地表形态Word文档格式.docx
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全球性的板块构造运动对地貌发育的影响更为重要，它是大陆和海洋形成和发展的主要驱动力，也控制着许多大地貌的特征、成因和分布规律（见第五章）。
在地壳大面积上升的地区（如青藏高原），其中部地面绝对高度虽然增加，但地表变形相对较小，只有在其边缘地带才能发生河流下切和溯源侵蚀，使地形起伏和切割深度变化较大。
在地壳大幅度上升和河流急剧下切地区，形成高山深谷，导致气候的垂直分异（如青藏高原边缘的世界第一大峡谷）。
气候的变化反过来有影响山地地貌的发育和垂直分异。
在上升区与下降区之间，地貌表现既有逐渐过渡的形式，例如高大山地逐渐变为低山、丘陵和平原；
也有突变的形式，例如山地突然经陡峭山坡直落坦荡的平原。
在地壳强烈下降地区，第四纪期间所接受的松散堆积物厚度可达数百米（如华北平原）乃至上千米（如渭河地堑）。
在地壳运动强烈的地段，可在较短距离内发生显著的差异性升降运动，形成强烈的地貌反差。
例如，天山剧烈上升，最高峰已达7000米以上；
而相距不远的吐鲁番盆地强烈沉降，地表最低点已至海平面以下154米。
在太平洋西岸的一些岛弧外缘，有深达万米以上的菲列宾海沟（10540m）和马里亚纳海沟（10863m），成为地球上起伏最大的地方，这与太平洋板块的活动有关，因而也成为地震强烈而频繁的地带。
区域性的地壳水平运动所产生的平移断层，可造成平行岭谷的水平错动，改变水系的格局，甚至使河流堵塞形成堰塞湖。
（2）基岩和地质构造对地貌发育的影响
地壳运动形成具有一定产状和结构的岩石，它们是构成地貌的物质基础，又称为基岩，对地貌发育有显著影响。
影响地貌发育的主要岩石特性是抗蚀性，即抵抗风化作用和其他外力剥蚀作用的强度。
抗蚀性是岩石其他性质的综合反映，主要取决于岩石的矿物成分、硬度、胶结程度、透水性、可溶性和岩石的结构、产状等。
岩石的可溶性对抗蚀性有作用，也是影响地貌发育的主要特性。
胶结良好的坚硬岩石，通常具有较强的抗蚀性，常构成山岭和崖壁。
石英岩、石英砂岩组成的山岭，风化、崩塌作用和流水侵蚀作用主要沿节理进行，常形成山峰尖突、多悬崖陡壁的山丘地貌。
抗蚀性差的岩石，如页岩、泥灰岩等，常形成和缓起伏的低丘、岗地。
岩石的节理、片理和层理也直接影响到地貌发育。
例如，柱状节理发育的玄武岩，常形成崖壁和石柱等地貌。
垂直节理发育的花岗岩体，因受机械风化和流水沿垂直节理的冲刷侵蚀，使花岗岩山体表现为悬崖峭壁、群峰林立，黄山、九华山就是这样。
在片岩分布地区，受片理的影响，常形成鳞片状地貌，如秦岭山地。
岩石的可溶性对地貌发育的影响更为明显。
石灰岩等可溶性岩石分布地区，尤其在湿热气候条件下，可形成典型的喀斯特地貌。
松散堆积物也有不同的机械成分、化学性质和层理结构等，影响地貌的发育。
例如，陕北黄土以粉砂为主，并含有一定数量的的粘粒和钙质，垂直节理发育，干燥时陡壁可直立不坠；
但在雨季易受坡面流水和沟谷流水的侵蚀切割。
黄土还受地下水的潜蚀作用，形成一些潜蚀地貌。
岩性对地貌发育的影响，是在当地自然地理条件和其他地质条件下发生的。
同样的岩石，其抗蚀性在干燥地区和湿润地区可以有很大的差异。
例如石灰岩，在湿热地区经受强烈的喀斯特作用，但在干燥地区则往往有较强的抗蚀性。
松散堆积物的表面若有良好的植被覆盖，流水侵蚀作用较弱；
一旦植被遭破坏，则容易发生严重的水土流失。
此外，岩石破裂有利于风化剥蚀，所以同样的岩石如果构造形变或构造破碎程度不同，其抗蚀性也有很大差别。
地壳运动所形成的地质构造对地貌发育也有很明显的影响，不同地质构造往往造成不同的地表形态，例如褶皱构造会形成背斜山、向斜谷或向斜山、背斜谷等；
断裂构造会形成断块山、断陷盆地、断裂谷等；
岩浆喷发形成火山，熔岩流形成各种熔岩流地貌。
330-b不同的褶皱类型
3.块体运动
在重力作用下，岩石和土体沿斜坡向下的运动称为块体运动。
块体运动经常发生在山区，大规模的块体运动常常摧毁道路、桥梁和其他工程设施，破坏甚至掩埋村庄或农田，造成生命财产的损失。
根据运动的速度和性质，可将块体运动分为崩塌、滑坡和蠕动等几种主要形式。
①崩塌 斜坡上的岩体、岩屑和土体在重力作用下快速向下坡移动的现象称为崩塌。
山岳地区发生的大规模崩塌现象称为山崩，其崩塌体可达数十万立方米，常堵塞河流、毁坏森林和农田村镇。
河岸、湖岸或海岸的陡坡，由于水流的掏蚀，或地下水的潜蚀，或冰冻作用，使岸坡上部岩体或土体失去支撑而发生崩塌，称为塌岸。
还有一种崩塌是岩屑沿斜坡向下作滚动和跳跃式的连续运动，称为散落。
崩塌可以呈现多种形式（如图8－1）。
②滑坡 大规模的岩体或土体在重力作用下沿滑动面整体向下滑动的现象称为滑坡。
滑坡的发生常常与地下水和地表水的作用有关。
当坡面物质被水浸湿后，会软化，增加可塑性，降低粘聚力和摩擦力，同时增加重量，因此滑动力大增，发生滑坡。
所以在地下水丰富和坡体含水过多的地方，尤其是在连续降雨后，容易发生滑坡。
滑坡的发生还与岩性和地质构造有关。
坚实完整的岩层发生滑坡的可能性较小；
而松软的岩层被水浸湿后极易发生滑坡。
若上部为透水层，下部为隔水层，则由于隔水层顶面易于积水，也使上部岩层容易下滑。
断层面、节理面和岩层面倾向与坡面一致时，也容易形成滑坡。
斜坡的形态对滑坡的产生也有很大影响，产生滑坡的斜坡坡度一般为20o－40o，过陡的斜坡则易发生崩塌。
若坡脚长期受流水或挖掘掏蚀，斜坡下部会逐渐变陡而失去支撑，引起上部块体下滑。
此外，地震、斜坡上部的蓄水或灌溉也是引起滑坡的原因。
事实上，滑坡往往是多种因素综合作用引起的。
典型的滑坡也存在不同类型（图8－1）。
不同倾斜面上重力对岩块滑动的影响
各种不同类型的滑坡
③土屑蠕动 坡面上的岩屑、土体在重力作用下顺坡缓慢向下移动的现象称为土屑蠕动。
土屑蠕动的原因，主要是土层中冻结与溶解、干与湿、热与冷等的变化导致坡地上的土屑时胀时缩，土屑在胀缩过程中受重力作用而向下逐步移动。
土屑蠕动一般出现在15o－30o的坡地上，坡度过大的坡地难以保存粘土和水分；
坡度小于15o的坡地重力作用微小。
土屑蠕动一时不易察觉，但这个过程长期延续后，能观察到斜坡上各种物体的变形，例如树干弯曲的马刀树、树形倾斜的醉汉林、草皮下移、土墙或篱笆下倾等。
1.2构造地貌
其形成、发展都与大地构造作用有关的地貌称大地构造地貌，或构造地貌。
构造地貌可以由地壳构造运动直接形成，如构造运动隆起形成的山地、台地或构造运动拗陷形成的平原、盆地等，它们的形成和分布，同地壳构造运动的作用方向、受力性质有关，称为动态构造地貌，或活动构造地貌。
还有一种构造地貌，是指构造运动以又受外力剥蚀而成的地貌，如背斜山、向斜山、背斜谷和向斜谷等，称为静态构造地貌，或次生构造地貌。
构造地貌就其规模大小可分为三级：
第一级是大陆和海洋两个大的地貌单元；
第二级是指大陆上和大洋底的地形起伏，如陆地上的山脉、平原、高原、盆地；
洋底的大洋中脊和大洋盆地及海洋中的岛屿等。
第三级主要是指地质构造被外力力剥蚀后所反映的地貌特征，如单面山、背斜山、向斜谷以及火山锥、熔岩台地等。
通常把第一级称为全球构造地貌，第二级称为大地构造地貌，第三级称地质构造地貌。
（1）全球构造地貌
全球构造地貌是指大陆与洋底。
一般来说，海岸线为陆、海的分界线。
但从固体地球表面形态起伏和地壳结构来看，陆地与洋底之间的浅海区为一过渡性的大陆边缘地带。
因此，全球构造地貌实际上分为大陆、大陆边缘和洋底三大部分。
全球陆地面积1.49×
108平方公里，约占地球总面积的29%，海洋占71％。
大陆地壳（陆壳））比大洋地壳（洋壳）厚，平原地区地壳厚约35公里左右，山地高原区约60一70公里。
大陆边缘是指陆地周围水深小于3000米的浅海海底，成带状围绕在大陆四周，面积约8100万平方公里，占地球总面积的16％，大陆边缘的地壳具过渡性质。
洋底是指水深超过3000米的大洋底部，全球洋底平均深3800米，面积2.81亿平方公里，占地球总面积的55％。
洋底地壳厚度比大陆地壳薄，一般仅5－10公里。
（2）大地构造地貌
大地构造地貌包括大陆内和洋底上的大地貌类型。
前者包括山脉、高原、盆地、平原等；
后者包括海岭、深海平原和海沟等。
这些地貌的形成虽然受构造运动所控制，但同时也受到外营力的改造。
1.构造山系和大陆裂谷
构造山系和大陆裂谷都是大地构造运动形成的大陆上最显著的两个大地貌类型，前者表现为高大隆起的山系，后者表现为拗陷的断陷谷地。
构造山系的形成，大都经过不同时期的构造运动，因此，构造山系具有以下一些特征：
a.时代较老的构造山系，山体经受不同时期的挤压而发生复杂的褶皱，且有不同时代的多期的岩浆侵入体；
b.构造山系的山体边界常可见到大规模的断层，断层一侧常形成断陷盆地；
c.山地呈断块差异抬升，可发育成多级夷平面；
d.构造山系分布地区常有地震和火山活动。
世界上构造山系主要分布在两个地带：
a.环太平洋带，主要有北美至南美的科迪勒拉山系，亚洲和大洋洲太平洋沿岸及边缘海外围的岛屿上的山脉；
b.略呈东西向横贯亚洲、欧洲南部和非洲北部的山脉带，主要有爪哇岛和苏门答腊岛上的山脉、喜马拉雅山、阿尔卑斯山、阿特拉斯山。
大陆裂谷是由于大地构造运动形成的断陷谷地，其宽度大多为30-75公里，少数可达几百公里，长度从几十公里到几千公里。
东非大裂谷是世界上最长的裂谷。
裂谷常可积水成湖，如贝加尔湖。
世界主要造山带分布图
东非裂谷系 AOlduvai峡谷 B裂谷系中的压力指示
2.高原与平原
地形比较平坦，一般海拔在200米以下的是平原，超过1000米的是高原。
高原是大面积构造隆起抬升过程中因外力侵蚀切割微弱的结果。
而高原边缘地带则在构造抬升过程中受到强烈侵蚀，常表现为深受切割的陡坡。
坡麓地带则堆积了来自高原边缘被侵蚀下来的粗碎屑物。
在构造抬升过程中，高原内部的构造活动也不一致，致使高原面上地形复杂化，如青藏高原上形成几条近东西走向的山脉和山间盆地。
平原的形成正与高原相反，它是在构造沉降过程中不断从外围得到大量碎屑物的堆积而形成的。
在构造沉降过程中，平原内部还可以有其它形式的构造活动，如我国华北平原在构造沉降过程中明显表现出内部的断块活动。
3.盆地
盆地是低于周围山地的相对负向地形，它和周围山地是同一盆山耦合构造成因的产物。
强烈的升降差异运动，使周围山地抬升迅速并同时受到强烈侵蚀，导致盆地内部堆积巨厚的粗粒沉积物；
相反，升降差异运动不甚强烈，则盆地内部接受堆积的沉积物较薄、较细。
如果一个盆地经过一段堆积期之后发生构造反转，上升转变为侵蚀切割地区，从而结束了盆地演化历史。
以上四类地貌属于大陆上的构适地貌。
海底构造地貌主要可分为大洋中脊、大洋盆地、海沟、海底高原等不同部分（见第五章§
1）。
大西洋洋底地形特征
（3）地质构造地貌
地质构造地貌由构造运动形成，同时又受到外营力作用的侵蚀、破坏，但破坏程度差别甚大。
有的直接由构造运动形成，很少或轻微受外营力的改造；
有的则受到外营力的显著破坏，几乎面目全非。
常见的地质构造地貌有断裂地貌、褶皱地貌、火山和熔岩地貌。
1.断裂构造地貌 又称断层地貌。
是地壳岩石受力发生破裂，产生相对位移所形成的地貌，如断层崖、断层谷、断陷盆地和断块山地等。
断层崖是断层活动形成的陡崖，其高度取决于断层的规模，最高可达百米，低的只有几米甚至更小。
由于外力的风化侵蚀作用，往往使原始的断层面发生很大变化，使坡度变缓，甚至使断层崖消失，同时使崖壁基部断层线位置被剥蚀的碎屑物所掩埋，从而使断层构造地貌的显著特征消失（图8－3），这反映了外营力作业对原生地貌的改造。
此外，断层崖也可能受横穿断层崖的河流的侵蚀，使完整的断层崖被分割成许多三角形的断层崖，这时称为断层三角面（图8－3），与此同时，河流还将侵蚀的碎屑物沉积在断层的另一侧，形成洪积扇。
我国华北、西北地区这种断层三角面与洪积扇交错分布的地貌发育得很典型。
断层谷指沿断层破碎带发育形成的谷地。
切割较探的断层谷常呈峡谷，两岸陡峭，且不对称，即一岸高陡，一岸低缓（图8－4）。
如断裂带较宽，则成宽谷。
断层谷的走向受断层的走向控制，在单一断层带发育的断层谷大多呈平直延续分布；
而在沿两组以上不同走向的断层发育的断层谷则有较多转折弯曲，呈"
之"
字形延伸，如我国横断山区的不少河谷属此类型。
断陷盆地指由断层围限的陷落盆地。
其周边或由全部不同方向断层所围，或某一边以断层为界，多呈长条形、菱形或楔形。
宽约30－50公里，长可达数百公里。
断陷盆地内通常有较厚的松散沉积物质。
断块山地是受断层控制的块体呈整体抬升或局部翘起形成的山地，断块山地或是一侧沿断层翘起、一侧缓缓倾斜的掀斜式山地（图8－5A）；
或是地垒式的山地（图8－5B）。
前者翘起的一侧较短且较陡，倾斜的一侧较长较缓，山体的主脊偏于翘起的一侧；
后者山坡两侧比较对称。
2.褶皱构造地貌 这种地貌是由于岩层受力弯曲变形的结果。
褶皱的规模大小和岩层弯曲程度等的不同，褶皱地貌也表现出明显的差异，有单斜地貌、背斜和向斜地貌。
单斜地貌：
指经过褶皱的岩层大部分呈倾斜状，发育在褶曲一翼单向倾斜岩层上的地貌。
其中，坚硬岩层通常成为单面山，沿软弱岩层发育的谷地称单斜谷。
如果组成单斜山的岩层倾角较缓，则顺着岩层面的山坡坡度也较缓，另一侧山坡则成为崖壁，两侧山坡呈明显不对称现象，这种山地称为单面山；
如果组成单斜山的岩层倾角较陡，山两侧的坡度都较陡，则称猪背脊。
同样，单斜谷两侧谷坡的不对称状况也取决于谷坡上岩层倾角的大小。
背斜和向斜地貌：
岩层发生褶曲，在地表形成高低起伏，如果外力的侵蚀切割未能超过褶皱构造作用的速度，那么所出现的地貌是背斜山、向斜谷；
如果褶皱构造经过长期的侵蚀，则既可以形成背斜山、向斜谷，也可以相反，即形成背斜谷、向斜山。
前者称为顺地貌，后者称为倒置地形或逆地貌，。
一般说来，顺地貌往往是一些年轻的褶皱构造地貌；
逆地貌则反映了长期的外力作用，受到深刻的风化侵蚀，破坏了原生构造地貌。
当然，逆地貌如再经过长期的剥蚀破坏，也有可能构造地貌同地貌形态恢复一致，此时的地貌可称为再顺地貌。
褶皱的剥蚀A 剥蚀前的褶皱 B剥蚀后的褶皱地形，向斜成山，背斜成谷。
3.火山和熔岩地貌 火山地貌是由火山作用（见第五章3.1节）而成的一种地貌形态。
其特征是具有火山口和火山锥。
火山口是地下岩浆上涌喷发至地面的出口，是岩浆上涌至临近地面时发生爆破喷发而成的。
火山喷发时，大量的火山碎屑物质堆积在火山口附近，冷却凝固后，喷出口便成为封闭的、中央低凹的洼地，有些封闭的火山口积水即成为火口湖，我国长白山主峰白头山天池属此，其湖水深达200多米。
火口周围的火山碎屑堆积物如被破坏，成为有缺口的、半封闭的凹地形态，则称破火山口。
火山喷发后在火山口形成的火山湖
火山锥是由多次火山活动产生的、由火山碎屑物和熔岩流堆积起来的锥体状地貌。
根据火山锥的内部构造和组成物质，可分为碎屑锥（主要由成层的碎屑物质组成）、熔岩锥（主要物质为熔岩流）、混合锥（由熔岩流和火山碎屑交互成层组成）、熔岩滴丘（岩浆喷发后急剧冷却而成）。
这些火山锥的外部形态各具特征。
熔岩地貌同火山地貌的最大差别在于其形成过程和组成物质。
熔岩地貌是呈熔融态的岩浆溢出地表以后在流动过程中冷凝而成的地貌形态。
其主要的地貌类型有熔岩丘、熔岩垄岗、熔岩台地和熔岩高原、熔岩隧道、熔岩堰塞湖等。
2.1风化作用
出露地表的岩石受太阳辐射、温度变化、水和生物等的作用，发生崩解破碎，形成大小不等的岩屑和沙粒的过程，称为风化作用。
风化作用可分为物理风化、化学风化和生物风化三种（见第五章4.1节）。
风化作用是地貌外营力的起始环节，是外营力地貌发育的前提条件，岩石只有在风化作用下崩解破碎，才能在重力和各种流体作用力――流水、风、冰川、波浪和洋流等――的作用下发生运动，塑造各种外营力地貌。
所以在不同地貌类型中可以存在多种风化作用。
风化作用对水、热、气在地表的重新分配和调节有显著影响。
例如，风化壳中的裂隙、孔隙有利于水、气的通透，毛细孔有能保持一定的水分，这对地下水和地表水的循环以及植物水分的供给等都有积极意义。
风化作用形成成土母质，是土壤发育的重要环节。
从地质循环角度看，风化作用为沉积岩的形成准备了沉积物质，它们经过搬运堆积和成岩作用后形成沉积岩。
有的岩石在一定的气候和地形条件下，经过风化作用形成风化矿场，例如高岭土、铝土矿、次生铜和镍、稀土及砂矿等。
风化壳形成后，可能被新的堆积物覆盖，或在平缓的地形条件下保存下来成为古风化壳，这可以反映古气候和古地理环境的特征。
2.2流水作用与流水地貌
（1）流水作用
地表流水分为坡面流水、沟谷流水和河流三大类。
坡面流水是雨水或冰雪融水在地表形成的薄层片流或细流，随地表起伏而流动，没有固定的流路，因而面状而均匀地冲刷地表松散物质。
如果植被稀疏、地表物质疏松、降水量多且强度大、坡面形态有利于加快径流流速和增多流水，那么坡面流水的侵蚀就强烈。
坡面流水冲刷下来的物质或汇入沟谷与河流，是江河泥沙的主要来源；
或在缓坡、坡麓和洼地堆积，成为坡积物。
当坡面流水和细流增大到一定程度时，会自动汇集为线状集流，再进一步汇集成沟谷水流。
沟谷流水比较集中，有较固定的流路，其侵蚀能力比坡面流水显著增强，是形成沟谷地貌的主要营力。
沟谷进一步发展，或得到地下水补给，就形成有常流水的河谷，河谷中的常流水就是河流。
沟谷流水和河流的侵蚀作用是线状的，表现为下蚀（下切）、旁蚀（侧蚀）与溯源侵蚀（向源侵蚀）三种。
下蚀是指流水及其夹带的砂砾等对谷底的侵蚀，结果使谷底加深。
旁蚀是对谷地两侧的侵蚀，结构是谷坡后退，谷底展宽。
溯源侵蚀系指向源头的侵蚀，结果使谷地伸长。
下蚀、旁蚀和溯源侵蚀是同时进行、相互联系的，在塑造陆地地貌形态方面起着重要作用。
河流的下蚀作用 河流的侧蚀作用
瀑布的下蚀作用
（2）坡面流水地貌与沟谷流水地貌
坡面流水是雨水或冰雪融水直接在地表形成的薄层片流和细流，它们在流动过程中比较均匀地冲刷地表松散物质，这种侵蚀方式称为片状侵蚀。
片状侵蚀强度主要受降水性质、地形、坡面组成物质和植被等的影响。
在一定的地形条件下，如果地表物质疏松、植被稀疏、降水量多且强度大，坡面流水的侵蚀就强烈。
被冲剧下来的物质，成为江河泥沙的主要来源。
在坡地上植树种草，既可防治水土流失，又可减少河流淤积。
坡面细流顺坡而下时，流速、流量加大，并转变为线状集流，形成冲刷能力增强的沟谷流水。
沟流比较集中，有较固定的流路，其侵蚀能力较坡面流水有显著增强，是形成沟谷地貌的主要营力。
沟谷的发生、发展，也与岩性、气候、植物等因素有密切关系，我国黄土地区，由于植被稀疏，土质松散，降雨强度大，沟谷发展很快；
我国南方在植被受到破坏的厚层红土风化壳上，沟谷也很发育。
基岩山区沟谷的发育主要受岩性、构造的影响。
沟谷规模短小，纵剖面上陡下缓，多陡坎、壶穴，横剖面多呈V形。
但在水平岩层分布的地区，由于产状水平井富有垂直节理，常形成直立或阶梯状的沟坡。
规模较大的沟谷，在沟头有汇水盆（集水盆），沟口往往具有冲出锥（冲积锥）。
沟谷口冲出锥示意图
沟谷发育的初期，谷底不断下蚀加深，沟头不断溯源侵蚀后退，使沟谷伸长。
沟谷进一步发展时，在其下段则下蚀减弱，旁蚀加强。
由于沟流的不断下蚀和旁蚀，又有沟坡物质的崩塌和滑坡，再加上坡面流水的作用，可使沟谷不断展宽。
后来由于流域面积的不断扩大，或因有地下水的补给，沟谷进一步发展为常流水的河谷。
在沟谷发育过程中，间歇性洪流把冲刷下来的物质带到沟口，由于那里坡度骤减，流速降低，水流分散，于是发生大量堆积，形成一种半圆锥形的堆积体，称冲出锥（图8－6）。
冲出锥的规模不大，面积一般只有几百平方米，锥顶与沟口相连的地段，坡度较大，锥体逐渐向外倾斜，坡度亦变缓。
在山区突然爆发、历时短暂、含有大量泥沙和石块等固体物质并具有强大破坏力的特殊洪流，这就是泥石流，有些地方称之为“山洪”、“龙扒”（见第十三章）。
（3）河流地貌
河流作用塑造的地貌多种多样。
从河谷横剖面看，可分谷底和谷坡两大部分；
谷底包括河床和河漫滩，谷坡上常发育阶地（图8－7）。
从河流纵剖面看，上游河谷狭窄，常见瀑布；
中游河谷较宽，多河漫滩和阶地；
下游多曲流和汊河，河口有三角洲和三角湾。
河流阶地及冲积平原
①河床与河漫滩河床与河漫滩都位于河谷的谷底。
河床是指河流平水期河水占据的河槽；
而河漫滩是指洪水时期为洪水淹没的河床侧旁的谷底部分。
广阔的河漫滩平原是一种冲积平原或泛滥平原。
在平原冲积性河床上，由于河床水流能量的集中与分散是沿河更替进行的，因此，水流的侵蚀与堆积作用也是交替进行的。
这样，沿河就交替分布着深槽与浅滩。
如在弯曲河床上，深槽位于弯段，浅滩位于过渡段（图8－9）。
山区河流中深槽与浅滩的分布，还受岩性和构造的影响。
如岩石软弱或破碎处，可发育深槽，反之，可形成浅滩。
浅滩进一步发育，在位于弯曲河床的凸岸形成边滩，边滩在枯水期常露水面。
边滩可发育成为河漫滩，随着河谷不断加宽，河漫滩也将不断扩大。
在有松散堆积物的平原或河漫滩上，由于河流在凹岸不断侵蚀，凸岸不断堆积，使河流愈来愈弯曲而形成能自由摆动的河曲（曲流）。
在自由河曲的发展过程中，上下凹岸间的曲流颈逐渐被河流旁蚀而变窄，曲流颈一旦被洪水冲决，就产生自然的裁弯取直，被裁去的河湾与河流隔绝，形成牛轭湖。
原来的河曲由于地壳上升，河流切入基岩，而变为深切河曲。
曲流颈除河流的旁蚀使其宽度逐渐变窄外，同时
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