黄万里文集-第9部分

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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。若平原和河槽一起淤高，就不会形成悬　河。
那些源远流长的大河把主槽冲得深些，河口向前推得远些。那些源近流短的
小河其主槽浅而高，平原上的河段也短；当汛期冲决岸边改向低处流去，汇入低
槽的大河，成为它的支流，不再迳自入海。许多这种支流汇集，同样还有次一级
的溪沟汇入支流等等。综合起来，形成平原上的河网和汇域。
这样形成的汇域在承受降水时，把降水转为地面迳流和地下潜流，通过河网，
若无支流汇入，总是要沿程淤积的。只有在较多支流来汇，面广流增的条件下，
才可能大量挟沙出海。这还须河口浪潮不强，而岸边海流又强，能把泥沙不断输


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离河口，才可能使大泥沙输入海中，但是干河及其平原仍是慢慢淤高着的。所以，
近海平原及其河槽，长期内总是淤积的，只是快慢有不同罢了，任何治河措施不
可能使河槽的长段长期不淤。在离河口很远的山麓平原，看似河道不冲不淤；但
当特大洪水漫溢两岸，仍不免于淤积，这时堤防可以起到一定的保护平原的作用。
若堤防不决口，两岸不再淤积，而堤内河槽却不断淤高，于是形成悬河。
若内陆出来的水流含沙很浓，进入海边大陆架后，就会淤成一个向上隆起的
圆锥体。在一条河槽里它边流边淤，淤积多了则塞槽决岸，决久则河徙，另开一
道。如此左右轮流，形成圆锥体。体上流派分出，成辐射形，恰和汇域之支流汇
集相反．这种流派的区域可名曰派域。在我国，黄河、珠江是这样的，在美国有
密西西比河，欧洲有莱茵河，非洲有尼罗河。支流和流派合称水系，汇域与派域　合称流域。
黄万里认为，凡在隆凸的圆锥体上，浓饱的水沙流沿着主槽或流派里前进，
沿途坡降渐减，水流只有渗出没有进人，沿途流率亦减，因之流速渐减，淤积是
必然的。在某段落某时段可能发生冲刷或临时平衡，但在整个圆锥体上包括河槽
和派域是不可能不淤积的。近海平原地貌演变就表现在平原增高，河口延伸上。
（四）河口与附近海岸的地貌演变
河口与附近海岸地貌是河流冲积和海水冲击海岸作用下演变的综合结果。此
外，存在着渗流冲积的作用，但影响较小，可略而不论。在演变过程中，从一定
的河口地貌开始，下列一些因素在同一时刻起着作用：一类是河流冲积作用中的

？Q ？q
因素；水沙流率　Q　　与其变率　　 ，含沙浓度　？　与　　　　　，具有一定岩相的泥沙均重
？t ？t
粒径　D　及其分布函数　P（D）；另一类是海水冲击作用中的因素：岸边的定向海流，
风浪的冲击，与潮汐的冲刷。它们可能挟带海中泥沙进入河口港湾，来和河槽下
来的水沙流相撞顶；也能冲击河沙，把泥沙带到海水深处，或沿岸输移后再沉积。
近十余年来地貌学者对世界各大河口进行了分类，出现了不同分类法，附图
是费许欧等（Fisher　W．L，1969）的分类。其中主要分两类：一类是弱潮陆相河
口，以河流的冲积作用为主，海水冲击较弱，河口延伸较快，如我国黄河口、美
国密西西比河口等；一类是强潮海相河口，以浪潮海流起主要作用，河口延伸较
慢，岸边受浪潮海流冲击，如钱塘江口、长江口（见图一　　*　）等。长江入海泥沙
被洋流向北带到苏北海边，建成新的滩涂。




*　　编辑注：此处之图一，及后文之图二、图三和图四，因原稿中已遗失，故本中皆无。
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在水流从河槽里扩散出来的过程中，横断面逐渐放宽，相距平均海平面下的
水深加深，坡底则先减缓而潜入海后加陡。于是断面均速渐减，河口段落淤，其
中在口门附近淤积的称拦门沙。在潮汐上下波动中，涨潮时河口发生倒流，把海
区泥沙引进口内，淤积增多。汐流则使水面对海口落差加大，发生冲刷。出口的
泥沙可被顺着岸边的海流带去，这样河口淤积较少，向海边延伸较慢，其向河上
淤壅水的作用也减轻。总的说来，河口总是淤积的，在弱潮口淤成三角洲，强潮　口淤成三角港。
河口顺着流向可以分为三段：断面　I　一　II，河流上口段；II　一　III　河流河口段
和　III　一　IV　口外海滨，如图二所示。断面　III　就是口门。
河水扩散入海的过程中，河水和海水混和。（1）若两水原来的含沙浓度大致
相同，则悬沙会很快地陆续沉降，在口门处淤起隆突的拦门沙，继来的河水加高
并延伸之。（2）若是高浓度的水沙流进入稀薄的海水，则底沙沿程淤积成坎并向
前推进。（3）若河水较清，当进入较浓的盐水体时，则口门先淤底沙，而细泥悬
以絮凝形式陆续沉降。又海洋中的生物会吸入细泥而吐出团结的泥块沉降下来。
（4）同时海水的异重流形式在河深处沿河底向上游楔入。沉落大陆架的细泥质轻，
易受震动而再浮起。
河口段水沙在海面下河糟里前进之际，当涨水时漫溢两岸，并冲深主槽；落
水时泥沙淤积在滩地上，形成水面下的自然提，而主流则继续前进并沿途落淤。
槽底淤高后，漫溢会集中一处，沿最大的坡降冲出一口，于是改道。水沙流这样
一面前进，一面扩大其范围，形成三角洲，和平原形成过程一样。
但是河口的三角洲同时兼受海潮的袭击：（l　）海岸洋流受着由地球在自转中
因纬度差所产生的加速度（所谓　Coriolis　effect）冲刷并带走三角洲上的泥沙。例
如长江口外的北行海流造成苏北启东、吕四等的土地（图三）。（2）海洋的风浪打
击三角洲，冲去泥沙，其力最强。岸边变形情况见附图四　C。（3）潮汐波动形成
浪花（breakers）冲刷岸边，其力虽小，但其作用是不断有规则地进行着的，详见
附图四　B。虽然潮流可把泥沙冲进河口，但汐流也带出部分泥沙。对建成三角洲
来说，河流出来的水沙是建设性的（constructive　），而海水的袭击则是破坏性的
（destructive）。河口拦门沙在上述各种作用力下有冲有淤地演变着，其过程须按
具体条件分析。总的说来，三角洲是建立起来的，它一面加高，一面向海洋挺进，　造成的平地便是滨海平原。





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二、论长江三峡大坝对流域自然地理的影响　
长江出三峡，从四川挟带了大量的泥沙并冲下了河底的卵石到中下游，在地
质历史上建立了两湖三江冲积平原，而且仍在不断建立着苏北和上海浦东的滩涂；
同时河口向海中延伸，相应地堆积起沙土，抬高着河床和两岸平原。右岸上海浦
东　400　年前海岸线在今钦公塘位置，距今线约　4　公里，平均近期每年涨地　10　米；
公元　1100　年前北宋时，海岸线在老宝山——高桥——横沔——新场，平均每年涨
地　70　米；四、五世纪南北朝时代，海岸线在今上海小沙渡、曹家渡一带，川沙县
全在海外，其时每年涨地　30　　米。左岸苏北造陆较快：70　　年来在地图上即可见到
新增启东、如东、大丰、射阳四县，此外图上各县的沙地大都已成为可耕地，估
计已增地千万亩以上。合计江苏东疆每年造地至少十万亩，这个莫大的财富是长
江从四川等地搬来的。在三峡大坝拦沙后，这些财富将不会如前增长，甚至会受　海流冲击，海岸线可能退缩。
在中游当江水高涨，洞庭、云梦、鄱阳、太湖等湖泊起调节作用时，上游带
下来的有机肥泥普遍施给了各省洼地，不断维持着有利的生态平衡情况。这在筑　坝后就不会再起同样的效用，是不利于农业和渔业的。
建坝后将截断泥沙流一两百年，将永远完全截断卵石流。江河水沙流原是有
利于人类的自然现象，建坝对于长江中下游造陆进展和生态环境起破坏的作用。
这些作用虽不足以成为否定建大坝的自然条件，但应估计其年均经济损失，从经　济效益里扣除，以核算其经济价值。
坝对于中下游防洪和河道治理也有增益的一面：洪水通过水库其峰被抑低，
减轻了中下游堤防的负担；其含沙浓度减少，使坝下河槽淘深，增加了过洪能力。
但因长江流域太大，一次洪水量历时一个月可达一千亿立米以上，而三峡水库蓄
洪量只一百至二百亿立米，所能抑低的洪峰很有限，效果不大。筑坝后开始刷槽
剧烈，随着来沙加多而年趋平衡；因中途支流输入泥水，中下游终将恢复其堆积　性，河道仍需整治。
建坝对于坝上游来说，加大了河深，有利于航运；淹没了村镇田地，使农业
生产减少，这些都可归并入经济帐里，不至于绝对地影响造坝的可行性。致命的
问题发生在库水末端的淤积上，这淤积会逐步向上游干支流漫延，抬高两岸坝田
的洪水位，使淹没频繁，终至于毁没四川坝田，而不得不拆除大坝。
大坝寿命多少年？能运行发电若干年？无法确知。但它有某个年限，是肯定
的。工程存在的年数，具体影响到经济效益，不知其寿命年数，无法核算其经济


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价值和可行性。目前无法确知水库的有效运行年限，由于两种原因，容待细细解
说。
第一，我们目前无法确知沿着江底滚动的卵石每年有多少输出三峡。目前世
界上量测这种底沙（或称推移质泥沙）的输移率尚未合格，况且河床本身也是随
着底沙较慢地移动着的，这种输移率更无法探知。目前只略知在河中流动着的悬
沙输移率，量测较有把握。表一提供中下游仅有的几个测沙水文站的多年平均的
资料，其中不包括底沙输移率，实测到的只占悬沙的百万分之几，但它未能测到　全部，总是占实际运移的很小一部分。
四川干支流当中水、枯水大部时期河水是较清的，也就是悬沙很少，但河床
却是移动着的。特别是在上游河段，透过清流可以看到河槽卵石在向下泻动着。
越靠上游，坡降陡处，50　毫米以上的卵石在下移。只在汛期大流率带动着在大量
悬沙，而浑水下底沙更粗更多。估计川江输沙率中底沙实占不少的成份，都没有
包括在测到的输沙率中，其量无人知晓，也难以约估。这些无法估量的底沙卵石
部分，在建库之后，将没有一颗过坝排出，而沉积在水库末端。

表一 长江水文站　1954～1981　年测得的平均年流量、输沙量（悬沙）

　
水文站 寸滩（重庆） 武陵（乌江） 宜昌 汉口 大通（芜湖） 　　　
集水面积
（万方公里）
86。65
（8。30）
100。55 　　　
平均年流量
（秒立米）
11；100
（1；560）
13；800
22；260
28；000 　　　
平均年输沙量
（亿吨/年）
4。65
（0。313）
5。35
4。31
4。91 　　　
平均含沙浓度
（公斤/立米）
1。32
（0。637）
1。229
0。614
0。557 　


第二，这些沉积在水库末端的卵石夹沙，将从重庆逐年向上游漫延，穿过北
碚、沪州，再向各支流延伸，到汛期洪水位抬高，将泛滥两岸坝田，重新进行造　陆运动。
淤积上延的范围和速度要看原来河床所处的河段。是堆积性的，即增坡段落
（aggraded　reach），则淤积将进行到出现更陡坡降；或是近于平衡的（in　regime），
则淤积将趋向于恢复原来的坡降；或原河段是冲刷性的，即减坡段落（degraded


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reach），则淤积只进行一段便告停止。
从上表可以看出，宜昌至汉口荆江段年输沙量从　5。35　减到　4。31　亿吨，说明这
段是堆积性的。汉口以下长江总是淤积的，长江出峡以后全程是堆积性的，两湖
三江各省平原本是它造成的。寸滩（重庆）到宜昌山峡段年输沙量从　4。65　增加到
5。35　亿吨，六、七百公里间增多了　0。70　亿吨每年，其中包括最大支流乌江来沙每
年有　0。313　　亿吨，剩下　0。387　　亿吨每年，主要是区间的输入沙量，无法量测。若
此量大于　0。387，则山峡段是堆积性的；小于　0。387，则属冲刷性，此差额太小，
殊难判断，只能约估这一长段是近于平衡的。至于重庆以上干支流更难凭测站输
沙率估量，只能从河道地形及水文站水位和流率关系线来确定。干支流在上游，
冲淤段落可能交替出现，须待具体按资料判断。例如岷江出灌口卵石大到半米，
坡降陡到百分之一，每年内外江必须掏挖，从灌县到青神，江身开扩，称为成都
湖峡，是淤积性的，灌县上游总是冲积河段，而青神以下平羌峡冲淤或平衡当待　考查。
重庆宜昌段冲淤既是近乎平衡，则在重庆水库末端的淤积将