河流地貌概述Word文档格式.docx

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它表明经历了较长时间的发展过程。

按河谷发育的一般规律是上游多成深窄的峡谷，中下游多是宽敞的河漫滩河谷和成形河谷，下游以河漫滩河谷为主。

河漫滩河谷和成形河谷两岸常有不对称现象，其中一坡长而缓，谷底有着宽阔的河漫滩；

另一坡短而陡，河床逼近谷坡。

造成这种不对称性的原因有：

地球偏转力的影响，河谷两坡倾斜度不等，河谷两侧不等量上升，单斜岩层的影响，河谷两侧岩层软硬不同，以及两坡小气候（如雨量、融雪量、土层干湿程度等）不同的影响。

二、河床地貌

（一）河床纵剖面

河床纵剖面是指由河源至河口的河床底部最深点的连线。

从宏观看，纵剖面是一条上凹形的曲线，它的上游坡度大而下游坡度小。

但微观看，曲线上每一段都并非平整，而是呈阶梯状高低起伏的。

这是因为河流对河床的作用是在许多因素参与下进行的。

影响纵剖面形态的因素主要有四个方面：

地质构造和地壳运动的影响、岩性影响、地形影响以及支流的影响。

1、地质构造和地壳运动的影响

河床纵剖面的巨大起伏首先与地质构造有关，在大地构造上升区和下降区，地形高差甚大，往往造成纵剖面上大规模的阶梯，如长江由发源地至金沙江段为新构造强烈上升区，河流运行于青藏高原和丛山峻岭之中，造成深切的峡谷，河床纵剖面急陡。

当流入相对下降的四川盆地后，纵比降明显减小，发育了典型的河曲。

随之又横贯过著名的三峡，这又是新构造运动显著的穹窿抬升区，河床纵比降亦明显增加。

流出三峡后，进入了近代下沉的江汉平原，河床蜿蜒曲折，纵比降又显著减小。

2、岩性的影响

它是影响河床纵比降的重要因素之一，坚硬的岩石抵抗流水侵蚀力大，河床不易下切，深度较浅，但容易展宽，形成以侧蚀为主的侧向侵蚀区。

相反，岩性软弱的河床，下切明显，形成以垂直侵蚀为主的深向侵蚀区。

据哈克（J.F.Hack）和布鲁斯（L.M.Brush）的测定，在给定河长的河床上，页岩（软岩）沿程比降迅速减小，石灰岩次之，砂岩（硬岩）减小最慢：

S1（页岩）＝0.034L－081

S2（石灰岩）＝0.019L-0.71

S3（硬岩）＝0.046L-0.167

式中：

S1，S2，S3是河床纵比降，L是河长。

显然，不同岩性交替出现的河床，必然导致不同比降的交替出现。

3、地形的影响

河床沿程地形的宽窄，直接影响到水流对河床的冲淤变化和纵比降的大小。

如在高水位期河道束窄段或河底凸起段，水面落差比河道扩张段或河床凹陷段的大。

故前者在高水位期冲刷，河床加深，成为深向侵蚀区；

后者河床淤积，河床展宽，成为侧向侵蚀区。

若两者交替出现，河床则产生一系列的阶梯。

另外，弯曲河道和分叉河道的水力作用，在弯道水流冲刷凹岸，成为深槽，河床纵比降在此处增大。

汊道的外侧两岸亦具有同样情况。

4、支流的影响

有支流加入的主流河床，由于水沙增加而使水情及泥沙性质发生变化，这种变化也反映在纵剖面上。

（二）侵蚀基准面与河床纵剖面的关系

河流的下切侵蚀并不是无止境的，往往受到某一基面（Base－level）的控制，河流下切到这一基面后即失去侵蚀能力，这一基面是个水平面，称为河流侵蚀基准面。

由于地球上大多数的河流注入大海，水流活动受到海平面控制，尽管河流下蚀的深度在个别地段因局部流水动力、岩性或地壳下沉等因素影响可以达到海平面以下（如长江三峡段河床上有在海平面以下30～45米的深槽出现，在武汉以东有些地方的河床竟低于海平面几十米至近百米）。

但是，海平面对河流侵蚀深度还是有一定限制作用，任何一条河流都不可能出现河床全部低于海平面的现象。

因此，海平面一般就认为是河流的终极基准面，或称永久侵蚀基准面。

此外，如果河流注入湖泊，或支流汇入主流，那么湖面或主流水面就成为该河或支流的侵蚀基准面。

就一条河流各河段而言，造成急流或瀑布的坚硬岩坎可作为其上游河段的侵蚀基准面。

这些侵蚀基准面存在时间较短，影响范围也较局部，因而统称为临时侵蚀基准面，或局部侵蚀基准面。

由此可见，河床纵剖面是以侵蚀基准面为起点而建立的，当这个侵蚀基准面发生变化时，例如上升或下降，都会引起纵剖面的演变。

当侵蚀基准面下降时，可能出现三种情况：

第一，侵蚀基准面下降后出露的地表倾斜度大于原来的纵剖面时，河流侵蚀复活，从河口向上游进行溯源侵蚀。

第二，侵蚀基准面下降后出露的地表倾斜度小于原来的纵剖面时，河流将出现回水现象，发生沉积。

第三，侵蚀基准面下降后出露出的地面与原来纵剖面的倾斜度一致时，纵剖面不会发生大的变化。

当侵蚀基准面上升时，它对河流的影响只有一定的距离，该距离取决于回水高度、河流比降及流速等，在这距离内，一般发生堆积，而在此以上影响不到。

从总的看，河流下游，特别是河口地区，堆积旺盛，河床比降减小，加上侵蚀基准面的影响，下切受到限制。

在河流上游，特别在河源处，水量较小，下切力也弱，只有在河流的中游下切最强。

因为这里水量和流速都较大，有足够的力量进行侵蚀和搬运泥沙，所以河床纵剖面的基本形态是呈上凹形曲线。

但因原始地形、地质构造、地壳运动和局部水力等影响，这条曲线不是平滑的。

（三）河床平衡剖面

在河流长期作用下，河床纵剖面发展到一定阶段时，就趋向于平衡，这时的纵剖面称为平衡剖面。

所谓平衡主要是指“动力平衡”，平衡时的河流侵蚀力与河床阻力相等，即河流既不侵蚀，也不堆积，水流动力正好消耗在搬运泥沙和克服水流内外摩擦阻力上，此时由河流上游带来的泥沙等于河流带走的泥沙，即冲淤平衡。

但是河流是一个开放系统，它与周围环境不断发生物质和能量的交换，由于组成环境的因素具有复杂性和多变性，如流域内的地质构造、岩石、气候、植被的变化或河流流量、含沙量、坡度、地形的改变等都不可能使河流上游的来沙与当地河流的挟沙力相等，于是河床也就发生冲刷或淤积；

如果输入的泥沙超过当地水流的挟沙力时，过多的泥沙将会沉积下来，使河床淤高；

当来沙少于当地挟沙力时，不足的泥沙将从当地河床中得到补充，使河床刷深，此时河床的平衡剖面将受到破坏。

但是河流的自动调节作用会促使河床发生相应的调整，使河流达到新的平衡。

不过这种平衡是暂时的和相对的，而不平衡是长期的和绝对的。

达到“动力平衡”的河床纵剖面形态，大致呈一上凹形的抛物曲线，但从微观看，它仍然是阶梯式的或波状起伏的。

（四）山地河床地貌

山地河流发育比较年青，以下蚀作用为主，河床纵剖面坡降很大，多壶穴（深潭）、石质深槽、岩槛、跌水（瀑布）、浅滩，河床底部起伏不平，水流湍急，涡流十分发育。

急流和涡流是山地河流侵蚀地貌的主要动力。

河底旋涡流携带着砂、砾石，具有较强的冲蚀力，旋磨河床底部的坚硬岩石，形成深陷的凹坑，称为壶穴。

壶穴大小可以从不足一米至六七米，位于瀑布下面的深潭可深达二十余米。

壶穴发育在岩面上，成为石质河床加深的主要方式。

当壶穴彼此连通之后，河床即加深了，这些崩溃了的壶穴，就成为新河道上一条条石沟地形，一条深水道便产生出来了。

原来的石质河床此时也会部分干出，形成高水河床。

山地河床以河床浅滩地形发育为特点。

山地河床浅滩地形，按组成物质可分石质浅滩和砂卵石浅滩两类，其中后者与平原河流的浅滩属同一性质。

由于山地河流滩多流急，对船舶的航行造成危险，所以浅滩又称为滩险。

浅滩的成因有：

①坚硬岩层横阻河底（即岩槛，俗称石龙过江），成为石滩。

长江三峡有不少滩就是这样形成的；

黄河九曲处的青铜峡、刘家峡等19个峡滩，也是硬岩层横过河床所成。

②峡谷两岸土石崩落阻塞河床而成。

如汀江的莲花滩就因江中堆积巨大的花岗岩崩石，状如莲花而得名；

又如北盘江虎跳峡谷的虎跳石滩，也是由于灰岩下覆的页岩和煤层被水流淘空，使上部灰岩失去支撑而崩塌坠落江心，堵塞河床所致。

③冲沟沟口的扇形地和泥石流阻塞河床而成。

由暴流冲沟所成的扇形地伸入河床而成的滩险，称为“溪口滩”。

它最为常见，在金沙江的滩险中有85％以上属于这种类型；

川江滩险也主要是溪口滩。

（五）平原河床地貌

根据平原河道的形态及其演变规律，可以将它分为三种类型：

顺直河道（顺直微弯型）、弯曲河道和分汊河道。

其中分汊河道又可划分为相对稳定型和游荡型两亚类。

1、顺直河道

河道的顺直与弯曲，人们往往把河道的长度与其直线距离之比值作为划分标准。

这一比值称为弯曲率。

它的大小变化一般在1～5之间。

顺直河道弯曲率为1.0～1.2，而弯曲率由1.2～5的称为弯曲河道。

顺直河道在平原或山地中都有分布，不过平原区的顺直河道比山地更少，长度更短。

如山（西）陕（西）间的黄河，从延长县马家河至宜川县蛤蟆滩，河道长度为82千米，其中顺直段距离为74千米，弯曲率为1.10，河床下切于三叠纪的岩层内。

在平原，顺直河道长度很少能超过河宽的10倍。

在全球，顺直河道比弯曲及分汊河道都要少得多。

顺直河道中，主流线位于河床的中央，流速也最大，它的两侧形成两个对称的横向环流：

洪水期河心水面高而两岸低，呈凸形，表层水流由中央流向两岸，到达岸边后下沉成为底流；

而底流由两岸底向河心相汇，然后再上升。

这种环流往往使两岸受到冲刷，河心堆积，故洪水期容易出现塌岸。

枯水期和平水期，河心水面比两岸低，表层水流从两岸向河心集中，然后下降成底流，底流从河心向两岸分流，最后又沿岸边上升，构成与洪水期流向相反的两个环流，此时河心底部受到冲刷，两岸发生堆积。

顺直河道的形成条件，在山地（河流上、中游）主要受地质构造和岩性制约；

在平原（河流下游），只发生在河道两岸有节点（指山丘、岩岸、堤坝等抗击水流的地点）的地段，因为这里迫使主流线在中央，避免了两岸因受到冲刷而弯曲。

此外，如果河道两岸的组成物质抗冲性较强（如粘土、粉砂质粘土等）以及厚度大时，两岸不易遭受破坏，对直道的产生也十分有利。

顺直河道不易保存，而且大多数略带弯曲，原因是河道在各种自然条件的影响和地球偏转力的作用下，主流线经常偏离河心，折向一边河岸冲击，因此河道出现了弯曲。

上游一旦弯曲，下游水流便作“之”字形的反复折射，于是产生了一连串的河湾。

在湾顶上游，来水集中，水力加强发生冲刷并形成深槽；

在两个相邻河湾之间过渡段以及湾顶对岸，水流分散，水力减弱，发生沉积，形成河湾之间的浅滩和紧贴岸边的边滩。

这样，深槽与浅滩交替分布，边滩犬牙交错，三者构成了微弯河道中最基本的微地貌。

但是，这些地貌是很不稳定的，当洪水来时，主流线趋直，边滩物质移向下方深槽处堆积，原来受侵蚀的河岸，很快因上边滩的下移而受到保护，深槽和浅滩的位置也跟着向下游移动。

例如长江马鞍山河段的何家洲浅滩，在1959—1970年间，深槽向下移动了1900米和向右摆动350米，浅滩向下延伸了250米，向左摆动了800米。

因此，深槽、浅滩和边滩经常变位，水深很不稳定，对于水利工程和河港建设带来不利的影响。

2、弯曲河道

它是平原地区比较常见的河型，又称为曲流，它的弯曲率一般都在1.5米以上，如长江的上荆江为1.7米，下荆江为2.84米，南运河为1.96米，均属典型的弯曲河道。

（1）弯曲河道的形成与发展

形成弯曲河道的原因很多，但主要是河流的单向环流作用。

当水流经过弯道时，水质点作曲线运动并产生离心力。

在离心力影响下，表层水流趋向凹岸，使凹岸水位抬高，在过水断面上形成了横比降。

由于凹岸水位比凸岸水位高，故在凹岸产生一种横向力，这种力的大小由水面至水底一致，力的作用方向指向凸岸。

由于离心力由水面向水底减小，如果将离心力与横向力两个力系相加，其结果是水流上层（表流）合力向着凸岸，水质点向凹岸运动；

水流下层（底流）合力指向凸岸，水质点向凸岸运动，这样便形成了单向环流，或称弯道环流。

但它不是一种封闭式的环流，因为它是在河流纵向水流运动下派生出来的，所以当两者结合起来后，便构成螺旋状环流。

在每一个弯曲处的环流，都有一定的方向，如果在一个弯曲处是顺时针螺旋式前进，下一个弯曲处则是逆时针螺旋式前进，以下类推，一反一正，不断循环。

单向环流作用下，凹岸表流集中而且下沉，能量增大，一方面使河岸受到侵蚀后退，另一方面河底也冲成深槽；

而凸岸是底流上升处，加上水流分散，能量减少，因此发生堆积形成边滩；

上下游两个深槽之间，同样是底流上升处，也同样发生堆积形成浅滩。

浅滩多半是洪淤、枯冲，而深槽则洪冲、枯淤。

因枯水时，浅滩壅水作用明显，水面比降大于深槽的水面比降，因此浅滩段水流的挟沙能力大于深槽段，造成浅滩冲刷，深槽淤积。

洪水时情况相反，此时浅滩段壅水作用消失，其水面比降与深槽相近，而深槽段的水深、流量与流速均大于浅滩段，故深槽冲刷而浅滩淤积。

由于凹岸不断后退和凸岸不断前伸，其结果使河床形成一系列弯曲，造成曲流。

典型弯道河床的平面形态为弯道段和过渡的直道段相间，主流线明业，流路蜿蜒曲折，深槽和浅滩交替，深槽位于弯顶，浅滩位于过渡段，分布形态大体与顺直微弯河道相同，而边滩则是弯曲河道的主要微地貌，多位于凸岸。

由于弯道环流的流速比纵向流速大1/4（如荆江），故弯道内的边滩发育比直道明显得多，深槽也延伸得更长一些。

弯道比直道稳定，而且为多数平原所具有，这是因为弯道消耗的能量比直道要小的缘故。

（2）弯曲河道的典型

弯曲河道的典型地貌为曲流，它有两种类型：

即自由曲流和深切曲流。

自由曲流：

又称迂回河曲，一般发育在宽阔的河漫滩（河岸冲积平原）上，组成物质比较松散和厚层，这就有利于曲流河床比较自由地在谷底迂回摆动，不受河谷基岸的约束。

长江中游的荆江河道，尤其是藕池口至城陵矶一段（下荆江），是我国自由曲流发育规模最大、最典型的地段。

这段河道直线距离仅87千米，而天然弯曲的河道长度竟达239千米，共有河湾16个。

这里截弯取直现象经常发生，近百年来因自然截弯而遗留的新、老牛轭湖有十多处。

1972年7月19日石首县六合垸发生的最近一次截弯取直，使原来长达20千米多的河曲缩短到不足1千米。

曲流的发育可分为四个阶段：

第一阶段河道弯曲呈半椭圆形，接近于正弦曲线，在弯道环流作用下，凹岸不断侵蚀后退，凹岸不断堆积前伸，使整个弯道作横向摆动，最大的侵蚀点在凹岸的顶端。

第二阶段随着河弯的发展，弯曲河床逐渐向下游作纵向移动，形态上呈倒向下游的圆弧形，此时最大侵蚀点转移到凹岸项端下方的L/4处（L为相邻两河弯顶点沿深泓线的距离）。

第三阶段河弯不断增长，曲率半径日益缩小弯曲度越来越大，相邻两河弯的上、下部分日益接近，形成狭窄的曲流颈，河床呈环形。

第四阶段河弯继续发展，曲流颈更加收窄，它一旦被洪水冲开，河床便自然截弯取直，形成新的顺直河道。

日后老的弯道口淤塞，老弯道成了牛轭湖并日渐淤废，新的直道又重新发育出弯道来。

深切曲流：

它出现在山地中，是一种深深切入基岩的河曲，又称嵌入河曲。

由于这种河曲被束缚在坚硬的岩层中，故称为强迫性曲流。

深切曲流在生成之前本来是平原上的自由曲流，后由于地壳强烈上升，河床下切，河道仍保持原有的弯曲，形成深切曲流。

如四川在合川以上的嘉陵江发育有典型的深切曲流。

深切曲流不断发展，也会发生截弯取直，

取直后在原弯曲河道的中间，留下相对凸起的基岩孤丘，称为离堆山。

河床深切，使被废弃的曲流位置相对增高，称为高位废弃曲流。

3、分汊河道

平原上发育的无论是直道或弯道，如果河床中出现一个或几个以上的江心洲时，都会使河床分成两股或多股汊道，造成河道宽窄相间的藕节状，这种河道称为分汊河道。

平原上分汊河道按其稳定程度分为相对稳定型和游荡型两大类。

（1）稳定型汊道（双汊）

江心洲的发育是稳定型汊道产生的地形标志。

江心洲形成于以下几种情况：

①直道双向环流的作用。

在直道河床中，由于洪水期出现底流辐合式的对称（双向）环流，它使两岸侵蚀的物质带到河心堆积。

②河道地形的影响。

在束窄河道的上游回水段，由于回水作用，流速减缓，泥沙发生堆积，如长江新洲水道的浅滩；

在束窄河道的下游，河面展宽，水流分散，单宽流量减少，挟沙能力减弱，同样发生堆积，如西江羚羊峡出口的墨砚洲。

③主支流汇口的水流缓冲作用。

如西江支流青岐河在三水县青岐镇汇入西江时所形成的琴沙。

④边滩或沙咀被水流切割。

弯道在洪水期由于水量和动量大，水流流路趋直（俗称“小水坐弯、大水居中”），把凸岸伸出的边滩从根部切开，被切割的边滩成为心滩，河道也分成两股。

洪水退后，新开的汊道因上、下游间直线比降较大，故得到保持。

如长江在武汉以下的王家洲、叶家洲，安庆河段的长风洲等。

又如1954年特大洪水时长江团凤汊道边滩即被切成人民洲和李家洲。

江心洲的形成大体分为三个阶段。

第一阶段是河床底部的泥沙逐渐淤积形成水下浅滩。

它在枯水期也不露出水面，也很不稳定，可能因冲刷而消失，也可能向一岸移动成为边滩。

第二阶段是浅滩堆积如果得到加强，致使过水断面缩小，水流流速加大，冲刷两岸，水道随着河岸后退而弯曲，加强了环流，促使粗粒沙砾即推移质在浅滩上沉积，滩体不断扩大淤高，最后在枯水期露出水面而成为心滩。

心滩前端水流速度大，易受冲刷，滩尾有一低速区有利泥沙沉积，因此，往往是滩头崩退，滩尾淤涨，心滩不断下移，如南京长江的潜洲在1950—1956年期间，向下游移动了3.6千米。

第三阶段是在心滩基础上，经历多次洪水期悬移质的加积，心滩滩面超过了平水面，就形成了江心洲。

江心洲因常年出露水面，只有洪水泛滥时才被淹没，滩面又覆盖厚层细粒粘土，因此，它可以耕作、居住，故而得名。

它的形态稳定，有时洲头还因壅水作用，使洪水沙泥淤落洲头，使沙洲向上游伸展，如长江天星洲于1954年向上游伸延300米。

发育在江心洲两侧的汊道是稳定的，这种汊道在我国的大河中分布较为普遍，如长江中游城陵矶至江阴段长1160千米间，汊道段即有36段之多，共长736千米，占全河段长度的63％。

西江羚羊峡以下河段，北江飞来峡以下河段也属于汊道型河床。

汊道的稳定性是由于它们水沙分配的独特性所致，即汊道的淤积和侵蚀每作周期性变迁，使汊道不易淤死。

（2）游荡型汊道（网道）：

游荡汊道是指河床中汊道密布而时分时合、汊道与汊道之间的洲滩也经常变形变位的河道，又称为网状河道或不稳定汊道，这种河道以黄河下游最为典型。

游荡型汊道的特点主要是：

①河身宽、浅且较为顺直：

因为这种河道要适应排泄突发性的大量洪水及泥沙，就必须要有宽、浅且较顺直的河身。

如

值都在20～40之间，与此相比，荆江段河曲只有2～4，相差10倍；

河身较顺直，如黄河下游高村以上的弯曲率仅为1.15，永定河下游的弯曲率仅1.18，都比弯曲河道的最低值1.2还要小。

②河流的含沙量和输沙量大：

它导致了河床的严重淤积，为河床中大量的洲滩出现提供了丰富的物质来源。

如黄河的平均年输沙量为16亿吨，比长江大3.2倍，比珠江大18.6倍。

它由秦厂至高村河段，

在1986年前几年内，河床的淤高速度每年平均为16～21厘米，多年而大量的泥沙淤积，最终使黄河下游变为地上河。

③河床内心滩众多，而且变化迅速：

游荡性河床心滩很多，但很难转化为江心洲；

边滩也很发育，但亦时冲时淤，极不稳定。

④河汊密布，水流系统乱散，且变化无常：

与洲滩相应产生的汊道甚多，主支汊道的位置经常摆动，而且幅度极大，如黄河下游有“十年河东，十年河西”之称。

在黄河的秦厂站洪峰中深泓线的平均摆动距离为130米/天，在花园口约为136米/天。

某些宽阔河段一次摆动可达5～6千米。

河槽摆动时间一般是汛期比非汛期大。

游荡型汊道形成的主要条件是：

（1）组成河岸的物质疏松：

主要是泥沙质，只有松散物质才易被冲刷，造成宽浅而顺直微弯的河身。

（2）河床的纵比降大：

由于河床纵比降大，故流速也大，所以能把大量的上游来水、来沙及时排泄，又能迅速改变原有的滩槽地貌，形成瞬息万变的现象。

（3）暴流性河川水文特征和沙源丰富：

游荡性河道多发生在干旱和半干旱气候区，因为这里具有暴流性的水文特征，水位涨落变化悬殊，枯水期水浅流急，洪水期水位涨落剧变，流量和流速都很大。

佛汝德数一般比平原大，即接近1或大于1。

这样，强大的水力不但给河床带来大量的泥沙堆积，而且还能快速改变原来的滩槽地貌。

游荡性河道多出现在干旱与半干旱的山前平原区，因为那里沙源丰富，它被带入河床后，由于河床透漏强，沿途蒸发量大而水量迅速减少，加上暴流河川出山后地形转平，故泥沙得以大量堆积。

我国黄河有暴流性的河川特征，它的中下游流经黄土高原区，疏松的黄土提供的泥沙源源不断地被带入河中，当黄河经孟津进入华北平原后，地形豁然开朗平坦，这些都为它下游游荡性河道的形成提供了良好的物质和地形条件。

这里需要指出，三种河床类型的划分没有断然的界线，往往从一种类型逐步过渡为另一种类型，且在各种自然因素影响下，如含沙量的变化，洪水流量的变化，河床比降的大小和边界条件的影响，都能使河型互相转化。

例如，美国内布拉斯加州罗帕河支流卡拉莫河在40千米流程中，流量变化平稳，比降相似，但上游呈直道，中游是弯道，下游是网道。

这是因为这条河流流经的全是沙地，上游地下水位高，植物生长多，越到下游地下水位越低，植物生长越来越稀疏，这样随着河岸可冲性的逐渐增大，河身不断展宽，河床形态也自直道过渡到弯道再到网道。

又如澳大利亚南威尔士的莫伦华吉河，现今以弯道为特征，但是在古代却是网道（航空照片中可见）。

这是因为古代气候干，旱植物稀少，洪峰流量及沙量大于今日；

现今气候变湿润，植被好，洪峰流量调平，来沙大幅度减少（但悬移质粘土含量增多，古代为1.6％，现今达25％），河道由堆积抬高转而为侵蚀下切，在下切过程中，河宽减少，河型从网道转为弯道。

三、河漫滩

河漫滩是在河流洪水期被淹没的河床以外的谷底平坦部分。

被普通洪水淹没的部分，称为低漫滩，特大洪水泛滥被淹没的部分，称为高漫滩。

在大河的下游，河漫滩可宽于河床几倍至几十倍，这种大型的河漫滩又称为河岸平原。

（一）河漫滩的生成

河漫滩（Floodplain）是河流发育过程中的产物，前苏联学者E.B.桑采尔认为它是河流侧向侵蚀和河床横向迁移过程中形成的。

最原始的河漫滩是出现在年青时期的V形谷内，由于河流的侧向侵蚀，使谷坡逐渐后退，谷底开始展宽，在河弯的凸岸处形成狭窄的和由粗大砾石所组成的雏形滨河床浅滩。

随着侧向侵蚀作用的不断进行，凹岸继续后退，凸岸处雏形浅滩不断扩大加高，以致在河流平水期也大片露出，发展成为雏形河漫滩。

这时因河谷仍比较窄，洪水时水深和流速仍然较大，在谷底的堆积物仍以粗粒的推移质如砾石和沙等为主，而悬移质如泥和粉沙则被水流带往下游。

雏形河漫滩形成以后，谷底进一步扩宽，滩面再度淤高，洪水时由于