辮狀水系高考地理
㈠ 拉薩河的是辮狀水系嗎
習慣意義上雅魯藏布江不能算恆河支流。
恆河進入孟加拉國後，分成多股汊河，其中最東側的帕德馬河河道匯合了布拉馬普特拉河（上游雅魯藏布江），進入印度洋。
然而，事實上，二者匯合前，布拉馬普特拉河的流量>恆河流量，更不要說恆河最東的汊河帕德馬河了，所以就河道主次來說，沒說恆河是雅魯藏布江-布拉馬普特拉河的支流就不錯了，怎麼會反過來呢？
一般習慣上，稱恆河有獨立入海口，但也有部分入海口和雅魯藏布江-布拉馬普特拉河共享。二者沒有從屬關系，在流域研究領域內是分開的。
㈡ 鐵路沿線地貌與第四紀地質特徵
一、雲貴高原西部高山谷地湖盆區
1.大理段
本段由大理站起，至瀾滄江與金沙江兩流域的分水嶺止，大體沿洱海東岸分布。本段地形的最大特點是點蒼山與洱海的明顯對照。前者山峰海拔普遍在4000 m左右，在NNW-SSE向延伸的主脊上有殘余的夷平面保存。點蒼山主峰海拔4122 m，洱海湖面海拔僅約1964 m，二者高差2000 m以上。由於本區的現代雪線大體為海拔4600 m，因而點蒼山峰上並無現代冰川發育，卻可能有更新世冰川作用發生。早在70多年前，德國地理學者W.Credner（1932）就考察過點蒼山的地質地貌。後來，奧地利學者V.Wissmann（1937）提出，點蒼山的「大理冰期」相當於阿爾卑斯山的Wurm冰期。70多年來，這一名稱在中國第四紀冰川研究中一直沿用，但其特徵和年齡卻一直十分含糊。由於該山脈海拔較低，雪線以上的正差即冰川積累區的面積過小，故更新世古冰川作用的規模很小，其遺跡只能保留在山脈上部。近十餘年來，陳欽巒、趙維城（1997）和崔之久等（2006）對點蒼山的「大理冰期」重新進行了研究。在山麓地區，主要以注入洱海的各支溝的洪積物分布最廣，構成了時代與規模不同的幾級洪積台地。
洱海是一個NNW-SSE向延伸的狹長的現代過水湖，彌苴河等河流從四面八方注入其中，而湖水則通過南端的西洱河流入瀾滄江支流漾濞江-黑惠江。因此，在現今湖岸附近地區，很少見到高位湖相沉積。然而，洱海盆地卻是長期下沉的斷陷盆地，充填盆地的鬆散沉積物可能厚達2000 m左右。我們在洱海以南14 km的變電站和松毛坡等地，見到高於湖面210 m以上的上新世—早更新世沖洪積砂礫石與碎石層（上部）與含褐煤的湖相紫色砂與粘土夾礫石層（下部）剖面（照片2-1-1），表明洱海盆地曾經是一個面積比現今大得多的古湖（洱海古湖），後來湖水曾一度明顯下泄。現今在西洱河匯入漾濞江處可以見到多級階地，高處還有幾級谷肩。在注入洱海的彌苴河中上游，也有幾級階地存在。這些均表明，洱海盆地相對於周圍山地，特別是點蒼山的斷陷，幅度是很大的。
2.鶴慶-麗江段
本段由瀾滄江與金沙江兩流域的分水嶺起，至玉龍雪山東南的麗江盆地止，主要由麗江盆地、鶴慶盆地等一系列近SN向延伸的中小型山間斷陷盆地組成。其東、西兩側為近SN向延伸的山樑，西側主要山峰多在海拔3300～4000 m間，東側山峰稍低，多在海拔2500～3300 m間，且北高南低。這些主要山峰起伏和緩、高度相若，有些可能是夷平面的殘余。在本段南部的灰岩分布區，有多級溶蝕台地發育，其上布滿了溶溝、石芽、小型石林、溶蝕窪地、溶蝕漏斗和厚層紅土風化殼等岩溶現象。兩山之間的斷陷盆地也有自北而南降低的趨勢：干海子盆地海拔3000～3200 m；麗江盆地海拔2360～2900 m；鶴慶盆地海拔2180～2260 m；松桂盆地海拔1880～2100 m；西邑盆地海拔2190～2300 m；北衙盆地海拔1840～1900 m。其中，西邑盆地和北衙盆地屬於岩溶盆地。
流經各盆地的幾條河流，往往有先由北向南流，溝通一兩個盆地後，再切穿東面的山地，轉而流向北東，最後注入金沙江河谷的現象。如發源於麗江盆地北部的幾條小河，在盆地南部匯合後，稱漾弓江，在關坡附近切過一條北西西向的橫脊，流到鶴慶盆地，縱向穿過南北走向的狹長的鶴慶盆地後，在東南部切入東部山地，稱東山河，後折而流向北東，稱中江河，在中江街注入金沙江。在本區南部，發源於西邑盆地西南部的鍋廠河由西而東轉而向南西，在北衙盆地北部轉向南東，切過東部山地，改稱落漏河。北衙盆地的流水就是通過盆地南部的地下暗河流入落漏河的支流的。過圍子田村（在此地有典型昔格達組湖相沉積物分布）後折而流向東，在馬家壩附近，轉向北東，其下游屬於永勝段稱枯木河，在赤田以東注入金沙江。
照片2-1 滇藏鐵路沿線第四紀地質現象
本區南部的幾個盆地，為岩溶溶蝕盆地，大部分基岩石灰岩裸露。本區北部的麗江盆地和鶴慶盆地，卻是有巨厚沉積物充填的斷陷盆地，而且是被後期關坡斷裂的近期活動所分開的一個盆地。同樣，干海子盆地也是該統一盆地的一部分，它是被更新世冰川沉積物的堆積而與該盆地主體分開的。
在麗江盆地南段西側，有一個高出盆地面100餘米的蛇山台地（照片2-1-2），由含早更新世哺乳動物群化石的湖相沉積地層蛇山組和含中更新世哺乳動物群化石的湖泊與沖洪積相地層東元橋組所組成（汪新文等，1993）。在鶴慶盆地東北部玉龍縣七河鄉區域和西南部鶴慶縣的南班榜、金山和羊龍潭水庫地區，也有由蛇山組湖相砂與粘土沉積所組成的台地（照片2-1-3），高出盆地面約80m。該台地往往上覆中更新世的洪坡積礫石或碎石層。在流出盆地的東山河谷中，依然有這一台地的殘余。河谷中，可以見到多級基座階地。顯然，曾經統一的麗江-鶴慶古湖或稱蛇山古湖在早更新世期間或稍後被泄空，與前述的洱海古湖及後述的若干古湖的泄空情形大體一致。
肖海豐等（2006）據鶴慶盆地中部縣城西側一深達737.72 m鑽孔（地面標高2190 m）的岩性（720.71 m以下為礫石，694.03～689.33 m間出現大量螺殼，岩性向上明顯變細，顯示盆地開始積水成湖，其間在382.10～358.58 m間和195.65～1689.64 m間出現2層礫石層）和磁性地層測試等結果，認為鶴慶盆地形成於2.78 Ma BP，2.65 Ma BP積水成湖，1.5 Ma BP與0.99 Ma BP左右山盆高差2次加大。上述研究顯然沒有考慮鶴慶古湖周圍台地的存在和古湖泄空的情況。我們認為該鑽孔的地層顯然並非是連續的，應該有數百米的缺失。在其2個礫石層中，至少有1個是古湖被泄空的結果。該礫石層以上的沉積，則是近代鶴慶盆地的沉積。因此，該古湖的起始年齡應比2.78 Ma要早得多。
此外，在松桂鄉北約3 km的松桂盆地北部南王河上源與楓木河上源一分水嶺及其南側，也可見到一套河湖相夾有礫石層的砂與粘土層（照片2-1-4），其底部也為磨圓良好的礫石層，不整合地覆蓋在基岩之上。它們應是松桂古湖的產物，其泄空時間也應在早更新世前後。
二、橫斷山脈南部高山深谷區
1.麗江-香格里拉段
本段由玉龍雪山起，至白茫雪山東麓止，主要由玉龍雪山（與哈巴雪山-沙魯里山脈南延部分）、石鼓-大具的金沙江河谷、大小中甸盆地、中甸盆地以西的雪山和奔子欄段金沙江河谷等一系列近SN向延伸的雪山、盆地與金沙江及其支流河谷所組成。
位於雲南省麗江市及玉龍縣北面的玉龍雪山（主峰扇子陡，海拔5596 m），是我國與歐亞大陸最南有現代冰川發育的雪山。有現代冰川19條，面積11.61 km2。由於高於當地現代雪線（海拔4600～4800 m）的正差較大，我們已發現了4次更新世冰川作用的遺跡。經過在山脈東西兩麓的研究（趙希濤等，1999b，2007b），這4次冰川作用分別是中更新世早期的玉龍冰期、中更新世中期的干海子冰期、中更新世晚期的麗江冰期和晚更新世的大理冰期。其中，中更新世早期的玉龍冰期與中更新世中期的干海子冰期，相當於我國其他地區的倒數第三次冰期，其主要類型為山麓冰川。尤以前者規模最大，可在山麓西側堰塞金沙江河谷。後2個冰期的冰水沉積，則在西麓的3條支溝口，形成了3個較為巨大的扇形台地。
作為麗江市玉龍縣與迪慶藏族自治州香格里拉縣界河的金沙江石鼓-大具段河谷，包括了世界知名的2個河段：石鼓附近的「長江第一灣」和虎跳峽。在石鼓至虎跳峽上峽口間，河谷開闊，其下為深厚的河床覆蓋層，其上發育了4級河流階地，階地的基座，往往是玉龍雪山西麓的冰川與冰水沉積堰塞金沙江所形成的古湖——石鼓古湖的湖相沉積（趙希濤等，2007a）。石鼓段金沙江深厚的河床覆蓋層和大具盆地下渡口西岸早更新世早期金沙江礫石層的發現（趙希濤等，2006），表明該段金沙江早已存在。即使在中晚更新世受到堰塞，也不改其向東奔流的大勢。石鼓古湖約於8萬多年前被外泄。
屬於香格里拉縣的大、小中甸盆地夾於雪山和天寶山之間。雖然這兩座山上並沒有現代冰川發育，但至少可發現2期更新世冰川作用的遺跡存在。前者可說是我國最南的古冰帽，是因為其夷平面保存較好。在中甸盆地東南部的湖相與三角洲相沉積中，發現了豐富的早更新世哺乳動物群化石（馬學平等，2004），表明該盆地至少在早更新世之前已經存在。而U系與光釋光（OSL）年齡測定結果則表明，小中甸古湖也發育於中、晚更新世，約於6萬多年前被外泄，稍晚於石鼓古湖（趙希濤等，2007c）。
雪山是夾於金沙江河谷與大、小中甸盆地之間的一條近SN走向的小山脈，其主要山峰多在海拔4000～4600 m之間。因此，該山雖號稱雪山，只是一年中有較多時間積雪而已，其上並無現代冰川發育。山脈南段古冰帽的存在，是因為其夷平面保存較好的緣故。值得指出的是，宗冠福等（1987）在香格里拉縣尼西鄉的葉卡南溝（金沙江支流岡曲河的一條小支流）由沖溝沉積砂礫石與粘土所組成的階地中，發現了早更新世哺乳動物群的化石：Mymomys henganshanensis，Hyaena licenti，Metailurus?sp.，Canis sp，Equus yunnanensis，Cervus（R.）sp.，Gazella sp.，Bos（Bibos）sp.等（照片2-1-5）。而在這套地層之下，則為受到強烈褶皺變形的湖相砂與粘土沉積，其中含有上新統地層所特有褐煤線。另在與葉卡南溝只有一山之隔的川吉洛瑪河谷中，也發現了一套厚逾500 m、中上部為湖相沉積砂與粘土夾礫石、下部為磨圓較差的厚層礫石層所組成的盆地充填沉積。這2套沉積的底板分別為海拔約2900 m和海拔約2400 m，由於離金沙江遠近的不同，它們已分別高於現代金沙江谷底約400～900 m，已較附近海拔約4200～4400 m的夷平面低了1300～2000 m。
奔子欄段金沙江發育了多級侵蝕階地與多級基座及堆積階地。在奔子欄稍稍下游的角瑪，拔河72.2～101 m的第四級階地的基座也是典型的湖相紋層狀粘土沉積，該粘土樣品的U系法年齡測定結果為82.1～122.0 ka BP。根據其金沙江對岸剖面的研究，該湖相沉積下伏以厚層的崩塌滑坡堆積，顯然是河谷上部陡坡大規模崩滑作用堰塞金沙江的結果（張永雙等，2007）。雖然堰塞的原因有所不同，但其發生的時代卻與石鼓古湖是一致的。
2.德欽段
本段由白茫雪山東麓起，至梅里雪山止，主要由雲嶺山脈、瀾滄江河谷與梅里雪山組成。
雲嶺是橫斷山脈中部寧靜山脈-雲嶺的南段，由北部的察里雪山（主峰尼層拉古，海拔5263 m）、甲午雪山（海拔5140 m）、白茫雪山和其東的雲嶺山（狹義）組成，大體均呈SN走向，地勢北高南低。滇藏鐵路所經的白茫雪山，其最高峰海拔5429.6 m，位於山脈的中北段；而被當地稱為白茫雪山的山脈主峰，其海拔卻只有5133 m。由於本地區的現代雪線為海拔4600～4800 m，而這2座雪山在雪線以上的正差較小，因而沒有現代冰川發育，只在山脈的主要高峰及其周圍的古冰斗或冰圍谷中，一年之中才有較長時間的積雪。然而，更新世古冰川作用的遺跡卻廣泛分布於主要高峰的山麓與溝谷上部，以及白茫雪山埡口地區。同樣，雲嶺山的主要高峰集中於該山的西北部，海拔多在4800～4900 m之間，無名的最高峰海拔僅4906 m，因而也沒有現代冰川發育，其古冰川作用遺跡則主要分布於山脈北麓214國道以南的山麓地帶。根據藏東南和滇西北地區其他雪山的古冰川研究結果，白茫雪山與雲嶺山地區更新世冰川作用大體可化為2～3期，其中倒數第三次冰期可能僅分布於白茫雪山埡口南側及金沙江支流珠巴龍曲上游珠曲上源與其西側第一支溝之間山脊中上部的和緩平台上。倒數第二次冰期是本區分布最廣的更新世冰川作用遺跡，主要以側磧和終磧形式發育於各白茫雪山主要高峰之下的瀾滄江與金沙江上游的溝谷之中，其最低分布位置在白茫雪山埡口西側（照片2-1-6），海拔3800 m，在珠曲上緣西側的兩支溝的匯合處下方為海拔3700 m左右。在雲嶺山東北，倒數第二次冰期的側磧可下達海拔3200 m左右。白茫雪山的側磧普遍高達100～150 m，由3～4道側磧壟組成，其間有側緣溝槽發育，而雲嶺山同一冰期的側磧高度略小，為80～120 m。末次冰期的規模則小得多，在白茫雪山東麓可到達珠曲西側兩條支流的匯合處附近，側磧高約50～80 m。雲嶺山脈北側最大一條側磧僅可進入主溝，其他5～6條支谷中的側磧僅分布或高懸於小支溝中上部，很少接近溝口處，其高度只有20～50 m。
梅里雪山是橫斷山系中他念他翁-怒山山脈南段怒山山脈的一部分，屬於滇藏2省區之間的界山。其最高峰卡瓦格博，海拔6740 m，是雲南省最高峰。因該山脈高於現代雪線的正差很大，因而是橫斷山脈的第二個現代冰川發育中心，圍繞高峰有76條現代冰川發育，面積162.82 km2。其中，位於主峰東坡的最長一條冰川明永冰川，長11.5 km，在橫斷山脈中僅次於貢嘎山東坡的海螺溝冰川（長13.1 km）和磨子溝冰川（長11.6 km），但其冰舌下伸至海拔2700 m處，則是所有冰川中最低的。研究表明，明永冰川的運動速度可達530 m/a左右，遠大於海螺溝冰川的188.8 m/a及我國有記錄的其他冰川。因此，明永冰川是我國現代冰川中運動速度最快者，是確切無疑的海洋性冰川（趙希濤等，1999a）。明永冰川外圍有3期古冰川發育，其中，倒數第二次冰期的冰磧物已伸入明永溝南岸的深切的瀾滄江河谷，並被組成瀾滄江階地的厚層沖積礫石層所覆蓋，現已高出谷底達130 m。而在溝北岸，則可見到拔河可能達300 m的倒數第三次冰期的冰磧或冰水沉積物出露（照片2-1-7）。由於可能為中更新世早期形成的倒數第三次冰期的冰磧或冰水沉積物出露於深切的瀾滄江河谷近底部，因而瀾滄江至少應是早更新世以前形成的河谷。
該段瀾滄江已下切到海拔2000 m左右的高度，已較四周的夷平面低2500 m左右。在深切的谷底下部至少可以發現8級基座階地以及由於冰川沉積或其他崩滑流堆積的堰塞而形成的某些堰塞湖沉積。
3.左貢-八宿段
本段由梅里雪山西麓起，至伯舒拉嶺的安久拉止，主要由怒江及其支流玉曲等河谷與伯舒拉嶺組成。該段怒江深切於伯舒拉嶺與他念他翁山-怒山山脈之間，江底海拔在南部為2000 m左右，而在北部已漸漸上升到近3000 m，表明河流的縱剖面較前述地區為大，而怒江左岸近乎平行南流的最大支流玉曲的縱剖面坡度則更大，其上游部分已變得相當寬淺，與主夷平面的高差已變得很小了。怒江及其主要支流玉曲及八宿所在的支流冷曲都發育了多級河流階地。
除前已敘及的梅里雪山現代冰川特別發育和主峰海拔為6010 m的大米勇和個別海拔超過5600 m的山峰有小型現代冰川分布外，本段的他念他翁山-怒山的許多高峰海拔大多在5000～5600 m之間，只見2期古冰川的遺跡。而在伯舒拉嶺東北坡冷曲上游仲沙附近，我們可以清楚地看到3次更新世冰川作用的遺跡（照片2-1-8）。由於可能為中更新世早期形成的倒數第三次冰期的冰磧出露於怒江支流冷曲上游，因而怒江至少應是早更新世以前形成的河谷。
三、藏南高原東部山原河谷區
1.波密-林芝段
本段由念青唐古拉山東段（也稱伯舒拉嶺）安久拉西麓起，至雅魯藏布江與其支流年楚河匯合處止，主要由雅魯藏布江東部支流帕龍藏布江河谷、岡底斯山脈最東端余脈及年楚河下遊河谷所組成。在雅魯藏布江大拐彎處繞過了喜馬拉雅山東端的南迦巴瓦峰（海拔7782 m）及對岸的加拉白壘峰（也稱比魯，海拔7294 m）。
該段帕龍藏布江已深切於由其北側的伯舒拉嶺和南側的崗日嘎布之間。由於這2座山脈的主要高峰海拔普遍在5500～6500 m之間，阻截了西南季風帶來印度洋的大量水汽，因而成為青藏高原現代冰川最為發育的一個中心，更新世古冰川作用也十分發育（李吉均，1986；鄭本興，2006）。發源於這2座山脈的帕龍藏布各支谷，特別是東段各支谷的倒數第二次冰期的側磧與終磧絕大多數已進入主谷，並往往堰塞了主谷，形成一系列堰塞湖。其中，著名的然烏湖就是堰塞湖之一。有些堰塞湖已被帕龍藏布江後期的切割而消失，有的還有古堰塞湖沉積物殘留。因此，帕龍藏布江東段的河流階地並不發育，只能見到1～2級年輕的低階地。而在帕龍藏布江西段，河流的溯源侵蝕時間較長，才形成了多級河流階地。同樣，由於豐富的降水和冰川沉積物的存在，現代滑坡和泥石流的活動在帕龍藏布及其支流易貢藏布河谷中十分頻繁，且規模極大，對該區的交通和當地居民的生活帶來極大的危害。
在岡底斯山脈最東端余脈，因高峰海拔只在4500～5000 m之間，而夾於喜馬拉雅山東段與念青唐古拉山東段之間地區的雪線已上升到海拔5000～5500 m之間，故沒有現代冰川發育，只能見到古冰川作用的遺跡。
在年楚河下游及其流經的林芝縣的支流河谷中，不僅發育了多級河流階地，也可發現大量厚層典型的湖相沉積物剖面，特別是在林芝以東的雅魯藏布江寬谷東段。前人對河流階地，特別是雅魯藏布江寬谷東段因喜馬拉雅山東段南迦巴瓦峰北坡則隆弄冰川的推進而形成的古堰塞湖的發育有過不少報道（楊逸疇等，1983；劉宇平等，2006）。
2.米林-拉薩段
本段由雅魯藏布江中游夾於岡底斯山脈東段與喜馬拉雅山東段及其以北的「低山丘陵」之間的寬谷段和其支流拉薩河下游的寬谷段所組成。該段雅魯藏布江河谷寬廣，在米林縣普遍達2～4 km，在朗縣以東寬度變窄為1 km以內，在朗縣與加查間又漸展寬至1～2 km，且階地與曲流相當發育；加查至桑日間則為切入岡底斯山脈東段、切割深度逾1500 m的峽谷；桑日以上段河谷復又展寬，在澤當至拉薩河匯合處的曲水間，河床普遍寬4～6 km，辮狀水系極為發育，且可以見到數級階地、古湖相沉積和風沙沉積爬上江邊山丘的現象。
在喜馬拉雅山東段諸高峰北坡有溝谷直接注入雅魯藏布江者，其倒數第二次冰期的側磧與終磧往往能伸出谷口，因而發育於雅魯藏布江河谷中的湖相沉積，也像前述寬谷東段所發現的湖相沉積一樣，大都是古冰川堰塞的結果。而岡底斯山脈東段與喜馬拉雅山東段以北的「低山丘陵」，因山峰的海拔高度多在5500 m左右或低於這一高度，而本區的現代雪線卻上升到5500 m左右，故大都缺乏現代冰川，古冰川作用的規模也很小。
㈢ 辮狀水系的特點
辮流所以有這些特徵主要是因為流量不穩定，暴漲暴落，相對於流量而言，含沙量很大，並且不均一。當洪峰到來時，這種河流迅速拓寬它的河床，並沿許多深泓線堆積，形成水下淺灘。洪峰過後，許多淺灘出露水面，成為沙島；沙島與沙島之間是多股的河道，它們忽分忽合，交織如辮。再次洪水來時，有些沙島不被淹沒，有些被淹沒的可能被水流斜切而過，其上形成新的槽道。這樣，到下一次枯水位時就會看到槽道的分布面目全非，有的槽道作了大幅度的遷移，因此這種河道也稱為游盪型河道。
㈣ 沖積平原上形成辮狀河流的原因
比如冰島，冰島位於版塊工作交接位置，地區多活火山，因為火山爆發後的碳灰沉積於周邊的地基沉降沖積平原中，河流生長發育變成「辮狀水系」，是由於碳灰沉積於地基沉降沖積平原，火山爆發後高溫溶岩將遮蓋在活火山周邊的冰山融化產生水災，含有驅動力的水災趁機而下沖洗路面的碳灰，促使水流量緩減，進而產生「辮狀水系」地形地貌。
產生
辮狀河道產生的最關鍵標準是總流量很不穩定，含沙量大且粒度分布粗而不勻一。後面一種使堤岸易被腐蝕，便於坍塌，更提升了河流的含沙量。這一切都有益於河道的展寬，河流變淡，沉積充沛，河堤遷移。辮狀河流常出現在冰河尾端，由冰河融水組成，或出現在流水不穩定，含沙量大的山區地帶與山前河流上。黃河下游雖生長發育在大平原上卻為典型性的辮狀河，那是由於大河從黃土高原地區得到了很多細沙，而且細沙粒度分布主要是粉細砂、細沙和粗沙，堤岸易蝕而不穩定。大河易淤易徙易決，自古以來早已。因為黃河下遊河道即便在自然條件下，也是高於兩側路面的，因此從衛星影像圖和航空公司相片上面非常容易判斷出黃淮海平原上的大河古河堤來。歷史時期大河曾一度大概以鄭州市為端點作規模性的晃動，有時候擺到山東省往北，有時候擺到山東省南端，它是大夥兒熟識的客觀事實。
河堤的種類指河流流路在平面圖上的圖型，如同大家從上空見到的一樣。河堤種類能夠分成曲流、辮流、分汊和平整4種，在其中曲流與辮流是關鍵的。
㈤ 辮狀水系的定義
辮狀水系指發育在三角洲、沖洪積扇、山前傾斜平原上，由許多汊流構成的水流交錯、形似發辮的水系。
㈥ 辮狀水系的形成
辮狀河道形成的最主要條件是流量很不穩定，含沙量大且粒度粗而不均一。後者使河岸易被侵蝕，易於崩塌，更增加了河水的含沙量。這一切都有利於河床的展寬，河水變淺，堆積旺盛，河道遷徙。辮狀河流常出現在冰川末端，由冰川融水構成，或出現在水流不穩定，含沙量大的山區與山前河流上。黃河下游雖發育在大平原上卻為典型的辮狀河，那是因為黃河從黃土高原獲得了大量泥沙，並且泥沙粒級主要是粉砂、細砂和粗砂，河岸易蝕而不穩定。黃河易淤易徙易決，自古已然。由於黃河下遊河床即使在自然條件下，也是高出兩旁地面的，所以從衛星影像圖和航空照片上都很容易判讀出華北平原上的黃河古河道來。歷史時期黃河曾多次大致以鄭州為頂點作大規模的擺動，有時擺到山東以北，有時擺到山東以南，這是大家熟知的事實。
河道的類型指河流流路在平面上的圖形，就像我們從空中看到的一樣。河道類型可以分為曲流、辮流、分汊和順直4種，其中曲流與辮流是主要的。
㈦ 水系類型和水系分析
水系是非常重要的一種解譯標志。對地形、地貌、岩性、構造解譯都非常有用。水系是多級水道組合而成的水文網,在遙感圖像尤其是近紅外波段的圖像上可以清晰看到。地質解譯時,對末級的支溝、小溪等水文網尤為關注,它們對構造分析與岩性解譯有用。
水系分級按水動力學的最小一級為第一級,支流與支流匯合後,級別的增加為前二條支流級別的代數和,如圖5-3所示。
(一)水系類型
水系類型是指水文網的平面組合形態。水系的發育與地形、地質、氣候有關。水系對新構造活動反映很靈敏。對地質解譯很重要。
1.山區水系類型
圖5-2 不同緯度不同時期的太陽高度角
圖5-3 水系分級示意圖
山區水系多為侵蝕型,主要有下列六種基本類型:①樹枝狀水系(圖5-4,A,B,C,D)。是最常見的侵蝕型水系,發育在各種岩性地區。其形態為樹枝狀,支流的流向自由發展無明顯方向性,並以銳角相交,黃土、頁岩、泥岩等細粒結構岩性地區多為密集型樹枝狀水系;不易風化,裂隙發育的侵入岩、變質岩、砂岩區多為粗疏型樹枝狀水系。樹枝狀水系有一些變種:(a)鉗狀溝頭的樹枝狀水系。為花崗岩類等球形風化明顯地日常見的水系。兩條支流相交時成「鉗狀」。(b)在中等傾斜細粒結構物質組成岩石區,常見似平行狀樹枝狀水系,其支流略有定向的平行排列。②格(z)狀水系。受地質構造(岩層產狀及裂隙)控制發育的水系。支流之間成直角或銳角相交,而形成格狀和棱格狀水系(圖5-4E,F)。「豐」字形水系是又一種變種的格狀水系。它的小支流稀疏、短小,相互平行,主流長直並與支流相互成折角相交。③平行狀水系(圖5-4G)。多條支流相互平行,並以近似的角度與主流相交匯。這類水系常發育在濱海平原,大的沉積裾、褶皺的翼部,掀斜構造的傾斜面上。④放射狀水系與向心狀水系(圖5-4H)。火山錐、小型侵入體剝蝕殘留的孤山、穹窿和短軸背斜發育放射狀水系。當放射狀的支溝向中心匯集時,稱向心狀水系。這是構造盆地,窪地的水系。⑤環狀水系(圖5-4,I)。小水系成環狀、同心環狀。有時構成很好的環狀構造。⑥倒鉤狀水系(圖5-4,J)。其特點是支流與主流以鈍角相交,即主與支流相交的銳角指向與流向相反。這種異常的水系是斷裂控制的典型標志。如雲南小江的一些支流(如尖山溝、泥漿溝、板河)都是以鈍角與小江相匯合。此外還有與岩溶作用有關的星狀水系(圖5-4K),水漬物沉積地區的雜亂無章的水系(圖5-4L)等。
2.平原地區的水系類型:①扇狀水系。常發育在河流入海和湖口處,洪積扇上扇狀水系最為典型(圖5-5,A)。②網狀水系。大河口或河岸平原上常見的水道縱橫,交織成網的水系(圖5-5,B)。③辮狀水系。多沙河流的出山口處或寬闊間歇河河灘上,河槽來回擺動,形如辮狀(圖5-5,C)。④曲流型水系。平原區河彎曲,曲流,古河道,牛軛湖發育(圖5-5,D)。松花江中游、長江湖北荊江段這種水系發育(圖5-5,E)。曲流在地殼抬升的山區,就發展成為深切曲流。北京門頭溝一帶永定河深切曲流,四川一些河流段的深切曲流,都十分典型。
圖5-4 山區水系類型
圖5-5 平原區水系類型
(二)水系分析
1.水系密度分析:①密度大,反映地表逕流發育,支溝密集,土壤與岩石透水性不良,泥岩、頁岩、粘土、粉砂岩區常見。②密度小,表示地表逕流小,岩石裂隙發育,水系長而稀疏。砂岩、石英砂岩發育區常見。③密度中等。是比較多見的水系密度。
2.水系的均勻性,對稱性,方向性分析:水系均勻的地區.表示該區岩性抗風化剝蝕能力和裂隙發育都比較相近,這是大片花崗岩或同一種沉積岩出露區較常見。水系的對稱性反映區域地形或大片成層岩層向一側傾斜。如四川盆地長江以北支流發育,南岸則支流較少,反映盆地北高南低。水系的方向性,主要反映區域山系走向、岩層走向及構造走向。滇西川西損斷山脈的約束,金沙江、瀾滄江等平行排列,自北向南流。
3.沖溝形態分析。沖溝形態與組成沖溝的物質岩性有關。粘土、粉砂質粘土區的沖溝,溝橫斷面為淺碟形,縱斷面為均勻緩坡。中等粘性、直立裂隙發育的黃土,沖溝斷面為「U」形,溝頭陡立,溝底呈階梯狀的復合坡面。在砂岩、砂礫岩、火成岩發育區,沖溝斷面為「V」形,縱斷面為較均勻陡坡。上述沖溝如果局部有較堅硬岩層出露,則局部發育為瀑布、陡坎。
㈧ 辮狀水系的介紹
辮狀水系又稱辮流。辮流的多分支、寬深比大、彎曲度小、散亂無章、變化迅速的河道。
㈨ 地形地貌解譯
地貌是內外地質營力作用的綜合產物。通常地貌類型可按海拔高度劃分為高山區、中山區、低山區、丘陵區和平原區;也可按成因類型劃分為構造地貌、冰川地貌、流水地貌、火山地貌、岩溶地貌、湖成地貌、風成地貌、海洋地貌等多種類型。結合遙感技術特點，僅對與生態環境關系密切的地貌類型解譯加以簡述。
5.6.1 冰川地貌
冰川地貌是由冰川作用而形成。解譯中主要根據冰川侵蝕、堆積、消融作用形成的特殊地貌形態和印痕在遙感圖像上的影像標志反映解譯和判定。其主要類型有侵蝕山地地貌、冰磧物堆積地貌兩種類型。
5.6.1.1 侵蝕山地地貌類型
它是由冰川流動對地表侵蝕作用而形成的特徵地貌類型。包括冰斗、角峰、韌脊和冰川槽谷。
(1)冰斗
它分布在山坡的頂部，形似一個破口的碗。後緣非常陡峭，底部明顯下凹;前緣有突起的陡坎。在TM圖像上以「馬蹄狀」負地形顯示［圖5.38(a)］。
(2)角峰
冰斗後緣峭壁的後退，使得幾個冰斗所包圍的山峰日趨縮小，最後變成非常尖峭，如形似角狀的山峰。在TM圖像上以三條支脊匯交成山峰顯示［圖5.38(a)］。
(3)韌脊
冰斗側坡後退，使相鄰兩個冰斗之間的山脊變得日益單薄鋒銳，如形似刀刃狀的山脊。在TM圖像上以刀刃狀的山脊顯示［圖5.38(a)］。
(4)冰川槽谷
在冰斗以下，被冰川所佔據的山谷，在寒凍風化與冰川侵蝕的長期作用下，會變成底部寬平，邊坡陡直，橫剖面呈「U」字形的谷地［圖5.38(b)］。
圖5.43 沙山影像
(1)溶蝕漏斗
形成於平緩傾斜的石灰岩層上的圓形或橢圓形窪地［圖5.44(a)］。
(2)溶蝕窪地
它是比溶蝕漏斗規模更大的封閉窪地，並且形態更不規則［圖5.44(b)］。
(3)波立谷
它是比溶蝕窪地規模更大且與地質構造關系更密切的負地形。有的波立谷是斷陷盆地，有的是向斜盆地［圖5.44(c)］。
(4)溶蝕殘山
分布於溶蝕窪地或波立谷地形內的殘余正地形，如塔狀、石筍狀的石山。
在對上述顯露地表的岩溶地貌解譯過程中，可通過TM圖像上顯示出的環形負地形、邊界受斷裂控制的負地形和負地形內發育的殘余正地形等影像標志加以解譯。
㈩ 冰島中的斑狀水系地貌的形成過程
不是「斑狀」是「辮狀」。斑紋的「斑」跟辮子的「辮」有區別，不是同音字。
冰島地處板塊交接部位，境內多火山，由於火山噴發後的火山灰堆積於附近的沉降盆地中，河流發育成為「辮狀水系」，是因為火山灰堆積於沉降盆地，火山噴發後高溫岩漿將覆蓋在火山附近的冰川融化形成洪水，帶有動力的洪水順勢而下沖刷地面的火山灰，使得流速減慢，從而形成「辮狀水系」地貌。
冰島「辮狀水系」地貌
（圖片來自網路，僅供學習參考）