河流演变过程论文参考文献

杨则东 褚进海 陈有明 鹿献章 赵华荣 晁玉珠

（安徽省地质调查院，合肥230001）

摘要：本文利用多时相遥感资料，调查研究了长江安徽段12个河段的河床演形式及崩岸现状，并对岸线演变趋势，岸带特征进行了阐述。

关键词：河道演变；崩岸特征；遥感调查

长江安徽段北岸自湖北省段窑，南岸自江西湖口进入安徽段至安徽省马鞍山，全长约405km，河床走向大致呈北东，由一系列近南北向河段与北东东向河段相接，成上升式阶梯形状。平面上看分汊河段与单一河段相间分布，呈宽窄相间的藕节形。

安徽境内长江河道自上而下，按河型分段演变形式可分为12个河段，本文利用多时相航片、TM、ETM资料，调查研究12个河段的河床演变形式及崩岸特征。

1 陈家洲（张家州）微弯分汊型河段

陈家洲又叫张家洲，该洲约于明朝永乐年间出水。至清朝雍正时期，张家洲成为条形，把长江分成左右两条顺直汊道。随着沙洲下移到鄱阳湖口，受湖水出口水流顶托而停止，左、右汊道开始向弯曲汊道发展。由于右汊右岸为低丘，河弯发展受到阻挡而停止，转入淤塞阶段，左汊处在河漫滩平原上，弯道发展迅速，逐渐成为该分汊河段的主汊，并相继形成了长洲、柳洲、蔡家洲、团洲、龟洲和邓家洲。

随着左汊日益淤积和衰退，右汊得以发展，建国后右汊中大轮已通行无阻。

上世纪60～80年代，右汊仍为主汊，而左汊分流有所加强，

受横向环流作用，程营—八里江一带强烈崩塌后退，1969～1986年的17年间岸线后退约400m，同时邓家洲已与张家洲合并向北淤长。

据上世90年代航片资料统计，本河段左岸线长，右岸线长。

2 三号洲顺直分汊河段

本河段下口彭郎矾与小弧山夹江对峙，其上游壅水，河段在历史上经历了数次由单一至分汊至单一河型变化的趋势。所见的分汊河势开始于100多年前，当时河床较窄，江中无江心洲，属于单一顺直河道，近百年来，由于上游河道变化，河流旁向侵蚀，河

道展宽，江中淤积形成江心洲，左岸抗冲刷强度弱，左汊迅速拓宽成主流。后随着主泓右移，于上世纪30年代下三号洲开始露出水面，30～50年代，上、下三号洲继续扩大（图1）。

上世纪60年代～2000年间，本河段变化表现为上三号洲，以上河道继续拓宽，左岸后退约100m，右岸后退约100～200m，上三号洲向上游延伸，同时左汊明显淤积萎缩，左岸向上三号洲迅速靠近，最大推进距离900m，右汊成为主流。而下三号洲则向下移，1969～2000年间洲头下移2000余米，其右汊逐渐淤积，有新心滩生成，左汊为主流，左凹岸受到强烈侵蚀而崩塌。

图1 上下三号洲顺直分汉河段一百年来河道演变比较图

根据上世纪90年代航片计算，本段左岸线长，右岸长，直线长，曲折度，江心洲4个。

3 搁排洲微弯分汊河段

搁排洲是区内最大的江心洲之一，它的形成与小孤山、彭郎矶这一对矶头，特别是彭郎矶的单向挑流密切相关。

根据记载唐宋以来，彭郎矶始终临江，小孤山则有明显变化。明朝前，小孤山峙立左岸，明成化二十年（1484），发生切滩，江水忽分流于山北，清朝小孤山依然立在江中，到民国年间，左汊淤塞，小孤山才再次登陆临江。

搁排洲大约是清道光年间在峰火矶至马当矶之间出水，由于当时小孤山左汊处于淤塞过程中，彭郎矶挑流增强，搁排洲左汊迅速扩展。同治年间，搁排洲在向下游延伸越过马当矶的同时，沙洲北缘也迅速发展，左汊已成为主汊。光绪至民国年间，小孤山左汊完全淤死，彭郎矶单向挑流更加显著，本河段左汊继续向北扩展成弯道，河道中又相继沉积了年字号洲、庄兴洲、双新洲、往复洲等，并与搁排洲合并成一大沙洲。

从1954～2000年航卫片解译结果看，小孤山的挑流作用略有增加，使本河段右汊分流加强，右岸马当矶上侧受到较强的冲刷，1969～2000年间其岸线后退500余米，右汊中水流受马当矶挑流作用，深泓左移，使瓜字洲明显后退，从1975～1986年的11年间，瓜字号洲就后退1100m，平均每年后退100m。本河段左汊扩展不明显，仅在汊道入口处局部后退400多米（1969～1986年），在弯道顶端左岸受横向环流作用而后退，1954～2000年后退500m，其中主要是在1975～1986年间后退的。另外，在左汊道中又新生成了一个江心洲。整个搁排洲基本稳定，其东缘略有扩散，北、西缘略有后退。洲尾从1954～2000年共后退900m左右。

根据上世纪90年代航片解译统计，本河段左岸线长，右岸，直线长，曲折度，江心洲4个。

4 东流顺直分汊河段

本河段从牛矶至吉阳矶，河道顺直，由于本河段出口处吉阳矶和沟口这对锁江矶头造成河段壅水成洲。历史上河道变迁主要表现为心滩出水，河道水汊展宽，发展到一定阶段后老洲靠岸，江面束窄，成为单一河道，后又拓宽，如此反复。河道中的棉花洲、玉带洲和天心洲形成于清末民国初期，受沙洲扩展和右岸矶头挑流影响，左岸雷港－湖东之间的靠岸边滩遭受强烈冲刷，岸线后退。吉阳矶以南右岸略有拓宽，江中沉积形成共和洲。

1954～1969年间，共和洲左汊分流较强，左岸后退（最大距离约400m），1969～1975年间共和洲扩大，左岸线趋直，之后左汊淤塞，共和洲迅速与左岸连成一片，造成该处左岸从1969～2000年的31年间，岸线前进的最大距离为1400m。由于出口处江面忽然变窄，使上游壅水明显，棉花洲、玉带洲和天心洲上下扩展，成柳叶条状雁行排列，心洲之间距离很小，河道继续向两侧拓宽。从最新的航卫片上分析，目前河道分汊拓宽已近顶峰，河道开始淤积，随着水流动能的积蓄，将有可能从棉花洲与玉带洲之间或玉带洲与天心洲之间冲开，形成主汊，而使两边沙洲靠岸，再次成为单一顺直河型。

本河段左岸线长，右岸，直线长，曲折度，江心洲5个。

5 官洲微弯分汊河道

本河段位于吉阳矶至皖河之间。原是外形上下狭窄、中间宽的鹅头型分汊河道。左岸为较开阔的冲积平原。右岸阶地，矶头临江，控制着河势的发展。特别是吉阳矶、其挑流方向的改变，对河床的沙洲形成、江岸变迁影响重大。

明朝中叶以前，本河势以山口（皖口）为顶点形成一个大河弯，在弯道凸岸（右岸）已有磨盘洲、新洲形成。此后，吉阳矶挑流增强，江流直射西北折向东北直趋安庆，弯顶在山口附近处于缓流区，形成沙帽洲、光洲。明末沙帽洲、光洲靠岸，皖水入江口向前延伸，到清代乾嘉时期，河弯顶端南移至江家店一带，江中沉积了育婴洲等一系列小沙洲，河道演变成微弯分汊河型，主泓在育婴洲右汊。至此本河段的演变进入又一个旋回，鹅头型分汊河道只不过是近160年以来的事。

大约在1825～1858年前后，由于吉阳矶挑流变化，主泓改走保婴洲（又称官洲，即合并后的育婴洲）左汊，河道由微弯分汊向左侧分汊发育，左汊曲折度加大。1858～1912年前后，左汊继续为主泓，官洲后退，左汊顶部沉积了路洁洲（即培文洲的前身）。而在右汊中又出露了清节洲。鹅头状分汊河型基本形成。1912年以来，吉阳矶单向挑流增强，主流直射老湖滩折向东北，官洲右汊又成为主泓，左汊则逐渐淤窄成为支汊，培文洲和官洲合并。与此同时，官洲南缘受主流强烈冲刷后退，清节洲则向北扩展增大，其上又沉积了复生洲，河型有向复式鹅头状分汊河型发展（图2）。

建国以来上述河势仍有发展。1954～1969年最大后退距离2400m，1969～1975年后退600m。但1975～1986年间，由于在官洲左汊入口处筑有拦水坝，迫使官洲洲头与左岸相连，成为左岸一部分，其下侧洲尾受主泓冲刷后退2200m左右。由于人工工程使鹅头形左汊淤死，本河段成为直角拐弯的弯曲分汊河势，鹅头形也随之消失。

图2 官洲河道100多年来河道演变对比图

本段左岸线长，右岸长，直线距离，曲折度，江心洲3个。

6 安庆江心洲顺直—弯曲分汊河段

本河段上起安庆市，下至拦江矶，以黄湓为顶点形成直角拐弯形态。此弯曲分汊河势始于明朝中叶前，先在右侧黄湓与牛头山之间沉积了新洲，河道开始分汊，主汊位于左汊，使右岸受到强烈侵蚀而后退。清咸丰、同治年间，左岸线与今大体相同，而右岸黄湓一带较现在平直，黄湓距江有6km之遥。清末以来，由于新洲不断扩大并向下游延伸，右岸急剧后退。目前黄湓距长江已不足2km了。

从这次调查结果看，本河段基本稳定，仅在江洲左汊因沙洲的扩展而使左岸于1954～1969年后退100m，拐头1954～1986年后退约300m。2000年已经看到左汊深槽部位已不到150m，目前左汊分流增加，使江心洲向左岸逼延，淤积严重。

本河段按河型又细分为：

（1）安庆单一顺直河段，该段左岸线长，右岸9km，直线长，曲折度；

（2）安庆江心洲弯曲分汊河段，左岸长，右岸，直线长，曲折度，江心洲2个。合计：左岸长，右岸，直线长，江心洲2个（图3）。

7 铁板洲鹅头型分汊河道

本河段从拦江矶至扁担洲。江水受拦江矶挑流直奔至枞阳后东折，又被下枞阳姆山挑流南转，鹅头型分汊形成很早，弯顶枞阳成为历代濒江要地。

明朝中叶前，鹅头部分江中分布有罗塘、铁板二洲。其中罗塘洲较大，铁板洲位于罗塘洲东南方。长江因此被分为三汊，至龙窝汇合，故此处以南，江面有三江口之称。清代乾隆年间，左汊成为主流，罗塘、铁板二洲的西南边受冲刷后退，铁板洲下尾则又有铜板洲出水。同治年间，罗塘洲靠向左岸，原罗塘洲与铁板洲之间的中汊则成鹅头弯曲分汊，铜板洲也在此时与铁板洲合并。民国年间，在鹅咀处右岸受汇流顶冲而后退，并沉积了扁担洲。

1954～上世纪90年代末，本河段基本没有变化，只有局部岸线变化。如受拦江矶挑流作用，新河口一带左岸1975～上世纪90年代后退了近300m，表明这段时间拦江矶挑流增强。在鹅咀汇流处，右侧扁担洲向右岸后退，并于1975～上世纪90年代后退了近300m，表明这段时间拦江矶挑流增强。在鹅咀汇流处，右侧扁担洲向右岸后退，并于1975～上世纪90年代间靠岸。铁板洲南缘不断增长。

图3 长江安庆段100多年来河道演化对比图

本河段左岸线长，右岸，直线距离，曲折度，江心洲3个（包括拦江矶）。

8 池州顺直分汊河段

本河段自扁担洲到大通，历史上江岸、沙洲演变频繁，故道残迹密布。在航卫片上左岸程家南一带可见有三期长江汊道演变留下的古河道痕迹，早期汊道从左大圩经鲍家圩至老洲，中期汊道由龙湾经汤沟镇至源子港，晚期汊道自白沙包经源子港、老洲至老洲头。后期汊道均穿前期汊道，而且逐次南移说明该河段河床有数次南北向摆动，江面有日渐束窄的趋势。

北宋时期，池州城距江岸十余里，整个河势较目前偏北。航卫片上反映的早期汊道可能就是这一时期河道左汊的残迹，明朝中叶，长江过江口后，在该河段内有估价、乌落、新洲和武梁四洲形成，受顺直河床控制，沙洲均呈长条形。当时江面较现在开阔，从池口至汤家沟最宽部分达15km。左岸自七里矶、新开沟经马船沟、汤家沟、源子港至老洲头；右岸从乌沙镇经汪家村、池口、流波矶至梅埂。这些在遥感图像上都有反映。

明末清初，在马船沟与源子港之间的微弯河段中又沉积了新洲。上述中期汊道应在这个时期形成的。

清道光时期，新洲靠向左岸，中期汊道成为故道，左岸显著推进。在江中又形成了三个条形沙洲，从右向左为崇文洲、氽水洲和凤凰洲。池口段演变成为多汊性河型，其左汊为主泓，使新洲边滩受强烈侵蚀崩塌。

清末至民国年间，估价洲、乌落洲靠到右岸，其右汊乌沙夹江淤塞；左岸武梁洲靠岸，其左汊即为上述晚期故道、与此同时，崇文洲（即长生洲）与合并了凤凰、氽水洲（统称凤凰洲）仍在扩大，凤凰洲右侧又有碗船洲在水，致使池口下侧的乌落洲边滩遭强烈冲坍，池口再次临江。

1954～2000年，河道在分汊段有所变动。凤凰洲逐渐右移，使右汊处于萎缩中，1975～2000年间在右汊入口处又有一些小的无名沙洲露出水面。河道中汊为主泓，左汊分流也较大，使左汊入口入又有一些小的无名沙洲露出水面。河道中汊为主泓，左汊分流也较大，使左汊凹岸后退（1954～2000年间共后退约250m），长生洲下移，并在洲头部位被切割，在三汊汇合处，由于中、左汊为主泓，在出口下侧右岸边滩遭到强烈侵蚀，1969～2000年后退300多米，其对岸左岸处于滞流区，边滩生长，岸线推进，1954～1969年推进200m，1969～1975年推进100m，1975～1986年推进300m，至2000年又推进100余米。可见推进速度有加快趋势。在分汊段的上、下单一顺直河段，岸线基本没变化。

本河段左岸线长，右岸，直线长，曲折度，江心洲8个。

9 紫沙洲复式鹅头分汊河段

本河段上起大通，下到荻港，是区内河势最复杂的河段。右岸羊山矶、十里长山、荻港等很早就已临江；左岸为较开阔的超河漫滩，历史上河道变迁主要发生在这一侧。

宋代以前，从十里长山到荻港附近的江中已有大型沙洲形成，称丁家洲。可见本河段早在一千多年前即属分汊河型，它的形成与羊山矶、土桥点的挑流有密切关系。两宋时代，随着大通口和悦洲的形成，羊山矶挑流减弱，丁家洲有明显靠岸趋势，其右汊已成夹江（称丁家夹），这在遥感图像上仍可看到从丁家洲经朱家咀、钟仓至洪家村的丁家夹故道影像。明代中叶前丁家夹淤死，丁家洲完全成为右凸岸的边滩。这时，羊山矶至铜陵县的江面很开阔，达15km，说明羊山矶挑流再次增强，左岸线稳定在王家咀、土桥、胥坝一线南边，在丁家洲两侧江中有沙洲出水。当时河道较直，属微弯分汊型。

明中叶至清中叶的200多年间，是本河段重大的演变时期，鹅头状分汊即形成于这一阶段。其原因是在和悦洲附近又有沙洲出水，羊山矶挑流大为减弱，使羊山矶至铜陵段的左侧沙洲靠近左岸，边滩迅速向外扩展。因此，河流通过大通后，由南向正北直冲土桥以下的左岸，使左岸线急速向北后退。到清朝咸丰、同治年间，左岸已退至今刘家渡、凤凰颈、姚家沟一线，200年间左岸共后退10余千米。微弯河道演变成曲折率达的弯曲河道。与此相反，右岸丁家洲一带缓流区，江中沙洲大量涌现，明末清初，章家洲、紫沙洲等陆续出水，并于乾隆年间合并成大洲。在左岸一侧又有卫生洲、太阳洲和大兴洲出水。复式鹅头状分汊河型至此形成。与此同时，在十里长山西侧江中也有一些小沙洲出水，到清代中叶合并成一个大型长条状沙洲（老洲）。在复式鹅头分汊形成初期（咸丰、同治年间），主流在左汊、次为右汊，中汊最小。清末到民国年间，安定街一带折流增强，中汊迅速冲开成为主泓道，太阳洲逐渐左移。上世纪30年代初，刘家渡至凤凰颈一带又有太白洲形成，原左汊主流因此束窄为小夹江。

1954～2000年间继续上述河势变化，在鹅头主泓变道处，受横向环流作用，深泓位于弯道左侧，其顶端太阳洲急速后退，1954～1969年洲头后退1200m，1969～1975后退200m，1975～2000年后退1200m，历时46年太阳洲洲头共后退2600余米，平均每年的后退约57m，其中以1975～2000年间后退最快。随着太阳洲、太白洲的后退，其左汊夹江趋于淤塞。同时主泓右侧紫沙洲外扩，并在54年前后，紫沙洲外侧又有一些小沙洲出水，逐渐增大合并，到1986年已合并成一大洲，并有与紫沙洲合并的趋势。

老洲顺直分汊段，主流在左汊，右汊出口处1969～2000年间有新沙洲出水，使右汊趋于淤塞，导致左汊分流进一步增大，土桥上侧左岸受冲刷略有后退，1954～2000年共后退约200m，而老洲左侧的沙洲出水，更将主泓逼向左岸，使之左岸发生崩岸。老洲总体向上游增长。另外，在和悦洲上侧江中又生成了一沙洲。

在鹅咀至荻港单一弯曲河段，右凹岸顺安河口一带受鹅头弯道主泓顶冲而表现为强烈锓蚀，崩岸显著，对岸左凸岸则以堆积为主。

本河段按河型分为：

（1）大通微弯分汊段：左岸线长，右岸长，直线长，曲折度，江心洲2个；

（2）紫沙洲鹅头型分汊段：左岸线长，右岸长，直线距离，曲折度，江心洲9个；

（3）顺安河口至荻港单一弯曲段：左岸长，右岸长，直线长，曲折度。总计本河段左岸线长，右岸长，直线距离，曲折度，江心洲9个。

10 黑沙洲鹅头分汊—白卯洲微弯分汊河段

本河段上自荻港，下至芜湖，由黑沙洲鹅头分汊段和白卯洲微弯分汊段两部分组成。左岸为开阔的超河漫滩阶地，右岸则是二、三级阶地和丘陵山地。历史上河道有较大的摆动变化。

宋朝以来，荻港、新港、三山均为频江要地。随着右岸矶头着流，左岸变化很不稳定。分汊与单一河床形式交替出现，尤期是板子矶的挑流作用，使黑沙洲不断向北扩展，左岸崩退。到民国以来，在黑沙洲左汊弯道顶冲点下移演变成鹅头型分汊河型的同时，其右汊扩展成主泓，并直奔东北方向，使得三山街河段左岸节节后退，右岸迅速淤涨成七八个边滩，并陆续靠向右岸，自宋代以来该河段左岸共后退了六七千米，芜湖大拐拐头位置下移11km，并同时左移（图4）。

1954～2000年，黑沙洲河段，由于泥汊一带强烈折流作用，使黑沙洲显著后退，其洲头1954～1969年后退1200m，1975～2000年又后退了近2000m，同时泥汊下侧左汊入口处的左岸边滩生长较快，1954～2000年左岸前进约800m。黑沙洲左汊弯道顶冲点下移，黑沙洲左汉2001年调查时发现已淤积严重，不能行船，正在向快速淤死方向发展。同时黑沙洲北侧的小沙洲1954～2000年间下移约1000m。天然洲扩展。白卯洲微弯河段，上侧左岸淤长，右岸后退，下侧左岸受到强烈的侵蚀，鲫鱼洲几乎消亡，芜湖大拐拐头1954～2000年后退2500m，右岸六凸子、八凸子等之间的夹江迅速淤死靠岸。右岸线显著外移。

2000年卫片所示，黑沙洲鹅头型分汊河段：左岸线长34km，右岸长直线长，曲折度，江心洲3个。白卯洲微弯分汊段：左岸线长，右岸长，直线距离，曲折度，江心洲1个。

图4 芜湖河道100多年来河道演变对比图

11 陈桥洲微弯分汊河段

本河段出口处由于东、西梁山锁门（古代称之为天门山），在其上游壅水，明朝时陈桥洲、曹姑洲已经形成，长久稳定少动，唯陈桥洲左汊时淤时扩，左岸变动较大。

1954～1986年间，陈桥洲洲头先退（1954～1969年后退约1900m），后上涨（1969～2000年前进2800m），在其左汊左岸也经历了先退、后扩张的变迁过程。曹姑洲自1954年以来洲头一直后退，洲尾基本不动。1975～2000年间在陈桥洲与曹姑洲之间又有沙洲出水。陈桥洲左汊有形成鹅头形弯道趋势，但由于受到左岸西梁山及二级阶地的阻挡，所以不能成形。

本河段左岸长，右岸，直线长，曲折度，，江心洲3个。

12 马鞍山顺直分汊河段

本河段上自东、西梁山，下至铜井。历史演变较为复杂。元代以前，左岸显著向东突出成大凸岸，采石矶江面较狭窄，现今的江心洲当时已经出水。元、明以来，主泓一直在右汊，河道中沙洲大量涌现与合并。由于江心洲的扩大，分汊河道向两岸发展，江岸不断后退，明末清初，江心洲左汊代替右汊为主泓，右汊逐渐萎缩。清朝中叶，大黄洲出水，清朝末期，左岸突出部分冲刷殆尽，弯曲岸演成顺直河岸。大黄洲与江心洲之间中汊为主泓，使大黄洲受顶冲迅速后退，中汊段河面展宽，于1912年～1934年间小黄洲出水，使大黄洲左汊衰亡，并于1935～1946年间靠向左岸。小黄洲形成后迅速淤长和下移，同时其右汊代替左汊成为主流（图5）。

图5 马鞍山河道100多年来河道演变对比图

1954～1986年间，本河段又有新变化。除江心洲左汊继续为主泓外，小黄洲与江心洲之间的中汊却处于淤塞阶段，小黄洲左汊分流逐渐增强，尤其是1978～2000年间，中汊河道中大片沙洲出水，江心洲左汊左岸后退（最大后退距离400m左右）。小黄洲下移约600m，小黄洲左汊左岸侵蚀强烈，出口处左岸拐点后退约1000m，左弯汊道逐渐取直。江心洲右汊仍处于萎缩过程中，大江心洲继续扩张。

本河段左岸线长，右岸长，直线长，曲折度，江心洲3个。

参考文献

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Remote Sensing Survey and Study on River course Evolution and Bank Collapse along the Yangyze River in Anhui Province

Yang Zedong, Chu Jinhai, Chen Youming, Lu Xianzhang , Zhao Huarong, Chao Yuzhu

( Anhui Institute of Geological Survey, Hefei 230001)

Abstract: Based on polytemporal remote sensing data, this paper studied riverbed evolution patterns for 12 river segments and bank collapse features along the Yangtze River in Anhui Province.

Key words: Yangtze River; Remote sensing survey; Characteristics of bank collapse; River course; Evolution

一 有关河流阶地的成因 以下论述首先把河流阶地分为两大类:河蚀旋回阶地与非河蚀旋回阶地,并着重指明前者是由于河流的侵蚀-堆积-再侵蚀作用这样一个河流侵蚀旋回过程形成的。其结果使谷底升高于河水面之上,成为阶地地形。而引起河蚀旋回的基本动力是河流活力的变化(河流活力与流速的平方和流量的乘积的半数成正比,与输沙量成反比),而导致河流活力变化的根本原因,有新构造因素、气候因素、河流袭夺或改道等。至于非河蚀旋回阶地,则由于岩石性质与产状,两次河曲的重复摆动,山溪、洪流在主河两侧的冲积锥、洪积扇堆积等所造成,它不是受河流活力增强而引起,也就是说它不是河流侵蚀旋回过程的反映。 （一）河蚀旋回作用所形成的阶地 河蚀旋回阶地是由于河流的侵蚀、堆积和再侵蚀作用而形成。它反映河流作用和河谷发育的几个阶段。首先是侵蚀作用形成了河谷,随着河流的旁蚀作用和堆积作用的进行而形成河床侵蚀面及河床堆积物和漫滩堆积物。以后又由于河流向下侵蚀的加强,河流进一步切入原来的河床或漫滩并力图在更低处开辟新的河道,所以过去的河床和漫滩就高出于河水面之上而成为阶地。因此阶地面代表河流旁蚀过程和堆积过程,而斜坡则代表河流的向下侵蚀过程。前者代表河流作用的相对稳定时期,即形成宽广的谷底;后者代表河流作用的相对不稳定时期,又重新恢复向下侵蚀作用。上述河流的旁蚀、堆积与再度侵蚀下切作用的转化是受河流活力与阻力的对比变化关系所决定的。 在此仅就河蚀旋回阶地的各种成因因素分别地予以分析。 1.新构造运动 在河流流域内或河流流路上发生新构造拾升运动(如背料式挠曲或沿断层作翘起上升),则在河流纵剖面上坡度增大,河流向下侵蚀作用增强,使原来的河床、漫滩泛滥平原抬升而成为阶地。另外,在河流侵蚀基准面附近或河流下游地区,如发生新构造运动的挠陷作用,并因侵蚀基准面下降后河口地段新出露的河床纵剖面坡度较原来增大,则在河流下游一定地段内流速增大,河流又恢复向下侵蚀作用,形成阶地。 此种河流阶地,往往与河流纵剖面上的旋迥裂点相对应。在裂点以下,因河流已发生向下侵蚀作用,就有阶地形成。在裂点以上,则因河流尚未发生向下侵蚀作用,就没有阶地形成。裂点代表重新恢复向下侵蚀作用的顶点,亦即由于活力增强所发生的溯源侵蚀的顶点。 2.气候因素 气候的变化也十分显著的影响到河流活力的增大或减小。气候变化主要是通过雨量(干、湿)和热量(冷、暖)变化所引起的,并导致河流侵蚀、堆积状况的差异。气候上的热量、水分变化是相互制约的不可分割的。但为了叙述方便也还是分别地予以讨论。 (1)干、湿气候变化所发生的影响 气候由湿润变为干燥时,对河流活力的影响发生两种不同情况。一方面由于雨量大减,地表径流减少,河流流量减小,则河流活力亦随之变小,河流则发生堆积作用。另一方面因地表径流减少,被挟带到河流中的碎屑物质亦减少,即输沙量减少,又引起河流活力增大。当输沙量减少,所引起的河流活力增大,超过因河流流量减少而引起的河流活力减小的情况时,则河流恢复向下侵蚀作用,形成阶地。反之,如果输沙量减少所引起的活力增大,不足以抵消和补偿由于流量减小而引起活力减小的情况时,则河流无力侵蚀河床,主要表现为堆积作用。 此外,由于气候变干,也可影响到流域内植物衰亡、地表剥蚀作用加强,进入河流的碎屑物质增多,输沙量增大,引起河流活力减小。在这种情况下,流量的减少和输沙量增大都促使河流活力变小,因而河流堆积强烈,成为堆积性河谷。所以在气候变干燥的情况下,一般是活力减小发生堆积,但在个别地段也可能发生侵蚀,形成阶地。至于究竟是属于哪一种,则应根据具体情况,深入分析。 气候由干燥变为湿润时,对河流活力的影响也发生两种不同情况。一方面由于雨量增多,地表径流增多,河流流量增大,则河流活力亦随之变大,河流又恢复向下侵蚀作用,形成阶地。另一方面因地表径流增多,被挟带到河流中的碎屑物质亦增多,即输沙量增大,又引起河流活力减小。当输沙量增大所引起的河流活力减小超过因河流流量增大而引起的河流活力增大的情况时,则河流发生堆积作用。反之,如果输沙量增多所引起的活力减小,不足以抵消和补偿由于流量增多而引起活力增大的情况时,则河流仍可恢复向下侵蚀作用,形成河流阶地。 此外,由于气候变湿,也可影响到流域内植物生长的繁茂,地表剥蚀作用减弱,进入河流的碎屑物质减少,即输沙量减少,从而引起河流活力增大。在这种情况下,流量的增大和输沙量减少都促使河流活力增大,故河流重新恢复向下侵蚀作用,形成阶地。所以在气候变湿润的情况下,一般是活力增大,河流恢复向下侵蚀作用,形成阶地。但在另一些条件下也可能发生堆积。所以必须分别地根据实际情况考虑流量和输沙量对河流活力所起的作用。 (2)冷、热气候变化所发生的影响 在此所提出的冷热气候变化,主要是指第四纪冰期和间冰期。在冰期和间冰期中,不同地区河流的活力发生变化,从而影响到河流的侵蚀堆积作用。冰期时,因气候严寒,大量固体水被禁固在大陆上,大洋水位降低。这对冰川笼罩范围以外地区的河流侵蚀、堆积过程,发生很大影响。靠近海洋的陆地部分,因侵蚀基准面降低,新露出的海底部分,坡度较河流下游河床的坡度大,故河流活力增大,发生向下侵蚀作用,形成河流阶地。但也可能发生另外两种情况:侵蚀墓准面下降所出露的原海底部分其坡度如小于河流下游河床的坡度时(河流在一定距离内发生回水现象)由于河流活力减少,发生堆积作用。如果侵蚀基准面下降所出露的原海底部分其坡度与河流下游河床的坡度一致时,新出露的原海底部分,其河流活力情况,侵蚀、搬运和堆积情况和原来河流下游河床的情况一样。 在距海较远的河流中、上游地区,在冰缘气候条件下,寒冻风化和泥流作用强烈,又加上冰川侵蚀搬运来的物质较多,它们都先后地被挟带至河流中,故河流输沙量增大。同时由于降水以固体形式降落并被冻结或留滞于地表,故河流流量减少。输沙量的增多和流量的骤减都引起活力变小,发生堆积作用。于是河谷底部被大量堆积物充塞。 间冰期时,因气候变为湿热,大陆上的固体冰雪融解。大量河水流入海洋,故大洋水面升高。滨海的陆地部分遭到海浸,在河流下游发生回水现象。从而使堆积作用增强,河口附近被堆积物充塞。 在距海较远的河流中、上游地区,在间冰期由于气候温暖湿润,植被生长变好,被挟带进入河流中的碎屑物减少,输沙量减少。同时由于固体冰融解成水,注入河流,增加了河流的流量。随河流恢复向下侵蚀作用,在冰期时堆积于河谷内的物质,相对高出于河面之上成为阶地。 3.河流袭夺或改道 河流发生袭夺或改道后,由于袭夺河接受了转向河(被袭夺河上段)的水量,故流量增大,活力增强,发生向下侵蚀作用。河床相对高起成为阶地。 以上三种因素所形成的阶地,都是由于河流的侵蚀旋迥作用所形成的,故可称之为河蚀旋迥阶地。其中以新构造运动和气候因素所形成的阶地为最多,且分布最为普遍。 （二）非河蚀旋回作用所形成的阶地 此种阶地,虽然也呈现为分布于河流两侧的阶梯状平台地形,但就其成因分析,不是河蚀旋回作用所形成的。现就其中的几种,分述如下。 1.岩石性质不同所形成的阶地 如河谷两坡出露水平产状的岩层,且软、硬岩相间,交互成层时,则常形成阶梯状平台,可称之为岩石阶地(某些地貌学课本上称之为构造阶地或剥蚀构造阶地)。岩石阶地的成因,是由于沿谷坡流动的散流或暴流或其他外力剥蚀作用,将松软的岩石侵蚀剥蚀掉,促使谷坡后退。而水平构造的硬岩则呈平台地形出露在谷坡上,成为平坦的阶地地形。如果由几组软硬岩组成时,则在河谷中形成数级岩石阶地。岩石阶地的宽度不等,主要取决于软岩的被侵蚀剥蚀后退露出的硬岩层理面的宽窄来决定。有时可宽达数千米。岩石阶地的前后缘斜坡很陡,有时甚至壁立,其高度常等于一组软硬岩的厚度。 值得提出的是岩石阶地表面,并不代表河流作用相对稳定时期的谷底,而是水平构造硬岩的层理面。 2.冲积锥、、洪积扇阶地 来自山区的溪流在注入主流河谷时,在河谷两侧堆积成冲积锥或洪积扇。其前端由于主流的旁蚀作用常形成河曲陡壁,它高出于主流的河滩之上,类似阶地。有些迭置的冲积锥或洪积扇,也具有阶梯状特点。其成因或由于山体抬升,或由于主流基准面下降,致使支流切入原来的冲积锥或洪积扇之中,并在其前端再堆积成新的冲积锥或洪积扇。 此外,在山坡谷坡或河岸等地岩体不稳定,常发生泥石流,滑坡或河岸塌方,该地段小块岩体在重力作用下滑落、堕落或塌陷在河边,其顶面平,前缘后缘都界以陡坎,也具有阶地特点。但其沿河伸展的范围有限。 以上为详细成因剖析，如需综合回答的话，如下： 河流阶地是河床演变长期效应的表现方式之一, 它的形成和演变主要受到下述因素的影响: ①构造运动: 往往造成河道比降的变化, 影响河流系统中侵蚀、搬运和堆积过程;②气候变化: 主要是降水以及与之相关的植被等通过影响河流的水量和含沙量来影响河流过程和河流地貌;③侵蚀基准面下降: 导致河道比降的增大从而增强河流的下切侵蚀能力;④河流袭夺: 袭夺后的河流侵蚀加强, 被袭夺的河流的侵蚀减弱;⑤河曲摆动和岩性差异: 引起差异性水流侵蚀现象;⑥冰川进退: 引起侵蚀部位以及侵蚀能力的变化。此外, 还有河流支流汇合、滑坡以及泥石流等对河流系统的影响也可以影响到河流阶地的演变。⑦人类活动的影响，如水利工程建设，改变了基准面。 二 研究意义1 河流阶地与地壳形变 国内外学者多年的研究结果表明: 河流阶地的形成演变常会受到地壳形变的影响。河流阶地常常被断层错断, 类型有: ①单侧型: 阶地仅发育于断层的上盘; ②高单侧低连续型: 高阶地仅发育于断层上盘的一侧, 而低阶地在断层两侧均有发育, 而且上下连续, 没有错断, 表明了该断层在前期活动, 而到了后期逐渐趋于稳定; ③错断型: 阶地在断层两侧的发育级数可一一对比, 但是每级阶地均被错断,阶地的错距要大于低阶地, 反映断层有多次活动; ④高单侧低错断型: 高阶地仅发育于断层上盘, 低阶地在断层的两侧都有发育而且均被错断, 反映该断层在前期有强烈的活动, 而在后期断层仍在活动, 同时在断层下盘一定范围内也开始抬升。 河流阶地的变形特征可以反映新构造的活动方式。共和盆地的阶地发育主要与区内向南偏东掀斜抬升有关。从共和盆地向上的黄河干流是通过一级河流袭夺才贯通的, 造成黄河的阶地级数向上游方向递减。其中自唐乃亥到玛曲之间的黄河峡谷河段, 是在大约两万年前才贯通的。黄河上游的水系变迁, 主要是与黄河上游地区的差异性构造运动有关, 由此引起了黄河的水系的变动, 反映在黄河上游两岸的阶地上。 正常情况下, 分布在河流河谷中的各级阶地面大致和河床纵向平行, 但构造活动的方式和范围会导致阶地发生不同的变形。(1)某地区内地壳大面积均匀上升, 河流普遍下切侵蚀, 在整个流域内都将形成阶地。(2)在同一时期内, 如果在一地区地壳上升幅度大, 速度快, 而另一地区上升幅度小, 速度慢, 那么在上升幅度大的地区, 阶地高度将比上升幅度小的地区大。如果上升幅度在河口最大, 那么阶地向上游辐聚。如果上升幅度在河源最大, 则阶地的纵剖面向上游辐散。(3)如果同一时期内, 不同地段的构造运动方向不一致, 上升地区形成向上游辐散式阶地, 下降区形成埋藏阶地。(4)如果河流某段受褶皱构造影响上升, 那么阶地在这一段呈上拱状, 也反映出褶皱的形态, 同时阶地的级数也可能增加。(5)如果活动断层横断河谷, 阶地在穿过断层时会被错断, 而不连续。(6)如果断层还有水平运动, 阶地还有水平方向上的错断。 2 河流阶地与气候变化 温度和降水等气候条件的变化可以引起植被、土壤侵蚀、河流水量和泥沙来源的变化,从而导致河流的冲淤变化, 部分信息可以反映在河流阶地上。气候偏暖湿时, 可使流域植被更加发育, 侵蚀作用趋缓, 被侵蚀物质的平均粒径趋小; 同时化学风化作用加强, 风化产物颗粒更细, 其中次生粘土矿物含量更高。气候偏干冷时, 则情况会相反。河流的下切与稳定的湿热气候同期, 河流加积作用发生在由干向湿或者由湿向干的过渡时期。气候变化通过流域降水量、植被发育、风化、侵蚀过程等因素的调控, 对各种河流地貌过程和河流沉积物产生重要影响, 可以通过对河流阶地沉积的研究反演气候的变化。海平面变化、冰期- 间冰期演替等都是全球气候变化的证据。海平面相对上升的时候, 河流中下游河谷发生溯源堆积;在海面相对下降期间发生溯源侵蚀, 可以形成阶地。冰期基准面降低, 河流下蚀能力增强, 阶地容易形成。 附上引用资料和参考文献：综合自《地貌学原理》. 杨景春, 李有利编.北京:北京大学出版社, 2001,1~230页. 《河流地貌学概论》沈玉昌, 龚国元编. 北京·科学出版社, 1986:,56~71页, 85~153页. 少量来自百度百科，地质百科全书及以下文献资料等。[1] 郑文涛, 杨景春, 段锋军. 威武盆地晚更新世河流阶地变形与新构造运动. 地质地震, 2000, 22(3): 318~328.[2] 史兴民, 杨景春. 河流地貌对构造运动的响应. 水土保持研究, 2003, 10(3): 48~51.[3] 胡小猛, 傅建利, 李有利. 汾河流域地貌发育对构造运动和气候变化的响应. 地理学报, 2002, 57(3): 317~324.[4] 李有利, 谭利华, 段烽军, 杨景春. 甘肃酒泉盆地河流地貌与新构造运动. 干旱区地理, 2000, 23(4): 304~309.[5] 陆中臣, 贾绍凤, 黄克新, 元宝印. 流域地貌系统. 大连:大连出版社, 1991, 77~107, 166~272, 313~336, 351~356.[6] 冯 起, 李振山, 陈广庭. 国外干旱区河流地貌研究综述. 地理研究, 1997, 16(2): 89~95.[7] 周厚云, 高全洲, 朱照宇, 郭国章. 气候环境变化的河流响应. 中山大学学报(自然科学版), 2001, 40(6): 81~85.[8]刘小凤, 刘百篪. 应用“构造- 气候旋回”年代方法确定河流阶地形成年代的初步研究. 西北地震学报, 2003, 23(4):395~403.[9]魏全伟等.河流阶地的形成、演变及环境效应.地理科学进展,2006.望采纳，谢~PS ：分是不是太少了，打字很累的说⊙﹏⊙