南京大学自然地理学整理课件打印版3.docx
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南京大学自然地理学整理课件打印版3
第七部分地貌·地貌过程·地貌体系
22地貌发育
23陆地地貌系统
24海洋地貌系统
25全球地貌体系
序 言
地貌也称地形，系固体地球表面起伏状态的总称。
地貌学研究地球表面起伏的物质组成、形态特征、空间结构及其发生发展的变化和规律。
台维斯地貌发育基本理论
台维斯提出的“侵蚀轮回”示意图：
A最初，地形起伏和缓，排水不畅；B幼年早期，沟谷狭窄，高地宽阔平坦；C幼年晚期，谷坡为主，仍有沟间平坦高地；D壮年期，尽是谷坡与狭窄的分水岭E壮年晚期，地形起伏较缓，谷底宽展；F老年期，成为具残山的准平原；
动力作用与地貌发育系统
内力作用泛指源于地球内部的热能化学能、重力能及地球旋转运动所产生的作用。
地貌发育中的内力作用主要是指由上述能量产生的，对固体地球表层物质有直接影响的构造运动，及其所产生的地球表层物质的变位和变形。
内力作用使地球表层物质全部处在构造运动状态之中，仅仅是地球表层不同的岩石块体，在运动方向、运动速度、持续时间及相互关系等方面存在重大差别，按空间规模可分出几个等级层次，按运动速度可以分为快速的与缓慢的等，按运动方向可以分为上升、下沉（升、降）、平移、旋扭等。
内力作用产生的地球表层物质的快速运动如地震瞬间可产生每秒厘米每秒米等级的位移；缓慢的构造运动产生每年厘米每年毫米甚至更慢的位移。
不但是快速构造运动可以直接产生构造地貌，如火山锥、火山口陷落盆地—湖、地震断层崖等，缓慢的然而是持久的构造运动也可以产生大规模构造地貌，如全球第一等级的深海洋盆、大陆、青藏高原等。
外力作用概指以太阳辐射能、重力能、日月引力能等为能源，通过大气、水、生物等在固体地球表面所产生的作用。
地貌发育中的外力作用是说它使地貌形体组成物质发生位移运动。
外力作用按动力特征可以分为风的作用、冰雪的作用、水的作用……甚至进一步分为河流水的作用、海洋水的作用……再细分为波浪的作用、潮汐的作用等。
外动力作用下的固体地球表面的物质运动，可以分为溶解于流体的运动、分散的颗粒运动、集块运动以及整体的位移运动等。
组成地貌形体的物质的位移运动导致已有地貌形体从形态到物质组构不同程度地发生变化，并产生新的地貌形体，构成新的外动力地貌发育系统、地貌类型体系和不同地貌类型体系的时空组合。
对于地貌发育来说，内力作用与外力作用有作用方式与作用强度的差别，但在作用对象与作用时间方面两者是不可分离的。
内动力作用与外动力作用又都隶属地貌发育的“外因”范畴，仅为影响地貌发育的因素，地貌发育的“内因”或其本质仍然是组成地貌形体的物质自身的种种运动。
剥蚀作用与剥蚀速率
剥蚀或剥蚀作用泛指地表岩石矿物碎屑物质受外动力作用而移离原地。
被剥蚀的多是地表岩石风化的产物，地表岩石风化产物被剥离之后原来处下层的岩石又遭风化，……风化—剥蚀—风化……的连续过程概称风化剥蚀。
外动力剥蚀类型
以往的研究，比较偏重于外动力对地表物质的作用，迫使这些物质移离原地，以及由此而产生的结果，例如按外动力的性质特征分为风的剥蚀作用称风蚀，流水的剥蚀作用称侵蚀，或者冲蚀、掏蚀，波浪的侵蚀作用称浪蚀，冰川的侵蚀作用称冰蚀，或者刨蚀、刮蚀等，此外还有发生在地面以下的潜蚀，使可溶物质溶解的溶蚀，以及所谓的海蚀、湖蚀、雪蚀等等。
关键词：
内力作用，外力作用，地貌发育系统，剥蚀作用，剥蚀速率，溶蚀速率。
思考题：
进一步阐述地貌发育的本质，并在外力作用、内力作用与地貌发育系统之间建立对应关系。
第二十三章陆地地貌系统
地球表面的地貌形态、特征除受构造运动的控制外，也受岩石特征、外营力作用的制约，由于这三个关键要素的影响程度不同，可以按其主导作用把陆地地貌分为活动构造地貌、岩石地貌和外营力地貌等。
23.1构造地貌（第4章）
23.2重力地貌
23.3岩石地貌（第5章）
23.4外动力地貌
23.1构造地貌（第4章）
要点：
活动构造对全球地貌格局起着主导作用，但还没有公认的活动构造地貌系统。
本文提出板块构造地貌系统、活动褶曲构造地貌系统、活动断层构造地貌系统、和火山地震构造地貌系统，有利于构造地貌的归类。
通常把新第三纪以来的构造运动称为新构造运动，它标志着全球构造运动的发展又进入了一个新阶段。
青藏高原的隆起导致了东亚季风环流。
山西高原、秦岭和青藏高原的崛起导致了中国北方大片厚层的黄土堆积。
有的学者曾总结性地提出，青藏高原的隆升，形成了以青藏高原为中心，岩石圈、大气圈、水圈和生物圈的一种耦合体系，甚至古人类的进化也可能与青藏高原的隆起有关。
高原南侧的印度和巴基斯坦早就发现大量的可能是人类远祖腊玛古猿（Ramapithecus）和西瓦古猿（Sivepithecus）化石，而且亚洲是迄今为止直立猿人化石发现最多的地方。
可以设想，随着青藏高原的隆起，高原南侧的热带丛林最初是灵长类最好的生息地，当气候逐渐变干旱、森林缩小时，人类远祖才从林栖生活走到开阔地上，逐渐演化为直立猿人（李吉均，1993）。
在活动大陆边缘，出现深海沟、陡峻的大陆坡——陆地边缘弧形山系组合，与深海沟岛弧—弧后盆地（边缘海）组合。
在被动大陆边缘，主要发展拉伸沉降，发育了优地斜（大陆隆）——冒地斜（大陆架）组合（A.M.Strahler，1981）。
我们研究中国东部沿海的构造运动，自华北向黄海，由隆起转为沉降和剧烈沉降，出现（山西）高原——（河北）堆积平原和（渤海）内海——（东海）边缘海地貌组合。
它反映了欧亚板块东部扩张型活动大陆边缘的构造运动特征。
在大陆板块内部发育大陆裂谷、断块隆起（山地、高原）、断陷盆地、坳陷盆地、褶皱山地等。
大陆裂谷一般宽30—75km，有的可达几百公里，长几十公里到几千公里不等。
东非大陆裂谷东支南起希雷河口，经马拉维湖向北纵贯东非高原和埃塞俄比亚高原，到红海北端长5800km，往北到阿拉伯地区为死海裂谷；其西支南起马拉维湖西北端，经坦噶尼喀湖、基伍湖、蒙博托湖，至尼罗河谷，长约1700km。
裂谷由一系列深邃的河谷和湖盆地组成，相对于高原面深1000—2000m。
类似的裂谷还有红海—亚丁湾裂谷、贝加尔湖（水深1600m以上）裂谷、北美西部裂谷、莱恩地堑，和一些古生代中生代裂谷等。
大陆裂谷边界多为高角度正断层，或是阶梯状，纵向延伸多曲折。
裂谷带的近现代构造运动表现为水平方向的拉张和裂谷内的沉陷。
埃塞俄比亚东非裂谷两侧的拉张速率为3—8mm/a，冰岛裂谷为16±33mm/a，拉张带宽约10km，阿拉伯加利列湖盆地沉陷速度60—100mm/a。
裂谷内有大规模的岩浆活动。
活动褶曲（褶皱）构造地貌
强烈的水平挤压，产生岩层的褶曲变形及区域性的褶皱升降。
岩石圈板块的碰撞，在碰撞带的一侧发生俯冲沉陷和消亡，形成深海沟，在陆上形成深陷的拗陷盆地，如青藏高原喜马拉雅山南的印度恒河（锡瓦里克）盆地；在碰撞带的另一侧则形成褶皱山系，其中有岩浆岩系及蛇绿岩套岩系构成的山系和推覆构造而形成的山系。
陆上的活动褶曲构造山系常呈弧形展布，延伸数百公里，弧形山地的弧顶突出方向表示推挤作用力的方向。
有些弧形山地不仅地层发生弯曲，而且常有层间褶曲构造山的外侧形成的剪切断层，一端是左旋运动，一端是右旋运动。
例如宁夏南部的褶曲山地就具有上述特征，弧形山地的弧顶向东北方向突出，弧形山地的曲率由西南向东北方向增大，断裂面大多向西南方向倾，第三纪地层向东北方向推挤或仰冲，断层的力学性质为压性或压扭性，西北段为左旋水平运动（杨景春，1985）。
内陆山前第四系的褶曲变形，一些岛弧中部和沿海地带中部的隆升，而其两侧沉降和发育厚层松散沉积，实际上就是活动背斜构造。
活动拗陷构造地貌通常形成盆地或内海、海峡等。
湖南的洞庭湖盆地、湖北的江汉盆地与江西的鄱阳湖盆地，盆地内部均有深厚的第四系和全新统，盆地中心地带多积水成湖，但湖盆地的边界通常与原断裂构造不相吻合。
所以，上述的三大湖盆地，实际上均是第四纪以来的活动拗陷盆地。
地质力学构造体系的研究，认为中国东部受北西西—南东东向压应力作用，发育了新华夏系构造隆起带与构造沉降带，自东向西第一沉降带为黄海东海盆地，第一隆起带为长白山—辽东半岛—山东半岛，第二沉降带为下辽河—渤海—黄淮平原，第二隆起带为大兴安岭—山西高原等，隆起带与沉降带相间，类似于大范围的褶皱构造体系。
活动断层构造地貌
当断层上升盘剥蚀，顶部较坚硬的岩层被剥蚀后，出露较软岩层，剥蚀速度加快，上升盘逐渐降低和下降盘高度相当。
或者上升盘比下降盘还低，这种断层崖叫断层线崖，又称逆向断层线崖。
逆向断层线崖形成后，若下降盘侵蚀加强，较坚硬岩层被剥蚀，出露较软岩层，剥蚀速度更快，下降盘地面再次比上升盘低，这种断层线崖又称再顺向断层线崖。
山东临沂马陵山，由白垩系红砂岩砂砾岩构成，它被一组北西西向断层右移错开呈四截，相邻的沭河河谷也被错开呈四段。
这地方构造运动十分活跃，马陵山西侧发育了逆掩断层，白垩系向西逆冲掩埋了上更新统岩块碎屑堆积。
活动断块构造包括断块山和断陷盆地，它们的共同点是其一侧或两侧为断层，断崖陡峭，其上升盘成为断块山，其中两侧为活动断层者称地垒（山）；其下降盘为断陷盆地，有的称其为地堑。
断块山和断陷盆地的规模相差悬殊。
秦岭山系实际上是由三条近东西向掀斜断块山系所构成的。
关键词：
新构造运动，活动构造，扩张型活动大陆边缘，大陆裂谷，海槽，褶曲构造山地，拗陷盆地，断块山，断陷盆地，断层崖，断层三角面，错开山脊。
思考题：
对全球地貌格局起主导作用的是内动力作用。
因此，有的学者把主导全球地貌格局的构造运动，称“地貌运动”或“造貌运动”。
那么，你能归纳出地貌运动的几组地貌系统来吗？
23.2重力地貌
坡地上的风化碎屑或不稳定的岩体、土体由于重力作用所形成的各种地貌，称为重力地貌。
它们的形成过程，即块体运动，包括了崩塌、错落、滑坡及蠕动。
有时也把重力地貌称为坡地地貌。
23.2.0重力（坡地）地貌发育机理
23.2.1崩塌和倒石堆
23.2.2滑坡与滑坡体
23.2.3蠕动
23.2.4坡地的演化与坡积物
23.2.0重力（坡地）地貌发育机理
根据坡地物质运动的具体特点及其所塑造的地貌特征，坡地的地貌发育可以分为崩塌、滑坡、蠕动和土溜等，以及多种混合过渡类型。
23.2.1崩塌和倒石堆
发生崩塌的条件：
首先是斜坡过陡，超过坡地物质的自然休止角，并导致大岩块的张裂。
在长江三峡两岸有些地方把上述现象称为裂口山，并把张裂大岩块称为危岩。
崩塌的岩块碎屑在坡麓部位构成的堆积体称倒石堆。
23.2.2滑坡与滑坡体
滑坡是斜坡上的大岩块或大量岩块碎屑顺圆弧形的滑动面整体向下滑移，时速可达百公里以上。
长江流域1200多处滑坡绝大部分分布在深切河谷的两侧。
滑坡的发生发展过程可分为三个阶段：
斜坡表层的蠕动变形阶段，滑动阶段和停息阶
段。
动变形阶段是斜坡表层岩土发生变形和局部滑动，顺原来的断裂、节理、减荷裂隙等发展拉张破裂和造成地表汇水的灌注，它的侵蚀和溶蚀则使拉张破裂不断扩展甚至互相贯连最终成为滑动面
滑动面是滑坡体与该坡地之间的界面，空间状态呈近圆弧形，它的上端出露部分呈围椅状陡壁称后壁，被滑坡体掩埋的部分可以观测到由滑动所产生磨光面、擦痕、粗颗粒物质的定向排列与拖曳现象等。
由于滑坡体各部分的滑移速度及滑移距离不一，所以在滑坡体中常见次滑动面以及由它分隔的滑坡台阶、滑坡体中部与两侧的近于平行的剪切裂隙、两侧边部的放射状裂隙等。
向前冲的滑坡舌遇到阻力而发生变形，在前部形成鼓起来的鼓丘及其与滑坡体前边界弧线近于一致的张裂隙，在鼓丘下部发育微小挤皱，在滑坡体前缘发育挤压裂隙与逆掩破裂构造等。
滑坡体顺滑动面滑移，常具有翻转变形，表现为滑坡台阶面向内倾斜，内侧出现月牙形的洼坑，甚至雨后积水成塘。
实际上，新形成的滑坡体表面裂隙纵横，沟槽交错，支离破碎，加上出露棱角状的碎岩块，简直无法行走。
滑坡类型据滑坡物质分为黄土（粘土）滑坡、碎屑滑坡、基岩滑坡，碎屑滑坡中
包括重力堆积物滑坡、崩坡积物滑坡、残坡积物滑坡、冰碛物滑坡等；
据滑动面与岩层产状、构造面的关系分为顺层（面）滑坡、切层（面）滑坡、构
造面滑坡、不整合面滑坡、顺覆盖堆积层底面的滑坡等
滑坡泥石流化多与滑坡物质易破碎并有较大孔隙裂隙度有关；滑坡的触发因素为暴雨或大量的融冰化雪，使滑坡体含水量剧增直至达到饱水过饱水状态。
1974年9月14日四川南江白梅垭于连续大量降水后发生滑坡泥石流，总体积为700×10４m３，估计最大运动速度为60m/s，运动距离为5km，等效摩擦系数（f，滑坡后缘至堆积前缘两点间的垂直落差和水平距离之比）为0.185，它曾造成195人丧生。
滑坡活动的预测预报：
首先要查明该地是否有古滑坡和老滑坡；
其二是分析滑坡与地层岩性、产状、构造类型与构造活动、地形和工程活动等等的关系，查明滑坡事件发生的自然背景；
其三是查明该地滑坡活动的诱发因素；
其四是对不稳定变形坡安排监测，确定滑坡活动发展的阶段，以及提出滑坡活动预报与临界预报。
由于滑坡有特征性的后壁、近圆弧形的滑动面、滑舌所造成的坡地等高线走向的变异等，要识别古滑坡和老滑坡，以及确定该地滑坡的触发因素等还是比较容易的。
23.2.3蠕动（与土溜）
坡地上的岩屑土粒等在重力作用下顺坡向下的缓慢运动和时停时续运动称为坡地岩屑的蠕动。
蠕动速度为每年几毫米到几十毫米，上部比较快，而下部比较慢，它使坡地上的电线杆、树杆与树根的生长、土墙和篱笆墙、石碑和草皮等发生变形，或顺坡倾斜，或顺坡下移。
第二十三章陆地地貌系统
23.4外动力地貌
23.4.1流水地貌
23.4.2冰川地貌
23.4.3风沙地貌
23.4.4冰缘地貌
外动力地貌概指由太阳辐射能、重力能以及生物活动等所驱动的地球表面的物质运动及其所营造的各种特征性的地形。
地球表面外动力作用下的物质运动可分为：
空气的运动—风、水体的运动—流水、冰体的运动—冰川、岩块碎屑的运动—块体运动和碎屑流等，
甚至进一步细分为：
冻融作用下的物质运动、海岸水体运动、地下水的运动、多种动力混合作用下的物质运动。
各类物质运动均包含能量的转换，起动特定地段岩石风化碎屑物质，使之进入位移运动，最后又陆续停积。
从而，与地球表面不同类型的物质运动相伴生，形成各别的侵蚀—堆积地貌（类型）系统，正如已有的《地貌学》教科书分别列为坡地地貌、河流地貌、冰川地貌、冻土地貌、风成地貌、海岸地貌等。
23.4.1流水地貌
0河流形成与流水作用
1河床地貌
2河谷地貌
3流域地貌
4河口地貌
5干旱区的流水作用
23.4.1流水地貌0河流形成与流水作用
沿地表线形低凹部分集中的经常性或周期性水流称河流。
该线形低凹部分称河谷。
由河流水的作用所塑造的地貌称河流地貌。
河流的侵蚀作用包括：
流动水体对床底有冲蚀作用；流水携带固体颗粒对床底有撞击和磨蚀作用；流水的流速不一产生上举力，能起动床底泥沙随水流动；流水对可溶性物质还具有溶蚀作用。
河流的侵蚀作用，使许多粗细颗粒物质相继离开原来的位置，包括使床底不断加深的深切侵蚀，深切侵蚀不断向上游方向发展的沿程侵蚀或溯源侵蚀，使河岸不断后退或沟谷不断展宽的侧向侵蚀或旁蚀，以及流水在陡坎下形成深潭的掏蚀等等。
流水起动与携运颗粒物质的能力与水流速度有关，理论上水流速度增大1倍，相当于携运颗粒物质增重64倍（M=C·V６）。
被携运的颗粒物质，有的沿床底滚动或滑动称推移质，有的呈跳跃式向下游移动称跃移质，有的悬在水体中随水运动称悬移质。
英格兰泰恩河、俄罗斯伏尔加河、非洲尼日尔河上游、尼日尔河下游、北美密西西比河以及阿尔卑斯山地河流携运的推移质与悬移质泥沙量的百分比分别是8.5∶56.5、0.4∶35.6、6.5∶93.5、5.0∶95、5.1∶94.9、70.0∶30.0（K.J.GregoryandD.E.Walling,1973）
在水流速度变慢的情况下，流水携带的过多的泥沙颗粒又会从水中沉落下来并不断堆积成为冲积物。
由于流水的流速与水量水深、水面宽度、过水断面的形状以及水面坡度和惯性流的作用等有非常密度的关系，因此各项要素的变化，均对流水的侵蚀、携运以及沉积作用有深刻的影响，它们之间的相互关系也称自调节作用。
如河流的弯道水流冲向凹岸，对凹岸有侵蚀作用。
横向环流与凹岸侵蚀
凹岸涌水使凹岸水面高度高于河对岸凸岸水面，于是又产生河水的横向环流，即底流流向凸岸的下游方向并上涌，于是底流携带的泥沙在凸岸边沉落堆积。
凹岸侵蚀后退，凸岸堆积推进，导致弯道向凹岸方向的横向迁移，整个弯道的河段长度增加，水面比降减小，又使水流速度放慢，对凹岸的侵蚀能力下降，凹岸的侵蚀后退速度也越来越慢。
河流水动力与流水侵蚀—携运—堆积的自调节作用，导致河流地貌的发育具有复杂多变和因时因地而异的特点。
23.4.1流水地貌1河床地貌
河床也叫河槽，是指线形低凹（河谷）中被水流淹没的部分。
枯水时期有水流的部分叫枯水河槽，也称基本河槽或主槽；洪水时期被河水淹没部分叫洪水河槽。
横剖面上水与河槽的接触界线称湿周，水面线长称水面宽，水面宽与湿周所包围的断面称水道断面，其中水流速大于零的部分称过水断面，流速等于零的部分叫死水断面，当死水断面面积很小时，可视水道断面为过水断面。
过水断面面积（ω）除以湿周（X）称水力半径，过水断面面积除以水面宽（B）为平均水深（H）。
河床上凹凸不平的岩块、泥沙堆等对于水流所发生的阻碍作用称为河床糙度，绝对糙度是河床表面各凸出部分高出平均平滑曲线的平均值，相对糙度为绝对糙度与平均水深之比。
河槽水动力多以水流速度与流量来表示。
河床地貌实际上是对河床形态、河床结构以及河床演变的描述，河床地貌类型的共同特点是还在经受水流动力的作用而不断地变化。
河床地貌类型
河谷与河床地貌类型
左为河谷横剖面，1河床，2河漫滩，3谷坡，4河流阶地，5谷缘（谷肩），
河床范围内的——为枯水位，超在河漫滩上的—·—·为洪水位
右为河床中的深槽、浅滩、心滩和边滩
深槽是河槽中水深超过平均水深的槽底上的低凹部分。
在从河源到河口的河床最低点连线即河床纵剖面上，深槽表现为一个个彼此隔离的弧形低凹段。
山地河流的深槽深潭多位在槽底的岩性软弱或构造破碎部位，是急流的冲蚀或掏蚀作用所造成的。
长江三峡下段有的深槽槽底已达海拔–11m—–44m。
武夷山九曲溪中有深36m、28m的深潭。
平原河流的深槽多偏在凹岸一侧，由于横向环流中凹岸部位下沉底流对槽底的侵蚀而形成。
凹岸多为侵蚀陡岸岩滩，基岩裸露，汛期淹没砾石滩
浅滩是深槽与深槽之间槽底较浅的部分，铺有沙质堆积。
它是由于两弯道之间的过渡河段，横向环流的更替而削弱了流水的侵蚀与携运能力，产生沙质堆积。
浅滩沙质堆积的表面发育顺行沙波、沙堆与逆行沙波、冲蚀坑等，并使河床糙度也发生相应的变化，沙波的形成与“行”移产生冲积物所具有的斜层理及交错层理。
边滩是凸岸的堆积
心滩是展宽段河床中的堆积
边滩与心滩的共同特点，在成因方面都与水面展宽或横向环流有关；在存在状态方面于枯水期出露为洲并遭受风等其它外动力的侵蚀，洪水期淹没并有泥沙的加积，边线位置时有蚀退或淤进的变化，因而整个心滩或边滩都可能存在平面形状与平面位置的变化，尤其是平面位置向下游方向的迁移；在内部的结构构造方面，①在垂直方向上有沉积粒度的递减，底部为槽底粗颗粒蚀余堆积，中上部为河床沙质沉积。
②在边缘部位发育自然堤或称滨河床沙堤（沙坝）。
它高于滩面数十厘米到数米，向河心一面坡陡而向岸一面坡缓。
它是洪水漫上滩面的时候最早的沉积，沉积量比较丰富，而且有高速水流进行沉积分选，所以平均粒度比滩面堆积要粗。
在不断展宽的凸岸边滩上，数条自然堤向上游方向辐聚构成鬃岗，连同堤间条状低地构成迂回扇。
③在滩面不断淤高过程中发育水平层理，在向一侧增长过程中发育斜层理构造
河床类型按其断面形态可分为由流水深切形成的深切河槽与由冲积物充填的宽浅河槽。
深切河槽深切基岩或较早的堆积层，槽壁陡峭、水深大，多数情况下最大水深偏在河槽的一侧。
长江瞿塘峡深切河槽枯水期平均水深逾66m，槽底起伏约40m，纵剖面线轨迹长度与水平距离之比达3.3左右。
黄河小浪底附近深切河槽中已有厚达百米的砂砾充填。
宽浅河槽河宽远大于水深，
湿周近似于河宽，水力半径与平均水深也相差很小。
河床类型按平面形态分为顺直与顺直微弯、弯曲与自由河曲、分汊与多汊辫状等多种类型。
自由河曲即河槽蜿蜒曲折可自由迂回摆动，如长江下荆江河段，1966年以前R=2.83。
分汊河床即存在心滩心洲而河槽分成两汊，辫状者分为多汊。
布里塞按某河段的分汊部分占该河段总长的百分比进行分汊河槽的分类，分＜5%、5%－34%、35%－65%、
＞65%四个类别。
鹅头型河曲是指分汊的一汊曲折率大于1.5，另一汊不仅同向弧弯，面且曲折率更大，在长江中下游有多处鹅头型河曲。
山地丘陵区的曲流深切称嵌入河曲，按其深切过程中的变化，又分为深切河曲与内生河曲（B.W.Sparks,1972）。
内生嵌入河曲具有边河曲深切边增大曲折率的特点，因而被曲流围绕的高地呈倾斜的檐脊状。
深切河曲在下切过程中曲流的曲式与曲折率基本不变，因而曲流围绕的高地呈屋脊状。
河床地貌与河槽类型的稳定程度取决于流速、流量、含沙量、沉积粒度等许多因素，苏姆等曾归纳河床变化的六种形式：
A.横坝迁移B.交错边滩迁移C.裁弯取直D.切滩
E.曲流迁移F.决口改道
河道横向摆动迁移可分为定向迁移、摆动迁移和周期性摆动等。
个别河段横向摆动速度很快，美国加利福尼亚尼特莱斯科罗拉多河达244m/a，密西西比河一段达48m/a，阿拉斯加霍利克罗斯（HolyCross）育空河达37m/a。
中国有些大河下游表现为“三十年河东，三十年河西”。
几千年来黄河下游发生过26次重大的决口改道，每次决口改道都曾造成极严重的灾难和损失。
河漫滩是边滩心滩被多次洪水淹没、细颗粒沉积淤高，因而越来越少被洪水淹没的河床堆积地貌类型，国外有的学者称为泛滥平原或洪水平原。
河漫滩特点：
①在垂直方向上，除了底部有时为粗粒岩块构成的主流线相蚀余堆积之外，下部物质颗粒较粗，以沙为主是河槽横向迁移过程中的边滩、心滩的扩展及其多条自然堤组成的河床
相堆积，发育斜层理；上部物质颗粒较细以粉沙和细粉沙粘土为主，发育薄水平层理与波状
纹理，称河漫滩相堆积。
这种下粗上细的双层结构，前苏联学者称为二元结构。
②在水平方向上，通常是近河滨一侧稍高而内侧稍低，堆积颗粒也较细，有时其内侧有小沟谷汇水向下游方向注入干流，它常是曲流裁弯取直所选择的途径。
③发生裁弯取直之后的废弃弯道，逐渐被自然堤封口而成为牛轭湖（月亮湖，河迹湖），并发育细颗粒堆积和泥炭等称牛轭湖相堆积。
④在与洪水的关系方面，河漫滩越来越少被洪水淹没。
河漫滩相沉积层的正常厚度应小于洪水位与枯水位的高度差。
河漫滩上喜湿生物繁盛，多已开辟为农田，成为富丽的水乡。
23.4.1流水地貌2河谷地貌
河谷为流水侵蚀形成的线形凹地。
它往往与软弱岩层出露带或各种线性构造相吻合，因此在河谷类型中有所谓向斜谷、背斜谷、次成谷、断层谷以及流向与岩层走向一致的走向谷、与岩层－坡地倾向一致的顺向谷、与岩层倾向相反的逆向谷等等，还有早于该地构造运动业已形成、而与后来的构造运动构造线不相吻合的先成（河）谷；以及在堆积层上发育的河谷，在该地构造抬升之后又切入基岩，并与基岩构造不相吻合的叠置（河）谷等。
此外，还有顺冰川谷、风蚀槽谷、喀斯特地下河谷等发育的河谷。
河流阶地是河谷中沿河分布的、由河流的侵蚀和堆积作用形成的、不再被洪水淹没的阶梯状台地。
河流
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