如题所述
（一）冲沟和冲出锥
1.冲沟
冲沟是洪流侵蚀作用形成的沟状侵蚀地貌形态。冲沟形成的初期为细沟和切沟，进一步发展为冲沟，冲沟相对停止发展阶段，叫坳沟（干谷）。它们总称为冲蚀沟（侵蚀沟）或冲沟。
冲沟的形成与发展，一般分为以下几个阶段，它们既是冲沟发育的不同阶段，又是洪流侵蚀地貌的几种常见类型。
细沟和切沟是水流在斜坡上，由面流逐渐汇集的股流，它沿地形低凹处流动并冲蚀地面形成。细沟很浅，约0.1～0.4m，其宽度一般不超过0.5m，深度小于宽度，长度数米至数十米。纵剖面上，沟底与坡面一致（图4-2b）。细沟一经耕犁即消失。细沟进一步发展成为切沟，它下切加深，穿过耕犁层，深度约1～2m，宽度与深度相近。纵剖面上，沟底与坡面不一致，沟床多跌水或陡坎，并有明显沟缘（图4-2c）。
图4-2 沟谷发育阶段示意图
a—纹沟；b—细沟；c—切沟；d—冲沟；1—坡面地形线；2—沟底地形线
当切沟在冲蚀作用下，扩展成较深（数米至数十米）、较长（数十米至数百米）、沟壁和源头都较陡峭且狭窄的长条形沟谷，称为冲沟（图4-2d）。冲构的横剖面呈“V”字形，在纵剖面上，沟底略呈凹形，上陡下缓，与坡面不一致。冲沟具有活跃的冲蚀能力，是冲蚀沟中最常见和最主要的类型。我国黄土高原地区的冲沟最为发育，这里沟壑纵横，地面被切割得支离破碎。严重时造成水土流失，影响农业生产，破坏道路和危害工程建设（图4-3）。当冲沟过度密集，沟与沟之间成为狭窄而孤立的刃状地形，称为劣地。劣地是难于通行和利用的一种地形，黄土区较常见。
图4-3 陕北黄土高原的冲沟
（据陈述彭）
洪流加深冲沟过程中，其深度到达山麓侵蚀基准面的时候，洪流的底蚀作用迅速减弱，冲沟发育相对停止。此时，冲沟壁和沟头的崩塌及面流作用携来的物质，充填沟底，遂形成浅而宽的冲沟，称为坳沟（或坳谷）。坳沟的横剖面具有浅“U”字形，纵剖面呈下凹形曲线。坳沟底接近山麓基准面，所以底部平缓，并有较多堆积物。在坳沟密布地区，常缓岗凹底交替，地形呈波状起伏。
此外，当冲沟一旦切割潜水层时，由于取得地下水的补给或者众多冲沟水流汇集，则可形成常年流水的河谷。
2.冲出锥
冲出锥是暂时性冲沟水流在沟口形成的小型洪积地貌，其面积仅几平方米到几十平方米，比洪积扇规模要小得多。冲出锥比洪积扇坡度陡，一般可达15°～18°，有的可超过20°（图4-4）。冲出锥洪积物以砂砾夹砂土为主，分选差，岩性分异不如洪积扇明显。
图4-4 冲沟口外的冲出锥
（二）洪积扇及洪积物
洪积扇也是洪积作用所形成的堆积地貌形态；构成洪积地貌的堆积物，称为洪积物。
1.洪积扇的形态特征
山地沟谷洪流携带大量碎屑物质，当流出沟口或山前坡麓、平原地带时，因地势突然开阔，水流速度骤减，搬运能力明显下降，遂将搬运物质堆积在沟口附近，形成扇形地貌，称为洪积扇。
（1）洪积扇的分布及形态特征 洪积扇主要分布在干旱与半干旱气候区的山前地带，其面积为几平方千米至数十平方千米，规模大的，其扇轴半径可达数十千米；洪积扇的扇面倾角为5°～10°，近山口较陡，至边缘渐减缓，扇顶部至边缘高差可达150～300m。山麓地带相邻洪积扇不断扩大，彼此可以毗连成辽阔的山前洪积平原。这在我国的天山、祁连山、大青山、贺兰山、太行山、苍山等地的山前地带均有广泛分布。图4-5是青海茫崖山前洪积平原。
图4-5 山前洪积平原
（青海茫崖地区航空照片，原南京地校，1979）Ⅰ—褶皱山区；Ⅱ—山前洪积平原；
1、2、3、4—四个洪积扇
（注意洪积扇上的水系特征）
（2）洪积扇发育的影响因素 主要是区域气候变化和新构造运动，对洪积扇发育有很大影响。气候变化表现在洪流流量的改变和搬运物质远近上。气候变湿时，洪流流量增加，可以把大量碎屑物带到更远的地方，洪积扇面积扩展，较粗大的物质可能覆盖在前一时期堆积的较细物质之上。此时，洪积扇坡度也变缓。当气候转变干旱时，则洪积扇范围缩小，粗大的碎屑物只能堆积在山前（山口），坡度也就变得较陡。上述情况也包括洪流季节的始末，因洪流流量不同，以致同一垂直剖面上，出现粗、细物质的相互交替和叠置。
新构造运动对洪积扇的形成与发展起着控制作用。如新构造运动持续上升的山岳和高原地区，其邻近相对下降的山前常形成巨大的洪积平原，洪积物的厚度也随下降幅度增大而增加。如山岳或高原间歇上升，则在山前沟口或坡麓地带，可形成新洪积扇嵌入古洪积扇内部，后者被切割成洪积阶地（图4-6）。下降地段，其堆积作用加强，古ˊ洪积扇面被新的洪积物所掩盖。
图4-6 北山洪积阶地素描
2.洪积物
由洪流作用在山的沟口或山前坡麓所形成的堆积物称为洪积物。它在地貌上常构成洪积扇或冲出锥。洪积物的分选性及磨圆度均较差，远离沟口及山麓其分选程度及磨圆度均渐变好。洪积物一般具不太清晰的层理，它常沿洪积扇的坡度方向倾斜；洪积物的厚度取决于古下伏地形及构造特征，在山前低凹的坳陷带，厚度可达数百米，一般在洪积扇（锥）的顶部，由于逐次堆积的加积作用，其厚度是最厚的，向外围逐渐变薄。
洪积扇的岩相结构 洪积扇在纵剖面方向上，从扇顶至边缘，其堆积的碎屑物表现为由粗变细的水平分带规律（图4-7）。根据岩相，一般可分为扇顶相、扇形相和滞水相。扇顶相以巨粗大砾石为主，并充填杂砂和亚砂土，可见交错层理。随水流向外扩展，其搬运能力有规律地迅速递减，遂堆积稍细的砂、亚砂土夹砂砾，砾石呈叠瓦式排列，这一部分叫做扇形相。至洪积扇边缘，堆积的是更细的亚粘土（或黄土状土）及粘土，从剖面上来看，可见连续的黏性土层与砂层呈犬牙交错的结构，这一部分即为滞水相；当地下水潜流至此时，由于岩性变细受阻，遂抬高水位，溢出成泉或形成沼泽。著名的甘肃酒泉泉群，就是这种成因。在扇缘与平原过渡地带，分布主要为黏性土类的细土物质，该地带俗称为细土平原。其深部可能有好的砂砾层承压水或自流水层。
图4-7 洪积扇的岩相结构示意图
洪积层常因洪流的间歇堆积，即两次洪流之间还可进行风化及成土作用、风积作用和生物作用。以致洪积物可与其他成因类型堆（沉）积物共生。当洪积扇过渡到河谷平原时，其洪积物与长年性河流形成的冲积物不易区分，成为一种混合类型，即洪积-冲积类型。
