第三章流水地貌

张勃地貌学第三章流水地貌第24页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已。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，在水层与水层之间张勃地貌学第三章流水地貌第25页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（Onlyinathinzonealongthebedandchannelofasmooth-walledstream,wherefrictionaldragishigh,isthevelocitylowenoughforlaminarflowtooccur.）。（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，坡面径流在发育初期，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；坡面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1.5～2.0mm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张勃地貌学第三章流水地貌第26页条件来判断。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面径流冲刷，主要表现在三方面：①植被可以减少坡面径流量；②植被可控制坡面径流速度；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，植被好坏对坡面径流侵蚀有显著差别。三、横向环流与螺旋流张勃地貌学第三章流水地貌第27页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，从凸岸由水面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，靠近河面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。水流张勃地貌学第三章流水地貌第28页流过泥沙颗粒时，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Px与泥沙压力面d2及流速水头（流体中单位质量液体所具有的动能）22Vg成正比，即：222xdVPrkg式中：r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，k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：2232sVrkddrrfgf为摩擦系数，rs为泥沙比重。整理上式得：22srkdVgfrr令2srkAgfrr则d=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rs，得：d3rs=rs(AV2)3=rsA3V6令A′=rsA3则d3rs=A′V6张勃地貌学第三章流水地貌第29页上式说明，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张勃地貌学第三章流水地貌第30页悬浮状态，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，往往形成深切张勃地貌学第三章流水地貌第31页的峡谷，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，这种水平面称为河流侵蚀基准面。侵蚀基准面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。这个面一般为海平面。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面几十米甚至近百米。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。侵蚀张勃地貌学第三章流水地貌第32页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面。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