）。这样，边滩就发展成为河漫滩（图 6－11c）。随着河谷不断加宽，河漫滩也将不断扩大。这种河漫滩可称为曲流型河漫滩（见图 6－8）。另外，还有一种是由心滩或江心洲演化而成的河漫滩，称心滩型河漫滩。

河漫滩滩面多向河谷的谷坡或阶地方向微微倾斜，沉积物也由粗变细。河漫滩的内部物质结构可以明显地分为上、下两层：下层为较粗的河床

相冲积物，通常为砾石与砂层，是河床侧向移动过程中堆积下来的；上层是较细的河漫滩相冲积物，通常为粉沙、粘土或亚粘土，是洪水期的泛滥堆积物。冲积物的这种结构，称为二元结构或双层结构（图 6－11c）。

由于河床的平面移动及水量的季节变化，河床相与河漫滩相冲积物的组成也是有变化的。在河床相冲积物中，一般是下部物质较粗大，具有不规则的斜层理和透镜体，砂、砾的分选也较差；上部的物质较细小，层理较规则，多斜层理、交错层理，斜层理倾斜方向多数朝向下游。河漫滩相为洪水泛滥的悬移质沉积物，几乎呈水平地覆盖在河床相冲积物之上，一般表现为有微小起伏的水平层理。

在有松散堆积物的平原或河漫滩上，由于河流在凹岸不断侵蚀，凸岸不断堆积，使河流愈来愈弯曲而形成能自由摆动的河曲（曲流），称自由河曲。如长江的下荆江段，自由河曲就非常典型（图 6－12）。

在自由河曲的发展过程中，上下凹岸间的曲流颈逐渐被河流旁蚀而变窄，曲流颈一旦被洪水冲决，就产生自然的裁弯取直，被裁去的河湾与河流隔绝，形成牛轭湖（见图 6－12）。

原来的河曲由于地壳上升，河流切入基岩，而变为深切河曲（图 6－13）。曲流颈除河流

的旁蚀使其宽度逐渐变窄外，同时还受两侧沟谷的侵蚀，使其高度不断降低，形成一个明显的垭口。在洪水期间水位上涨，河水漫过垭口，将曲流颈切通，使原来的河曲变为废弃河曲。被废弃河曲所环绕的山嘴，称离堆山。四川嘉陵江发育的深切河曲和离堆山便是典型的例子。

心滩与江心洲心滩位于河心。心滩的进一步发展便成为江心洲。

心滩的形成往往与复式环流作用有关。由于河床横剖面形态多不规则，水流往往被河床地貌分离成两股或数股主流线，因而形成复式环流。在河底受两股相向的底流作用的地段，被流水推移的泥沙就在那里堆积下来，逐渐形成心滩（图 6－14）。心滩继续堆积淤高，并高出中水位以上，洪水泛滥时，在顶部可盖上悬移质泥沙，便成为江心洲。江心洲比江心滩规模大，经常出露在水面以上。如长江下游河床中有许多巨大的江心洲。

边滩与心滩在一定条件下是可以互相转化的。边滩被水流切割后可形成心滩；心滩侧移并与河岸相连，则成为边滩。河床中出现心滩或江心洲时，河床水流分汊成两股或多股，即形成分汊河床。若分汊河床消亡，江心洲则与河岸或与河漫滩相连接，成为河漫滩的一部分。

由于河流的不断作用，在河床和河流两岸常发生一系列的变化：岸边的崩塌和堆积，深槽和浅滩的移动，心滩和江心洲的变迁，汊河的衰亡和新生，河曲的发育等等。这些变化常给沿岸的港口、码头、堤防、耕地和城镇，以及航运等带来一定的影响。

（三）三角洲

河口三角洲河流注入海洋或湖泊处，常形成平面上呈三角形的堆积体，称三角洲。

入海河流的河口区是指河流与海洋相汇合的河段。这里受河流和海洋两种力量的相互作用，使水流的流向、流速有着复杂的变化。随着涨潮和落潮的变化，在潮流界（涨潮时溯江流所及之处）以下，水流交替改变着流向。在潮流界以上，涨潮时使水位壅高，水面比降减小，流速减慢，发生堆积；落潮时，水位迅速下降，水面比降增大，流速加快，发生冲刷，因而侵蚀与堆积变化较大。通常在潮流影响的范围内，河流因受潮流阻滞，最易形成心滩和江心洲，使河流发生分汊。在河口的口门处，因水流扩散、流速减慢以及咸淡水相遇时引起的絮凝沉积，使泥沙大量沉积，形成沙坝、浅滩等堆积体。这些堆积体称拦门沙。由于各年之间以及年内各季节的来水来沙条件不同，拦门沙的高程和位置也不完全固定。拦门沙的发生和演化，对航运有较大的影响。

河口三角洲是在河流和海洋的共同作用下，以河流挟带的丰富泥沙为主，并在河口地区的陆上和相邻的水下形成的堆积体。快速沉积作用是三角洲沉积的基本特征。因此，三角洲沉积体向海方向延伸，形成三角洲平原。三角洲沉积从平面上和剖面上都可以分为三个带。从平面上看，由陆向

海依次出现三角洲平原带、三角洲前缘带和前三角洲带（图 6-15）。

三角洲平原带：这带为三角洲的陆上沉积部分，由河流沉积物组成。河流到达下游常形成许多分流，呈放射状向海方向伸展。三角洲上河流分汊的原因，主要是由于在河口处有大量砂质沉积物沉积下来，形成河口砂

坝，河口两侧形成水下天然堤，因而使河流分流（图 6－16），促使三角洲进一步向海外增长。另外，在河流下游区，天然堤容易发生决口，使河水流出决口寻找最短途径入海。这是产生新分流的另一个原因。三角洲平原上的沉积环境和沉积类型多种多样，主要有下面几类：

分流河床沉积——以沙质沉积为主，较中、上游河床沉积要细，发育大量斜层理。

天然堤沉积——比河床沉积要细，以细砂和粉砂为主，近河一侧较厚较粗，远河一侧较薄较细。

决口扇沉积——洪水期间，河水溢出河床，淹没河间低地，形成泛滥平原，沉积泥质沉积物和大片薄层砂层；有时冲裂天然堤，产生决口扇，沉积大片的席状砂层。

沼泽沉积——在三角洲平原上分流河道之间的低地，以及靠海的边缘部分，一些浅的海湾、潟湖和湖泊，初为泥质沉积，不久就长满植物而形成沼泽。

三角洲前缘带：这带呈环状分布。由于这里地处海岸带，河流带来的沉积物经过海洋的作用，形成分选好、成分纯净的砂质沉积物集中带，其中可分为两类：

分流河口砂坝——河流带来的砂质物质在河口处因流速降低堆积而成河口砂坝。砂粒主要集中在砂坝顶部。

三角洲前缘席状砂——分布在三角洲前缘的边缘部分，是河口砂坝受海水作用重新分布的结果。

前三角洲带：沉积物为富含有机质的泥质物质，呈暗色，具细纹理，含水量高达 80％，是良好的生油层。它是由河流搬运来的粘土悬浮物质和胶体溶液在海底沉积而成，属海相沉积。

在三角洲纵剖面上，各种沉积的分布也很明显。如图 6－15b 所示，居于最底部的是最细的前三角洲泥，其上覆盖三角洲前缘砂质带，最上面是三角洲平原上的河流沉积、沼泽沉积。

根据三角洲的形态特征，可分为下面几种类型：

鸟足状三角洲：此类河口均为弱潮河口，河流作用占主导地位。河流分为若干分流入海，各分流河口泥砂迅速堆积，形成较长的向海伸出的堆积体，岸线十分曲折。伸出体之间的凹入海湾，淤泥沼泽分布宽广，成为滥泥湾。整个三角洲形态有如鸟足。砂质体多循分流河口的河床发育，与海岸垂直，称为指状砂坝。砂滩及砂堤则较少。美国的密西西比河三角洲发育最为典型（图 6－17）。
尖头状三角洲：三角洲以一个明显的尖嘴向海凸出，反映河流作

用仍居相对优势，但海洋作用也较强。岸线较为平直，沿岸发育有较大的砂嘴（或砂堤）。如西班牙的埃布罗河三角洲就是尖头状三角洲（图 6－18）。

长江三角洲亦属这种类型，但形态不很典型。长江入海泥砂受岸流和波浪的作用，在河口南北分别形成了明显的砂嘴。江南的砂嘴，在考古上称为冈身地带，位于上海以西，宽约 5—8 公里，为古代人民所居住的高地，其上有新石器时代至隋唐时代的许多遗址和墓葬，著名的马桥文化遗址就在这里。

扇形三角洲：河流与海洋动力强度大致相等。这类三角洲虽有河流堆积所形成的向海凸出的弧状堆积体，但海岸线已受波浪塑造成为圆滑形状，沿海有连续的砂堤或堡岛，海岸基本上为砂堤或堡岛所封闭，如非洲的尼罗河和尼日尔河三角洲（图 6－19）。
多岛型三角洲：在潮汐作用较强的地区，三角洲的形态主要受潮流作用的控制。其特征是一些分流河口多成喇叭状，有落潮流所带出的泥沙在口门外的海底堆积，成为与落潮流大致平行的长条形砂坝，即潮流砂坝。当波浪作用增强时，也可在潮沟之间形成一些海滨堤岛，如湄公河三角洲就属于这一类型。

另外，在强潮海岸，潮汐起侵蚀和破坏作用，其河口一般无三角洲发育，我国浙江和福建沿海，潮差很大，一些河流如钱塘江、闽江等，河口都形成三角港（三角湾）。

洪积扇洪积扇是指暂时性或季节性洪流在山谷出口处形成的扇形堆积地貌。主要发育于干旱或半干旱地区，往往由多次洪流过程形成。洪流流出谷口后，因比降显著减小，水流分散、下渗和蒸发，于是流量大减，携带的物质大量堆积下来，形成扇形堆积体。

洪积扇近扇顶表面坡度约 5°—10°近边缘部分减小到 1°—2°。扇体由洪积物组成。其物质结构取决于山地洪流的水文特性。扇顶部分的物质较粗，主要是砂砾，分选较差，偶夹砂质透镜体。随着水流搬运能力向边缘减弱，堆积物逐渐变细，分选也变好，一般多为砂、粉砂和亚粘土、粘土，常夹有较粗物质的透镜体，出现近于水平的层理。扇体中的砾石，磨圆度较差，但有向上游倾斜的现象（图 6－20）。在扇体的边缘，常形成沼泽，这里出露的泉水，可用以灌溉，成为干旱区的绿洲。

典型的洪积扇多半是干旱区水文变幅较大的山地河流形成的。至于水文变幅较小、规模较大的河流或较湿润区的河流，多半形成冲积扇或冲积-洪积扇，扇体表面较洪积扇平缓，组成物质为冲积物或冲积-洪积物。实际上，洪积扇与冲积扇之间，没有明显的界线。因此有人把上述扇形地均称为冲积扇或冲积-洪积扇。一系列扇形地经不断扩大和相互联结，可形成山前（或山麓）冲积-洪积平原、冲积平原等堆积体。

扇形地形成后，若地壳上升或气候变化而使河流发生下切，扇形地可被

切割成为各种扇形地阶地。

我国在很多山麓地带，分布着不同规模的扇形地。在扇形地之间，水源比较丰富，常成为良好的农业生产地区。

上述的大河流中下游广阔的河漫滩平原和湖河平原，河口三角洲平原，以及山前和山间

盆地的冲积-洪积平原等，均可统称为冲积平原。

冲积平原的形态与物质结构主要取决于河流的特性。由于河流不断泛滥，粗粒物质首先在沿河地带堆积，而较细物质被带至较远的地方堆积下来，使沿河两岸往往形成由砂、粉砂质构成的略为高起的天然堤，而河间地带地势相对低下，常有湖沼分布，这里的组成物质多为亚粘土、粘土和湖沼沉积。

若河床不断加积，天然堤逐渐增高，同时由于人类活动，如筑堤防水，这样堤内河床进一步堆积抬高，于是河床显著高出两岸，形成“地上河”，如我国黄河郑州以下河段。一旦洪水冲决人工堤防或天然堤，就形成决口扇，使河流改道，原来的河间低地为河流所占据，形成新的河床和天然堤，并逐渐堆积加高，使废弃河道和老的天然堤相形低下，或逐渐埋没于粘土、亚粘土和湖沼堆积之下，使冲积平原的形态与结构复杂化（图 6－21）。平原中往往粗细物质相间成层，其中古河床的砂层或砂砾层为丰富的含水层，河漫滩沉积的粘土层为相对的隔水层。所以冲积平原的形态特征与物质结构的研究，对农业生产和地下水的探测，具有重要意义。

（四）河流阶地

原先河谷的谷底，由于河流下切侵蚀而相对抬升到洪水位以上，呈阶梯状顺河谷分布于河谷两侧，即为河流阶地，简称阶地（图 6－22）。

阶地由阶地面和阶地坡组成。前者是原先河谷谷底的遗留部分；后者是后期河流下切而成。两者共同反映河流阶地的形成过程。阶地的高度一般指相对高度即阶地面与河流平水期水面之间的垂直距离。河谷中常有多级阶地，其中高于河漫滩的最低一级阶地，称第一级阶地，或可简称为一阶地；向上的另一级阶地称第二级阶地，或二阶地：依次类推。

河流阶地的类型可以根据不同原则来划分，根据阶地的组成物质和结构，可分为三类：侵蚀阶地、堆积阶地和基座阶地。

侵蚀阶地多由基岩构成，没有或很少有冲积物覆盖，所以又称石质阶地。侵蚀阶地多发育在山区河谷中，由于当时水流流速大，侵蚀力强，所以很少沉积。这种阶地的阶地面是河流长期侵蚀而成的切平构造面。
堆积阶地阶地全为河流冲积物所组成，在河流中下游最为常见。它的形成过程，首先是河流侵蚀展宽谷地，同时发生大量堆积，然后河流下蚀

形成阶地，唯后期的切割深度，一般不超过冲积层的厚度。

基座阶地阶地上部由冲积物组成，下部为基岩的阶地称为基座阶地。它主要是由于后期河流下蚀深度超过了原冲积层的厚度，切至基岩内部而成的。这种阶地分布相当广泛。

阶地形成的原因主要有构造运动、海面变化和气候变迁等。构造运动是指新构造运动而言。由于地壳上升，原河谷相对抬升，河流比降增大，河流发生强烈下切，原先的谷底被河流切开，并相对抬升而成阶地。地壳上升量大，则阶地高度就大。地壳上升往往是间歇性的，在稳定时期，河流以旁蚀和堆积为主，上升时则以下蚀为主，这样就形成多级阶地。同样，海面下降，引起河流下切溯源侵蚀，也能形成阶地，相反，如果地壳下降或海面上升，则形成堆积平原，并埋藏原先的河谷或阶地。这种河谷和阶地，分别称为埋藏河谷和埋藏阶地。气候变迁主要反映在河流水量与含沙量的变化上，从而影响到河流的侵蚀与堆积过程。在晚近地质时代中，世界不同地区有过干旱与湿润、寒冷与温暖（冰期与间冰期）多次气候更替。当气候变得干旱时，河流水量减少、搬运能力就减弱，同时由于植被减少、物理风化增强，易于冲刷，从而增加了河流的流域来沙量，使河流产生大量堆积。当气候转为湿润时，河流水量增大，同时，流域内植物繁茂，含沙量相对降低，河流下蚀，形成阶地。这种由于气候变迁形成的阶地，称为气候阶地。

（五）河谷类型与河流劫夺

河谷类型根据河谷发育与地质构造的关系，可将河谷分为顺向河

（谷）、次成河（谷）、逆向河（谷）、先成河（谷）与叠置河（谷）等类型（图 6－23）。

顺向河（谷）顺着原始地面、构造面发育的河谷，称为顺向河或顺坡河，如在海退后出现的海滨倾斜平原或火山锥上发育的河谷；在背斜或向斜两翼顺着岩层倾向发育的河谷（横顺向河谷）；沿着向斜槽发育的河谷

（纵顺向河谷）等。

次成河（谷）顺向河谷发育后，地面岩层受到破坏，其支流往往沿着背斜两翼或轴部新出露的软弱岩层，以及构造破碎带发育的河谷，其形成时代往往较顺向河为晚，称为次成河谷。它包括背斜谷、单斜谷和断层谷。
逆向河（谷）次成河进一步下蚀，在逆着岩层倾向的斜坡上，也发育一些河谷，它们多流入次成河谷，其流向与岩层倾斜方向相反，称为逆向河。
先成河（谷）一条河流形成以后，如果在流域内发生局部的地壳上升运动，而河流下蚀速度又大于地壳上升的速度，所以河流仍能切穿上升部分，保持原来的流路。由于该河的发育早于隆起构造，故称先成河。
叠置河（谷）在一个构造较复杂的基岩面上覆盖有一定厚度的松散堆积物，河流原先在松散堆积物上流动，后因流域内地壳整体上升，河流

不断下切，基本上还保持原来的流路切入基岩之中，这种与地质构造不相符合的河流，是继承了发育在松散堆积物上的古河流的位置刻蚀下来的，故称为叠置河。

河流劫夺（袭夺）两条相邻河流或水系之间的分水高地，即为分水岭。有的分水岭是在山脊，有的在高原上，有的在平缓起伏的平原上。分水岭两侧坡度有对称的，但大多数是不对称的。

使分水岭发生移动的原因很多，其中最主要的是侵蚀基面的高低及其所处的位置。分水岭一侧距侵蚀基面较近，且基面的位置较低，则该侧的下蚀速度和溯源侵蚀较快，使分水岭向另一侧移动。此外，分水岭地区的地质、地貌情况也对分水岭的移动有一定的影响。如在年青褶皱山的褶皱两翼不对称；有些次成山岭中顺岩层倾向的山坡与反岩层倾向的山坡的不对称。这些分水岭两坡的不对称，常引起较陡的一坡向另一坡移动。岩性较软弱以及节理、断裂较发育的山坡，被侵蚀破坏快，分水岭易向另一侧移动。

在溯源侵蚀的情况下，河源逐渐向分水岭伸展，并切穿分水岭，导致河流的劫夺（图 6－24）。河流劫夺以后，形成劫夺河与被夺河。被夺河的下游，因上游改道，源头截断，称为断头河。在这些河流上，可产生一系列地貌特征。

劫夺河：在发生劫夺的地方，河道突然转弯处称为劫夺弯。由于劫夺河位置较低，在劫夺点上下段，河床高差较大，常形成裂点、急流。劫夺河因水量增大，下蚀作用加强，多形成阶地或谷中谷。
被夺河：由于劫夺弯附近产生裂点，裂点逐步上移，使被夺河上亦产生阶地或谷中谷。

被夺河与断头河之间，原为过去被夺河的河谷部分，河流劫夺后，这里就成为分水地带，称为风口，风口以下即为断头河。

我国河流劫夺的实例很多，如四川西部的大渡河，原南流由安宁河注入金沙江，现改向东流，注入岷江，现在大渡河与安宁河之间的分水岭叫菩萨岗，其上有明显的宽广老谷（风口），老谷内尚有古河流沉积的砾石层。