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刷平衡坡降。凡在长期淤积增坡的地面或河段（Aggading reach），会继续在长期
内淤积增坡，并有进有退地发生溯源淤积，趋向于某一淤积平衡坡降。但在入海
河段，这种长期的淤积增坡被河长增加而不断减坡的作用所抵消，使不断发生淤 积减坡并延伸河口。
推论一、凡原属冲刷减坡地段，若遇地层上升下降、或地形变化，发生侵蚀
基面（Erosion datum）或控制断面降低，则将继续在长期内冲刷减坡，且将增强，
趋向于尽先恢复原来的坡降。
推论二、凡原属淤积地段、若遇地层下降上升，或地形变化，以至侵蚀基面
或控制断面抬高，则将继续在长期内淤积增坡，并有进有退地发生溯源淤积。在
横断面上横流增强，坍岸加烈，河貌趋向于乱流多叉道，叹或蜿蜒曲折加甚。总 的趋向是恢复原来的坡降。
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关于水文地貌演变的力学分析和统计分析 *
降水产生迳流和入渗，从而改变地貌，谓之水文地貌演变。迳流挟带沙流，
冲积成溪沟、自然堤和平原，佐以风化与气流的作用，使地貌演变集中表现于河 槽之变形与位移，谓之河床演变（River process）。
水沙流在运动中产生的剪力带动了河床泥沙一起运动，形成冲刷河床的现象。
有时水沙流中近床部分减缓其流速，以至于静止，形成淤积河床的现象。水沙流、
冲刷或淤积是同时进行的现象。对于这种同时进行着的现象不能说水沙流改变了
河槽形貌，而后者又随后反过来改变水沙流的力学条件，只有对这同时进行着的
现象才能作力学分析。凡在力学分析里，流率 Q、输沙率 G、流速 V、过水断面
A、水面坡降 i、水力半径 R、糙率度 n 诸水力因素，都是指同时刻 t 发生的数值，
位于同一个过水横断面上，其流程为 s。
水沙流在通过一段河道的过程中，上断面接受从上游送下来的质量和能量，
下断面则输出质量和能量，各断面间具有一定水力联系的范围可能很长。中断水
w
力联系的临 界断面都发 生在流速 V 快到 波速 V （V = V ？
gh ； h ？ 水深）的断面
Sc ，在那里以上的断面压力波（即在水介体中的声波）还能反传向上游流速慢于
波速的各断面，而自此以下就只能传向下游急流了。这是在水沙流河段中具有独
立水力系统的下游终点，称为控制断面 control，简称控制。它控制着上游全段各
断面的水力性质，在这控制的下游则对上游不起作用。水沙流出口入湖海处的河
口也是控制，这以下湖海断面深广，其水流条件只对河口控制起直接作用。水沙
流上游终点为另一急流，具有流速大于波速的射流性质，那里发生水击；也可以 就是水源起点。
在这样两终点间的水流沙可以看作是一个独立的水力系统或动力热力体统
system，便于作动力热力分析。进口有水沙入流，出口有水沙出流，全段中途有
蒸发和渗漏、流速沿程递减的泥沙冲淤，它不成为一个封闭的体统。除非计入这
* 1985 年 10 月 24 日
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些水沙流出入率，才可当作封闭体统分析。水流性质属缓流，流速沿程递减的水
面线为壅水线（backwater curve，被误译为回水线）。沿程渐增的为落水线。全程
为急流的水沙流，其流性为射流，水面线也称落水线（dropdown curve），大都发
生在山区陡坡段，同时大都发生冲刷。这里，压力波只向下游传播。
对河流作水力分析，必先划分为壅水线和落水线的不同段落，每线可看作一
个独立的动力热体统。对待每个体统，必须整体地分析：壅水线和沿程增速的
落水线的体统应从控制起向上游推演，射流的落水线则应从控制起向下游推演。
不得割断流线，取其中一段作为单独分析，除非已知这段落的起点和终点断面上 的全部水力因素的演变过程。
控制因流率之大小、水位之高低、与槽形之改变而异，其沿程所在位置 Sc 。
不同的 Sc 将影响段落各断面的水力因素。
河流的水文测验为了直测或推算各断面的水力因素，其施测位置常和水文测
站同设于接近控制的上游，以避免其下游入流变化影响到测站水位 H 和流率 Q 的
一定关系；但这很难做到，特别是在下游大河上。例如黄河从河口上溯，直到孟
津是一条整段的壅水线，中间在小水时虽有狭缩的速流段落，但并无射流发生。
长江从吴淞口上溯，直到小孤山上也是一条整段的壅水线；所谓壅水直达芜湖大
通站，是说那里受潮汐的影响还能读到一厘米的水位涨落，而壅水线是还要上溯
很远的。另方面，在绵长的壅水线上，虽说离控制远处 H…Q 关系仍受到下游出入
流的影响，但在干流上这关系只要河槽不变形常显得相当稳定。人们就说，这是
一定槽形大致控制下的 H…Q 关系（channel control）；根据这个关系也可分析出
上下游各断面的水力关系，不必强求从下游严格的控制算起。
从水力分析，可以得知每一时刻水沙流伴随着冲淤现象的河槽边界，边界的 差异表示河槽的变形和位移。
在水力分析中，参变量是各水力因素，运用的关系式是连续方程，运动方程
和最大能量消散率公式。但是至今未能从理论上用这些方程解析出河槽复杂的变
形和位移。于是只能依靠模型试验，用量纲分析推算。试验结果不仅应能得出某
一时刻的、而且应能得出长时段内随着时程变化的槽形，以应工程设计的要求。
在治河规划里要求的都是通过很长时期——几十年、几百年——的自然水沙流后
河槽将演变成的那个趋向稳定的状态。这就是 Prigogine 提出的任何运动在能量消
散率逐渐随时空减少的过程中趋向于某个最小值而达到稳定的状态。这个“随时
空减少”和最终“达到最小极值”而稳定，每被误解为能量消散率随时随地（空
间）为最小。黄万里 1976 年提出的能量消散率随时随地最大的定律，是对比虚拟
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的、变分性的消散率，而且是取恒等式的。随时随地最大，则其偏微分是趋向于
减少以至某一最小值而稳定。这说明最大能量消散率定律的推论便是 Prigogine
定理。
在这样的试验过程中，给定了入流断面的 Q…t，G…t，……等各因素的时程演
变情况、以及初始的河槽形状，直到控制断面，就会演变出各时刻的槽形。在这
变形过程中，诸方程的参数和槽形都在不断改变中，无异每一时刻所运用的三个
方程及其水力解析结果都是变化着的；这在用计算机解析三种所谓“数学模式”
是难以正确地做到的，因而不得不求诸模型试验，所谓“物理模式”。
这样由无穷个定时刻对一同发生的水力因素组成的、最后累积到趋向某个阶
段的槽形，就是所要寻求的唯一结果。这也可以另外用经验性的关系式得出，就
是水文地貌演变的统计分析法。统计法不计较中途变化的过程，只导出其最后趋
向的结果，经罗致了全部有影响的因素，性质上则和水力分析迥乎不同。
在河川水沙流力学分析中，某断面在一个 Q、G 时程中，在涨股段是冲刷的，
落股时是淤积的，对整个 Q…t，G…t 时程可能总结果是冲深了槽形的；而对于下游
相当距离另一断面则常是淤积起河槽的。接着下一个 Q、G 时程演变，在该上断
面仍会发生涨冲落淤的现象，但整个过程则必相反地改为淤积河槽，而下断面则
表现为冲刷了的槽形。一个一个 Q、G 过程，各断面冲淤轮流地进行着。对于某
断面、某河段冲淤总量长期来说，则在河段属于淤积过程或增坡过程（aggrading
reach）者必定是淤积的；河段属于冲刷或减坡过程（dagrading reach）者必定是
冲刷的。虽其中冲淤率当某一时刻难以定出，但上述定性的结论是可以肯定的。
就是这个简单的道理每为治水工作者们忽视：把淤积河段短时间内发生的涨
股刷槽现象误认为这河段可能治理得长期不淤并做到河槽稳定的设计目标，这样
就导致出错误的治河方略。错误的根源产生于混淆了同时刻的水力分析和长期内 的统计分析。
所以我们制订治河策略，必先辨别清楚，有关河段是属于增坡的，减坡的，
还是近于平衡的（inregime）。在平衡河段里，遇有长期的堆积，例如筑坝抬水后
在壅水未端所堆积的沙石，会使这壅高和河底坡降平行地上升，逐渐使淤积向上
游延伸。在增坡段则最后淤积坡度将更陡于现时的河道底坡。在减坡段内，由于
自然赋与的每单位流程的能量超过挟水沙流所需的能量。淤积上延到一定距离就 停止了。
不少分析河床演变者采取了不合理的途径：（1）抹煞纵坡关键，单纯去分析
河貌平面上是属于弯曲性和分道性；（2）抹煞了下游从控制起向上壅水的作用，
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单纯去分析上游水沙入流的作用；（3）割断了自然水沙流整体的动能热能体统，
取其中一段进行水力分析，或作为模型进行动床试验，在这段落的下游末端人为
地制定了一个按初始槽形的永久不变的控制断面。所有这些错误都起因于混淆了 水力分析和统计分析的根本性差别。
上述以局部断面为控制，取其上一段落作模型试验、以研究河床演变的作法
最为普遍。如图所示，初始河底 Bo Ao Mo 。人们取 Bo Ao 河段作试验，在模型中固
定控制 Ao 点进行试验，水沙流在 Ao 处按一定的 H—Q 关系出流，试验中 Ao 始终
不变。这样得出的河床演变显然不会和由遥远的 Mn 所控制的实际产生的 Bn An 线
吻合。这里人们援用了河槽控制，割断了完整的动力一热力体统，忘记了河槽控 制只适于定床试验，使其结果毫无意义。
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地貌演变与治河原理 *
一、地貌演变总说
河道在没有地层抬升或沉降的情况下，总是上游山区受冲刷而减坡，下游平
原受冲积而淤垫，河道延长而也减坡（degraded reach）。由于冲淤交点随时变化
且不明确，所以中间又加上所谓平衡的一段（reach inregraded）。在下游沉降了的
地区，如黄河三门峡以上一长段，也会有堆积性的增坡段落（aggraded reach）。
所谓冲刷减坡和淤积增坡都是指长期内、几十年的统计结果。在某一时刻，
随着水流的增减，冲刷段也会出现淤积，淤积段也会出现冲刷。
在山区和平原这两种段落上地貌与河床的演变及其治河的方法是不一样的。
总的原则是，冲刷下来的泥沙卵石，要顺势尽量让它下行。除非荒芜山区可以筑
高坝节流发电，拦住了卵石；凡在两岸有冲积平原的河段，若坡降较陡，水流较
大的，可筑活动坝通航、发电、并灌溉；此外，在综合了许多支流的干流上，则
不可筑坝拦沙发电。参考《论三峡大坝对流域自然地理的影响》。
在平原上，河道虽有冲有淤，但长期结果总是淤积的，绝对不可修坝；要尽
量放淤抬高两岸的田地，其次是冲沙出河口，参考《黄万里致陈吉余函》。
在最下游三角洲上必须分流。参考《治理黄河分流策论证》。
（一）地貌演变的过程
关于地貌演变中近海平原的部分，且不从距今一百万年前地质近代史第四纪
冰川流行和真正人类的出现说起，只从距今大约一万年前一次冰期遗留下来的大
陆架开始。那时在冰流退缩过程中世界气温尚有波动。直到近四千年来气温波动
地上升。在华北，万年前海岸靠近太行山，泰山只是海中一岛屿。从太行山和嵩
山出来的河流挟带了泥沙入海，斜铺在山麓大陆架上，泥沙逐渐堆积起来，沉积
物一面堆高，一面延伸。露出海面后形成平原。这是在冰流退缩后的河流冲积过 程（Fluvial process）。
* 1987 年 5 月在华东师范大学河口研究所讲稿。
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河流从山区带下来的冲积物，其冲积性质决定于原始的岩相（Facies）、其地
质构造以及前期的运移介体。在有的地区是上游岩石风化了的砾石沙泥，它们可
能都曾经历过冰川运移（Glacial process）和雪崩运移（Nival process）；在有的地
区是从黄 土层冲积 出来的泥 沙，它们 先前就已 经历过了 风积过程 （ Aeolian
process）。
例如黄河中游广泛覆盖着黄土：西起乌鞘岭，东至太行山，北接长城，南连
秦岭，总面积 28 万平方公里，厚 100 至 300 米不等。其中堆积着不同地质时代的
黄土层，为我国西北沙尘天气所造成。黄河流经这黄土层，挟带了高浓度的泥沙
出来，到孟津以下，泥沙铺积在大陆架上，南北轮流改道，堵塞了淮河和太行山 下来的河道尾闾，形成黄淮海平原。
在一般平原上，水流使堆积物继续沉积，其前峰为河口，同时向海洋延伸， 海岸线也一起前移。这样，平原无止境地前移。
除了上述平原的地表水以外，还有地下水流把土壤中的盐份溶解、化蚀了连
同细泥渗出海外，这也影响了平原地貌的演变，称为潜流冲积过程（Subsurface
process）。
平原上的泥沙在扩散过程中，其海岸受到风浪、潮汐和海流的冲击，偶尔可
能退缩，称为海水冲击过程（Marine Process）。有时发生海漫，使近海区沉积了
大量细泥和海生物贝壳，并在其上游形成海淀、沼泽。
这些是近海平原地貌的演变过程。当前的地貌只是演变过程中的某一阶段。
（二）内陆貌地的演变
在所有上述各种地貌演变过程中，一般以河流冲积过程的作用为最大。在内
陆，由降水产生的地面流侵蚀并切割地面，造成了许多溪沟，再汇集成沟壑而河
流。在这样发育的过程里，地面逐渐括低，沟溪逐渐加深加密，各级大小河流密
布成河网。这些从内陆冲刷出来的泥沙，沉积在原来是海洋的大陆架上，就是沿 海平原造陆的原料。
在内陆河流发育史中，这样的地面切割与泥沙运移原是地貌演变不可抗拒的
过程。没有它，也就没有海洋边上堆积出平原的现实。人类在平原上要比在崎岖
的山谷里或高原上易于生活．所以地质地貌的演变过程对于人类是有利的。例如
人们从西安半坡村的遗迹可以看到 6200 年前我们祖先生活的简陋状况，随后到
4000 年前黄帝走出内陆山区到黄海平原上和蚩尤大战于涿州，那时以后其子孙才
有服装、车马和宫室，文化开始发达起来。
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又在地质历史中地层升降的运动可使内陆水流冲淤的作用局部起变化，原是
地面切割的段落可以改为沉积，在内陆范围内也可形成上部沉积和下部切割，或
上部切割和下部沉积，前者例如黄河潼关以上地堑区的河段。又人类造坝节流， 改变地貌的作用，也使坝上游淤积，坝下游切割。
在地貌发育史中地面的侵蚀与切割使内陆地区沟壑纵横、地形破碎。这种现
象与日俱增，初无止境。在同一块土地上，沟道总长度和河网密度不断增加着。
切割下来的泥沙滑落到沟槽里，有的当场被迳流带走，有的暂时积蓄着．待随后
的迳流移去。所以，决定下游河槽里年输沙量的，是同期的年雨量、年流量及其
时程分布的情况，而并非直接是地面侵蚀和切割的强度，它一般大于迳流输沙的
能力。这就是为什么四十年来黄河流域据称已治理好了百分之十几水土流失面积， 而河中输沙量非但不见减少，却反有增加。
人类利用士地，往往不恰当地安排农、林、牧业，使地面侵蚀、土壤流失加
甚。本世纪来提倡水土保持，采用正确的种植业以减轻面蚀，这是必要的。六十
年前美国罗德明教授、塔德工程师和瑞典爱立森工程师等著文强调黄河流域土壤
侵蚀的严重性，后二人并把其危害作用推广到下游河道的淤积与失治。于是国人
普遍认为，水土保持是根治黄河的方略。黄万里认为，水土保持对于下游是不需
要的，是不能完成的，是经济上不可行的（详见黄：《论治理黄河的方略》）。
（三）平原汇域和派域的地貌演变
从内陆河槽出来的水沙流进人到海边大陆架后，泥沙沉积了下来，堆高成为
平原，同时把河口和海岸线向前推进，扩大了平原。河流在涨水时淹没了两边滩
地，退水时泥沙沉落在滩地上，滩岸边际堆高出一条自然堤，而清水回槽却冲深
了主槽。随后继续退水，主槽仍淤高起来。在特大洪水起涨时可以淹没两边早期
淤成的平原，使平原加高，所以冲积平原的地势总是岸边最高，向离河远处倾斜
下去的。内陆出来的每条河流都是这样。若平原和河槽一�