图 55 萨里郡莫尔河谷（左）和赫特福德郡北米姆斯附近
（右）的灰岩坑 灰岩坑用黑圆点表示
　　左图表明莫尔河从多金到莱瑟黑德流经白垩地层。在正常情况下，河流 在地表流动；但是在枯水时期，部分河流因流入河床上圆锥形灰岩坑而消失。 右图表示赫特福德郡的米姆肖尔河，它在南米姆斯附近向北流，一年大 部分时间里，由于流入北米姆斯附近称为沃特伦德的一个大洼地中一群灰岩 坑而消失。染色试验业已表明，这些水在东边利河谷中四眼泉水中再现：伍 尔默斯峰（Wollmers Park）（流经 60 小时后到达这里），查德威尔泉（流
经 90 小时），查德威尔和霍兹登之间的一眼泉（92 小时）和林奇米尔（Lynch mill）（79 小时）。冬季下大雨时，洼地可能形成一个湖泊，过多的水即向

西流入西北部汇入科恩河的地表小河。 过调查的通道和洞穴。进入主落水洞的水在 1.6 公里以外的克劳普代尔
（Clapdale）的贝克黑德（Beck Head）再现，成为克拉珀姆河。在洞穴地区 有数百个有名称的灰岩坑，而且许多已证明是互相连通的。
　　加宾峡谷 系统的两个洞穴分别称为钟乳石洞和石笋洞（Stalactite and Statagmite Cham-bers）。碳酸钙从透过裂隙和节理的水滴沉积在洞穴顶部 和垂直向下的地点，这是因为水的蒸发，或者更可能是因为水中一些二氧化 碳逸出，结果水中被溶解的一部分重碳酸盐再度变成为不溶物。长长的钟乳 石从顶部向下伸长，而石笋从地面向上伸长。石灰岩地区许多洞穴内都有这 些沉积物。它们被赋于“风琴管”、“有凹槽的屏幕”、“悬幕”、“吊门” 和其他生动的描绘性名称。在克拉珀姆附近的英格尔伯勒洞穴（Ingleborongh Cave）中，曾量测过钟乳石增长速率，发现每年为 7.493 毫米（0.295 英寸）， 或每世纪约 76 厘米（30 英寸），比预想的要快得多。它们在过去可能增长 得更快，那时潜水面较高，而且有更多饱含矿物的水透过裂隙。
　　另外还有形态多种多样的结晶体——石枝；它们可能细如丝线，呈螺旋 形或环形排列，或者象触须构成的花彩；它们偶尔与洞顶相连。钟乳石和石 笋相接时，它们便连起来形成从洞顶到地面的石柱。有些石柱规模宏大。在 法国中央高原洛泽尔省的阿旺阿尔芒，这类石柱高 23—24 米（75－80 英尺）， 颇别致地称为“原始森林”。有些洞穴，特别是在阿巴拉契亚山脉，方解石 呈美丽的花状物质沉积在洞穴顶部，这种物质称为滴水石（anthodite）。

图 56 奔宁山脉洞穴地区英格尔伯勒附近的落水洞
　　N.Thomber 的奔宁地下通道（Pennine underground，Clapham，1947） 列出了每个落水洞（用黑圆点表示）的名单，并加以描述。
利兹和卡莱尔之间的铁路干线在东北部，英格尔顿和克拉珀姆支线（现
已关闭）在西南部。460 米（1500 英尺）以上的地面以黑色表示。 马勒姆湖附近地区是最有趣的复杂地下水系的实例之一（图 57）。在 A
点（照片 39）和湖以南的 B 点，有两个落水洞。［前面一个洞里流出的水在
马勒姆山凹的基部再现，］后面一个洞明显地应该在此出现，但是从落水洞
B 流出的水实际上在河谷下方远得多的艾尔黑德（Airehead）泉再度出露。 因此，正如带萤光的染色水所显示的，这两条河流实际上在地下互相交叉， 但仍维持它们的一致性。
在奔宁山脉和门迪普丘陵的石灰岩地区，还有许多落水洞和地下水系的
例子。迄今在不列颠群岛发现的最深洞穴系统是奔宁山脉洞穴地区的佩尼根 特（Pen-y-Ghent）。这些地形在法国中央高原以南的考西斯（the Causses）， 在侏罗山、比利牛斯山和前阿尔卑斯山也都有发现。在比利牛斯山壮观的古 尔夫-皮埃尔-马丁山陷坑，在西班牙边境附近山脊线上与深度不小于 346 米
（1135 英尺）的一个垂直竖井相连接。在法国，曾被勘查过的一系列最深洞 穴是伊泽尔省的布伊特贝尔热（the Puits Berger），洞穴学家在这里曾达 到离地表 1134 米（3 720 英尺）深处。在意大利的韦尼齐亚，已知最深的洞 穴系统是深 637 米（2090 英尺）的阿比苏-德拉-普雷塔，意大利的洞穴学家 曾下去进行勘查。在南斯拉夫的喀斯特地区，存在着大片落水洞（称为 aponor 复数为 ponore）、漏斗形浅洼地（dolina，复数 dolinas）和巨大的封闭盆 地（Polje，复数 Polja）等所有各种类型溶蚀地形。希腊西北部的一个洞穴

系统，据估计深 1370 米（4500 英尺），它最前面的一个垂直竖井深 400 米
（1300 英尺），于 1968 年首次进行了调查。 最后一个实例是肯塔基高原，据说它有 6000 个落水洞和复杂众多的洞穴
系统，包括著名的马默斯凯夫，它的附近现在是一个美国国家公园。经过勘 测的约 240 公里（150 英里）洞穴有 5 个，高度最低的在石灰岩高原表面以
下 110 米（360 英尺），为一地下水系——埃科河所占据，这条河流入俄亥 俄河的支流格林河。


图 57 约克郡艾尔河上游的水系 A 点的落水洞见照片 39
干谷 干谷的存在是白垩和石灰岩两个地区的一个特征。在白垩地区，后坡地
区干谷形成的一种型式似乎使人联想到正常水系的型式。许多干谷表现出与
有河流谷地（第 6 章）相类似的特征，例如连锁山嘴、协调河谷汇流和内生 曲流，它们的底部几乎总是覆盖着冲积物和干谷砂砾。但是，并非所有的白 垩谷地都表现出这种“正常的”特征。切割陡崖的干谷常常下切到不寻常的 深度，而且谷壁陡峭，谷头陡削；在平面图上，它们的路径常常是奇特的， “之”字型式并不罕见。布赖顿附近的“鬼岩墙”德弗尔岩墙（the Devil’
s Dyke）是这种“干峡谷”的一个极好实例（图 58，照片 41）。


图 58 布赖顿附近南唐斯的干谷 此图表示陡崖干谷——“鬼岩墙”德弗尔岩墙（也请参见照片 41）和几
条后坡干谷。以泉流形式源于陡崖基部的河流最终汇入埃德河。
　　关于这些干谷的成因，看法有很大的分歧，这并不出人意外；也许关于 干谷唯一能肯定的是它们曾在不再存在的水系和径流条件下受到过切割。有 些权威认为它们决不是异常的地形，并且用较高谷地内的较小河流跟不上潜 水位的逐渐降低，来解释它们的干旱化过程。这里要记住的一个重要因素， 是潜水位本身在很大程度上支配了泉的高度。那些出现在崖麓处的泉，是被 不透水地层如戈文特和剑桥粘土“扔出去”的。这两种地层是容易受侵蚀的 岩石，与白垩大不相同，所以能形成崖麓谷地。随着后者受到侵蚀，陡崖向 后退缩，泉水线不断地被降低。由于因此造成的白垩内饱和程度的变化，许 多谷地已经从谷头向下游慢慢地干涸。这种过程在干谷的发育中有重大的影 响，这可能是没有疑问的；只有它的相对重要性还有讨论余地。
　　另一个广泛的看法是，谷地至少有一部分是在冰缘条件下切割而成。在 更新世冰期，白垩表面的径流也许是夏季的短暂降雨，更可能是冬季条件下 积累的小冰盖融化而形成的。在某个时期，可能有具巨大侵蚀力的急流宣洩 下来，因而可能形成过陡崖上的干谷，这些干谷常常出现被迅速流动的大片 水体切割的外貌。较近出现的一个观点是，“泉源基蚀”过程在这类谷地的 掘蚀中起了重大的作用。十分明显，许多干谷的下游仍然为微弱但肯定有侵 蚀力的泉所占据。此外，这个假说最恰当地解释了陡峭的谷头（它似乎是某 些下切过程的表现）和轮廓清晰的棱角状谷槽（这可能是由于泉沿着交叉的 大节理这一类轮廓鲜明的微弱线进行后蚀而形成的）。
　　
　　最后，更新世期间（也许在间冰期条件下）的雨量高得多的时期，一定 曾使一些干谷变“湿”。但是，不能轻率地认为所有这些谷地是这种不正常 气候影响的结果，因为在许多较高的白垩地区，目前的谷底是在饱和带以上
100 米或 100 多米。过去这些特殊谷地的形成所需增加的雨量，远远超出了 理应达到的程度。
　　但是，发现现在有些干谷在持续性大雨之后其下部可能被暂时性水流占 据，这并不令人意外。这些谷地在不同的白垩地区称为“间歇河”（bourne）、 “冬季河”（winter bourne）、“小溪”（nail－bourne）、“时令河”（gypsey） 和“lavant”。间歇河（bourne 或 boune）一词是一个普通的地名成分。间 歇河在通常干旱的谷地或在白垩地区河流的正常源地以上某个地点出现，这 是由于潜水面大幅度（虽然是暂时的）上升而形成的。有些间歇河每年冬季 有水流，另一些间歇河 10 年中只有两三次有水。若干间歇河如克罗伊登间歇 河和赫特福德郡间歇河已被研究了多年，它们的水流与雨量记录有关。大雨 和间歇河水流之间在时间上相差很大；水慢慢地透过节理稠密的白垩向饱和 层渗透。
　　石灰岩谷地 特征常常象峡谷的干谷，在石灰岩地区也常见。这些干谷 中，有一些也许是由于可能在第四纪冰期期间和冰期以后的地表侵蚀形成 的。在这些时期，节理充填着冰或冰川沉积物，所以河流在地表流动。马勒 姆山凹以上的干谷表现出河流侵蚀的许多特征，甚至出现一条“干瀑布”。 目前已有几次特大降雨时期的记录，雨后，一条河流又沿着这个谷地流动， 一定在曾是马勒姆山凹边缘流下的壮观的瀑布的地方终止。在英格尔伯勒和 佩尼根特坡地四周有许多干谷，沿干谷散布着若干灰岩坑；现在的河流泻入 其中最高的一个灰岩坑，但如果大雨后坑的上部不能容纳那么多水的话，水 就沿干谷冲泻下去。有些流到石灰岩地区的河流，沿河槽向低处流动时，其 水量逐渐地减少，这类河流有若干实例。有时，它们最后完全消失；在偶然 情况下（如马勒姆山凹的戈达尔河（the Gordale beck）），它们尽管水量 越来越小，但还存在，直至又流到不透水岩石地区。
石灰岩地区的许多干谷，谷壁极陡峭，因而它们可称为峡谷。德比郡的
门迪普和温纳特斯（Winnats）的切德是著名的例子（照片 40）。虽然这些 地形的成因还没有确定，但是它们看来可能是在隆升[（或海平面下降）时期 由从前的河流切割而成的］，因此垂直侵蚀曾是迅速的。最终潜水面降低到 相当的程度，结果河谷变干。有些峡谷的谷坡由于垂直节理的存在而变得更 加陡峭。
　　有些石灰岩谷地可能是地下洞穴中河流的侵蚀，后来又发生顶部坍塌的 结果（图 59）。有时，天然拱是顶部的最后残余，如在马勒姆附近的戈达尔 河曲（Gordale Scary）和著名的“大理石拱”（Marble Arch）就有这种情 况，“大理石拱”横跨于北爱尔兰恩尼基伦（Ennikillen）附近的克拉代格
（Cladagh）河上。


　　　　　　　　　图 59 石灰岩洞穴演变成峡谷 地下洞穴顶部的崩塌，可能会形成边坡陡峭的峡谷。有时前者顶部的若
干部分残留下来成为拱顶；这在马勒姆附近的戈达尔河曲可以见到。

白垩和石灰岩景观——小结


很明显，广大的白垩和石灰岩地区具有特殊的地形特征，这基本上是由
于碳酸钙溶于雨水这一事实。根据这一事实来概括其典型景观的典型特征是 比较方便的。由于这些钙质岩石因为有节理而具有很大透水能力，地下水对 于地底下的塑造本身起了巨大的作用，从而直接或间接地产生独特的地表特 征。

图 60 猪背岭块状图
　　白垩 这种岩石常常形成具有开阔大片低地的波状起伏丘陵。在岩层倾 斜的地方，可能形成具有一面陡峭的崖壁和一面和缓的后坡的单面山（图
61）。在岩层倾角极陡的地方（如吉尔福德以西的霍格斯巴克岭），白垩露 头狭窄，因为两侧的坡度很陡削，这种地形称为猪背岭（图 60）。有时，白 垩形成更广阔的起伏和缓的高地，如辽阔的索尔兹伯里平原。除了发源于白 垩地区以外的河流实际上由白垩地区穿过、切割出明显的裂隙从而把丘陵分 割为数块的情况外，经常可以看到干谷，地表水系到处都不发育。例如，北 唐斯和南唐斯两者都完全被几条河流峡谷所切穿，而泰晤士河的戈灵峡谷把 伯克郡唐斯山与奇尔特恩丘陵分隔开来。白垩层的表面有时有多种多样的薄 盖层；大概来源于过去新生代盖层的夹燧石粘土层，在英格兰南白垩地区的 许多部分形成覆盖层，其上通常长着一片片山毛榉、栎、鹅耳栎或松树。林 肯丘陵的白垩较为均匀地覆盖着冰川沉积——冰碛物、沙和砾石——而在英 吉利亚东部，缓倾的白垩层面大部分都埋藏很深。白垩层到达海岸时，形成 引人注目的垂直陡崖和岬角，它们由于极不透水，因而抗风化，但是基部不 断受到海洋侵蚀的作用。最后，正如所有的地方那样，人们过去用他们的石 环、冢堆或坟墩、山脊道路、燧石制品、“白马”和丘顶古村庄或古营地， 现在用采石场的白色斑痕、露地、农村建筑物和养赛马的马厩、后坡上犁过 的可耕地和陡崖下的泉线村庄，来使这里的景观变得大为丰富多采。


　　　　　图 61 单面山示意图 许多权威喜欢用陡崖一词，而不用悬崖坡。
石灰岩 石灰岩地区的景观几乎象石灰岩类型那样多种多样。在科茨沃
尔德丘陵，有一长条层状侏罗纪石灰岩（向东北延续到约克郡北部境内）， 石灰岩具黄棕色调，上有石壁、残积棕钙土、山毛榉林和干谷。接着是科茨 沃尔德过去一度繁荣的中世纪“羊毛镇”，在北安普敦郡、林肯郡和亨伯赛 德郡，有现代化的侏罗纪铁矿石露天开采区。较老的结晶石灰岩（其主要部 分属石炭纪）构成门迪普丘陵、南威尔士的一部分和奔宁山脉的大块体—— 主要是被称为“戴尔谷”（dale）宽谷（照片 42）的谷坡相当陡的谷地所分 隔的高地。高地覆盖着干旱、甜美的草地，它们生长在薄层残积土上；而当 地表为裸露岩石时，则覆盖着石芽“覆盖面”（照片 38），特别是在近乎水 平的层面出露的地方。没有地表水系，“灰岩坑”众多，几个“灰岩坑”合 并而成的洼地，复杂的洞穴系统、干谷和峡谷（照片 40），都是其所具有的 特征。
　　奔宁山脉的石炭纪石灰岩既包括具有明显垂直节理的厚层石灰岩，又包 括较薄的页岩层。后者不透水得多，结果渗透的水通常沿着它们的露头出现， 但是它们的抗蚀力也比石灰岩弱得多，因而它们容易破碎和被蚀去；基蚀和
　　
冻裂两种作用都很强烈。因此，当页岩剥蚀掉时，下面石灰岩层面便暴露出 来，成为水平台阶或平台，而上面的石灰岩层则形成岩墙或“断崖”。在断 层作用使不太抗蚀的岩石（如鲍兰页岩）与石灰岩紧紧地并置在一起，因而 差别剥蚀作用极为显著的地方，这些断崖特别明显；这实际上形成了断崖线 崖。沿着米德克雷文断层线一带的一系列断崖（包括图 57 表示的马勒姆山 凹）是一个突出的例子。许多断崖两侧的基部具有岩屑堆；在石灰岩节理密 集、容易被水渗透，因而容易遭受寒冻崩解作用的地方，这些岩屑堆发育得 特别充分，正如其他地方一样，这种岩屑堆形成作用在冰缘条件下较为强烈； 现在，有些岩屑堆不活动，甚至有草皮覆盖。
　　这些地形在法国中央高原（科锡斯 the Causses）和南斯拉夫的喀斯特 也可以看到；夏季长期干旱和冬季的集中降水使得所述的奔宁山脉的现象更 加显著和鲜明。在这些夏季长期干旱的地区，地表要么是裸露的石灰岩，要 么是覆盖着常绿矮灌木丛（garigue）—— 一种稀疏、多刺、有芳香味的灌 木植被。
　　意大利北部含镁石灰岩——白云岩的实例反映出，高度很大地方冰冻的 碎裂作用对奇异的白云岩塔峰（照片 43）的影响，塔峰由巨大的垂直节理和 断层破碎带控制。这里有许多极陡峭的岩面。
石灰岩在世界许多地区包括热带地区广泛分布。人们能够看到已经描述
过的石灰岩景观的大部分特征，它们提供了岩石类型而不是气候在景观细节 形成中的支配作用的一个有趣和不寻常的实例。例如，北牙买加大部分由具 有特殊喀斯特地形（包括灰岩沟，覆盖有红土的溶蚀洼地，垮塌的洞穴和落 水洞）的一个石灰岩切割高原组成。最引人注目的地区是在节理间距大的块 状石灰岩上发展的西北部的科克皮特地区。强烈的溶解产生了引人注目的洼 地或“灰岩盆地”景观，每个洼地都明显地位于交切主节理处，被圆丘隔开， 结果形成一种“蛋箱垫料”型式。不管过去还是现在，都找不到连贯的水系 型，而且这个地区无水，尽管热带潮湿气候能使贫乏的乔木植被勉强生存。 为了表示仅仅在热带纬度（还例如在古巴和苏拉威西）出现的这类石灰岩地 形，人们创造出了“灰岩坑喀斯特”这一术语。在牙买加的科克皮特地区以 北，另外还有一个石灰岩露头，在岩石学上与英国的白垩类似，表现出明显 的波状起伏“低地”外貌。
　　　　　　　　　　　　应用水文学 水文学可以定义为在内陆地表和地下淡水的性质、现象、运动、分布和
应用方面对其所进行的科学研究。由于人口压力的增加，以及人类消费品、
农业和工业、防洪、污水处理和土壤侵蚀防治等有关问题，世界的淡水资源 已变得至关重要。1965 年，在联合国科教文组织的主持下建立了《国际水文 十年》，试图配合世界水资源的研究。在 21 个参加国中，每个国家与世界气 象组织和粮农组织这类机构合作，都拥有自己计划。

第 6 章 河流与水系


　　流水是塑造地球表面最有效的营力，当然是除了干旱区和冰冻区以外， 这些地区流水很少出现。河流是流过地表的水体，从它的源头——泉、沼泽、 冰川的末端或雨水汇集的地表径流——一直流到河口。河口通常通向海域。 河流偶尔以内陆湖泊为终点（例如伏尔加河流入里海，阿姆河和锡尔河流入 咸海），或者以盐沼为终点（例如塔里木河消失于罗布泊，内华达州的洪堡 河消失于一个巨大的盐洼地（卡森低地））。
　　每条河流沿陆坡向下流入海域时，都有支流汇入，因而逐渐形成为一条 主分水界或分水岭所围绕的一个流域即集水地区的一个系统。有时一条分水 界可能分隔开最终到达海域时相距很远的河流的源头。图 62 所表示的是瑞士 的一部分，这一地区实际上位于欧洲的水系中心，莱茵河及其支流阿尔河、 罗伊斯河（最后到达北海）、罗讷河（流入地中海）和提契诺河（流入渡河 和亚得里亚海）的源地相距在几公里以内。


图 62 中欧水系的分流 莱茵河（在一定时候有阿尔河和罗伊斯河汇入）向北流入北海；罗讷河
向西南流入地中海；提契诺河经由波河流入亚得里亚海。
　　河流流动时，它们具有侵蚀、搬运和沉积三种作用；在侵蚀、搬运、沉 积时，河流能改变其流域的地表特征。它们剥蚀地表，侵蚀具明显特征的河 谷，在河谷间残留蚀余小丘，即河间地；因而原来景观慢慢地受到“切割”。 随着时间的流逝，物质不断被侵蚀，使原有地表逐渐降低，直至地面达到准 平原阶段。据估计，由于侵蚀，密西西比河流域的地表正以每 4000 年 0. 3 米（1 英尺）的速度降低，而整个美国的地表以每 9000 年 0.3 米的速度降低， 不过这并没有考虑均衡补偿作用。
河流的作用是稳定和逐渐进行着的，河流的流域也出现类似的变化；因
此循环或演变的概念（这个概念在第四章已进行过讨论）是非常确切的，但 是也许河流系列一语更为合适。一条河谷的每一段落具有其特有的特征—— 河道比降、河床和河谷形状，它们是河床和河岸侵蚀的相对作用大小和相对 效应、谷坡的风化和风化物质搬移以及侵蚀与沉积之间平衡的结果。
这个系列的任何中断，可能引起侵蚀活动的复活，从而河流恢复活力，
因此开始重新演变的阶段，使已为先前的河流作用所改变过的景观叠加上这 些新特征（即形成多循环地形）。回春作用可能由于因海平面相对升高和降 低使基准面发生变化而引起，或者由于构造原因（褶皱、断层、翘起、隆起 或下沉）引起；这叫做动力回春作用。但是，如果侵蚀活动由于河流水量增 加（因为河流流域内由于气候变化而使降水增加或者因为河流袭夺）而重新 受到激发，这叫做静力回春作用。
　　必须强调指出，有些现代地理工作者找出许多根据来对侵蚀循环均夷状 态和有关这类观点的整个概念吹毛求疵；有些人不能接受河流的壮年状态。 但是，只要留意第 4 章剥蚀年代学段落中提出的告诫，河流及其河谷发育这 个概念就可能对学生有帮助。

河流形态量测

　　近年来，定量方法已越来越多地应用于水系的研究。这些方法不仅包括 精确量测河道形状和流量、泥沙运动和曲流型式，而且还包括河流流域的区 域特征，和河流的线性特征，象河流支流的大小（划分成等级）、河流水系 密度、结构比和其他许多特征。这些定量的方法使定性和描述性的概念和规 律可以重新用精确术语表达。
表面径流 这一描述性很强的术语目前正在广泛用来（特别在美国）表示水流在不
局限于一定的水道（限于一定水道的是河床径流）时地表上具有侵蚀和搬运
力的水的运动。它在广阔的坡地上段最为有效，这是块体运动的必然结果。 表面径流是河流在坡的下部形成以前造成明显侵蚀的原因。
　　第一个作用是雨滴撞击地表的机械功，这叫做溅蚀。巨大的暴雨雨滴一 方面搬移土粒，另一方面使地表紧实，从而促进形成径流。溅蚀在半干旱地 区最有效，半干旱地区降水不多但强度大，地表松散、易碎，无植被保护， 既无乔木阻截降雨，又无草皮作防护罩和吸水垫。下一个阶段是溅蚀的各个 作用结果的扩大和合并，涉及到很大的面积，形成面蚀。当水开始在若干浅 小的表面细流中集中、但仍不十分局限地占据水道时，这就是细沟侵蚀。两 个过程都可能造成严重的土壤侵蚀，这取决于降水强度、坡度、表面土壤和 下伏基岩性质和是否有植被。如果细沟侵蚀未予防止，那么它就会形成更加 局限和集中的径流，在地面上切割出深沟，这个过程叫做冲沟侵蚀，但是， 冲沟侵蚀属于河床径流的范畴，而不属于表面径流的范畴。
因此，在河流的源头附近，侵蚀作用是由降雨本身来进行的。它使得向
源侵蚀得以向后切入河流上源真正开始流动之处以上的坡地。换句话说，河 源缓慢后退，逐渐切入构成分水岭的山脊。
泉蚀 如果河源是一迅急流出的泉，那么可能在河床径流开始发生之前
便产生另外一种侵蚀。水在流出时，能同时携带一些泥沙，并且可能直接从 周围环境获得大量的泥沙。于是，泉周围的物质（特别是松散或可溶性物质） 逐渐被带走或“蚀”去。这一过程称为“泉蚀”，其最后的结果是形成一个 圆形剧场似的小凹地，小凹地的后壁受侵蚀越来越向后切入斜坡（照片 45）。
河流水情 河流水情，即河流水量的季节变化，近年来由于洪水控制和水电生产的
问题和计划而受到很大的重视。季节性降水（降雨和降雪）、雪原和冰川的
存在，集水区坡地的陡缓、岩石的性质（特别是岩石透水性）和植被的性质 等都是重要的因素。如果一条河流完全由融雪和融冰补给，那么在冬天冰冻 时期，就出现枯水（这是阿尔卑斯山各水电站的问题之一），但在夏初融雪 期间发生广泛的洪水。在夏季也有降雨的地区，例如大多数阿尔卑斯山的河 流，最大水量是在 6 月到 7 月，最小水量在秋末。而另一方面，几乎完全由 降雨补给的中纬度河流（如塞纳河和索恩河），夏季倾向于出现枯水，夏季 的蒸发和植被需求都达到最大值。
　　在热带纬度，温度和蒸发经常都很高，洪水与降雨状况密切有关。短程 河流，如斯里兰卡的马哈韦利河，5 月经常几乎无水，但到 6 月夏季季风突
　　
然来临以后，河流的洪水可能泛滥于广大地区，冲毁桥梁甚至村庄。东南亚 的大河，如伊洛瓦底江、湄公河和长江（图 63）夏季发洪水，冬季枯水，与 带雨的夏季风、干燥的冬季风相应。
　　赤道河流，如亚马孙河和扎伊尔河，全年都有很大的水量，而春秋分的 到来时，降雨量最多而水量最大。
　　埃及和苏丹农业的兴旺在很大程度上取决于尼罗河的洪水，主要是由阿 比西尼亚高原季风雨引起的青尼罗河带下去的巨大水量所形成的。白尼罗河 发源於赤道地带的东非高原，其源头从湖泊流出。因此这条河的流量非常稳 定，但它的水量因蒸发而减少，特别是苏丹南部苏德沼泽地区，河流在此分 散形成若干浅湖。如果没有青尼罗河提供水量，目前没有阿斯旺高坝（图 67） 的稳定作用，尼罗河便不可能到达地中海。
　　比较一下底格里斯河和幼发拉底河这两条相邻的河流是很有意思的，它 们都发源於亚美尼亚的山地。幼发拉底河在许多方面与尼罗河相似，因为它 在伊拉克的漫长流程中没有支流汇入，但是它因为以很大的比降入海而流得 很快。其最小流量是在漫长而干热的夏季以后的秋季。12 月，在小亚细亚冬 季降水时，水量开始增加，5 月达到最大值，此时流域较高地区融雪的作用 最大。底格里斯河则相反，它较靠近扎格罗斯山，有许多比降很陡的湍急支 流汇入，经常突然发生灾难性的洪水。秋季是枯水期，而最大流量在 4 月， 比幼发拉底河早，因为径流较快。W.B.费希尔引述了一些有启发性的数字。 幼发拉底河 9 月枯水时在希特的流量为 8800 立方英尺/秒，但 5 月水位上升
3.4 米（11 英尺），流量为 64300 立方英尺/秒。底格里斯河 9 月在巴格达的
流量为 11900 立方英尺/秒，但 4 月水位上升 5.5 米（18 英尺），流量 106.650 立方英尺/秒。
根据这些不同的因素，法国科学家 M.帕迪在其著作《河流与溪流》
（Fleuves et Rivières）中将河流水情分为三类。第一类是简单水情，每年 有一个丰水期和一个枯水期（长江、伏尔加河）。第二类是第一级复杂水情
（简称双重水情），具有两个不同的丰水时期，这是夏初融雪和秋冬降雨的
结果（加龙河）；或者是两个降雨最大值的结果（亚马孙河、扎伊尔河）。 第三类是第二级复杂水情


　　　　　　　　　　图 63 宜昌处长江的水情 此图表示在宜昌峡谷处长江每个月的平均深度。它表明此河的水情在夏
季高水位（为东南季风带来的丰沛降水所形成）和冬季枯水位之间的变化。
（简称复杂水情），这是世界上许多最大的河流的特征，这些河流流域面积 大，跨越不同的气候区；有许多支流汇入，每一条支流也许有一种不同的水 情。这实际上是复合水情（莱茵河、多瑙河、密西西比河）。

河床径流


　　河槽 河流局限于切入地表的一定河床之中，具有独特的型式和横断 面，河床从河源到河口是不相同的，并且随着水系的发育而改变其形态。为 了具有某种确定性，主要由土木工程师提出了独特但较为明确的术语。从此 岸到彼岸（河槽的边缘）进行量测的河水深度和宽度不总是容易加以确定的， 因为除非河流因洪水控制、航运或电力生产而进行过整治，横断面很少呈明
　　
显的矩形；通常采用平均深度（见下图）。它们的关系表示为深宽比。这个 词源于深度/宽度。如 1：50，即宽度为 50 米（150 英尺），平均深度为 1 米（3 英尺）。有时河岸轮廓清楚，而另一些地方，崎岖不平的砂砾质河床 可能由于变化不定的河水边缘而逐渐地倾斜。湿周一词表示从此岸到彼岸的 横断面与河水接触的长度；横断面面积，顾名思义，是任何特定地点河水横 断面的面积。另一个术语是水力半径，即横断面面积除以湿周，这一术语是 重要的，因为它能表示出水与河槽之间摩擦力的大小，因而表示出能量的损 耗。河水浅、河槽极宽的河流水力半径小，在能量方面效率最低。
　　河流的基本径流是由地下水补给量供给河流的那部分水量。它在一年中 随着基本地下水位而波动，但不会占据全部河槽。在降雨或融雪后地表或表 面径流增加时，河深当然也会增加。当它刚刚占据全部河槽时，它便处于满 岸水位，超出这个水位，它可能上升至洪水位（或泛滥水位），这时它就溢 出河岸。在流域内降大雨之后洪水波通过干流以前（洪水波最大值为洪峰）， 会发生滞后现象，这取决于流域地表和岩石组成的性质、总坡降和支流数。 在经常发生洪水的国家，如美国，设有警报和预报系统；美国气象局从事河 流和洪水预报工作，许多地区通过地方无线电广播电台定期提供河流水位的 准确情报。


图 64 表示河流流量的校准曲线 如果点出若干实测流量，并经过各点画出一平滑曲线，那末流量便可通
过量测深度而估计出来。
　　河流能量 一条河流的能量基本上取决于（i）河流水量和（ii）河流流 速，它们又以流量一词概括地加以表示；流量通常用立方英尺/秒（即用每秒 钟通过一特定断面的立方英尺数）或用公制每秒立方米（米 3/秒）表示。1 立方英尺/秒等於每小时 538 000 加仑流量（图 64）。米 3/秒数用流速（米
/秒） 乘以特定地点河流横断面（平方米）求得。流速可用细心测定浮标经
过一定长度河段所需时间，或利用流速计来得到。流速计是一种由水推动旋 转叶片、叶片又与刻度盘相连的仪器。横断面用沿河流截面每隔一不长距离 测定其深度的方法来得到。实际上，河流流量常常在堰或水槽（它们具有人 造矩形断面）用自动记录仪进行测量。在英国，环境部下设水资源局，水资 源局发布各测流站的降雨和径流统计资料。在美国，地质局设立了大约 6000 个测流站。
测流站记录所提供的证据充分说明，一条河流的平均流速1从源头沿河谷
向下游增加，尽管其河床的坡降可能不断地减小，这一事实并不总是被人们 所懂得。这一似乎有矛盾但又显而易见的事实，原因在于随着河流及河槽向 下游增大，流水在较平滑河床和河岸上的摩擦形成的速度损失成比例地减小
（这足够补偿坡降的减缓而绰绰有余），必须以加快流速来洩出离源较远河 段的较大流量。
流水水力学的实际机制几乎与运动的空气一样复杂。就象航空工程师依 赖於风洞一样，关于水流的大部分资料是来自测流站成千上万次的观测。局 限于河槽内的水的运动基本上是层流，即水体沿着坡面下降的方向作的流线



1 ① 平均速度在河流尚未满岸时等于总流量（米 3/秒）除以平均流量时的河槽横断面面积。在满岸水位或
洪水水位时，整个河流主河槽的流速为常数。

型运动，或者说，如果河槽端直而平滑，水的运动将是层流。除了在人造水 槽、水渠或水沟以外，几乎不会发生这种情况，河床里的任何障碍物（不论 大的还是小的）或河岸突起都会引涡流和紊流，或湍流。由于水体内部和河 床上有摩擦涡流，紊流实际上使整个水流的速度降低，但是紊流是一个主要 的侵蚀和搬运营力。有时在一条弯弯曲曲河流中，河弯内的水流会发生螺旋 式运动，称为螺旋流（或螺旋形流）（图 70）。最后，在水体近乎垂直地流 过坡降突然变化的地方形成急流和瀑布时，河水会成为威力极强大的冲跌水 流（Plungeflow）.
　　泥沙搬运 河流的能量部分消耗于与河岸和河床的摩擦，部分消耗于运 动水体内由于紊流而造成的摩擦，部分消耗于搬运河流泥沙（Load）。泥沙 一词用于表示来自风化产物、由谷坡落下的块体、冰川融水和支流汇入以及 河流自身的侵蚀活动搬运的物质。当洪水期间河流速度增大时，其搬运能力 也大大增加。河流搬运泥沙能力的大小称为河流的搬运最大颗粒能力（compe
－tence），用一定流速的河流所能搬运的最大碎屑的重量来表示。随着流速 的增加，颗粒的最大重量也增加，但不是成正比。W.霍普金斯早在 1842 年提 出的“六次方定律”指出，所能搬运最大碎屑的重量以流速的六次方增加。 例如，如果流速增大两倍，则最大颗粒重量就增加 64 倍。因此，对于每一 流速都有其相应的最大可搬运颗粒重量。同样，对于一定的颗粒大小，都有 一个在这个颗粒能被起动以前必须达到的临界水速。但是颗粒一旦处于运动 状态，就可能被速度低得多的水流搬运。颗粒小时，起动和搬运流速间的差 别特别明显；泥粒能被速度极低的水流搬运。另一个概念认为，河流能搬运 的颗粒的直径按其流速的平方变化。泥沙的搬运能力也可用搬运能力
（capacity）即总河流泥沙表示。水流缓慢的大河具有高搬运能力，但其起
动能力较低；河流的泥沙由大量细粒悬浮物质组成。人们制作了不同颗粒大 小与搬运能力的关系的各种图表；粗略地说，每小时 0.5 公里（每小时 0.3 英里）的水流能搬运沙，每小时 1.2 公里（每小时 0.7 英里）的水流能搬运 砾石，每小时 5 公里（每小时 3 英里）的水流能搬运直径 5—8 厘米（2—3 英寸）的小石子，每小时 10 公里（每小时 6 英里）能搬运大石块，每小时
32 公里（每小时 20 英里）能搬运巨砾。
　　泥沙的搬运有若干不同的方式。小颗粒呈悬浮状旋转前进；这是悬移质。 较大颗粒的搬运表现为一系列的跳跃（这是紊流的变化所引起的“水力升举” 的结果），不时地触及河床，这个过程叫做跃移（saltation）；卵石则在重 力和水的推动下滚动；大石块和巨砾在河流洪泛时移动。所有这些沿河床搬 运的物质叫做推移质或底移质。
　　在大部分物质由大小大致相同的颗粒组成时，总泥沙量有一定的限度； 换句话说，如果在已有泥沙中再增加任何物质，就一定会沉积下来一部分。 枯水时期，河床坡度的明显变化，河流流经湖泊等都可能使搬运能力减小， 使一些物质首先是最大的颗粒沉积下来。因此，河流是一个分选营力；来自 侵蚀最烈的陡坡上部的粗粒物质出现于上游，而最细的物质沉积于泛滥平原 或被冲刷至海域。大河最下游的大部分泥沙非常细而且均一，所以河水常常 总是呈暗棕色。
　　很久以来使学生疑惑不解的一个问题是：既然河床的坡度越往下游越和 缓，河流怎么还能搬运泥沙。答案似乎是（i）由于有支流使水量增加，因而 河流的流量在下游增加；（ii）河流横断面积和水力比率增大；（iii）河流
　　
在下游流速不变，甚至略有增加；（iv）颗粒个体的大小减小，从而河流的 搬运能力增大。这些因素有助于形成抛物线状的剖面。
物质最大规模的运动是发生在河流的洪泛期（照片 50）。林格梅尔峡谷
（Lingmel Gill）河流入沃斯特湖（英吉利湖区），通常是流过坚硬岩石的 清澈河流。在 1938 年 8 月河岸假日（the An－gust Bank Holiday）周末期 间，36 小时内降雨 23 毫米（9 英寸）；这条河流变成了暴涨的洪流，从受 切割、冲刷的坡面冲下来的土使河水变为褐色，石块沿河床撞击有声。当洪 流平静时，湖泊端部的两块地面已为石子和小块巨砾所覆盖，厚度在 0.3 米
或 0.3 米以上，这是洪泛时期的河流搬运物。在 48 小时内，这条河流又恢复 常态，在两天内所进行的侵蚀活动超过以往 10 年。1952 年 8 月 18 日，埃克 斯穆尔高地降下暴雨，接着肆虐的洪水沿德文郡北部的东林河和西林河河谷 倾泻而下。几小时内流经两条河流的流量估计超过 18 000 立方英尺/秒，几 乎和泰晤士河下游曾记录到的流量一样大。成千上万吨巨砾被冲到林茅斯的 街道，23 人丧生，1000 人无家可归。
　　溶解是另一种搬运方式。这种方式在流经石灰岩地区的香农河一类河流 中特别有效（图 101）。据美国科学家计算，密西西比河每年将 1.36 亿吨溶 解物质带进大海，而悬移物质为 3.40 亿吨，底移质 0.4 亿吨。据估计，地球 表面每平方公里有 20 吨溶解物质和 120 吨悬浮固体物质被蚀去。
河流侵蚀 在讨论河流侵蚀作用之前就讨论过河流的搬运作用，这似乎
不合逻辑，但是泥沙是一个重要的侵蚀营力。河流的侵蚀作用由四个相互作 用的过程组成：（i）水力作用；（ii）刻蚀作用；（iii）磨损作用；（iv） 溶解作用。
（i）水力作用由运动着的水的力量产生，运动着的水能冲走松散物质；
还能通过冲进裂隙使坚硬的岩石碎裂。紊流和涡流具有强大的作用。一个后 果是掏蚀河弯处的河岸，这个过程叫做岸塌。侵蚀还在迅速流动的水中以气 蚀作用（cauitation）方式进行。发生气蚀作用时，空气或水蒸气泡炸破， 形成冲击波冲击河岸。胶结不牢的沙、粘土和砾石和风化物质一般都特别脆 弱。必须记住，即使不含泥沙，流水也具有侵蚀潜力。事实上，虽然泥沙可 以理解为“碾磨工具”，但如果携带泥沙，河流的机械活动实际上就可能减 低，因为能量被耗用于搬运。1936 年建成的胡佛坝以下的科罗拉多河是一个 明显的例子。由于没有了泥沙（泥沙沉积在坝后的米德湖内），坝以下河流
10 年内切进河床 3 米（10 英尺）以上。
　　（ii）磨蚀作用是用泥沙作为“碾磨工具”对河床和河岸进行的磨削。 当涡流使卵石在河床凹地中作圆形旋转因而刻出壶穴（照片 48）（这个过程 叫做涡流侵蚀作用）时，磨蚀作用表现得最为明显。在山地河流中，能以类 似方式磨蚀而成巨大的深潭。磨蚀作用的结果是冲刷和掘凿河床，并使由此 获得的物质成为泥沙，而泥沙本身又被用作磨蚀营力。这是有一个限度的， 因为当河流获得充足的泥沙时，任何垂直磨蚀作用都一定会被沉积作用抵 销。这意味着垂直磨蚀作用趋于停止，河岸外弯的侧向磨蚀作用将会被岸边 凹地内弯的沉积作用所抵销。在河流无泥沙和有充足泥沙阶段之间。存在着 一个磨蚀最为强烈的时刻。
　　（iii）磨蚀作用系指当碎屑物不断互相碰撞以及与河床碰撞时泥沙本身 的耗损。这是泥沙物质向下游移动时，其大小不断减小的部分原因，这使搬 运变得较为容易。
　　
（iv）溶解作用上面已提到，是河水流经石灰岩类岩石时水的溶解作用。
河流的纵剖面 W.M.戴维斯提出了河流纵剖面发育的经典概念，认为这是地貌学的一个
组成部分。他认为，河流的活动趋向于达到这样的流速，从而形成使侵蚀和 沉积绝对平衡的从河源至河口的坡度。
　　当河流流经一个河段时，如果对于这部分河段而言没有达到全负荷，那 么河流就侵蚀其河床，使侵蚀获得的物质成为泥沙；这叫做河床的减削作用。 但是，此河段下段的侵蚀随泥沙的减少而减轻，因而坡度逐渐变小。因此， 侵蚀力本身减小，最后整个河段达到正好使侵蚀与沉积能够平衡的流速。
　　另一方面，如果河流经过这样一段河段，其比降使得泥沙过多，流速减 小，那么在此河段的上段就发生沉积（加积作用），从而使坡度变陡，因此 使流速变快。最后，速度足能使河流携带其泥沙（图 65）。
　　在任何一种情况下，即当这种剖面由减削作用或由加积作用形成，或者 由这两种作用形成，从而河流拥有足够的速度来搬运泥沙时，这个剖面就称 为均衡剖面或平衡坡面（a slope of equilibrium）。
从这个一段河段的例子出发，在理论上可以将同样的原理应用于一条河
流的整个剖面，从河源直到河口。如果流速和侵蚀力到处都均一，那么这个 均衡剖面就是一条直线。但是，接近河源处的侵蚀因流量、泥沙较少而比一 般情况轻微；在下游河道，侵蚀可能因为河流泥沙很多也较轻微。其结果是 最强烈的侵蚀发生在中游，因此形成下凹的抛物线形弯曲（不过据认为这是 理想的概念），其下端接近于海平面，即侵蚀基准面。
即使已经达到这种均衡剖面（例如英格兰中部地区流入北海的许多河流
似乎实际上已经达到），侵蚀还会极缓慢地继续进行，因为就是流速最缓的 河流也会将细粒物质带进海域，所以流域仍然有净损失。这些损失主要来自 河道的上游，因此河流侵蚀曲线在缓慢地展平。

图 65 河流纵剖面的理论概念
　　1.理论上的一个河段的简化剖面。2.原始坡面为一实线，终极均夷剖面 为点线；D＝减削作用为主的河段，A＝加积作用为主的河段。3.抗蚀岩层（R） 对均夷剖面发育的影响。4.在 A 处通过下切出水口降低水位，使湖泊消失，
在 B 处通过湖泊三角洲充填湖的上端使湖泊消失。5.瀑布的消失；a.均夷至
坚硬岩石层形成的瀑布；b.瀑布后退，均夷至新的位置；c.瀑布后蚀，形成 一系列急流；d.最终的均夷剖面。6.持续性回春作用的影响：AB 为原剖面， 均夷至 B 一海平面；AK4C 剖面系海面下降至 C，重新引起侵蚀后形成，K1 至
K4 为先后产生的裂点；AK4K7D 剖面系在海面再度下降至 D 以后形成，先后产
生 K5，K6，K7 裂点。
　　最近若干年来，对整个均夷概念一直有许多批评，实际上是否存在平衡 剖面这样一种形态，是否河流会恰好调整到这种剖面，某些工作者认为，为 了确定剖面、流速和河流侵蚀力之间的精确关系所作的努力过多。有些人断 言，河流在不呈现下凹平滑剖面情况下仍然可能处于均夷状态，纵剖面均夷 状态的变化可能被横断面的变化所抵销。均夷一词的使用上也发生了混乱，
　　
它既是指“老年”河谷的平衡状态，又指河床坡面本身。另外，十分清楚， 河槽的凸凹不平是逐渐消失的，河流似乎在竭力消除这些特征。如果人们细 心地认识到，均夷河流的平滑纵剖面是根本不可能达到的最遥远的理想，起 动能力、搬运能力和泥沙之间的任何平衡都只是极为长期的平均状态，在短 期内河流很难处于均夷状态，那么这一概念在帮助理解河流如何发育其谷地 方面仍然是有用的。正如 J.H.麦金（Mackin）所说，均夷指的是河流的“气 候”，不是河流的“天气”。使用“暂时平衡剖面”或准平衡一语可能是可 取的，它们将考虑到暂时性的变化和平均状态两边的小变动。
　　必须进一步着重指出，为简化起见，迄今为止一直假设河流流经的坡面 是由抗蚀力一致的岩石组成，但是这种情况很少。坚硬岩石夹层可能横穿河 谷地出露，而且证明是比其他上下岩层抗蚀力强（照片 53）。因此，河流就 在每一坚硬夹层上方达到均夷状态，然后集中侵蚀夹层，结果每个夹层都变 为瀑布和急流的形成地点。这些地点的水流都较快，有更大的侵蚀力，因此 瀑布最终会消失。
　　河流剖面上另一种不规则性是由位于河流路径上的湖泊所引起的，湖泊 暂时地充作局部的侵蚀基准面。河流带来的泥沙随着一个湖泊三角洲的发育 慢慢地充填湖泊；当下游端流出的水下切出出水口时，水面便降低，最后湖 水被排出。这曾经在某些英吉利湖区河谷中发生过。然后，河流本身通过湖 泊沉积和下伏岩面达到均夷状态。
回春作用对纵剖面的影响 侵蚀基准面的变化（如海面降低或局部地壳
隆起运动）对河谷纵剖面的发育有最强烈的阻断作用。这一变化可能形成较 陡的坡降和较大的流速，因而重新引起下切。流域较高地区降水的增加（从 而使河流水量增加），可产生同样的结果。河流切入其原先的泛滥平原，在 两侧形成阶地。在纵剖面上造成的结果是产生一个坡降突变点，称为裂点或 “回春点”。有时这个突变点以急流为标志。河流开始由河口向源侵蚀，于 是产生一条与原曲线在裂点相交的新的水蚀曲线（图 65）。裂点溯源后退， 其速度取决于岩石的抗蚀力；因此，裂点可能在坚硬的岩石露头处长期不后 退；有时难以区别裂点形成的急流和完全由抗蚀性强的障碍物形成的急流。 有些河流及其支流可能有几个裂点，这些裂点表明回春作用的几个阶段。
瀑布 现在概括叙述一下瀑布的成因是有益的，因为这些壮观的地形虽
然不完全是，但主要是河流侵蚀的结果（图 66），而且对纵剖面有重要的阻 断作用。

图 66 瀑布的形成
　　1.抗蚀力强的水平岩层的影响；掏蚀形成陡峭的突出面，同时抗蚀力弱 的岩层受到向后的侵蚀，从而使瀑布迅速向源后退。2.抗蚀力强的垂直或陡 峭岩层（用黑色表示）的影响。
　　（i）瀑布产生的第一位和最普通的原因，前已述及，是横穿河谷的一条 岩石条带的存在，因而阻碍河流向均夷剖面发展（照片 53）。如果这条岩石 条带和缓地向下游倾斜，它就形成一系列急流以及大量断续水流，例如埃及 和苏丹的尼罗河（图 67）。如果抗蚀力强的岩体水平或仅微有倾斜（即形成 冠岩），而且下伏地层抗蚀力较弱，那么就形成垂直的瀑布，水在瀑布基部 的冲刷作用切入软性岩石；结果掏蚀作用使得坚硬岩块破碎，瀑布向源后退， 形成峡谷。尼亚加拉是一个大型瀑布的实例，这个瀑布，坚硬的白云灰岩层
　　
覆盖在较软的页岩和砂岩之上。瀑布在美国一侧高 51 米（167 英尺），峡谷 约长 11 公里（7 英里）。估计峡谷后退的速度从每年 0.3—2.0 米不一（照
片 54）。圭亚那的凯厄图尔瀑布高 251 米（822 英尺），是由于波塔罗河流 经下伏有砂页和页岩的一个抗蚀力强的砾岩暗礁而形成的。

图 67 尼罗河的瀑布
　　此图表示主要瀑布（1—5 号）和一些有名称小瀑布的位置；注意第二号 瀑布现已没入阿斯旺高坝后面的纳赛尔湖水下。
　　（ii）瀑布出现于显突、轮廓鲜明的高原边缘。许多非洲河流的航行因 围绕这个大陆的大部地区的边沿而受到阻碍（照片 55）；扎伊尔河接二连三 地流经 32 个急流（称为利文斯敦瀑布），下降 270 米（900 英尺）。奥兰治 河在阿平顿以下 80 公里（50 英里）处冲下高 140 米（460 英尺）的奥赫拉比 斯瀑布。美洲河流上有众多的小瀑布和急流，它们在皮德蒙特高原的古岩石 和大西洋沿岸平原的较新岩石之间沿“瀑布线”向下流动（图 68）。

图 68 北美的瀑布线
　　（iii）有些瀑布由断层作用形成。最普通的类型位于有断层线崖的地 方，在这里下游一侧抗蚀力较弱的岩石紧靠抗蚀力较强岩石。戈代尔巉岩（戈 代尔河在这里穿过一个拱顶，流过一道石灰华幔）已经向后切割出一条峡谷
（可能是在戈代尔为地下河的时候），一直切进石炭纪石灰岩高原的边缘。
米德－克雷文断层使石灰岩紧靠下断层一侧（南侧）较软的鲍兰页岩，而后 者已受强烈侵蚀。同样，高约 9 米（30 英尺）、在哈德斯菲尔德西南梅尔瑟 姆附近的福利－97 多利瀑布（the Folly Dolly Fall），是由于一条河流过 一条断层在平卧的粗砂岩层上形成的。在下游一侧，粗砂岩已向下断落，使 软性页岩（现在已被河流蚀去）紧接粗砂岩岩面。
可以提一下赞比西河上高 110 米（360 英尺）的维多利亚瀑布，它的发
育部分是由于断层作用（照片 56）。这条河流穿越一玄武岩高原，高原东缘 有一系列断裂贯穿，形成碎裂带或脆弱线，因为这些断裂几乎呈直角相交， 瀑布以下的峡谷呈“之”字形曲折。由于河流对有断层和脆弱的玄武岩进行 迅速侵蚀，它已后退 100 公里（60 英里）以上。
（iv）瀑布在冰川地区常常出现，在冰川地区，主谷的过量下蚀形成高
悬于主谷谷底之上的悬谷和冰斗。斯诺登山、英吉利湖区和苏格兰不乏其例。 我们可以提一提苏尔密尔克峡谷（它从 Bleaberry 湖沿着暗色沼泽荒地边沿 冲越一系列白色的小瀑布，进入巴特米尔湖的出口）和德文特湖以上的著名 的洛多瀑布。在加里福尼亚州的约塞米蒂谷，可以看到许多壮观动人的瀑布； 照片 57 是由一条悬谷下落 436 米（1430 英尺）的上瀑布和再下落 98 米（320 英尺）的洛厄瀑布；加上中间的小瀑布总共下落 782 米（2 565 英尺）。上 瀑布最初 20 米（70 英尺）是位于切入坚硬花岗岩的深槽之中，水流在深槽 以下呈自由抛物线形的飞跃，高度为巴黎艾菲尔铁塔的一倍半。
　　（v）瀑布有时出现于河流流过陡峭岩壁的边缘进入海域的地方。在韦茅 斯以东的奥斯米通山（Osmington Mills），有一小河流过抗蚀力较强的诺特 粗砂岩水平岩层（侏罗系科拉利亚层（Corallian beds）的一层）形成小瀑 布。1955 年 7 月 18—19 日夜，多塞特南部降暴雨；大约 18 厘米（7 英寸） 的雨量降落在构成这条河流流域的 8 平方公里地区。大量的水流泻入海，刷
　　
深河床 1—1.5 米（4—5 英尺），并切入末端小瀑布的坚硬岩层。给人印象 更为深刻得多的是哈特兰附近德文郡沿海的令人赏心悦目的小瓦特（Little Water）瀑布，从大大高于海面的河谷向下降落 23 米（75 英尺），并在崖顶 刻出一个凹槽。这些谷地是迅速海蚀的结果，因此陡崖一直向陆地方向退却。 米尔福德河流经彼此分离的五条瀑布，为呈直角的两个河段所阻断。另外， 还有若干急流在斯凯岛沿海一带流过玄武岩石崖，形成瀑布。
　　因此，只要力图形成平滑剖面的河流因岩石抗侵蚀力不同，或因造成局 部陡坡的不同地壳运动而暂时受阻，就形成瀑布。但是，即使是最高的瀑布， 最终也将被侵蚀殆尽。
　　尼罗河在流程中垂直切入努比亚砂岩，直到它在许多地方切到下面的古 代结晶岩。这些较硬的岩石有较大抗蚀力，因而延迟了向源均夷作用，形成 坡降陡峭的一条不长的河段，使坡降较缓的较长河段被中断。因此，坚硬的 岩石形成了复杂的急流和涟漪水面、分歧水道和许多风景如画的石质小岛。 这些结晶岩大部分由片麻岩构成。但在许多地方，片麻岩中有抗蚀力更强的 花岗岩条带成直角地横穿河道，从而形成石脊并因此在瀑布普通水流内形成 较为壮观的急流。
　　　　　　　　　　　　河谷的发育 随着河流逐渐形成其纵剖面，河谷的横剖面和一般特征因而也得到发
育，这是由于河流的下蚀和侧蚀，加之谷坡的风化，包括层片运动（Sheet
－movement）和垮坡的结果。其实际形态取决于：（i）岩石的性质、抗蚀力 和岩石的构造排列；（ii）河流及其支流的侵蚀力，以及谷坡上风化和块体 运动的影响；（iii）在（ii）中所叙及的各过程对（i）产生的影响的程度。 因此，我们可以依次描述河流上游或山地、中游和下游或泛滥平原地带的河 谷典型形态（图 69）。回春作用可以重新引起侵蚀，因而形成新的特征。

图 69 河谷的横剖面地形
　　1.横剖面演化的先后阶段。2.交错山嘴（参看照片 51）。3.几乎水平的 抗蚀性岩层（黑色）对横剖面形态的影响。
（i）上游河谷 在上游河道，急流主要通过壶穴作用进行垂直磨蚀，它
切割出陡坡的 V 形谷，谷坡的角度取决于两坡岩石的抗蚀和抗风化能力。山 地的河流河道曲折，因为它倾向于绕过由抗蚀力强的岩石所形成的障碍物。 这些河弯逐渐地变得更加明显，因为水流在河弯外侧趋于最强有力，于是河 流两侧交错的山嘴便相互“连锁”、“重叠”或“交错对插”（图 69、照片
51）。河床由水塘、壶穴、巨砾和局部抗蚀强的岩石形成的小急流或瀑布组 成。
　　河流峡谷和大峡谷 峡谷一词系用来指相对于宽度而言深切、坡陡的长条 洼地。河流峡谷出现于河流的下蚀快于风化力耗损和“开发”边坡的地方。 北威尔士、英吉利湖区和苏格兰大多数山地急流的上游河道，或多或少是位 于峡谷之中，特别是这些急流沿微弱线流动的地方。皮尔斯峡谷沿斯科费尔 山岭的坡面呈一系列直角深谷流入沃斯代尔，峡谷在许多地方高 24 米（80 英尺），瀑布与石质深塘相互交替。这条河流系沿着几条清楚的断层破碎带 流动。
　　
　　峡谷也可能出现于抗蚀力强因而两坡陡峭耸立的岩石上，或者降雨极稀 少因而两坡的风化后退只能缓慢进行的地方。第一种情况在叙述瀑布（瀑布 后退时便形成一条峡谷）时已经提到。著名的阿尔河峡谷（瑞士迈林根附近） 出现于流动迅速的阿尔河切穿基兴特（Kirchet）的地方（基兴特是分割开广 阔的上和下哈斯利萨勒（Ober－and Unter—Haslith?ler）的坚硬石灰岩山 丘），而约克郡博尔顿－阿比（Botton Abbey）以上的沃夫河以较小的规模 流过斯特里德（The Strid）（照片 52）。

图 70 曲流
　　1.主流方向用实线箭头表示；当主流在河弯外转向时，它便冲击河弯的 外侧，因而在 X 处侵蚀陡峭的河流陡岸或悬壁。在水因离心力而在河弯外侧 堆积，引起强烈的混浊时，底层洄流（以断线表示）流向内侧河岸（螺旋流），
在 Y 处沉积砾岸或沙岸。
2.发育中的曲流。
　　3.曲流发育立体图；每一河弯既向侧方又向下游扩展。因此谷底逐渐变 宽。
4.曲流横断面（看图 102，最后形成牛轭湖）。 峡谷的形成还有一些其他的原因，为全面起见，这里可以提一提。峡谷
可以通过河流以与地壳运动抬升周围地区同样的速度下切来形成；克什米尔
的印度河或布拉马普德拉河（它通过峡谷由西藏进入阿萨姆邦）的峡谷和恒 河及其上游的峡谷，其深度惊人，超过 5 公里（3 英里）。从宾根到波恩的 莱茵河峡谷规模较小（这段峡谷斜穿过莱茵河中游高地，并与其支流（如摩 泽尔河）一起将这个高地分割成一系列地块（照片 45））。这条河在新生代 高原隆起以前就或多或少占据了目前的河道。这有时称为先成水系。峡谷形 成的其他特殊原因，有冰水泛滥河道的下切和石灰岩内长条洞穴顶部的崩塌
（图 59）。
　　峡谷可能形成于干燥气候下。在这些地方，主要由荒漠以外山地的融雪 获得水量的外源河能够保持其流量和侵蚀力。这种峡谷在美国叫做坎涅恩
（Canyons），出现于科罗拉多河、斯内克河、黄石河以及其他许多河流，在
发生抬升的地方特别明显。科罗拉多河大峡谷（照片 58，图 71）几乎长达
500 公里（300 英里），最大深度 1900 米（6250 英尺），它切入近乎水平的 层状石灰岩、砂岩和页岩（在高原表面，这些岩石中最年轻的属二叠纪）， 一直切到下面的前寒武纪结晶岩；南北边缘相距 19 公里（12 英里）。这些 峡谷的详情和型式纷繁复杂。除去河流实际上的垂直侵蚀产生深切曲流和内 生曲流以外，呈复杂节理形式的地区性和局部性的构造控制也是重要的。极 为明显的垂直节理通过砂岩和石灰岩的迅速物理风化和化学风化促进陡崖的 形成，这些风化物质在河流高水位时被迅速地从岩壁基部搬走。地下渗流也 渗入节理，促进洞穴和凹壁的形成，并接着使之崩塌。

图 71 大峡谷
　　（ii）中游河谷 在河道的中段，河流发育形成若干壮年特征，河谷由 于两坡的风化变得较为宽阔。河流随着河水流经河弯而趋于更加弯曲（图
70），因为水流对凹岸即河弯的外侧冲击最烈，并在这里发生最强烈的侵蚀， 甚至掏蚀。由于河弯内侧水流滞缓，几乎不发生侵蚀，甚至有些沉积（照片

61），因此河流从最初的“摆■”可能转变为曲流，河流陡壁高悬于掏蚀河 岸之上，倾斜的岸嘴（称为冲积坡）从对岸伸出。
　　虽然这可以解释曲流的发育，但它不能说明它们的起始。实际上，均一 的、几乎水平的冲积物上（如在密西西比河下游）有一些最明显的例子。曲 流的大小（即波长）和曲流带似乎与河流的流量和推移质这样一些因素有关， 并与由于河流流过不平坦地表而造成的深度和谷底摩擦力的变化有关。随着 流量的增加，曲流带的宽度也增加，但不成正比；随着曲流带的宽度增加， 曲流的波长也增加。
　　通过不断掏蚀和蚀去风化物质，河流逐渐进行侧蚀，使每一曲流的摆幅 拓宽（因而也拓宽整个河谷）。河道的侧向移动称为游移（divagation）。 此外，水流切入岸嘴的上游一侧，结果每一曲流开始向下游移动（图 70）， 形成宽度越来越大的河谷。最后每个岸嘴都被蚀去，残存俯视谷底的尖嘴或 陡崖。这样，河流便开始形成一条宽广、近乎水平、以陡崖的低壁为界的河
谷。
　　（iii）下游河谷 在河流的下游，河流在由于风化而后退的低崖间宽 广、几乎水平的河谷中，呈一系列掃移曲流作游移或“滑行”，使分水区缩 小，于是逐渐形成泛准平原，在泛准平原上，相邻泛滥平原发生合并。最后， 谷底将会大大宽于实际曲流带（图 72）。过去曲流的遗迹从“牛轭湖”的形 态残留下来（图 73，102，照片 60）。


　　　　　　图 72 阿伦河（左）和里布尔河（右）曲流 在右图上，普雷斯顿位于下游 3 公里（2 英里）处。阿伦河的两次截弯
取直是人为引起的。
　　沉积作用 在一条河流的下游段河道，沉积作用变得具有很大的重要 性，除了由于曲流向下游移动、河槽在泛滥平原面上下切以外，河流的垂直 磨蚀停止。
当每一曲流向下运动时，河流较粗的砾石便沉积于河床，并遗留在那里。
在河流水量由于某种原因增大时，砾石的这种沉积作用即以大得多的规模发 生。冰后期当默兹河离开阿登高原时，它夹带着大量粗砂和砾石；这时，这 条河的比降突然减小。当这条河流逐渐改变其呈一系列缓慢移动弯曲河道 时，默兹河便在比利时东北部的肯彭兰地区沉积一层粗砂砾，厚度从 5—15 米（15—50 英尺）不等（现为石楠荒地）。许多夹带大量泥沙的大河，特别 是在它们从一广阔的山区流出时，便到处沉积出一层层的物质，这些物质可 能将河流分叉成复杂的水道；这种河流称为辫状河（图 78，81）。在主河河 岸由易侵蚀的沙或砾组成时，更容易形成这种辫状河流。
　　泛滥平原 大部分河流（当然是在其下游）所搬运的是由粉碎得很细的粉 沙组成的泥沙。这种泥沙可能沉积很大的厚度。例如在下游尼罗河河谷，钻 探从未达到过岩石底层。泛滥时，河流可能在它整个泛滥平原上沉积一层薄 薄的冲积层，这个事实对于尼罗河、底格里斯-幼发拉底河和亚洲河谷的农民 十分重要，千百万人的生活依赖于在这里种植水稻。
　　但是，大部分淤泥沉积在水流滞缓的河槽边缘，因而当洪水退去时，便 留下天然堤。加积作用在河床继续进行，因此河床趋于高出泛滥平原（图
74），河床的抬高部分是由于堤塌入河床所致。在洪水期间周围平原被淹的 危险越来越大，因为洪水一旦冲决堤（在密西西比河沿岸叫做 Levee，天然

冲积堤），它们就会大面积地浸淹低地。此外，当周围地区的排水受到影响 时，其高度便因下沉和密实而明显降低，特别是在泥炭沼泽地区。在许多河 流（如英格兰东部芬地区的河流、意大利北部的波河（1951～1952 年冬季曾 泛滥成灾）和密西西比河）沿岸，人们作出了努力来


　　　图 73 得克萨斯州与墨西哥间里奥格兰德的曲流和牛轭湖 干流河道（西南部）是墨西哥和美国的边界，已用堤使之稳定。泛滥平
原上有许多废弃的牛轭湖和滞水河段。 巩固和扩大天然堤。这常常使事情更糟，因为河流也在继续抬高其河床，因 而变得越来越高，越来越有威胁性。黄河是最危险的河流之一，由于它多次 引起破坏和生命损失，被称为“中国之患”。在 1852 年，这条河流冲决河岸， 暂时将河口迁移到山东半岛以南 500 公里（300 英里）处；估计有 100 万人 被淹死。在 1938 年与日本人进行战争期间，这条河出于战略考虑被人为地南 迁，直到 1947 年才返回北边的河槽。
　　筑堤不是长期对付洪水威胁的可获成功的办法。在陡坡上造林滞缓径 流，用上游河谷作为容纳洪水的水库，以及对曲流裁弯取直（从而形成顺直 通畅河道并因此形成较大的坡降），用这些办法对流域内的水进行控制，才 是更有效的措施。
荷兰人曾不得不面临巨大的水控制问题，因为他们的国家基本上由三条
河流（莱茵河及其几条支流——马斯河和斯海尔德河、斯科河）的泛滥平原 联合而成。这些问题的形成有三个因素：曲流的摆动，周围地区低洼（不少 地方在海面以下）和因中欧高地的大雨和融雪造成的洪泛期。保护他们的土 地，使之不受海、河洪水的浸淹，构成了荷兰历史的很大篇幅。河流已经被 治理，并彼此分离，新的入海口已经开挖；人们修筑了水库以暂时存蓄部分 洪水，还建设了大堤或堤防（有时离干流河槽远达 500 米）。
在滞缓河流增高其河床，形成天然堤（天然堤不得不予以人工加高加固）
的地方，很明显，支流难以或不可能流过低平原以汇入干流。亚祖河以很大 规模流入密西西比河洼地区，与干流平行流驶 280 公里（175 英里），它才 能找到汇入口。这称为延长的汇点。
因此，河流泛滥平原是一个坡度平缓、甚至难以觉察的区域，挟带大量
淤泥的河流在泛滥平原上曲折地流过，这些河流以天然堤为河岸；岸外有沼 泽地、牛轭湖和滞水河道。所以，河流渐渐不知不觉地流入其三角洲或有潮 河口。


　　　　　　　　　图 74 河流泛滥平原的横断面 上图表明，曲流带向下游摆动时因侧蚀而形成的宽阔平滑的谷底，泛滥
平原处于陡壁之间，并有薄层沉积物。 下图说明一条周期性泛滥的大河河床如何抬高、高于周围地区地面的情
形；天然或人工堤岸（L）只不过是暂时性的保护措施。
　　（iv）回春河谷 回春作用在河流横断面上的主要结果是 1）通过下蚀 和侧蚀在河槽两侧形成阶地；2）河槽深切地表，同时保持原曲流的轮廓。 河流阶地 当河流重新下切时，河流的新河槽便切入以前的泛滥平原，使 泛滥平原明显高于现在的河流水位，结果残存的泛滥平原在两侧形成阶地。 新河谷逐渐拓宽，阶地因受侧蚀而减小。但是，回春作用如果再度发生，这
　　
个过程便重复进行，并在比第一对阶地低的地方处形成第二对阶地。这些阶 地常常能与纵剖面上相应的裂点对比（图 75），称为配对阶地。
　　原有的沉积物质由砾石和冲积物组成；但是重新发生侵蚀时，冲积物较 容易被蚀去，所以大部分较老阶地覆盖着砾石层，即“阶地砾石”。阶地砾 石有不同的名称，它们有助于识别和对比。
　　图 75 所示的是极好的一个阶地实例：法国东部的伊尔河和莱茵河的河道 几乎平行。现在的泛滥平原是由沼泽地和死水构成的沼泽平原，它覆盖着成 片的柳树和杨树，以及潮湿牧场，在春季被浸淹。但是，阶地较高且较干燥， 上面有公路、铁路和乡村。
　　伦敦盆地（图 75）和牛津粘土谷的泰晤士河阶地型式已经进行过详细的 研究。由回春作用的几个阶段所形成的牛津粘土谷的阶地，按照位于上面的 乡村进行了命名。汉博罗（the Hanbor-ough）阶地最高，高于现在河流水位
约 30 米（100 英尺）。在一次侵蚀之后，接着是沉积砾石，这些构成现今的 沃尔弗库特（the Wolvercote）阶地，而它又为河流所切割。砾石的再度沉 积，形成了萨默敦—拉德雷（the Summertown—Radley）阶地即 20 英尺阶 地（牛津市位于其上）。此后，又一次回春作用使泰晤士河切入河床，深度 达到现在水位以下 9 米（30 英尺）；这条河道被埋在现代冲积平原冲积层以 下。

图 75 配对河流阶地
　　1.此图说明多次回春作用（形成裂点 K1 和 K2）与多对阶地（TA，TB） 的关系。
2.这张图表示阿尔萨斯的莱茵河谷阶地，之所以复杂是因为莱茵河及其
支流彼此几乎平行，在其间残留下一台阶地。里德是现今的沼泽化泛滥平原。
3.这是泰晤士河阶地示意图：B=博恩山（Boyn Hill）阶地，T=塔普洛
（Taplow）阶地，F=泛滥平原阶地。
　　塔普洛阶地位于泰晤士河水面以上 15—30 米（50—100 英尺）；可在这 台阶地上一些地方找到成片砾石，如在海德公园和霍尔本。博恩山（the Boyn Hill）阶地还要高出 15 米（50 英尺）。
深切曲流 如果下切强烈，河槽便可能深深切入冲积层和坚硬岩石，形成
“深切”曲流。有时，必须对嵌入曲流和内生曲流加以区别。谷坡陡峭而对 称的是嵌入曲流；也发生轻微的侧蚀，形成具有冲积坡嘴（slip—off spurs） 的较开阔谷地的是内生曲流。瓦伊河形成了一系列优美的深切曲流，这条河 蜿蜒曲折地流过峡谷状河谷，在许多地方几乎形成完全的环状（图 76）。河 流已垂直切入煤系石炭纪灰岩和红色老砂岩。


　　　　　　　　　　　　图 76 瓦伊河谷 右图位于左图以南。断线表示谷底边缘的近似位置。 深切曲流有时可能切穿曲流“颈”，于是河流不流经曲流颈，而是继续
侵蚀“捷径”。这在靠近雷德布鲁克的瓦伊河谷可清楚地看到（图 76）；老 的曲流虽被两条小支流所占据，但现在高于干流河床 120 米（400 英尺）。 北威尔士兰蒂西利奥（Llantisilio）以北的迪河也被深切，在兰戈伦东南可 见到废弃的大曲流。这些曲流为冰川粘土所填塞，这可能是河流不流经曲流 的一个原因。

　　深切曲流阶地 当曲流自由摆动但河流在某种程度上仍然下切时，在泛滥 平原下游便形成若干阶地，不过不像上述阶地那样有规则地成对出现。这在 冰积层或在冲碛物上极为常见，在坚硬岩体出露于谷底，从而阻碍侧蚀并保 存较高阶地的地方，也极为常见。随着曲流向下游移动，左右地进行摆动， 它们侵蚀部分的较高地面，并使之成为阶地（图 77）。这在阿伯里斯特威斯 以东的赖多尔河中游河谷看得很清楚（照片 61）。