第一部分 流水作用
一、流水侵蚀作用
1. 侵蚀作用：是流水破坏地表物质，使它脱离原位的作用，称为侵蚀作用。
侵蚀作用的方式有两种：
化学溶蚀，是水对可溶性岩石的溶解。
机械侵蚀，是流水以其动能产生推力和上举力，使物质脱离地面，进入水中。
2. 流水机械侵蚀方式有两类：
（1）片状（面状）侵蚀：即降雨或冰雪融水在分水岭或倾斜的坡地面上产生的薄层流水对地面的侵蚀，其结果是使地面高度均匀地降低。
（2）线状侵蚀：降雨或冰雪融水在固定的沟谷或河谷中，对沟床或河床进行侵蚀。其侵蚀形式又有以下三种：
第一，垂直侵蚀（下蚀、下切）：指流水对河（沟）谷底部进行的侵蚀，结果是使谷地加深。当下蚀达到某一水面时，下蚀作用便会停止。控制河流（或沟谷）下蚀作用的水面即为侵蚀基准面。侵蚀基准面有暂时侵蚀基准面和最终侵蚀基准面两种。
第二，溯源侵蚀：指流水向河（沟）谷源头进行的侵蚀。使谷地伸长，溯源侵蚀与流水下蚀过程同步进行。
第三，侧向侵蚀（侧蚀）：指流水对河（沟）谷两坡的侵蚀。使谷坡后退，谷地扩宽。
二、搬运作用
搬运作用是流水将侵蚀下来的物质向下游搬移的过程。搬运方式有四种：
推移
跃移
悬移
溶解质搬运
1. 推移：一般颗粒粗大而较重的砂砾，在水力推动下，沿着床底滑动或滚动前移。搬运能力的大小，是以砂砾的重量与流速的6次方成正比来计算。
2. 跃移：是颗粒中等大小的砂砾，在床底与水流之间的跳跃式前进。
跳跃开始时，水流上举力大于颗粒重力，颗粒跃起。
当它升入水中后，砂砾表面完全与水接触，此时砂砾顶、底面的流速相差不大，压力差减小，上举力减弱，重力作用相对增加，颗粒沉降到床底。
水流的压力差再增大，颗粒再一次跃入水中。
3. 悬移：
是颗粒细小的泥沙，以悬浮方式的移动。
处于紊流状态的水流，当其水质点的向上分速大于泥沙沉速时，泥沙则长时间被抬升，进入水中成为悬浮状态，并被搬运。
4.溶解质搬运：是指可溶性的矿物或岩石被水溶解后，成为溶解质被水带走。
三、堆积作用
1. 堆积作用是当流水的流量减小，或流速减慢，或含沙量增加时，搬运能力受到削弱造成泥沙的堆积。
2. 搬运能力的减弱是逐渐进行的。
首先堆积的是粗重颗粒，继而是中等颗粒，最后是细小颗粒。
对于河流来说，动力由上游往下游逐渐减小。
堆积物的分布基本规律是上游颗粒最大，中游次之，下游最小。
第二部分 片流作用与片流地貌
一、片流作用
片流作用
即面流、散流、坡面流水作用。
指雨水或冰雪融水在坡地上产生的薄层流水。
流路极不稳定。
片流作用的强弱受气候、地形、岩性 和植被等因素影响。
1. 气候因素：
降雨量和降雨强度是片流作用的重要因素，雨量多而降雨强度大的地区，片流作用也大。
其中降雨强度影响最为重要。
2. 地形因素：坡度和坡长分别影响流速和流量，它们两者都是侵蚀力的主要因素。
坡度在40-50°时侵蚀量最大，超过该坡度时，侵蚀量减小。因为坡度越大，实际受雨面积减少，从而减少流量，侵蚀力受到影响。
在坡度不同，长度相等的地面在同一水平面上时，受雨面积是不等的，如坡度大的地面比坡度小的地面少。
坡长与流量关系成正相关。坡长增大时，水中挟带的泥沙越来越多，大量水能消耗在搬运泥沙上，侵蚀力相对减弱。
3. 岩性因素：
岩石的软硬以及残积、堆积物的致密程度，都会影响到地面的抗蚀能力。
如在页岩、泥岩分布区、黄土堆积区及花岗岩风化壳（残积层）分布区，由于岩性软弱或土质疏松而抗蚀力差，片蚀作用强烈。
4. 植被因素：植被对地面具有保护作用，可拦截雨水，避免雨滴对地面的直接打击。
树冠就可截留降雨量的15%-80%。凋落物既能储存水分，又可阻滞片流的进行，分解后改良土壤性质, 增加土壤透水性，减少片流的发生。
植物的根茎能固结土层，拦阻片流。在植被覆盖度大的地区，片流作用微弱。
5. 人为因素：人为长期对森林草地的破坏，加上耕作方式不合理，以及开矿、取石、修路和工程建筑后水土保持不当等也会对片流产生影响。
二、片流地貌
1. 侵蚀坡面：片流对山顶和山坡进行层层剥蚀，山坡因此后退，山顶高度降低，但这种侵蚀十分缓慢的。被侵蚀的坡面成为光坡或细沟。
2. 浅凹地和深凹地
浅凹地：指片流在局部弱质的坡地上侵蚀后产生的一种纵长宽浅的凹地。
浅凹地：经过长期侵蚀，高度进一步降低，坡度逐渐增大，最后演变为深凹地。
3. 坡积裙
坡积裙是披覆在坡麓上的层（面）状堆积地貌，堆积物上部薄，下部厚，纵剖面呈下凹形。
片流侵蚀作用主要在山坡的中上部，到了山麓地带，由于坡度转缓，流速减慢，加上流水挟沙量多，所以搬运能力大减，产生堆积。
堆积层结构松散，颗粒较粗，以中细砾、砂、亚砂土和亚黏土为主。分选性和磨圆度较差，略具斜层理。
第三部分 沟谷地貌
一. 沟谷流水：是一种暂时性的线状流水，有着固定的流路。
流量变化大，水位暴涨暴落，降雨时水量很大，无雨时水量消失。
流水纵比降大，流速大，水流湍急，侵蚀力强，破坏性大。
含沙量大，并且常常挟带着巨砾，造成下游堆积地貌。
二. 沟谷流水的生成：
沟谷流水的生成是由片流转变而成。
在不平整的坡地上，只要有局部的凹陷，都会吸收两侧的来水，形成流心线。
在流心线上水层增厚、流速加大和下蚀力增强的情况下，就会逐渐侵蚀出长形的沟谷和产生沟谷流水。
三. 沟谷流水地貌：沟谷流水在山坡和山麓地带作用时，不同的部位其作用方式和强度不同，因而产生三种地貌：上游为集水盆、 中游为沟谷、下游为扇形地。
（1）沟谷：是沟谷流水侵蚀所成的长形谷地，它是浅凹地或深凹地上的片流汇集后，沿土层裂隙下蚀而成。横剖面 呈“V”形。沟谷的发育可分为四个时期：
初期为细沟，其宽、深小于0.5m
中期称为切沟，深度增大至1-2m
后期为冲沟，深数米至数十米不等，长度大于数公里。破坏性大，常引起严重的水土流失。
末期为坳沟，下切力减弱，并且被侧蚀(崩塌为主)所代替。
（2）集水盆：是沟谷源头扩大后的小盆地，其生成与沟头集水量增大有关。该处水量较多，下蚀也较深，引起沟头三面的迅速侵蚀，扩大成为盆地状。
（3）扇形地(洪积扇)：是沟谷出口的扇形堆积体。堆积物来自集水盆及沟谷两侧的侵蚀。形成与沟口水力减弱有关。大型扇形地堆积物的分布较有规律，由扇顶至边缘分为三个沉积相带：
扇顶相：位于扇形地的上部，该带堆积物为巨大的砾石，其间空隙填充砂及黏土。砾石磨圆度差，略具厚薄不均的透镜状层理。
扇形相：位于扇形地的中部，以亚砂土及亚黏土为主，夹砾石及砂的透镜体。砾石向上游倾斜和叠瓦状排列，磨圆度 较扇顶相稍好。
边缘相(滞水相)：位于扇形地的边缘，堆积物最细，以亚砂土及亚黏土为主，偶夹砂及细砾透镜体，具有斜层理，地下水在此 带溢出，在干旱区则为绿洲所在地。
第四部分 河谷地貌
一、河谷由谷坡和谷底两要素组成。
谷坡分布在谷地两侧，谷底是夹在两坡之间的低陷部分，内有河床和河漫滩两种地貌.
河谷按其发育程度及形态可分成四种：
1. 嶂谷：是河流发育初始阶段的谷地，多分布在河流的上游。此时河流深切谷地，谷形狭窄，两坡几乎垂直，谷底只有巨大的砾石堆积。
2. 峡谷：又称“V”形谷，由嶂谷进一步演变而成，此时河谷谷底狭窄，中上部比较宽阔，河床的纵比降很大，水流 湍急，多险滩、瀑布和瓯穴，河流下蚀作用强。
3. 河漫滩河谷：“V'形谷发展而来，此时下蚀作用减弱，以侧蚀作用为主，谷底扩宽，堆积加强，产生了细颗粒的泥沙 堆积物，形成河漫滩。
4. 成形河谷
是具有阶地的河谷。河漫滩河谷形成后，如果侵蚀基准面下降或地壳上升，河流便会重新下蚀， 形成新的河床和河漫滩，原来的河漫滩则转变为谷坡上的阶地，成为谷坡的一部分。
按河谷发育的一般规律，上游多为嶂谷和峡谷，中游多河漫滩河谷及成形河谷，下游则以河漫滩河谷为多见。
二、河床地貌
（一）河床剖面形态
上游坡度大，中、下游坡度逐渐减小，呈下凹形曲线。
局部河段，受岩性、构造、地壳升降和流速等因素影响而高起或深陷。
河床纵剖面起伏不平，高起的地貌有浅滩和岩槛，深陷的地貌有深槽和瓯穴等。
1. 浅滩：
是河床高起的浅水河段，高程在平水位之下，浅滩主要是由于该处流速骤减，挟沙能力降低而堆积所成。
主要由砂砾堆积而成。位于河心的浅滩称为心滩，心滩再淤高，便成为江心洲。位于河岸的浅滩称为边滩。
2. 深槽及瓯穴：是河床中的深洼河段，由地壳下降、急流或旋涡流侵蚀而成，深槽与浅滩往往交替分布，使河床变得起伏不平。
3. 岩槛：是横亘于河底的坚硬岩层或岩脉，多发育在瀑布的下方，受跌水的冲击及旋涡流作用，岩石易被冲蚀，加上瓯穴里的旋涡流挟带着砾石进行磨蚀所致。
（二）河床平面形态
河床平面：形态有顺直河床、弯曲河床、分汉河床和游荡河床等。河床形态与水动力的作用有关。
1. 顺直河床：是弯曲率为1.0-1.2的河床，弯曲率是指弯曲河床两点之间的长度与其直线长度之比。
第一，顺直河床的床底形态，受双向环流支配。顺直河床的主流线在河心，所以流速最大，河心两侧各形成 环流。
第二，顺直河床不易保持，因为主流线受河床边界条件及地球偏转力的影响而经常偏离河心，折向岸边。
第八，弯曲河床再进一步发展，就会变成曲流河床，又称为蛇曲。曲流包括发育在平原上的自由曲流和发育 在山区的深切曲流。
3. 分汊河床：是河流中形成的心滩或江心洲导致的河床分汊。其中江心洲处发育的分汊河床比较稳定，汉汊固定。
4. 游荡河床（网道河床）：属分汊河床的一种，但汊道极不稳定，汊道随着心滩的变化而随时改变，终年摇摆不定，摆幅每天可达百米以上，每次长达5-6km。
（三）河漫滩地貌
1.河漫滩
是具有悬移质堆积的滩地；
分布在河床的两岸；
是高出平水期河床的平坦谷底，洪水期可淹没；
河漫滩的特点是在沉积上具有二元结构。
2.河漫滩类型有三种：
1）. 河曲型河漫滩：是在弯曲河道上发育的，其形成过程主要有：
发育初期：河谷深窄，弯曲率较小，水力很强，形成面积狭小的边滩。
发育中期：河流弯曲率增大，谷底逐渐展宽，边滩扩大，且高度增加，以至平水期大片出露，成为雏形河漫滩。堆积物以粗粒的推移质（砂、砾）为主。
发育晚期：雏形河漫滩进一步扩宽淤高，滩面流速减小，洪水时滩面上的悬移质得以堆积。
2）. 汊道型河漫滩：即具有二元结构的江心洲。该类河漫滩的特点是洲头高于洲尾，两侧多由砂堤环绕。
3）. 堰堤型河漫滩：发育在顺直河床的两岸。洪水期河水泛滥，两岸不断堆积淤高，形成具有向岸外微倾的河漫滩，地貌结构由岸边向内可分为三带：
天然堤带：分布在岸边，与岸平行排列，由颗粒较粗的砂粒组成。特大洪水漫滩时，因岸边流速骤减，大量的较粗粒砂子堆积而成。
平原带：在天然堤带的内侧，高度较低，堆积物颗粒较细，以粉砂和黏土为主。
洼地沼泽带：地势低洼，谷坡带来积水。
（四）河流阶地地貌
河流阶地地貌：是河谷坡麓的一种阶级形地貌，阶地主要由阶地面和阶地斜坡两要素组成。
1. 阶地的成因
（1）地壳上升
河漫滩生成后，地壳上升，河流侵蚀基准面下降，河流活力加强，于是重新下切，形成新的河床，原来的河漫滩高出洪水位，成为阶地，同时也转变为谷坡的一部分。
如果地壳多次间歇性上升，阶地就会有多级。如长江三峡地区，在巫山、巴东一带，地壳上升运动最为强烈，阶地多达9级。
（2）气候干湿变化
气候变干时，地面植物稀少，岩石物理风化强烈，带入河流的泥沙量增多，河流流量减少，搬运能力减弱，因而河床发生大量堆积。
气候湿润时，植物茂盛，河流含沙量减少，此时河流流量增加，下切力加强，于是河床被重新下切， 前期的河漫滩形成阶地。
（3）侵蚀基准面下降
如冰期海水体积减小，基准面海面下降，引起河流下游的河床纵比降增大，河流下切作用加强，从而造成阶地。
2. 阶地类型
（1）侵蚀阶地：由基岩组成，有些侵蚀阶地也有薄层的河流堆积物覆盖。该类阶地多分布在河流的上游。
（2）堆积阶地：主要分布于河流的中、下游，全部由河流堆积物组成。按各级阶地堆积层之间的接触关系分为上叠阶地和内叠阶地两种。
上叠阶地：是新阶地的堆积层叠置在老阶地堆积层之上，说明后期河流的下切深度未超过早期阶地的堆积。
内叠阶地：是新阶地的堆积层被套在老阶地堆积层之内，说明后期河流下切的深度都到达最老河床的底部。
（3）基座阶地：组成阶地的物质上、下部不同，上部为河流堆积层，下部是基岩。表示河流后期的下切强度大，深入到基岩内部。
（4）埋藏阶地：早期形成的阶地因地壳下降或海面上升，被后期的堆积物覆盖而不显露于地面的阶地。
第五部分 河口地貌
一、三角洲位置
三角洲发育于河口区，它是河流与海洋(或湖泊)相互作用的地带。在这里两种水体互相混合，发生泥沙堆积和化学絮凝。河口区的范围具体划分为三段：
1. 近河口段：
是河流进入河口区的上段，上界为潮区界，下界为潮流界，也是枯水期的咸水界。
河流在潮流顶托下，水位发生涨落变化，形成潮差。
2. 河口段：河口区的中段，上界为潮流界，下界为河口口门，也是洪水期的咸水界。
具有明显的往复流，涨潮时潮流沿河上溯，落潮时径流下泄。盐、淡两种水流在此河段混合。
盐水密度大位于水体底部，淡水密度小位于水体上部，二者的接触带上发生化学絮凝作用，涨潮时, 下部盐水呈楔状(盐水楔)，随潮流上溯。
在本段内，河流分汊，并出现三角洲平原及沙岛。
3. 口外海滨段：
位于河口区的外侧，上界为洪水期的咸水界，下界为河流堆积前缘的陡坎。
河流作用较弱，以波浪、潮汐和沿岸流等作用为主。
在本段内出现水下汊道及浅滩。
二、三角洲形成条件
1. 河流动力减弱
第一，河流入海时水面比降逐渐减少直至趋于零，河水流速转变为惯性流，流速大减，产生堆积。
第二，在涨潮时，由海水带入的泥沙沿河上溯，到憩流时，流速为零，此时由海外带入的泥沙也随之沉积, 加上盐水楔的胶体絮凝等，使河口区的堆积加强。
2. 河流输沙量大且泥沙来源丰富
3. 海洋动力较弱
海洋动力包括波浪、潮汐和沿岸流，海洋动力作用弱，泥沙易于堆积。
4. 口外海滨区水浅
海滨水浅对波浪和潮汐均有消能作用，造成较为安静的沉积环境，有利于三角洲的生成。
三、三角洲类型
按其生成的主要作用力可分为三类：河流型、波浪型和潮汐型。
1. 河流型三角洲：发育在河流作用力较强，来沙丰富的河口区，发育岀的三角洲主要有扇形三角洲和鸟足形三角洲。
扇形三角洲：的发育模式是当河流进入河口时，首先在口门堆积出沙洲，促使河口分流，形成二汊，以后又在分流河口上堆积出次一级的拦门沙及次一级分流河口，如此重复，最后成为扇形三角洲平原。
鸟足形三角洲：河流进入河口区以后，泥沙迅速沿着河流两侧堆积，形成天然堤式的狭长形平原，且不断向海延伸，河床纵比降不断减小。洪泛时，天然堤被冲缺，在于流两侧产生新的入海汊道，形成新的三角洲。
2. 波浪型三角洲：三角洲发育在波浪作用强烈的河口区，河口前缘堆积大多数经过波浪的侵蚀、搬运和改造，形成大致与海岸平行的沙坝，其中河口附近堆积较多，造成向海突出的尖头形或弓形三角洲。
3. 潮汐型三角洲：潮汐作用强烈的河口，三角洲发育较慢，形成洲岛形三角洲，它由一系列与潮汐通道大致平行的长形沙岛和指状沙脊组成。
四、三角洲沉积结构
根据三角洲不同地段的水动力、沉积物和生物组合等特点，可划分出三个沉积相，代表不同的沉积环境。
1. 三角洲平原相：是三角洲的成陆部分，以河流作用为主，堆积物具有陆相特征。由于沉积环境复杂，沉积物类型较多，岩相变化大。
2. 三角洲前缘相：是三角洲的水下斜坡部分，在河、海作用相当的环境下堆积而成。颗粒稍粗，以黏土质粉砂为主，有时夹黏土层或粉砂层。有薄斜层理及波状层理。
3. 前三角洲相：位于波浪基面以下，距河口最远。以海相沉积为主，沉积物最细，主要是黏土及淤泥，富含有机质淤泥及海 相生物化石，具有水平层理。该层往往是石油的生油层。
第六部分 流水地貌演变
一、分水岭的袭夺
1. 河流劫夺：是河流分水岭移动的结果。侵蚀较强的一侧分水岭便向另一侧移动，结果侵蚀力强的一侧河流切过分水岭，伸入相邻流域内，甚至把该流域的河流上游劫夺过来，造成劫夺现象。
2. 由河流劫夺的造成的劫夺地貌有:
劫夺湾：劫夺河向被劫夺河劫夺时在劫夺点上所造成的拐弯，常有跌水出现。
断头河：指被劫夺河在劫夺湾以下的河段，因水量减少而河床收窄。
风口：是劫夺湾与断头河之间相隔的一段干谷，原属被劫夺河的一段，干涸后称为风口。成为后来断头河与劫夺河 之间的新分水岭。
劫夺河阶地：劫夺河掠水后，水量大增，下切力加强，因而产生了阶地。它随着河流溯源侵蚀而不断向被劫夺河上游延伸。
二、流水地貌的发育演变
1. 地理循环论：
地理循环论把由平原上升为高地，再经侵蚀到准平原的过程，看做是地貌发展中的一个侵蚀旋回。
准平原又迅速上升，地貌的发展又是第一次侵蚀旋回的重复。
该理论假设一个平原随地壳急速上升成为高地后，在地壳长期稳定下，地貌发育经过三个阶段，最后成为准平原。
幼年期：平原上升成为高地后，地面被河流强烈切割，到该期末，地形达到了最大起伏，形成峡谷、高山形态。
壮年期：侧蚀作用加强，峡谷被拓宽，山地高度降低，河流的主流河床纵剖面变得和缓，并达到了平衡剖面，地貌上 以宽谷、丘陵为主。
老年期：丘陵高度进一步降低，大部分支流河床纵剖面达到了平衡剖面，侵蚀能力微弱，地面高度接近海平面，成为起伏和缓的准平原，其上散布着一些未被侵蚀的蚀余山。
2. 地形分析与坡面发育理论
（1）德国地貌学者彭克于1924年提出的理论。主要观点是：
地貌是内、外力共同作用的产物，亦即构造变动（内力）与外力剥蚀两个变量的函数。以三种坡面形态：上凹形坡，表示构造上升量大于地面剥蚀量；下凸形坡，表示两种力量相反；直线形坡，表示两种力量平衡。
地貌的发育主要是坡面侧向侵蚀，侧蚀过程是“等坡后退”，其结果是使山坡后退，坡度减小，高度降低。最后在山前出现坡度极缓的山足剥蚀面。
（2）彭氏理论的进步与局限
把地貌的发育与内、外力结合起来分析。
认为地貌的发育，主要是坡面侧蚀，补充了戴氏河流下蚀论的不足。
但是具有较大的片面性，理论上过分强调坡面的侧蚀，而忽略了流水的下蚀。并且把侧蚀的动力仅仅局限在“重力搬运”上。
局限于数理分析，与客观事实不符，把坡面发育简单认为是“等坡后退”。
研究范畴（仅是坡面发育）偏窄，未能解释整个流水地貌发育问题。
3. 流水地貌阶段发育论：该理论是由我国地貌学家曾昭璇提出的。主要论点是：
地貌的发育是由三种流水动力，在三个阶段进行作用，并取得相应的结果。
散流：作用于分水岭及山坡，对地面进行下蚀，使其高度下降。
暴流（即沟谷流水）：作用于山坡，并对坡面侧蚀，使坡面后退和缩小，最后使坡面消失。
由散流和暴流汇成的河流，作用于河谷，对河谷进行下蚀、侧蚀或堆积，扩大成为平原。
4. 准平面
是一个适应古地质结构的和缓起伏地面。
它可在流域内任何一个局部地区生成。
其生成与三种流水动力的强度对比有关。
当区内存在局部侵蚀基面和存在弱质岩石，散流和暴流的作用强度大于河流时，地面很快被夷平，形成准平面。
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