李伊菲，石耀霖，張懷

(中國科學院大學地球與行星科學學院 中國科學院計算地球動力學重點實驗室， 北京 100049) (2021年2月8日收稿； 2021年3月23日收修改稿)

高海拔地區(qū)，由于高原內部通常位于地形屏障的背風側，因此具有干旱到半干旱氣候的特征，流域降水較少，盆地演化緩慢，有利于內流盆地的形成[1]。除此之外，在低海拔地區(qū)，也分布著內流盆地。在新近紀晚期和第四紀早期，許多內流盆地已經轉換成了外流盆地[2]，如河套盆地、共和盆地、Mianeh盆地、Ebro盆地[1,3-5]。內流盆地轉換成外流盆地后，給下游帶來了大量的外源流水。內流湖泊外泄在地質上屬于瞬時事件，在相對比較穩(wěn)定的構造演化背景下，會對流域或者盆地的構造演化產生深遠影響。這種地質過程現今仍在進行，例如，青藏高原可可西里卓乃湖在2011年9月潰決后,引發(fā)了學術界關于其流域下游一系列鹽湖發(fā)生順序湖水外泄，逐步貫通，并發(fā)展成為長江支流的可能性的討論[6-7]。

湖水的外流機制分為兩種：可能是內流盆地湖水溢出導致的，也可能是相鄰的河流溯源侵蝕連通內流盆地的結果[8]。伊朗高原的Mianeh盆地在～4—7 Ma是內流盆地，～4—5 Ma存在一個1 km高0.5 km深的Mianeh古湖，高原邊緣的高水位和平緩地形的共同作用導致湖泊溢出，進而導致Qezel Owzan河在～4 Ma的時間開始加速下切，至今切割出一個約1 km深的基巖峽谷[1]。河套盆地在上新世至晚更新世早期是內流盆地，由于下游的原晉陜黃河的溯源侵蝕，切穿了晉陜峽谷北部的分水嶺，溝通了河套盆地。河套盆地與晉陜黃河貫通，快速下切，形成現在的晉陜峽谷[9]。

無論是哪種機制，湖水的外泄都會給下游的河流和流域帶來大量的外源流水，引起流域地貌的重塑。外源流水的注入如何影響流域地貌的形態(tài)和特征？這些特征又受哪些構造、地表過程的影響？為了回答這些問題，本文建立二維地表演化數值模型，對外源流水注入過程對河流地貌的影響進行系統(tǒng)的數值模擬研究。

1 模型與數值方法

1.1 控制方程

外源流水對河流地貌的重塑是外源流水注入過程和河流地貌演化過程共同作用的結果，因此需要模擬外源流水注入過程和地表演化過程兩部分。其中地表演化過程由河流下切過程和山坡擴散過程組成，在構造活動地區(qū)高程變化還受到地殼垂直運動的影響。我們在不規(guī)則的Voronoi多邊形網格上建立了一系列二維有限體積計算格式，對控制方程進行相應離散化并得到數值解[10]。

模型中河流下切過程對地表的侵蝕作用，假設河流下切速率是河道剪應力的冪函數[11]：

(1)

式中：z[L]為基巖高程，t[T]為時間，ke為剪應力系數，τb[M·L-1·T-2]為河道剪應力，τc[M·L-1·T-2]為河流下切剪應力閾值，a是無量綱的指數系數。

在長時間尺度的計算中，假設水流是準穩(wěn)態(tài)的，質量和動量守恒，結合曼寧定律(Manning equation)，可以得到河道剪應力

(2)

其中:ρ是水密度，g是重力加速度，Q[L3·T-1]是水流量，w[L]是河道寬度，S是河道梯度，N是曼寧系數，α和β是無量綱的指數系數。

由于水流量Q的計算代價太大，因此引入水力幾何關系，將計算水流量替換為計算匯流面積[12]

Q=kqAc,

(3)

(4)

其中:kw和kq是帶量綱的系數，b和c是無量綱的指數系數，A[L2]是匯流面積。令τc=0，聯立上述方程可以得到

(5)

山坡上蠕變、雨水飛濺和生物輸運都會引起擴散過程，對凸面山頂的發(fā)育起重要的控制作用[13]。這里，考慮山坡擴散過程產生物質搬運在長時間尺度下的平均作用，采用線性擴散過程來進行模擬[14-15]。

(6)

式中Kd為山坡擴散系數。所有的算例中都取Kd=1×10-2m2·a-1。

將隆升過程簡化為在時空上是不變的，因此給定隆升速率即可對全區(qū)域進行計算。

(7)

式中，U[L·T-1]為流域隆升速率。

1.2 外源流水注入和徑流計算

模型中的徑流包括外源流水注入產生的徑流和研究區(qū)域降水產生的徑流兩部分。我們假設在研究區(qū)域的二維空間上，降水在空間和時間上是均一的。由于自然界中地下水的流動具有隨機性[16]，不考慮地下水和蒸發(fā)對徑流的影響，降水全部轉化成徑流。徑流選擇單向流模型，即水流和水流攜帶的物質流向高程小于本單元且梯度最大的相鄰單元。研究區(qū)域內降水產生的節(jié)點的匯流面積等于上游所有節(jié)點的面積之和。采用CASCADE算法，對徑流流向和節(jié)點的匯流面積進行計算[17]。

Pelletier[18]在討論Grand Canyon晚新生代演化的過程中，假設在湖水外泄前，區(qū)域內沒有下切過程。湖水外泄后，開始下切，來模擬湖水外泄對流域的影響。在我們的模型中，不討論某個具體的流域，也不討論外源流水的來源。而是討論不同的外源流水注入流量和外源流水注入位置對流域的重塑作用。因此，通過給指定單元賦外源流水注入流量的方式來模擬外源流水注入的過程。

假設外源流水的注入口只有一個，研究外源流水對下游流域及相鄰流域的重塑作用?？紤]外源流水注入后對河流地貌在長時間尺度下的影響，假設外源流水注入的過程中的水流仍是準穩(wěn)態(tài)的過程。不考慮外源流水注入后，注入產生的徑流對下游流域的瞬時作用。根據匯流面積A和水流量Q的冪率關系，即式(3)，給定外源流水注入流量對應的匯流面積，在外源流水注入開始后，增加注入位置對應單元的匯流面積后，根據上述匯流面積的計算方法，計算全區(qū)域的匯流面積A。

1.3 模型與初邊值條件

圖1展示了模型的初始和邊界條件，其中黑色和洋紅色線條是初始河網(匯流面積A>1×108m2)，黑色線條是主河道(匯流面積A>1×1010m2)。邊界條件用黑色直線表示，其中虛線表示開放邊界，實線表示封閉邊界。紅色圓點表示供選擇的外源流水注入的位置。初始地形是保持邊界條件不變，給定帶有低緩坡度和隨機擾動的初始地形(0≤z≤5)，對該區(qū)域施加均勻的隆升速率、河流下切系數和山坡擴散系數的情況下，演化1 Ma后得到的2條準垂直于底邊界的山脊山谷。需要注意的是，在后文中討論參數的影響時，每個算例在外源流水注入前后的河流下切系數和隆升速率是不變的。因此，每個算例的初始地形高度可能不同，但是流域的河網分布是相似的。

圖1 模型的初始與邊界條件Fig.1 Initial and boundary conditions

2 模擬結果

我們的模擬，旨在通過對比不同參數演化得到的外源流水注入后河流地貌的演化過程和特征，歸納這種情況下流域襲奪、河流深切的機制和控制因素。算例所用參數參考前人研究成果[13,19-21]，見表1。

表1 數值模型采用的參數Table 1 Parameters used in the numerical experiments

2.1 流域襲奪與河流深切

圖2展示了河流下切系數Kc=1×10-4a-1，擴散系數Kd=1×10-2m2·a-1，外源流水注入流量對應的匯流面積A=3×1011m2，隆升速率U=1×10-3m·a-1，外源流水注入位置為圖中紅點所示的情況下，外源流水注入后下游流域(左側流域)和相鄰流域(右側流域)河流地貌的地形、河流下切速率和分水嶺處河網的演化過程。

圖2 外源流水注入后河流地貌的演化過程Fig.2 Fluvial landscape evolution after the exogenous inflow

結果顯示，外源流水注入后初期，左側連接外源流水注入點和主河道的支流、左側主河道的河流下切速率快速增加(圖2(d))，與外源流水注入點相連的支流迅速轉換為主河道，左側主河道處高程迅速下降，河道被深切(圖2(a))。圖2(g)展示了部分初始分水嶺位置(圖2(d)中黑色方框)的河流下切速率的變化量和河網。其中，背景顏色表示河流下切速率和初始河流下切速率的差值：藍色表示河流下切速率加快，紅色表示河流下切速率減慢。藍綠色表示左側流域的河網，洋紅色表示右側流域的河網，不同顏色河網之間是分水嶺所在位置。演化100 a時，外源流水注入的影響還沒有傳播到分水嶺處(圖2(g))。

隨著左側主河道不斷快速下切，主河道高程下降(圖2(b))，即支流的侵蝕基準點下降。支流與主河道之間的梯度增加，導致山坡處支流的河流下切作用加強，河流下切增強的位置逐漸從主河道位置傳播到山坡的位置(圖2(e))。初始分水嶺左側的山坡加速下切，分水嶺右側流域還沒有被影響(圖2(h))。左側主河道經過調整，高程和梯度降低，河流下切的速率逐漸恢復至外源流水注入前的大小(圖2(e))，主河道高程逐漸趨于平穩(wěn)。

分水嶺左側的山坡受加速的支流下切的影響，高程不斷下降(圖2(c))，導致分水嶺右側的單元的徑流流向從向右流入右側主河道轉為向左，歸為左側流域。左側流域逐漸對右側流域進行襲奪，分水嶺向右移動(圖2(f)和2(i))。同時，右側流域的部分單元逐漸被襲奪到左側流域，促使左側流域山坡處單元的支流流量增加，支流加速下切；右側流域山坡處單元的支流流量減小，河流下切減緩(圖2(i))，單元高程增高，成為新的分水嶺。新的分水嶺形成后，隨著左側流域的不斷擴張，右側流域不斷被襲奪，周而復始，分水嶺不斷向右移動。左側流域逐漸增大，右側流域逐漸減小(圖2(h)和2(i))。

2.2 外源流水注入影響下的河流地貌特征

2.2.1 外源流水注入流量對河流地貌特征的影響

通過改變外源流水注入流量對應的匯流面積，討論外源流水注入流量對河流地貌特征的影響。圖3(a)～3(c)展示了其他參數與算例1相同，外源流水注入流量對應匯流面積增加到A=3×1013m2后，河流地貌的演化結果。外源流水注入流量增加后，左側主河道的河流下切速率增加得更明顯(圖3(a))，主河道被強烈地深切。左側流域襲奪右側流域的速度更快，分水嶺處的河流下切速率的變化量更大(圖3(b))。演化1 Ma后左側流域襲奪了更多的右側流域(圖3(c))。

圖3(d)～3(f)展示了其他參數與算例1相同，當外源流水注入流量對應匯流面積減小到A=3×109m2后，河流地貌的演化結果。外源流水注入給主河道增加的徑流量較小，引起的河流下切作用的增幅也較小(圖3(d))。因此，主河道和兩側山坡間的梯度的增加量較小。與算例1相比，河流下切增強的位置從主河道位置傳播到山坡的速度較慢，105a時還未傳播到分水嶺的位置(圖3(e))。演化1 Ma后分水嶺基本保持在原來的位置，左側流域基本還未開始襲奪右側流域(圖3(f))。

2.2.2 外源流水注入位置對河流地貌特征的影響

通過改變匯流面積的輸入單元，討論外源流水注入位置對河流地貌特征的影響。首先討論外泄位置垂直于主河道流動方向移動的情況。圖4(a)～4(c)展示了其他參數與算例1相同，外源流水注入位置從左側主河道正上方(400,150)轉換到流域左上角(400,200)后河流地貌的演化特征。結果顯示，外源流水注入位置決定了外源流水注入位置附近的河道分布情況，原先的主河道慢慢演化成支流，外源流水注入帶來的大量徑流使原先的支流被快速下切成為主河道(圖4(c))。外泄位置的改變，對外泄位置下游的流域襲奪和河流深切過程影響不大(圖4(a)～4(c))。

接著，討論外泄位置平行于主河道流動方向的情況。圖4(d)～4(i)展示了其他參數與算例4(本節(jié)中上一算例)相同，外源流水注入位置由左側流域左上角(400,200)轉換到流域中部左側(200,200)后，河流地貌的演化特征。外泄位置下游部分(x<200 km)，左側流域襲奪右側流域的過程和算例4基本相同(圖4(d),4(f))。對外源流水注入位置的上游(x>200 km)，主河道沒有直接接收外源流水注入帶來的徑流，因此沒有立刻開始加劇下切。下游主河道被深切后，上游主河道因為和下游主河道間梯度的增加，逐漸開始加劇下切，并向兩側山坡傳播(圖4(d))。由于上游主河道的高程是逐漸降低的，因此和算例1 相比，左側上游流域襲奪右側上游流域的開始時間更靠后，襲奪的速度也更慢(圖4(e))。演化1 Ma后，左側流域襲奪右側流域的面積較算例4較小，上游河流的深切量較小(圖4(f))。

圖3 不同外源流水注入流量下的河流地貌特征Fig.3 Fluvial landscape features with different exogenous inflow discharge

圖4 不同外源流水注入位置下的河流地貌特征Fig.4 Fluvial landscape features with different exogenous inflow position

2.3 地表過程對河流地貌特征的影響

2.3.1 河流下切系數對河流地貌特征的影響

采用不同的河流下切系數，討論河流下切系數對河流地貌特征的影響。結果顯示，河流下切系數減小到Kc=1×10-5a-1后，外源流水注入后，河谷被深切，河流下切加強區(qū)域從主河道向兩側山坡傳播的速度減慢(圖5(a))。算例1中，3×104a時，河流下切增強的區(qū)域已經傳播到分水嶺處(圖2(h))。但在本例中，105a時，河流下切的增強區(qū)域仍未傳播到分水嶺處(圖5(a))，分水嶺位置保持不變(圖5(b))。1 Ma時，左側流域對右側流域的襲奪不明顯，分水嶺位置基本保持不變(圖5(c))。

河流下切系數增大到Kc=3×10-4a-1后，河流下切加強區(qū)域從主河道向兩側山坡傳播的速度增快(圖5(d))。算例1中，105a時，河流下切的增強區(qū)域傳播剛剛越過初始分水嶺(圖2(i))。但在本例中，105a時，河流下切的增強區(qū)域早已越過初始分水嶺(圖5(d)和5(e))。左側流域襲奪右側流域的面積更大，分水嶺位置早已右移(圖5(e))。1 Ma時，左側流域對右側流域的襲奪很明顯(圖5(f))。

2.3.2 隆升速率的影響

此例采用不同的隆升速率，圖6展示了隆升速率U=3×10-3m·a-1和U=3×10-4m·a-1的情況下，河流地貌的演化過程和特征。結果顯示，當隆升速率增加到U=3×10-3m·a-1后，河流下切的加強區(qū)域從主河道向兩側山坡傳播的速度與算例1基本相同，初始分水嶺附近的河流下切的增強和減弱區(qū)域基本一致，河流下切的改變量明顯增加(圖6(a)和6(b))。演化1 Ma后，左側流域對右側流域的襲奪基本一致，區(qū)域高程明顯增加(圖6(c))。

當隆升速率減小到U=3×10-4m·a-1后，河流下切的加強區(qū)域從主河道向兩側山坡傳播的速度與算例1基本相同，初始分水嶺附近的河流下切的增強和減弱區(qū)域基本一致，河流下切的改變量明顯減小(圖6(d)和6(e))。演化1 Ma后，左側流域對右側流域的襲奪基本一致，區(qū)域高程明顯減小(圖6(f))。

圖5 不同河道下切系數下的河流地貌特征Fig.5 Fluvial landscape features with different incision coefficient

圖6 不同隆升速率下的河流地貌特征Fig.6 Fluvial landscape features with the different uplift rate

隆升速率與演化得到的地形高度、局部梯度呈正相關。河流下切過程、山坡擴散過程和局部梯度呈正相關。因此，隆升速率變化時，地表演化過程、流域襲奪過程一起變化。因此，隆升速率影響流域的平均高程和局部梯度，不影響流域襲奪的進程。

3 討論與啟示

3.1 流域襲奪

Whipple等[22]在探討分水嶺遷移時提出了正反饋和負反饋兩套體系。侵略方流域的高侵蝕率驅動了分水嶺的移動，分水嶺移動后，流域面積加大，進而促進了侵略方流域侵蝕率的增加。這種正反饋會促使流域分水嶺不斷移動。負反饋則是指，高侵蝕率驅動分水嶺移動后，河道縱剖面的不均衡增加，產生了局部的隆升和侵蝕間的不平衡，河道剖面調整，使得這種縱剖面的不均衡減小，分水嶺的移動被抑制。我們在這種框架下，通過分析流域襲奪面積隨時間的變化，探討不同因素在外源流水注入引起的流域襲奪過程中，所起的作用和動力學原因。

圖7(a)展示了不同外源流水注入流量下流域襲奪面積隨時間的變化，外源流水注入流量決定了左側流域是否對右側流域襲奪以及襲奪的速度。外源流水注入是直接作用在左側流域主河道上的，直接影響左側主河道的河流下切速率并呈正相關。因此，外源流水注入流量增大，主河道高程降低速率增大。山坡上支流的侵蝕基準點高程下降得更快，引起的支流縱剖面的不均衡更大，支流更快地進行調整，因此流域的襲奪也就更快。同理，當外源流水注入流量較小時，引起的支流縱剖面的不均衡，不足以驅動對相鄰流域的襲奪，則可能導致外源流水注入后對相鄰流域不產生影響。由于外源流水注入流量不直接作用在山坡和支流上，因此河道剖面的不均衡傳遞到分水嶺的時間差異不大。這導致不同外源流水注入流量引起的左側流域開始襲奪的時間差異不大(圖7(a))。

圖7(b)展示了不同外源流水注入位置下流域襲奪面積隨時間的變化，圖中的外泄位置對應的是圖1(b)所示節(jié)點號。當外泄位置在準垂直于主河道的方向上改變時，外源流水注入位置不影響其下游流域是否襲奪相鄰流域、襲奪的速度和開始襲奪的時間。但是，當外泄位置沿主河道方向改變時，外泄位置上游流域的襲奪將會減緩，也造成整體流域的平均襲奪速度減緩。

圖7 不同參數下的襲奪流域面積Fig.7 Captured drainage area with different parameters

圖7(c)展示了不同河流下切系數下流域襲奪面積隨時間的變化，河流下切系數與流域襲奪的速度呈正相關，與流域開始襲奪的時間呈負相關。河流下切系數控制整體流域的河流下切過程。河流下切系數增大，主河道高程降低速率增大，山坡上支流的侵蝕基準點高程下降得更快，引起的支流縱剖面的不均衡增大。由于支流也被更大的河流下切系數控制，因此更快地進行調整以適應縱剖面的不均衡，將其傳遞到初始分水嶺，導致流域襲奪的時間更早。高河流下切系數的算例中，流域襲奪在3×104a左右基本停止，而非無窮無盡地進行下去(圖7(c))，這是因為隆升與侵蝕之間的負反饋機制抑制了流域襲奪的進一步發(fā)展。

圖7(d)展示了不同隆升速率下流域襲奪面積隨時間的變化。隆升速率增加，同時增加地形梯度和高程。河流下切過程、山坡擴散過程都與地形梯度成正比。因此，隆升速率的增加主要影響流域地形高程和梯度。但與流域襲奪的開始時間和流域襲奪的速度無關(圖7(d))。

3.2 低起伏面的形成

Yang等[23]指出，構造變形引起的河流重組可能會導致流域缺失。缺失流域面積的流域河流下切減弱，無法平衡構造隆升，進而會導致低起伏面的形成。在我們的模擬中，外源流水注入后可能會引發(fā)下游流域襲奪相鄰流域，造成相鄰流域的流域面積缺失。因此，我們通過提取模型中的縱剖面，討論外源流水注入會如何影響流域的地形和起伏，以及是否會引起相鄰流域向低起伏面發(fā)展。

圖8(a)和8(b)展示了算例10的初始地形河網和演化1 Ma后的地形河網，外源流水注入位置為圖8(a)和8(b)中點B。在本例中，選擇較高的河流下切系數和外源流水注入流量，因此左側流域對右側流域的襲奪面積較大，右側主河道明顯變短。分別選擇左側流域支流最高點A、外源流水注入點B、右側流域被襲奪過的支流最高點C、右側流域未被襲奪過的支流最高點D(圖8(a)～8(b))。提取節(jié)點A～D到主河道的支流和對應主河道的縱剖面(圖8(c)～8(f))。橫軸表示節(jié)點沿河道到出水口的距離，縱軸表示高程，黑點表示支流和主河道的交匯點，即支流的侵蝕基準點。

圖8(d)代表左側流域接收外源流水注入的支流和主河道。主河道快速地被深切，達到新的平衡。圖8(c)代表左側流域中，除了外源流水注入點連接主河道支流外，其他支流及相連左側主河道的演化結果。左側主河道的快速下切導致支流的侵蝕基準點快速下降，促使支流快速下切。支流的縱剖面上有明顯的因為侵蝕基準點下降導致的裂點，裂點(圖8(c)中綠色點)逐漸沿支流向上游移動，最終達到新的平衡。

圖8 支流和主河道縱剖面Fig.8 Longitudinal profiles of tributaries and main channels

右側流域中未被襲奪的山坡單元(圖8(f))，主河道在右側流域被襲奪前，沒有變化(演化100 a的縱剖面與初始縱剖面重合)。隨著流域不斷被襲奪，右側流域面積缺失，主河道高程逐漸上升，縱剖面的局部梯度逐漸減小(圖8(f))。由此可以推斷，外源流水注入導致的流域襲奪，也可能會導致被襲奪的流域形成低起伏的地形。圖8(e)展示了右側流域中，被左側流域襲奪的支流和主河道的演化過程。右側流域被襲奪前，河道縱剖面的演化過程與圖8(f)相似。被襲奪后，新的支流連通左側高程更低的主河道，支流和主河道間梯度增大，逐漸加速支流的下切(圖8(e))。

3.3 地質啟示

現今的汾河是黃河的一條支流，發(fā)源于寧武縣管涔山脈，流經太原和臨汾盆地，于河津匯入黃河，干流全長694 km[24]，與汾河毗鄰的晉陜黃河北起托克托縣河口鎮(zhèn)，南至河津，全長700多km[25]。張珂[9]指出，新近紀晚期曾有從滹沱盆地南流至晉中盆地的古河，晉陜黃河和汾河曾經長度相近，是呂梁山隆升產生的長度相近的兩條相似的河流，汾河的規(guī)?？赡芨?，最終匯入侯馬、運城及渭河等盆地。托克托臺地位于晉陜峽谷上峽口，蔣復初等[3]認為，河套古湖的湖水于100 kaB. P.開始外泄，河套—晉陜峽谷貫通。湖水迅速下泄到晉陜峽谷中，晉陜河谷迅速下切[9]。河套古湖的湖水下泄，可能促使了晉陜黃河流域對汾河流域的部分襲奪，使原先發(fā)源于滹沱盆地的汾河上游被部分襲奪，汾河長度減小，其演化過程可能與圖8相似。汾河的縱剖面存在明顯的裂點[26]，除構造因素的影響外，可能也與晉陜黃河接收河套古湖湖水后加速下切，汾河的侵蝕基準點下降有關(與圖8(c)中裂點遷移相似)。因此，河套古湖的湖水外泄可能在晉陜黃河和汾河流域的演化過程中，起到了不可忽視的作用。新近紀晚期和現今2條河流的差異，可能與河套古湖湖水下泄有關。

本文主要對山地區(qū)域外源流水對流域地貌產生的影響進行了討論。對平原區(qū)域的河流，由于河道高差降低，河道梯度減小，徑流的增加對河道的下切加速作用沒有山地區(qū)域強。另外，由于徑流速度減慢，因此上游帶來的泥沙無法被徑流快速帶走，而是可能沿程淤積，甚至引發(fā)潰堤。例如歷史上黃河曾經多次奪淮入海：黃河中下游多沙少水的特征導致其奪淮后，不僅給淮河帶去了大量的徑流，還給淮河帶去了大量的泥沙。而淮河原本的水力條件無法輸運如此大量的徑流和泥沙，導致泥沙沉積在河道中，甚至堵塞淮河的入?？?，進一步導致泥沙的溯源淤積[27-29]。因此對于平原區(qū)域的外源流水問題，需要進一步的研究和討論。

4 結論

利用二維有限體積數值模型，系統(tǒng)地研究了外源流水注入對河流地貌的影響，其結論包括以下3個方面：

1)外源流水注入后，接收其注入徑流的河道必然會經歷河流快速下切的過程。連接外源流水注入位置到主河道的支流逐漸從支流變成主河道，原先的部分主河道可能會退化為支流。河道被深切后，其支流受侵蝕基準點高程下降的影響，開始加速下切，進而整體流域高程下降。流域的平均高程依賴于地表隆升速率、河流下切系數和外源流水注入流量。

2)當外源流水注入流量較大時，下游流域會襲奪相鄰流域。河流下切系數控制流域開始襲奪的時間。河流下切系數和外源流水注入流量主要控制流域襲奪速度。相鄰流域被襲奪后，該流域的河流下切過程減緩，可能促使低起伏地形的形成。外源流水注入引起的流域襲奪過程和地表隆升速率無關。

3)河套古湖湖水下泄，導致了晉陜黃河的深切。晉陜黃河流域可能已經襲奪了古汾河的部分流域。