洪流地貌及沉积物

人文学科和理工学科有怎样的区别？~

所有的学科分为自然科学和社会科学，人文学科属于社会科学，研究社会中各种关系及现象，理工学科属自然科学，是很客观的，两者不能单纯由背不背书划分，像医学大部分都是死记硬背，但属于理工类

陕西理工学院有数学系，文学院，经济与法学院，艺术学院，体育学院，化学和环境科学学院，生物科学与工程学院，材料科学与工程学院，机械工程学院，电信工程系，电气工程系，经贸系、外语系、教育科学系、历史文化系、数学系、物理系、计算机科学与技术系、土木工程与建筑系和管理系。

并没有地理科学专业。

1. 洪流及其分类

洪流(flood)是指沿着冲沟流动的暂时性线状流水。洪流是由片流汇聚而成的，两者并没有一个明确的界线。从山坡到山脚，再到谷地，是片流和洪流作用的一个连续过程。洪流的流速快，水质点运动为紊流形式，动力大，破坏力强，是陆地上冲沟形成的最主要动力，尤其在干旱和半干旱气候区，常形成大量的洪流地貌和洪积物。

洪流不同于片流和河流的一个很重要的特征是含有较多的碎屑物质，根据碎屑物质含量的高低可将洪流分为暂时性洪流、稀性泥石流和黏性泥石流 3 种类型(表 4-1)。其中黏性泥石流具有很强的破坏性，是山区常发生的重要地质灾害。

表 4-1 洪流的分类及其特征

图 4-3 侵蚀沟发展阶段示意图(据 C. C. 索波列夫，1957，修改)

根据洪流地貌的形成过程和动力特点，可分为洪流形成的剥蚀地貌和堆积地貌。前者主要为沟壑地形，而后者主要为扇状地貌。

2. 洪流剥蚀地貌

总体而言，片流的洗刷作用集中在山坡上，而洪流的侵蚀作用主要发生在沟谷中，但在山坡的低洼处，洪流侵蚀作用也比较明显，所以洪流侵蚀作用形成的地貌是在片流剥蚀地貌的基础上继续发展的结果。洪流的剥蚀地貌就是侵蚀沟，根据侵蚀沟的特点，它可划分为 4 个阶段，即细沟(rill)、切沟(dissected valley)、冲沟(gully)和坳沟(clough)阶段(图 4-3)。其中第一个阶段的细沟是在片流发育阶段形成的，因此这里只论述后3 个阶段的地貌特点。

切沟 经过洪流的侵蚀作用，细沟进一步发展就成了切沟。切沟比细沟宽、深，深可达1m 左右，并切穿土壤层，横剖面为 “V” 字形。在沟床的纵剖面上，局部出现了下凹与斜坡地形线的形态不一致，由于下蚀作用，在沟床上形成陡坎，沟底无沉积物。这个阶段相当侵蚀沟发展的幼年阶段。

冲沟 切沟的进一步加深和拓宽就形成冲沟。冲沟的深度可大于 1m，甚至达几十米或上百米。沟床纵剖面明显下凹，与斜坡地形线不一致。横剖面为 “V”字形，沟底有少量的洪流沉积物。在冲沟阶段，洪流的侵蚀作用强烈，形成纵比降大的沟床和陡峻的沟壁，是对地面破坏性最强的一个阶段。这个阶段可视为侵蚀沟发展的壮年期。冲沟在平面上纵横交错，将地面切割得 “支离破碎”。

坳沟 冲沟进一步发展就进入坳沟阶段，也是侵蚀沟发展的老年阶段。这时沟头停止活动，沟缘圆滑，分水岭为浑圆的 “馒头”状，沟床纵剖面下凹，横剖面为宽浅的碟形，沟浅，并被洪、冲、坡混合物充填。实际上，侵蚀沟已进入衰亡阶段。

图 4-4 冲出锥(据杜恒俭等，1981)

3. 洪流堆积地貌

根据地貌的规模和形态，洪流堆积地貌主要有 3 种类型，一是冲出锥(debris cone)，二是洪积扇(proluvial fan)，三是洪积平原(diluvial(proluvial)plain)。

冲出锥 是一种小型的洪积地貌，外形为锥状或扇形，分布在小冲沟口(图 4-4)。规模在几平方米到几十平方米，冲出锥的坡角较大，可达 18°左右。构成冲出锥的洪积物分选性差，磨圆度差，从锥顶到锥缘的岩性分带不明显。冲出锥分布广泛，在任何气候条件下都可发育，没有地带性和气候指示意义。

洪积扇 是洪流堆积地貌中最常见的一种，主要分布在干旱和半干旱区，而在潮湿地区是不太发育的，因此具有一定的气候指示意义。洪积扇发育在冲沟口或出山口处，规模比冲出锥大得多，可达几十平方千米，或几百平方千米，如在新疆一些大型山脉的冲沟口，洪积扇的规模就相当大。暂时洪流沉积形成的洪积扇其扇面坡度较小，一般在 5° ～10°，岩性和地貌分带性清晰，在地貌上从扇顶到边缘可划分为扇顶、扇形和扇缘 3 部分(图 4-5)，在岩相上分别称为扇顶相、扇形相和扇缘相; 而黏性泥石流堆积形成的洪积扇扇形则不明显，一般不具有岩性和地貌分带，表现为泥砾的混杂堆积。扇顶相位于冲沟口处，地貌似半锥状，地形较陡峻，扇面坡度可大于 10°，轴部发育干涸的水道; 主要由粗大的砾石、砂砾构成，夹有砂质的透镜体，沉积物厚度较大; 砾石的分选不太好，具有一定的磨圆和一定的叠瓦状排列，砾石间充填有砂、粘土混合物，具有典型的充填式结构; 潜水面较低，植被不太发育。扇形相，也称扇中相，是洪积扇的主体，厚度最大，在形态上具有明显的扇形特征，扇面坡度在 5° ～10°，干涸的辫状水系发育，水道复杂，而且极易变迁，因此表面高低起伏不平整; 主要由砂、砂砾、砂质粘土组成，由于水道易变迁，在剖面上形成由漫洪相的砂土夹槽洪相的砂砾构成典型的 “多元结构”(图 4-5); 槽洪相的砾石磨圆较好，有一定的分选，形成弱的叠瓦状排列，其 ab 面倾向指向上游，有时发育急流型斜层理; 该带的潜水面较高，含水层丰富，是开采地下水比较适宜的部位，植被相对比较发育。扇缘相，又称滞水带相，是洪积扇向河流阶地、湖积平原等地貌的过渡地带，扇面坡度小，一般小于 5°，表面发育细小的水槽，有时不太明显，因此地形比较平缓; 扇缘的沉积物较薄，主要由粘土、砂质粘土构成，含少量的砂质透镜体，粘土和砂质粘土层发育 “纹泥状”薄层理; 由于扇缘的物质细，透水性差，在扇缘与扇形间常有泉水溢出，并漫流到扇缘带，易导致扇缘发展成沼泽，植被发育; 扇缘洪积物结构疏松，孔隙大，压缩性强，发育垂直节理，因此对工程建筑影响较大，易产生地面沉降、崩塌等地质灾害。在干旱和半干旱区，洪积扇是人们生活和生产的重要地貌单元。尤其是洪积扇的扇缘和扇中，地形较为平坦，沉积物粒度较细，土壤较肥沃，地下水也比较丰富，如在新疆的吐鲁番，村、镇、县城基本上都分布在洪积扇的扇缘和扇中的下部。

图 4-5 洪积扇的岩相分带及多元结构

洪积平原 是在干旱和半干旱地区的山前地带，由若干个洪积扇连接成大型的向盆地、河谷或平原缓倾斜的组合地貌。规模可达几百平方千米，或上千平方千米。洪积平原的表面起伏不平，在洪积扇的轴部相对凸起，而在两个洪积扇之间比较低洼，称为扇间洼地(depressionbetween fans)，有时积水成沼泽地，或堆积不厚的泥炭，或盐渍化。

除上述洪流堆积地貌外，在较大型的冲沟中也有洪积物的堆积形成洪积阶地。堆积在山口和冲沟口的洪积扇，如果被洪流切割改造，或在洪积扇的形成过程就受到河流的改造，也可形成洪积阶地，其地质意义不亚于河流阶地。

4. 洪积物

洪积物(proluvium)是洪流在冲沟中或冲沟口沉积形成的堆积物，由于洪流的特殊性，其形成的洪积物也有别于坡积物和冲积物。

从分布位置来看，洪积物主要分布在冲沟口，形成扇状地貌，可与谷地、盆地或平原中的冲积物、湖积物呈过渡关系。所以从大的地貌单元来看，洪积物分布在谷地、盆地、平原的边缘部位，形成从山地到平地过渡带的洪积台地或洪积平原。分布在冲沟中的洪积物较少，可形成洪积阶地。

图 4-6 不同类型洪积物的粒度累积曲线1—泥石流型洪积物; 2—泥石流型与暂时性洪流之间过渡型洪积物;3—暂时性洪流型洪积物

洪积物的成分总体上相对比较简单，主要为砾石、砂、砂质粘土，砾石和砂的成分取决于洪流流经地区的岩性。由于自扇顶到扇缘洪流分散开，流速也逐渐降低，因此密度不同的颗粒依次沉积，密度大和粒径大的颗粒沉积在扇顶，在洪水下渗的过程中，密度大的颗粒向洪积物的底部移动并富集起来形成砂矿，如洪积砂金矿主要形成于扇顶相。

洪积物的粒度大小差别很大，从巨砾到粘土都有，其中泥石流型的洪积物粒度差别最大，分选性最差，而暂时性洪流形成的洪积物粒度差别就小些，分选性较好，因此它们在粒度累积 曲 线 上 存 在 明 显 的 差 异(图4-6)。在剖面结构上也有不同，泥石流型的洪积物大小混杂堆积，砾石呈分散状，砾石间为泥砂充填，没有槽洪相和漫洪相沉积物的差别，层理极不发育，而暂时性洪流型洪积物具有明显的槽洪相砾石层和漫洪相砂质粘土沉积，并形成 “多元结构”，槽洪相的砾石层在剖面上一般呈透镜状产出，发育斜层理，砾石的 ab 面呈叠瓦状排列。对槽洪相砾石的砾径、分选性、排列等的分析研究可获得当时的水流动力条件和气候环境信息。

洪积物的厚度取决于形成区的气候环境、地貌条件和构造背景。在干旱气候区，斜坡上的碎屑物质丰富，植被覆盖又少，冲沟口低平，形成的洪积物厚。在山前地带，断裂活动强烈，尤其是山地强烈抬升，而谷地或平原或盆地相对下降，可形成巨厚的洪积物，而且洪积物的粒度也比较粗。

5. 泥石流及其发育条件

泥石流(mudflow or debris flow)是一种特殊的洪流，是含大量碎屑物质、密度高、黏度大、饱水的高速运动的重力流。泥石流的运动介质为黏性泥石浆，具有很强的浮托力(0. 22kg/cm²)，因此搬运力很强，是洪流搬运力的 5～50 倍，可搬运巨大的石块。泥石流的运动具有一定的整体性和阵流性，被搬运的石块在泥石浆中相互碰撞、翻转、推挤向前运动，在陡峻的沟谷中运动速度很快，可达每小时几十千米。

泥石流堆积为从巨大石块到粘土的混杂堆积物质，其分选性极差，磨圆度也非常不好，石块的表面被泥质包裹，形成 “泥包砾”现象，这些特征类似冰碛物。但泥石流成因的砾石表面发育点状或纺锤状的撞击痕，而冰川成因的砾石表面为钉状的擦痕。泥石流的粒度频率曲线具有双峰，第一个峰出现在砾石，第二个峰出现在 6 ～7Φ(细粉砂)(图 4-7)，而冰碛物的第二个峰出现在 4 ～6Φ(粗粉砂)。

图 4-7 甘肃武都泥石流堆积物的粒度频率曲线(据张林源等，1982; 转引自曹伯勋，1995)

图 4-8 泥石流流域示意图(引自北京大学等，1978)Ⅰ—形成区; Ⅱ—流通区; Ⅲ—堆积区; Ⅳ—湖泊;点划线为分区界线; 锯齿线示峡谷

泥石流的发育包括形成、流动和堆积 3 个过程(图 4-8)，其中形成区的各项自然条件是决定泥石流形成的关键，主要包括地貌、物源、气候和植被 4 个重要因素。在地貌上，泥石流形成区要有一个较大的汇水地形(图 4-8)，有利于集聚水和碎屑物质，而流通区的窄陡地形有利于泥石流流动加速，因此地形陡峻、切割强烈、沟谷纵坡降大等都是泥石流形成的有利条件。在形成区，斜坡上的松散碎屑物质丰富，当碎屑物储量达 10⁴m³/ km²时极易发生泥石流，而低于 0. 5 ×10⁴m³/ km²只能发生轻度泥石流。另外，泥质类沉积岩和变质岩地区泥石流较易发生，而花岗岩、石英岩、混合岩等出露的地区不利于泥石流的形成。气候是影响泥石流形成的一个重要因素，尤其是日降雨量或月降雨量影响最大，泥石流多发生在强降雨时段，或暴雨中心。降雨使斜坡上的碎屑物质饱水，容重增加，在重力作用下，饱水的碎屑物质顺坡而下形成泥石流。在植被覆盖度低，松散碎屑物质直接裸露的地区泥石流易发生。

泥石流是山地常发生的一种地质灾害，尤其在地形陡峻，沟壑纵横，降雨量大且集中的地区最易发生。泥石流的破坏性极强，所过之地，房倒路毁，因此对泥石流需进行防治。泥石流的防治应从泥石流形成条件入手，消除或降低可能产生泥石流的有利条件，其防治途径可分为生物措施和工程措施。

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