第三章流水地貌.docx
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第三章流水地貌
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
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）
成正比，即：
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：
f为摩擦系数，rs为泥沙比重。
整理上式得：
令
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
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、含沙量、侵蚀基准面变化），河床形态必然发生相应调整，取得新的平衡。
经典的理论认为，处于均衡状态下的河流纵剖面是一条圆滑的凹形曲线。
二、河床类型
（一）沙波
是河床的堆积地貌，沙波的脊线与河岸线斜交。
沙波的尺度与河流大小无关，大江与小河的沙波尺度相差不多，波高一般仅数厘米，波形不对称，迎水坡缓而长，背水坡陡而短。
迎水坡冲刷，背水坡堆积，沙波缓慢下移，沙波斜层理向下游方向倾斜。
在狭深河床上，沙波呈平行带状排列，宽浅河床则出现鱼鳞状排列的新月型沙波。
若流量或坡度进一步增大可形成沙垄，沙垄的规模随河流的大小而异，大江沙垄波高以米计，波长则以百米计；流量或坡度再增大，大量推移质转化为悬移质，沙垄消失，再次形成平坦床面。
但这时紧贴床面有大量泥沙在运动，故平坦的床沙上形成平行于流动方向的线状构造（水流线理）。
当水流动力再增加，便形成逆行沙波，逆行沙波波形对称，波幅较大，表面起伏与水面波动起伏一致，水流经过沙波的迎水坡时，好象上坡一样，把部分泥沙卸载下来，而越过波峰后，又有动力携带部分泥沙，因此沙粒向下游方向搬运时，逆行沙波体是向上游方向移动的。
逆行沙波的斜层理向水流的上游方向倾斜。
（二）浅滩与深槽
在冲积河流的河床上，分布着各种形态的泥沙堆积体，高度在平水位以下，统称浅滩。
浅滩之间，水深较大的河槽称为深槽。
浅滩的形成是由于输沙能力小于含沙量，大多是在流速突然变小、环流减弱或消失，洪枯水流流路不一致等情况下产生的。
在河流凹岸和河床的狭窄段，因水流冲刷，形成深槽。
由于河水作用，河床上的浅滩和深槽位置通常也是缓慢向下游移动。
（三）石质浅滩和深槽、岩
与壶穴
石质浅滩和深槽、岩槛和壶穴都是山区侵蚀性河流的河床地貌。
石质滩是由基岩或粗大的乱石组成，多分布在山区峡谷河段，常形成急流险滩。
石质深槽与石质浅滩相间分布，深槽每沿地质构造破碎带发育。
岩槛是河床底部坚硬岩石处，与下游河床形成一个不连续的陡坡，常形成瀑布或跌水，并构成上游河段的地方性侵蚀基准面。
壶穴是基岩河床中被水流冲磨的深穴。
壶穴分布在山区石质河床基岩节理充分发育或构造破碎带。
山区河床坡降大，水流急，能冲击岩石节理面或破碎带，掏蚀河床，形成深潭里的水流漩涡挟着砾石对河床进行磨蚀。
能形成数米或更深的壶穴。
（四）冲积河床的平面形态
根据河床平面形态和河床演变规律，可以将冲积性河流的河床划分为顺直微弯、弯曲、分叉及游荡型等四种河床类型。
1．顺直微弯型河床
平水期，深槽、浅滩交替出现，两侧边滩犬牙交错。
洪水期，水流淹没交错分布的边滩，河流顺直奔流，并推动交错的边滩缓慢向下游移动。
2．弯曲型河床
在边滩发育的河床上，如果河岸较容易冲刷或边滩下移较慢，则当边滩下移还没有来得及掩盖原来被冲刷的河岸时，河岸就有可能冲刷成曲率较大的凹岸，凹岸的形成又加强了环流。
环流一方面掏蚀凹岸，另一方面把泥沙带到凸岸堆积，于是更加强了凸岸向河轴线方向推移和凹岸向谷坡推移，使河流更加弯曲。
弯曲型河床的演变主要表现在横向变形上，特点是凹岸不断后退，凸岸不断淤长，从而产生河曲蠕移。
弯曲型河床多分布于河谷宽广、坡降平缓、河岸较低，并由二元结构组成的谷底，这里曲流摆荡有足够回旋余地。
当弯曲发展到一定阶段，上、下两个反方向河弯按某个固定点，呈S形向两侧扩张，河曲颈部越来越窄，形成狭窄的曲流颈，洪水时，水流冲溃河曲颈部后引起自然裁弯取直，河弯裁直后，废弃的旧曲流逐渐淤塞衰亡，形成牛轭湖。
新河由于流程缩短，比降增大，往往迅速拓宽，发展成为主槽。
冲积平原的弯曲河流，流床不受河岸约束，可以自由地在宽广的谷底迂回摆动，这种曲流称为自由曲流。
山区河流虽然受到河谷基岩河岸的约束，但也常发育刻蚀地面而下的河曲，称为深切曲流。
深切曲流通常原来就有弯曲的河道，由于后期地壳上升，导致河流下切而成。
若深切河曲在下切过程中同时进行较强的侧蚀，使河的弯曲不断增加，河曲的宽度逐渐变窄，也会发生自然裁弯。
被废弃曲流环绕的基岩被孤立在一侧，成为离堆山。
3．分汊型（江心洲型）河床
河床宽窄相间，窄段为单一河床，宽段由一个或几个江心洲间隔成两股或多股汊道。
4．散乱型（游荡型）河床
河床宽浅，水流散乱，无固定主槽，沙滩众多，河汊密布。
如黄河下游就是这类河床。
第三节河漫滩
河流洪水期淹没河床以外的谷底部分，称为河漫滩。
河流中下游的河漫滩宽度往往比河床大十几倍到几十倍，极宽广的河漫滩也称为泛滥平原或冲积平原。
一、河漫滩的形成与发展
河谷的发育是从年轻的V形谷开始的，谷底几乎全为河床所占据，只有在河弯凸岸形成雏形边滩。
随着侧向侵蚀的发展，河谷不断展宽，凸岸边滩不断展宽、加高、增长，面积也越来越大，于是便形成了雏形河漫滩。
雏形河漫滩形成以后，洪水时由于河漫滩水深比河床处浅，使河漫滩上流速减小，平水期和枯水期植物在滩面上生长，更加降低了洪水时滩面上的流速，引起悬移质在河漫滩上沉积下来，使河漫滩上覆盖了一层粘性土，即河漫滩相沉积物，其下部为河床相沙砾层，所以河漫滩物质组成具有二元结构。
河漫滩的二元结构是河床侧向移动的结果。
河曲自然裁直，形成废弃河道，河漫滩相覆盖层加厚，并出现牛轭湖相沉积物。
河漫滩的形成必须具备两个条件：
河床侧向移动和洪枯水位变化。
河床横向移动为河漫滩地貌发育创造了空间条件。
决定了河漫滩的规模和类型。
山区河流河床的横向移动缓慢，河漫滩狭窄，当洪水漫滩后，滩面上的流速仍然比较大，形成砾石河漫滩。
在冲积性河床上，河床横向移动快，河漫滩的规模大，洪水漫滩后，不仅在滩面上沉积了河漫滩相冲积层，而且由于滩面上水动力条件和泥沙条件的差异，河漫滩上的流速，离河床越远越小，所以在滩面上沉积的泥沙的平均厚度与粒径离河床越远越小。
二、河漫滩微地貌
（一）河岸沙堤
在河漫滩近岸地区，由于水深和流速突然减小，水流挟沙能力降低，泥沙沉积下来，形成贴近河岸并与河岸平行的沙堤，称为河岸沙堤。
（二）江心洲上的沙堤
水流漫过洲滩时，受到洲滩的阻力，水深变小，流速降低，水流挟沙能力降低，泥沙在洲滩边缘沉积下来，形成围绕洲滩沿岸的沙堤。
迎水坡陡，背水坡缓。
第四节泥石流
一、泥石流的特性
泥石流：
是一种含有大量泥沙石块等固体物质，突然爆发，历时短暂，来势凶猛，具有强大破坏力的特殊洪流。
泥石流中泥沙石块的体积含量一般都超过15%，最高达80%，容重在1.3t/m3以上，最高达2.3t/m3。
出现泥石流的沟谷，从上游到下游一般可以分三个区段：
侵蚀区：
位于流域上游山区，是泥石和水的主要供给区段。
这里崩塌、滑坡、水土流失严重，侵蚀作用明显，山坡不稳定。
过渡区：
位于沟谷的中游地段，多为峡谷，谷坡陡峭，河床纵比降大，多陡坎和跌水。
因沟谷狭窄，规模较大的泥石流对过渡区产生巨大的侵蚀破坏作用，形成更大规模的泥石流。
堆积区：
位于泥石流沟口，是泥石流固体物质停积地段，多呈扇形或锥形。
各地对泥石流的称呼不一：
华北和东北山区称“龙爬”、“水泡”、“水鼓”或“石洪”；黄土高原山区称“流泥”、“流石”或“山洪急流”；川滇山区称“走龙”、“走蛟”或“打地炮”；西藏高原山区则称“冰川暴发”。
二、泥石流的形成条件
1．流域内具备丰富的固体物质：
这些物质大多是由崩塌、滑坡所造成。
在构造破碎、地震活动、风化剥蚀或冰川活动强烈的沟谷流域，有大量的沙砾碎屑物质。
2．充足的含水量条件：
含水量不仅是泥石流的组成部分，而且也是泥石流的搬运介质。
暴雨和洪水是诱发泥石流的必备条件。
3．比较大的沟床纵坡：
有利于泥石流体推移下行。
泥石流的源头多呈环型洼地，有利于松散固体物质与水流的聚集，是碎屑物质和水的主要供给区。
陡峭的沟坡和比降大的沟床，使其快速形成泥石流。
三、泥石流的类型
按照泥石流的物质组成，将泥石流分为以下三类：
1．泥流：
泥流中所含的固体物质主要是细粒的泥沙，仅有少量碎石、岩屑，粘度大，呈稠泥状，有时出现大量泥球。
主要分布在黄土高原地区。
2．泥石流：
由含有大量细粒物质和巨大石块、漂砾组成。
由于含有细粒物质较多，有较大的粘滞性，又称粘性泥石流或结构性泥石流。
粘性泥石流中的水不是搬运介质，而是泥石流的物质组成部分。
水和泥沙石块以相同的速度作整体运动。
3．水石流：
是水和石块混合在一起的一种泥石流，粉沙粘土含量很少，没有粘滞性。
四、中国泥石流的发生及危害
1．在空间上，泥石流主要分布在断裂构造发育、新构造运动活跃、地震剧烈、岩层风化破碎、山体失稳、不良地质现象密集、正负地形高差悬殊、山高谷深、坡陡流急、气候干湿季分明、降雨集中，并多局地暴雨，植被稀疏、水土流失严重的山区，及现代冰川（尤其是海洋性冰川）分布的高山区；
2．在时间上，泥石流大都发生在较长的干旱年头之后（物质积累阶段），出现多雨或暴雨强度大的年份及冰雪强烈消融的年份；就季节变化而论，泥石流多发生在降雨集中期和冰川积雪强消融期的6～9月；就日际变化而论，泥石流多发生在午后至夜晚。
中国泥石流具有分布广泛、类型多样、活动频繁、危害严重等特点。
中国泥石流几广布于各种气候带和各种高度带的山区，而其分布密集地带，是从青藏高原西端的帕米尔向东延伸，经喜马拉雅山带，穿越波密—察隅山地向东南呈弧形扩展，经滇西、川西的横断山区，折向东北，沿乌蒙山北转大凉山、
山，过奏岭东折，经黄土高原南缘及太行山，直达长白山山地。
这一地带在地势上，是中国台阶地形转折最明显的部位，地面起伏大；在气候上，是湿热的西南季风和东南季风向北、西方向推进遇地形骤然抬升而易成暴雨的地带；在地质上，是巨大的构造带，新构造差异运动幅度大、现代地震剧烈、山体破碎、松散固体物质富集地带。
由于上述三方面的因素，导致泥石流沟成群出现，并常见多沟同时齐发泥石流的情景。
此带以东的华东、中南和台湾山地，以西的西北内陆干旱、半干旱山地，泥石流沟呈点状散布稀疏零星。
根据泥石流形成的自然环境、泥石流类型与活动特点的差异，可将中国泥石流划为6个分布区。
①青藏高原边缘山区：
青藏高原南部和东南部边缘山区的泥石流，其形成发展与冰川作用过程密切，是中国冰川类泥石流最发育地区。
②横断山区和川滇山区：
③西北山区：
包括祁连山、天山和昆仑山山地。
④黄土高原山区
⑤华北和东北山区
⑥中国东南部山区
第五节洪积扇
一、洪积扇的成因
干旱、半干旱等地区暂时性洪流在出山口形成的扇状堆积地貌。
山区沟谷坡度大，遇到大雨或暴雨，水流非常迅速，常形成洪流。
洪流的流量大，又由于沟床比降很大，使洪流具有很大的流速，能携带大量碎屑物质。
但到了山前沟口，坡降骤减，洪流搬运能力大大降低，携带的泥沙，尤其是粗大的碎屑在沟口堆积下来。
原来洪流在沟谷中流动时，因受两侧沟壁的约束，水流集中，到沟口与山前平原时，不仅坡度大为降低，而且洪流不受约束，呈很多放射状散流，这时洪流所携带的物质，几乎全部堆积下来，形成扇形的堆积体——洪积扇。
二、洪积扇的形态
洪积扇在平面形态上成扇形，其顶部与沟口相连，形成一个扇形倾斜面，逐渐过渡到山前平原。
洪积扇的顶部坡度较大，倾角一般为15°～20°。
在开始形成散流的地方，由于流速骤减，洪积扇的坡度开始迅速减小。
到洪积扇的边缘，坡度进一步减小，一般只有1°～2°，逐渐过渡到山前平原。
洪积扇的规模越大，坡度越平缓。
在洪积扇的表面，常被暂时性洪流切割成放射状的沟槽。
洪积扇组成物质具有明显的分布规律，从扇顶到扇缘，可分为三个项带：
1．扇顶相：
位于洪积扇顶部。
通常表现为舌状叠覆的砾石堆积体。
砾石粒径粗大，砾石间常有砂、粘土充填。
堆积层厚度大，分选差，透水性强。
由于洪积扇上沟槽很不稳定，水流多次改道、摆动，因而小型的切沟、充填构造发育，在砾石层或砂层中，常夹有砂质透镜体或砾石透镜体。
2．扇中相：
位于洪积扇中部。
组成物质较扇顶为细，主要由砾石、砂和粉沙组成。
扁平的砾石呈叠瓦状向上游倾斜。
砂层中常见交互层理。
砂质透镜体或砾石透镜体分布很普遍。
3．扇缘相：
位于洪积扇边缘部分。
组成物质较细，由亚沙土、亚粘土组成，有时夹有砂质或细砾石透镜体，具有水平层理和波状层理。
地下水往往在该带
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