辫状水系高考地理
㈠ 拉萨河的是辫状水系吗
习惯意义上雅鲁藏布江不能算恒河支流。
恒河进入孟加拉国后，分成多股汊河，其中最东侧的帕德马河河道汇合了布拉马普特拉河（上游雅鲁藏布江），进入印度洋。
然而，事实上，二者汇合前，布拉马普特拉河的流量>恒河流量，更不要说恒河最东的汊河帕德马河了，所以就河道主次来说，没说恒河是雅鲁藏布江-布拉马普特拉河的支流就不错了，怎么会反过来呢？
一般习惯上，称恒河有独立入海口，但也有部分入海口和雅鲁藏布江-布拉马普特拉河共享。二者没有从属关系，在流域研究领域内是分开的。
㈡ 铁路沿线地貌与第四纪地质特征
一、云贵高原西部高山谷地湖盆区
1.大理段
本段由大理站起，至澜沧江与金沙江两流域的分水岭止，大体沿洱海东岸分布。本段地形的最大特点是点苍山与洱海的明显对照。前者山峰海拔普遍在4000 m左右，在NNW-SSE向延伸的主脊上有残余的夷平面保存。点苍山主峰海拔4122 m，洱海湖面海拔仅约1964 m，二者高差2000 m以上。由于本区的现代雪线大体为海拔4600 m，因而点苍山峰上并无现代冰川发育，却可能有更新世冰川作用发生。早在70多年前，德国地理学者W.Credner（1932）就考察过点苍山的地质地貌。后来，奥地利学者V.Wissmann（1937）提出，点苍山的“大理冰期”相当于阿尔卑斯山的Wurm冰期。70多年来，这一名称在中国第四纪冰川研究中一直沿用，但其特征和年龄却一直十分含糊。由于该山脉海拔较低，雪线以上的正差即冰川积累区的面积过小，故更新世古冰川作用的规模很小，其遗迹只能保留在山脉上部。近十余年来，陈钦峦、赵维城（1997）和崔之久等（2006）对点苍山的“大理冰期”重新进行了研究。在山麓地区，主要以注入洱海的各支沟的洪积物分布最广，构成了时代与规模不同的几级洪积台地。
洱海是一个NNW-SSE向延伸的狭长的现代过水湖，弥苴河等河流从四面八方注入其中，而湖水则通过南端的西洱河流入澜沧江支流漾濞江-黑惠江。因此，在现今湖岸附近地区，很少见到高位湖相沉积。然而，洱海盆地却是长期下沉的断陷盆地，充填盆地的松散沉积物可能厚达2000 m左右。我们在洱海以南14 km的变电站和松毛坡等地，见到高于湖面210 m以上的上新世—早更新世冲洪积砂砾石与碎石层（上部）与含褐煤的湖相紫色砂与粘土夹砾石层（下部）剖面（照片2-1-1），表明洱海盆地曾经是一个面积比现今大得多的古湖（洱海古湖），后来湖水曾一度明显下泄。现今在西洱河汇入漾濞江处可以见到多级阶地，高处还有几级谷肩。在注入洱海的弥苴河中上游，也有几级阶地存在。这些均表明，洱海盆地相对于周围山地，特别是点苍山的断陷，幅度是很大的。
2.鹤庆-丽江段
本段由澜沧江与金沙江两流域的分水岭起，至玉龙雪山东南的丽江盆地止，主要由丽江盆地、鹤庆盆地等一系列近SN向延伸的中小型山间断陷盆地组成。其东、西两侧为近SN向延伸的山梁，西侧主要山峰多在海拔3300～4000 m间，东侧山峰稍低，多在海拔2500～3300 m间，且北高南低。这些主要山峰起伏和缓、高度相若，有些可能是夷平面的残余。在本段南部的灰岩分布区，有多级溶蚀台地发育，其上布满了溶沟、石芽、小型石林、溶蚀洼地、溶蚀漏斗和厚层红土风化壳等岩溶现象。两山之间的断陷盆地也有自北而南降低的趋势：干海子盆地海拔3000～3200 m；丽江盆地海拔2360～2900 m；鹤庆盆地海拔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属于岩溶盆地。
流经各盆地的几条河流，往往有先由北向南流，沟通一两个盆地后，再切穿东面的山地，转而流向北东，最后注入金沙江河谷的现象。如发源于丽江盆地北部的几条小河，在盆地南部汇合后，称漾弓江，在关坡附近切过一条北西西向的横脊，流到鹤庆盆地，纵向穿过南北走向的狭长的鹤庆盆地后，在东南部切入东部山地，称东山河，后折而流向北东，称中江河，在中江街注入金沙江。在本区南部，发源于西邑盆地西南部的锅厂河由西而东转而向南西，在北衙盆地北部转向南东，切过东部山地，改称落漏河。北衙盆地的流水就是通过盆地南部的地下暗河流入落漏河的支流的。过围子田村（在此地有典型昔格达组湖相沉积物分布）后折而流向东，在马家坝附近，转向北东，其下游属于永胜段称枯木河，在赤田以东注入金沙江。
照片2-1 滇藏铁路沿线第四纪地质现象
本区南部的几个盆地，为岩溶溶蚀盆地，大部分基岩石灰岩裸露。本区北部的丽江盆地和鹤庆盆地，却是有巨厚沉积物充填的断陷盆地，而且是被后期关坡断裂的近期活动所分开的一个盆地。同样，干海子盆地也是该统一盆地的一部分，它是被更新世冰川沉积物的堆积而与该盆地主体分开的。
在丽江盆地南段西侧，有一个高出盆地面100余米的蛇山台地（照片2-1-2），由含早更新世哺乳动物群化石的湖相沉积地层蛇山组和含中更新世哺乳动物群化石的湖泊与冲洪积相地层东元桥组所组成（汪新文等，1993）。在鹤庆盆地东北部玉龙县七河乡区域和西南部鹤庆县的南班榜、金山和羊龙潭水库地区，也有由蛇山组湖相砂与粘土沉积所组成的台地（照片2-1-3），高出盆地面约80m。该台地往往上覆中更新世的洪坡积砾石或碎石层。在流出盆地的东山河谷中，依然有这一台地的残余。河谷中，可以见到多级基座阶地。显然，曾经统一的丽江-鹤庆古湖或称蛇山古湖在早更新世期间或稍后被泄空，与前述的洱海古湖及后述的若干古湖的泄空情形大体一致。
肖海丰等（2006）据鹤庆盆地中部县城西侧一深达737.72 m钻孔（地面标高2190 m）的岩性（720.71 m以下为砾石，694.03～689.33 m间出现大量螺壳，岩性向上明显变细，显示盆地开始积水成湖，其间在382.10～358.58 m间和195.65～1689.64 m间出现2层砾石层）和磁性地层测试等结果，认为鹤庆盆地形成于2.78 Ma BP，2.65 Ma BP积水成湖，1.5 Ma BP与0.99 Ma BP左右山盆高差2次加大。上述研究显然没有考虑鹤庆古湖周围台地的存在和古湖泄空的情况。我们认为该钻孔的地层显然并非是连续的，应该有数百米的缺失。在其2个砾石层中，至少有1个是古湖被泄空的结果。该砾石层以上的沉积，则是近代鹤庆盆地的沉积。因此，该古湖的起始年龄应比2.78 Ma要早得多。
此外，在松桂乡北约3 km的松桂盆地北部南王河上源与枫木河上源一分水岭及其南侧，也可见到一套河湖相夹有砾石层的砂与粘土层（照片2-1-4），其底部也为磨圆良好的砾石层，不整合地覆盖在基岩之上。它们应是松桂古湖的产物，其泄空时间也应在早更新世前后。
二、横断山脉南部高山深谷区
1.丽江-香格里拉段
本段由玉龙雪山起，至白茫雪山东麓止，主要由玉龙雪山（与哈巴雪山-沙鲁里山脉南延部分）、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栏段金沙江河谷等一系列近SN向延伸的雪山、盆地与金沙江及其支流河谷所组成。
位于云南省丽江市及玉龙县北面的玉龙雪山（主峰扇子陡，海拔5596 m），是我国与欧亚大陆最南有现代冰川发育的雪山。有现代冰川19条，面积11.61 km2。由于高于当地现代雪线（海拔4600～4800 m）的正差较大，我们已发现了4次更新世冰川作用的遗迹。经过在山脉东西两麓的研究（赵希涛等，1999b，2007b），这4次冰川作用分别是中更新世早期的玉龙冰期、中更新世中期的干海子冰期、中更新世晚期的丽江冰期和晚更新世的大理冰期。其中，中更新世早期的玉龙冰期与中更新世中期的干海子冰期，相当于我国其他地区的倒数第三次冰期，其主要类型为山麓冰川。尤以前者规模最大，可在山麓西侧堰塞金沙江河谷。后2个冰期的冰水沉积，则在西麓的3条支沟口，形成了3个较为巨大的扇形台地。
作为丽江市玉龙县与迪庆藏族自治州香格里拉县界河的金沙江石鼓-大具段河谷，包括了世界知名的2个河段：石鼓附近的“长江第一湾”和虎跳峡。在石鼓至虎跳峡上峡口间，河谷开阔，其下为深厚的河床覆盖层，其上发育了4级河流阶地，阶地的基座，往往是玉龙雪山西麓的冰川与冰水沉积堰塞金沙江所形成的古湖——石鼓古湖的湖相沉积（赵希涛等，2007a）。石鼓段金沙江深厚的河床覆盖层和大具盆地下渡口西岸早更新世早期金沙江砾石层的发现（赵希涛等，2006），表明该段金沙江早已存在。即使在中晚更新世受到堰塞，也不改其向东奔流的大势。石鼓古湖约于8万多年前被外泄。
属于香格里拉县的大、小中甸盆地夹于雪山和天宝山之间。虽然这两座山上并没有现代冰川发育，但至少可发现2期更新世冰川作用的遗迹存在。前者可说是我国最南的古冰帽，是因为其夷平面保存较好。在中甸盆地东南部的湖相与三角洲相沉积中，发现了丰富的早更新世哺乳动物群化石（马学平等，2004），表明该盆地至少在早更新世之前已经存在。而U系与光释光（OSL）年龄测定结果则表明，小中甸古湖也发育于中、晚更新世，约于6万多年前被外泄，稍晚于石鼓古湖（赵希涛等，2007c）。
雪山是夹于金沙江河谷与大、小中甸盆地之间的一条近SN走向的小山脉，其主要山峰多在海拔4000～4600 m之间。因此，该山虽号称雪山，只是一年中有较多时间积雪而已，其上并无现代冰川发育。山脉南段古冰帽的存在，是因为其夷平面保存较好的缘故。值得指出的是，宗冠福等（1987）在香格里拉县尼西乡的叶卡南沟（金沙江支流冈曲河的一条小支流）由冲沟沉积砂砾石与粘土所组成的阶地中，发现了早更新世哺乳动物群的化石：Mymomys henganshanensis，Hyaena licenti，Metailurus?sp.，Canis sp，Equus yunnanensis，Cervus（R.）sp.，Gazella sp.，Bos（Bibos）sp.等（照片2-1-5）。而在这套地层之下，则为受到强烈褶皱变形的湖相砂与粘土沉积，其中含有上新统地层所特有褐煤线。另在与叶卡南沟只有一山之隔的川吉洛玛河谷中，也发现了一套厚逾500 m、中上部为湖相沉积砂与粘土夹砾石、下部为磨圆较差的厚层砾石层所组成的盆地充填沉积。这2套沉积的底板分别为海拔约2900 m和海拔约2400 m，由于离金沙江远近的不同，它们已分别高于现代金沙江谷底约400～900 m，已较附近海拔约4200～4400 m的夷平面低了1300～2000 m。
奔子栏段金沙江发育了多级侵蚀阶地与多级基座及堆积阶地。在奔子栏稍稍下游的角玛，拔河72.2～101 m的第四级阶地的基座也是典型的湖相纹层状粘土沉积，该粘土样品的U系法年龄测定结果为82.1～122.0 ka BP。根据其金沙江对岸剖面的研究，该湖相沉积下伏以厚层的崩塌滑坡堆积，显然是河谷上部陡坡大规模崩滑作用堰塞金沙江的结果（张永双等，2007）。虽然堰塞的原因有所不同，但其发生的时代却与石鼓古湖是一致的。
2.德钦段
本段由白茫雪山东麓起，至梅里雪山止，主要由云岭山脉、澜沧江河谷与梅里雪山组成。
云岭是横断山脉中部宁静山脉-云岭的南段，由北部的察里雪山（主峰尼层拉古，海拔5263 m）、甲午雪山（海拔5140 m）、白茫雪山和其东的云岭山（狭义）组成，大体均呈SN走向，地势北高南低。滇藏铁路所经的白茫雪山，其最高峰海拔5429.6 m，位于山脉的中北段；而被当地称为白茫雪山的山脉主峰，其海拔却只有5133 m。由于本地区的现代雪线为海拔4600～4800 m，而这2座雪山在雪线以上的正差较小，因而没有现代冰川发育，只在山脉的主要高峰及其周围的古冰斗或冰围谷中，一年之中才有较长时间的积雪。然而，更新世古冰川作用的遗迹却广泛分布于主要高峰的山麓与沟谷上部，以及白茫雪山垭口地区。同样，云岭山的主要高峰集中于该山的西北部，海拔多在4800～4900 m之间，无名的最高峰海拔仅4906 m，因而也没有现代冰川发育，其古冰川作用遗迹则主要分布于山脉北麓214国道以南的山麓地带。根据藏东南和滇西北地区其他雪山的古冰川研究结果，白茫雪山与云岭山地区更新世冰川作用大体可化为2～3期，其中倒数第三次冰期可能仅分布于白茫雪山垭口南侧及金沙江支流珠巴龙曲上游珠曲上源与其西侧第一支沟之间山脊中上部的和缓平台上。倒数第二次冰期是本区分布最广的更新世冰川作用遗迹，主要以侧碛和终碛形式发育于各白茫雪山主要高峰之下的澜沧江与金沙江上游的沟谷之中，其最低分布位置在白茫雪山垭口西侧（照片2-1-6），海拔3800 m，在珠曲上缘西侧的两支沟的汇合处下方为海拔3700 m左右。在云岭山东北，倒数第二次冰期的侧碛可下达海拔3200 m左右。白茫雪山的侧碛普遍高达100～150 m，由3～4道侧碛垄组成，其间有侧缘沟槽发育，而云岭山同一冰期的侧碛高度略小，为80～120 m。末次冰期的规模则小得多，在白茫雪山东麓可到达珠曲西侧两条支流的汇合处附近，侧碛高约50～80 m。云岭山脉北侧最大一条侧碛仅可进入主沟，其他5～6条支谷中的侧碛仅分布或高悬于小支沟中上部，很少接近沟口处，其高度只有20～50 m。
梅里雪山是横断山系中他念他翁-怒山山脉南段怒山山脉的一部分，属于滇藏2省区之间的界山。其最高峰卡瓦格博，海拔6740 m，是云南省最高峰。因该山脉高于现代雪线的正差很大，因而是横断山脉的第二个现代冰川发育中心，围绕高峰有76条现代冰川发育，面积162.82 km2。其中，位于主峰东坡的最长一条冰川明永冰川，长11.5 km，在横断山脉中仅次于贡嘎山东坡的海螺沟冰川（长13.1 km）和磨子沟冰川（长11.6 km），但其冰舌下伸至海拔2700 m处，则是所有冰川中最低的。研究表明，明永冰川的运动速度可达530 m/a左右，远大于海螺沟冰川的188.8 m/a及我国有记录的其他冰川。因此，明永冰川是我国现代冰川中运动速度最快者，是确切无疑的海洋性冰川（赵希涛等，1999a）。明永冰川外围有3期古冰川发育，其中，倒数第二次冰期的冰碛物已伸入明永沟南岸的深切的澜沧江河谷，并被组成澜沧江阶地的厚层冲积砾石层所覆盖，现已高出谷底达130 m。而在沟北岸，则可见到拔河可能达300 m的倒数第三次冰期的冰碛或冰水沉积物出露（照片2-1-7）。由于可能为中更新世早期形成的倒数第三次冰期的冰碛或冰水沉积物出露于深切的澜沧江河谷近底部，因而澜沧江至少应是早更新世以前形成的河谷。
该段澜沧江已下切到海拔2000 m左右的高度，已较四周的夷平面低2500 m左右。在深切的谷底下部至少可以发现8级基座阶地以及由于冰川沉积或其他崩滑流堆积的堰塞而形成的某些堰塞湖沉积。
3.左贡-八宿段
本段由梅里雪山西麓起，至伯舒拉岭的安久拉止，主要由怒江及其支流玉曲等河谷与伯舒拉岭组成。该段怒江深切于伯舒拉岭与他念他翁山-怒山山脉之间，江底海拔在南部为2000 m左右，而在北部已渐渐上升到近3000 m，表明河流的纵剖面较前述地区为大，而怒江左岸近乎平行南流的最大支流玉曲的纵剖面坡度则更大，其上游部分已变得相当宽浅，与主夷平面的高差已变得很小了。怒江及其主要支流玉曲及八宿所在的支流冷曲都发育了多级河流阶地。
除前已叙及的梅里雪山现代冰川特别发育和主峰海拔为6010 m的大米勇和个别海拔超过5600 m的山峰有小型现代冰川分布外，本段的他念他翁山-怒山的许多高峰海拔大多在5000～5600 m之间，只见2期古冰川的遗迹。而在伯舒拉岭东北坡冷曲上游仲沙附近，我们可以清楚地看到3次更新世冰川作用的遗迹（照片2-1-8）。由于可能为中更新世早期形成的倒数第三次冰期的冰碛出露于怒江支流冷曲上游，因而怒江至少应是早更新世以前形成的河谷。
三、藏南高原东部山原河谷区
1.波密-林芝段
本段由念青唐古拉山东段（也称伯舒拉岭）安久拉西麓起，至雅鲁藏布江与其支流年楚河汇合处止，主要由雅鲁藏布江东部支流帕龙藏布江河谷、冈底斯山脉最东端余脉及年楚河下游河谷所组成。在雅鲁藏布江大拐弯处绕过了喜马拉雅山东端的南迦巴瓦峰（海拔7782 m）及对岸的加拉白垒峰（也称比鲁，海拔7294 m）。
该段帕龙藏布江已深切于由其北侧的伯舒拉岭和南侧的岗日嘎布之间。由于这2座山脉的主要高峰海拔普遍在5500～6500 m之间，阻截了西南季风带来印度洋的大量水汽，因而成为青藏高原现代冰川最为发育的一个中心，更新世古冰川作用也十分发育（李吉均，1986；郑本兴，2006）。发源于这2座山脉的帕龙藏布各支谷，特别是东段各支谷的倒数第二次冰期的侧碛与终碛绝大多数已进入主谷，并往往堰塞了主谷，形成一系列堰塞湖。其中，著名的然乌湖就是堰塞湖之一。有些堰塞湖已被帕龙藏布江后期的切割而消失，有的还有古堰塞湖沉积物残留。因此，帕龙藏布江东段的河流阶地并不发育，只能见到1～2级年轻的低阶地。而在帕龙藏布江西段，河流的溯源侵蚀时间较长，才形成了多级河流阶地。同样，由于丰富的降水和冰川沉积物的存在，现代滑坡和泥石流的活动在帕龙藏布及其支流易贡藏布河谷中十分频繁，且规模极大，对该区的交通和当地居民的生活带来极大的危害。
在冈底斯山脉最东端余脉，因高峰海拔只在4500～5000 m之间，而夹于喜马拉雅山东段与念青唐古拉山东段之间地区的雪线已上升到海拔5000～5500 m之间，故没有现代冰川发育，只能见到古冰川作用的遗迹。
在年楚河下游及其流经的林芝县的支流河谷中，不仅发育了多级河流阶地，也可发现大量厚层典型的湖相沉积物剖面，特别是在林芝以东的雅鲁藏布江宽谷东段。前人对河流阶地，特别是雅鲁藏布江宽谷东段因喜马拉雅山东段南迦巴瓦峰北坡则隆弄冰川的推进而形成的古堰塞湖的发育有过不少报道（杨逸畴等，1983；刘宇平等，2006）。
2.米林-拉萨段
本段由雅鲁藏布江中游夹于冈底斯山脉东段与喜马拉雅山东段及其以北的“低山丘陵”之间的宽谷段和其支流拉萨河下游的宽谷段所组成。该段雅鲁藏布江河谷宽广，在米林县普遍达2～4 km，在朗县以东宽度变窄为1 km以内，在朗县与加查间又渐展宽至1～2 km，且阶地与曲流相当发育；加查至桑日间则为切入冈底斯山脉东段、切割深度逾1500 m的峡谷；桑日以上段河谷复又展宽，在泽当至拉萨河汇合处的曲水间，河床普遍宽4～6 km，辫状水系极为发育，且可以见到数级阶地、古湖相沉积和风沙沉积爬上江边山丘的现象。
在喜马拉雅山东段诸高峰北坡有沟谷直接注入雅鲁藏布江者，其倒数第二次冰期的侧碛与终碛往往能伸出谷口，因而发育于雅鲁藏布江河谷中的湖相沉积，也像前述宽谷东段所发现的湖相沉积一样，大都是古冰川堰塞的结果。而冈底斯山脉东段与喜马拉雅山东段以北的“低山丘陵”，因山峰的海拔高度多在5500 m左右或低于这一高度，而本区的现代雪线却上升到5500 m左右，故大都缺乏现代冰川，古冰川作用的规模也很小。
㈢ 辫状水系的特点
辫流所以有这些特征主要是因为流量不稳定，暴涨暴落，相对于流量而言，含沙量很大，并且不均一。当洪峰到来时，这种河流迅速拓宽它的河床，并沿许多深泓线堆积，形成水下浅滩。洪峰过后，许多浅滩出露水面，成为沙岛；沙岛与沙岛之间是多股的河道，它们忽分忽合，交织如辫。再次洪水来时，有些沙岛不被淹没，有些被淹没的可能被水流斜切而过，其上形成新的槽道。这样，到下一次枯水位时就会看到槽道的分布面目全非，有的槽道作了大幅度的迁移，因此这种河道也称为游荡型河道。
㈣ 冲积平原上形成辫状河流的原因
比如冰岛，冰岛位于版块工作交接位置，地区多活火山，因为火山爆发后的碳灰沉积于周边的地基沉降冲积平原中，河流生长发育变成“辫状水系”，是由于碳灰沉积于地基沉降冲积平原，火山爆发后高温溶岩将遮盖在活火山周边的冰山融化产生水灾，含有驱动力的水灾趁机而下冲洗路面的碳灰，促使水流量缓减，进而产生“辫状水系”地形地貌。
产生
辫状河道产生的最关键标准是总流量很不稳定，含沙量大且粒度分布粗而不匀一。后面一种使堤岸易被腐蚀，便于坍塌，更提升了河流的含沙量。这一切都有益于河道的展宽，河流变淡，沉积充沛，河堤迁移。辫状河流常出现在冰河尾端，由冰河融水组成，或出现在流水不稳定，含沙量大的山区地带与山前河流上。黄河下游虽生长发育在大平原上却为典型性的辫状河，那是由于大河从黄土高原地区得到了很多细沙，而且细沙粒度分布主要是粉细砂、细沙和粗沙，堤岸易蚀而不稳定。大河易淤易徙易决，自古以来早已。因为黄河下游河道即便在自然条件下，也是高于两侧路面的，因此从卫星影像图和航空公司相片上面非常容易判断出黄淮海平原上的大河古河堤来。历史时期大河曾一度大概以郑州市为端点作规模性的晃动，有时候摆到山东省往北，有时候摆到山东省南端，它是大伙儿熟识的客观事实。
河堤的种类指河流流路在平面图上的图型，如同大家从上空见到的一样。河堤种类能够分成曲流、辫流、分汊和平整4种，在其中曲流与辫流是关键的。
㈤ 辫状水系的定义
辫状水系指发育在三角洲、冲洪积扇、山前倾斜平原上，由许多汊流构成的水流交错、形似发辫的水系。
㈥ 辫状水系的形成
辫状河道形成的最主要条件是流量很不稳定，含沙量大且粒度粗而不均一。后者使河岸易被侵蚀，易于崩塌，更增加了河水的含沙量。这一切都有利于河床的展宽，河水变浅，堆积旺盛，河道迁徙。辫状河流常出现在冰川末端，由冰川融水构成，或出现在水流不稳定，含沙量大的山区与山前河流上。黄河下游虽发育在大平原上却为典型的辫状河，那是因为黄河从黄土高原获得了大量泥沙，并且泥沙粒级主要是粉砂、细砂和粗砂，河岸易蚀而不稳定。黄河易淤易徙易决，自古已然。由于黄河下游河床即使在自然条件下，也是高出两旁地面的，所以从卫星影像图和航空照片上都很容易判读出华北平原上的黄河古河道来。历史时期黄河曾多次大致以郑州为顶点作大规模的摆动，有时摆到山东以北，有时摆到山东以南，这是大家熟知的事实。
河道的类型指河流流路在平面上的图形，就像我们从空中看到的一样。河道类型可以分为曲流、辫流、分汊和顺直4种，其中曲流与辫流是主要的。
㈦ 水系类型和水系分析
水系是非常重要的一种解译标志。对地形、地貌、岩性、构造解译都非常有用。水系是多级水道组合而成的水文网,在遥感图像尤其是近红外波段的图像上可以清晰看到。地质解译时,对末级的支沟、小溪等水文网尤为关注,它们对构造分析与岩性解译有用。
水系分级按水动力学的最小一级为第一级,支流与支流汇合后,级别的增加为前二条支流级别的代数和,如图5-3所示。
(一)水系类型
水系类型是指水文网的平面组合形态。水系的发育与地形、地质、气候有关。水系对新构造活动反映很灵敏。对地质解译很重要。
1.山区水系类型
图5-2 不同纬度不同时期的太阳高度角
图5-3 水系分级示意图
山区水系多为侵蚀型,主要有下列六种基本类型:①树枝状水系(图5-4,A,B,C,D)。是最常见的侵蚀型水系,发育在各种岩性地区。其形态为树枝状,支流的流向自由发展无明显方向性,并以锐角相交,黄土、页岩、泥岩等细粒结构岩性地区多为密集型树枝状水系;不易风化,裂隙发育的侵入岩、变质岩、砂岩区多为粗疏型树枝状水系。树枝状水系有一些变种:(a)钳状沟头的树枝状水系。为花岗岩类等球形风化明显地日常见的水系。两条支流相交时成“钳状”。(b)在中等倾斜细粒结构物质组成岩石区,常见似平行状树枝状水系,其支流略有定向的平行排列。②格(z)状水系。受地质构造(岩层产状及裂隙)控制发育的水系。支流之间成直角或锐角相交,而形成格状和棱格状水系(图5-4E,F)。“丰”字形水系是又一种变种的格状水系。它的小支流稀疏、短小,相互平行,主流长直并与支流相互成折角相交。③平行状水系(图5-4G)。多条支流相互平行,并以近似的角度与主流相交汇。这类水系常发育在滨海平原,大的沉积裾、褶皱的翼部,掀斜构造的倾斜面上。④放射状水系与向心状水系(图5-4H)。火山锥、小型侵入体剥蚀残留的孤山、穹窿和短轴背斜发育放射状水系。当放射状的支沟向中心汇集时,称向心状水系。这是构造盆地,洼地的水系。⑤环状水系(图5-4,I)。小水系成环状、同心环状。有时构成很好的环状构造。⑥倒钩状水系(图5-4,J)。其特点是支流与主流以钝角相交,即主与支流相交的锐角指向与流向相反。这种异常的水系是断裂控制的典型标志。如云南小江的一些支流(如尖山沟、泥浆沟、板河)都是以钝角与小江相汇合。此外还有与岩溶作用有关的星状水系(图5-4K),水渍物沉积地区的杂乱无章的水系(图5-4L)等。
2.平原地区的水系类型:①扇状水系。常发育在河流入海和湖口处,洪积扇上扇状水系最为典型(图5-5,A)。②网状水系。大河口或河岸平原上常见的水道纵横,交织成网的水系(图5-5,B)。③辫状水系。多沙河流的出山口处或宽阔间歇河河滩上,河槽来回摆动,形如辫状(图5-5,C)。④曲流型水系。平原区河弯曲,曲流,古河道,牛轭湖发育(图5-5,D)。松花江中游、长江湖北荆江段这种水系发育(图5-5,E)。曲流在地壳抬升的山区,就发展成为深切曲流。北京门头沟一带永定河深切曲流,四川一些河流段的深切曲流,都十分典型。
图5-4 山区水系类型
图5-5 平原区水系类型
(二)水系分析
1.水系密度分析:①密度大,反映地表迳流发育,支沟密集,土壤与岩石透水性不良,泥岩、页岩、粘土、粉砂岩区常见。②密度小,表示地表迳流小,岩石裂隙发育,水系长而稀疏。砂岩、石英砂岩发育区常见。③密度中等。是比较多见的水系密度。
2.水系的均匀性,对称性,方向性分析:水系均匀的地区.表示该区岩性抗风化剥蚀能力和裂隙发育都比较相近,这是大片花岗岩或同一种沉积岩出露区较常见。水系的对称性反映区域地形或大片成层岩层向一侧倾斜。如四川盆地长江以北支流发育,南岸则支流较少,反映盆地北高南低。水系的方向性,主要反映区域山系走向、岩层走向及构造走向。滇西川西损断山脉的约束,金沙江、澜沧江等平行排列,自北向南流。
3.冲沟形态分析。冲沟形态与组成冲沟的物质岩性有关。粘土、粉砂质粘土区的冲沟,沟横断面为浅碟形,纵断面为均匀缓坡。中等粘性、直立裂隙发育的黄土,冲沟断面为“U”形,沟头陡立,沟底呈阶梯状的复合坡面。在砂岩、砂砾岩、火成岩发育区,冲沟断面为“V”形,纵断面为较均匀陡坡。上述冲沟如果局部有较坚硬岩层出露,则局部发育为瀑布、陡坎。
㈧ 辫状水系的介绍
辫状水系又称辫流。辫流的多分支、宽深比大、弯曲度小、散乱无章、变化迅速的河道。
㈨ 地形地貌解译
地貌是内外地质营力作用的综合产物。通常地貌类型可按海拔高度划分为高山区、中山区、低山区、丘陵区和平原区;也可按成因类型划分为构造地貌、冰川地貌、流水地貌、火山地貌、岩溶地貌、湖成地貌、风成地貌、海洋地貌等多种类型。结合遥感技术特点，仅对与生态环境关系密切的地貌类型解译加以简述。
5.6.1 冰川地貌
冰川地貌是由冰川作用而形成。解译中主要根据冰川侵蚀、堆积、消融作用形成的特殊地貌形态和印痕在遥感图像上的影像标志反映解译和判定。其主要类型有侵蚀山地地貌、冰碛物堆积地貌两种类型。
5.6.1.1 侵蚀山地地貌类型
它是由冰川流动对地表侵蚀作用而形成的特征地貌类型。包括冰斗、角峰、韧脊和冰川槽谷。
(1)冰斗
它分布在山坡的顶部，形似一个破口的碗。后缘非常陡峭，底部明显下凹;前缘有突起的陡坎。在TM图像上以“马蹄状”负地形显示［图5.38(a)］。
(2)角峰
冰斗后缘峭壁的后退，使得几个冰斗所包围的山峰日趋缩小，最后变成非常尖峭，如形似角状的山峰。在TM图像上以三条支脊汇交成山峰显示［图5.38(a)］。
(3)韧脊
冰斗侧坡后退，使相邻两个冰斗之间的山脊变得日益单薄锋锐，如形似刀刃状的山脊。在TM图像上以刀刃状的山脊显示［图5.38(a)］。
(4)冰川槽谷
在冰斗以下，被冰川所占据的山谷，在寒冻风化与冰川侵蚀的长期作用下，会变成底部宽平，边坡陡直，横剖面呈“U”字形的谷地［图5.38(b)］。
图5.43 沙山影像
(1)溶蚀漏斗
形成于平缓倾斜的石灰岩层上的圆形或椭圆形洼地［图5.44(a)］。
(2)溶蚀洼地
它是比溶蚀漏斗规模更大的封闭洼地，并且形态更不规则［图5.44(b)］。
(3)波立谷
它是比溶蚀洼地规模更大且与地质构造关系更密切的负地形。有的波立谷是断陷盆地，有的是向斜盆地［图5.44(c)］。
(4)溶蚀残山
分布于溶蚀洼地或波立谷地形内的残余正地形，如塔状、石笋状的石山。
在对上述显露地表的岩溶地貌解译过程中，可通过TM图像上显示出的环形负地形、边界受断裂控制的负地形和负地形内发育的残余正地形等影像标志加以解译。
㈩ 冰岛中的斑状水系地貌的形成过程
不是“斑状”是“辫状”。斑纹的“斑”跟辫子的“辫”有区别，不是同音字。
冰岛地处板块交接部位，境内多火山，由于火山喷发后的火山灰堆积于附近的沉降盆地中，河流发育成为“辫状水系”，是因为火山灰堆积于沉降盆地，火山喷发后高温岩浆将覆盖在火山附近的冰川融化形成洪水，带有动力的洪水顺势而下冲刷地面的火山灰，使得流速减慢，从而形成“辫状水系”地貌。
冰岛“辫状水系”地貌
（图片来自网络，仅供学习参考）