第三章流水地貌地表流水是最主要的地貌外力之一它在流动过程中，不仅能侵蚀地 面，形 成各种形态的侵蚀沟谷，同时又将被侵蚀的物质沿途堆积，形成各 种各样的堆积地 貌凡由地表流水作用（包括侵蚀、搬运和堆积）塑造的 各种地貌，统称流水地貌根据流水的特性，地表流水可分为坡面水流和沟谷水流两种前者包 括坡面 上薄层的片流和细小股流，往往发生在降雨时或雨后很短的时间内, 以及融冰化雪 时期；这种短时期出现的流水，称暂时性流水后者是指沟 谷及侵蚀沟中的水流， 在一些降水量小于蒸发量或汇水面积较小的沟谷中, 水流往往也是暂时性的，特别 是在干旱和半干旱地区的沟谷中，仅在暴雨 或大量融冰化雪的季节才有水流，其他 时间几乎无水在湿润地区，河床中终年保持一定的水量，称经常性流水无论是 暂时性流水或经常性流水, 他们对坡面或沟谷的塑造是很明显的，只不过作用的方 式不同而己第一节流水作用一、水流的基本特性（一）层流与紊流层流的水质点有一定的轨迹，与邻近的质点作平行运动，彼此互不混 乱这 种流动仅在水库及高含沙量的浑水中或坡面薄层缓流中可能存在 而在沟槽中很 少发生由于层流没有垂直于水量方向的向上分力作用，所 以一般不能卷起泥沙。
紊流的水质点是呈不规则的运动并且互相干扰，在水层与水层之间 夹杂了 大小不一的旋涡运动旋涡的产生，是由于上下各水层流速不同， 分界面上形成相 对运动，这种分界面极不稳定，很容易造成微弱的波动；这种波动逐渐发展，最后 在交界面上形成一系列的旋涡层流水是否失去稳定性取决于作用于水体的惯性力与粘滞力(viscosity)的 对比关系一般沟槽、河道中的水流总是属于紊流性质，只有坡面薄层缓流才是层 流(Only in a thin zone along the bed and channel of a smooth-walled stream, where frictional drag is high, is the velocity low enough for laminar flow to occur.) o(二) 坡面水流降水或融雪，除蒸发和下渗外，其余部分在重力作用下沿着斜坡成薄层运动， 形成面状水流，坡而径流在发育初期，水层薄，流速小随着水层的增厚，冲刷能 力增强水流在向下流动过程中，由于雨水和雪水的补充，一般顺坡流量会逐渐增 大当流量增大到一定值后，成层的流动便不再能够保持，薄层片状水流开始分离， 形成无数细小股流，它们沿途时分时合，没有固定的流路；坡而径流是地表水流形 成的初期阶段，水层薄， 流路广，作用时间短，流程短。
当坡面水流厚度为L5〜2.0mm时，粘滞力起主要作用，水流为层流三) 沟槽水流若水流进一步集中，水流会自行集中成小沟流动，这些小沟又逐渐相 互兼并 扩大，最后汇成沟槽水流，进入河道沟槽水流属于紊流二、坡面水流的侵蚀作用水流侵蚀就是地表泥沙被水流带走是否发生侵蚀主要根据泥沙起动 条件来 判断坡面流水侵蚀只出现在降雨或融雪时期，雨滴冲击和坡面侵蚀作用是坡面流 水侵蚀的两种主要作用1 ,雨滴冲击作用：雨滴降落的最大速度达7 〜 9m/s ,对地面产生巨大的冲击力 据测定，雨滴降落能使粒径小于 0.5mm 的土粒离开原来位置被 击溅到 60cm 以上的 高度，水平距离可超过1.5m斜坡上的土粒受到雨水冲击以后，向坡下的距离和数 量大于向上坡击溅的距离和数量，在斜坡上, 约有 60%〜70%的土粒向下坡移动，只 有 25%〜40%向上坡移动2 .坡面径流侵蚀：坡面侵蚀力大小与地形、土壤、植被有关坡长、 坡度和 坡形控制着坡面流水冲刷速度和冲刷量水流挟沙能力并不是随着 坡长的增加而 增加一般在山坡顶端，地面比较平坦，同时雨水汇成的流量比较小，水流没有足 够的冲刷能力，坡面的泥沙不会外移，这一地区称 为不冲刷带。
坡面的中段坡度一 般比较陡，冲刷强度最大，为冲刷带接 近坡脚段，坡度转缓，出现淤积，称淤积 带20度到 40 度之间坡面侵蚀强 度最大土壤结构对坡面侵蚀也有很大的影响土壤团粒结构好，可以吸收一 部份雨 水，使地表径流量减少；土层厚，吸水较多，也可减少地表径流量, 使侵蚀减弱植被可以防止雨滴对坡面的冲击和减少坡而径流冲刷，主要表现在三 方面： ①植被可以减少坡面径流量；②植被可控制坡而径流速度；③植被可阻挡雨滴直接 冲击地面在其他条件相同的情况下，植被好坏对坡而径 流侵蚀有显著差别三、横向环流与螺旋流水流的运动受到河槽边界的限制，因此，水流的平均方向，决定于槽 线的方 向槽线的曲折和断面形态的改变，会使水流内部形成一种规模较 大的旋转运动 在弯曲河道中，从凸岸由水而流向凹岸的表层流和从凹岸 由河底流向凸岸的底流 构成一个连续的螺旋形向前移动的水流，称为横向 环流横向环流的形成主要是由 弯道离心力和地球偏转力的影响所产生的弯曲河道由于水流本身偏转而产生离心力离心力F=mv2/r, m为水量，v为流 速，r为弯道半径因水流流速随水深而减小，离心力也随水深加大而减弱受较 强离心力作用的上层水流就会朝向受较弱离心力作用的下层 水流方向排挤，因而 产生向下水流。
另外在同一深度不同部位弯道的横向水流流速也不一致，靠近凹岸 处流速大，凸岸处流速小，因而在同一深度各点离心力的强弱也有差异凹岸水流 随着下降水流沿河床底部向凸岸排挤，以维持水流的连续性，靠近河而水流则由凸 岸流向凹岸，整个河床内的水流发生连续性的螺旋状前进在地球自转的影响下能产生偏转力，在北半球河流向右岸偏，南半球 河流向 左岸偏地转偏向力作用的强弱与水流流速和水量成正比就同一河段来说，表层 流速大于底层流速，因而表层水流所受地转偏向力大于底层水流在弯道上，横向 环流方向和片状力方向有的一致，有的不一致一致时，弯道环流加强；不一致时， 弯道环流减弱四、河流的侵蚀作用水流的侵蚀作用有三种形式；冲蚀作用、磨蚀作用、融蚀作用，总称为河流的 侵蚀作用泥沙颗粒在水中受到三个力的作用，重力、水流推力、上举力水流流过泥沙 颗粒时，泥沙颗粒顶部和底部的水流流速不同，根据伯努里定律,顶部流速高，压 力小；底部流速低，压力大这样造成的压力差产生上举 力假设河床表面泥沙颗粒的形状为一个边长为d的立方体，正面推力Pv与泥沙压力面展及流速水头（流体中单位质量液体所具有的动能）匚成正2g比，即：d2v2P =r2kg式中：，,为单位体积水重；V为作用于泥沙颗粒面上的流速，g为重力加速度， 女为泥沙颗粒形状系数。
泥沙颗粒在即将起动又未动的临界状态时，应满足平衡方程:.V2 . 、z、 rkd~— = d (r-r)f s/为摩擦系数，门为泥沙比重整理上式得:20'(L)d =--.--r-k V-则 d二AV2上式表明，在河床上移动的推移质的直径与水流速度的平方成正比， 因为推移质的重量与直径三次方成比例，如将上式两端立方并乘以口得:令 A' =rA3则 A /上式说明，推移质的重量与水流速度的六次方成正比这就是著名的 艾里定 律该定律阐明了泥沙冲刷及运动的许多现象，如果平原河流与山区河流流速之比 为1： 4,则被推移的泥沙颗粒的重量比将是1： 46,即1： 4096从这个实例说明， 为什么平原河流只能推移细粒泥沙，而山区河流 往往可以推移巨砾五、河流的搬运作用河道水流携带泥沙及溶解质，并推移床底沙砾的作用称为河流的搬运 作用 河流水流搬运的方式有三种：推移、跃移、悬移1.推移：泥沙颗粒沿河床底滚动、滑动称为推移2 .跃移：床底泥沙呈跳跃式向前搬运泥沙起动以后，在水流上举力作用下，可以跳离床面，与速度较高的 水流相 遇，被水流携带前进但泥沙颗粒比重比水大，它又会逐渐回落到床面上，并对床 面上泥沙产生一定冲击作用，作用的大小取决于颗粒的跳 跃高度和水流流速。
如跳 跃较低，由于水流临底面处流速较小，泥沙从水 流中取得的动量也较小，在落回床 面以后就不再继续跳动如沙粒跳跃较 高，从水流中取得的动量较大，则落回后还 可以重新跳动当流速足够大 的时候，泥沙颗粒自床面跳起以后不再落回，而是随 着水流以相同的速度 前进，这样的泥沙称为悬移质3 .悬移：水流中携带细小的泥沙以悬浮状态进行搬运，称为悬移悬 浮的泥 沙受到三种力的作用：一是前进水流的作用使泥沙向下游移动；二 是向上水流的作 用使泥沙抬升，三是泥沙受本身重力影响而下沉当河流 中泥沙颗粒是上升流速大 于沉速时，泥沙被带到距床底一定高度位置而呈 悬浮状态，并由水流携带向下游搬 运4 .溶解质搬运：河流除以推移及悬移形式搬运泥沙外，还带走溶解于 水中的 溶解质在石灰岩等可溶性岩石地区，溶解质的数量相当可观 六、河流的堆 积作用当河流能量降低，不再有足够的能力来搬运其原来所搬运的泥沙时， 就要发 生泥沙的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 减小，推移质将按体积和重量大小依次停积而悬移质将渐 次转化为推移质，继 而在河床上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， 以及人工筑坝拦水等。
河流的侵蚀搬运和沉积作用是同时进行的但在不同河段作用性质和 强度是 有差别的，一般情况下在河流上游以侵蚀作用为主，下游以堆积作 用为主，曲流 河段内凹岸侵蚀，凸岸堆积第二节河床地貌河谷中枯水期水流所占据的谷底部分称为河床水流不断作用于河床，河床反过来约束着水流如果水流挟沙量大于 挟沙力， 河床就发生堆积，相反则发生侵蚀冲刷会使河床降低，扩大过水断面；而淤积则 引起河床抬高，使过水断面缩小由于过水断面的扩大 或缩小，又改变了水力条件 过水断面扩大，水流流速减小，输沙能力降 低，冲刷停止；过水断面缩小，水流流 速加大，输沙能力增强，不再发生 淤积这就是河流是自动调节作用山区河流开始发育阶段，河流坡降大，下蚀作用强烈，往往形成深切 的峡谷，谷底常见急流、瀑布和壶穴（壶穴是河床上的圆形洞穴.上游湍急 的水流 带动石砾和卵石在不平坦的河床上如旋涡般钻挖.卵石环回旋转，磨 蚀作用在河床 挖出洞穴.洞穴愈来愈深和圆的时候，便形成了壶穴），形成 V 形谷河流进一步作 用，河床纵剖面坡度变小，侧蚀作用加强，河床拓宽, 曲流和河漫滩发育，谷坡后 退，河谷呈 U 形一、河床纵剖面（一）侵蚀基准面概念：河流下切到接近某一水平面以后，逐渐失去侵蚀能力，不能侵 蚀到该 面以下，这种水平而称为河流侵蚀基准面。
侵蚀基准而又可分为终 极侵蚀基准面和 局部（地方）侵蚀基准面控制河流下切侵蚀的最低基面 称为终极侵蚀基准面这 个而一般为海平面但很多河流下游水面到达海 平面高度时，仍有一定的侵蚀能 力，如长江武汉以东的下游河段，有些地 方河床低于海平而几十米甚至近百米局 部侵蚀基准面是指河流流经地方 坚硬岩坎，湖泊洼地及主支流汇口处等他们往往 控制着上游河段或支流 的下切作用他们在河流的发育过程中起着重要的作用二）溯源侵蚀侵蚀基准面的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，河流发生堆积相反，当侵蚀基准面下降时，因 基面下降而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，导致溯源侵蚀所谓溯源侵蚀，是指河流或沟谷底坡度变陡之处，因水流冲刷作用加 剧，受 冲刷的部位随着物质的蚀离，而不断向上游方向移动的现象侵蚀 基准面变化是引 起溯源侵蚀的最主要原因溯源侵蚀现象在河流中极为普遍，除上述河口段因基面下降引起的后 退侵蚀 以外，主支流上游的沟谷源头向河间地的侵蚀、河流上各个跌水的 向上游后退侵蚀 等均属于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。
溯源 侵蚀使河床向纵深的方向发展，进一步引起河流纵 剖面的变化°（三）均衡剖面均衡剖面指河流处于平衡条件下的纵剖而河流平衡是指河床侵蚀与 堆积之 间的平衡平衡是相对的、有条件的，只能在一定时间和空间条件下的相对平衡河流平衡的另一含义是自动调整河床在特定时间、空间和物质平衡 条件下 的平衡，如果随着流域因素的变化（构造、气候、水量、含沙量、侵蚀基准面变化）， 河床形态必然发生相应调整，取得新的平衡经典的理论认为，处于均衡状态下的河流纵剖面是一条圆滑的凹形曲 线二、河床类型（一）沙波是河床的堆积地貌，沙波的脊线与河岸线斜交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多，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，沙波斜层理向下游方向 倾斜在狭深河床上，沙波呈平行带状排列, 宽浅河床则出现鱼鳞状排列的新月型 沙波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，波长则以 百米计；流量或坡度再增大，大量推移质转化为悬移质， 沙垄消失，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）。
当水流动力再增加，便形成逆行 沙波，逆行沙波波形对称，波幅较大，表面起伏与水而波动起伏一致，水流经过沙 波的迎水坡时，好象上坡一样，把部分泥沙卸载下来，而越过波峰后，又有动力携 带部分泥沙，因此沙粒向下游方向搬运时，逆行沙波体 是向上游方向移动的逆行 沙波的斜层理向水流的上游方向倾斜二）浅滩与深槽在冲积河流的河床上，分布着各种形态的泥沙堆积体，高度在平水位 以下， 统称浅滩浅滩之间，水深较大的河槽称为深槽浅滩的形成是由 于输沙能力小于 含沙量，大多是在流速突然变小、环流减弱或消失，洪枯 水流流路不一致等情况下 产生的在河流凹岸和河床的狭窄段，因水流冲 刷，形成深槽由于河水作用，河床上的浅滩和深槽位置通常也是缓慢向下游移动三）石质浅滩和深槽、岩槛与壶穴 k6n石质浅滩和深槽、岩槛和壶穴都是山区侵蚀性河流的河床地貌石质 滩是由 基岩或粗大的乱石组成，多分布在山区峡谷河段，常形成急流险滩石质深槽与石质浅滩相间分布，深槽每沿地质构造破碎带发育 岩槛是河床底部坚硬岩石处，与下游河床形成一个不连续的陡坡，常 形成瀑 布或跌水，并构成上游河段的地方性侵蚀基准面壶穴是基岩河床中被水流冲磨的深穴壶穴分布在山区石质河床基岩 节理充 分发育或构造破碎带。
山区河床坡降大，水流急，能冲击岩石节理面或破碎带，掏 蚀河床，形成深潭里的水流漩涡挟着砾石对河床进行磨蚀 能形成数米或更深的壶 穴四）冲积河床的平面形态根据河床平面形态和河床演变规律，可以将冲积性河流的河床划分为 顺直微 弯、弯曲、分叉及游荡型等四种河床类型1 .顺直微弯型河床 平水期，深槽、浅滩交替出现，两侧边滩犬牙交错洪水期，水流淹 没交错分 布的边滩，河流顺直奔流，并推动交错的边滩缓慢向下游移动2 .弯曲型河床在边滩发育的河床上，如果河岸较容易冲刷或边滩下移较慢，则当边 滩下移 还没有来得及掩盖原来被冲刷的河岸时，河岸就有可能冲刷成曲率 较大的凹岸，凹 岸的形成又加强了环流环流一方面掏蚀凹岸，另一方面 把泥沙带到凸岸堆积，于 是更加强了凸岸向河轴线方向推移和凹岸向谷坡 推移，使河流更加弯曲弯曲型河床的演变主要表现在横向变形上，特点是凹岸不断后退，凸 岸不断 淤长，从而产生河曲蠕移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回旋余地当弯曲发展到一定阶段，上'下两个反方向河弯按某个固定点，呈S形向两侧 扩张，河曲颈部越来越窄，形成狭窄的曲流颈，洪水时，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，形成牛胡湖。
新河由于 流程缩短，比降增大，往往迅速拓宽，发展成 为主槽冲积平原的弯曲河流，流床不受河岸约束，可以自由地在宽广的谷底 迂回摆 动，这种曲流称为自由曲流山区河流虽然受到河谷基岩河岸的约 束，但也常发育 刻蚀地面而下的河曲，称为深切曲流深切曲流通常原来 就有弯曲的河道，由于后 期地壳上升，导致河流下切而成若深切河曲在 下切过程中同时进行较强的侧蚀， 使河的弯曲不断增加，河曲的宽度逐渐 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3 .分汉型（江心洲型）河床河床宽窄相间，窄段为单一河床，宽段由一个或几个江心洲间隔成两 股或多 股汉道4 .散乱型（游荡型）河床河床宽浅，水流散乱，无固定主槽，沙滩众多，河汉密布 如黄河下游就是这类河床第三节河漫滩河流洪水期淹没河床以外的谷底部分，称为河漫滩河流中下游的河 漫滩宽 度往往比河床大十几倍到几十倍，极宽广的河漫滩也称为泛滥平原 或冲积平原一、河漫滩的形成与发展河谷的发育是从年轻的 V 形谷开始的，谷底几乎全为河床所占据，只 有在河 弯凸岸形成雏形边滩随着侧向侵蚀的发展，河谷不断展宽，凸岸 边滩不断展宽、 加高、增长，面积也越来越大，于是便形成了雏形河漫滩。
雏形河漫滩形成以后， 洪水时由于河漫滩水深比河床处浅，使河漫滩上流 速减小，平水期和枯水期植物在 滩面上生长，更加降低了洪水时滩面上的 流速，引起悬移质在河漫滩上沉积下来， 使河漫滩上覆盖了一层粘性土， 即河漫滩相沉积物，其下部为河床相沙砾层，所以 河漫滩物质组成具有二 元结构河漫滩的二元结构是河床侧向移动的结果河曲自 然裁直，形成 废弃河道，河漫滩相覆盖层加厚，并出现牛胡湖相沉积物河漫滩的形成必须具备两个条件：河床侧向移动和洪枯水位变化 河床横向移动为河漫滩地貌发育创造了空间条件决定了河漫滩的规 模和类 型山区河流河床的横向移动缓慢，河漫滩狭窄，当洪水漫滩后，滩面上的流速仍 然比较大，形成砾石河漫滩在冲积性河床上，河床横向 移动快，河漫滩的规模大， 洪水漫滩后，不仅在滩面上沉积了河漫滩相冲 积层，而且由于滩面上水动力条件和 泥沙条件的差异，河漫滩上的流速， 离河床越远越小，所以在滩面上沉积的泥沙的 平均厚度与粒径离河床越远 越小二、河漫滩微地貌（一）河岸沙堤在河漫滩近岸地区，由于水深和流速突然减小，水流挟沙能力降低， 泥沙沉 积下来，形成贴近河岸并与河岸平行的沙堤，称为河岸沙堤二）江心洲上的沙堤水流漫过洲滩时，受到洲滩的阻力，水深变小，流速降低，水流挟沙 能力降低，泥沙在洲滩边缘沉积下来，形成围绕洲滩沿岸的沙堤。
迎水坡陡，背水坡缓第四节泥石流一、泥石流的特性 泥石流：是一种含有大量泥沙石块等固体物质，突然爆发，历时短暂, 来势凶 猛，具有强大破坏力的特殊洪流泥石流中泥沙石块的体积含量一 般都超过 15%,最 咼达80%,容重在1.3t/n?以上，最咼达2.3t/nA出现泥石流的沟谷，从上游到下游一般可以分三个区段： 侵蚀区：位于流域上游山区，是泥石和水的主要供给区段这里崩塌、 滑坡、 水土流失严重，侵蚀作用明显，山坡不稳定过渡区：位于沟谷的中游地段，多为峡谷，谷坡陡峭，河床纵比降大, 多陡坎 和跌水因沟谷狭窄，规模较大的泥石流对过渡区产生巨大的侵蚀 破坏作用，形成 更大规模的泥石流堆积区：位于泥石流沟口，是泥石流固体物质停积地段，多呈扇形或 锥形 各地对泥石流的称呼不一：华北和东北山区称“龙爬”、“水泡”、“水鼓” 或“石洪”；黄土咼原山区称“流泥”、“流石”或“山洪急流”；川滇山区称“走 龙”、“走蚊，或“打地炮”；西藏咼原山区则称“冰川暴发”二、泥石流的形成条件1 .流域内具备丰富的固体物质：这些物质大多是由崩塌、滑坡所造成 在构造破碎、地震活动、风化剥蚀或冰川活动强烈的沟谷流域，有大 量的沙 砾碎屑物质。
2 .充足的含水量条件：含水量不仅是泥石流的组成部分，而且也是泥 石流的 搬运介质暴雨和洪水是诱发泥石流的必备条件3,比较大的沟床纵坡：有利于泥石流体推移下行泥石流的源头多呈 环型洼 地，有利于松散固体物质与水流的聚集，是碎屑物质和水的主要供 给区陡峭的沟 坡和比降大的沟床，使其快速形成泥石流三、泥石流的类型按照泥石流的物质组成，将泥石流分为以下三类：1 .泥流：泥流中所含的固体物质主要是细粒的泥沙，仅有少量碎石、 岩屑， 粘度大，呈稠泥状，有时出现大量泥球主要分布在黄土高原地区2 .泥石流：由含有大量细粒物质和巨大石块、漂砾组成由于含有细 粒物质 较多，有较大的粘滞性，又称粘性泥石流或结构性泥石流粘性泥石流中的水不是搬运介质，而是泥石流的物质组成部分水和 泥沙石 块以相同的速度作整体运动3 .水石流：是水和石块混合在一起的一种泥石流，粉沙粘土含量很少, 没有粘 滞性四、中国泥石流的发生及危害1 .在空间上，泥石流主要分布在断裂构造发育、新构造运动活跃、地 震剧烈、 岩层风化破碎、山体失稳、不良地质现象密集、正负地形高差悬 殊、山高谷深、坡 陡流急、气候干湿季分明、降雨集中，并多局地暴雨，植被稀疏、水土流失严重的 山区，及现代冰川（尤其是海洋性冰川）分布 的高山区；2 .在时间上，泥石流大都发生在较长的干旱年头之后（物质积累阶段）, 出现 多雨或暴雨强度大的年份及冰雪强烈消融的年份；就季节变化而论， 泥石流多发生 在降雨集中期和冰川积雪强消融期的 6 9月；就日际变化而 论，泥石流多发生在 午后至夜晚。
中国泥石流具有分布广泛、类型多样、活动频繁、危害严重等特点中国泥石流几广布于各种气候带和各种高度带的山区，而其分布密集地带，是 从青藏高原西端的帕米尔向东延伸，经喜马拉雅山带，穿越波密一察隅山地向东南 呈弧形扩展，经滇西、川西的横断山区，折向东北，沿乌qi6ncl6 i蒙山北转大凉山、邛味山，过奏岭东折，经黄土高原南缘及太行山，直达 长白山 山地这一地带在地势上，是中国台阶地形转折最明显的部位，地 面起伏大；在 气候上，是湿热的西南季风和东南季风向北、西方向推进遇 地形骤然抬升而易成 暴雨的地带；在地质上，是巨大的构造带，新构造差 异运动幅度大、现代地震剧 烈、山体破碎、松散固体物质富集地带由于 上述三方面的因素，导致泥石流沟 成群出现，并常见多沟同时齐发泥石流 的情景此带以东的华东、中南和台湾山 地，以西的西北内陆干旱、半干 旱山地，泥石流沟呈点状散布稀疏零星根据泥 石流形成的自然环境、泥 石流类型与活动特点的差异，可将中国泥石流划为 6 个 分布区① 青藏高原边缘山区：青臧高原南部和东南部边缘山区的泥石流，其形成发 展与冰川作用过程密切，是中国冰川类泥石流最发育地区② 横断山区和川滇山区：③ 西北山区：包括祁连山' 天山和昆仑山山地。
④ 黄土高原山区⑤ 华北和东北山区⑥ 中国东南部山区第五节洪积扇一、洪积扇的成因干旱、半干旱等地区暂时性洪流在出山口形成的扇状堆积地貌山区沟谷坡度大，遇到大雨或暴雨，水流非常迅速，常形成洪流洪流的流量 大，又由于沟床比降很大，使洪流具有很大的流速，能携带大量碎屑物质但到了 山前沟口，坡降骤减，洪流搬运能力大大降低，携带的泥沙，尤其是粗大的碎屑在 沟口堆积下来原来洪流在沟谷中流动时，因受 两侧沟壁的约束，水流集中，到沟 口与山前平原时，不仅坡度大为降低， 而且洪流不受约束，呈很多放射状散流，这 时洪流所携带的物质，几乎全 部堆积下来，形成扇形的堆积体一一洪积扇二、洪积扇的形态洪积扇在平面形态上成扇形，其顶部与沟口相连，形成一个扇形倾斜面, 逐渐 过渡到山前平原洪积扇的顶部坡度较大，倾角一般为 15°〜20° 在开始形成散 流的地方，由于流速骤减，洪积扇的坡度开始迅速减小到洪积扇的边缘，坡度进 一步减小，一般只有1°〜2逐渐过渡到山前平 原洪积扇的规模越大，坡度越 平缓在洪积扇的表面，常被暂时性洪流 切割成放射状的沟槽洪积扇组成物质具有明显的分布规律，从扇顶到扇缘，可分为三个项带:1 .扇顶相：位于洪积扇顶部。
通常表现为舌状叠覆的砾石堆积体砾 石粒径 粗大，砾石间常有砂、粘土充填堆积层厚度大，分选差，透水性强由于洪积扇 上沟槽很不稳定，水流多次改道、摆动，因而小型的切沟、充填构造发育，在砾石 层或砂层中，常夹有砂质透镜体或砾石透镜体2 .扇中相：位于洪积扇中部组成物质较扇顶为细，主要由砾石、砂 和粉沙 组成扁平的砾石呈叠瓦状向上游倾斜砂层中常见交互层理砂 质透镜体或砾石 透镜体分布很普遍3 .扇缘相：位于洪积扇边缘部分组成物质较细，由亚沙土、亚粘土 组成， 有时夹有砂质或细砾石透镜体，具有水平层理和波状层理地下水 往往在该带溢出 地而，局部地段产生地表水滞水和沼泽化等现象三、洪积扇的分布主要分布在干旱与半干旱地区在这些地区，降雨的变率很大，经常出 现暴雨， 洪流流量大同时在干旱与半干旱地区，风化作用强烈，地表植被稀少，洪流的输 沙能力增强所以在干旱与半干旱地区，洪积扇的分布 十分广泛在我国天山、昆 仑山和祁连山等干旱半干旱地区的山麓地带， 往往发育了典型的洪积扇在山前地区，几个相邻的大型洪积扇，组合成整片的洪积扇平原，或称为山前 倾斜平原在洪积扇的扇缘部分，水土资源丰富，形成了成片的绿 洲四、洪积扇的变形洪积扇的变形与新构造运动密切相关。
洪积扇形成以后，如果山体不断 抬升， 山前平原相对下降，在己经形成的洪积扇上，往往有新洪积扇形成, 而且部分地覆 盖在老洪积扇上，形成叠式洪积扇如果上升的规模、幅度 都比较大，老的洪积扇 也随着抬升，则在它的下方将形成新的洪积扇，新 老洪积扇呈串珠状甘肃河西走 廊常有串珠状洪积扇的发育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，并形成不对称的形态第六节河谷地貌一、河谷的发展流水从坡面开始，在浅洼地中汇集，逐渐向沟谷水流转化由于坡面水 流集中， 侵蚀能力强，浅洼地加深为沟谷，横剖面呈V型随着沟谷进一步发展扩大，沟槽 水流下切作用减弱，侧蚀作用加强，谷底展宽随着谷 底展宽，使得枯水期水流不 能占据整个谷底，只能归于底槽中，在洪水期 间，水流才占满整个谷底，这时谷底 有明显的河漫滩出现一条河谷形成以后，如果在流域内发生局部的地壳上升，河流仍能切穿 上升部 分，并保持原来的流路由于该河的发育早于构造的隆升，所以称 这种河段的河谷 为先成谷先成谷一般都有深切的峡谷形态在一个构造较复杂的基岩古地面上，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， 并基本上保持原 来的流路切入基岩之中，这种与基岩地质构造不相符合的 河谷，是继承了发育在松 散堆积物上的古河流的位置而刻蚀下来的，故称 为迭置谷。
先成河与迭置河的流向都是与地质构造不符合的河流两者的区别在 于：先成 河发育在构造隆起之前，而迭置河发育在构造形态形成之后 二、河流阶地概念：由于河流下切侵蚀，河床不断加深，原先的河漫滩地而超出一般 洪水期 水而，呈阶梯状分布于河谷两侧的地貌，称为河流阶地一般河谷中常有一级或多级阶地，每一级阶地都是由阶地面和阶地坎所 组成 阶地面比较平坦，微向河流倾斜阶地面以下为阶地坎，坡度较大阶地高度一般 指阶地面与河流平水期水面之间的垂直距离阶地的级数由下而上顺序分级把高于河漫滩的最低一级阶地称为一级 阶地， 向上依次为二级阶地'三级阶地……等等因此，在同一河谷剖面上，阶地相对年 龄一般是高阶地老，低阶地新阶地的海拔高度（绝对高度）一般自上游向下游降 低但由于构造运动或其它原因，有同一级阶地 的海拔高度，有时下游反而比上游 大一）阶地的成因 形成河流阶地必须具备两个条件：较宽阔的谷底和河流下切侵蚀宽广 的河谷 底，大部分为河漫滩所占，而河床只占一部分由于流域内气候变 化、地壳运动或 河口海平面（基面）的变化等原因，引起河流下切侵蚀， 河床大幅度的降低，谷底 河漫滩部分超出一般洪水期水面以上，成为阶地。
由于河流进一步下切侵蚀的原因不同，形成的阶地在形态上和结构上也 不一 致阶地的形成条件如下：1 .气候变化 气候向寒冷方向发展，引起流域物理风化作用加强，或气候向干旱方向 发展， 流域植被覆盖度减少，引起水系上游部分沟谷活动加强，坡面冲刷 强度加大，结果 使流域补给河流的水量减少，流域供给河流的沙量增加， 造成河床中上游普遍淤 积据研究，河流淤积层的厚度自河口向上游增加, 中游达到最大，向上游又逐渐 减小，最后在近河源处尖灭相反，气候向湿热方向发展，河流泥沙量减少，径流量增加，引起水流挟沙能 力增大，使河床发生下切侵蚀在整个下切过程中，上游段由于流 量较小，下切幅 度较小；中游段流量较大，并且水流的能量主要消耗于加 深河床，下切幅度最大； 下游河段水流大部分能量用以搬运由上游冲刷而 来的泥沙因此，流量虽然沿河流 向下游增加，但下切的幅度却由中游向 下游河口方向减小河流下切结果，河床纵 剖面坡度在上游增加，中游减 缓，而下游几乎保持不变与此同时，形成一系列阶 地，阶地相对高度自 河口向上游增加，至中游达到最大值，再向上游又逐渐减小， 然后逐渐向 河源尖灭这类阶地纵剖面相对于下切之后的河床纵剖面，在形态上如 弹 弓之弦，称为弦状阶地。
河流在继续下切过程中，沿河形成一系列阶地，阶地级数在中游最多， 在上、 下游较少这是由于河床左右摆动，河曲向下游移动的缘故结果, 不仅在上、中、 下游的阶地级数不等，而且同一河段的河床两侧阶地也不 对称，形成曲流阶地第四纪以来，冰期与间冰期交替出现冰期为河床普遍加积的时期，而间冰期 为河流下切，形成阶地的时期由于这类阶地是流域气候变化的产 物，常称为气候 阶地2 .基准面变化侵蚀基准而下降通常会引起河口段河床比降的增加，比降的加大引起水 流下切 侵蚀侵蚀作用从河口段开始，然后不断向上游方向发展，即溯源侵蚀在溯源侵 蚀能达到的范围，一般都会形成阶地阶地的相对高度从 下游向上游逐渐减小，在 溯源侵蚀所达到的一点一一裂点处消失如果侵 蚀基准面多次下降，则能在河床纵 剖面上出现数个裂点每一裂点的上游 将比裂点下游少一级阶地裂点下游的一级 阶地与裂点上游的河漫滩相对 应，即裂点上游的河漫滩面与裂点下游一级阶地面 是同一时期的谷底以 后，裂点不断后退，也把这些河漫滩切割成阶地一般认为，第四纪间冰期是海平而普遍上升的时期，也是河流因海侵发 生淤积 的时期由于海面变化在晚近地质历史时期交替出现，因此，因侵 蚀基准而变化而 形成的阶地称为旋回阶地,3 .构造运动当地壳上升时，原先河床纵剖面的位置相对抬升，而水流侵蚀作用使河 床降低， 地壳上升的速率与河床下切的速率保持相等，在这种动态平衡的 情况下，河床高程 基本上保持原先的位置，原先谷底面靠近谷坡的部分则 被抬升，形成阶地。
在这一 过程中，河流好象一把固定在空间上的利锯， 而地壳就象一块木料地壳长期间歇 性抬升，河流间歇性下切形成多级阶 地当流域大面积普遍均匀抬升，在整个流域形成阶地如在同一时期，某一地区 地壳上升幅度大，速度快，而另一地区上升幅度较小，速度慢，则在上升幅度大的 地区，阶地高度也大二）阶地类型根据河流阶地的物质组成，将河流阶地分为：侵蚀阶地、堆积阶地、基 座阶地、 埋藏阶地1 .侵蚀阶地：由基岩构成，其上很少有河流冲积物覆盖也叫基岩阶 地侵 蚀阶地多发育在山区河谷中，这里水流速度大，侵蚀作用强，所以沉积物很薄，有 时甚至在河床中出露基岩当后期河流进行强烈下切时， 河谷底部抬升形成阶地， 因而在侵蚀阶地上很少找到冲积物，即使原先有 薄层的冲积物分布，在阶地形成以 后的长期侵蚀作用中，也可能被冲刷殆 尽阶地面上往往只有一些坡积物这类阶 地面是河流侵蚀削平的基岩面, 故称侵蚀阶地2 .堆积阶地：阶地全由河流冲积物组成在河流中下游最为常见它 的形成 过程，首先是河流侧向侵蚀，展宽谷底，同时发生大量堆积，形成 宽阔的河漫滩， 然后河流强烈下切侵蚀，形成阶地一般河流下切侵蚀的 深度不超过冲积层的厚 度，因此，整个阶地全由松散的冲积物组成。
根据河流下切侵蚀深度与多级堆积阶地之间的接触关系，堆积阶地可分 为内迭 阶地与上迭阶地二种内迭阶地是指新的阶地套迭在老的阶地之内， 后一次的河流 冲积物分布的范围和厚度都比前一次的为小这说明在各级 阶地的形成过程中，各 次河流的下切作用所达到的深度基本一致，而后期 的堆积过程较短或堆积作用比 前期减弱上迭阶地是指新阶地的冲积物完全迭置在较老的阶地冲积物之上河流 后期下 切侵蚀都未达到基岩，说明后期下切侵蚀与堆积的规模都逐渐减小3 .基座阶地：阶地面由两种物质组成，上部为河流的冲积物，下部是 基岩或 其他类型的沉积物主要是由于地壳抬升、河流下切侵蚀形成的， 在形成过程中河 流下切侵蚀深度超过了原来冲积物的厚度，切至基岩内部 而成如果基座阶地形成 以后，由于气候或构造的原因，在新一轮的河流 侵蚀一一堆积过程中，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，称为覆盖基座阶地4 .埋藏阶地：若阶地形成以后，由于地壳下降或侵蚀基准面上升，引 起河流 大量堆积，使阶地被堆积物所覆盖，埋臧于地下，形成埋藏阶地埋藏阶地分为两 种类型：(1)早期地壳上升，或侵蚀基准面下降，形成多级阶地，而后地壳下 降或侵蚀 基准面上升，发生堆积，把早期形成的阶地全部埋没，形成埋藏 阶地。
2)地壳长期下降，不同时期的冲积物一层一层迭加起来，形成一种 假埋臧阶 地另外，由于岩层产状和岩性影响，以及由于河流及块体运动本身作用， 可以形 成一些非旋回性阶地令构造阶地：在水平构造的地区，因岩性不同，抵抗风化与剥蚀的强度不同，由于 差别风化与剥蚀而形成的阶梯状地形，称为构造阶地它的高 度并不反映河流 间歇性下切侵蚀的次数和强度令河曲阶地：由于河流的摆动作用造成，并不代表基面变化河曲阶地在 两岸不对 称分布，高度参差不一，形状不规则，分布零散同一级阶地 沿河延伸不远令 河流袭夺阶地：由于发生河流袭夺现象，袭夺河因水量增大，下切能力 加大， 河流下切侵蚀原来谷底，形成袭夺阶地令冲积锥、洪积扇阶地：支流注入主谷处，堆积冲积锥或洪积扇，当受到主流的侧 蚀，常形成河曲陡壁，高于河漫滩之上，形状类似河流阶地由于支流侵蚀基准面的相对下降，支流的切割河床，切入冲积锥或洪积 扇之中， 并在其前端再沉积形成新的冲积锥或洪积扇令 滑坡、泥流阶地：滑坡可形成台阶状地形一一滑坡阶地泥流阶地的寒 冻风化 强烈作用地区，由泥流在谷坡上堆积的假阶地，特点是级数多， 面积小三、河谷的不对称 在一些河谷中，其横剖面的形态往往不对称，即一坡陡一坡缓；阶地与 河漫滩 一岸宽一岸窄，阶地的级数和高度两岸也不对称。
形成河谷不对称 的原因有：1 .地球偏转力影响：2 .岩性和地质构造的影响：3 .地壳不等量升降运动影响：4 .小气候影响：北半球高纬度地区阴、阳坡第七节河口区地貌河流入海或湖的地段是河流与海洋或湖泊相互作用的区域，称为河口 区如 果河流带来的泥沙超过海洋或湖泊的搬运能力，则形成向海洋突出 的堆积体，平面 形态象一个尖顶向陆的三角形，称为三角洲如果河流、 海洋或湖泊的侵蚀作用大 于河口区的堆积作用，就形成一个喇叭形的河口, 称为三角湾或三角港 一、河口区的特征根据水文、地貌特征的不同，从陆到海，可以把河口分为：近口段、 河口段 和口外海滨段1 .近口段：指从潮区界到潮流界的河段河水受潮汐的影响，有涨落 变化 表现为一定潮差，潮区界处潮差等于零河床内的水流表现为向着 海洋的单一流 向，在地貌上完全是河流形态2 .河口段：在潮流界与口门之间这里具有双向水流，既有河川径流 的下 泄，也有潮流的上溯，两者在此相互接触，水流变化比较复杂，河床 不稳定地 貌上表现为河道分叉，河面展宽，出现河口沙岛在三角洲型 河口，河流在此分 叉，形成三角洲；在河口湾型河口，河面展宽，出现河 口沙岛、沙洲3 . 口外海滨段：从口门到三角洲前缘坡为止。
以海洋作用为主，除潮 流 外，还可能有波浪和海流的影响地貌类型表现为水下三角洲或浅滩 二、河 口的动力特征与泥沙运动（一）河口区的动力特征1 .双向水流：由河川径流和潮流结合的双向水流是河口动力的重要特 征2 .咸淡水混合：3 .增水、减水和波浪的影响：（二）河口区的泥沙运动 河口地区是径流、潮流等各种动力作用的消能区，也是大量泥沙的堆 积地区， 故河口的演变，主要取决于河口泥沙的冲淤变化它是随着河口 边界条件和水动力 特征为转移的，一般在涨、落潮流的动力平衡带附近，有利于泥沙堆积，若涨潮流 速大于落潮流速，流域泥沙可输进口门；当落 潮流速大于涨潮流速时，则河流泥沙 可运出口门在多汉道的潮汐河口地 区，潮波在各汉道的分汉口相遇，产生汇潮点， 也有利于泥沙沉积三、河口三角洲 通常把河口区由沙岛、沙洲、沙嘴等发展而成的冲积平原叫做三角洲 世界 上许多三角洲的平面形态往往像希腊字母的delta,它的顶端指向上游，底边对着 外海这个名词最初被采用于三角形的尼罗河三角洲，以后 逐渐用来作为地貌学 上的专门名词在现代，三角洲的概念中还包括陆上 和水下的河口沉积体系，它 是河流和海洋相互作用河流沉积占优势的产物。
一） 形成三角洲的基本条件1 .丰富的泥沙来源主要是河流要有较大的输沙量据统计，世界上 多数河 流年输沙量与年径流量的比值，大于 0.24时，可形成三角洲；小于 0.24时，则往 往发育三角港2 .河口沿岸无强大的波浪和海流是三角洲形成的必要条件因为强 大的海 洋动力可将河口泥沙带走，不利于水下浅滩出露水面只有当河流 作用与海洋动力 在口门附近建立平衡时，才能使泥沙沉积下来形成三角洲 O3 . □外海滨区原始水深较浅是三角洲形成的有利条件因为广阔的浅 水区 对波浪有消耗能量作用，有利于三角洲的成长；陡而狭窄的大陆架可 使泥沙直接进 入深海，造成水下峡谷和洋底扇二） 三角洲的发育过程河流自出口门之后，在宽浅的口外海滨，能量消耗，泥沙堆积，水下 沙坝、沙 滩的出现，引起水流分叉与此同时，口门两侧发育了水下边滩这时，□外海滨 仍为连续水体浅滩、冲刷槽、水下汉道的功能经过多次 改造，一部分消亡，另一 部分增长，并向水上地貌形态过渡水下心滩、边滩因主流分歧和横向环流的加强而不断增长，逐渐露出 水面， 转化为沙岛和沙嘴，原来口外海滨的连续水体被沙岛分割成几股汉 道，出现了几个 入海口门，口门向外推进，各股汉道的口门外面形成新的 水下分叉、心滩、边滩等。
某些被沙嘴和沙坝包围的部分海滨水体，形成潟湖长江三角洲南部 的太湖 和北部的里下河也是这样的古代潟湖被沙岛分隔的各股汉道之间的水量分配、输沙特征、侵蚀、沉积的不 均匀性， 必然使得某些汉道发展成为主河道，而另一些支汉道由于水流不 畅，引起淤塞消 亡，导致了沙岛的联合与并岸这样，沙岛、沙嘴、汉道通过淤塞、并汉成为三角 洲平原泥沙丰富的河口三角洲，由于岸线外伸，纵比降减小，大量泥沙在河 口沉积， 使河床淤浅洪水季节河水下泻困难，水位抬高，必然使洪水冲跨天然堤，河口改 道这种过程不断进行，使三角洲地而普遍淤高，三角 洲陆地不断向海推进如果 岸外波浪较强，岸线突出部分被改造得较为平 滑，发育成扇形三角洲如果岸外波 浪和沿岸流作用较弱时，主河道向外 突出，成为鸟足状三角洲总的来说，三角洲是河口区动力消耗、泥沙沉积的产物它的发育总 趋势是 三角洲平原的扩展伸长，河口区向海移动三）三角洲的类型根据三角洲的形态特征及其形成过程，分为以下几种类型：1 .扇形三角洲：在河流泥沙丰富、口外海滨水浅的情况下形成的三角洲上 汉河众多，分汉顶点向海呈放射状水系如尼罗河三角洲、伏尔加河三角洲、黄河 三角洲等2 .鸟爪状三角洲：在弱潮河口，没有强大的沿岸海流，河流作用占绝对优势， 挟沙丰富的河流成几股从不同方向入海，各分汉河口泥沙迅速堆 积成向海伸出较 长的沙嘴，整个外形犹如鸟爪。
以美国密西西比河三角洲 最为典型3 .尖头形三角洲：独流入海的河流，没有汉流或虽有汉流但规模不大, 泥沙 在河口堆积成沙嘴，形成明显向海突出的尖头形三角洲如意大利的台伯河、西班 牙的埃布罗河4 .岛屿状三角洲；其形成一般是通过河口心滩一一分汉一一沙岛发展 而成， 星罗棋布的沙洲和沙岛和纵横交错狭长的汉河构成三角洲平原的主 体如恒河三 角洲|\珠江三角洲第八节流域地貌一\水系的形式水系是指一条干流及其所属各级支流共同组成的河流系统水系的形 式就是 这种组合的形式，受一定地质构造和自然环境的控制，在平面上表现为有规律的排 列水系格局又反映了一定的地质构造和地壳运动性质因此，通过水系排列形式 的分析，能够推测地质构造和地壳运动1 .树枝状水系(Dendritic drainage):水系特征是支流多而不规则，主\支流之间呈锐角相交，排列形式为树枝状在岩性均一\地形比较平坦的地区最为常见2 •格状水系(Trellis drainage):主流与支流呈直角或近似直角的格状这种 水系在很大程度上是受构造控制而发育的，常出现在褶曲构造区域，如主流发育在 向斜轴部，则支流来自向斜两翼，一般与主流成直角相交。
3 .平行状水系(Paralleldrainage):各条支流平彳丁排列，平行的岭谷往往受较 大的构造控制如在单斜岩层的地区，主流的流向与岩层的走向一致，在主流的一 侧形成很多平行的支流4 .放射状和环状水系(Radial drainage and annular drainage):在穹隆 构造山 区或火山锥上，各河流顺坡向四周呈放射状水系如果穹隆构造山 的地层软硬相 间，河流逐步破坏穹隆山，其支流沿剥蚀出来的软岩层走向 发育成圆环形5 .辐合状水系:在盆地地区，河流由四周山岭向盆地中心集中，构成 向心的 辐合水系，如塔里木河、四川盆地等6 .网状水系:河口三角洲地区及滨海平原地区，河道纵横交错，在平 面上呈 网状排列二、水系的发展水系的发展大体分为三个阶段:1, 水系发育的初期:河网密度小，地面切割深度不大，支流短小而且数量少， 一般分为一、二级支流2, 水系发育的中期:随着河流下切侵蚀和溯源侵蚀，流域的集水面积扩大，地 面切割深度增加，河道延长，发育新的支流，河网密度增大为 水系的繁盛时期3, 水系发育的晚期:河流的下切侵蚀与侧蚀不断加强，由于流域各河流发育不 平衡，大河袭夺或兼并侵蚀能力较小的河流，使水系改观。
由于河流长期侵蚀，河 谷地面高度降低，冲积层加厚，水系密度逐渐减小，为 水系的合并阶段三、分水岭的迁移和河流袭夺（一）分水岭的迁移分水岭是指河流之间、把相邻流域分隔开来的高地在自然界，分水 岭可以 是山地、丘陵、高地等多数情况下，分水岭是不对称的，这是因 为：1 ,构造条件的控制：在山区，岩层构造常控制着山坡的坡度尤其是 年轻的 褶皱山地，后期的剥蚀作用还没有完全改变原始的山地形态，不对 称的褶皱两翼必 然引起分水岭的不对称现象某些构造被剥蚀后，基岩岩 性和构造性质还决定着分 水岭的形态，例如，背斜谷两侧的不对称的分水 岭在单斜构造地区，经过长期剥 蚀以后形成的单面山，一坡缓，一坡陡, 形成分水岭的不对称2 .侵蚀基准面的控制：分水岭两侧的侵蚀基准面的高低和侵蚀基准面 与分水 岭的距离影响山坡剥蚀后退的速度，从而产生分水岭的不对称现象 如果分水岭与 两侧的侵蚀基准面的距离相等，而侵蚀基准面位置的高度不 同，则具有较低侵蚀基 准面的山坡坡度大；而分水岭另一侧坡度缓如果 分水岭两侧的侵蚀基准而高度相 等，而分水岭到两侧侵蚀基准面的距离不 同，则侵蚀基准面距离分水岭近的一侧坡 度大，另一侧坡度小。
由于分水岭两侧的不对称，必然影响到两坡河流溯源侵蚀的速度溯 源侵蚀 速度快的一坡，其河源源头便较快地向分水岭伸展，使分水岭不断 地降低，并不断 地向坡度较缓的一坡移动二）河流袭夺分水岭迁移的结果，侵蚀能力强的河流夺取了侵蚀能力弱的河流上游 河段， 这种水系的演变现象称为河流袭夺河流袭夺的原因除了分水岭迁移以外，还有新构造运动等如在流域 范围内， 当新构造运动发生局部隆起时，河流不能保持原来的流路，于是,隆起地区的上游 河段被迫改道、汇流于另外一条河流中河流发生袭夺后，抢水的河流叫袭夺河，被袭夺的河流上段称为被夺 河，发 生袭夺的地方，河流流向极不自然，往往有明显的转折，称为袭夺弯被夺河在袭 夺弯以下的河段，称为断头河在袭夺弯和断头河之间的局部河段，因断绝了水源， 成为新的分水高地，但仍保持着原来的河谷形态，称为风口在这里可以找到河流 冲积物，它的成分与被夺河的物质成分相同在风口两侧的谷坡上往往还保存有较 老的河流阶地在袭夺河中,因水量增加，河流下切加速，往往形成新的阶地或谷 中谷现象在阶地向 上游尖灭处，常有裂点或瀑布在断头河上，由于水量减少， 与过去水量大时形成的河谷很不适应，河流往往发生堆积，在源头处可形成沼泽或 小湖。
四、侵蚀发育阶段（一）戴维斯侵蚀循环理论（Davisian t heory, geographi cal cycle, cycle of erosion, geomorphic cycle）美国学者戴维斯在1899年创立了地貌侵蚀循环模型在这个模型中， 戴维斯 第一次把流水侵蚀地貌的演变概括为简单的模式图的横坐标代表 侵蚀基准而，15代表随时间推进分出的几个阶段纵坐标代表海拔高度，上部曲线上的BDFHK为 各阶段的分水岭高度，下部曲线上的ACEGJ为各 阶段的谷地高度他设想流水侵蚀循环开始阶段，地而从0处被构造运动迅速抬升 至B,该时段内虽然河谷下蚀速度也逐渐增强，但河流下蚀速度跟不上地面抬升速 度到抬升运动结束时（图上1处），分水岭和谷底之间相对起伏逐渐增大（AB线 段即代表区域相对起伏程度） 地面抬升运动停止以后不久一段时期内，河流下切 仍强烈，而分水岭受蚀速度较弱，结 果岭谷起伏程度达到最大（图上2处的CD线 段）此后，谷底因接近侵蚀 基准面，故河流下蚀作用大大减弱，但是由于水系发 展，支流增多，促使 了地面的剥蚀，分水岭高度降低速度超过了谷底下切速度，整 个地面高差起伏向着趋于和缓的方向发展（图中CD>EF>GH）。
当地貌发育达到阶段 4 以后，残余分水岭的侵蚀和河谷的下蚀都进行得非常缓慢，地势起伏 非常和缓， 形成一个微微高出海平面的波状起伏平原，戴维斯称之为准平 原戴维斯根据流水 侵蚀地貌发育过程中的地表形态特征，提出了 “幼年 期”、“壮年期”、“老年 期”地貌发育顺序的概念幼年期地貌相当于 图中的 0〜2 阶段，壮年期地貌相当 于图中 2〜4阶段戴维斯认为，当河 流泛滥平原上发育了自由曲流就标志河谷达 到了壮年期老年期地貌相当 于图中 4 阶段以后的地貌发育期如果地面再次抬 升，将重复上述 1〜4阶 段地貌发育过程，所以他把流水侵蚀的演变称为侵蚀循环 各区域从幼年 期发展到老年期所需要的实际时间的长短可以有很大差。