沟谷流水地貌Word格式.docx

沟谷流水地貌Word格式.docx

《沟谷流水地貌Word格式.docx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《沟谷流水地貌Word格式.docx（20页珍藏版）》请在冰豆网上搜索。

1.片状侵蚀

即坡面侵蚀，指坡地上没有固定流路的薄层水流，较均匀冲刷地表疏松物质引起的侵蚀现象。

2.线状侵蚀

下蚀：

沟河加深；

侧蚀：

岸坡后退，沟河展宽；

溯源侵蚀：

河床向纵深的方向发展

所谓溯源侵蚀，是指河流或沟谷底部坡度变陡之处，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。

三、流水的搬运作用

1•概念：

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

2.类型：

推移、跃移、悬移、溶解搬运

（1）推移：

泥沙颗粒沿河床底滚动、滑动

（2）跃移：

床底泥沙呈跳跃式向前搬运。

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。

（4）溶解搬运：

溶解于水中的溶解质被水流搬走。

在可溶性岩石区溶解质的搬运数量可观

四、流水的堆积作用

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，继而在河床上堆积。

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，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。

第二节坡面流水地貌

一、坡面径流作用

降水或融雪时，除蒸发和下渗外，其余部分水在重力作用下沿着斜坡成薄层的运动。

2•特点：

水层薄，流路广，作用时间短，流程短。

3.影响因素

（1）气候：

降水量愈多、强度愈大，冲刷和搬运能力愈大。

（2）地形：

一般坡长愈长，沿程流量增加，冲刷增强；

一般坡度愈大，流速加快，冲刷增强。

（3）下垫面：

裸露基岩或粘土，坡面径流强；

渗透率高和结构性好的表土，弱；

植被好，弱。

4、坡面发育主要观点

戴维斯平行下降说：

认为在坡面流水作用下，斜坡按下凹形剖面平行降低其高度与坡度，最终形成有圆顶残丘的和缓地形。

W.彭克平行后退说：

认为改造斜坡的动力为重力作用，在斜坡演化过程中上部重力作用不断进行，使陡坡不断平行后退，最终形成有尖顶残丘和山足剥蚀面的和缓地形。

按其观点斜坡即使发展到晚期仍有崩塌、错落之类的重力作用发生。

实际情况：

斜坡演化受岩性、地质构造、气候、植被和人为活动影响，演变过程复杂，既有平行下降为主地区（湿润气候区），也有平行后进为主地区（干燥区），甚至同一地区平行下降和平行后退变替进行。

、坡面流水地貌

根据坡地侵蚀与堆积强度的变化，斜坡可划分为三个坡面径流作用带，并形成相应的地貌类型：

1、不明显冲刷带：

处于分水岭斜坡上部，坡度小，集水量少，流速小，侵蚀弱。

-浅凹地

2、冲刷带：

坡度大，集水量多，流速大，侵蚀强烈。

-深凹地

3、淤积带：

集水量大但坡度小，流速减小，水流挟沙能力减弱，发生堆积。

-坡积群

坡积群：

在坡面流水作用下，被带到平缓的坡麓地带堆积下来的沉积物围绕坡地形成的形似衣裙的地形

坡积群特征：

1岩性成分与坡地中上段的岩性一致。

2颗粒组成以亚沙土、亚粘土为主，夹杂有砂粒和细小岩石碎屑。

3颗粒磨圆度很差，层理不明显。

由于这些颗粒是从坡地中上段冲下来的，移动距离较近。

岩石碎屑的

棱角没有磨损。

坡面流水的速度和流量变化不太大，堆积物的层理不太明显。

第三节沟谷流水地貌

、沟谷流水侵蚀地貌

1、切沟：

是由侵蚀能力较强的有一定水量的水流侵蚀而成。

深谷的宽度明显大于深度，纵剖面的坡度与

坡地的坡度有显著差别，横剖面上有明显的沟沿，呈V字型。

2、冲沟：

是由下切能很强的水流侵蚀而成的，深度较大，长度多在数千米至数十千米，其纵剖面的坡度

与坡地的坡度不一致，多呈下凹形态。

深度有时大于宽度，横剖面呈V型。

溯源与下切能力很强。

3、坳沟：

是冲沟发展到一定程度以后，溯源侵蚀和下切侵蚀能力降低的产物。

其纵剖面的坡度比较平缓,沟床上有沉积物覆盖。

沟坡也相当平缓，沟沿再次变得不甚明显。

横剖面呈U型。

、洪积扇（沟谷堆积地貌）

由暂时性的沟谷水流搬运的大量碎屑物质在沟谷出山口后，由于坡度的变化，水流的挟沙力降低而沉积

下来形成的堆积物称为洪积物。

形成的地貌多呈扇型，称为冲出堆或洪积扇。

冲出堆和洪积扇在成因上没有

什么重要差异，仅仅在规模和大小上有差异，小型的沟谷谷口堆积地貌体称为冲出堆，较大的称洪积扇。

1、洪积扇的形成条件

1）干旱、半干旱地区的山区：

提供大量碎屑物质。

2）沟谷坡度、沟床比降大：

水流流速大，能携带大量碎屑物质。

3）遇到大雨或暴雨：

形成洪流。

4）山前沟口坡度较小且有较开阔的山前平原：

洪流搬运能力降低，携带的泥沙呈放射状散流形成堆积。

2、洪积扇的形态

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。

地下水往往在该带溢出地面，局部地段产生地表水滞水和沼泽化等现象。

3、洪积扇的分布

主要分布在干旱与半干旱地区。

降雨的变率很大，经常出现暴雨，洪流流量大。

同时在干旱与半干旱地区，风化作用强烈，地表植被稀少，洪流的输沙能力增强。

在我国天山、昆仑山和祁连山等干旱半干旱地区的山麓地带，往往发育了典型的洪积扇。

在山前地区，几个相邻的大型洪积扇，组合成整片的洪积扇平原，或称为山前倾斜平原。

在洪积扇的扇缘部分，水土资源丰富，形成了成片的绿洲。

4、洪积扇的变形

洪积扇的变形与新构造运动密切相关：

洪积扇形成以后，如果山体不断抬升，山前平原相对下降，在已经形成的洪积扇上，往往有新洪积扇形成，而且部分地覆盖在老洪积扇上，形成叠式洪积扇。

如果上升的规模、幅度都比较大，老的洪积扇也随着抬升，则在它的下方将形成新的洪积扇，新老洪积扇呈串珠状。

如果新构造运动在山前不等量升降，则新的洪积扇轴线向一侧移动，使新、老洪积扇向一侧垒叠，并形成对称的形态。

三、泥石流

1、泥石流概况

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。

泥石流爆发时，象一条褐色的巨龙，奔腾咆哮、巨石翻滚，波浪飞溅，石块撞击的声音雷鸣似地响彻山谷。

泥石流的前锋，以数米高的浪峰，倾泻而下。

泥石流以巨大的破坏力摧毁前进途中的一切建筑物，埋没农田、森林，堵塞江河、冲毁路基、桥涵和灌渠、附近的城镇和农村，是当今山区自然灾害之一。

泥石流谷地从上游到下游可分为三个区段：

（1）供给区（侵蚀区）一一位于流域的上游区段，高山环抱，是泥石和水分的主要供给区，这里崩坍、滑坡、水土流失严重。

（2）通过区（过渡区）一一位于沟谷的中游段，多为峡谷，谷坡陡峭、沟床比降大。

该区对上游来的泥石和水分具有壅塞作用，积蓄能量。

一旦超过壅塞限度，即可冲出峡谷口，形成破坏力较强的泥石流。

（3）堆积区一一位于泥石流沟口，是泥石流固体物质停积的地段，常形成扇形地，故也称为泥石流扇。

2、泥石流的形成条件

（1）流域内具备丰富的固体物质：

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。

3、泥石流的类型

按泥石流的形态特征、运动性质和物质组成，可将泥石流分为粘滞性泥石流和稀释性泥石流两种。

（1）粘滞性泥石流（结构泥石流）

粘滞性泥石流是指固体物质含量较高、粘滞性较强的泥石流。

其主要特点如下：

i固体物质的体积含量占40—60%，容重大于1.50吨/m3。

最高固体物质的体积含量可达80%，容重可达2.3T/m3。

ii颗粒组成以细粒物质为主，也有巨大砾石，并且大小混杂无层理。

原状土块被泥浆包成泥球砾石被泥浆包成泥石砾。

iii粘滞性较强，流动较缓慢，呈比较狭窄的条带状直线流动。

iv流动时前锋有物质聚结突出，称为“龙头”，停止后仍保持粘滞结构（故称结构性泥石流）。

例如，泥

石流扇面上出现许多向外扩散的条状垄岗和岛状岗丘，扇面边缘有陡坎。

（2）稀释性石流（紊流性泥石流）

是指固体物质含量较低，粘滞性较弱，具有紊流性质的泥石流。

i•固体物质的体积含量占10-40%，容重一般在1.3-1.5T/m3之间。

i•运动速度较快，具有紊流性质。

iii.泥石流扇面较平缓，倾斜度较小，常有分支散流。

V•组成物质有一定的分选性，有比较明显的层理构造。

因为该种泥石流，水分较多，流动较快，大砾石首先在扇顶处沉积。

扇缘为细粒物质，并且物质在沉积时，有定向排列的趋势，故有比较明显的层理构造。

按照泥石流的物质组成，将泥石流分为：

（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。

第四节河流地貌

、河谷

1、河谷的形态

谷坡：

河谷两侧的斜坡阶地：

谷坡上呈阶梯状沿河谷分布的地形

谷底：

指在洪水时期被水淹没的河谷部分河床：

指河流平水时期河水所占的河槽

河漫滩：

指在洪水时期为洪水淹没的河床两侧的谷底部分。

即除河床以外的谷底部分。

阶梯状谷

二、河床

河谷中枯水期水流所占据的谷底部分称为河床。

1、河床纵剖面

（1）侵蚀基准面

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。

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，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。

（2）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。

2、河床类型

（1）沙波

是河床的堆积地貌，沙波的尺度与河流大小无关，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。

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，好像上坡一样，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。

水81

（2）浅滩与深槽

在河流的弯段凹岸。

水流方向与河床边缘角度较大，水流被迫转向，而产生涡流，发生较强的侵蚀作用,在河床上形成相对低洼貌单元一一深槽。

当河流发生转向之后，到达河流的过渡段，此时由于水流能量因侵蚀作用而减弱，流速变慢，携带的泥沙就发生堆积，在河床上形成相对突起的地貌单元一一浅滩。

当水流流过浅滩后，进入弯段，重新发生侵蚀形成深槽。

所以河床底部不是平坦的，沿河流的主流线，浅滩和深槽相间分布。

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。

-——甘就

了解浅滩和深槽的分布规律，我们就可以选择涉河的最佳路线，即选择过渡段浅滩发育处过河。

kan

（3）石质浅滩和深槽、岩槛与壶穴

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。

3、河床的平面形态

（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

河曲蠕移：

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。

根据地质条件和曲流发育状况，曲流可分为以下二类：

1自由曲流：

形成在宽广的冲积平原或河漫滩上，河床不受河谷的约束，可以比较自由地迂回摆动。

2深切曲流：

山区河流由于受基岩河岸的约束，不能自由摆动，而形成的深深切入地面以下的一种河曲

牛轭湖和离堆山

随着河漫滩的进一步发育，河流越来越弯曲，使汇河湾的起点与终点之间的距离越来越近，形成曲流颈。

曲流颈在河流旁蚀的作用下，不断变窄。

洪水时，曲流颈可能被冲开，河道发生裁弯取直。

可形成牛轭湖和离堆山等独特的地貌形态。

如果曲流发生在广阔的冲积平原地区，河道裁弯取直后可形成牛轭湖。

如下图：

所谓牛轭湖是指曲流发生裁弯取直后形成的半圆形湖泊。

如果曲流发生在地壳不断上升的山区。

由于侵蚀基准面相对下降。

曲流下切并切入下部基岩，在洪水期间，水流将曲流颈切通，原来的河曲变为废弃河曲，被废弃河曲所环绕的山被称为离堆山。

河曲进一步下切,废弃河曲的水消失，离堆山的相对位置越来越高。

牛轭湖和离堆山的纵断面区别

（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汉道

（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，河汉密布。

如黄河下游就是这类河床

三、河漫滩

河漫滩

河流洪水期淹没河床以外的谷底部分，称为

1、河漫滩的形成与发展

在横向环流的作用下，河床凹岸及岸下的部分遭受侵蚀，使岸坡发生崩塌而后退，同时形成深槽。

被蚀下的物质，由底流带到凸岸发生堆积，形成小规模的堆积滩，这种在河床凸岸形成的小规模河滩称为边滩。

n.雏形河漫滩阶段（大边滩阶段）

随着横向环流的继续作用，旁蚀不断进行，边滩面积不断扩大，形成大边滩。

但此时，河谷仍然较窄，当洪水来临时，洪水水位上升快，流速大。

挟沙力大，在大边滩上沉积的主要是一些推移质泥沙，颗粒较粗,悬浮物质随河流带往下流。

川.成形河漫滩阶段（曲流型河漫滩阶段）

随着侧蚀的进一步作用，谷底越来越宽，河流越来越弯曲，谓之回流。

当洪水来临时，洪水水位上升慢。

大边滩上水层很薄、流动很慢，推移质和悬物质泥沙都发生了堆积。

河漫滩上生长的湿生植物，更加减缓了水流的速度，促使粘土或亚粘土堆积。

河漫滩的进一步发育，河流越来越弯曲，使汇河湾的起点与终点之间的距离越来越近，形成曲流颈。

曲流颈在河流旁蚀的作用下，不断变窄。

可形成牛轭湖和离堆山等独特的地貌形态。

二元结构：

上层为河漫滩相沉积物，下部为河床相沙砾层。

是河床侧向移动的结果。

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。

2、河漫滩的类型

（1）

河曲型河漫滩

（2）汉道型河漫滩

（3）堰堤式河漫滩

（4）平行鬃岗式河漫滩

四、河流阶地

由于河流下切侵蚀，河床不断加深，原先的河漫滩地面超出一般洪水期水面，呈阶梯状分布于河谷两侧的地貌，称为河流阶地

1、阶地的成因

形成河流阶地必须具备两个条件：

较宽阔的谷底和河流下切侵蚀。

宽广的河谷底，大部分为河漫滩所占,

而河床只占一部分。

由于流域内气候变化、地壳运动或河口海平面（基面）的变化等原因，引起河流下切侵蚀，河床大幅度的降低，谷底河漫滩部分超出一般洪水期水面以上，成为阶地。

河流进一步下切侵蚀的原因不同，形成的阶地在形态上和结构上也不一致。

阶地形成条件如下：

（1）气候变化

气候向寒冷方向发展，引起流域物理风化作用加强，或气候向干旱方向发展，流域植被覆盖度减少，引起水系上游部分沟谷活动加强，坡面冲刷强度加大，结果使流域补给河流的水量减少，流域供给河流的沙量增加，造成河床中上游普遍淤积。

据研究，河流淤积层的厚度自河口向上游增加，中游达到最大，向上游又逐渐减小，最后在近河源处尖灭。

（2）基准面变化

侵蚀基准面下降通常会引起河口段河床比降的增加，比降的加大引起水流下切侵蚀。

（3）构造运动

当地壳上升时，原先河床纵剖面的位置相对抬升，而水流侵蚀作用使河床降低，地壳上升的速率与河床下切的速率保持相等，在这种动态平衡的情况下，河床高程基本上保持原先的位置，原先谷底面靠近谷坡的部分则被抬升，形成阶地。

2、阶地类型

根据河流阶地的物质组成，将河流阶地分为：

侵蚀阶地、堆积阶地、基座阶地、埋藏阶地。

（1）侵蚀阶地：

由基岩构成，其上很少有河流冲积物覆盖。

也叫基岩阶地。

侵蚀阶地多发育在山区河

谷中，这里水流速度大，侵蚀作用强，所以沉积物很薄，有时甚至在河床中出露基岩。

（2）堆积阶地：

阶地全由河流冲积物组成。

在河流中下游最为常见。

它的形成过程，首先是河流侧向侵蚀，展宽谷底，同时发生大量堆积，形成宽阔的河漫滩，然后河流强烈下切侵蚀，形成阶地。

一般河流下切侵蚀的深度不超过冲积层的厚度。

1.下詞畔代曲啊瞑缶駅桂利亦显«

«

氛河*俚A.吐基臣箭耀C,&

堆摆的繼B.埋■駢轴

埋藏阶地分为两种类型:

根据河流下切侵蚀深度与多级堆积阶地之间的接触关系，堆积阶地可分为内迭阶地与上迭阶地。

（3）基座阶地：

阶地面由两种物质组成，上部为河流的冲积物，下部是基岩或其他类型的沉积物。

主要是由于地壳抬升、河流下切侵蚀形成的，在形成过程中河流下切侵蚀深度超过了原来冲积物的厚度，切至基岩内部而成。

（4）埋藏阶地：

若阶地形成以后，由于地壳下降或侵蚀基准面上升，引起河流大量堆积，

使阶地被堆积物所覆盖，埋藏于地下，形成埋藏阶地。

a.早期地壳上升，或侵蚀基准面下降，形成多级阶地，而后地壳下降或侵蚀基准面上升，发生堆积，把早期形成的阶地全部埋没，形成埋藏阶地。

b.地壳长期下降，不同时期的冲积物层层叠加起来，形成一种假埋藏阶地。

五、河谷的不对称

在一些河谷中，其横剖面的形态往往不对称，即一坡陡一坡缓；

阶地与河漫滩一岸宽一岸窄，阶地的级数和高度两岸也不对称。

形成河谷不对称的原因有：

1、地球偏转力影响：

2、岩性和地质构造的影响：

3、地壳不等量升降运动影响：

4、小气候影响：

北半球高纬度地区阴、阳坡。

六、三角洲

通常把河口区由沙岛、沙洲、沙嘴等发展而成的冲积平原叫做三角洲。

1、形成三角洲的基本条件

（1）丰富的泥沙来源。

主要是河流要有较大的输沙量。

据统计，世界上多数河流年输沙量与年径流量的比值，大于0.24时，可形成三角洲；

小于0.24时，则往往发育三角港。

（2）河口沿岸无强大的波浪和海流。

是三角洲形成的必要条件。

因为强大的海洋动力可将河口泥沙带走，不利于水下浅滩出露水面。

只有当河流作用与海洋动力在口门附近建立平衡时，才能使泥沙沉积下来形成三角洲。

（3）口外海滨区原始水深较浅。

因为广阔的浅水区对波浪有消耗能量作用，有利于三角洲的成长；

陡而狭窄的大陆架可使泥沙直接进入深海，造成水下峡谷和洋底扇。

2、三角洲的发育过程

水下边滩阶段：

河流自出口门之后，在宽浅的口外海滨，能量消耗，泥沙堆积，水下沙坝、沙滩的出现，引起水流分叉。

与此同时，口门两侧发育了水下边滩。

沙岛和汉道形成阶段：

水下心滩、边滩因主流分歧和横向环流的加强而不断增长，逐渐露出水面，转化为沙岛和沙嘴，原来口外海滨的连续水体被沙岛分割成几股汉道，出现了几个入海口门，口门向外推进，各股汉道的口门外面形成新的水下分叉、心滩、边滩等。

三角洲形成阶段：

被沙岛分隔的各股汉道之间的水量分配、输沙特征、侵蚀、沉积的不均匀性，必然使得某些汉道发展成为主河道，而另一些支汉道由于水流不畅，引起淤塞消亡，导致了沙岛的联合与并岸。

这样，