如题所述
（一）洪流及有关概念
某些沟谷基本上全年干枯无水，仅在暴雨或大量积雪迅速融化后，方形成暂时性的急流，即洪流。洪流发生在较陡峭的斜坡上，水势常较迅猛，流态极不稳定，是一种暴发性的线状流或网状流。当其流入山前或山间平原时，因失去地形的约束，表现为没有固定的流线，成为漫溢的面状径流。洪流在陡坡上形成侵蚀沟；在斜坡下部和坡前平原内，由于流速降低，所携带泥沙堆积下来。洪流的堆积物称为洪积物（Pluvial）。洪积物主要分布在山口和沟口，在洪流流经的沟谷内也有分布。
洪积物形成扇状的堆积地形，称为洪积扇。有时，邻近的洪积扇可以彼此相连，组成复合洪积扇或倾斜的山前洪积平原。在汇入山间河谷的支沟沟口，也常常生成洪积扇。洪积扇和洪积平原都可以由于冲沟下切而形成洪积阶地。
（二）洪流发生的条件
洪流主要是由暴雨引起的，大量冰雪融化也可引起。
陡峭的斜坡地形也是洪流发生的一个基本条件。大量的雨水或融冰、雪水沿陡峭斜坡形成湍急的洪流。
图4-1 坡积裾及坡积物的结构
1—基岩；2—河流冲积物；3—坡积物及坡积裾
由松散堆积物和较松软的基岩构成的陡坡，更有利于洪流的产生。在这种斜坡上，流水很容易切蚀形成沟谷。
干旱和半干旱地区，降水量虽小，但多暴雨，加以温度变化较大，物理风化作用强烈，容易形成大量碎屑物质。许多干旱和半干旱地区都是黄土和其他堆积物聚集的地区。黄土虽然是一种松散堆积物，但由于直立节理发育，却常常可以形成陡坡和悬崖。此外，干旱和半干旱地区植被稀少，也有利于洪流的形成和冲蚀作用的发生。所以，干旱和半干旱地区，是洪流最易发生的地区。
（三）洪流侵蚀地貌
洪流侵蚀地形，可以生成在所有的地形和气候带内。只要地形有一定的坡度，并有低凹处便于集中地表水流均可发生，但是在多暴雨的气候和松散土层的条件下最易形成，在干旱和半干旱区较常见。如在我国西北和华北的黄土地区，其作用非常普遍。洪水侵蚀沟结合风化剥蚀，片状洗刷、滑坡、崩坍、土溜等作用，不断分割并夷平地形，对广阔的河间地区的改造有决定性的作用。
冲沟是一种基本的洪流地形。根据其发展过程可分细沟、冲沟和坳沟。细沟是雨后生成于斜坡上的不稳定形态，在一定的条件下可以发展为冲沟；坳沟则是冲沟的衰老阶段。
在暴雨不断冲刷的影响下，斜坡上的细沟和冲沟过于密集分布，沟间地成为狭窄的刃状形态，称为劣地。劣地主要分布在干旱和半干旱区，是经受了强烈冲刷的标志。
冲沟的生成与降雨性质，地形和岩性有关。在松散土层覆盖的地区，分布在斜坡上的小冲沟多系顺坡冲刷而成。在岩性均一和地形相同的坡面上，冲沟的间距大致相似，其排列形式主要由坡度所决定，一般在＞30°的坡地上多作平行排列；在＜30°尤其是＜20的坡地上，由于冲沟之间易于互相兼并，则多为树枝状的排列，特别是在坡长不一致的情况下，更容易形成树枝状的冲沟网。在基岩出露的地区，冲沟除沿原始凹地生成外，还常沿各种不同的构造线发展，包括断裂、裂隙、岩层层面和不同岩性的接触带等。因此，其延伸方向、排列形式和密度等，往往与地质构造和岩性的特征密切相关。
绝大多数冲沟都不是常年有水，或仅有极小的涓涓细流。一般只是在暴雨或积雪大量融解后才有较大的洪流。这时，水量比较集中，使其具有活跃的侵蚀能力。冲沟侵蚀能力的大小不仅和降雨量和融雪量有关，也与集水面积的大小及集水区的形状有关。
由于冲沟沟床常较其附近的河流水面——地方侵蚀面高，因此下切作用十分活跃。如果冲沟发育在松散土层中，例如在黄土高原，常可形成数十米的深沟。在基岩出露的地区，向下切蚀的速度虽然较慢，其侵蚀作用仍以下切为主，在复杂的地质构造和岩石性质的影响下，沟底往往形成起伏不平的纵剖面。
在黄土或其他松散土层覆盖的地区，冲沟的向源侵蚀作用也很发育，如在黄土区，由于其垂直节理较发育，冲沟的沟头往往形成陡坎。当水流通过时，在陡坎底部掏蚀成壶穴，引起顶部崩坍，而使陡坎不断后退，冲沟不断伸长，有时每年可延伸数米至十余米以上。由于剧烈的下切作用，冲沟的横剖面常呈V形，沟坡常处于不稳定的状态中，滑坡和崩坍都经常发生。
冲沟的形成和发展，使地形遭受强烈的分割，蚕食耕地，破坏道路，对居民点和工程建设都造成危害。同时，它还可以将大量泥砂带入河流，增大河流的含砂量，成为下游河流和水库淤积的主要来源。
冲沟不断下切，可以使沟间地区的地下水面下降，土地日益干燥，当冲沟网密布，将平坦完整的沟间地蚕食分割为许多孤立的丘陵时，这一问题更加严重（图4-2）。但是，在冲沟两侧或其汇合处等地貌部位却往往可以找到含量丰富的地下水，如果冲沟切入地下水十分丰富的含水层，可以经常得到大量补充，在沟底形成较大的径流量，便发展成为河流。
图4-2 陕北黄土高原的冲沟（据陈述彭）
坳沟是冲沟的衰退阶段。在这一阶段，由于径流量供应不足，下切能力逐渐减弱，沟坡冲刷、崩塌、地滑等作用相对突出，使沟坡不断后退，坡度变缓，沟底由于坡积物、崩积物和地滑堆积物的堆积而变得平坦宽阔，沟底和沟坡逐渐生长植物，整个坳沟的横剖面呈“U”字形。继续发展下去，坳沟的沟沿逐渐消失，成为坡度舒缓的凹地。坳谷密布的地区常表现为平缓的波状起伏地形。
（四）洪积地貌及洪积物
洪流虽然挟带了大量碎屑物，但是仍属水流的范畴。洪流的过程十分短暂，在山前和山间平原上，开始是以面状洪流出现，最高洪峰过去以后，很快就分解为散乱的网状水流，随即逐渐干枯消失。所以，在洪积扇的表面，由于后期出现的网状水流的冲刷作用，常遗留有许多散乱的干枯沟谷。这些沟谷的位置和形态都很不稳定，往往经过下一次洪流的冲刷破坏，很快就发生了变化。这是洪积扇和冲积扇的主要区别标志之一。
在山谷内，洪流的动能十分集中，以侵蚀为主，仅在洪峰以后有一些分选性和排列性都很差的泥砂和石块沿途堆积，其中包括一些酷似冰川漂砾的巨大岩块。出山以后，水流分散，流速迅速降低，则以堆积为主。
洪流形成的洪积扇可分为粗粒的锥顶相和细粒的边缘相。锥顶相由洪流出山后迅速停积的大量岩块、岩屑和砾石所组成，分选性很差，孔隙度和透水性较高，层理不清晰，有时具交错层或透镜体，在地貌上形成明显突出于整个洪积扇之上的扇顶锥。边缘相的沉积较细，具斜层理及下粗上细的递变层理，愈向洪积扇的边缘，沉积物的分选性愈好。在干燥或半干燥区，有时混浊的洪流可以在山前平原上泛滥很远，沉积分选性极佳的淤泥或粉砂薄层。淤泥层在曝晒下常出现泥裂，粉砂土则构成了洪积成因的黄土状土层。在洪积扇的外缘，也可形成极细粒的粘土层（图4-3）。
洪积扇表面的网状沟谷内，沉积物较粗，有较好的磨圆性和层理，扁平砾石可作水平或叠瓦式排列。经过下一次洪流，这些网状沟谷很易被新的沉积所填塞，形成长条形的粗粒透镜体，呈辐射状埋藏在洪积扇体之内。
图4-3 洪积扇及洪积物结构图
1—粗粒碎屑沉积物；2—砂及粉砂；3—粘土；4—基岩
整个洪积扇的含水性能都较好，尤以扇顶锥为最佳。在洪积扇由于洪流大规模向下渗透，潜水埋深较大，含量丰富，可作为农灌、工矿和饮用水源，也是山麓地区潜水的主要补给带。它不仅可以补给下游平原，还可继续下渗与深层地下水相通。因此，对洪积扇和冲积扇顶部进行水源保护，防止水质的化学和生物（细菌）污染，是应充分注意的一个问题。
洪积扇的潜水往往在粗、细相接触的扇顶锥边缘出露，成为弧状成串排列的泉或池沼，常是山麓地区主要的潜水溢出带。
