地表流水是形成地貌的最普遍、最活跃的一种地貌外营力。在小江流域内，流水作用遍及全流域的绝大部分地面，流水地貌成为了流域内的最普遍、最主要的地貌类型。因此，探讨小江流域内流水地貌的特征，对于认识该流域自然环境的形成与发展具有重要的意义。
1.河床地貌
一个地区内，河床的形态除受地形、地质构造、岩性因素的控制外，水流与河床的相互作用是十分显著的，当上游或支流进入主河的泥砂量与该河段水流输砂力不相适应时，河流的纵向输砂平衡就会遭到破坏，引起河流的纵向变形，导致河床的冲刷降低或淤积加高。同样地，如果河流的输砂平衡在横向上遭到破坏，则将引起河床横断面的变化，河流将发生平面上的移动。小江流域地面径流的变化十分复杂，频繁发生的泥石流携带大量的固体物质汇入江中，对于小江的泥砂输移和河床演变产生巨大的影响。
小江为高山和中山区内的一条深切河流，对于山区河流，尤其对于一条处于新构造活动中地势强烈隆升区内的河流来说，一般应处于侵蚀下切的状态。但是，由于小江流域内特殊的自然环境，频繁暴发的泥石流将大量固体物质带入江中，致使小江的输砂平衡受到严重的破坏，导致小江河床的纵向剖面发生特殊的变化。据小江流域的水文调查资料，小江年最大输砂量为1110万吨，而一条泥石流沟一次暴发即可输砂20～30万吨，小江沿程的107条泥石流沟每年输入小江的泥砂可达5000～6000万吨，大大超过了小江所能搬运的泥砂量，据刘稀林、杜榕桓（1985年），赵席文（1983年）的计算，龙头山以下的小江河床80%以上的河段淤高0.01～0.21m/a，而大桥河——蒋家沟河段河床的淤高值可达0.23m/a。这超过了以堆积驰名于世的黄河下游淤积速度的1倍以上。
在小江两岸泥石流发育的河段，河床的平面形态受控于泥石流活动的现象十分明显。泥石流抵沟口以后，进入主河河谷和山麓平原，所挟带的泥砂就地淤积，形成庞大的堆积扇或堆积锥，迫使河流左右摆动。在小江沿程的各泥石流沟口所在地，一岸是凸出的泥石流堆积扇，另一岸是河水侵蚀而成的陡坡峭壁，形成一弯接一弯，大弯套小弯的特殊的河床平面形态。
在泥石流堆积扇所在之处，河身束窄，比降增大，流速加快，形成急滩，而在其上游，河水受阻，水流平缓。这样就使得小江纵剖面在每一个大的泥石流沟口都出现一个折点，造成小江河流的纵剖面始终处于一个非均衡的状态。
泥石流带来的大量粗颗粒泥砂，使小江河谷谷底日益“砂石化”（杜榕桓，1985年），河谷两岸逐渐变成秃岭荒滩，自然环境和生态系统不断恶化。同时，河床的不断淤积抬高和两岸缺乏细颗粒泥砂沉积，又使得小江中下游河段发展成为迁徙不定的游荡型河流。
2.河谷地貌
坡面流水顺坡向下，水层逐渐增厚，流速加大，发生分异兼并，形成许多小股流，冲刷能力增强，在地面上侵蚀出沟槽，出现切沟。随着流水侵蚀作用的增强，地面松散沉积物被流水切穿，沟底出现基岩，切沟发育演变成冲沟。当冲沟进一步扩展，流域面积的供水量增加，流水侵蚀能力进一步增强，沟床下切到潜水面以下得到地下水的补给，沟床内出现经常性的流水，于是出现河谷。河谷出现以后，地形、地壳构造运动、地质结构等环境因素，在河谷的发展过程中，发生着十分重要的作用，甚至有些环境要素（如新构造运动）还会对河谷的进一步发展起到决定性作用。然而，河谷也会在自己的发育演变中形成一系列的次级地貌形态来记录下这些环境因素所产生的影响。因此，河谷地貌的研究历来是认识自然环境，了解环境发展历史的主要内容之一。
根据小江流域内流水沉积地层，湖相地层以及地壳构造史的研究，小江河谷地貌的发展大致经历了以下3个历史阶段。
（1）古小江阶段
在小江流域上游地区，至今还保留着一片上新世末期形成的古老地形面，即海拔2000m左右的云南高原面的东北边缘部分，这说明小江是在第四纪以来才开始从云南高原面上侵蚀切割下去的。根据小江流域上游地区以及南至蒿明-杨林一带的晚新生代地层研究，发现许多河流相的砂砾石层残留在高原面上（李祥根，1979年），据云南省地质局第六地质队钻孔资料（西南地震强度队，1979年），蒿明-杨林盆地中沉积了厚层的晚新生代河湖相地层，其中ZK3-1孔于398.62m深度仍未见基岩，该孔岩芯的240m以下为一套以砂砾为主的上新统粗砾碎屑沉积物。在蒿明-杨林盆地以北的天生桥附近，N2～Q1的湖沼沉积地层的下部有一厚度不大的砾石层复盖于基岩之上，经张叶春（1993年）等人的观察，发现一磨圆度非常好的河流砾石层位于剖面之下部，沉积于基岩之上面。
从上新世末期的古地形来看，蒿明-杨林盆地至小江流域内的轿子山-牯牛岭一线之间，海拔2000m至4000m之间发育有几级第三纪期间形成的台阶状古地形，显示着上新世末期轿子山-牯牛岭一线以南的地势是向南倾斜的。由此可以推论，沿小江断裂带的断陷盆地沉陷之前，轿子山-牯牛岭一线以南的古小江水系可能是以蒿明-杨林为归宿的向南流的河流（王鸿祯，1957年）。而轿子山-牯牛岭一线以北的古水系，根据拖布卡盆地的地层资料（西南有色金属勘探公司314队）厚达106m的N2～Q1地层中仅在其下部的基岩面上具有河流相砾石层，往上则分别为湖相和河湖交替相沉积地层，并在其上部深度约为5～20m的褐煤夹黑色粘土层中发现有先东方剑齿象牙化石。这显示拖布卡盆地是当时的一个局部地区的汇水盆地，估计轿子山-牯牛岭一线以北的地面流水是以此作为归宿。据此可以将这一时期称作以轿子山-牯牛岭一线为界的地表流水南北分流的古小江阶段。
（2）以新村湖盆为主要汇流中心的阶段
上新世末期，距今约3.2Ma B。P。前后开始了新构造运动，发生青藏运动A幕，小江深大断裂产生活动，新村、乌龙、沧溪断陷盆地开始下陷并略具盆地雏型，盆地四周的地面流水逐渐以此作为汇流中心。至更新世初青藏运动B幕发生，在这次运动的波及下，云南地区产生了强烈的地壳构造活动，形成了具有区域性新构造活动特色的云南运动，造成云南高原面上的一系列断陷湖盆产生强烈的下陷，这时的新村盆地也在这次新构造活动中发生了明显的大幅度沉陷，开始了巨厚的湖相地层沉积。由于新村盆地的大幅度下陷，这就吸引了盆地四周更大范围内的地面流水向此汇流，尤其是盆地的南北两端，地面流水沿着断裂带发生着迅速的向源侵蚀，逐渐将小江断裂带上的各聚水洼地沟通。对于这一过程，小江断裂带上的各断陷盆地内的湖相沉积地层对此都有所显示。在新村盆地内，早更新统地层厚491m；乌龙盆地中，早更统地层厚174m，并且该地层的上部为一套粘土、砂砾层（据东川市国土资源报告）。这种现象的出现，估计是由于新村盆地沉陷幅度最大，海拔位置较其它断陷盆地为低，盆周的流水溯源侵蚀进入海拔位置较高的盆地，导致盆内湖水外泄，湖泊干涸，湖相沉积较新村盆地更早结束的原故。当时，盆地四周的地面较为平缓，流水的侵蚀下切作用并不十分明显，但是在新构造运动（即青藏运动C幕）的影响下，盆地的周围仍然形成了两级阶地，较高一级阶地海拔高度为2000m左右，为一侵蚀阶地，阶地面为云南高原遭受剥蚀后留下的谷肩状地面，上面更盖着较厚的红土层，阶地顶部呈较平缓的浑圆型馒头状，两侧以和缓的坡度向下过渡，表明当时地面已经发育成为壮年期地形的状况。这时盆地四周的河谷宽浅平坦，从较高地面向下移动的粗大物质大都堆积在谷源盆地之内，如多照盆地、大地盆地内部堆积有这一时期的以水石流为主要成因的粗砂、砾石层，形成最高的一级（T6）基座阶地。因此，可以将小江河谷地貌发育演变中的这一历史过程叫作以新村断陷盆地为汇流中心的湖盆与辐聚型水系阶段。
（3）现代小江河谷地貌的形成发展阶段
早更新世晚期，云南地区发生一次明显的地壳构造活动（金沙江运动），导致小江流域北侧金沙江一线的水系明显侵蚀下切，金沙江由此全面贯通，形成一条河水东流的大江，并由此产生强有力的迅速下蚀过程。在这种状况下，金沙江南岸循小江深大断裂发育的支流发生快速的溯源侵蚀，河谷迅速地向南延伸，逐渐沟通拖布卡、新村盆地，导致盆地内的湖水外泄，各湖盆相继结束湖相地层的沉积，小江全面连通，成为金沙江南岸的一条一级支流。
从早更新世末期以来，新构造运动表现出整体性间歇抬升的性质，这时全面连通的小江也受到该新构造活动的明显影响，在河谷内发育形成了5级阶（台）地（T1～T5）其中第5级阶（台）地海拔1600m，高出小江江面约500m，该台地的上部砾石层经ESR测年，年代为距今56.2万年，其顶部的山原红壤的发育年龄经测定为52万年，显然该级阶（台）地是属于中更新世早期形成的。T1为全新世期间洪水期高水位状态下的侵蚀阶地，对出露于何家堡北侧的褐红色淤泥层进行ESR测年，其年代为距今7.2ka，目前T1阶地已为现代泥石流扇所部分复盖，表现为一埋藏阶地的形态；T2为晚更新世期间堆积，至晚更新世末期小江下切而逐渐形成的阶（台）地，该阶地的顶面高出江面约200m，可见在晚更新世期间小江河谷堆积速率之强烈，现由于小江河床淤积抬升，河流冲积物已将该阶地下部掩盖，故表现为一堆积阶地；T3、T4阶地都为基座阶地，其形成时代分别为中更新世中、晚期。由此可见，自早更新世晚期以来是小江深切，现代小江河谷发展形成的阶段。
小江为金沙江的一级支流，金沙江的下蚀，阶地的形成，对小江河谷地貌都将产生直接的影响，因而，小江阶地的分布应该与金沙江阶地的位置存在着可比性，表中金沙江阶地的分布高程引自张叶春（1993年）的最新研究结果。金沙江和小江河谷中的阶地序列具有很好的对应关系，但小江河谷中阶地距河面的相对高程明显地大于金沙江河谷中阶地分布的相对高程，这显示出小江流域在新构造活动期中，地壳的抬升幅度和小江的下切深度都明显地大于金沙江，这也进一步地证实了小江流域在第四纪期间为一强烈上升的地区。
现代的小江河谷地貌从纵向上可明显地划分为3段：上游为浅切宽谷，位于功山、甸沙以上的高原湖盆区；中上游为深切峡谷，位于功山、甸沙至拖沓一线之间的中山山区；中下游为深切宽谷，位于拖沓一线以北的中、高山及断陷盆地区。
3.山间侵蚀盆地
小江流域内山间侵蚀盆地主要分布在海拔2000m左右的地带，受山谷流水的侵蚀，大多数盆地已遭到一定程度的破坏，有的已经失去了盆地的面貌。目前，盆地形态比较完整的主要有拖布卡盆地、多照盆地、播卡盆地和大地盆地，其中拖布卡和播卡两盆地为云南准平原上的古洼地，形成于新第三纪，盆地内沉积有N2～Q1地层，如拖布卡盆地，盆地内的沉积地层为上新世至早更新世的湖相、湖沼相和河流相地层，在该地层顶部的褐煤层中发现的先东方剑齿象牙化石。该盆地受地壳构造活动的影响，盆地座落于向斜谷地之中，因而盆地的形态十分完整，但从盆地内沉积地层的展布形式来看，还是可以清楚地看见沉积地层沿着古老沟谷地形沉积发育的迹象。多照和大地盆地形成于早更新世早期，为当时壮年期地形中的谷源盆地，在多照盆地中，中早更新统沉积的粘土、粗砂、砾石层顺沟谷分布的情形更加清楚。因此，从山间盆地分布的高度位置和盆地内沉积地层的形成年代，都说明山间侵蚀盆地是云南高原面上的谷源盆地，只是形成的时代有所不同。
4.泥石流地貌
泥石流地貌系指泥石流的侵蚀、搬运和堆积过程中塑造成的地表形态，又称为泥石流动力地貌，它具有变化快的特征。这种地貌过程不断地改造着沟道和坡面，可产生侵蚀、堆积和侵蚀-堆积三大类泥石流地貌，其中侵蚀和堆积地貌是泥石流地貌中的基本类型。也是本小节将要阐述的泥石流地貌类型，东川泥石流观测研究站的有关人员对小江流域内的泥石流地貌进行了详细的观测和深入的研究（田连权等，1992年）。
（1）泥石流侵蚀地貌
泥石流侵蚀地貌主要分布于泥石流沟的上游地区。地貌形态特征受泥石流源地类型的影响明显。按泥石流源地类型的不同，泥石流侵蚀地貌具有以下4类：
a）崩塌区泥石流侵蚀地貌
部分崩落坡上，在泥石流侵蚀过程中岩土崩落参与其中，形成泥石流侵蚀坡和泥石流侵蚀沟这两种次级地貌形态。
泥石流侵蚀坡是在坡面重力类泥石流作用下形成的，该类坡地坡度往往大于湿润休止角，小于干燥休止角，坡面裸露，当坡地上段过饱和土层厚度大于临界上层厚度时，坡面重力类泥石流起动，与此同时，岩、土发生崩落对起动的泥石流产生冲击，形成崩塌区坡面泥石流，这类泥石流侵蚀坡面的极限深度可达松散坡积层的底部，一次泥石流的侵蚀深度一般为饱和土层的厚度。
崩塌区内的泥石流侵蚀沟是在岩土崩落槽沟和细沟的基础上发育而成的。崩塌区内的岩土崩落槽沟的纵坡一般大于40°，由基岩组成。泥石流间歇期内，大量的松散物质堆积于沟内和沟的下部，在坡缘地带出现崩落堆。当暴水来临，地面流水冲刷沟内的松散物质形成泥石流时，其它岩块也在重力的作用下参与泥石流过程，撞击和侵蚀沟槽，使沟槽进一步扩大。当流石泥行至沟槽下方，由于坡度变缓，流速减慢，泥石流体发生涌塞，常形成向上凸起的圆弧状岩土埂或岩土涌丘。最后，当泥石流停止后，常以泥石流包丘的形态堆积于沟口处。由于这类泥石流堆积包丘在泥石流间歇期内有坡积层堆积其顶部间，形成泥石流堆积与坡积的交互层理，故又称为泥石流-岩堆锥（田连权，1993）。
b）滑坡区泥石流侵蚀地貌
发育于滑坡区内的泥石流侵蚀地貌是在泥石流作用过程中有滑坡活动参与下形成的。滑坡体的坡面一般较陡，组成物质较为松散，当坡面流水侵蚀松散物质逐渐形成泥石流时，滑坡体也在流水的湿润情况下进一步产生活动，造成滑坡的中、下段坡体失稳，这时，在泥石流侵蚀过程中，常造成大面积的坡面侵蚀，形成滑坡区内的泥石流侵蚀坡。当滑坡体上方坡面流水汇积成线状流水或遇泉水股状水流时，这种水流常循着滑坡裂隙冲刷松散岩土，形成沟道泥流，侵蚀出滑坡区上的泥石流侵蚀沟。这类泥石流侵蚀沟一般沟壁陡峭。沟底较干坦，呈深槽状。
c）散流坡泥石流侵蚀地貌
散流坡一般地面裸露，地表物质疏松，坡面泥石流的形成与汇流过程也就是其侵蚀的过程。当泥石流形成初期，泥石流体细小，顺纹沟流动并对沟道产生侵蚀，这时超渗地表径流汇入对其产生激发，使泥石流的侵蚀增强，其侵蚀深度最大可达10cm左右。随着泥石流体汇流过程的进行，蓄满地表径流汇入其中并对其产生进一步的激发，泥石流体和侵蚀能力随之大大增强，这时进入散流坡面的泥石流细沟侵蚀阶段，侵蚀地表上层的厚度可达30cm，并可持续数分钟之久，由于散流坡上可出现不同性质的泥石流体，因而泥石流侵蚀沟的形态也会出现明显的差异，从泥石流侵蚀沟的横断面上来看，其宽深以粘性泥石流的最小，挟砂水流的最大，稀性泥石流的居中。
在散流坡泥石流侵蚀纹沟的上方，泥石流发育的最初始时段，还会有更次级的细小沟道发育，这些大小不一，行走不定的细小沟道泥石流造成散流坡面松散物质的差异侵蚀，并在发育、扩散的过程中，形成泥石流侵蚀散流坡。
d）沟道泥石流侵蚀地貌
沟道奔流泥石流一般历时短暂，在较长时间的泥石流间歇期内，一般都流动着水流或夹砂水流，因此，泥石流和水流都对沟道发生作用，所产生的侵蚀地貌难以区分，故归并在一起，主要有侵蚀谷地、冲刷坎、冲刷坑、冲刷槽和层檐式谷坡等沟道泥石流侵蚀地貌。
在切沟、冲沟和溪沟的上游谷源地区，谷地一般发育于基岩之中，在泥石流和流水的相互侵蚀作用下，常形成沟床纵坡较大（可达14%～33%），岩坎相间，时有堆积堵塞体出现的沟道，在横剖面图上，基岩泥石流侵蚀沟道既可是“V”形，也可呈“U”形，这主要取决于谷波物质的补给状况。在纵剖面图上，基岩泥石流侵蚀沟一般均呈阶梯状或陡、缓沟段相同的形式：
在泥石流沟的中、下游地段，泥石流侵蚀地貌主要发育于堆积沟床之中，如蒋家沟流域，堆积性沟床长度可占全部沟床总长度的14%，而且纵坡较缓，坡度变化于3°～30°之间，沟床土层厚度大于常年泥石流体的深度。在泥石流沟的堆积性沟床内常形成箱形或复式箱形沟槽、冲刷槽、冲刷砂砾滩、冲刷坑、扇前陡坎、沟口急流滩、冲刷滩等地貌形态。
（2）泥石流堆积地貌
泥石流堆积地貌的形态特征不仅与泥石流的性质有关，而且同堆积区的地形条件关系十分密切，按泥石流堆积区地形条件的不同，大致可分为以下3类各具特征的泥石流堆积地貌。
a）坡地泥石流堆积地貌
崩塌坡上泥石流的堆积地貌主要出现于崩积坡段，常堆积成泥石流锥。据小江流域蒋家沟岩石崩落坡麓地带，泥石流锥高2～15m，锥体半径5～50m，锥体纵坡约为8°～35°。随着崩落坡长度增大，泥石流锥体的规模也相应地增大。实际上，泥石流锥在泥石流间歇期间，坡面岩土的崩落作用也参与了锥体的堆积过程，因此，这类泥石流锥常由坡积层和泥石流沉积层两种不同成因的物质组成。
滑坡坡面上松散物质在流水作用下形成的泥石流常沿滑坡的坡麓地带堆积成泥石流滩，当泥石流进入沟道，沉积在沟谷之中时，还可形成堰塞堤，出现堰塞湖。一般来讲，沿滑坡坡麓地带堆积的泥石流沉积滩面积较大，超过滑坡区面积，可达1.3倍。
散流坡上的纹沟、细沟泥石流在流动过程中常因坡面的变化或水分的渗透流失而在坡地上停积下来，形成许多体积细小的泥石流堆积地貌。这些体积细小的堆积地貌形态多样，造成坡面崎岖不平，故又将散流坡上纹沟、细沟泥石流堆积地貌成片分布的坡地称作泥砾坡（田连权，1993年）。
b）沟道泥石流堆积地貌
沟道泥石流堆积地貌是指一次涌入沟内的泥石流体的横断面面积大于沟槽断面面积或涌入沟内的泥石流体大于沟道的输送能力时形成的地貌形态，当涌入沟内的泥石流体大于沟道的输送能力时，泥石流体便会停积下来形成堰塞堤。当泥石流体积小于或等于沟道的输送能力，但泥石流体的横断面又大于原有沟道的横断面时，泥石流体便会溢出沟道，在沟道两侧堆积出顺着沟道延伸的垅埂状泥石流堆积地形。如果沟道两侧地形宽展平坦，溢出沟道的泥石流体便会漫铺成泥石流滩。在小江流域的蒋家沟内，这类地形十分常见。
另外，在沟道的拐弯处，凶猛的泥石流会冲击沟壁，发现泥石流的爬升和溅起，这种爬升和溅起的泥石流体，高度可达几十米，常在谷坡上堆积成形态十分不规整的泥石流堆，对此可称作泥石流爬升堆或泥石流溅起堆。
c）沟口泥石流堆积地貌
泥石流沟口堆积地貌主要以扇状地形为主。由于沟口地形坡度较为平缓，地面较为宽阔，故泥石流体的性质对堆积地貌形态特征的形成有着更为直接的关系。
在稀性泥石流沟口堆积成泥石流扇后，泥石流扇的扇面上一般都分布着游荡型的放射状水系，当下次泥石流来到后，泥石流体便会冲出沟道，因此，稀性泥石流沟口的堆积扇常常是一扇连着一扇，扇上重叠着扇，许多泥石流扇相互汇叠堆积。如小江流域内的黑水河、深沟、小海河等稀性泥石流沟的沟口都分布有此类泥石流扇地形。
与稀性泥石流沟沟口的堆积地貌相对比，粘性泥石流沟口堆积地貌仍以堆积扇为主，不同之处在于：粘性泥石流堆积扇上放射状水系不明显，扇上沟道和溃决扇不发育，梯形谷地更趋显著，对于河谷地貌的影响较为严重。例如，在小江流域的蒋家沟沟口，近代粘性泥石流堆积扇分布面积宽广，约占沟内现存堆积区面积的60%（田连权，1993年）。扇面向北西方向伸展，迫使小江河道不断西移。粘性泥石流堆积扇上水流叉道较少，但水系摆动频繁，幅度较大，如蒋家沟沟上的泥石流扇面上水系仅有一条主道，1959年主道偏在扇形地的右线，1974年后偏向左线，其主要原因为泥石流扇中轴部位地势较高，左右边缘地势低洼，故泥石流改道时，易向左右边缘部位移动。粘性泥石流在扇面上的流动性较稀性泥石流差，堆积迅速强烈，常在扇面上堆积成垅状高地，并积水形成堰塞洼地，洼地一般不大，积水十分有限，保留时间较短，如小白泥沟、蒋家沟沟口的泥石流堆积扇上就可见此类洼地。
以上概述了小江流域内的泥石流地貌。关于小江流域泥石流的活动历史将在第六章中详细阐述。
