地貌学课堂教案

《现代地貌学》讲义

讲授教师 徐先海

目录

第一章 绪论 ............................................................................................................................. 1 第二章 构造地貌.......................................................................................................................... 9 第三章 风化作用与坡地重力地貌 ............................................................................................ 17 第四章 流水地貌........................................................................................................................ 21 第五章 喀斯特地貌.................................................................................................................. 33 第六章 风成地貌及黄土地貌 .................................................................................................... 35 第七章 冰川地貌...................................................................................................................... 39 第八章 海岸地貌...................................................................................................................... 43 第九章 地貌学的基本概念 ...................................................................................................... 48

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第一章 绪论

本章重点、难点内容： 1．地貌学的性质

2．内外力、岩性及构造等因素对地貌形成和发育的影响 本章内容：

一、地貌学的研究对象、内容及目的 （一）、地貌学的研究对象

地貌学是研究地球表面的形态特征、成因、分布及其发育规律的科学。 地球表面的地形-――、洋盆――高原、山地，平原、丘陵、盆地―――河流、冰川、喀什特、海岸、风成等各种成因类型地貌中的次级地貌单元等

陆地地形，从其形态或外貌特征上看，可以分为：山地、高原、平原、盆地和丘陵五种类型。

1.山地 陆地表面高度较大（海拔超过500米）、坡度较陡的地形称为山地。自上而下分为山顶、山坡和山麓。沿一个方向延伸、由多条岭谷相间组成的山地称为山脉。例如，天山山脉、阴山山脉等。

2.高原 海拔较高（一般在500以上），顶面比较平缓而面积较大的高地，称为高原。例如，内蒙古高原、黄土高原等。有的高原上也有山地分布，如云贵高原。

3.平原 陆地上海拔通常在200米以下的宽广低平地区，称为平原。平原可由河流沉积作用而成，也可由侵蚀而成，还可由二者共同形成。

4.丘陵 高低起伏，坡度较缓，切割破碎而连绵不断的低矮山丘，称为丘陵。海拔一般在500米以下，相对高度一般不超过200米。例如，江南丘陵、浙闽丘陵等。广义的山地包括丘陵，往往呈现交错分布。

5.盆地 四周高（山地或高原）、中部低（平原或丘陵）的地区，称为盆地。例如，四川盆地、柴达木盆地、塔里木盆地等。

海底地形基本类型

海底地形起伏状况，因被海水淹没不能直接观察到，通过海底测量绘制的海底地形图，就一目了然了。海底地形基本类型可分为：架、坡、海盆、海岭和海沟五种类型。

1.架 和海洋盆地之间有个过渡带。由向海洋自然延伸的广阔平坦的浅海区域，即为架。由于地壳运动的地区差别，架的状况在各边缘的表现是不相同的。有的架宽度（自向海洋延伸的水平距离）只有几公里，有的宽达数百公里或更宽；架水深也不固定，平均深度为130米左右，浅的只有40—50米，甚至小于10米，深的可达500—600米。

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架原是的一部分，后为海水淹没。

2.坡 自架到大洋洋底之间，通常有一条狭窄而陡峭的过渡地带，称为坡。坡从架边缘一直下降到1400—3200米的深度，坡度4°—7°，最大时可超过30°，宽度一般在20—70公里。坡的形成，主要是由于地壳上升，海底下沉，在与海底交界的过渡地带，地壳发生断裂弯曲，从而形成巨大的斜坡。

3..海盆 海盆是海底地形重要组成部分。大洋底部，起伏不平，深水之下有广阔的平原与盆地，深度在2500—6000米的称为海盆。太平洋中部海底山脉与海底高原之间，分布有宽广的海盆，深度在3000—6000米；大西洋海底山脉两侧有北美海盆、北非海盆、巴西海盆、阿根廷海盆等。

4.海岭 绵延狭长的大洋底部高地，称为海岭，又叫海脊或海底山脉。世界各大洋洋底都有海岭分布，以大西洋最典型，显著特征是：有一条作“S”形的中大西洋海岭，北起冰岛，南至南极附近，长达15000公里，宽在500—900公里之间。海岭以上水深，在北半球3，000—3，500米；在南半球为2，000—2，500米。海岭最高峰就是露出水面的亚速尔群岛等。海岭两测分布有海盆。太平洋中部也有一条南北延伸长达1万余公里的海岭，它的西边，又是一片分散的海底山脉，少数山峰露出海面，著名的夏威夷群岛就是其中之一

5.海沟 深度超过6000米的海底狭长凹地，称为海沟，又叫海渊。两侧坡度陡急，分布于大洋边缘或岛弧的外侧。太平洋海沟特别多，尤以太平洋西岸岛弧外侧为突出。位于马里亚纳群岛东边的马里亚纳海沟，深达11034米，是世界最深的海沟。岛弧是地壳剧烈运动受挤压而上升的部分，海沟则是断裂下陷部分。它是现代地壳最不稳定地带，火山、地震活动频繁 （二）地貌学的研究内容

包括地球表面形态及其形成动力的分析、地球表面形态发生和发育规律的研究、以及组成地貌的沉积物等的研究。

（三）与相关学科的关系 从历史的角度看，它脱胎于自然地理学和地质学，是属于二者之间的边缘学科。

另外，任何一种外力作用在塑造地貌形态的同时，也形成第四纪堆积物。因此，地貌学、第四纪地质学常从不同的角度去研究同一对象。 （四）地貌学的研究目的

是揭示地表形态在内外力相互作用、岩性和地质构造以及作用时间三方面影响下的发生和发展规律，以便在人类生产活动中合理地利用有利的地貌条件，改造不利的地貌条件。

二、地貌形成和发育的基本因素 （一）地貌形成的营力（动力）

地貌形成的营力主要是两种——内力和外力。 1. 内力在地貌形成中的作用 1） 内力的来源

内力指由地球内能所发生的作用――－热能、化学能、重力能以及地球旋

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转能等。

内力作用的总趋势是加大地表起伏，形成地球表面的巨大起伏形态。陆上的山地、盆地、高原等，大洋底部海岭、海盆、海沟等一些巨型、大型的地貌形态主要都是内力作用的结果。

2）内力作用主要表现形式――主要有地壳运动、地球深处岩浆活动和地震等。

A．.地壳运动 地壳运动又称构造运动或大地构造运动，是指引起地壳结构改变和地壳物质变位的一种运动。例如，海侵、海退、隆起和拗陷，等等。根据地壳运动方向，可分为水平运动和垂直运动两种基本形式。

水平运动：地壳物质大致平行于地球表面，即沿着大地水准面切线方向进行运动，叫水平运动。它主要是由于地球水平方向作用力引起的，表现为地壳岩层的水平移动，使岩层在水平方向上遭受不同程度的挤压力和引张力，产生褶皱和断裂构造。我国的昆仑山、祁连山等以及世界上许多山脉，就是通过挤压褶皱而形成的。所以，有人将水平运动称造山运动。

垂直运动：地壳物质沿着地球半径方向缓慢的升降运动称垂直运动。升降运动通常表现为大规模隆起和相邻地区拗陷，引起地势起伏或海陆变迁，故有人将垂直运动称造陆运动。水平和垂直运动虽有区别，但实际在时空上常有联系。

B．岩浆活动 地球内部能量的积聚和释放可能表现为岩浆活动。地球内部热能累积到一定程度，变为灼热的岩浆产生巨大压力，它冲破地壳薄弱常喷出地表，即为火山喷发。火山喷发物包括气体、熔岩、火山灰等，通过火山口喷出，其中大部分火山物质在火山口周围堆积，形成火山锥。如长白山顶部天池即为火山口积水而成，周围16座山峰都是火山岩堆积而成。大洋底部同样有火山喷发，有的火山物质堆积露出海面，形成火山岛，如太平洋中的夏威夷群岛。

C．地震 地壳自然快速颤动叫地震，它是地球内部能量释放经常发生的有规律的自然现象。地下发生地震处称震源，它在地面下的深度即震源深度。和震源相对应的地面上的一点叫震中。地震引起的振动以波的形式从震源向四周传播，称地震波。质点振动方向与震波传播方向一致，称纵波，在地壳内波速约5—6公里/秒；质点振动方向与震波传播方向相垂直，称横波，在地壳内的波速约3—4公里/秒。由于地震波波形不同，波速不等，地震时纵波速最快，故人们首先感到上下跳动，而后横波到达，人们才感到左右摇晃。地震强度以震级和烈度来表示。震级是地震能量等级和释放能量的大小。烈度是地震在一定地点产生或可能产生的破坏程度的度量。 3）褶皱和断层

褶皱和断层是地壳内力作用引起地壳运动的重要证据，它使地壳变形成岭、谷和盆地。

A.褶皱 沉积岩层原始状态呈水平层状。经地壳运动，原始岩层受挤压，产生波状弯曲，称为褶皱。

褶皱的基本形式分为背斜和向斜。背斜是指褶皱中心岩层向上隆起，两侧岩层向外倾斜；向斜是指褶皱中心向下凹陷，两侧岩层向中心倾斜。背斜成山，向斜成谷。但也可能出现背斜是谷，向斜成山的地形。这是因背斜中心部分岩层向上变曲产生张力，导止岩层破裂，易受风化和剥蚀，被蚀成谷，称次成谷；向斜部分受挤，凹地接受风化崩落物堆积，基岩受保护，最后反而残留成山，

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称次成山。有的背斜一侧可能岩层软硬相间，软岩易受蚀成谷地，硬岩抗蚀力强，突起成岭。所以背斜和向斜应根据岩层倾向和向新老接触关系来判别（

B..断层 岩层受力产生破裂称为节理，破裂所在的面称为节理面。地壳运动沿节理面两侧岩块发生相对位移，称为断层。断层种类很多，最基本的是正断层和逆断层（图1－31）。断层可能组合出现，两侧断裂上升，中间陷落成为陷落谷地。

研究褶皱、断层等地质构造现象对建设有重要意义。例如，地下水常在断层带出露；电站、桥梁、水坝不宜设在有断层的部位，因断层带岩石破碎，地基不稳。

2. 外力在地貌形成中的作用

1）力的来源 地球的外力主要来自太阳辐射能，以及日月引力能、重力能和生物活动而产生的营力。外力通过大气、水和生物等所引起的作用，发生于地球的表层，在常温、常压下进行，使地球表面发生一系列变化。

2）外力作用主要表现形式 按照外力的性质可分为流水作用、风力作用以及生物作用、人类活动的作用等；按照外力的作用方式主要有风化作用、侵蚀作用、搬运作用、沉积作用和固结成岩作用。

A．风化作用

地表或接近地表的岩石，在空气、水、太阳能和生物的作用和影响下，使岩石产生破坏的过程，称为风化作用。

按性质不同，风化作用可分为三类：

(1)物理风化作用，主要指岩石受热膨胀、冷却收缩，使岩石产生破裂，天长日久，岩石由大块变为小块，小块变成细粒；

(2)化学风化作用，主要指岩石在空气和水的作用下，产生氧化和分解，例如长石经过风化后形成高岭土，成为良好的陶瓷原料；

(3)生物风化作用，主要指植物根系对岩石产生机械破碎、微生物对岩石的生物化学作用。

这三种风化作用并不是孤立进行的，而是相互联系、彼此结合，同时同地进行。不过，在干旱地区因温度变化很大，物理风化比较明显，湿热地区化学风化和生物风化比较突出。风化作用结果使岩石产生破坏，不仅块体变小，而且还发生化学变化，形成与原来岩石有很大差别的风化壳，产生疏松的碎屑物质，从而为侵蚀作用提供了物质基础；为塑造地表各种形态提供了有利条件；使土壤的发生成为可能。

B．侵蚀作用

流水、冰川、风力、波浪等对地表岩石及其风化物产生的破坏过程，称为侵蚀作用。

流水作用：湿润地区，流水的作用是塑造地表形态的主要营力。水流速度愈快、水量愈大，侵蚀作用愈强。沟谷、峡谷就是水流夹带石块对地表进行强烈下切侵蚀作用造成的；流水的旁蚀作用，使谷底与河床加宽；在石灰岩地区，在含有二氧化碳的水流冲刷和溶蚀作用下，形成奇特的溶洞、峰林和溶蚀洼地及盆地；黄土高原上的沟谷与塬、梁、峁地形，也是流水侵蚀作用造成的。

冰川作用：在高纬度和高山地区，气候寒冷，冰雪作用成为塑造地表的主

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要营力。冰川以其巨大机械压力，以夹带的石块为工具对地表或原有谷地进行刨蚀，形成冰斗、角峰和U形冰川谷等地形。

风沙作用：干旱地区，风沙作用显著，含沙气流成为塑造地表形态的主要营力。地表岩石通过风沙长期吹蚀，可以形成造型独特的风蚀磨菇、风蚀柱等地形。

波浪作用：波浪对石质海岸冲击，产生巨大压力，对海岸起破坏作用，形成海岸悬崖、海蚀岩洞等海蚀地形。

C．搬运作用

风化、侵蚀产物，通过流水、冰川、风、波浪等将物质转移的过程，称为搬运作用。

实验证明，流水推动物体的重量与水流速度的6次方成正比。河床坡度愈大、水流速度愈快，搬运能力愈强。所以山区河流上游河床上常常堆积着巨大石块。一定流速搬运一定重量物质，故流水搬运物质具有明显的选择性。

冰川以自己巨大机械压力进行搬运，大小石块一起被带走，没有选择性。风的搬运与风速大小有关，而风速经常发生变化，所以干旱区风吹沙子时起时落，有时贴近地面滚动，有时跳跃前进。

D．沉积作用 岩石风化和侵蚀后的产物经流水等外力搬运途中，因流速、风速的降低，冰川的融化等等因素的影响，使被搬运的物质逐渐沉积下来，称为沉积作用。一般说来，颗粒大、比重大的物质先沉积，颗粒小、比重小的物质后沉积，所以形成的沉积物有砾石、砂、粉砂和粘土等颗粒大小不同现象，称为沉积物的分选性。这种情况以河流沉积最明显。

冰川搬运物质要待冰川融化时才沉积，所以冰碛物大小不分地混杂在一起；山洪爆发，因水流速度大，泥沙石块俱下，河流一出山口，流速很快降低，所以沉积的物质也是大小混杂在一起的。

流水携带大量泥沙，到了中下游因流速减慢，泥沙大量沉积，在两岸形成冲积平原，在河口形成扇形冲积平原，称为三角洲平原。例如，长江、黄河等大河河口都有宽广的三角洲平原。这里土层深厚肥沃，地势平坦，灌溉便利，是富饶的农业区。

干旱地区，风力吹扬沙尘，当风力减弱，或前进方向遇有障碍物时，沙子便会降落沉积下来，形成沙漠和各种形态的沙丘。沙丘上如果没有植物生长，在盛行风的吹袭下导致沙丘移动，形成流动性沙丘；如果有植物生长，沙子受到植物保护就不再移动或很少移动，形成固定和半固定沙丘。流动性沙丘危害很大，它能毁坏草地、掩没农田、破坏村舍和交通。例如，我国内蒙古自治区毛乌素沙漠，最近250年来至少南侵60公里，不少居民点被迫一再南迁。所以防风固沙是一项改造自然的艰巨任务。

风化、侵蚀、搬运和沉积作用，是相互联系的统一过程。风化作用结果，为侵蚀作用提供了有利条件，风化、侵蚀产物又为搬运作用提供了物质来源，而沉积作用则是搬运作用的结果。由侵蚀到沉积，以搬运作为纽带，把它们联系在一起。

5.固结成岩作用 地壳中的岩石，经过物理的、化学的和生物的风化过程

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和改造，通过侵蚀、搬运又在一定环境下沉积，再经过成岩作用变成岩石，这一过程叫固结成岩作用。例如，沉积岩中的砂岩、页岩和砾岩等就是这样形成的。

3）外力作用结果 风化、侵蚀、搬运和沉积作用，它们各自以自己的作用力对地表进行塑造、修饰、加工和重建。改造原来的地表形态，重建新的地表形态，总的趋势是，使地表起伏趋向缓和。

由于外力作用的能量来源主要是太阳能，因而外力作用具有明显的地带性特征；另外，在某种地貌的形成过程中，常常不是由单一的外营力起作用，而是由多种外营力组成一定的外力组合同时起作用，这属于气候地貌学的研究内容。

外力在地貌形成过程中是不断地把高地上的风化物质搬运到低地，逐渐夷平高地和填平洼地，使地表的起伏平坦化。所以外力作用的总趋势是夷平地表。它能破坏高地形成侵蚀地貌，也可在洼地堆积形成堆积地貌。 3．内、外力相互作用在地貌形成中的作用

内力和外力在地貌发育过程中始终是同时出现；彼此消长的，相互作用，相互影响的。

地壳上升（下降）成为低地和海洋（高原和山地）使地球表面起伏加大时，必然会导致堆积（侵蚀）作用使地表起伏变得缓和。内蒙古高原由内力作用抬升，又在外力作用下长期侵蚀、剥蚀、夷平，形成起伏平缓的准平原化高原。

如果大片高山经过长期外力作用削平时，地壳表面负荷减轻，失去平衡，会引起地壳上升。平原地区如果有河流大量淤积，负荷加重，又会引起地壳沉陷。

例如华北平原沉积物厚度在某些地方达5000多米，这看起来似乎是外力作用的结果，实际上华北平原正是我国东部沉降带的一部分，如果华北平原地壳不下沉，就不可能有这么厚的沉积物，沉降则是内力作用结果。地球表面形态，正是通过内力作用与外力作用长期矛盾斗争中形成和发展起来的。例如，黄山本来是地球深处岩浆侵入到地壳上部而形成的花岗岩侵入体。后来，地壳抬升和覆盖在上面的岩石被风化侵蚀掉，花岗岩侵入体被暴露在地表。由于黄山花岗节理特别发育，在外力因素长期雕琢下，才形成引人入胜的奇峰怪石。 （二）岩性和地质构造

地质构造是地貌形态的骨架，在地质构造影响下，出现各类构造地貌。 构造地貌是主要由岩石圈构造运动造成的地表形态。即通过地壳变动、岩浆活动和地质构造所形成的地貌。由于它是地球内部物质运动的产物，所以也称为内营力地貌。

按构造地貌的规模可分为三级： 全球构造地貌——和洋底。

大地构造地貌——如上的褶皱山脉、大型拱起高原，洋底的洋中脊、海岭和深海平原等。是地壳运动、大地构造的表现。

地质构造地貌——指由断裂、褶皱和火山等作用形成的地貌。是断裂、褶皱和火山等作用所形成的地貌，有的是地质构造经外力剥蚀出露的产物。

岩性的差异形成不同的抗蚀力，因此，在同一外力作用区，岩性差异也可形成不同的地貌形态。

火山地貌、岩溶地貌、黄土地貌。同时岩性抗风化能力不相同，在不同气

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候条件下形成稳定的地貌形态（表现为正或负地形），如石英砂岩和石英岩在任何气候条件下总是形成正地形；页岩多数形成负地形；酸性脉岩多半形成正地形；而基性脉岩多半形成负地形。可溶性岩石（石灰岩、白云岩）的地貌形态随气候带及产状的不同而异，是不稳定的。岩浆岩体的地貌形态常与其时代新老、出露高低、被剥露情况和岩体规模密切相关。 （三）内外力作用时间

在其它条件相同的情况下，作用时间长短不同亦会出现不同的地貌形态，显示出地貌发育的阶段性。例如急剧上升运动减弱初期出现的高原，外力作用虽然强烈，但保存了大片高原面，随着时间的推移，高原面在外力作用下侵蚀殆尽，成为崎岖的山区，再进一步发展，可转化为起伏和缓的丘陵。 （四）人类活动对地貌的影响

人类活动对地貌发育的影响通常有两种方式：一是通过改变地貌发育条件加速或延缓某种地貌过程；二是直接干预地貌过程，甚至改变地貌发育方向。

世界闻名的低地国家荷兰，有将近一半的土地海拔不到一米，27％在海平面以下。荷兰人民筑坝排水、造田，把海滩变成农田，面积相当于荷兰全国的1/5。我国古代开挖的南北大运河、苏北沿海的海塘工程，后兴建的一系列大型水利工程等，都是人类活动改变地表形态，趋利避害的措施。

三、地貌学的发展和现状

（一）我国古代地貌知识的积累：

有关地貌学知识反映在我国的一些古典文献中，如战国《上书》中的《禹贡》、北魏骊道元所著《水经注》、北宋沈括《梦溪笔谈》、明代徐霞客《徐霞客游主记》等。

（二）近代地貌学的发展

地貌学是近百年来发展起来。此期在地貌学理论上贡献较大、影响较为深远的人物是美国学者W．Ｍ．戴维斯和德国学者Ｗ．彭克,他们是当代地貌学的奠基人。

1.侵蚀循环学说

侵蚀循环学说是戴维斯于19年创立的关于地形发育的主要理论。

他认为地貌的发育要素有三个——构造、时间和营力，地貌的演化体现了这三者之间的函数关系，这一提法抓住了地貌演化过程的实质。

他通过对外营力作用下的地貌的研究，把地理循环分为“风蚀循环”、“冰蚀循环”、“水蚀循环”、“海蚀循环”等。而在每种循环中，又把地貌的发育分为青年期、壮年期和老年期：一个短暂而起伏迅速增加的青年期，一个起伏最强烈、地形变化最大的壮年期，起伏微弱而时间无限长的老年期。指出了地貌发育的阶段性。

戴维斯的侵蚀循环学说能够比较全面地概括了地貌发育的因素，是地貌学中第一个系统阐述地貌发展的古典理论，对地貌学的发展曾起着积极的推动作用。但其不足之处是，在思想方法上过于简单化，忽视了地貌发育过程中许多因素的变化。实际地貌的发育是非循环模式，而是旋迴性的；同时，他把地壳上升和侵蚀作用人为地分开，也是一个严重的失误；其次，他只注意到河流的下切作用，而忽视了其它形式的流水作用。 2.彭克的“地形分析”学说

该学说与戴维斯的观点不同，他认为地貌是内外力同时相互作用下的产物。

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研究地貌学的主要目的就是通过分析地貌形态去了解内外力之间的相互关系，以便确定地壳运动的性质。地貌分析的具体方法是分析斜坡形态。

他把内外力数量之间的关系和自然界常见的山坡形态联系起来，但没有考虑气候、岩性等对山坡形态的影响。 （三）地貌学的现状 1.研究领域不断扩大。 2.分支地貌学科发展较快。

3.与相邻学科相互交叉、相互渗透。 4.研究手段和方法提高很快。 四、地貌学的实践意义 （一）农业生产方面 （二）工程建设方面 （三）矿产普查方面

作业：简述影响地貌形成发育的基本因素

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第二章 构造地貌

本章重点、难点内容：

1．板块构造学说对全球构造地貌成因之分析 2．海底构造地貌类型 3．陆地构造地貌类型

4．不同构造型式的地貌特征 本章内容：

地貌是内外营力综合作用的产物。主要由内力作用形成的地貌称为构造地貌。

构造地貌是主要由岩石圈构造运动造成的地表形态。即通过地壳变动、岩浆活动和地质构造所形成的地貌。由于它是地球内部物质运动的产物，所以也称为内营力地貌。

按构造地貌的规模可分为三级：

全球构造地貌——和洋底,即造成地球表面最大一级地貌形态差异的海陆分布。

大地构造地貌——和海洋中的大的地貌形态和地貌单元，如陆地上的山系，高原，平原等，海洋中的打样中脊，洋盆等，它们是由大地构造作用形成和控制的

地质构造地貌——指由断裂、褶皱和火山等作用形成的地貌,是某一局部的小型构造地貌形态，如火山，单面山，向斜谷等。

第一节 全球构造地貌

整个地壳表面面积为5.1亿km2，据统计，陆地面积约占29.2%，而海洋面积约占70.8%，两者构成地球上的两大基本地貌单元。一般说来，海岸线为海陆分界线，但从固体地球表面形态起伏和地壳结构来看，陆地和洋底之间的浅海区为一过渡的边缘地带。 一、地球的形状

这里所说的地球的形状，是指包括水圈在内的整个地球在自转和重力作用下呈现的

外形，也就是大地水准面的形状。

地球的形状为一接近扁率（扁率e为椭球长短轴之差与长轴之比，是表示地球形状

的一个重要参量。）1：298的旋转椭球体（大地水准面的形状）。

二、与洋底 （一）特征

洋底——水深一般超过3000m的大洋底部，平均水深3800m，面积2.81亿平方公里，占地球总面积的55％。洋底地壳厚度薄，一般只有几百米 很少超过千米，是玄武岩质，上覆薄层深海沉积物或缺乏。

——面积约1.49亿平方公里，占地球总面积的29％，平均海拔850m。地壳密度小、厚度大平原地区约35km，大型山地和高原地区可达60-70km、二氧化硅含量大。表层为沉积岩、变质岩和火山岩，其下为花岗岩质

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的基础，基部往往有一密度大3左右的玄武岩质层。

边缘——洋底与之间的过渡地带。指陆地周围水深小于3000m的海底，呈带状环绕在的四周，面积0.81亿平方公里，占地球总面积的16％。边缘的地壳具过渡性质，大部分地方接近陆壳，厚度一般部超过30km。

由此我们看出陆壳和洋壳特征存在着以下差异：

① 组成物质差异 除高度差异外和海洋另一重大差异是其组成物质的差异。莫霍面以上的地球外层坚硬的部分称为地壳。据研究地壳主要由两部分组成：一部分称硅铝层（Si占73％，Al占16％），密度为2.7g/cm3在地壳圈层中不连续，主要由花岗岩组成，又称花岗岩层。另一部分为硅镁层（Si占49％，Mg和Fe占18％，Al占16％），密度为2.9g/cm3，主要由玄武岩构成，又称玄武岩层。其在地壳圈层中是连续的，分布在地壳的下部。

②厚度差异 陆壳厚度大，一般为30－50km。最厚可达70km左右，在青藏高原和天山地区。组成物质以硅铝层为主，厚度可达15－40km，其下为硅镁层。洋壳厚度小，一般为5－15km，组成物质主要为硅镁层，表层有极薄的沉积物，缺少硅铝层。

③ 地球物理差异 在重力方面，大洋和陆地也存在不同。一般来说，大洋深处存在着＋200～＋450豪伽的重力正异常。而在高山地区则存在着－1500～－500豪伽的重力负异常。

另外洋壳与陆壳的差别是：陆壳下的上地幔物质为榴辉岩，莫霍面是包含同一化学组成，不同物理状态（玄武岩与榴辉岩）的物相界面。洋壳下的上地幔物质为橄榄岩，莫霍面是区分基性岩（玄武岩）与超基性岩（橄榄岩）的化学界面。

（二）差异形成原因——地壳均衡理论

由于固体地壳在熔融状态的地幔之上，好似水面上的冰块一样。地壳厚的地方突出地表的越高，插入地幔的越深；反之，地壳薄的地方下部越浅。这就是地壳均衡。

早在十九世纪中叶，人们就认识到了这种地壳均衡，设计了不同模式来解释。总起来有两种观点：

①英国学者普拉特（Pratt,1855）认为在地球某一深度上浮的地壳，不论其形态高差如何，沿铅直方向的总质量是一致的，形态高差是地壳岩石密度不同的表现。也就是，高原和山地地壳厚，密度小而平原地壳薄，密度大。

② 艾里(1855)则认为“浮”着的地壳香漂浮在海面上的冰山，露出海面较高的冰山必然在水里浸没得越多，所以高大山脉必定又插入地幔的深“根”。而平原地区虽然薄，但是得到了埋藏较浅，密度较大的地幔的质量补偿。

而实际情况是，世界各地地壳的厚度和密度都不尽相同，在不同的均衡运动中不同的地壳密度和不同的地壳厚度都起着作用。

地壳均衡理论是建立在地球静态应力的基础上的，实际上地球各部分物质经常处于运动之中，地表的侵蚀，搬运和堆积作用，以及地表水和冰量的变化，地下岩浆和地幔对流也引起质量转移，这些都破坏着地壳的静态平衡，成为均衡异常以及均衡调整运动的原因。一般来说，凡是新生代构造运动强烈的地方常出现明显的地壳均衡异常现象。

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三、全球构造地貌的形成 （一）特点

根据新生代的构造运动特点，可将地球表面分为带状分布的构造活动带和位于构造活动带之间的相对稳定区。 1．构造活动带

全球有三条规模巨大的构造活动地貌带，共同特点是地形高差起伏悬殊，新生代岩层发生显著变形错位，火山和岩浆活动强烈，地震频繁等。

① 环太平洋边缘带

从北美洲和南美洲西海岸的沿岸山脉，接亚洲东部边缘的许多列岛，北部从阿留申群岛－千岛群岛，日－琉球群岛－－菲律宾－印度尼西亚，一直到新西兰，这里集中了世界上百分之六十的深火山和绝大部分深源地震。

② 地中海——喜马拉雅山脉带

包括地中海和阿尔卑斯山脉，往东经过伊朗高原，帕米尔高原，喜马拉雅山脉，一直到印度尼西亚。

③ 洋脊裂谷带

世界各大洋脊及其轴顶的裂谷带是地球上绵延最长，宽度极大和构造运动活跃的洋底山脉、海底火山和岩浆的喷发普遍，浅源地震频繁。

共同特点是地形高差起伏悬殊，新生代岩层发生显著形变错位，火山与岩浆活动强烈，岩层显著变质以及频繁的地震活动等。 2．相对稳定区

在构造活动带之间是相对稳定的区域。地形起伏较缓，新生代岩层形变错位不强，很少有新生代火山岩浆活动，地震活动弱。这种稳定区内最稳定的是洋底深海平原区和上由古老地盾构成的高原和平原区。

（二）成因－板块构造学说

1．板块构造

板块构造，又叫全球大地构造。所谓板块指的是岩石圈板块，包括整个地壳和莫霍面以下的上地幔顶部，也就是说地壳和软流圈以上的地幔顶部。 3. 六大板块与全球构造地貌的形成

新全球构造理论认为，不论壳或大洋壳都曾发生并还在继续发生大规模水平运动。但这种水平运动并不象漂移说所设想的，发生在硅铝层和硅镁层之间，而是岩石圈板块在整个地幔软流层上像传送带那样移动着，只是传送带上的“乘客”。

勒比雄根据新生代构造活动的格局，将全球岩石圈分为六大板块——太平洋板块、欧亚板块、印度洋板块、非洲板块、美洲板块和南极洲板块。除太平样板块完全属洋壳构成外，其它五个板块范围兼包陆壳和洋壳部分。板块之间的边界活动带是由上述三大构造活动带组成。这些边界地貌反映了两侧板块性质与活动的特点。洋脊裂谷带的生成反映了两侧洋壳板块的分离，环太平洋边缘主要反映了洋壳板块与陆壳板块的汇聚，喜马拉雅山突出反映了两侧陆壳板块的碰撞过程。

板块的分离与汇聚运动是以地球内部物质对流运动为基础的。整个地壳和上地慢组成的岩石圈板块是随地球内部物质对流运动而运动。由于对流运动在

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大洋中脊轴部上涌，使二侧板块发生平移分离运动，而在对流下沉区则发生板块汇聚和碰撞，以致形成三种板块边界构造活动带不同的构造和地貌特征。

由于洋底上最老的物质是侏罗纪的，这就说明现在的世界洋底是中新生代形成的，中生代早期及以前的古老地壳，随着中、新生代洋底的扩张而发生漂移，逐步演变成现代的与洋底地貌。

思考题 ：

1.简要叙述陆壳和洋壳的特征差异

2.简述全球构造地貌的特征和成因

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第二节 海底构造地貌

（ Submarine morphotectonics）

全球构造地貌的主要单元之一，主要受洋壳板块及其边缘构造控制，一般分洋底和边缘两大部分。 一、洋底构造地貌

（一）大洋中脊（洋脊）

大洋中脊是洋底的重要地形，是地球上最长的海底山脉，全长约80000公里。在大西洋、太平洋、印度洋均有分布，并相互连通。其上水深约3000~4000米。

洋脊的地形较为复杂，由两列平行脊峰和中间的洋脊裂谷构成，并被一系列横向转换断层切断成不连续的段落。

洋脊裂谷是地慢物质上涌地方，是地球上规模最大的新生代玄武岩岩浆喷发溢流活动带，是新洋壳形成地带，伴有频繁的浅源地震。当地幔物质上涌时，洋脊顶部受拉张而形成纵向的洋脊裂谷。同时，岩浆溢出，新洋壳不断地在中脊顶部形成，并不断向两侧扩展，因而离洋脊越远，洋底年龄越老。洋脊上缺乏深海沉积物，保存了熔岩溢流、火山喷发及转换断层所造成的原始地形。 （二）大洋盆地

大洋盆地位于大洋中脊两侧，向外与边缘相接。它是洋壳从洋脊向外迁移过程中形成的。这里构造运动相对平静，岩浆活动微弱，缺少地震活动。其中主要地貌类型有： l．海岭

海岭是大洋盆地内部大型正地形的总称。

其成因类型有火山海岭、断裂海岭和陆壳海台等。 2．深海平原

大洋盆地中被海岭分隔开的低地，又称海盆。平均水深5000~6000米，其原始状态为大约300米起伏的丘陵地形，主要是化学沉积和生物沉积，速率较慢，约0.2厘米/千年。 3．海沟

海沟在构造上是岩石圈板块相撞的产物。洋底一侧的洋壳以一定角度向边缘一侧陆壳下面俯冲，在俯冲带位置上形成了海沟。与岛弧伴生，主要分布在太平洋周围。 二、边缘构造地貌

边缘是陆地与洋底之间的过渡地带。水深在0～3KM。包括架和坡两部分。

根据新生代板块构造运动与构造地貌特征，边缘可分为稳定型和活动型二大类。

（一）稳定边缘

稳定边缘以大西洋两侧的美洲与欧洲、非洲边缘较为典型，故又称为大西洋型边缘。在其复杂的断块构造的基底上通常有几千米以上的中、新生代陆源碎屑沉积物，形成宽阔的架，架的外侧至大洋盆地为坡。此类边缘基本上无火山活动，也极少有地震活动，反映了新生代构造运动相当平静的特点。

板块构造理论认为，这种稳定边缘过去是裂谷两侧的陆壳。早期它作为板块边界具有强烈构造活动特征。后期则随洋底扩张逐渐远离，中部形

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成大洋盆地，其两例接受来自陆地的大量沉积，成为稳定的边缘。 （二）活动边缘

在太平洋周围最为典型，故又称为太平洋型边缘。整个边缘由海沟与岛弧或边缘山地组成，是构造运动最强烈的板块边界，世界上 60～70％的活火山以及绝大部分深源地震都分布在这个地带，同时还有频繁的中、浅源地震。靠大洋一侧震源深度较浅，靠一侧较深。

板块构造理论认为，这里是大洋板块与板块冲撞挤压的地带，当大洋板块自洋脊向两侧移动时，由于洋壳板块的岩石密度大，位置较低，遇到板块时，便俯冲到板块之下，在俯冲带上形成深海沟以及与其平行的山脉成岛链。根据活动边缘的地形特征，可分为以下二类： 1．安第斯型边缘：

以太平洋的东岸最为典型。由海沟与边缘山脉组成，架非常狭窄。 2．东亚型边缘

以东亚的边缘最为典型。自海向陆依次出现海沟、岛弧和弧后盆地，构造复杂多样。

第三节 陆地构造地貌

一、陆地构造地貌分区

（一）板块边界构造活动带的构造地貌

1．新生代褶皱山带

新生代板块的碰撞俯冲作用形成的。这里构造活动强烈，有频繁的地震，某些地段还有近期的火山活动。

2．裂谷带

陆壳受拉张作用正发展为新的板块边界构造活动带。地震显著，裂谷低地有火山喷发与熔岩溢流活动，它与洋脊裂谷相同，都处在地球内部物质对流上涌的张裂地带上。裂谷的存在预示着新洋壳和新大洋盆地的生长。 （二）板块内部构造活动带的构造地貌

1．褶皱块断山脉 2．断块山与断陷谷

（三）板块内部稳定区的构造地貌。

该区长期以来构造宁静，新生代构造运动大多表现为大面积的拱起和拗陷。 如果大面积的拱起区内缺少构造差异活动，经长期侵蚀形成高原或低山丘陵，形态单一，起伏不大；如果在大面积的拱起区内有一定的构造差异活动。则地形起伏较为复杂。

大面积的拗陷区经长期堆积则形成广阔的堆积平原。 二、陆地构造地貌类型 （一）山地

山地是一统称，是由山岭及其间的谷地或山间洼地组合而成。“山脉”仅限于带状延伸的山地。

山地的绝对高度和相对高度都较大，山地的顶部常有古老的夷平面存在，而阶段性抬升，又致使山地出现多层地貌的特征。

山地是地壳上升地区经外力切割而形成。

由于内外力作用强度的不同和变化，山地的绝对高度和相对高度均有很大的差异。据此将山地分为极高山、高山、中山、低山。据相对高度大小可分为深切割、中切割和浅切割或高起伏、中起伏和低起伏的高山、中山或低山。

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丘陵的绝对高度和相对高度均较上述小，我国一般是指海拔高度500m以下、相对高度不超过200m的高低起伏的低矮山丘。

据作用营力的不同，可将上述山地分为火山形成的、流水作用的、喀斯特作用的、冰川作用的等类型。同时，在这些不同类型的山地上，叠复着有关外力作用形成的次一级地貌类型。 （二）平原与高原

平原是一种广阔的平缓的地貌类型，海拔高度一般20Om以下。多是在内力产生的沉降和外力发生加积条件下形成的。

据作用营力的不同，可分为熔岩平原、溶蚀平原、冲积平原和海成平原等；按作用性质不同，可分为构造平原、剥蚀平原、剥蚀-堆积平原、堆积平原等。

高原是指海拔高度在1000m以上、比附近低地高出500m以上的广大平坦的地面。规模较大的高原是新构造运动大面积抬升的结果。它以较大的高度区别于平原，又以较平缓的地面和较小的起伏区别于山地。

盆地是一种复合地貌类型，由周围的山地或高原和中部的平原（或低矮的丘陵）所组成。它是构造差异运动的产物，周围的抬升和盆地内部的相对沉降形成明显的对照。 三、地质构造地貌

地质构造地貌是指不同地质构造和不同岩层的差别抗蚀力而形成的地貌。 （一）水平岩层构造地貌

当地面未受切割时，地貌上表现为同一岩性构成的平原或高原；在受切割的情况下，顶部岩层较硬时，常形成桌状台地、平顶山和方山。

软硬岩层互层时，在差异风化作用和重力作用下，常形成层级状山地。 在我国广东、福建、江西、湖南、浙江和安徽等地，在老第三纪红色砂砾岩组成的水平岩层地区，经流水沿垂直节理的侵蚀、重力作用、溶蚀作用等，常形成陡崖、深谷、平顶山地组合的丹霞地貌。 （二）单斜地貌

发育在构造盆地的边缘、穹窿高地的边缘、褶曲两翼等的单向倾斜岩层上的地貌，统称为单斜地貌。地貌形态上表现为单斜山（或猪背山）与单斜谷。 单面山的形态特征：顺岩层走向延伸，两坡不对称。

单斜构造区的水系特征：顺向河、次成河、逆向河和再顺向河。 （三）褶曲地貌

背斜山和向斜谷是构造与地形相吻合的称为顺地形；向斜山与背斜谷是构造与地形相反的称为逆地形（或倒置地形）。

由短轴背斜和短轴向斜组成的倾伏褶曲，经外力侵蚀破坏后，地表出现之字形转折的单面山和单斜谷。 （四）穹窿构造地貌 成因上有二种类型：

1．侵入岩体上升或拱曲运动

2．由塑性盐体、粘土组成核心的穹窿构造 （五）断裂地貌（断层地貌） 1．断层崖

是指断层活动所形成的陡崖。

①断层崖壁表面的岩石风化侵蚀，使崖壁后退、坡度变缓，最终可使断层崖消失。

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②在断层崖破坏的早期阶段，由于受横切断层崖的沟谷和河流的侵蚀，完整的断层崖被分割出许多三角形的断层崖，称断层三角面。与此同时，这些河流携带大量的物质在下降盘堆积，形成沿断层线分布的一系列洪积扇。这种由一系列断层三角面和洪积扇交错分布的地貌特征，往往是断层存在的地貌特征之一。

2．断层线崖

除活动断层直接形成的断层崖以外，还有一种是沿夷平的古老断层线位置发育的断层崖称为断层线崖。这种断层崖不是断层活动造成的，它们的形成是断层崖夷平之后，由于两盘岩石的抗蚀力不同，一侧被蚀为谷，另一侧残留成山，古老断层被揭露出来，并沿断层线发育成断层崖。 3．断层谷

断层带是岩层的破碎地带，河流等外力常利用这种软弱地带发育成谷地，称为断层谷。断层谷两侧地层不对应，地形也不对称，谷地在平面上较顺直。

4．断块山与断陷盆地：是在地垒和地堑的构造基础上形成的。 （六）火山与熔岩地貌

1．火山地貌：火山口、火口湖、火山锥。

2．熔岩地貌：熔岩丘、熔岩垄岗、熔岩台地和熔岩高原、熔岩隧道、熔岩堰塞湖等。

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第三章 风化作用与坡地重力地貌

本章重点、难点内容：

1．风化及风化壳对地貌发育的影响 2．崩塌的发生条件

3．滑坡的地貌特征及发生条件

第一节 风化作用与风化壳

一、风化作用

地表岩石和矿物受温度变化、大气、水溶液和生物的影响所发生的一切物理状态和化学成分的变化称为风化作用。它是一切外营力作用的先导。

通常把风化作用分为物理、化学和生物风化作用三种。而生物风化作用就其本质而言，可纳入物理风化和化学风化之中。 （一）物理风化作用

是指岩石发生物理疏松崩解等机械破坏过程，一般不引起化学成份的改变。产生物理分化作用的原因有：

①岩石卸荷释重而引起的剥离作用 ②外来晶体在岩石裂隙中的挤压作用

③因温度变化而引起岩石体积发生膨胀与收缩作用 ④生物活动对岩石机械风化作用的影响 （二）化学风化作用

岩石、矿物与大气圈、水圈、生物圈中的各种化学组分发生一系列的化学反应，从而改变了岩石的矿物成分和化学成分，这种作用称为化学风化作用。 影响化学风化作用的因素很多，最重要的是水、大气和温度。

化学风化作用的类型有：溶解作用、水解作用、水化作用、碳酸盐化作甩、氧化作用、生物化学风化作用等。

以上各种风化作用在自然界不是单独进行的，往往是同时进行、相互影响、相互促进的。物理风化作用使岩石发生机械破碎，加大孔隙度，岩石表面积增加，有利于水、空气、微生物的侵入。因此，物理风化作用促进了化学风化作用的进行；而化学风化作用不仅改变了岩石的化学成分，而且破坏了其结构，减弱了矿物之间的凝聚力，又有利于物理风化的进行，它也是物理风化作用的继续和深入。 二、风化壳

（一）风化壳的概念及其特征

残留在原地基岩之上的风化物称为残积物。 被风化了的岩石图的疏松表层称为风化壳。

风化壳按其平面形态特征可分为面状、线状、囊状和复合型风化壳等几种类型。

风化壳在剖面上具有明显的垂直分带性 自上而下可划分为土壤层、风化土层（全风化带）、风化碎石带（强风化带）、风化块石带（弱风化带）、风化裂隙

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带（微风化带）以及原岩。各带之间都是逐渐过渡的。 （二）风化壳的发育阶段

1．物理风化为主的阶段：岩（碎）屑型风化壳 2．化学风化为主的阶段：

①化学风化的早期阶段：

硫酸盐常在地势低洼的地方富集，形成硅铝一硫酸盐型风化壳；碳酸盐常在原地富集形成硅铝一碳酸盐型风化壳，故又称富钙阶段。

②化学风化的中期阶段：

硅铝酸盐分解为各种粘土矿物。在这些风化物中，硅铝相对富集，故又称富硅铝阶段。组成的风化壳称为硅铝粘土型风化壳或高岭土型风化壳

③化学风化的晚期阶段：

Al2O3.2SiO2.2H2O+nH2O →Al2O3. nH2O+ 2SiO2.H2O

最后残留的多为铁、铝、锰的氧化物及耐风化的石英，在这些风化物中，铝铁相对富集，故又称为富铝铁阶段。所形成的风化壳称为铁铝型风化壳或砖红壤风化壳。

（三）影响风化壳发育的因素 1．气候条件

不同的气候条件下，具有不同的水热条件，风化壳的发育阶段和风化壳的类型均不一样，使得风化壳具有明显的水平地带性： ①极地和高山寒冷气候区：岩屑型风化壳

②温带半干旱和沙漠地带：硅铝-氯化物-硫酸盐型风化壳 ③温带草原气候：硅铝-碳酸盐型风化壳 ④温带森林气候，硅铝-粘土型风化壳 ⑤热带、亚热带湿热气候：砖红壤风化壳

2．地貌条件

不同的地貌条件，影响到风化作用及残积物的分布。在地面起伏较大、新构造运动较强烈的山区及地势低洼的地方均不利于风化壳的发育，只有在准平原上、分水岭的鞍部以及较平坦的地区，才有可能发育成巨厚的残积型风化壳；高大山区会形成风化壳类型的垂直分带性。

3．岩性和时间：母岩的成分影响风化壳的发育。风化作用时间直接影响到风化壳的发育阶段。

第二节 坡地重力地貌

坡面上的岩土体在重力作用及地表水地下水影响下沿坡向下运动称为块体运动，并形成一系列独特的地貌，即坡地重力地貌。 一、崩塌

（一）崩塌及其特征

陡峻斜坡上的岩土体、石块和碎屑层等，主要在重力作用下，突然快速地向坡下崩落，在坡麓形成倒石堆，这一过程称为崩塌。 发生突然；速度块；破坏性大；形成倒石堆。 （二）崩塌的类型

1．山崩：山坡上规模巨大的崩塌。

2．坍岸：发生在河岸、湖岸、海岸的崩塌。

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3．散落：岩屑沿斜坡向下做滚动或跳跃式的连续运动。 （三）崩塌的形成条件 1．地貌条件

崩塌只能发生于陡峻的斜坡地段。

崩塌作用主要发生在河流强烈切割、地势高差较大、地形破碎、坡度陡峻的高山峡谷区，特别是河流的上游、河流强烈侧蚀的凹岸，以及海蚀崖、湖蚀崖和水库的库岸等处。 2．地质条件

主要是受岩性、结构和构造的影响。 3．气候条件

崩塌是和强烈的物理风化作用密切相关的，因而，在一些日温差、年温差较大的干旱、半干旱地区，易形成崩塌。 4．触发因素

暴雨、强烈的融冰化雪、爆破、地震及人工开挖坡脚等是引起崩塌的触发因素。

（四）崩塌地貌

坡上部为切入山坡呈围椅状的陡坎地形，一称为崩塌壁。其下为崩塌体位移时刨出浅的沟槽。坡下平缓地带为锥形的倒石堆或岩屑堆。

倒石堆由巨大的岩块、碎石和岩粉等崩积物组成，大小混杂，无层理，岩性成分与组成陡坡的岩性一致，碎屑呈角砾状，分选性极差。 二、滑坡

坡面上大量土体、岩体或其它碎屑堆积物，主要在重力和水的作用下，沿一定的滑动面做整体下滑的现象称为滑坡。 （一）滑坡的地貌特征 ①滑坡体

②滑动面与滑动带 ③滑坡壁与滑坡台阶 ④滑坡舌与滑坡鼓丘 ⑤滑坡湖与滑坡洼地

⑥滑坡裂缝

（二）滑坡的形成条件

1．斜坡的地貌特征：

斜坡的高度、坡度和外形是决定滑动力大小的主要因素。 2．斜坡的组成物质与地质结构：

滑坡主要发生在由松散堆积层构成的较陡斜坡上。松散地层中的滑坡，多与粘土夹层有关；基岩滑坡较少见。基岩中的滑坡，多发生在页岩、泥质灰岩以及千枚岩、片岩等岩层分布区。

斜坡内的各种地质软弱面常构成滑动带的软弱面。 3．地下水的作用：

地下水丰富的斜坡易发生滑坡。 4促使滑坡滑动的因素： ①斜坡形态的改变

②大气降水和地下水的变化 ③震动影响

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（三）滑坡的类型及其发育阶段 l．滑坡的类型

按物质组成可分为：①土质滑坡；②岩质滑坡

按滑动面与岩体结构面之间的关系可分为：①同类土滑坡；②顺层滑坡；③切层滑坡

按滑体厚度可划分为：①浅层滑坡。②中层滑坡；③深层滑坡

按滑动年代分为：①古滑坡；②老滑坡；③新滑坡；④发展中的滑坡 按运动形式可分为：①牵引式滑坡；②推动式滑坡 2． 滑坡的发育阶段

①蠕动变形阶段

斜坡后壁开始形成拉张裂缝，地表水下渗加强，二侧出现剪切裂缝，滑动面逐渐形成。这一阶段的时间有长有短，短的几天，长的几年。

②剧烈滑动阶段

滑动面已形成，滑坡体与滑床完全分离；各种裂缝相继出现，裂缝错距加大；滑坡后壁出露面积越来越大；滑坡体前缘形成滑坡舌与滑坡鼓丘；坡脚渗出大股浑浊泉水。此时预示滑坡即将滑动。在其他触发因素的诱发下，将产生剧烈滑动。

③渐趋稳定阶段

土体压实，裂缝逐渐闭合，滑坡壁变缓，形成马刀树。

但滑坡体的稳定可以是暂时的，也可能是长久的，主要取决于引起滑坡的主要因素是否消失。 3．古滑坡的识别

辨别古滑坡的形态标志主要有： ①滑坡壁遗迹

②反坡台阶、池沼或湿地

③坡脚出现渗泉、大弧石或弧形突出的堆积体 ④斜坡上单沟转向与双沟同源

⑤岩层倾向异常及埋藏高度的变化

⑥滑坡泥、擦痕、滑动面和被填塞的裂缝

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第四章 流水地貌

本章重点、难点内容：

l．坡面径流作用及其形成的地貌 2．沟谷水流作用及其形成的地貌

3．河流地貌的类型、特征、成因及其发育 4．河口地貌与流域地貌 本章内容：

地表流水在流动过程中，对地表进行侵蚀，改变地表形态，同时将侵蚀下来的物质搬运到其它地方进行堆积，形成堆积地形。这类由地表流水的侵蚀、搬运和堆积作用所塑造的各种地貌，统称为流水地貌。 地表流水按其流动形式可分为： ①面状水流（坡面径流）：通常由许多细小股流组成，无固定的流路，时分时合，多呈薄层片流形式，顺坡向下流动。

②线状水流：是指在沟谷或河槽中流动的水流。按水流的持续性，又可分为暂时性水流和经常性水流两种。前者在干旱和半干旱地区最为发育，后者在湿润气候区分布普遍。

第一节 坡面径流及其所形成的地貌

一、坡面径流的形成与作用

大气降水或冰雪融化时，在倾斜坡面上所形成的薄层状的水流。

坡面径流是地表水流形成的初期阶段，它具有水层薄、流路广、作用时间和流程短等特点。

坡面径流的形成受降水强度、蒸发量、土壤渗透率和地形条件等因素的影响。在其形成初期呈漫流状态，之后发展为无数细小股流沿坡度最大方向流动。 坡面径流对坡地的作用主要表现为冲刷、搬运和堆积作用三种方式。影响坡面径流作用强度的因素主要有：

①气候：取决于降雨量和降雨强度。 ②地形：

a．坡度：坡度愈大，流速加快，冲刷能力增强，但坡度加大却又使坡地单位面积上的受雨量减小，造成冲刷能力的相应减弱。据观测，在坡度小于200的范围内，坡面径流的冲刷能力，随着坡度的加大而迅速增大；大于200冲刷

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能力乃有增加；至40左右达到最大值；此后，冲刷能力就随着坡度的加大而递减。

b．坡长：一般坡长愈长，沿程流量不断增加，冲刷能力相应增强，但随着坡长的增加，水流搬运的泥沙量随之增多，水流因耗能而可能使冲刷能力变小，甚至产生泥沙的堆积。 C．斜坡形态

③斜坡组成物质：影响到斜坡的抗蚀力和渗透率。一般松散物质组成的斜坡较基岩易冲刷。

④植被：防止雨滴对坡面的直接冲击；减少坡面径流量；降低径流速度；

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根系和有机质固结土壤，增大抗蚀力。 二、坡面径流作用形成的地貌 （一）不明显冲刷带

位于接近分水岭的斜坡顶部，地貌类型以浅凹地为代表。 （二）冲刷带

位于斜坡中部，冲刷作用最强，形成一系列与坡向一致的平行侵蚀纹沟。 （三）淤积带

在坡麓地带，由于坡度变缓，坡面径流流速减小，并有大部分水体渗入地下，水流携带的大量碎屑物质在坡麓发生堆积。堆积下来的物质叫坡积物。坡积物围绕坡麓堆积形成形如裙边的堆积地形，称为坡积裙。

坡积裙的纵向剖面形态呈中部微凹的倾斜曲线，上部坡度较大，一般60～80，向下逐渐变缓。前缘常与河谷底部、山间盆地或山前平原相连接。

坡积物的岩性与所在坡地的基岩相同，机械组分一般由粉砂、砂和块砾等碎屑物质组成，自顶部向前缘机械组分由粗变细，碎屑物的磨圆度很差，分选性不好，在垂直剖面上稍具层 理结构。

斜坡在坡面径流的长期作用下，坡地不断后退，高度不断降低，坡麓的堆积逐渐增多，地势日趋和缓。

第二节 沟谷水流及其所形成的地貌

沟谷水流由面状水流发展而成，属暂时性线状水流。它是在暴雨或冰雪大量融化时形成的瞬时洪流。流速快，流量变化大，暴涨暴落，含沙量大，泥沙粒径大小不一。在干旱、半干旱地区的草原或山麓地带分布尤为广泛。 一、侵蚀沟谷的发育

侵蚀沟谷是指暂时性线状水流侵蚀形成的深浅不一、长度不等的长条形负向地形。

侵蚀沟谷主要是暂时性线状水流不断冲刷、刻切斜坡而形成。根据侵蚀沟谷的纵横剖面形态特征和演变过程，可把沟谷的发育分为以下三个阶段： 1．切沟：由细沟发展而成。宽深约1-2米，横剖面呈V字形，沟缘明显，沟底纵剖面与所在坡面大致平行，沟底无稳定的堆积物。 2．冲沟：．由于向源侵蚀，沟头后退，沟谷增长，沟头产生陡坎和跌水。由于侧蚀作用，沟槽加宽，横剖面呈宽展V字形。沟底纵剖面与原始斜坡坡面不一致，呈凹弧曲线，沟谷下端有部分堆积物存在。

3．坳沟：沟谷不再下切加深，纵剖面坡度相当平缓，沟底有沉积物覆盖。沟坡平缓，没有明显的沟缘，横剖面是宽浅的U字形。这种宽浅的干谷称为坳沟。

在冲沟的发育过程中，若沟底下切到潜水面以下，冲沟就发育为具有经常性水流的河谷。

二、沟谷水流形成的地貌组合

沟谷水流所形成的地貌具有明显的垂直分带性，自上游到下游可分为以下三部分：

（一）集水盆

指沟谷上游的小型盆状集水洼地。

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（二）沟谷主干

它是集水盆地水、沙的通路。具有谷深、坡陡、沟床纵向坡降大、跌水发育等特点。

（三）洪积扇

暂时性沟谷水流挟带的大量泥沙、碎屑物质在出山口处堆积的扇形堆积体称为洪积扇（湿润地区小规模的扇形地称冲积扇或冲积锥）。 1．洪积扇的成因

沟谷水流在流出山口后，由于坡度变缓，流速减慢，并形成散流，加之蒸发和下渗，水量减少，搬运能力大大减弱，致使大量物质发生堆积，形成以沟口为顶点的向山前倾斜的扇状堆积地形。山麓地带的洪积扇不断扩大而彼此相互联合，就形成广阔的山前洪积平原（或称山前倾斜平原）。 2．洪积扇的分布

洪积扇发育典型而广泛的地区是干旱、半干旱地区的山麓地带。

3．洪积扇的特征：

（1）形态特征：平面上呈扇形，规模较大；顶部与沟口相连，坡度较大，向边缘坡度逐渐减小；洪积扇表面发育有放射状散流，且不稳定，经常改道。 （2）物质组成与内部结构特征：自扇顶至扇缘可分为三个相带：

扇顶相：位于洪积扇顶部，通常表现为舌状叠覆的砾石堆积体，砾石粒径大，堆积层厚度大，分选差，透水性强，其间发育有砂、亚粘土等物质充填废弃河道而形成的充填构造。

扇中相：位于洪积扇的中部，组成物质比扇顶细，主要由砾石、砂和粉砂组成，扁平的砾石呈叠瓦状向上游倾斜，常见交错层理。

扇缘相：位于洪积扇边缘部分。组成物质较细，由亚砂土、亚粘土组成，具有水平层理和波状层理。地下水往往在该地带溢出地面，局部地段产生地表滞水和沼泽化等现象。

4．新构造运动与洪积扇的变形

洪积扇在发育过程中，受新构造运动的影响，会发生各种形式的变形，形成不同类型的洪积扇。

(1）叠置式洪积扇：在洪积扇形成之后，山体断续上升，山前地带相对下沉，在老洪积扇前面可形成新的洪积扇，后者部分地覆盖在前者之上，形成叠置式洪积扇。

（2）念珠式洪积扇：当洪积扇形成后，山体发生大规模抬升，山前平原迅速相对下降，老洪积扇位置抬高，新、老洪积扇以沟谷相连，无覆盖现象，形成成串的洪积扇。

（3）不对称叠置式洪积扇：在老洪积扇的两侧，新构造运动不等量升降，暂时性沟谷水流所挟带的物质向上升量小的一侧偏离堆积，成为不对称形，在老洪积扇一侧形成新洪积扇。

气候变化会影响到沟谷水流流量的变化、含沙量的增减以及搬运颗粒大小等的变化，从而影响到洪积扇范围的大小。气候由干变湿，洪积扇面积变大，纵向坡度变缓；气候由湿变干，洪积扇面积变小，纵向坡度变陡。 三、泥石流

泥石流是山区常见的一种突发性自然灾害现象，是由大量土、砂、石块等固体物质与水组成的一种特殊洪流。

特征：固体物质的体积含量一般超过15%，最多达80%；发生突然，运动速

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度极快，历时短暂，破坏力极大。

分布：温带和半干旱山区。我国主要分布在川西、滇北高山高原区、东南部、西北地区。

（一）泥石流形成的基本条件

1．要有大量松散的固体物质：这些物质主要是由风化、崩塌、滑坡等提供的，在高山地区还有冰川活动所提供的物质。

2．要有充足的水源：主要由暴雨、洪水、冰雪大量融化及湖泊、水库溃决时产生。

3．有利的地形条件：沟谷的上游为环形洼地，有利于固体物质和水的聚集，中游为沟坡陡峻、比降较大的沟床，有利于泥石流的快速下泻。 （二）泥石流的类型

按泥石流的物质结构和流态特点可分为：

粘性泥石流： 固体物质含量一般大于40%，最多达80%，尤其含有一定

量的粘性成分；泥石流做等速运动；具有阵流现象；常形成沟谷阻塞现象；有高而陡的“龙头”。

稀性泥石流：固体物质含量一般10~40%，粘性成分少；泥石流做不等

速运动；不易形成沟谷阻塞现象和阵流现象；也无明显的“龙头”。

按泥石流的物质组成可分为：泥流、泥石流和水石流

按泥石流的激发因素可分为：冰川泥石流、暴雨泥石流和地震泥石流等。 （三）泥石流作用形成的地貌特点

泥石流沟谷的上游为高山环抱的环形洼地，此区域以侵蚀作用为主。 泥石流沟谷的中游为峡谷地形。

泥石流沟谷的下游以堆积作用为主。粘性泥石流停积后，形成许多平行于主流方向的砾石垄岗；稀性泥石流的堆积体呈扇状（泥石流扇），沉积物粒径自上游而下游逐渐变小，有一定的分选性。

第三节 河流作用

一、河道水流运动特征 （一）层流与紊流 1.层流

2.紊流 （二）环流

在弯道河流的横断面上，表层水流由凸岸流向凹岸，底层水流由凹岸流向凸岸所构成的一个封闭环流系统称为环流（或称横向环流）。

环流的特点是水流作环状运动，环流轴与河流方向平行。 1．弯道离心力作用

2．地球自转偏向力作用 3.河床水位变化 （三）旋涡流

旋涡流是绕着垂直于流向的环流轴旋转的水流。根据旋涡流对河床作用的不同，可分为：①直轴旋涡流；②横轴旋涡流。 二、河流作用

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（一）河流的侵蚀作用

1．河流的下蚀作用（下切侵蚀、垂直侵蚀、深向侵蚀）

流水加深河床与河谷，使河床高度不断降低的作用称为下蚀作用或称下切侵蚀、垂直侵蚀。

下蚀作用的强度主要取决于水流的动能、含沙量、河床坡度以及河床组成物质的抗冲强度。

河流下蚀作用的总趋势是加深河谷，减小河床纵剖面的坡度，并使其向均衡剖面方向发展。

2．河流的溯源侵蚀作用

河流在下切过程中所形成的坡折、河流的源头，受到流水的侵蚀不断向上游或河间地地带推进，河流的这种侵蚀方式称为河流的溯源侵蚀作用。它实际上仍是河流下蚀作用的一种表现形式。

产生溯源侵蚀作用的原因主要有：①河流的流量、流速增大；②河流侵蚀基准面下降。

溯源侵蚀作用的结果使河床伸长，河流向纵深方向发展。 3．河流的侧蚀作用（旁蚀、侧方侵蚀） 流水拓宽河床和河谷的作用称侧蚀作用。

侧蚀产生的主要原因是由于河谷的弯曲而产生的横向环流作用，使得凹岸受蚀，凸岸堆积。

结果河床发生侧向迁移，河谷拓宽，并导致河曲的发育。

以上三种侵蚀作用方式是同时存在，同时进行的，只是在不同时期、不同河段三者的侵蚀强度不同。 （二）河流的搬运作用

河道水流携带泥沙及溶解质，并推移床底沙砾的作用称为河流的搬运作用。 河流搬运物质方式主要有推移、跃移、悬移和溶解质搬运。

在流水搬运物质过程中，各种方式同时存在；随水动力条件的变化，又可相互转化；河流的搬运量与流速、流量及流经地区的自然环境有关；河流搬运的物质具有良好的磨圆度。 （三）河流的堆积作用

当河流的搬运能力下降时，其搬运的物质就要发生沉积，即河流的堆积作用。

引起河流搬运能力降低的原因很多，主要有：流速减小、水量减少、河床坡度减小、泥沙增多及人工筑坝拦水等。

综上所述，河流作用有侵蚀、搬运和堆积三种方式。三者是同时进行的，但在不同时期和不同河段，其作用性质和强度是有差别的。一般情况下，上游以侵蚀作用为主，下游以堆积作用为主；凹岸以侵蚀为主，凸岸以堆积为主。

就某一河段而言，主要取决于水流的挟沙力与河流含沙量的对比关系。

第四节 河流地貌

一、河谷的基本形态

从河流的横断面来看，包括谷坡和谷底二部分。谷坡上常有阶地发育。谷底由河床和河漫滩组成。

从河流的纵向来看，上游河谷深窄，谷壁陡峭，呈V形谷，河床纵剖面坡降较大，谷底多急流、瀑布，两岸山嘴交错分布；中游谷地宽浅，表现为U字

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形，发育有河漫滩和阶地；下游河谷宽广，河床坡度较小，多曲流和分汉河道，有广阔的河漫滩或冲积平原发育。

从河谷的发展历史来看。在其发育初期，河流坡降较大，多为深狭的峡谷地形，谷底常有急流、瀑布和壶穴；之后，河床纵剖面坡度变小，侧蚀作用加强，发育曲流和河漫滩，河谷横剖面呈宽浅的 U字形；最后，谷坡在长期的侵蚀作用下，在宽广的河漫滩或冲积平原两侧，仅残留缓斜坡地或丘陵。 二、河床地貌

河流平水期河水所占的谷底部分称为河床。 （一）河床纵剖面

一条河流从河源到河口，沿河床最低点所作的剖面称为河床纵剖面。

一般河流的上游或山区河流河床纵剖面坡度较大，多坡折；而河流下游或平原地区河流河床纵剖面坡度较小，起伏小。多数河流的河床纵剖面从宏观上看是一凹形曲线，微观上是有坡折的曲线。 1．河流的侵蚀基准面

控制河流下切侵蚀的水平面称为河流的侵蚀基准面。 侵蚀基准面可分为以下二种：

①终极侵蚀基准面：一般把海平面作为外流河的终极侵蚀基准面。

②局部侵蚀基准面：是指局部河段下切侵蚀的界限。局部侵蚀基准面只是暂时地、局部地控制河流的下切侵蚀。

当侵蚀基准面上升时（海面上升或河流流经的陆地部分下降），河流中下游水面比降减小，河流发生堆积；而当侵蚀基准面下降时（海面下降或河流流经的陆地部分上升），新出露的河床坡度较大，下切作用加强，产生溯源侵蚀。若新出露的河床坡度较小，则堆积作用加强。 2．河床的均衡剖面

天然河流在水流与河床的长期相互作用下，发育一定的断面和一定的河床坡降，当河床的侵蚀和堆积达到平衡状态时，这时的河床纵剖面呈现为一条圆滑均匀的凹形剖面，这条凹形剖面称为河床的均衡剖面。达到均衡剖面状态的河流，其冲刷力与河床的阻力相等，河流所具能量恰巧能够将来水来沙下输，床底不发生显著的侵蚀和堆积。

河床的均衡剖面是一条理想化的河床纵剖面，河床的实际纵剖面可能与之接近，达到暂时、相对的平衡。

由于影响河床纵剖面形成和发育的因素很多，且相互间存在着紧密的联系。其中，一个因素的变化会引起许多其它因素发生一系列调整。因此，床底侵蚀与堆积间平衡关系只是暂时和相对的。一旦已有的平衡被打破，河床则通过自身的自我调节能力，发生相应的调整，以求建立新的平衡。 （二）河床地貌的类型 1．沙坡

沙坡是冲积河床上常见的变化较快的一种微地貌。当推移质运动达到一定规模时，河床表面多形成起伏的沙坡。一般认为其形成与水流脉动有关。 2．浅滩和深槽

在冲积河流的河床上，分布着各种形态的泥沙堆积体，其高程在平水位以下者，统称为浅滩。浅滩的形态有边滩、心滩、沙埂（航道浅滩）等。浅滩之间，水深较大的河槽部分称为深槽。浅滩与深槽一般交替分布，使河床上出现纵向波状起伏的微地形。

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浅难和深槽的位置通常是以缓慢的速度逐渐下移的。且浅滩高程和深槽的深度往往具有年周期变化的特性。一般来说，浅滩洪淤、枯冲，而深槽则洪冲、枯淤。

3．石质浅滩和深槽、岩槛与壶穴 （三）冲积河床的平面形态 1．顺直微弯型

河道曲折率小于1.5，河岸顺直或略有弯曲，其内部形态随河水水位变化而发生改变。平水期，两岸边滩犬牙交错，水流弯曲，深槽、浅滩交替出现；洪水期，洪水淹没边滩，河水顺直奔流，深槽、浅滩的位置也不断发生变化。此类河床横断面上边滩与深槽并列，纵向上深槽与浅滩相间分布。

此类河床一般分布在河岸很难冲刷的河谷或狭窄、顺直的河谷中。 2．弯曲型

平面上碗蜒曲折（曲折率＞1．5），横断面上凹岸深槽与凸岸边滩相对应，纵剖面上为阶梯状，深槽与浅滩相间。

弯曲型河床的形成与螺旋流作用密切相关。在螺旋流作用下，凹岸受蚀，凸岸堆积，河床变得越来越弯，而形成曲流。在螺旋流的进一步作用下，曲流颈部愈来愈窄，最终可能产生裁弯取直。

根据地质条件和曲流发育状况，曲流可分为以下二类：

①自由曲流：形成在宽广的冲积平原或河漫滩上，河床不受河谷的约束，可以比较自由地迂回摆动。如下荆江河段。

②深切曲流：山区河流由于受基岩河岸的约束，不能自由摆动，而形成的深深切入地面以下的一种河曲。 3．分汊型

平面上河身呈宽窄相间的莲藕状，窄段为单一河床，宽段则由一个或几个江心洲间隔成二股或多股汊道。各股汊道经常处于交替的发展和消亡之中。此类河床主要分布于束窄河段上下方的开阔河段。 4．游荡型（散乱型）

河身宽浅，水流散乱，槽滩高差不大，沙滩众多，河汊密布，无固定主槽。

此类河床是严重淤积型河床。主要分布在沙多水少、洪水暴涨暴落，河岸及河床的抗冲性很小，而河床纵比降较大的河段。如黄河孟津-高村段。

河床演变上，泥沙淤积严重，多发育地上河；主槽变化迅速，经常摆动。 三、河漫滩

河谷内，洪水期被淹没，平水期露出水面的河床两侧的谷底部分。宽广的河漫滩称为泛滥平原或冲积平原。 （一）河漫滩的形成和沉积结构

河漫滩是在河谷发展过程中，河床沿河谷谷底侧向移动与洪水泛滥加积形成的。它经历了三个发展阶段：由滨河床浅→滩雏形河漫滩→成形河漫滩。 河漫滩的沉积结构具有明显的二元结构。下层为较粗的河床相冲积物，通常由砾石与砂层组成，它是河床侧向移动过程中沉积下来的；上层是较细的河漫滩相冲积物，通常为粉砂、粘土或亚粘土，它是洪水期的泛滥堆积物。 （二）河漫滩的类型 1．河曲型河漫滩

在弯曲型的河床中，凹岸被蚀、凸岸堆积主要发生洪水期，所以河床的侧向移动往往是跃进式进行的。一次洪水作用使凹岸发生强烈侵蚀，相应地凸岸

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发生强烈堆积，形成一条顺岸弯曲的沙坝，称为滨河床沙坝。平水期堆积物较少，成为分隔前后两次洪水期的两列沙坝之间的洼地。

在多次洪水作用下，随着河曲的发展，凸岸形成一系列弧形垄岗状沙坝与洼地相间的扇形地，称为迂迴扇。迂迴扇上垄岗的辐聚方向指向河流下游，向上游辐散。

2．汊道型河漫滩

分布于分汊型河床中。因泥沙堆积河床中发育众多心滩，其上形成一系列鬃岗与洼地相间分布的地形。 3．堰堤式河漫滩

在顺直或微弯河段，由于河水在洪水期漫溢河岸，大量悬移质在岸边附近沉积下来，形成天然堤。在多次洪水作用下，天然堤不断增高，河床也不断淤高，成为地上河。天然堤后是低洼地，常形成湿地、沼泽或湖泊。有时天然堤可堵塞两侧支流下游河床，而形成小型湖泊。当洪水冲决天然堤时，可在堤后洼地形成决口扇。此类河漫滩起伏较大。 4．平行鬃岗式河漫滩

顺直河段如作单向移动（受地球自转偏向力或新构造运动的影响），而在河床一岸形成一系列平行鬃岗，鬃岗之间为浅沟或湖泊、沼泽，另一岸却只有一条断续分布的砂坝。这种河漫滩称为平行鬃岗河漫滩。它是介于河曲型河漫滩与堰堤式河漫滩之间的过渡形式。 四、阶地

（一）阶地形态

阶地在形态上可分为阶地面、阶坡以阶地前缘、阶地后缘、阶地坡麓等。 阶地高度：阶地面与河流平水期水面之间的垂直距离。可以用阶地前缘和阶地后缘的高度表示，也可用平均距离表示。

阶地宽度：阶地前缘与阶地后缘之间的水平距离。

河流谷地可以发生多次淤积和下切，从而形成多级阶地。阶地级序通常由下向上、由新到老标记。 （二）河流阶地的成因

阶地在发育过程中必须经过二个阶段：①河流以侧蚀作用或堆积作用为主，形成宽广的谷底。②河流下蚀作用加强，河床位置降低，两侧谷底位置相对抬高而成为阶地。

宽广的河谷底，大部分为河漫滩所占，而河床只占一部分。由于流域内气候变化、地壳运动或河口海平面（基面）的变化等原因，引起河流下切侵蚀，河床大幅度的降低，谷底河漫滩部分超出一般洪水期水面以上，成为阶地。由于河流进一步下切侵蚀的原因不同，形成的阶地在形态上和结构上也不一致。引起河流下蚀作用加强的原因主要有： 1．气候变化

气候向寒冷方向发展，引起流域物理风化作用加强，或气候向干旱方向发展，流域植被覆盖度减少，引起水系上游部分沟谷活动加强，坡面冲刷强度加大，结果使流域补给河流的水量减少，流域供给河流的沙量增加，造成河床中上游普遍淤积。据研究，河流淤积层的厚度自河口向上游增加，中游达到最大，向上游又逐渐减小，最后在近河源处尖灭。

相反，气候向湿热方向发展，河流泥沙量减少，径流量增加，引起水流挟沙能力增大，使河床发生下切侵蚀。在整个下切过程中，上游段由于流量较小，下切幅度较小；中游段流量较大，并且水流的能量主要消耗于加深河床，下切幅度最大；下游河段水流大部分能

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量用以搬运由上游冲刷而来的泥沙。因此，流量虽然沿河流向下游增加，但下切的幅度却由中游向下游河口方向减小。河流下切结果，河床纵剖面坡度在上游增加，中游减缓，而下游几乎保持不变。与此同时，形成一系列阶地，阶地相对高度自河口向上游增加，至中游达到最大值，再向上游又逐渐减小，然后逐渐向河源尖灭。这类阶地纵剖面相对于下切之后的河床纵剖面，在形态上如弹弓之弦，称为弦状阶地。

河流在继续下切过程中，沿河形成一系列阶地，阶地级数在中游最多，在上、下游较少。这是由于河床左右摆动，河曲向下游移动的缘故。结果，不仅在上、中、下游的阶地级数不等，而且同一河段的河床两侧阶地也不对称，形成曲流阶地。

第四纪以来，冰期与间冰期交替出现。冰期为河床普遍加积的时期，而间冰期为河流下切，形成阶地的时期。由于这类阶地是流域气候变化的产物，常称为气候阶地。 2．基准面变化

侵蚀基准面下降通常会引起河口段河床比降的增加，比降的加大引起水流下切侵蚀。侵蚀作用从河口段开始，然后不断向上游方向发展，即溯源侵蚀。在溯源侵蚀能达到的范围，一般都会形成阶地。阶地的相对高度从下游向上游逐渐减小，在溯源侵蚀所达到的一点——裂点处消失。如果侵蚀基准面多次下降，则能在河床纵剖面上出现数个裂点。每一裂点的上游将比裂点下游少一级阶地。裂点下游的一级阶地与裂点上游的河漫滩相对应，即裂点上游的河漫滩面与裂点下游一级阶地面是同一时期的谷底。以后，裂点不断后退，也把这些河漫滩切割成阶地。

一般认为，第四纪间冰期是海平面普遍上升的时期，也是河流因海侵发生淤积的时期。由于海面变化在晚近地质历史时期交替出现，因此，因侵蚀基准面变化而形成的阶地称为旋回阶地。

3．构造运动

当地壳上升时，原先河床纵剖面的位置相对抬升，而水流侵蚀作用使河床降低，地壳上升的速率与河床下切的速率保持相等，在这种动态平衡的情况下，河床高程基本上保持原先的位置，原先谷底面靠近谷坡的部分则被抬升，形成阶地。在这一过程中，河流好象一把固定在空间上的利锯，而地壳就象一块木料。地壳长期间歇性抬升，河流间歇性下切形成多级阶地。

当流域大面积普遍均匀抬升，在整个流域形成阶地。如在同一时期，某一地区地壳上升幅度大，速度快，而另一地区上升幅度较小，速度慢，则在上升幅度大的地区，阶地高度也大。

（三）河流阶地类型

根据阶地的结构和形成作用性质，可将阶地分为以下几种类型： 1．侵蚀阶地

此类阶地由基岩组成。阶地面上没有或残余零星河流冲积物。多分布于构造抬升的山区河谷中或河流的上游。 2〃堆积阶地

河流的中下游分布普遍，主要由冲积物组成。根据阶地间接触关系以及河

流下切深度的不同，堆积阶地可分为以下几类: ①上叠阶地； ②内叠阶地； ③基座阶地；④埋藏阶地。 五、河谷的不对称

1．地形总倾斜方向的影响

2．构造和岩性影响 3．构造运动影响

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4．地球自转偏向力的作用 5．小气候的影响

第五节 河口地貌

一、入海河口的分段

1．近口段 2．河口段 3．口外海滨段

河口区的分段界线随河流、海洋的水文状况而变化。 二、河口区的水动力特征和泥沙运动

1．河口区是由河川水流与潮流相结合的双向水流作用作为动力条件。 2．咸淡水相互混合。 3．河口区的波浪作用 三、三角洲

通常把河口区由沙岛、沙洲、沙嘴等发展而成的冲积平原叫三角洲。 （一）三角洲形成的基本条件

1．丰富的泥沙来源：

2．海洋的侵蚀搬运能力较小：

3．口外海滨区地势平坦、水深较浅： （二）三角洲的发育过程

1．水下三角洲阶段：

2．沙岛与汊道形成阶段： 3．三角洲形成阶段： （三）三角洲的沉积结构

从沉积相的角度，按照河口区水动力、沉积物和生物组合等，一个完整的三角洲沉积体系可分以下三部分。

1．三角洲平原相 2．三角洲前缘相 3．前三角洲相

（四）三角洲的分类

按三角洲的形态特征。可分为：①鸟足状三角洲。如密西西比和三角洲。②扇形三角洲。③尖头状三角洲。如意大利的台伯河三角洲和西班牙的埃布罗河三角洲。④岛屿状三角洲。如恒河三角洲。

按河流作用与海洋作用的对比关系，可分为：①高度建设性三角洲；②高度破坏性三角洲。

按河口水流、波浪和潮汐作用的相对强度，可分为：①河流型，②波浪型，③潮汐型

四、河口湾

被海水淹没的河口区，称为河口湾。多呈喇叭状或漏斗状。其成因主要是冰后期海平面上升的结果，但也有因河口区构造下沉所成。

河口湾的发展有两个方向，一是河流输沙量较大时，河口湾将被泥沙充填而变成三角洲，如长江、多瑙河和密西西比河三角洲等都是由古代河口湾演变而成；二是河流输沙量少或构造下沉时，河口湾都将得到保持。

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第六节 流域地貌

一、水系和水系类型

水系是指一条干流及其所属各级支流共同组成的河流系统。 ①树技状水系 ②平行状水系 ③格状水系 ④长方状水系 ⑤放射状水系 ⑥环状水系

⑦分散洼地状水系 ⑧扭曲状水系

二、分水岭的移动和河流袭夺

分水岭：把相邻两条河流或流域分隔开的山岭或高地。有对称和不对称的分水岭。

由于分水岭两侧坡地的岩性、坡度、构造及其它自然条件的差异，距基准面距离远近不同．就会导致两侧坡地剥蚀速度和侵蚀速度的差异，溯源侵蚀能力强的河流，其源头不断地向分水岭伸展，分水岭逐渐降低，并使分水线不断地向另一侧移动，产生分水岭的迁移。

分水岭迁移的结果，有时使得溯源侵蚀能力强的河流夺取了另一侧河流的上游段，这种水系的演变现象称为河流袭夺。

袭夺他河的河流叫袭夺河。被袭夺的河流称为被夺河。被夺河的下游，因上游河道改道流入袭夺河，源头切断，称为断头河。

河流袭夺后所产生的地貌标志有：袭夺湾、裂点和瀑布、阶地或谷中谷现象、反流河、风口、宽谷小河形态的断头河等。 三、流水侵蚀地貌的演化

1．戴维斯的侵蚀循环学说

根据戴维斯侵蚀循环理论，如果一个地区经过一段时间迅速抬升后，地壳长期保持稳定，流域地貌的演化可分为幼年期、壮年期和老年期阶段。

1．幼年期：顺向河沿着原始地面倾斜发育。某流域地壳抬升后的初期，地貌景观如同有轻度河流作用的高原，水系尚未充分发育，只有很稀疏的水文网，河谷不深，谷底狭窄，与坡顶和分水岭地面有一明显的坡折。地面比较完整，河流之间有开阔平坦的分水岭，分水岭顶部保存有大片平坦的原始地面，地面排水不畅，常有沼泽、湖泊。这是地貌发育处于早期阶段的标志。以后，由于地壳迅速上升，河流下切侵蚀剧烈。随着河流下切侵蚀，河网密度增大，河谷加深，地面被强烈切割，此时河床纵比降最大，河谷横剖面呈“V”形，谷底狭窄，谷坡陡峻，原先河谷的开阔高地被切割成起伏很大的山岭。与此相应的是，谷坡的剥蚀速度相对于大河流的下切速度，谷坡不断展宽。由于谷坡不断剥蚀后退，使分水岭两侧的谷坡渐渐接近，终于相交，原来宽平的分水地面终于变成尖锐的岭脊。此时地势起伏最大，地面最为破碎、崎岖，地貌发育到这个时期，标志着幼年期的结束，壮年期的开始。

2.壮年期：一个地势起伏很大，地面切割得支离破碎，崎岖不平的山地地貌，在河流的侧蚀、滑坡、蠕动、泥石流、坡面冲刷等长期作用下，谷坡渐渐变得缓平，山脊变得浑圆，整个谷坡逐渐为连续的岩屑、土被所覆盖。此后，谷坡上部主要以土溜与蠕动的方式搬运风化物，与此相应的在该处呈现为凸形坡段；在谷坡的下部主要以坡面冲刷与沟壑侵蚀使物质得到输送，坡面多呈凹形。

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该阶段流域内的河流纵剖面先后达到平衡剖面。首先是干流趋于平衡状态，干流垂直侵蚀停止。河流的侧蚀作用较强，经河流侧蚀拓宽，谷底逐渐展宽，开始发育自由曲流和河漫滩，到了壮年期后期，各条支流也相继趋于平衡。在壮年期，经块体运动与坡面冲刷，山脊高度降低，地形起伏趋于和缓，并广泛出现风化壳。地面由原来的峭峰深谷，演变为低丘宽谷。

3．老年期：这个时期的河流作用主要为侧蚀和堆积，下切侵蚀作用已经十分微弱，河谷更加宽阔，河流曲流十分发育，形成宽广的谷底平原。分水岭因坡面冲刷和缓慢的风化碎屑物蠕动，变得更加和缓，坡麓堆积与谷底连成一片。最后形成波状起伏、略高于侵蚀基准面的准平原。在准平原上仅有一些抗蚀性能强的坚硬岩石组成的孤立残丘，称为蚀余山。准平原主要为基岩构成的波状起伏地面，上部可以覆盖厚度不大的松散堆积物或风化壳。因此，准平原与地壳长期下沉堆积发育的堆积平原不同。至此，地貌发育完成了一个旋回。

2．“动力平衡”概念

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第五章 喀斯特地貌

本章重点、难点内容：

1．喀斯特作用的基本条件 2．喀斯特地貌的发育阶段 3．喀斯特地貌的地带性 本章内容：

在可溶性岩石分布地区由喀斯特作用所形成的地貌称为喀斯特地貌。

第一节 喀斯特作用

一、喀斯特作用的化学机制

CaCO3＋CO2＋H2O→Ca2++2HCO3- 二、喀斯特作用的基本条件 1．岩石的可溶性

岩石的可溶性主要取决于岩石的成分和岩石的结构。 2．岩石的透水性

岩石的透水性取决于岩石的孔隙度和裂隙度以及可溶性岩石本身的喀斯特化程度。

3．水的溶蚀力

水的溶蚀力主要取决于水中CO2的含量以及水中各种有机酸和无机酸的含量。

水的溶蚀力一般是随深度的增加而降低的。 4．水的流动性

水的流动性主要取决于气候条件。 三、喀斯特水的动态

存在于可溶性岩石内的一切地下水体总称为喀斯特水。喀斯特水的运动方向及其变化状况等称为喀斯特水的动态。。 1．垂直渗透带（充气带）

2．季节变动带（过渡带） 3．水平流动带（饱水带） 4．深部滞流带（承压带）

以上各带的界线受气候变化和地壳运动的影响而发生变化。

第二节 喀斯特地貌

一、地表喀斯特地貌

1． 石芽与溶沟： 2．溶斗与落水洞：

3．溶蚀洼地与溶蚀谷地： 4．干谷、盲谷和地下河： 5．峰丛、峰林和孤峰：

一般自山地的中部向山地的边缘依次出现峰丛与溶蚀洼地、峰林与溶蚀谷地、孤峰与溶蚀平原。

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二、地下喀斯特地貌

1．溶洞的发育

溶洞是地下水沿可溶性岩石中的各种构造面进行溶蚀侵蚀所形成的地下洞室。

溶洞的发育严格受构造的控制：如沿单一裂隙发育的多呈细长的管道状；沿二组直交裂隙发育的溶洞呈不自然的转弯；在多组裂隙交汇处发育巨大的厅堂；沿倾斜层面发育的溶洞底面也为倾斜的。纵剖面往往呈阶梯状。 2．洞穴化学堆积：石钟乳、石笋、石柱、石幕、石灰华等。

第三节 喀斯特地貌的发育

一、喀斯特地貌的发育阶段 1．早期

当石灰岩上的非溶性盖层被剥除后，石灰岩体露出地面，喀斯特地貌开始发育。原先河流切入石灰岩体内，地面上出现石芽、溶沟，并有少量的溶斗、落水洞出现，地表水部分开始转入地下，但仍以地表水系占优势。

2．中期

随着地下喀斯特作用的加强，地表水除主河流外，大部分转入地下，形成复杂的地下水系和地下洞穴系统。地表广泛发育溶蚀洼地、干谷、盲谷、溶斗等，地表非常干旱，地面呈蜂窝状。

以后，许多地下河和溶洞顶部崩陷，地下水系又开始向地表水系转化，地面上出现许多溶蚀洼地、溶蚀谷地、峰丛和峰林等地貌。这一时期是喀斯特地貌发育最盛、地下水作用占优势的时期。 3．晚期

当地下河及溶洞大量崩塌，溶蚀谷地、洼地不断扩大，以及可溶性岩层下的非溶性岩层广泛出露时，又广泛发育地表水系。整个地面发育成宽广的溶蚀平原，平原上堆积着石灰岩残积红土及孤峰与残丘。 二、喀斯特地貌的地带性 1．热带及亚热带季风型

此带高温多雨、雨热同期，喀斯特作用强度大、速度快，喀斯特地貌发育广泛而典型。主要是因为：①高温加速化学反应的速度；②多雨使得水的循环速度加快，水中CO2可以得到不断补充，⑧植物生长繁茂，生物成因的CO2增加。植物的根系分泌出大量的有机酸。 2．地中海型

此带夏季干热，冬季湿冷，水热条件不及热带，故喀斯特地貌发育不如热带典型，但比温带强，几乎所有的喀斯特地貌都可以在这里发育。 3．温带型

水热条件不及上述二类型，有明显的干季，喀斯特作用不强，地貌不明显。地表喀斯特除干谷较多外，其它很少见。地下喀斯特地貌以溶隙、溶孔和小型溶洞为主。喀斯特泉较发育。 4．寒带及高山型

气温低，地表终年冻结或季节性冻结，喀斯特作用受到，只有少数的圆洼地和小型溶斗，在永冻层以下有时也有地下水流和小溶洞生成。 5．干燥型

气候干旱，喀斯特作用无法进行。

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第六章 风成地貌及黄土地貌

本章重点、难点内容：

1．风积作用与风积地貌 2．荒漠的类型

3．黄土特性对黄土地貌发育的影响 本章内容：

第一节 风 沙 流

干旱、半干旱地区，风在与沙质地表相互作用的过程中所形成的含沙的气流称为风沙流。

一、起动风速与起沙风

沙粒开始运动的临界风速称为起动风速。它与沙粒粒径、地表性质和沙子含水率等多种因素有关。

一切超过起动风速的风称为起沙风。 二、风沙流的结构

风沙流中沙粒的运动，依风力、颗粒大小和质量不同，有下列三种运动形式：

①悬移 ②跃移 ③蠕移

其中，以跃移为主要运动形式。 三、风沙流的特征 1．风沙流的含沙量是随高度的增加而逐渐减少的，绝大部分的沙子集中在离地面30cm的范围内，其中又特别集中在近地面0～10cm的气流层中。 2．风沙流的含沙量与风速成正比。

3．风沙流的含沙量与气流经过的地面性质有关。

第二节 风蚀地貌

一、风蚀作用

1．吹蚀作用 2．磨蚀作用 二、风蚀地貌形态

1．石窝：

2．风蚀蘑菇和风蚀柱： 3．风蚀谷和风蚀残丘： 4．风蚀雅丹： 5．风蚀洼地：

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第三节 风积地貌

一、风积作用

产生风积作用的原因主要有： ①风速减小

②地面结构或下垫面性质改变

③气流运行受到阻碍，产生阻碍堆积 二、风积地貌形态

沙丘是沙漠里最基本的风积地貌形态。按风向与风积地貌形态的相互关系，风积地貌可分为以下三种类型：

①垂直于风向的横向沙丘地貌：如新月形沙丘、沙丘链、复合型沙丘链等。

②平行于风向的纵向沙丘地貌：新月形沙垄、纵向沙丘、沙垄和复合型沙垄等。

③多方向风作用下的沙丘地貌：如金字塔沙丘等。 （一）沙堆

沙堆是沙丘地貌的初级形态。是风沙流通过草灌丛植物时，风速减弱，发生大量沙粒堆积在植物根部形成。最初的形态为蝌蚪状，以后，随沙堆的增高而掩埋草灌丛发育成盾形沙堆。 （二）新月形沙丘

新月形沙丘是最简单的一种横向沙丘。它是在一组比较稳定的单向风的作用下形成的。

1．新月形沙丘的形态特征

平面图形如新月，故名为新月形沙丘；具有两个不对称的斜坡，迎风坡凸

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出而平缓，坡度5—20，背风坡凹而陡，坡度28—34；有两对对称的叉角，叉角延伸方向与主风向一致；有一弧形的丘脊线，丘脊线的延伸方向与主风向相垂直。

2．新月形沙丘的形成

新月形沙丘是在一组比较稳定的单向风的作用下、在不断移动过程中形成的。其形成过程可以概括为：盾形沙堆→雏形新月形沙丘→新月形沙丘

新月形沙丘相互联接，就形成与风向垂直的新月形沙丘链。如在新月形沙丘或沙丘链的迎风坡上发育次一级的新月形沙丘和沙丘链，就形成复合新月形沙丘和复合型沙丘链。 （三）纵向沙丘

顺主风向延伸，垄体较狭长平直，两坡较对称。世界沙漠中一半以上的面积由纵向沙丘组成。纵向沙丘的成因有多种。 （四）多方向风作用下的沙丘

金字塔沙丘是在多风向、且风力相差不大的情况下形成的。其形态与金字塔相似而得名。 三、沙丘的移动

沙丘移动的动力是起沙风作用，沙子从迎风坡吹扬搬运，而在背风坡堆积，产生沙丘的移动。

1．沙丘移动的方向

它是随起沙风方向的变化而变化，移动的总方向是和起沙风的年合成风向大致相一致。

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2．沙丘移动的方式

取决于风向及风力等变化。有下列三种基本方式：①前进式；②往复前进式；③往复式。

3．沙丘移动的速度

主要取决于风速和沙丘本身的高度。另外，还与风向频率，沙丘的形态、密度、水分状况及植被等有关。一般沙漠边缘低矮、分散的沙丘，移动速度较快；而沙漠内部高大、密集的沙丘，移动速度较小。

第四节 荒漠的类型

荒漠是气候干旱、地面缺乏植物覆盖、组成物质粗瘠的自然地带。地面呈一片荒凉的景象。

世界荒漠主要分布于以下二地区：①南、北纬15～35“之间的地带。②温带的内陆地区。

按地貌形态与地表组成物质，荒漠可分为：岩漠、砾漠、沙漠和泥漠。前二者属于剥蚀地貌，后二者属于堆积地貌。另外，在高纬及高山地带，因低温引起生理干旱、植被贫乏的地区，称寒漠。

荒漠的形成，除风力作用外，还有水流的作用，特别是暂时性沟谷水流和片状水流起着重要作用。 一、岩漠

岩漠又称石质荒漠，是指在干旱地区，遭受强烈风化和风蚀的裸露的基岩地表。

大多分布在干旱区的山地边缘或山前地带。

其特点是地面破碎、山坡陡峭，水源缺乏，植被稀少，基岩裸露地表。 干旱区的山地，由于受物理风化作用、坡地重力作用及暂时性洪流作用，山坡不断地平行后退，在山麓地带形成缓缓倾斜的基岩剥蚀面，上覆薄层松散岩屑，称为山麓剥蚀面或山足面。山足面的日益扩大和联合，形成山前夷平面，它是干旱区地貌发育到成熟阶段的标志，犹如准平原是湿润气候带地貌发育成熟的标志一样。

二、砾漠（砾石荒漠）

砾漠指地势起伏平缓、地面布满砾石的地区。

它多发育于内陆山前冲积一洪积平原上，在强劲的风力作用下，吹走了细粒物质，整个地表留下粗大砾石，形成砾漠。 三、沙漠（沙质荒漠）

沙漠是指地表覆盖有大片风成沙的地区。它是荒漠中分布最广的一种类型。 沙漠的形成除了干旱气候外，还要有丰富的沙质物质来源。因此，沙漠多形成于内陆巨大的山间盆地里，以及干燥剥蚀的高原上。 四、泥漠（粘土荒漠）

泥漠是由粘土物质（泥质沉积物）组成的地面。

分布在干旱区的低洼地带，尤其是封闭盆地的中心。

它是由洪流从山区搬运来的细土物质淤积干涸而成。常发育龟裂地和雅丹地形，多为盐沼泥漠。

第五节 黄土地貌

一、黄土的分布与特性

1．黄土的分布

黄土是第四纪时期形成的一种特殊的土状堆积物。

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主要分布于干旱或半干旱的中纬度地带。黄土地区的外缘，或是第四纪冰川的分布区，或是目前的温带沙漠。

2．黄土的特性

颜色为灰黄色或棕黄色；质地均一，以粉沙为主，细沙和粘粒较少；矿物成分以石英、长石和碳酸盐类为主，富含碳酸钙；无沉积层理，垂直节理发育，孔隙度大，具有湿陷性和潜蚀作用；含埋藏古土壤层；抗蚀力较小。

以上为原生黄土的特性，次生黄土往往具有沉积层理，粒度变化较大，孔隙度低，无明显的湿陷性。 二、黄土的成因

1．风成说

风成说的核心思想：荒漠地区是黄土物质的源地，强大的风力把黄土物质吹送到生长灌木的草原地带逐渐堆积而成。

（1）我国的黄土分布区与沙漠、戈壁呈明显地带状分布特征； （2）黄土物质的粒度由西北向东南逐渐变细，厚度逐渐减薄； （3）黄土的矿物成分具有高度的一致性，但与所在区域的下伏基岩没有多大联系；

（4）黄土具有连续沉积的特征；

（5）黄土剖面中具有多层埋藏古土壤层，说明黄土沉积具有间歇性，是连续反复进行的；

（6）黄土中含有多种陆生草原动、植物化石。 2．水成说

水成说认为，黄土的成土物质主要来源于附近，少部分为风力搬运而来；搬运方式为各种形式的流水作用，有坡积黄土、洪积黄土、冲积黄土等。

3．风化残积说

风化残积说认为，黄土是在干燥气候条件下，当地的基岩经过特殊的风化作用和黄土化作用而形成。认为黄土化作用是大规模的碳酸盐的形成过程，特别是钙质的移动和聚集与黄土的特性有密切的联系。但此学说难以解释黄土的均质性，含碳酸盐，含古土壤和大型生物化石等特性。 三、黄土地貌的类型

沟谷和沟间地是黄土地貌的主要类型，其形成，一方面系现代的流水侵蚀作用和重力作用的影响，另一方面受黄土覆盖前的古地貌影响。 （一）黄土沟谷地貌 （二）黄土沟间地地貌

1．黄土塬 2．黄土梁 3．黄土峁

黄土梁和黄土峁经常密集的分布在一起，统称为黄土丘陵。 4．黄土涧

（三）黄土潜蚀地貌

黄土潜蚀作用所形成的地貌主要有黄土碟、黄土陷穴、黄土桥、黄土柱等。

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第七章 冰川地貌

本章重点、难点内容：

l．雪线、冰川的运动及冰川的类型 2．冰川作用与冰川地貌 3．第四纪冰期 本章内容：

地表一定厚度的积雪，经过一系列的物理变化过程以后，变成具有可塑性、缓慢流动的冰体，这种流动的冰体称为冰川。不流动的冰体称为冰川冰。

现存于地球上的冰川地貌可分为古冰川作用所形成的冰川地貌遗迹和现代冰川作用所塑造的地貌。

第一节 冰川的形成与演化

一、雪线与成冰作用 （一）雪线

常年积雪区的下界，叫雪线。冰川形成于雪线以上的常年积雪区。 影响雪线高度的因素主要有： 1．气温

一般温度愈高，雪线愈高；温度降低，雪线也就降低。所以，全球雪线分布高度的总趋势是由赤道向两极降低。 2．降水量

固态降水量愈多，雪线愈低；反之愈高。因而，全球雪线高度最高的不在赤道，而在亚热带高压带。 3．地形

主要表现在山势、坡向等方面。 （二）成冰作用

在雪线以上的常年积雪经一系列的“变质作用”才能形成冰川冰。这一过程称为成冰作用。

积雪变成冰川冰，一般要经历二个过程：①由新雪变成粒雪；②粒雪在压力或热力作用下形成冰川冰。

中低纬高山区的冰川主要是通过热力成冰的；而高纬极地地区的冰川主要是通过压力成冰的。

当冰川冰具有一定厚度，只要地表或冰面具有适当的坡度，在压力和重力的作用下，冰体就能向雪线以下地区缓慢流动，形成冰川。 二、冰川的运动

规模较大的冰川可分为上部脆性带和下部塑性带。冰川的运动主要是通过冰川内部的塑位变形和基底滑动来实现的。对于中低纬的小冰川而言，以基底滑动为主；而高纬冰川则以塑性变形为主。

冰川运动速度的大小，主要取决于冰床或冰面的坡度、冰川的厚度，还受季节和昼夜更替的影响，冰川的不同部位其运动速度也有差异。

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三、冰川类型及其演化 （一）山岳冰川 1．冰斗冰川 2．悬冰川 3．山谷冰川 4．山麓冰川 5．平顶冰川 （二）冰川

面积最大，厚度最大，冰川的运动基本不受下伏地形的影响，由中心向四周呈放射状流动，中部为积累区，边缘为消融区。

主要类型有：冰盾和冰盖

第二节 冰蚀作用与冰蚀地貌

一、冰蚀作用

1．冰川的挖蚀作用 2．冰川的磨蚀作用 二、冰蚀地貌

1．冰斗、刃脊和角峰 2．槽谷和峡湾 3．羊背石

第三节 冰川搬运、堆积作用与冰川堆积地貌

一、冰川的搬运与堆积作用

冰川的搬运作用具有搬运距离长、搬运量大以及具有逆坡搬运的能力。

冰川搬运的物质统称为冰碛物。据其分布部位的不同，分别叫表碛、内碛、底碛、侧碛、中碛、终碛和基碛等。随着冰川的衰退，冰碛物也就相应地被堆积下来，形成各种冰川堆积地貌。 二、冰碛物的基本特征

冰碛物是由砾、砂、粉砂和粘土组成的混杂堆积，结构松散，大小悬殊，缺乏分选性，无层理，砾石的磨圆度很差，砾石上常有光滑的磨光面及钉字形擦痕。

三、冰碛地貌 1．冰碛丘陵 2.侧碛堤

3.终碛垄（终碛堤、前碛堤） 4.鼓丘

四、冰水堆积地貌 1.蛇形丘

2.冰砾阜、冰砾阜阶地和锅穴 3.冰水扇、冰水平原和冰湖三角洲 五、冰川地貌组合

山岳冰川受下伏地形控制，再加上冰穿类型较复杂，使其地貌类型组合也较复杂，具有垂直分带性：

①冰蚀地貌带：分布于雪线以上，地貌类型有冰斗、角峰、刃脊等。

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②冰蚀一冰碛地貌带：分布在雪线以下、终碛堤以上。既有冰蚀作用，又有冰碛作用。地貌类型有槽谷、悬谷、冰蚀三角面、羊背石、冰碛丘陵、侧碛堤等。

③冰碛地貌带：以终碛堤为代表。地貌类型有终碛堤、冰水湖、冰砾阜、冰砾阜阶地等。

④冰水堆积地貌带：地貌类型有冰水扇或外冲平原等。

冰川不受下伏地形的控制，且冰川本身的形态又较单调。故其地貌组合较简单，表现为水平分带性：以终碛堤为界，堤内以冰碛地貌为主，以冰碛丘陵为地貌代表，堤外以冰水堆积地貌为主，冰水外冲平原为地貌代表。

第四节 第四纪冰期

一、冰期与间冰期

当气温下降，降雪量增加，冰川大规模增长的时期叫冰期。当气温普遍增高，降雪量减少，冰川大规模消退的时期称间冰期。

由于气候的冷暖交替，就产生了冰期与间冰期的循环。

在地质历史上，现在已发现有三次全球性的冰川作用：前寒武纪冰期、石炭二叠纪冰期和第四纪冰期。

其中，第四纪冰川作用直接影响了现此地貌的发育。自新第三纪中新世以来，全球气候普遍变冷，但并非直线式下降，而是波动性的周期变化形成冰期与间冰期的循环。多划分为四次冰期、三次间冰期和一次冰后期。

在第四纪冰期时，北半球有三个主要的冰川中心：①斯堪的纳维亚冰盖；②格陵兰与北美冰盖；③亚洲北部冰盖。

李四光把我国境内第四纪冰川作用划分为鄱阳、大姑、庐山和大理冰期。与阿尔卑斯山区的贡兹（群智）、民德、里斯和玉木冰期相当。 二、冰期的划分

从地貌学角度而言，冰期的划分，主要根据冰川地貌和堆积物特征的分析，一般采取下列方法：

1．冰碛物的岩性组合和风化程度 2．间冰期沉积 3．冰川堆积地貌 4．冰蚀地貌

通过上述方法划分冰期时，要注意各种方法所得结果的互相验证，重视冰川地貌类型组合或冰川沉积系列的分析。

三、第四纪冰期对地貌发育的影响

第四纪全球气候曾多次出现冷暖交替变化。气候寒冷时，发育大规模冰川，叫冰期；气候变暖，冰川大规模消退，叫间冰期。北半球在第四纪时期一般划分四个冰期和三个间冰期，还有一个冰后期。有些地区受区域性气候的差异影响，可划分更多的小冰期和间冰期，但各个地区长时期的寒冷期与温暖期的变化大致是相同的。

第四纪冰期中冰川规模最大时，世界陆地面积的1/3被冰川覆盖，由于大量冰体积聚于陆地，使海面下降约150m，当时的海陆轮廓和自然环境都发生较大的变化。在欧洲冰流曾达到北纬40°，在北美曾向南推进到北纬38°，全球平均气温比现在低5～7℃。由于地球上出现大面积的冰盖，改变了全球大气环流的形势，北半球气候带南移，中纬地区沙漠面积缩小，低纬及赤道地区沙漠扩大，季风盛行，海洋季风衰退。

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最后一次大冰期开始前，距今约8.5万年，海面比现在高10m左右，渤海一带的海岸线比现在的岸线向陆伸入80～100㎞。大约3.6万年前，海岸线移到现在黄海水深70m处。此后，有一个温暖期，海岸线又向陆推移，在2.5万年前，长江下游的海岸位置在今江口以西160 km左右处。大约23700±900年前，海水退出现在的渤海、黄海地区，海岸线东移到东海架水深110 m处，到了冰期最盛时期，即距今14780±700年左右，中国海岸在东海架边缘水深155 m处，其位置在今长江口以东600 km。由于冰期时海面降低，面积的不断扩大，增强了中国气候的性程度，这可能是当时气候干燥的原因之一。那时的降水量可能比现在少一百至数百毫米，华北和东北平原有暗针叶林和草原分布。当时的风成黄土分布范围到达长江下游，如南京的下蜀黄土。中国西北部地区出现大面积的风成沙丘，柴达木盆地在最后一次冰期的晚期尤其显得干旱，蒸发强盛，在2.1万年和1.3万年前，是柴达木盐湖的形成期。

冰期时，冰盖的厚度平均为2000～3000m，巨厚冰盖对地壳形成巨大压力，引起地壳沉陷；冰川消失后，地壳迅速回升。第四纪冰期间冰期冰川负荷与卸荷使地壳升降变化称为冰川均衡作用。这种作用对地貌发育的影响极大。

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第八章 海岸地貌

本章重点、难点内容： 1．海岸带的组成 2.海岸的动力作用

3．海岸带的泥沙运动及其地貌 4．海岸类型 本章内容：

海岸线：海面与陆地的交线。

海岸带是指海洋与陆地的接触地带，即海洋水体与陆地交互作用的地带。其宽度主要取决于潮差的大小和海岸带的地形特征。

海岸带的分段：

海岸（潮上带，后滨）：高潮线以上至海蚀崖上缘的狭窄的陆上地带。平缓的沙质海滩以长草处为界。大部分时间出露在海面以上，仅在特大高潮或暴风浪时才被海水淹没，遭受激浪流的作用，发育现代海蚀地貌。

潮间带（前滨）：位于高低潮面之间的地带，间歇性被海水淹没，为现代海滩区。

水下岸坡（潮下带，滨外和临滨）：为低潮面以下，至波浪对海底仍能起作用的深度（1/2波长的水深处）。这里可发育现代海蚀阶地和海积阶地。自波浪开始变形处的海底到波浪破碎带的前缘为滨外，自波浪破碎带到低潮面为临滨。 海岸地貌是指由波浪、潮汐、近岸流等海洋水动力作用所形成的独特的地貌。

第一节 海岸的动力作用

一、波浪作用

（一）深水波浪的特性

是指水深大于1/2波长的水深处的波浪。可视其运动不受海底摩擦的影响。

1．深水区的波浪运动是通过水质点在一定空间范围内作圆周运动来实现的。

随时间的变化，水质点在轨道上的位相也发生变化，从而产生波浪的向前传播。波浪的传播只是波形与能量的传播，水质点仍在原地做圆周运动。

2．波浪在向前传播的同时，能量也向下部水层传播。

自海面向下随深度按等差级数增加，水质点运动轨道的直径（波高）则以等比级数减小。当海底深度大于波长时，波浪对海底作用已很微弱（1/2波长处仅有表层的1/24）。

由风直接作用下形成的波浪称为风浪，其运动轨迹为不封闭的圆形或椭圆形（受温度、密度、风力的变化等影响）。风浪在风停息后或离开风区向外传播就转变为涌浪，其运动轨道为封闭的圆形。 （二）浅水波浪的传播与变形

当波浪传播到海底深度小于1/2波长水深处，受海底摩擦的影响，波浪发

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生变形，转变为浅水波浪。

1.运动轨道的变形

水质点的运动轨道由深水区的圆形轨道变为呈不对称的上凸下扁的椭圆形轨道。

自水面向下轨道半径不断减小，轨道变得愈来愈扁平，到海底，水质点仅作平行于底面的直线形振荡运动。

2.波浪破碎

轨道的不对称，也使得波形呈现出不对称性。在向岸传播过程中，波形不对称愈益显著，前坡愈变愈陡，后坡愈显平缓；轨道上半部波动流速大，下半部波动流速小，使得向岸的波动流速大于向海的，愈近海岸，波动流速的不对称愈显著。当波谷的速度赶不上波峰的速度时，即发生波浪的翻转破碎，波峰与波谷的分离，即波浪破碎。

3.波浪折射

当波浪传播进入浅水区，如波向线与等深线或岸线不垂直而成一偏角，则波向线将逐渐偏转，趋向于与等深线和岸线垂直，这种现象称波浪折射。 二、潮汐与潮流作用

l.潮汐的周期性涨落影响海岸带的侵蚀和堆积作用： 戴维斯据海岸带潮差大小，把海岸分为：

弱潮海岸：潮差＜2m，多发育河流三角洲、堡岛等

中潮海岸：潮差2-4m，多发育潮汐三角洲、潮汐通道、潮滩、盐沼等 强潮海岸：潮差＞4m，多发育有潮滩、盐沼等为主的地貌组合。 2.潮汐的周期性涨落，引起海面的定期升降，使波浪作用范围扩大： 按潮汐引起的水位变化，可把海岸带划分为潮上带、潮间带和潮下带。 三、近岸流

1.沿岸流

分布在破浪带与岸线之间，流动方向与局部海岸线平行的一股海流。其成因有两种：

①当波峰线与岸线斜交时，由于波浪折射作用，在波浪带与岸线之间产生一股与岸线平行的沿岸流。

②河流入海，咸淡水混合，在盛行风的作用下形成沿岸流。如长江和钱塘江入海后形成的浙闽沿岸流和黄海沿岸流等。 2.近岸循环流

近岸循环流由自外海缓慢输送到碎浪带的整体水流、沿岸流和离岸向外的裂流三部分组成。

波峰线与岸线平行或斜交（沿岸流的雍水作用）均可形成。

第二节 海平面变动

一、晚更新世晚期和全新世冰后期的海面变动

冰期和间冰期的存在，引起大洋水体的增减，造成海面的多次升降。但冰后期的海面升降对现代海岸地貌的发育有着直接的影响，现代海岸主要是近6-7千年来发育的。

大理冰期约开始于20000年前，在距今18000年左右达到最盛期，约在距今10000年前结束。在其最盛时期，海面曾下降到现在海面以下130—150米，甚至更多。从距今10000年开始，第四纪最后一个冰期结束，全球进入了冰后期，气候逐渐变暖，海面又开始回升（约在距今6000年左右，达到最大规模。

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从距今6000年左右开始，海面变化趋于较为稳定的状态。）

目前，对全新世早期的海面变动已取得大体一致的认识，但对6000年来的海平面变化则仍存在着不同的看法，主要有三种观点：

（1）以费尔布里奇为代表的海面振荡学说：认为距今5000—6000年前期间，存在一高海面，当时海面比现在高3—5m，此后，海面升降频繁，变化于+3至-3或-4米之间（以现代海面为标准）。

（2）以谢帕德为代表的海面连续上升学说：认为全球的海平面是持续上升的，现在的海面是全新世以来的最高海面。

（3）以菲斯克为代表的3600年来海面稳定学说：认为全球的海平面先是稳定地上升，并约在距今5000—3600年前达到目前的海面高度，且稳定至今。 二、海面变化的原因

（1）气候变化：第四纪全球性的气候变化，引起冰期和间冰期的变化，大洋水体发生增减，导致全球性海面的周期升降，这种称为“水动型”海面升降变化。它是全球性气候变化引起的，影响范围涉及全球海面。

（2）构造运动：①因地壳升降运动引起海面的升降变化，称为“地动型”海面升降变化。如滨海地带若为构造隆起区，海水发生后退：相反，若为构造下沉区，海水则向陆地方向入侵。这种变化一般影响范围小，具区域性特点，而且这种变化性往往叠加在全球海平面升降之上。②由构造运动引起全球性的海面变化，主要是由于板块运动引起洋盆的容积发生变化而引起的。 三、海面变动对海岸地貌发育的影响

1.海面相对上升，原水下岸坡上的水深相对增大，波能的损耗相对减少，波浪抵达岸边时的能量相应增大，海岸受蚀，沉积物向岸外水下岸坡移动并堆积下来。

2.海面相对下降，水下岸坡水深相对减小，波浪使其受蚀加深，大部分沉积物向岸边移动并堆积下来、一小部分向水下岸坡基部移动并堆积。

第三节 海蚀作用与海蚀地貌

一、海蚀作用

l.波浪冲击和岩石裂缝中空气压缩作用 2.磨蚀作用 3.溶蚀作用 二、海蚀地貌

1.海蚀穴、海蚀洞 2.海蚀崖 3.海蚀平台 4.海蚀拱桥 5.海蚀柱

三、岩性和构造对海岸的影响 1.岩性对海岸地貌发育的影响 2.地质构造对海岸发育的影响

第四节 海岸带的泥沙运动及海积地貌

一、泥沙的横向运动及其堆积地貌

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当波浪前进方向与岸线相垂直时，波浪进入海岸带产生垂直海岸的进、退横流，水质点在水下岸坡上表现为垂直海岸的往返流动，即当波峰经过时发生向岸进流，波谷通过时发生离岸退流。海岸带物质也随之作垂直于海岸的向岸和离岸的移动，泥沙的这种运动方式称为海岸带泥沙的横向运动。 （一）中立点（线、带）的概念：

假设条件：波浪前进方向与岸向垂直，波浪力大小不变，水下岸坡为平直的斜坡，海岸由相同成分和相同粒级的松散物质组成。

中立线附近，沉积物作等距离往返运动；中立线以上主要作向岸运动；中立线以下主要作向海运动。 （二）均衡剖面的塑造

中立线以上，由于物质的不断堆积，坡度逐渐加大，重力切向分量作用越来越大；中立线以下，由于物质的不断堆积，坡度逐渐变小，重力切向分量作用越来越小。最后，水下岸坡形成一条统一的凹形曲线，在这条曲线上，所有的泥沙都在原地随进、退流做等距离来回摆动，全部处于中立状态，这条凹形曲线称为海岸的均衡剖面。

均衡剖面是理想化的海岸剖面，实际剖面只能与之接近，达到暂时、相对的中立状态。

影响均衡剖面塑造的因素：

①岸坡坡度：岸坡坡度较大时，形成海蚀型海岸；岸坡坡度较小时，形成海积型海岸；岸坡坡度中等时，形成海蚀-海积型海岸。

②波浪作用力：波浪作用力变小，中立线上移，岸坡坡度变陡；波浪作用力变大，中立线下移，岸坡坡度变缓。

③泥沙粒径：粗颗粒物质组成的岸坡较陡，细颗粒物质组成的岸坡较缓。 （三）泥沙横向运动所形成的堆积地貌

主要有：水下堆积阶地、海滩与滨岸堤、离岸堤与泻湖、水下沙坝等。 二、泥沙的纵向运动及其堆积地貌 （一）泥沙的纵向运动

当波浪前进方向与海岸线斜交时，波浪作用方向与重力切向分量的方向不在同一条直线上，泥沙颗粒就沿着波浪作用力与重力切向分量的合力作z字形前移。这样，泥沙颗粒实际移动方向近于同岸线平行，或者说沿海岸产生一段位移，泥沙的这种运动方式称为泥沙的纵向运动。

在水下岸坡的中立带上，泥沙仅作纵向位移；中立带以上的泥沙除沿岸纵向移动外，还有向岸移动；中立带以下的泥沙除沿岸纵向移动外，还离岸运移。 泥沙纵向运动的速度和距离取决于波浪强度、泥沙粒径、波浪入射角和水下岸坡坡度等因素。

（二）沉积物流形成的地貌

在长时间之内，具有一定总方向的沉积物总体沿海岸移动现象称为沉积物流或泥沙流。或大量泥沙在与岸线斜交的波浪作用下，沿海岸朝某一方向做长期总体的纵向移动。

沉积物流具有一定的长度、宽度、容量、搬运量和饱和度。

沉积物流在沿岸移动过程中，由于海岸线方向变化，造成沉积物流容量减小，产生沉积物堆积，形成各种堆积地形。常见的有下列几种情况 ①海岸向海转折形成滨岸堆积地形：三角形海滩 ②海岸向陆转折形成砂嘴堆积地形：砂嘴

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③岸外屏障作用形成的堆积地形：岬角影响形成拦湾坝；岛屿影响形成连岛砂坝和陆连岛。

④波浪传入海湾形成的堆积地形：湾口坝、湾中坝等。

第五节 堆积海岸与海岸堆积地貌

海岸有侵蚀海岸和堆积海岸二种。堆积海岸是在沉积物供给量大于被移运量的情况下形成和发展的。

海滩是海岸地带最普遍的一种海岸堆积地貌。根据沉积物的组成，可把堆积海滩分为以下几种： 一、砾石海滩

砾石海滩是由不同粒级和不同形状的砾石所组成。一般范围小，宽度窄，坡度大。 二、沙质海滩

岸坡平缓，宽度较砾石海滩大，典型的沙质海滩可分为海岸沙丘带、后滨、前滨和临滨等几个组成部分。 三、淤泥质海岸

此类海岸带分布在河口三角洲附近、港湾、泻湖内。也可分布在面向开阔海而坡度平缓的海岸地区。

以潮汐作用为主要动力因素形成的粉砂淤泥质海岸也称为潮滩（坪），主要位于潮间带。 四、堡岛与泻湖

根据海岸带与大海连通情况，将海岸分为以下两类： ①无障壁的海岸

②有障壁的海岸：此类海岸由堡岛链、泻湖（或河口港湾）、潮汐通道与潮汐三角洲等几个单元组成。

第六节 生物作用形成的海岸

一、珊瑚礁海岸

岸礁、堡礁、环礁 二、红树林海岸

第七节 海岸分类

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第九章 地貌学的基本概念

一.基本的地貌学概念

1．侵蚀旋逥（erosion cycle)：又称地貌旋逥

是戴维斯提出的一种地貌发展的理想模式。指一个平坦地区由于地壳运动而被抬升，其后在长期的地壳稳定条件下，地貌受长期侵蚀作用经历幼年期、壮年期、老年期三个地貌发展阶段，称一个侵蚀旋回。又一次地壳运动后，准平原再度被抬升，地貌有进入一个新的侵蚀旋回，称侵蚀回春。这一学说所假设的构造运动条件过于简单、机械；在论述地貌发育过程时，单纯强调流水侵蚀作用，带有主观性；对侵蚀旋回发展阶段只用演绎的方法，比较片面。

2.地形侵蚀旋回（rejuvenated；landform)：

由于地壳隆起或海平面下降，使区域侵蚀基准面降低，以及降水量增大，河水流量增加等因素，引起一个地区的侵蚀作用加强，地面切割加深，这种侵蚀作用“复活”的现象，称为地形侵蚀回春。我国华北的海岸和山地都可以见到明显的地形侵蚀回春现象，是多旋回地形的一种表现。

3.（continent)：

面积广大的陆地。是地球表面最大的构造地貌单元，地壳的一个组成部分，具有独特的双层结构，表层为巨厚而轻的硅铝层，底层为深厚而重的硅镁层。绝大部分为海水包围并露出海面之上成为陆地，少部分边缘（水深不超过200米的架）为海水淹没成为浅海。地球历史现阶段巨大的有六块：欧亚、北美、南美、非洲、澳洲、南极。

二、地貌类型

1.山系（mountain system)：

在一个巨大的构造单元或一个大型构造体系范围内发育形成的，在形态成因结构上有紧密联系的属于同一系统的若干相邻山脉的综合体，例如喜马拉雅褶皱带上形成的全部山脉统称喜马拉雅山系。

2. 山脉（mountain range)：

呈线状、条带状、或束状连续延伸的山体，称为山脉。它的分布主要受构造的控制。例如我国东部山脉的走向主要受北东或北北东向构造的控制，西部相反。由于山脉构造比较复杂，有利于岩浆活动，是各类金属矿床形成的主要场所

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3. 山（mountain):

又称山地。陆地上海拔500米以上，并由山顶（山脊）、山坡和山麓（山脚）三个要素组成的隆起高地，统称为山。 名称 绝对高度（米） 相对高度（米） 最高山 高 山 中 山 低 山 丘 陵 >5000 3500--5000 1000--3500 500--1000 <500 >1000 200--1000 200--1000 200--1000 <200 山顶(peak ，summit):

构成山地的三大要素之一，是山地的最高部分。山顶呈线装延伸的叫做山脊。受岩性、构造和外力等因素的影响，其形态有尖顶、圆顶和平顶，此外还有梁峁状、锯齿状、和峰林状的山脊。

山坡（mountain slope):

指介于山顶与山麓之间的部分，是山地的重要组成部分。因为山坡分布较广，因此山坡地形的改造变化是山地地形变化的主要部分，例如许多现代地貌过程大都在山坡上发生；同时山坡地形往往记录了并能反映整个山地的演化历史和新构造的性质。其形态复杂，有直形、凹形、凸形和多见得阶梯形。

山麓（mountain foot, foot of slope):

指山地和周围平地明显的交线或山坡和周围平地之间的过渡带。

垭口（col):

又称山鞍。指山脊上相对低凹，似马鞍状的地形。特别显著的垭口常是主要的交通要道。垭口一般位于断层穿越或软弱岩层分布地带。

山口（pass):

切穿山地的河谷，自山地到平原的出口，称为山口。

山谷（valley):山地间的纵长凹地。有的是构造成因的，如地堑谷、向斜谷；有的是侵蚀成因的，如河流侵蚀而成的河谷，冰川刨蚀形成的冰川槽谷。

4. 丘陵（hill):

顶部浑圆，坡度平缓，坡脚线不明显的低矮山丘。相对高度小于山地，分布较为零星，孤立。

5. 高原（plateau ,table land):

相对高度较高、面积较大、顶部起伏较小、耸立于周围地面之上的高地。

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规模较大的高原顶部常形成丘陵盆地相间的复杂地形。世界上最大的高原是非洲高原，世界上最高的高原是我国的青藏高原。此外我国还有规模很大的内蒙古高原、云贵高原和黄土高原。

6. 平原（plain):

宽广平坦、切割微弱、略有起伏并于高地毗连或为高地围限的平地。平原的形成主要是由于地壳长期稳定，升降运动极其缓慢。因为在这样的条件下，外力地质作用才有可能充分地夷平地面或补偿外力所造成的地面不平。平原按不同的因素可划分出多种类型：依据其海拔高度可划分为洼地、低平原、高平原和高原；按其不同地质构造运动方向划分，有上升平原及下降平原；按其与地质构造关系划分，有构造平原和非构造平原。非构造平原又可进一步根据外力作用因素分为堆积平原和剥蚀平原等。然而在自然界里形成的各种类型的平原，往往是多种因素相互作用的结果。

构造平原(tectonic plain):以地质构造作用为主而成的平原。一般指海成平原。这种平原的地面坡度与组成平原岩层的原始产状一致。

上升平原(uplifted plain):根据构造运动方向划分的一种平原类型。是由于地壳上升，外动力地质作用使地壳表面不断遭受剥蚀作用所形成的波状起伏的准平原。如内蒙古高平原。

剥蚀平原(plain of denudation):一类非构造平原。是指地壳长期稳定的条件下，由各种外力剥蚀作用形成的平地。在这些地区地壳升降运动幅度不大，上升速度极其微弱，不同年代的河流基本上作用于同一个侵蚀基准面上。

堆积平原（plain of accumulation):非构造平原之一种。主要由于地壳长期大面积下沉或不同规模的盆地凹陷，不断为各种成因的堆积物所补偿而堆积形成的广阔平地。这类平原可依堆积物地成因划分为洪积平原、冲积平原、湖积平原、海积平原和冰积平原等等。

高平原（upland plain ；high plain):海拔200米以上的不同规模的盆地长期呈面状下沉，不断为各种成因堆积物所补偿的条件下所形成的堆积平原。我国的河套平原、银川平原和成都平原等都属于高平原。

低平原：( low plain ):指海拔低于200米的、与高地毗连或由高地围限、切割微弱、辽阔而平坦、堆积成因的平地。是在巨大盆地长期呈面状下降，不断为堆积物所补偿的条件下所形成的大平原。如我国的华北平原。

7. 盆地( basin ):

陆地上中间高四周低的盆状地形。其规模大小不一。海洋底部的凹地也称盆地。

山间盆地( intermontane basin ):由山地围限的低地。

内陆盆地（inland basin ):内部河流皆为内流河的盆状地形。塔里木盆地是我国最大的内陆盆地；吐鲁番盆地最低出低于海平面154米，是世界最低的内陆盆地。

河谷平地（ valley basin ):山区中河谷的开阔地段或河流交汇的开阔地段。河谷盆地是修建水库的有利地形条件。

8. 洼地（depression ):

近似封闭的比周围地面相对低洼的地形。一般是由于差异侵蚀或差异堆

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积作用形成，其规模较盆较小。 9. 坝子（intermontane basin ）：

我国西南的山间平原或盆地常称为坝子。有的是石灰岩溶蚀盆地，有的是沿断层陷落的构造盆地。高原上的坝子是主要的农田分布区

10. 正地形（positive relief ):

新构造上升地区或相对高于邻区的地形，称正地形。例如高原和山地都属于正地形，山西高原是遭受复杂切割的正地形。石油天然气金属矿床往往发生或储存在正地形中，尤其是由于背斜构造或穹隆构造形成的高地和丘陵等正地形中。

11. 负地形（negative relief ):

新构造下沉地区或相对低于邻区的地形称负地形。例如平原和盆地都属于负地形，河北平原就是接受巨厚堆积的负地形。

12. 顺地形（consequent relief ):

指与构造形迹一致的地形。长而平行的规则褶皱总是表现为平行岭谷地貌，在褶皱构造较新的地区，地形起伏与构造起伏表现一致，即背斜为岭向斜为谷。四川盆地东部的平行岭谷，是梳状褶皱上形成的顺地形。以厚层硬岩与薄层软岩互层构成的梳状褶皱，背斜顶部的岩层即使遭到侵蚀破坏，但由于软岩很薄，其下方的硬岩很快出露，将阻止背斜顶部继续被侵蚀切割，而是顺地形得以长期保存。

13. 逆地形（reversed relief ):

同构造地形不一致的地形。例如在厚层软岩和薄层硬岩互层的箱状褶皱条件下，当地区抬升或侵蚀基准面下降引起河流深切时，背斜顶部由于张解理发育，水流侵蚀比向斜部分超前进入巨厚的软岩中，迅速开拓出一个宽而深的河谷，而向斜部分受上层硬岩的保护，侵蚀作用远远落后，反而高悬成为岭脊，这种背斜为谷，向斜为岭的现象又称倒置地形。顺地形和逆地形的分析是揭示新构造表现特性的重要途径之一。

三、流 水 地 貌

1. 流水地貌（fluvial landform ):

地表流水的侵蚀搬运和堆积作用形成的各种地貌。可分为暂时性流水地貌和经常性流水地貌，前者如冲沟、洪积扇等；后者如河谷、河漫滩、三角洲等。又可分为有明显槽床的线性流水和无明显槽床的片状流水地貌，前者又称河流地貌，在各个气候区普遍存在；后者主要出现在干旱区的山麓地带，表面覆盖着薄层的岩石碎屑，形成微缓倾斜的山麓剥蚀平原。

河流（river ):

沿着地表线形谷槽流动的水流。、有的河流长年流水，有的河流只在雨季或暴雨后才有水流。根据河流与地质作用的关系和河流发育的顺序，可划分为顺向河逆向河偶向河先成河次成河后成河或叠置河等。河川水流为外动力地质作

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用的主要动力之一，对地表长期进行着侵蚀搬运和堆积作用不断的对地表形态进行改造。

河源（ river head ):

河流补给的源头。多数常年流水的河流，在其河源上游多为一条最长的支流或为泉、冰川、溶雪、沼泽、湖泊等，如海河上游的桑干河以神头泉为河源；长江、怒江等以唐古拉山南北坡的冰川为源头；黄河的源头之一为一片星罗棋布的沼泽、水塘，即约古宗列渠和星宿海。在我国季风气候条件下，除上述河源的河流外，尚有以季节性降水或暴雨为流水来源的季节性流水。

河谷（ river valley ):

河流侵蚀切割而成的槽型凹地。它包括河床、河漫滩、阶地和谷坡。按断面形态河谷可分为“V”形谷、“U”形谷和“”形谷。河谷展宽段和狭窄段的出现是岩性不同或断裂构造存在的重要标志。

河口（ river mouth ):

河流下游入湖、入海或汇入主流的河段。入海河口可以是三角洲，也可以是三角湾。三角洲是由于河口区的堆积作用大于波浪、潮流的侵蚀作用形成的。三角湾是河口区径流量大，输沙量少，同时长期受潮流与波浪的冲刷形成的。

流域（ drainage basin ):

河流集水范围的总称。在一个地域内的地面径流通过各级支流最后都汇入一条主流，这个集水范围即称为该主流的流域。

流域面积（ drainage basin ; river basin area ; water collecting area ):

又称集水面积或汇水面积。指流域的分水线所包围的面积。流域面积大都先从地形图上定出分水线，用求积仪或其他方法求得分水线圈定范围内的面积。

分水岭（ water divide; dividing range; dividing crest ):

相邻两个流域之间的山岭和高地。这一地区的降水形成的地表径流分别流入山岭或高地两侧的河流。

支流（ tributary ）：

指一个流域内的水系汇入主流的各级水流。通常把直接汇入干流的支流叫一级支流，汇入一级支流的支流叫二级支流。

河床（ stream bed ； river bed ):

又称河槽。指河谷中被水淹没的部分。河槽随水位涨落而变化。洪水期河水泛滥的部分叫洪水河槽；枯水期水流所占的部分叫枯水河槽，也叫基本河槽。

冲沟（gully ):

侵蚀沟的一种类型。具有最活跃的侵蚀能力；其纵剖面比降大，与山坡坡面明显不一致；横剖面常呈“V”形；平面图上多呈直线形。冲沟多由细沟切沟发展而成。

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悬沟（hanging valley ):

多发育于黄土崖壁上，纵剖面十分陡峭的宽浅小沟。或者是支沟沟口与主沟或山间平原之间有陡坎或跌水等裂点存在的地带，统称为悬沟。

细沟（ rill ):

又称犁沟。线状流水在由松散土层构成的平坦地面上形成的沟谷，其规模小深度浅，形态不稳定。

切沟（dissected vally）：

流水作用行成的细沟继续发育，形成具有明显沟缘，总剖面与山坡坡面不完全吻合，规模较大的侵蚀沟。

宽谷（broad valley）:

横剖面宽阔的河谷。谷底一般有河漫滩，谷坡上有多级阶地。宽谷多发育于地壳稳定区或抗蚀力弱的岩层分布区。

心滩（river island）:

河床中枯水期出露水面的水下浅滩。其顶部因受水流冲刷而使浅滩造成逐渐向下游移动的趋势；如果心滩逐渐淤积发展，面积不断扩大，则过渡形成江心洲。

河漫滩（valley flat）:

河流在洪水期淹没，平水期露出水面的谷底部分。洪水时期，流经河漫滩上水流的深度流速都比河床中的水流为小，搬运能力较弱，所以在洪水退落过程中，沉积在河漫滩的物质一般较河床中的物质为细。在平原区河流凸岸的河漫滩上，细粒沉积物常形成向下游呈扇形辐聚的沙堤，称迂回扇。在山区河流曲流段的凸岸也常有这种现象。

壶穴（pot-hole）:

指基岩河床上形成近似壶形的凹坑，是急流漩涡夹带砾石磨蚀河床而成。壶穴集中分布在瀑布、跌水的陡崖下方及坡度较陡的急滩上。类似的地形也可出现在冰川底床上，由冰水冲蚀造成，特称之为冰川锅。

裂点（knick point）:

河床纵剖面上缓坡段与陡坡段的突然转折处。它的形成与河流的溯源侵蚀、河床的构造、岩性有密切的关系，在地壳长期稳定的条件下，河床为一条平缓的、圆滑的纵剖面。由于河床的急剧抬升，或侵蚀基准面（海面或湖面）急剧下降，河流从河口段开始恢复深切侵蚀，逐渐向上游推移。新形成的、深切的、较陡峻的河段和早期形成的平缓河段之间的交点即成为裂点。裂点在河道中常以急流、湍滩、瀑布等形式出现。河流溯源侵蚀形成的裂点与阶地的形成和分布存在相关的联系。

瀑布（water fall）：

河流流经局部呈悬崖式河床时的一种河水倾泻现象。规模较小的叫跌水。

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瀑布有较强的掏蚀作用。河床在它长期作用下可造成陡坎的溯源后退，形成峡谷、壶穴等地形。我国幅员辽阔，地质构造复杂，分布着各种类型的瀑布。唐代诗人李白（公元701-762）曾写下“飞流直下三千尺，疑是银河落九天”的诗句来形容瀑布的壮丽景色。云贵高原的黄果树瀑布是我国最大的瀑布，它位于贵州省西南部的白水河上，河水流经黄果树地段时，河床断裂为九级，黄果树瀑布是其中最大的一级，高达57米，水量充沛，具有较大的开发利用价值。黄河上游的壶口瀑布，位于山西、陕西两省交界处，也是著名的大瀑布。黑龙江宁安县西南牡丹江镜泊湖的吊水楼瀑布，是熔岩堵塞牡丹江形成的瀑布，高约20－25米。镜泊湖水电站后经过扩建，已成为我国大型瀑布电站之一。此外江西庐山香炉峰瀑布，浙江雁荡山大龙湫瀑布，都是我国著名的大瀑布。我国广大石灰岩分布地区，漏斗、溶洞、暗河极为发育，漏斗常与溶洞、暗河相通，地表水经漏斗倾入地下溶洞，常形成奇特的地下瀑布

河曲（meander ):

又称曲流，蛇曲。指蜿蜒曲折的河道。是冲积平原上的中、下游河段在一定地质条件下长期侧方侵蚀和堆积作用的产物。在弯曲的河道上，水流常形成螺旋状前进的环流，使主流线偏向凹岸，形成向凹岸地强烈侵蚀，凸岸一侧因流速变缓泥沙堆积更加突出，便逐渐形成曲流。我国长江中游荆江段，曲流地貌极为发育，因而河道自然变迁较大。

牛轭湖( ox-bow lake ):

又称弓形湖。平原曲流发展的产物。在平原地区发育的自由曲流，当流水切穿曲流颈部形成新河槽后，被废弃的河湾，由于流速小，流量减弱，两端逐渐被泥沙淤塞，积水成湖，形似牛轭故名。如长江下游荆江段两岸的湖泊即属这种类型，当地称为“月亮湖”。

裁弯取直（cut-off ):

河曲发育过程中，相邻曲流环间的曲流颈受水流冲刷逐渐变狭，一旦被水流切穿，河道即行取直。这个过程和现象叫“裁弯取直”。 河道裁弯取直后，加大了比降，缩短了航程。

离堆山(meander core; cut-off spur ):

孤立在深切曲流河谷中的小丘。是深切曲流发育过程中河道经过裁弯取直的产物。离堆山原为深切曲流凸岸的一部分，由于河流弯曲度不断加大，相邻的凹岸逐渐接近，形成狭窄的曲流颈，被水流切穿后，曲流颈的一端即形成被河道包围的孤立小丘。四川省嘉陵江中有许多离堆山。唐代书法家颜真卿《鲜于氏离堆记》中：“有山曰离堆，斗入嘉陵江，直上数百 尺，……不与众山相连属，是之谓离堆”。

洪积物( proluvium ):

暂时性和季节性河流在出山口处不固定辫流形成的扇状堆积物，是洪水期多次堆积叠加而成。洪积物主要发育在干旱和半干旱山区。

洪积扇（proluvial fan ):

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指暂时性和季节性河流出山口后变为多河床辫流形成的一种扇状堆积地形。往往是由多次洪积过程形成。

河流袭夺（stream capture):

又称河流抢水。相邻流域的河流由于侵蚀基准面的高度不同或挽近构造运动影响的差异，其向源侵蚀的速度各不相同，侵蚀速度较快的，源头向分水岭伸展的速度也快，往往切穿分水岭，把分水岭的另一侧的河流抢夺过来，这种现象称为河流袭夺。

袭夺河（priate river）:

河流袭夺过程中，抢水的河流成为袭夺河。特征表现为，导致水系扩大，水量增加，侵蚀能力增强。

被夺河（captured river）:

河流袭夺过程中，被抢水的河流成为被夺河。特征表现为，河流水量减少，水小谷宽。

断头河（beheaded river）:

相邻流域的河流发生河流袭夺后，被夺河的上游被夺改道，其下游即成为断头河。

河流阶地（valley terrace）:

沿河岸分布的，由河流堆积作用与侵蚀作用交替进行而形成的高出河床的阶梯状地形。它的形成最初是由河流侵蚀成一宽广的谷地，其上堆积或厚或薄的堆积物，而后由于地壳上升，河床坡度加大，或由于长周期的气候变化，流量增加或河流含沙量减小，而使河流下切侵蚀作用加强，老谷底的抬升部分就形成阶地。

侵蚀阶地（erosional terrace）:

由基岩组成的、阶地面上冲积物覆盖极少的河流阶地。它是地壳上升，河流下切作用的产物。

堆积阶地（constructional terrace）:

河流冲积物组成的河流阶地。河谷被侵蚀成宽广的谷地，并为冲积物所堆积，其后由于地壳抬升或气候变迁，下切作用强烈而成。

上叠阶地（superimposed terrace）:

在已形成的堆积阶地上，后期河流未切穿早期冲积层，叠置在早期堆积阶地之上的后期阶地。

内叠阶地（in-laid terrace）:

指在已形成的堆积阶地上，后期河流切穿早期冲积层，后期堆积物直接覆盖谷底基岩之上形成的堆积阶地。

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基座阶地（bedrock seated terrace）:

由两层不同时期的物质组成的阶地。即上层为冲积物，下层为基岩或其他成因类型的堆积物构成基座的阶地。

山麓平原（piedmont plain）:

位于山区至平原的过渡地带，由一系列洪积扇或冲积扇发展形成的平原。根据成因又可分为洪积平原或冲积平原。

水系：

指一条干流及其所属各级支流共同组成的河流系统。水系的形式就是这种组合的形式，受一定地质构造和自然环境的控制，在平面上表现为有规律的排列

猪背脊(猪背山)：

如果岩层倾角较大，倾角通常＞40°，则山岭形成两坡大致对称的猪背脊，也称“猪背山”

断层线崖：

由断层活动造成的陡崖称为断层线崖。

雪线：

山区积雪随着季节而变化，冬季积雪区扩大，积雪高度也下降，夏季积雪区缩小，积雪高度也上升。在气候变化不大的若干年内，每年最热月积雪区的下限总是上升和回复到大体同一海拔高度，因而在这个高度以上成为多年积雪区，以下为季节积雪区。其间的界限叫雪线

黄土：

它是一种黄色，质地均一的第四纪土状堆积物，它具有疏松多孔隙，富含CaCO3,垂直垂直节理发育，透水性强，易沉陷等物理化学性质。它是风沙堆积作用形成的，在我国由西北向东南黄土颗粒逐渐变细。

侵蚀基准面：

河流下切到接近某一水平面以后，逐渐失去侵蚀能力，不能侵蚀到该面以下，这种水平面称为河流侵蚀基准面。侵蚀基准面又可分为终极侵蚀基准面和局部（地方）侵蚀基准面。控制河流下切侵蚀的最低基面称为终极侵蚀基准面

岩溶丘：

熔融岩流冲出地面后，迅速在原地冷凝而形成的原形、椭圆形小丘。

潮汐作用：

潮汐是海水在月球和太阳引潮力作用下所发生的周期性运动，它包括海面周期性的垂直升降和海水周期性的水平流动，前者称为潮汐，后者称为潮流。

新月形沙丘：

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新月形沙丘平面形状如新月，故称新月形沙丘。它的高度不等，新月形沙丘纵剖面的两坡不对称，朝向风向的一坡称迎风坡，坡形微凸而缓，相反的一坡称背风坡，或叫落沙坡，坡形下凹，坡度较陡，

大洋中脊：

分布在大样中心部位，是地球上最长的海底山系。 流域：

分水岭围限并有径流流入干流及其支流的集水区域。

向斜山：

褶曲构造受外力作用在张节理发育的背斜轴部，侵蚀作用较强，发育成谷地，即背斜谷，向斜处形成山地，即向斜山。

倒石堆：

崩塌下落的大量石块、碎屑物或土体堆积在陡崖的坡脚或较开阔的山麓地带，形成倒石堆。倒石堆的形态规模不等。结构松散、杂乱、多孔隙、大小混杂无层理

球形风化：

在具有等粒结构的厚层砂岩或岩浆岩地区，风化过程常由节理先把岩石分割成块撞，而后的物理风化特别集中在节理的棱角部位，因这些部位岩石的温差变化最大且最迅速，所以最易受剥落。棱角的逐渐剥落使石块圆化而形成石蛋地形。而岩浆岩地区由于物理与化学风化综合作用的结果，可以使岩块呈同心圆状薄层脱落，这种现象称之为球状风化。

丹霞地貌：

丹霞地貌作为一种特殊的地貌类型，既是岩石地貌，又是造形地貌，这给判别丹霞地貌带来较大的操作上的难度。目前，它已被广泛接受为“红色陆相碎屑岩”的岩性基础，形态上以“赤璧丹崖”为特色 ，红层是形成丹霞地貌的必要条件之一，“所谓红层，应当指具有红色调的碎屑岩系，这样既包括紫红色砂砾岩，又包容虽夹有其它颜色，但以红色调为主的岩系，和以砂、砾岩为主夹有泥岩、化学岩、生物化学岩和火山碎屑岩等。

槽谷：

冰川作用大部分仍袭冰覆以前的河流切割的V形谷地，但与河谷却显然不同，冰川谷平直，宽阔，谷地平缓，横剖面呈U型或槽型，故冰川谷又称U形谷和槽谷。

冻融作用：

冻土层中的地下冰和地下水，由于温度周期性的正负变化，不断发生相变和迁移，于是土层经受反复的冻融并发生应力变形，产生冻涨、融陷、流变等一系列不同于非冻土区的力学表现。冻融反复交替及由此引起的一系列复杂过程，称为冻融作用。

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风蚀雅丹：

在极干旱区的一些干涸的湖底，常因干缩裂开，风沿着这些裂隙吹蚀，裂隙愈来愈大，使原来平坦的地面发育成许多不规则的背鳍形垄脊和宽浅沟槽，这种支离破碎的地面称为雅丹。

风口：

在袭夺弯和断头河之间的局部河段，因断绝了水源，成为新的分水高地，但仍保持着原来的河谷形态，称为风口

。

岩溶地貌：

岩溶作用所造成的地表和地下形态叫岩溶地貌。

羊背石：

羊背石是冰川基床上的一种侵蚀地形，它是由基岩组成的小丘，远望犹如伏地的羊群，故称这些小丘为羊背石。

多边形土：

土层冻结之后，如温度继续降低，可引起地面收缩，产生裂隙；或者土层干缩，也能形成裂隙。这些裂隙在平面上组成多边形，裂隙所围绕的中间地面略有突起。这种形态称为泥制构造土，通称多边形土。

黄土梁：

黄土梁是长条状的黄土高地，可分为平顶黄土梁和斜梁两种。

山麓面：

在干旱半干旱气候条件下坡面洪流不断搬运风化碎屑而致山坡大体保持原有坡度平行后退，山体逐渐缩小时在山麓形成的大片基岩夷平地面。

逆向河：

岩层倾向相反而汇入次成河的叫逆向河。

单斜地貌：

经过褶皱后的岩层大部分呈倾斜状态，发育在褶曲一翼单向倾斜岩层上的地貌统称为单斜地貌。包括单斜山，单斜谷等。

背斜：

褶曲的基本形态。从形态上看，背斜一般是岩层向上拱起，因此，从地形的原始形态看，背斜成为山岭。但是，由于不少褶皱构造的背斜顶部因受到张力而产生裂隙，容易被侵蚀成谷地。因此，我们应该根据岩层新老关系来确定一个褶皱是背斜还是向斜，而不能单凭地表形态来判断。

冻土：

凡处于零温或负温，并含有冰的各种土（岩），统称冻土。 冻土按其冻结时间的长短，可分为季节冻土和多年冻土两类。

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风蚀蘑菇：

孤立突起的岩石，或水平节理和裂隙发育的岩石，特别是下部岩性软于上部的岩石，受到长期的风蚀，易形成顶部大、基部小的形似蘑菇的岩石，称风蚀蘑菇。

新月形沙丘：

新月形沙丘平面形状如新月，故称新月形沙丘。它的高度不等，新月形沙丘纵剖面的两坡不对称，朝向风向的一坡称迎风坡，坡形微凸而缓，相反的一坡称背风坡，或叫落沙坡，坡形下凹，坡度较陡，

海蚀台：

沿岸向海微倾的平坦台地，它的后缘贴近高潮面，前缘位于低潮面以下。由于岩性和构造的影响，平台上可出现一些浪蚀沟和瓯穴以及溶蚀洼地，并披盖一些沙砾。海蚀平台的形成和发育要求岩石抗蚀强度和海蚀强度之间保持一定的平衡。

单斜谷：

沿着单斜构造岩层走向发育的河谷叫做单斜谷。谷地两侧的岩层向同一方向倾斜。谷坡不对称，与岩层倾向相同的一坡长而缓，与岩层倾向相反的一坡短而陡。

向斜山：

倒置地形的形成是由于背斜轴部张节理比较发育，侵蚀作用进行得比较快，背斜山逐渐发展成背斜谷，而向斜谷则变成了向斜山。

准平原：

当地貌发育达到阶段4以后，残余分水岭的侵蚀和河谷的下蚀都进行得非常缓慢，地势起伏非常和缓，形成一个微微高出海平面的波状起伏平原，戴维斯称之为准平原

复习思考题 辨析题：

1、断层崖与断层线崖

断层崖是指断层一侧的地盘抬升后，沿断层线延伸的陡崖。断层线崖是指古断层线两侧的的岩石由于差异侵蚀，使一侧被侵蚀为谷地，另一侧残留为山，形成陡崖。

断层崖是由于构造活动和断裂活动形成的，沿断层线的构造活动形强烈；而断层线崖发育于古断层的基础上，主要是由于差异侵蚀造成的，并无近代断层活动，构造稳定。

2、内力作用与外力作用

内力作用指的是地球的构造作用，它奠定了地球的基本形态，使地形起伏加大；外力作用是指风，水等外力作用使得地球的表面的隆起被夷平。它们共同作用形成了地球上的不同的地表形态和地貌。 内外力作用同时存在，但对于

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特定的时间和地区，二者的作用强弱不同。

3、倒石堆与坡积群

二者发育的地形部位类似，但形成的原因完全不同崩塌下落的大量石块、碎屑物或土体堆积在陡崖的坡脚或较开阔的山麓地带，形成倒石堆，倒石堆的形态规模不等，结构松散、杂乱、多孔隙、大小混杂无层理。在坡面流水作用下，被带到平缓的坡麓地带堆积下来的沉积物，叫坡积物。坡积物围绕坡地形成的地形，形似衣裙，叫坡积群。

简答题

1 简述影响风化壳发育的因素 2 简述洪积扇的结构特征

3 简述河流侵蚀作用的类型及其特点 4 简述喀斯特作用的基本条件

5 简述热带及亚热带季风型喀斯特地貌的主要特征 6 简述影响雪线高度的因素 7 简述黄土风成说的主要依据 8 简述板块构造理论的基本内容

论述题

1 运用戴维斯侵蚀循环理论分析，经构造抬升的区域流水地貌发育过程: 幼年期——壮年期——老年期 2 论述河流阶地的成因

3 论述黄土地貌的成因及分布规律 4 论述冻土的类型及其分布规律

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