24流水地貌-坡面、溝谷、河床與河漫灘～結(jié)合相關(guān)高考真題

流水地貌—坡面、溝谷、河床與河漫灘～結(jié)合相關(guān)高考真題地表水流可分為面狀和線狀水流兩類。面狀水流即坡面徑流，常由許多細小股流組成，無固定流路，時分時合，多呈薄層片流形式，順坡向下。線狀水流在溝谷或河槽中流動。流水地貌及其沉積物的分布與演變影響河岸崩塌、航道淤塞及農(nóng)田、城鎮(zhèn)建設。流水作用形成的沙礫層，往往是良好的地下含水層，還可能含有沖積砂礦，因而，流水地貌的研究，對水工建筑、航道整治、水土保持和礦產(chǎn)地質(zhì)都意義?！疽弧科旅鎻搅骷捌湫纬傻牡孛惨?、坡面徑流的形成與作用坡面徑流的形成，除蒸發(fā)量外，主要取決于降水強度、土壤滲透率和地形條件。當雨水降落地面或地表冰雪融化時，部分水分開始滲入地下，表土下的孔道逐漸被水體充填、達到飽和；另一部分水體在重力作用下沿傾斜的地面向下流動，形成面狀水流。坡面徑流在其發(fā)育初期，水層薄，流速小，流向受地面粗糙度影響，往往不按坡度最大的方向流動，而多呈漫流狀態(tài)。若水流進一步集中，則面狀水流向線狀水流轉(zhuǎn)化。因此，坡面徑流是地表流水形成的初級階段，它水層薄、流路廣、作用時間和流程短。坡面徑流是坡地發(fā)育的重要因素，主要表現(xiàn)為沖刷、搬運和堆積作用三種方式。其作用強度的大小，首先取決于氣候條件。降水量愈多、強度愈大，徑流量愈多，水流的沖刷和搬運能力越大，坡麓泥沙堆積量越多。地形與坡面徑流作用強度之間的關(guān)系較復雜。一般坡長愈長，沿程流量不斷增加，沖刷能力增強。但隨著坡長增長，搬運的泥沙量增多，水流消耗能量，沖刷力可能變小，甚至產(chǎn)生泥沙堆積。就坡度而言，坡度愈大，流速愈快，沖刷能力越強，但坡度加大使坡地單位面積受雨量減小，徑流量減小，造成沖刷能力減弱。此外，坡形(凸坡、凹坡，直線坡和混合坡）不同，面狀水流作用強度也不同。從實測結(jié)果看，坡度小于20°的范圍內(nèi)，坡面徑流沖刷能力隨坡度加大而迅速增長，大于20°沖刷能力仍有增加，至40°左右達到最大值，此后，沖刷能力隨坡度加大而遞減。地表組成物質(zhì)和植被對坡面徑流也有很大影響。由裸露基巖或黏土構(gòu)成的堅實地面，雨水僅能潤濕薄層表土，絕大部分降水迅速轉(zhuǎn)化為坡面徑流；滲透率高、結(jié)構(gòu)好的表土，往往吸收部分水量，減少坡面徑流量和沖刷量。植被不僅防止雨滴對坡面的直接沖擊，還減少坡面徑流量和流速，減輕坡面沖刷。因此，植樹造林可以抑制水土流失。設問：分析植被保持水土的過程設問：分析植被保持水土的過程？二、坡面徑流作用形成的地貌根據(jù)坡地侵蝕與堆積強度的變化，自上而下可將斜坡分為三個徑流作用帶，形成不同地貌（圖4-1）：1.不明顯沖刷帶：位于坡地上部，接近分水嶺。地貌以淺凹地為代表，指河谷源頭的淺平洼地。在臺地面或高平原亦有分布。其地勢開闊微緩，呈波狀起伏。谷地源頭坡度較緩，匯水量又小，故沖刷能力較弱。順坡而下，沖刷量隨徑流量增加而增大，使淺凹地在傾斜凹槽的下端變深，轉(zhuǎn)化為深凹地，進一步可與暫時性水流形成的侵蝕溝谷相連。在臺地面或高平原上的淺凹地，坡面徑流使物質(zhì)不斷下移，在淺凹地底部堆積，形成平緩地勢和較厚土層，常被辟為農(nóng)田。2.沖刷帶：斜坡中部，坡度多變陡。面狀水流分異、積聚，徑流量和流速增加，坡面沖刷強度加大，形成許多侵蝕紋溝。其流向與坡向基本一致，橫剖面多呈V形，深度通常小于0.5m。斜坡上中部，雨滴的沖擊作用不能忽視，特別是裸露疏松的地表，雨滴降落以每秒數(shù)米的速度沖擊地表，細顆粒泥沙向四周激濺，其中向下坡激濺的數(shù)量和距離比向上坡的大，造成地表物質(zhì)逐漸向下坡方向運移。3.淤積帶：坡麓地帶，坡度變緩，坡面徑流流速減小，大部分水體滲入地下，水流攜帶的碎屑物堆積，圍繞坡地下部呈片狀覆蓋，形如裙邊，稱為坡積裙。其縱剖面為微凹向下的緩傾斜曲線，上部傾角一般6一8°，向下坡逐步變緩；坡積裙前緣，常與河谷底部、山間盆地或山前平原相接。坡積裙巖性與所坡地的基巖相同。一般由粉沙、沙和塊礫等碎屑物組成，自坡積裙頂部向前緣，組分由粗變細。因物質(zhì)搬運距離近，碎屑物的磨圓度很差，分選性不好。垂向剖面上稍具層理，順坡傾斜，出現(xiàn)由坡面徑流間歇作用形成的韻律性成層堆積和碎屑物透鏡體。在坡面徑流作用下，斜坡沖刷帶和淤積帶逐漸上移，坡地上部沖刷作用使表土不斷被蝕下移。不合理耕作、破壞植被，會加速表土流失：而坡地下部源源不斷地接受上部物質(zhì)堆積，坡積裙向上發(fā)展，使整個地區(qū)的地勢日趨和緩。【二】溝谷水流及其所成地貌一、溝谷的發(fā)育溝谷水流由面狀水流發(fā)展而成，屬暫時性線狀水流。流量變化大，暴漲暴落，溝底常干涸無水。按侵蝕溝谷的縱、橫剖面形態(tài)和演變，可把溝谷分為切溝、沖溝和坳溝三階段（圖4-2）：1.切溝：常發(fā)育在裸露坡地，水流順坡流動，往往聚成多條股流，侵蝕形成大致平行的細溝。細溝不斷擴大，發(fā)展成切溝。切溝寬深1~2m，橫剖面呈V形，溝緣明顯，溝底縱剖面與溝身坡面大致平行。但溝床如受差異巖層或大石礫阻塞影響，可形成階梯狀陡坎。2.沖溝：切溝進一步發(fā)育而成。水流向源侵蝕，溝頭不斷后退，并產(chǎn)生陡坎和跌水。同時側(cè)蝕作用，溝槽加寬，橫剖面呈寬展V形。長度可達數(shù)千米至數(shù)十千米，寬度、深度數(shù)米至數(shù)十米。沖溝縱剖面與溝身坡面不一致，溝底剖面呈凹弧曲線。3.坳溝：沖溝發(fā)育到一定程度，向源侵蝕和下蝕減弱，不再加深溝底，縱剖面坡度平緩，溝床有沉積物覆蓋；溝坡變平緩，不再有明顯溝緣。這種寬淺的干谷，稱坳溝。坳溝的形成標志著溝谷的衰亡，溝底常辟為農(nóng)田。沖溝發(fā)育過程中，若溝底下切到潛水面以下，溝谷水流得到地下水補給，則由暫時性水流轉(zhuǎn)為經(jīng)常設問：分析小切溝發(fā)育成大常流河的過程設問：分析小切溝發(fā)育成大常流河的過程？二、溝谷水流形成的地貌組合在廣大山區(qū)，分布廣泛，垂直分帶明顯。自上而下，一般由三部分組成：1.集水盆：溝谷上游的小型盆狀集水洼地。盆底受后期流水切割，常有小型侵蝕溝發(fā)育。在坡面徑流、溝流和重力作用下，集水盆周壁不斷遭沖刷、后退，范圍擴大。特別在地表坡度大、植被稀疏、組成物質(zhì)松軟的地區(qū)，暴雨襲擊，集水盆地擴展迅速。2.溝谷主干：集水盆地的水、沙通路。洪水作用下，受強烈沖刷，溝床下切深，縱向坡降大，谷坡陡峻，跌水發(fā)育。溝谷源頭向源侵蝕快，致使有些溝谷上游的集水盆缺失。3.洪積扇：溝谷出山后，坡降驟減，水流攜帶的物質(zhì)大量堆積，形成以溝口為頂點的沖出錐或洪積扇。在干旱半干旱區(qū)的山麓，洪積扇發(fā)育普遍。每當暴雨或冰雪大量融化，洪流流出山口后，迅速展開成輻射狀散流，部分水滲入地下，水流搬運能力大減，大量礫石、沙泥沉積，形成以溝口為中心的半圓形扇狀堆積體，稱洪積扇（圖4-3）。其面積可達數(shù)十至數(shù)千平方千米。扇頂與溝口相連，坡度較大，傾角可達5°以上，向邊緣坡度逐漸減少。洪積扇物質(zhì)有明顯的分布規(guī)律，從扇頂?shù)缴染壙煞譃槿齻€相帶：1)扇頂相：位于洪積扇頂部。常表現(xiàn)為舌狀疊覆的礫石堆積體。礫石粒徑大，其間常有沙、黏土混雜充填。堆積層厚度大，分選差，透水性強。2)扇中相：位于洪積扇中部。組成物質(zhì)較扇頂細，主要由礫石、沙和粉沙組成。扁平的礫石呈疊瓦狀向上游傾斜。沙層中常見交錯層理，沙質(zhì)、礫石透鏡體亦分布普遍。3)扇緣相：洪積扇邊緣部分。組成物質(zhì)較細，有亞沙土、亞黏土，有時夾沙質(zhì)或細礫石透鏡體，有水平和波狀層理。地下水往往在該地帶溢出地面，局部地段產(chǎn)生地表滯水和沼澤化現(xiàn)象。我國天山、昆侖山和祁連山等干旱、半干旱地區(qū)的山麓地帶，洪積扇十分發(fā)育。山前地區(qū)幾個相鄰的大型洪積扇，組合成洪積扇平原，或稱山前傾斜平原。洪積扇的扇緣部分，水、土資源豐富，形成成片綠洲。洪積扇形成后，如山體繼續(xù)上升，山前地帶相對下沉，老洪積扇前面可形成新洪積扇，后者部分覆蓋前者，為疊置式洪積扇。若洪積扇下方相對下降，新洪積扇頂端向下遷移，老洪積扇被溝谷水流切割，成為洪積臺地；或新老洪積扇以溝谷相連，形成念珠式洪積扇。若洪積扇基部發(fā)生構(gòu)造掀斜運動，則洪積扇軸部會沿構(gòu)造掀斜方向遷移。設問：設問：說明洪積扇扇緣水分條件好的原因？因此，分析洪積扇組合及其變形，能為新構(gòu)造運動提供資料。三、泥石流及其形成的地貌泥石流為山區(qū)常見的突發(fā)性自然災害現(xiàn)象，是由大量土、沙石塊等固體物質(zhì)與水組成的特殊洪流。其中固體物質(zhì)的體積分數(shù)超過15%，最高可達80%，容量(密度)一般大于1.3t/m3，大者能到2.3t/m3。1.泥石流形成的基本條件·1)大量松散的固體物質(zhì)：構(gòu)造破碎、地震活動、風化剝蝕或冰川活動強烈的溝谷流域，沙礫等碎屑物質(zhì)多；經(jīng)崩塌、滑坡等塊體運動進入溝槽，為泥石流發(fā)育提供物質(zhì)基礎。2)暴雨和洪水：松散固體物質(zhì)受暴雨浸潤、沖蝕，成為流塑狀態(tài)。洪水有強大侵蝕和搬運能力，將其轉(zhuǎn)為泥石流。因此，溝谷中上游地區(qū)發(fā)生暴雨、冰雪大量融化或湖泊、水庫潰決時，易產(chǎn)生泥石流3)陡峻的溝谷：泥石流溝的源頭多為環(huán)形注地，利于松散固體物質(zhì)與水流聚集，是碎屑物質(zhì)和水的主要供給區(qū)。陡峻的溝坡和比降較大的溝床，使其快速形成泥石流，并迅猛下瀉。2.泥石流類型：根據(jù)物質(zhì)結(jié)構(gòu)和流態(tài)特點，分黏性石流（層流性）和稀性泥石流（紊流性）兩類。黏性泥石流的固體物質(zhì)含量較高，一般占40%~60%，容重大于1.7t/m3，粉沙、黏土含量較多，泥漿黏度大。泥石流中的水和固體物質(zhì)稠結(jié)成整體，做等速運動。黏性泥石流流速各地不同，如西藏東南古鄉(xiāng)溝泥石流和滇北蔣家溝泥石流的一般流速分別為2~3/s和6~10m/s。稀性泥石流的固體物質(zhì)含量較低，一般15%~40%，水和固體物質(zhì)相互分離，水作為搬運介質(zhì)，礫石向下滾動或躍移，液、固兩相流體有垂直交換。它的運動與含沙量大的洪流差別不大，故不易造成溝谷阻塞。按引起泥石流的激發(fā)因素，分冰川泥石流、暴雨泥石流和地震泥石流；根據(jù)泥石流物質(zhì)組成，分為泥流、泥石流和水石流三種。3.泥石流作用形成的地貌特點：泥石流侵蝕和搬運作用強烈，特別是黏性泥石流更突出，往往造成流域內(nèi)外地貌巨變。泥石流溝谷的源頭和上游，以侵蝕作用為主，溝谷被蝕深、展寬、溝槽順直，橫剖面多呈寬而陡的槽形。如在1954一1964年，西藏古鄉(xiāng)溝泥石流溝谷上溯500m以上，下切了160m，溝床和谷緣展寬了35m、165m。泥石流溝谷的中游地段多為峽谷。若巖性單一，則溝床順直，谷壁陡而光滑，表面可見泥石流磨蝕或撞擊的痕跡，及泥石流最高泛濫線留下的泥痕；若溝谷巖性不一，則形態(tài)或?qū)捇蛘?，常出現(xiàn)多級跌水，在束狹段落或彎道的谷壁上，一般殘留有少量泥石流物質(zhì)。泥石流溝谷的下游地段以堆積作用為主。黏性泥石流停積后，形成許多平行于主流方向的礫石壘崗。其兩側(cè)邊坡和前緣坡度較陡，整體呈舌狀。堆積物大小混雜，層次不顯，分選性差，大石塊多集中分布在堆積體的頂部、兩側(cè)和前緣。礫石表面常見大而粗糙的斑狀或紡錘擦痕，系石塊在搬運過程中相互撞擊所致。同時沉積物中還發(fā)現(xiàn)有泥球、碎屑球和泥包礫等結(jié)構(gòu)。稀性泥石流的堆積體常呈扇狀，扇面傾斜度較小，沉積物中的大石塊數(shù)量較少，多呈疊瓦狀排列，傾向上游，粒徑向下變小，有一定的分選性。泥石流作用還影響下游相鄰地區(qū)的地貌發(fā)育。如巨大泥石流堆積體涌進下游的主河河谷，可能改變主河的河谷形態(tài)，甚至阻塞河道，形成險灘或暫時斷流成湖。規(guī)模大的泥石流破壞力強、突發(fā)性強，但只要充分認識其形成、發(fā)展與運動規(guī)律，就能有效防治。多年來，我國有些地區(qū)開展了治山、治水和水土保持工作，并根據(jù)不同情況，修建了攔蓄、排導和停淤等泥石流防護工程，大大減輕了泥石流危害。設問：設問：列舉減輕泥石流危害的措施？典例(2021年山東卷)18.閱讀圖文資料，完成下列要求。（16分）海巴洛溝流域位于青藏高原東南緣，橫斷山脈中段（下圖），面積53.4km2。主溝發(fā)源于哈巴雪山西側(cè)，匯入金沙江一級支流沖江河，長度12.8km。流域自下而上分為高山寒帶峰脊區(qū)和寬谷區(qū)、溫帶窄谷區(qū)、亞熱帶低谷區(qū)。該流域降水量隨海拔升高而顯著增加，其中海拔4200m以上的峰脊區(qū)年降水量超過1100mm。2019年7月28日，峰脊區(qū)6小時降水量達60.4mm，激發(fā)了特大規(guī)模降水-冰川融水混合型泥石流。（1）指出海巴洛溝流域形成泥石流的四類固體物質(zhì)來源。（4分）（2）分析海巴洛溝流域主溝道AB段、BC段和CD段地形對泥石流形成的作用。（6分）（3）分析海巴洛溝流域泥石流對當?shù)貥?gòu)成嚴重威脅的自然原因。（6分）答案：18.（1）冰磧物（冰川搬運堆積物）；崩滑體堆積物；風化碎屑物；斷層破碎物。（2）AB段：地形陡峻，易發(fā)生崩塌，且徑流匯流速度快，為泥石流形成提供物質(zhì)和水動力條件；BC段：地形較和緩開闊，為大量松散固體物質(zhì)積累提供場所；CD段：溝道狹窄順直、坡度大，加快泥石流的通過時間。（3）豐富的松散固體物源和水源條件，導致泥石流易發(fā)；泥石流運動速度快，規(guī)模大，沖擊力強；峰脊區(qū)降水量大，并疊加積雪融水，使得泥石流多發(fā)育在高海拔地區(qū)，下游不易察覺，隱蔽性強?！救亢恿鞯淖饔盟鞑粩嗨茉旌哟?，其動能與水量M的一次方和流速V的二次方成正比，即：水流動能=水量×流速2水流動能增強，夾帶泥沙的能力增大，河床發(fā)生侵蝕；反之沉積。流水通過侵蝕、搬運和堆積三種作用塑造河流地貌。一、河道水流的運動特征河流地貌形態(tài)的變化，主要取決于水流的運動特征。其中紊流、環(huán)流、旋渦流對地貌的影響最密切。（一)紊流按質(zhì)點運動狀態(tài)，水流運動有層流與紊流兩種。天然河流一般均屬紊流，水質(zhì)點以渦體的形式呈不規(guī)則運動，流向與流速均不斷偏離其平均值，稱脈動，即水流的瞬時流速與流向可分解成與主流一致的時均值及脈動值兩部分。水流脈動強度從水面向下逐漸增大，河底附近最大，再向床底又逐漸減少。脈動使水流內(nèi)部各層的水質(zhì)點混雜，并可掀起床底泥沙。(二)環(huán)流河道水流除向下游運動，還存在垂直于主流的橫向運動，且表層與底層橫向水流的方向相反，如不考慮縱向水流，在過水斷面上，橫向水流構(gòu)成封閉系統(tǒng)，稱環(huán)流。環(huán)流與縱向水流結(jié)合為螺旋流。水流流經(jīng)彎道時，水質(zhì)點做曲線運動產(chǎn)生離心力。離心力使表層水流趨向凹岸，過水斷面形成橫向比降，而底部水流在壓力的作用下流向凸岸，這是彎道環(huán)流的主要原因（圖4-4）。在地球自轉(zhuǎn)偏向力的作用下，北半球水流偏向右岸，南半球偏向左岸，對彎道環(huán)流起著增強與減弱的作用。在順直的河道中，漲水時河床中間部分水面高，兩邊低，退水時河道中間水面低，兩岸高，兩種情況均可產(chǎn)生橫向比降，同時存在方向相反的兩個環(huán)流，但強度卻比彎道環(huán)流弱得多。環(huán)流對彎道處地貌的形成、河床局部沖淤有明顯作用。(三)旋渦流在天然河道不規(guī)則河岸附近及河底起伏時，由于水流離解，液體常以質(zhì)點群的形式圍繞一個公共軸轉(zhuǎn)動，稱旋渦流。河岸附近繞垂直軸旋轉(zhuǎn)的直軸旋渦，常對河岸產(chǎn)生強烈沖蝕，引起河岸的崩塌。床底巖檻及沙坡等起伏處形成的橫軸旋渦流，會使床底變形。此外，根據(jù)水流動能與勢能的比值，可將河道水流分為急流與緩流，并用費洛德數(shù)來判斷。費洛德數(shù)＝斷面平均流速÷重力加速度與斷面平均水深的乘積的算術(shù)平方根。急流(費數(shù)＞1)受阻力小，沉積物搬運量大，水面起伏與床底起伏同相。緩流(費數(shù)＜1)受阻力大，沉積物搬運量少，水面波動與床底起伏異相。設問：設問：說明某河流上游下蝕速度快的原因？二、河流的侵蝕河水破壞地表，沖走物質(zhì)稱河流侵蝕。水流除本身沖蝕外，還用攜帶的碎屑物對河床進行撞擊和磨蝕。流水對河床的侵蝕按作用方向，可分下蝕和側(cè)蝕。流水加深河床與河谷的作用稱下蝕（也稱下切、垂直侵蝕）。下蝕的強度取決于水流的動能、含沙量及河床組成物質(zhì)的抗沖強度。動能愈大，水中夾帶的泥沙愈少，河床的組成物質(zhì)愈松散，則下蝕速度愈快。河流上游及山區(qū)坡度較大，河床下蝕作用強；當河流流經(jīng)平原地區(qū)，特別是進入河口段后，坡度減緩，流速減慢，夾帶的泥沙相應增加，下蝕強度大為減弱。常把海平面作為河流下蝕的終極基準面。流水拓寬河床和河谷的作用稱側(cè)蝕（也稱側(cè)方侵蝕、旁蝕）。側(cè)蝕主要發(fā)生在河床彎曲處，由于主流線迫近凹岸和橫向環(huán)流，使凹岸受蝕，凸岸堆積，彎道曲率半徑不斷減小，離心力增大，橫向環(huán)流增強，側(cè)蝕作用增強。河流側(cè)蝕使河床側(cè)向遷移、河曲發(fā)育。河流的下蝕和側(cè)蝕常同時進行。河流的不同地段、發(fā)育階段，下蝕與側(cè)蝕有主次之分。向源侵蝕即向源頭的后退侵蝕，亦稱溯源侵蝕。實際是河流下蝕作用在源頭或河床坡度突變處（瀑布、裂點）向上發(fā)展的結(jié)果。向源侵蝕的速度除受流速和水量控制外，還取決于表面巖石和土層的軟硬程度。向源侵蝕使河床伸長。三、河流的搬運水流攜帶泥沙及溶解質(zhì)，并推移床底沙礫的作用稱河流的搬運作用。1.推移：泥沙顆粒沿河底滾動、滑動或跳躍運動，統(tǒng)稱推移。當床底有推移質(zhì)向前運動時，會出現(xiàn)床沙形體，波狀起伏。大部分推移質(zhì)的運動都呈沙波形式，可根據(jù)沙波運動速度及形態(tài)來計算推移質(zhì)的輸沙率。據(jù)長江宜昌水文站實測推算，推移質(zhì)的輸沙率與流速的四次方成正比。2.懸移：水流夾帶的細小泥沙以懸浮狀態(tài)被搬運，稱懸移。泥沙能懸浮于水中，主要受紊流的垂直速度影響，懸移質(zhì)的多寡與流速、流量及流域組成物質(zhì)有關(guān)。水流條件改變時，推移與懸移可以互相轉(zhuǎn)化的，如原來推移，當水流能量增大時可能轉(zhuǎn)化為懸移。世界大河流中，懸移質(zhì)輸沙量超過1×10?t的有13條，我國黃河輸沙量及平均含沙量均居世界首位。據(jù)錢寧提出的資料，我國主要河流泥沙搬運總量如表4-1所示。3.溶解質(zhì)搬運：河流除推移、懸移搬運泥沙外，還帶走水中的溶解質(zhì)。在石灰?guī)r等可溶性巖地區(qū)，數(shù)量可觀。四、河流的沉積當河流能量降低，不再有足夠的能力搬運其原來搬運的泥沙，就要發(fā)生泥沙沉積。首先停止運動，沉積下來的是推移質(zhì)中的大顆粒，隨著能量進一步減少，推移質(zhì)按體積和質(zhì)量的大小依次停積，而懸移質(zhì)漸次轉(zhuǎn)化為推移質(zhì)，繼而在床底停積。引起河流搬運能力降低的因素很多，主要有河床坡度降低、河流流量減少及人工筑壩攔水等。如河流由山地進入平原，河流曲流擴大使河流長度增加，河流注入靜止的水體等都可使河床坡度降低；滲漏、蒸發(fā)及人工改道、引流使河流流量減少；支流攜帶多量泥沙和較粗粒物質(zhì)注入主流，都促使發(fā)生沉積。河流的侵蝕、搬運和沉積作用同時進行，且錯綜交織，但在不同河段作用性質(zhì)有差別。一般情況下，河流上游以侵蝕作用為主，下游以堆積作用為主。曲流河段凹岸侵蝕，凸岸堆積。圖4-5以泥沙粒徑為橫坐標，流速為縱坐標，表示泥沙的侵蝕，搬運、沉積與沉降速度和粒徑間的關(guān)系。設問：分析設問：分析某河段流速降低的原因？上方曲線表示侵蝕速度，就是泥沙的啟動流速，其曲線呈凹形。因粗沙沉積物的啟動流速隨粒徑增大而增大，而細沙、粉沙、泥質(zhì)沉積物，受顆粒間的黏結(jié)力和近壁流層的黏滯作用，粒徑減小，啟動流速反而增大。下方曲線表示沉積物的沉降速度，沉降速度隨粒徑增大而增大，流速小于沉降速度，發(fā)生沉積，介于啟動流速和沉降速度之間，沉積物被搬動?！舅摹亢恿鞯孛惨?、河谷的基本形態(tài)在經(jīng)常性水流的長期侵蝕下，高地面被蝕，自上游向下游呈連續(xù)伸展并大致拓寬的河谷，規(guī)模小的通常寬幾米，長幾十米，大的可寬幾十千米，長達數(shù)千千米。河谷最基本的形態(tài)分谷坡與谷底兩大部分。谷底較平坦，由河床與河漫灘組成；谷坡分布在河谷兩側(cè)，常有階地發(fā)育。谷坡與谷底的交界處稱坡麓，谷坡上緣與高地面交界處稱谷肩或谷緣（圖4-6）。山區(qū)河流開始發(fā)展階段，河流坡降較大，下蝕作用強烈，往往形成深狹峽谷，谷底常見急流瀑布和壺穴。由于沿谷谷坡巖性強弱和塊體運動程度不同，谷地形態(tài)有顯著差異；按形態(tài)，可分隘谷和V形谷。隘谷谷底狹隘，全為河床所占，谷坡直立，是河流下蝕作用塑造的，如金沙江虎跳澗段。V形谷谷底較開闊，兩側(cè)為傾斜谷坡，坡麓常有倒石堆，谷頂間距遠大于河底寬度。V形谷的形態(tài)表明，河流下蝕時，塊體運動和坡面流沖刷，蝕去了大量谷坡物質(zhì)。在河流作用下，河床縱剖面坡度變小，側(cè)蝕作用加強，河床被拓寬，并發(fā)育曲流和河漫灘，谷坡后退，河谷橫剖面呈淺寬U形。以后，谷坡在長期剝蝕和溝壑刻蝕下，在寬廣的河漫灘或沖積平原兩側(cè)，僅殘留緩斜坡或丘陵。二、河床地貌(一)河床縱剖面河流平水期河水所占的谷底部分稱為河床。從河源到河口，沿河床最低點所作的剖面稱河床縱剖面。一般河流上游或山地石質(zhì)河床的縱剖面坡度較陡，中下游河段或平原沖積河床的縱剖面坡度緩?？傮w上看，多數(shù)河流的河床縱剖面呈凹形。河流的下切侵蝕深度不是無止境的，通常是下切到接近某一水平面后，逐漸失去侵蝕能力，不再向下侵蝕，這一水平面稱河流的侵蝕基準面。侵蝕基準面又分終極侵蝕基準面和地方侵蝕基準面兩種?？刂坪恿飨虑星治g的最低基面稱終極侵蝕基準面。多數(shù)學者以海洋面作為河流的終極侵蝕基準面。但很多河流中下游水面達到海平面高度時，仍有一定流速，使河床受蝕面低于海平面。如長江武漢以東的中下游河段，有些地方河床低于海平面幾十米到近百米，甚至在長江三峽，由于水流湍急，下蝕作用強，有幾段河床也低于海平面(圖4-7)。局部侵蝕基準面指河流流經(jīng)的堅硬巖坎、湖泊洼地及主支流匯口處等，它們控制著其上游河段或支流的下切作用。局部侵蝕基準面是暫時的，但它控制河流的向下侵蝕，在河流發(fā)育中起重要作用。侵蝕基準面變化必然引起河流的再塑造。當侵蝕基準面上升時，水面比降減少，水流搬運泥沙的能力減弱，河流堆積；當侵蝕基準面下降時，出露的河床坡度增大，水流侵蝕作用加強，開始在新出露的河段發(fā)生侵蝕，然后逐漸向上游發(fā)展，導致溯源侵蝕。溯源侵蝕在河流中普遍，除河口段因侵蝕基準面下降引起后退侵蝕外，主支流上游的溝谷源頭向分水嶺的侵蝕，河流跌水向上游后退侵蝕等，均屬溯源侵蝕。在黃土高原，溝谷源頭向河間地的推進，每年可達數(shù)十米，這是由于源頭或跌水處水流垂直跌落，強烈掏蝕，陡坎上黃土巖層崩塌所致。溯源侵蝕使河床向縱深方向發(fā)展，引起河流縱剖面變化。天然河流在水流與河床長期相互作用下，發(fā)育一定的斷面和河床坡降，使水流和所挾泥沙暢通下輸入海。當河床的侵蝕和堆積達到平衡狀態(tài)（沖淤平衡)時，出現(xiàn)的河床設問：分析黃土高原溝谷延長的原因？縱剖面稱平衡剖面（均衡剖面），它是圓滑均勻的凹形剖面。這種河流沖刷力量與河床阻力相等，河流所具能量恰好將來水和來沙下輸，設問：分析黃土高原溝谷延長的原因？影響河床縱剖面發(fā)展的因素，如氣候、水文（流量、流速，泥沙量）巖性、植物之間存在緊密的聯(lián)系。其中一個因素變化，其他因素將隨之發(fā)生調(diào)整。因此，床底剖面侵蝕和沉積之間的平衡關(guān)系是暫時的、相對的。達到相對平衡狀態(tài)的河流，并非靜止不變，而是具有適應外界因素變化的調(diào)節(jié)能力，水流力求達成輸沙平衡，河床也發(fā)生相應調(diào)整，趨近新的平衡。隨著時間推移，流域內(nèi)絕對高度、相對高差將逐漸變小，沉積物顆粒逐漸變細，而河床縱剖面坡度也將變得更加平緩。(二)沙波沖積河床上常見的變化迅速的微地貌。當推移運動達到規(guī)模時，河床表面多形成起伏的沙波。沙波的成因一般認為與水流脈動有關(guān)。天然河床通常不平整，即使原河床是平整均勻，由于河底流速脈動，床面的泥沙被擾動，必產(chǎn)生微小的凹凸，近底水流與不平的床面相互作用形成沙波。觀測表明：隨著水流加強，沙波及相應床面形態(tài)常經(jīng)歷幾個不同的階段。當水流流量或水面坡度增加到一定程度時，平坦的床沙開始被擾動，形成沙波，沙波的尺度與河流大小無關(guān)，大江與小河的沙波尺度相差不大，波高一般僅數(shù)厘米，波形不對稱，迎水坡緩而長，背水坡陡而短，迎水坡沖刷，背水坡堆積，沙波緩慢下移。在狹深河床上，沙波呈平行帶狀排列，寬淺河床則呈魚鱗狀排列的新月形。若流量或坡度進一步增大，可形成沙壟，沙壟的規(guī)模隨河流的大小而異，大江沙壟波高以米計，波長可數(shù)百米，波形與沙波雷同，分布不及沙波規(guī)則，下移速度較大，每天數(shù)米到十余米。流量或坡度再增，大量推移質(zhì)轉(zhuǎn)化為懸移質(zhì)，沙壟消失，并再次形成平坦床面，但這時緊貼床面有大量泥沙在運動，故平坦的床沙上形成平行于流動方向的線狀構(gòu)造（水流線理）。如水流動力再增，當費洛德數(shù)大于0.8h時，形成逆行沙波。逆行沙波坡形對稱，波幅較大，表面起伏與水面波動起伏一致，水流經(jīng)過沙波的迎水坡時，好像上坡一樣，把部分泥沙就地卸下，而越過波峰時，又有余力攫取部分泥沙，因此沙粒向下游方向搬運時，逆行沙波形體向上游移動（圖4-8）。設問：分析設問：分析導致河床沙壟向下游移動的原因？天然河床上往往同時存在幾種不同階段的床沙形體，各自經(jīng)歷不同的發(fā)展過程，這是水力與泥沙在河床不同部位的分布不均勻性導致的。(三)淺灘和深槽河流河床分布著各種形態(tài)的泥沙堆積體，高程在平水位以下者，統(tǒng)稱淺灘，淺灘之間，水深較大的河槽稱深槽。淺灘與深槽交替分布，使河床出現(xiàn)縱向波狀起伏的微地形。淺灘的形成是由于輸沙能力小于含沙量，多是流速變小、環(huán)流減弱或洪枯水流流路不一致導致的。河灣凹岸和河床的束窄段，受水流沖刷，形成深槽。淺灘處河床形態(tài)有邊灘、心灘、沙?。ê降罍\灘）等（圖4-9）。邊灘與河岸相接，在枯水期露出水面。主要分布在寬淺河床的岸邊、展寬河段兩側(cè)的回流區(qū)和彎曲河段的凸岸。心灘位于河心，主要分布在束窄河段上游的壅水區(qū)、迅速展寬或有支流匯入的河段。洪水期心灘被淹沒，表面沉積大量較細泥沙，使其不斷淤高。高程超過平水位時，它轉(zhuǎn)變?yōu)榻闹?。如河床遷移，江心洲靠岸并入河漫灘。沙埂是連接邊灘與邊灘、邊灘與心灘的水下堆積體，它隔斷了上下深槽。因其水深較淺，枯水期往往成為航行障礙，故又稱航道淺灘。河水不斷向下游運動，淺灘和深槽的位置也緩慢下移。淺灘灘脊高程和深槽的深度往往呈年周期變化。以航道淺灘和深槽為例，淺灘多半經(jīng)歷洪淤、枯沖，而深槽則經(jīng)歷洪沖、枯淤?？菟畷r，淺灘壅水作用明顯，其水面比降大于深槽水面比降，這時深槽水深雖大于淺灘，但比降的差異大于水深的差異，因此淺灘段的輸沙能力大于深槽段，造成淺灘沖刷，深槽淤積；洪水期相反，淺灘的壅水作用消失，其水面比降與深槽差不多，而深槽的水深大于淺灘，水深差異大于比降的差異，因此深槽段的輸沙能力大于淺灘段，導致淺灘淤積而深槽沖刷。設問：分析設問：分析有支流匯入的河段江心洲的形成原因？典例(2021年廣東卷)邊灘是由于河流沉積作用形成的與河岸相連的泥沙質(zhì)堆積體。三峽水庫運行后，長江中游邊灘整體呈萎縮態(tài)勢。研究表明，長江中游某段河道河床泥沙起動流速在0.25-0.50m/s之間。圖3示意該段河道某斷面在不同流量時的流速與水深情況。圖4示意該段河道流量超過15000m3/s的持續(xù)天數(shù)與邊灘面積關(guān)系。據(jù)此完成15～16題。15.由圖3可知，當流量從14278m3/s降至6888m3/s時，該河段A.侵蝕主要發(fā)生在深槽區(qū)，邊灘體擴大B.侵蝕主要發(fā)生在邊灘體，深槽區(qū)縮小C.侵蝕主要發(fā)生在邊灘體，深槽區(qū)擴大D.侵蝕主要發(fā)生在深槽區(qū)，邊灘體縮小16.根據(jù)圖4，近年來長江中游邊灘整體萎縮的原因除侵蝕作用外，還可能是A.河道來沙量減少B.河道的水位升高C.河岸護坡工程建設D.河道洪峰流量增加答案：15.A由圖3可知，當流量從14278降到6888時，該河段會出現(xiàn)什么情況？A項：侵蝕發(fā)生在深槽區(qū)，圖中深槽區(qū)無論是高流量還是低流量，流速都在1以上，遠遠大于0.5，所以發(fā)生侵蝕是確定的；再看看“邊灘體擴大”對不對？流量為17278時，邊灘體流速大于1；而流量降到6888時，邊灘體流速快速降到0.25以下，這是低于泥沙啟動的速度，所以這個流量下，邊灘體會以沉積為主，邊灘體擴大是對的，選A。16.A近年來長江中游邊灘體萎縮，與三峽大壩蓄水攔沙直接關(guān)聯(lián)，水庫調(diào)水沖沙，侵蝕加強，同時，三峽水庫為一個高峽平湖，進入水庫的泥沙大量沉積于庫區(qū)，輸往中游的泥沙大幅度減少，邊灘沉積作用減弱，所以選A；B錯，三峽水庫調(diào)節(jié)中下游的流量，不會使水位升高；C錯，如果是護岸工程的話，只會保護邊灘不受侵蝕；D錯，三峽水庫的調(diào)節(jié)，只會減小洪峰流量。(四)石質(zhì)淺灘和深槽、巖檻與壺穴都是山區(qū)侵蝕性河流的河床地貌。石質(zhì)灘由基巖或粗大亂石組成，多處于崇山峻嶺的峽谷河段，常形成急流險灘。石質(zhì)灘河床在平面形態(tài)上曲折多變，河面時寬時窄，縱剖面坡降很大，橫斷面兩岸陡峻。除崩巖墮入河中或溪溝沖出泥石流，河床會局部變形外，河床形態(tài)基本穩(wěn)定。石質(zhì)深槽淺灘相間分布，深槽多沿地質(zhì)構(gòu)造破碎帶發(fā)育。如長江三峽三斗坪附近有八個石質(zhì)深槽，其中木沱深槽長980m,深度低于吳淞零點36m。巖檻是橫亙于河底的堅硬基巖。它與下游河床形成不連續(xù)陡坡，常形成瀑布或跌水，并構(gòu)成上游河段的地方侵蝕基準面。巖檻的形成與構(gòu)造、巖性有關(guān)，斷層活動帶或巖脈露頭處常形成巖檻。壺穴是基巖河床中被水流沖磨的深穴。壺穴分布在山區(qū)基巖節(jié)理發(fā)育或構(gòu)造破碎帶的石質(zhì)河床。山區(qū)河床坡降大，水流急，沖擊巖石節(jié)理面或破碎帶，掏蝕河床，形成深潭里的水流旋渦，夾著礫石對河床進行磨蝕，能形成數(shù)米或更深的壺穴。設問：設問：描述某山區(qū)河流基巖河床形成深穴的自然條件？(五)沖積河床的平面形態(tài)平原河流在沖積層流動，不受河岸基巖約束。流域條件不同，河床的平面形態(tài)各異，主要有順直微彎型、彎曲型、分汊型和散亂型四類。1.順直微彎型：河段順直或略彎曲、河床曲折率小于1.5，但深泓線可彎曲：兩岸邊灘交錯分布，橫斷面上邊灘與深槽并列；上下邊灘間有淺灘（沙?。┫噙B，縱剖面上深槽與淺灘相間(圖4-10)。順直微彎型河床多分布于較狹窄或兩岸抗沖性強的河谷，河漫灘由黏土組成，灘地高而植被好，河床平面擺動受限制。河床組成物質(zhì)的抗沖性差，隨著深泓的擺動下移，邊灘、深槽相應下移，河岸附近時而成為邊灘，時而成為深槽，故此河型對港口碼頭和取水工程都很不利。2.彎曲型（曲流型或蜿蜒型）：最常見。河床曲折率等于或大于1.5，平面上河床蜿蜒曲折，河漫灘寬廣，深槽緊靠凹岸，最深點位于凹岸頂點偏下游處，河灣的曲率半徑愈小，水深愈大。河床橫斷面不對稱，凹岸深槽與凸岸邊灘對應，深槽與邊灘延伸很長，均呈圓弧形。上下邊灘由淺灘相連，淺灘位于兩個反向河彎之間轉(zhuǎn)折點，稱過渡段(彎道的銜接段)淺灘，故縱剖面亦具階梯狀坡折（圖4-11）。彎曲型河床多分布于河谷寬廣、坡降平緩、河岸較低，并由二元結(jié)構(gòu)組成的谷底，這里曲流擺蕩有足夠的回旋余地。螺旋流在彎曲型河床的形成中的作用很大。在螺旋流的作用下，凹岸受侵蝕、凸岸發(fā)生堆積，這是彎曲型河床發(fā)展的最主要的特征。當彎曲型河床發(fā)展到一定階段，上、下兩個反向河彎按某個固定點，呈S形向兩側(cè)擴張，河曲頸部愈來愈窄，當水流沖潰河曲頸部后引起自然裁彎取直。河彎裁直后，廢棄的舊曲流逐漸淤塞衰亡，成為牛軛湖；新河因流程縮短，比降增大，往往迅速拓寬，發(fā)展成主槽。例如，1971年7月，長江在石首縣六合垸裁彎取直，使原來長20多千米的河曲縮短到不足1km，一個月后，新河床河面已拓寬到1km，流量約占70%，成為新的長江主流。沖積平原的彎曲型河床，河床不受河岸約束，可在寬廣谷底自由地迂回擺動，稱自由曲流。山區(qū)河流雖受河谷基巖河岸約束，但也常發(fā)育刻蝕地面而下的河曲，稱深切河曲（嵌入河曲）。深切河曲通常原來就有彎曲的河道，后期地殼上升，導致河流下切而成。若深切河曲下切過程中同時進行強側(cè)蝕，使河的彎曲度不斷增加，河曲頸部的寬度逐漸變窄，也會發(fā)生自然裁彎。被廢棄曲流環(huán)繞的基巖被孤立在一側(cè)，成為離堆山（圖4-12）。由于河曲擴展，河流長度增加，河床坡度減小，侵蝕能力減弱，曲流發(fā)育到一定程度不再拓寬，河床將在谷底一定范圍內(nèi)擺動，河曲帶的寬度維持穩(wěn)定，實際上曲流帶的寬度和河流寬度間存在比例關(guān)系。據(jù)統(tǒng)計，自由曲流的曲流帶寬度和河寬比值隨河寬的增大而減小。當河床30m寬時，曲流帶16倍于河寬；河床300m寬時，曲流帶12倍于河寬；河床900m時，曲流帶11倍于河寬。3.分汊型（江心洲型）：分汊型河道河床寬窄相同，窄段為單一河床，寬段則由一個或幾個江心洲間隔成兩股或多股汊道（圖4-13）。分汊型河床橫斷面為復式斷面。汊河水深和河寬均不及分汊前的單一河床，故汊河入口處的河床多呈倒坡，與上游單一河床相接。各股汊河內(nèi)的河床微地貌與相應的單一河床相似。分汊型河床主要分布在束狹段上下方的開闊河段，由于壅水或水流擴散，淤積加強，沉積心灘，繼而淤高成江心洲。此外，水流對邊灘及沙嘴的切割也能形成汊河。汊河的發(fā)展與衰亡取決于汊河分流比（即進入汊河的流量占總流量的百分比）和分沙比（即進入汊河的泥沙量占總含沙量的百分比)的關(guān)系，分流比大于分沙比，往往引起沖刷；分沙比大于分流比，常引起淤積，這樣導致汊河的發(fā)展與衰亡。汊河衰亡，江心洲與河岸相連，則分汊河段又變?yōu)閱我缓哟?。在汊河發(fā)育過程中，如洪枯水動力軸線（斷面最大流速點的連線）在兩汊交替通過，往往可以使汊河維持穩(wěn)設問：分析導致河段設問：分析導致河段分汊的原因？典例19.閱讀圖文材料，完成下列要求。(14分)關(guān)洲河段位于長江中游，上距三峽壩址約100千米，屬于彎曲雙分漢河型。關(guān)洲島把關(guān)洲河段分為南、北河道。某地理科研團隊研究發(fā)現(xiàn)，1萬年以來關(guān)洲島地層沉積物顆粒從下部到上部呈現(xiàn)細一粗一細的分布，分別對應了該河段河道變遷的三個階段。目前，關(guān)洲河段南、北岸分別為石質(zhì)和土質(zhì)河岸。圖8示意關(guān)洲河段河道變遷和地貌演化。圖9示意關(guān)洲河段南、北河道年內(nèi)流量分流比。(1)根據(jù)關(guān)洲島地層沉積物顆粒分布特征，指出關(guān)洲河段三個階段的流速變化并分析該河段由單型河道演變?yōu)殡p分汊型河道的過程。(6分)(2)研究發(fā)現(xiàn)，關(guān)洲河段年內(nèi)流量常出現(xiàn)南、北河道主次變更現(xiàn)象。據(jù)此推測關(guān)洲河段南、北河道的特征。(4分)(3)有人認為未來關(guān)洲島會向北相對移動，你是否贊同?表明你的觀點并說明理由。(4分)答案：19.(1)流速變化：慢一快一慢(先由慢到快，再由快到慢)。變化過程：(早期，河漫灘地處河灣凹岸，與陸地相連)隨著流速加快，長江加劇侵蝕南岸河漫灘，奪車陽河下游河道東流，原河漫灘殘余部分形成水下淺灘；長江河道繼續(xù)南遷，流速減慢，水下淺灘因泥沙沉積出露水面形成江心洲，使此段河道變?yōu)殡p分汊型河道。(2)北河道相對寬而淺，河岸較緩，易于洪水期過水；南河道相對窄而深，河岸較陡，對枯水期進流更有利。(3)贊同。長江北岸(凸岸)維續(xù)淤積，向南擴展；上游水庫蓄水減少洪水對北河道沖刷，北河道淤積大于侵蝕；上游水庫蓄水攔沙使南河道沖刷嚴重，南河道侵蝕大于淤積，岸灘崩塌后退，關(guān)洲島距離長江南岸越來越遠。不贊同。長江南岸為石質(zhì)河岸，抗侵蝕能力較強；護岸工程建設，穩(wěn)固長江南岸；上游水庫蓄水攔沙，該河段沖淤平衡，關(guān)洲島位置相對穩(wěn)定；關(guān)洲島南岸為凸岸不斷淤進，北岸為凹岸不斷蝕退，關(guān)洲島距離長江南岸越來越近。4.散亂型（游蕩型）：散亂型河床河段順直，河身寬淺，水流散亂，槽灘高差不大，沙灘眾多，河汊密布，無固定主槽（圖4-14）。設問：描述地上河形成需要設問：描述地上河形成需要的自然條件？散亂型河床嚴重淤積。主要分布在沙多水少，洪水暴漲暴落，河岸及河床的抗沖性小，而河床縱比降較大的河段。散亂型河床主槽擺動不定，沙灘沖淤多變，床面迅速淤高，故也稱游蕩型河床。黃河下游孟津至高村段即為典型的散亂型河床，該段河床平均每年淤高10cm，已形成高出兩岸地表10m以上的“地上河”。柳河口附近的深槽，一晝夜間來回擺動的距離可達6km。三、河漫灘當河流洪水泛濫時，除河床外，谷底部分也被淹沒，被淹的河底灘地稱河漫灘。河流中下游的河漫灘寬度往往比河床大幾倍到幾十倍。極寬廣的河漫灘也稱泛濫平原或沖積平原。山區(qū)河流的谷底受巖岸的約束，河漫灘發(fā)育差，寬度較小，河漫灘常限于河流凸岸。山區(qū)河流洪水位高，河漫灘也比平原河流高，分高河漫灘、低河漫灘或數(shù)級河漫灘。(一)河漫灘的形成和沉積結(jié)構(gòu)通常情況下，V形谷谷底幾乎全為河床占據(jù)。粗粒沉積物部分在河床堆積，河流凸岸由于流速較緩也有堆積，形成濱河床淺灘。隨著曲流發(fā)展，淺灘不斷展寬加高，以至平水期大片露出水面形成雛形河漫灘，并與谷坡的坡積裙相接。這時河谷還比較狹窄，洪水期與平水期流速相差不大，所以雛形河漫灘上主要沉積粗粒河床相的推移質(zhì)沉積物，較細的懸移物質(zhì)被帶往河流下游。河谷繼續(xù)展寬，淺寬的灘上水流流速變得更小，即使洪水時粗粒碎屑物也不能被帶上灘地，只有較細的懸移質(zhì)能沉積在這里。這樣，便形成具有二元結(jié)構(gòu)的河漫灘沉積。桑采爾(1951)指出：“河漫灘上覆的細粒沉積物與下伏的粗粒沉積物是兩個互相聯(lián)系的單元，是在河谷發(fā)展、河床沿河谷谷底側(cè)向移動與洪水泛濫加積造成的”（圖4-15）。河漫灘沉積物由粗變細的原因：側(cè)蝕使河道加寬，水流變慢，沉積物變細。河漫灘沉積物由粗變細的原因：側(cè)蝕使河道加寬，水流變慢，沉積物變細。從平原河流河漫灘二元結(jié)構(gòu)的沉積剖面中，往往可見下部粗粒的河床相沉積中也不均一，而是愈近底部顆粒愈粗，愈到上部顆粒愈細，反映河床側(cè)蝕作用下主流隨河床向側(cè)方移動，在凸岸淺灘上。早期洪水流速大，殘余的粗粒物粒徑大，并常富集有用礦物；后期因河床彎曲