地貌學(xué)課堂教案

地貌學(xué)課堂教案第一章緒論地貌學(xué)的研究內(nèi)容地貌及地貌學(xué)1，概述固體地球表面是起伏不平的，因此他可被分成多個規(guī)模不等，起伏各異，高低有別的形態(tài)單元。就地球上最大規(guī)模的形態(tài)單元而言，是大陸與海洋的分異。在大陸上疊加著山地，平原，丘陵，高原等次一級的形態(tài)單元；而在海洋中又有大洋盆地，大洋中脊，海溝和島弧等，在大陸的山地中，地表起伏又可被分為沖溝，河谷等小級別的形態(tài)單元。地球表面上這些各種各樣的形態(tài)單元就構(gòu)成了千差萬別的地貌。地貌學(xué)是研究地球表面起伏形態(tài)及其發(fā)生，發(fā)展，分布，動態(tài)規(guī)律的科學(xué)。2，地貌與地形的差異不同地貌有著不同的成因，如大陸和海洋，它們與整個地球內(nèi)部物質(zhì)構(gòu)成和運(yùn)動有關(guān)，確切的講，與地殼組成和巖石圈運(yùn)動相關(guān)聯(lián)；而沖溝和河谷的形成和發(fā)展又與氣候控制的流水相聯(lián)系。因此要研究地貌的成因，演化與分布，僅分析地球表面的起伏，高低是不夠的，還應(yīng)注意固體地球較深部位的構(gòu)成和運(yùn)動規(guī)律，固體地球表面以上的大氣圈的運(yùn)動和氣候帶展布規(guī)律。所以說，地貌不僅是地球表面起伏的形態(tài)，而且還包括構(gòu)成這些起伏的地殼和巖石圈物質(zhì)以及作用于其上的大氣和生物過程。僅研究地球表面起伏的是地形學(xué)，這就是地貌與地形的差異所在。較科學(xué)地說，地貌學(xué)是研究地貌及其成因，發(fā)展和結(jié)構(gòu)的科學(xué)。地貌學(xué)的研究內(nèi)容1，地貌的形態(tài)特征及物質(zhì)組成2，地貌的形成不同地貌有著不同的成因，但概括地講，地貌是由兩種原因造成的。一是地球的內(nèi)力作用，二是外力作用。所謂內(nèi)力作用是指由地球內(nèi)部的熱能，化學(xué)能，重力能及地球旋轉(zhuǎn)能引起的作用，它主要包括地殼運(yùn)動，巖漿作用，變質(zhì)作用，火山和地震等。外力作用是指地殼表面以太陽能，重力能，日月引力能為能源，通過大氣，水，生物等形成一系列地表作用過程。外力作用按外力性質(zhì)主要分為如下幾類：流水作用，地下水作用，波浪作用，冰川作用，風(fēng)沙作用。這些外力作用在地貌形成上主要表現(xiàn)為風(fēng)化，侵蝕，搬運(yùn)和堆積作用。外力作用造成風(fēng)化，侵蝕，搬運(yùn)和堆積四個方面相互聯(lián)系，不可分割。地貌是內(nèi)外營力共同作用的結(jié)果，內(nèi)力作用造就地表的起伏，外力作用使地表原有的起伏不斷降低變緩，因此地貌形成過程中的內(nèi)外營力是一對矛盾。地貌的形成不僅取決于內(nèi)外營力作用類型的差異，而且還取決于內(nèi)外營力過程的對比。3，地貌的發(fā)展地球表面所有的地貌都不是一成不變的，它們總是處于發(fā)展變化之中。因此地貌學(xué)不僅研究的地貌特征，還研究過去的地貌和推測未來的地貌發(fā)展趨勢。古地貌：形成于地質(zhì)歷史時期，并與現(xiàn)代的構(gòu)造和氣候條件不相符合的地貌。歷史地貌：形成于歷史時期的地貌地貌演化的基本特征繼承性趨向性不可逆性變異性階段性各種類型和成因的地貌在地球上的分布不是雜亂無章的，它們具有其內(nèi)在的規(guī)律性，就內(nèi)力為主形成的地貌來說，地貌的分布與一定的大地構(gòu)造格局，構(gòu)造活動相聯(lián)系。以青藏高原大地構(gòu)造格局來說，自南而北以次分布有喜馬拉雅山脈－印度河雅魯藏布河谷地－岡底斯山脈－藏北高原－唐古拉山脈－羌塘高原－昆侖山脈－柴達(dá)木盆地－祁連山脈。它們的形成與青藏高原自南向北的大地構(gòu)造格局有關(guān)，各山脈都位于不同時期板塊碰撞帶上，構(gòu)造相對活動，而主要的高原為具有較老結(jié)晶基地的地塊，構(gòu)造相對穩(wěn)定并具有整體性。各種外力作用深受氣候和自然條件的影響，氣候和自然環(huán)境的水平地帶性和垂直地帶性決定了以外力為主形成的地貌也具有水平和垂直地帶性分布規(guī)律。例如，在熱帶濕潤地區(qū)，外力作用主要為流水作用和喀斯特作用，地貌主要為流水地貌，喀斯特地貌和坡地地貌。而在雪線以上的高山和高緯度地區(qū)，氣候寒冷，終年積雪，形成的地貌主要是冰川地貌。在寒帶和雪線與林線之間的亞高山地區(qū)，雖不能終年形成冰川，但氣溫的年較差和日較差較大，地表經(jīng)常處于凍融狀態(tài)，形成的地貌主要是冰緣地貌和各種凍土現(xiàn)象。在副熱帶高壓控制地區(qū)，降水稀少，氣候干旱，地表裸露，風(fēng)沙作用盛行，形成的地貌主要是荒漠地貌。綜上所述，地貌學(xué)的研究內(nèi)容主要是地球表面的各種形態(tài)特征，形成地貌的內(nèi)外營力作用，地貌的形成機(jī)制，演化規(guī)律，內(nèi)部結(jié)構(gòu)和空間分布特點(diǎn)。地貌的構(gòu)成和形態(tài)測量地貌的構(gòu)成要素地區(qū)表面任何一種地貌都是由多次重復(fù)，彼此互相交替的各個地貌形態(tài)所組成的，而每個形態(tài)又都是由地貌要素構(gòu)成。地貌要素主要包括兩個方面，幾何形態(tài)要素和組成物質(zhì)要素。①幾何形態(tài)要素地貌的幾何要素主要分為三種：地貌面，地貌線，地貌點(diǎn)地貌面根據(jù)其產(chǎn)狀可以區(qū)分為平面（傾角小于2度）和斜坡（傾角大于2度）地貌線兩地貌相交形成的一條線，有時稱為棱。地貌線可以是直線也可以是曲線。地貌點(diǎn)三個或三個以上的地貌面相交形成的點(diǎn)組成物質(zhì)要素地貌的組成物質(zhì)要素主要分為兩種：基巖物質(zhì)，沉積物質(zhì)。地貌的形成演化信息隱藏在構(gòu)成地貌的要素中間，分析地貌的要素特征是研究地貌形成演化的基礎(chǔ)。地貌的基本形態(tài)與組和形態(tài)①基本形態(tài)由一個或幾個地貌幾何形態(tài)要素組成的形態(tài)比較規(guī)則的幾何體稱為地貌基本形態(tài)。一個地貌基本形態(tài)是由一個單一的地貌過程形成的。例如，一個洪積扇由扇頂，扇緣和扇面組成，其形成于溝口出山口的堆積。②組和形態(tài)在成因上相互聯(lián)系的多個地貌基本形態(tài)有規(guī)律的組合在一起構(gòu)成的地貌形態(tài)稱為地貌的組合形態(tài)。例如，一個河谷形態(tài)，他由河床，河漫灘，谷坡及階地四個地貌基本形態(tài)有規(guī)律的排列在河流兩側(cè)構(gòu)成。這四個地貌基本形態(tài)在成因上相互聯(lián)系。現(xiàn)代河床和河漫灘由現(xiàn)代河流作用形成，而階地是由古代河流作用形成，而谷坡是因河流下切造成的坡地過程形成。地貌組和形態(tài)有大有小，根據(jù)其規(guī)模的大小可將地貌組合形態(tài)分為如下幾類：星體地貌例如，陸地和海洋（占據(jù)面積在幾十萬和幾百萬km2以上）巨地貌例如，山系（占據(jù)面積在幾萬和幾十萬km2以上）大地貌例如，山脈（占據(jù)面積在幾百和幾千km2以上）中地貌例如，河谷盆地（占據(jù)面積在幾十km2）小地貌例如，單個洪積扇微地貌例如，沙波紋地貌形態(tài)的描述和測量地貌學(xué)是研究地貌的科學(xué)，地貌形態(tài)特征的研究是地貌學(xué)研究的主要內(nèi)容之一，也是研究地貌形成，發(fā)展的基礎(chǔ)。因此地貌形態(tài)特征的研究具有極為重要的意義。那么地貌形態(tài)特征如何測量，又是用何指標(biāo)反映它們的呢？下面介紹幾種基本的地貌形態(tài)的描述和測量方法。面積高度和深度高度和深度指標(biāo)是描述地貌形態(tài)最重要的指標(biāo)之一。根據(jù)地貌的高度和深度，陸地地貌可分為低地貌（0－20m）和高地貌（>200m）；海洋地貌可分為：淺海地貌（0－200m），次深海地貌（200－3000m），深海地貌（3000－6000m），超深海地貌（>6000m）。垂直切割深度指一個地貌單元內(nèi)最高點(diǎn)與最低點(diǎn)之間的高差。根據(jù)地貌的垂直切割深度，可將地貌分為：平原（<50m）,丘陵（50－200m），山地（>200m）地面坡度坡度對研究現(xiàn)代地貌過程和了解地貌發(fā)育有很強(qiáng)的重要作用。根據(jù)坡度可以對地貌進(jìn)行分類。蘇聯(lián)學(xué)者根據(jù)地面的平均坡度將地貌形態(tài)分為:平坦平原（<0.50），波狀平原（0.5-10），平原丘陵(1-4o)，丘陵(4-7o)，山地(7-24o)，高山(>24o)。水平切割密度單位面積上侵蝕網(wǎng)的長度。根據(jù)地面的水平切割密度也可將地貌進(jìn)行分類。前蘇聯(lián)學(xué)者根據(jù)水分線距侵蝕谷地線的遠(yuǎn)近，將地貌分成如下幾類：弱切割地貌（>1000m），中等切割地貌（500－1000m），顯著切割地貌（100－500m），強(qiáng)切割地貌（50－100m），極強(qiáng)切割地貌（<50m）。地貌年齡地貌年齡所謂地貌年齡是指某一地貌形成的年代。根據(jù)地貌學(xué)現(xiàn)在的研究水平，地貌的年齡有三個概念來表示，即相對年齡，地質(zhì)年代和絕對年代。相對年齡地貌的相對年齡源于美國的地貌學(xué)家W.Davis的“地貌侵蝕循環(huán)理論”。根據(jù)Davis的觀點(diǎn)，地貌發(fā)育是有階段性的，不同階段的地貌有不同的形態(tài)特征，根據(jù)地貌發(fā)育的階段性，他將地貌發(fā)育階段分為“幼年期”，“壯年期”，“老年期”。地貌的相對年齡就是指地貌發(fā)育的這種相對階段。地質(zhì)年齡某一地貌形成的地質(zhì)時期。地貌的絕對年齡某一地貌形成的絕對年代，通常以距今多少年來表示。確定地貌年齡的方法相關(guān)沉積法年界法殘留風(fēng)化殼法巖相過渡法地貌學(xué)的基本研究方法地貌學(xué)的基本研究方法包含兩個方面野外研究方法形態(tài)研究包括形態(tài)的特征，組合，分布和測量。組成物質(zhì)研究包括物質(zhì)的顏色，形態(tài)特征（例如：球度，磨圓度等）形成條件的研究包括新構(gòu)造運(yùn)動狀況，地質(zhì)與構(gòu)造特征，各種外力特征。地貌過程的觀測地貌成因分析室內(nèi)研究方法地形圖分析遙感分析沉積物分析粒度分析化學(xué)分析礦物分析掃描電鏡分析模擬研究年代分析C14測年自然界中存在C12，C13，C14三種碳同位素，其中C14不穩(wěn)定發(fā)生衰變，假定自然界中C14含量不變，加之C14有一定半衰期約5568年，就可以測定一些與自然界不發(fā)生碳同位素交換的地質(zhì)樣品的年齡。K－Ar法自然界中有K39，K40，K41三種鉀同位素，其中K40為長壽同位素半衰期為128，000Y。K40可通過β衰變和K層電子俘獲變成Ca40和Ar40，通過測試樣品中Ar40和剩余的K40的含量，可以確定樣品形成年代。鈾系法熱釋光古地磁地貌學(xué)的發(fā)展簡史地貌學(xué)在國外的發(fā)展概述W.Davise學(xué)說W.Penck學(xué)說C.L.King學(xué)說五六十年代部門地貌學(xué)的發(fā)展系統(tǒng)地貌理論板塊構(gòu)造理論對地貌學(xué)的影響我國地貌學(xué)的發(fā)展全球大地構(gòu)造地貌引言地貌是內(nèi)外力相互作用的結(jié)果地貌形態(tài)不僅是外營力作用的產(chǎn)物，而且在很大程度上受內(nèi)力作用控制?？梢哉f，地貌是內(nèi)外營力綜合作用的產(chǎn)物。在研究地貌的發(fā)生和演化規(guī)律時，兩種營力都不可忽視。內(nèi)力作用與構(gòu)造地貌反映內(nèi)力作用的地殼變動，巖漿活動和地質(zhì)構(gòu)造的地貌，稱為構(gòu)造地貌。簡而言之，主要由內(nèi)力作用形成的地貌稱為構(gòu)造地貌。改造地貌學(xué)就是研究各種內(nèi)力作用與地貌之間的關(guān)系的。它包括兩個方面的內(nèi)容：一是從內(nèi)力因素方面解釋地貌發(fā)生發(fā)展；二是根據(jù)地貌形態(tài)分析內(nèi)力作用的性質(zhì)，強(qiáng)度，類型和特征。兩個方面相輔相成，不可分割。構(gòu)造地貌的規(guī)模根據(jù)構(gòu)造地貌的規(guī)模和其形成的內(nèi)力性質(zhì)，可將其分為三類：1，大陸和海洋，即造成地球表面最大一級地貌形態(tài)差異的海陸分布，稱為星體地貌。它主要由宇宙性的動力作用形成。2，大陸和海洋中的大的地貌形態(tài)和地貌單元，如陸地上的山系，高原，平原等，海洋中的打樣中脊，洋盆等，它們是由大地構(gòu)造作用形成和控制的，稱為巨地貌或大地構(gòu)造地貌。3，某一局部的小型構(gòu)造地貌形態(tài)，如火山，單面山，向斜谷等，它們是由地質(zhì)構(gòu)造的較小規(guī)模的內(nèi)力作用控制形成的，往往疊加在巨地貌上，又稱地質(zhì)構(gòu)造地貌。研究意義解釋地貌的發(fā)育和演化規(guī)律根據(jù)地貌分析地質(zhì)構(gòu)造特征，為找礦找水服務(wù)根據(jù)地貌分析地質(zhì)構(gòu)造的活動性質(zhì)，揭示新構(gòu)造活動和活動斷層的活動規(guī)律，預(yù)報地震和地震危險區(qū)。大陸與海洋大路和海洋的分布整個地殼表面面積為5.1億km2，據(jù)統(tǒng)計(jì)，陸地面積約占29.2%，而海洋面積約占70.8%。從大地構(gòu)造的角度看，大陸架和陸坡也是大陸的一部分，這樣算起來，大陸約占35％，海洋占65％，兩者構(gòu)成地球上的兩大基本地貌單元。根據(jù)不同高度的地貌所占面積的比例，可以畫出地表起伏的曲線，由曲線可以看出，大陸和海洋在地表呈兩個明顯的臺階。第一級臺階分布在－3000～－6000m，平均深度為－3729m大部分為洋低。第二級臺階分布在1000～－200m，平均高度為875m，大部分為陸地，一部分為陸架。海陸分布的另一特點(diǎn)是其分布的不均勻性。大部分陸地分布在北半球，占此半球總面積的39％。而南半球陸地僅占南半球總面積的17％左右。地表最大的起伏為20km，最高的山峰為珠穆朗瑪海拔8848m，最深的海洋為馬里亞納海溝說－11022m，地表平均高度為－2450m。大陸與海洋分異的原因陸殼與洋殼組成物質(zhì)差異除高度差異外大陸和海洋另一重大差異是其組成物質(zhì)的差異。莫霍面以上的地球外層堅(jiān)硬的部分稱為地殼。據(jù)研究地殼主要由兩部分組成：一部分稱硅鋁層（Si占73％，Al占16％），密度為2.7g/cm3在地殼圈層中不連續(xù)，主要由花崗巖組成，又稱花崗巖層。另一部分為硅鎂層（Si占49％，Mg和Fe占18％，Al占16％），密度為2.9g/cm3，主要由玄武巖構(gòu)成，又稱玄武巖層。其在地殼圈層中是連續(xù)的，分布在地殼的下部。厚度差異陸殼厚度大，一般為30－50km。最厚可達(dá)70km左右，在青藏高原和天山地區(qū)。組成物質(zhì)以硅鋁層為主，厚度可達(dá)15－40km，其下為硅鎂層。洋殼厚度小，一般為5－15km，組成物質(zhì)主要為硅鎂層，表層有極薄的沉積物，缺少硅鋁層。地球物理差異在重力方面，大洋和陸地也存在不同。一般來說，大洋深處存在著＋200～＋450豪伽的重力正異常。而在大陸高山地區(qū)則存在著－1500～－500豪伽的重力負(fù)異常。另外洋殼與陸殼的差別是：陸殼下的上地幔物質(zhì)為榴輝巖，莫霍面是包含同一化學(xué)組成，不同物理狀態(tài)（玄武巖與榴輝巖）的物相界面。洋殼下的上地幔物質(zhì)為橄欖巖，莫霍面是區(qū)分基性巖（玄武巖）與超基性巖（橄欖巖）的化學(xué)界面。地殼均衡由于固體地殼在熔融狀態(tài)的地幔之上，好似水面上的冰塊一樣。地殼厚的地方突出地表的越高，插入地幔的越深；反之，地殼薄的地方下部越淺。這就是地殼均衡。早在十九世紀(jì)中葉，人們就認(rèn)識到了這種地殼均衡，設(shè)計(jì)了不同模式來解釋。總起來有兩種觀點(diǎn)：英國學(xué)者普拉特（1854）認(rèn)為，地殼的密度是不均一的，但地殼下有一均衡面，且這個面是一個平面。為了保持均衡，均衡面以上，密度較小的地段，地勢就高；而密度較大的地段地勢較低。艾里(1855)則認(rèn)為：地殼下的均衡面不是一個平面，而是有起伏的。但均衡面上的物質(zhì)相同，只是均衡面的深度不同。為了平衡，地勢高的地段，插入地幔的部分越深，而地勢低的地方，插入地幔部分則較淺。而實(shí)際情況是，地殼下面的均衡面即是起伏的，同時物質(zhì)又是不均一的。根據(jù)W.A.Heiskanen的意見，實(shí)際地殼均衡63％是艾里模式來成，而37％由普拉特模式進(jìn)行。這就解釋了大洋與大陸顯體地貌的成因。大陸漂移與板塊構(gòu)造地學(xué)界對陸地與海洋的成因一直有兩種觀點(diǎn)：固定論和活動論活動論學(xué)派由來已久，在20世紀(jì)初德國學(xué)者魏格納首次提出大陸漂移學(xué)說，解釋海陸分布。但由于種種缺陷一直沒有被接受，到20世紀(jì)中葉，由于深海鉆探的發(fā)展，大洋研究的深入，發(fā)現(xiàn)海底擴(kuò)張。在海底擴(kuò)張和大陸漂移的基礎(chǔ)上，提出了板塊構(gòu)造學(xué)說，并用其解釋大陸海洋的成因的問題。板塊的概念巖石圈具有較高的強(qiáng)度和剛性，在固體地球外層基本上是連續(xù)分布的，但它不是一個整體，他被大洋中脊的許多斷裂分割，這些被分割的呈塊狀的巖石圈稱為板塊。板塊內(nèi)部是一個相對整體，它可以在軟流圈上滑動，板塊運(yùn)動就造就了地球上的海陸分布和許多地貌形態(tài)。板塊的運(yùn)動板塊有三種不同的運(yùn)動方式相被運(yùn)動例如，洋脊。形成于張應(yīng)力。相向運(yùn)動例如，碰撞，俯沖帶。形成于壓應(yīng)力。相切運(yùn)動例如，圣?安德列斯斷層。形成于扭應(yīng)力。第二節(jié)大地構(gòu)造地貌海洋巨地貌大洋中脊分布在大洋中心部位，是地球上最大的海底山系。大洋中脊在大西洋，印度洋，太平洋都有分布，并且相互連通，全長約8萬km，水深約3000－4000m，高于兩側(cè)的洋盆約1000m左右。全世界洋中脊僅在冰島露出海面出露，大洋中脊寬度不一，最寬可達(dá)1000－1500km以上。擴(kuò)張速度1－2cm/a。大洋中脊由一系列與脊軸平行的嶺谷組成，越接近脊軸。嶺越高，谷越深。其形成是地幔上涌造成的海底擴(kuò)張，洋脊是最新的海底。深海盆地組成物質(zhì)主要為玄武巖和其上的沉積巖與松散沉積物。深海中沉積物的沉積速率相當(dāng)緩慢，僅有幾個mm/a，最小可達(dá)幾個mm/ka。深海盆地的一側(cè)與大洋中脊坡麓相接，另一側(cè)與大陸－海岸過渡區(qū)地貌相連，是由海底擴(kuò)展形成，距洋中脊愈遠(yuǎn)年代愈老。洋盆中的地貌主要有兩種：深海平原與海嶺。水下火山與大洋島嶼常常分布在深海盆地中。大陸－海洋過渡區(qū)巨地貌島弧－海溝－邊緣海盆地形態(tài)和構(gòu)造島弧呈弧形主要由鈣－堿性火山巖和深成巖組成，有較強(qiáng)的地震和火山活動。例如，阿留申群島。海溝位于島弧外側(cè)，寬40－70km，一般深度5000－8000m其靠陸側(cè)坡陡大于10o，靠洋側(cè)坡緩，約3－8o。熱流值低，重力負(fù)異常－100～－150豪伽，有淺源地震。邊緣海盆地位于島弧與大陸，或島弧與島弧之間，其內(nèi)有不同厚度的主要來源于大陸與島弧的沉積物。島?。希吘壓５某梢虼笱蟀鍓K俯沖的結(jié)果。大陸坡是陸地向海洋過渡地區(qū)，有如下特征：呈明顯的坡折，上限水深130m，下限水深2000m。坡度各地不一，一般為5－7o，構(gòu)造活動強(qiáng)烈的地區(qū)可達(dá)15－20o，甚至超過50o。寬度不一，與坡度一致，大西洋20－100km，太平洋20－40km。總體形態(tài)呈階梯狀，由階梯狀斷裂形成，也可能由滑坡，濁流過程形成。是洋殼向陸殼過渡的地區(qū)。大陸巨地貌按照地殼的活動程度和從活動到穩(wěn)定的時間，可將大陸分為穩(wěn)定區(qū)和活動區(qū)。它們在構(gòu)造地貌有不同表現(xiàn)。構(gòu)造高原與構(gòu)造盆地構(gòu)造比較穩(wěn)定的地區(qū)在大地構(gòu)造上一般分為兩類：一類具有雙層結(jié)構(gòu)，稱為地臺。另一類不具雙層結(jié)構(gòu)稱為地盾。穩(wěn)定巨地貌的構(gòu)造地貌特點(diǎn)：構(gòu)造運(yùn)動主要表現(xiàn)為幅度小，速度小的大范圍垂直運(yùn)動。下沉速率約為0.01～0.1m/ka。上升速率為0.01～0.03m/ka。巖漿活動多為基性巖漿，并且多為熔巖流的形式溢出。形態(tài)為不規(guī)則的地塊：若為圓形則與周圍構(gòu)造單元的關(guān)系多為撓折關(guān)系。若為塊形，則與周圍構(gòu)造單元的關(guān)系多為斷裂關(guān)系。在地臺區(qū)地斷裂多為隱伏斷裂，并以正斷層為主，斷距不大，僅形成相對高差不大的斷塊和斷陷盆地。地臺多為地槽演化而來。地臺經(jīng)較長時間穩(wěn)定后，又有較強(qiáng)的斷裂活動，導(dǎo)致地臺活化，形成活化地臺。它具有三層結(jié)構(gòu)的特征。構(gòu)造山系活動地區(qū)一般在大地構(gòu)造上稱為地槽。地槽在形態(tài)上多呈長條形，其發(fā)展過程為：a，地殼強(qiáng)烈下沉，形成凹陷，堆積厚達(dá)數(shù)千米的沉積層；b，地殼隆起回返，沉積物被褶皺，同時伴隨火山和巖漿活動，斷裂活動，形成巨大山系?；顒訁^(qū)的構(gòu)造地貌特征主要有：平面形態(tài)呈長條狀，形成巨大山系；構(gòu)造活動，幅度，速率，梯度都很大；地層被強(qiáng)烈地褶皺，多形成復(fù)向斜和復(fù)背斜；斷層多為逆掩斷層和輾掩斷層，地層被推覆；褶皺帶中心常為花崗巖巖基分布，巖漿侵入形成地隆起；活動區(qū)地貌的發(fā)展趨向穩(wěn)定區(qū)轉(zhuǎn)化?；顒訁^(qū)的地貌還可以用板塊構(gòu)造學(xué)來解釋。大陸架巨地貌大陸架的形態(tài)特征和地貌特征地形平坦，微向海傾斜，平均坡度0.07o，坡度較大也不超過1－2o。水深<200m。寬度不一，平均70km。由于大陸架是大陸的一部分，曾出露呈陸地，其上有許多陸上地貌。大陸架的成因大陸裂谷大陸裂谷的地貌特征：由斷裂圍陷的斷陷谷地，寬30－75km少數(shù)可達(dá)幾百km，長度幾十到幾千km，長度超過寬度。裂谷的高度一般不超過3500m。裂谷兩側(cè)的山地和裂谷的基底一般有剝蝕平坦的地形殘余。裂谷主要由正斷裂，常常呈梯狀，在其內(nèi)形成不同級別的地塹和地壘。堆積大量沉積物，常夾有火山巖。熱流值高，地殼厚度20－30km。第三節(jié)地質(zhì)構(gòu)造地貌地層在構(gòu)造運(yùn)動影響下所產(chǎn)生的變形，變?yōu)樾问椒Q為地質(zhì)構(gòu)造，即巖層產(chǎn)狀的變化。由不同地質(zhì)構(gòu)造和不同巖層的差異抗蝕力而表現(xiàn)出來的地貌稱為地質(zhì)構(gòu)造地貌。一，水平巖層的構(gòu)造地貌1,構(gòu)造高原與構(gòu)造平原：地形面與地層面相一致的高原地形稱為構(gòu)造高原，平原地形則稱為構(gòu)造平原。方山與桌狀臺地塔狀地形構(gòu)造階地二，單斜巖層的構(gòu)造地貌1，單面山與豬背脊：單面山一般形成于巖層傾斜不大的單斜地層地區(qū)，一般較緩，它與巖層的傾斜方向一致，稱為構(gòu)造坡。另一坡較陡，與巖層的構(gòu)造面不一致，稱為剝蝕坡。在單斜地層傾角較大的情況下構(gòu)造坡與剝蝕坡的坡度與坡長相差不大時，這種單面山稱為豬背脊。2，單斜地區(qū)的水系形式三，褶曲構(gòu)造地貌年青的褶皺山區(qū)，褶曲構(gòu)造主要形成背斜山和向斜谷，這種構(gòu)造與地貌現(xiàn)象一致的地貌稱為順地貌。其保存條件一般為:褶皺比較舒緩，起伏不大，硬巖層較厚。在構(gòu)造穩(wěn)定了相當(dāng)長的一段時間后，背斜軸部由于擠壓強(qiáng)烈，發(fā)育較多裂隙，加之外力剝蝕形成谷地，稱為背斜谷。向斜中心部分相反，外力剝蝕較弱反而成為山地，稱為向斜山。這種與地質(zhì)構(gòu)造現(xiàn)象不一致，并且呈相反狀態(tài)的地貌現(xiàn)象稱為倒置地貌。四，斷層構(gòu)造地貌根據(jù)斷層的現(xiàn)代活動性質(zhì)可將其分為兩類：不活動斷層（現(xiàn)代已經(jīng)停止活動的斷層）和活動斷層（現(xiàn)代仍在活動的斷層。一般形成于第四紀(jì)，可以是新生的也可以是老斷層復(fù)活。斷裂活動不僅造成巖層的垂直錯動，也可造成水平移動，下面分兩方面介紹斷層形成的構(gòu)造地貌1，垂直錯動形成的地貌斷層崖由斷層錯動直接形成的陡崖，它不一定就是斷層面，斷層崖的高度基本代表了斷層垂直錯動的距離。斷層線崖當(dāng)斷層穩(wěn)定相當(dāng)一段時間時，由于斷層兩盤抗侵蝕能力的差異，造成上盤低，下盤高的倒置地貌，稱為斷層線崖。它是由剝蝕作用形成的，不是斷層直接形成，僅受斷層控制。斷層谷沿斷層破碎帶發(fā)育的河谷，一般谷坡兩側(cè)高低不對稱。斷塊山與斷陷盆地地壘，地塹，盆－山地貌2，斷層水平移動形成的構(gòu)造地貌河流錯動斜列斷層的首尾接觸地貌平直水平活動斷層兩側(cè)的地貌收斂與散開形成的地貌五，巖漿活動構(gòu)造地貌巖漿活動可分為兩類：巖漿侵入與巖漿噴發(fā)，據(jù)此巖漿活動構(gòu)造地貌可分為兩種類型。1，巖漿侵入形成的構(gòu)造地貌巖漿侵入直接形成的構(gòu)造地貌，主要為正地貌，如，穹形高地。巖漿侵入停止后在外力作用下形成的地貌穹隆構(gòu)造地貌，環(huán)狀水系由巖脈，巖墻，巖基等侵入形成的構(gòu)造地貌2，巖漿噴發(fā)形成的構(gòu)造地貌巖漿噴發(fā)有多種形式，概括起來主要有如下三種：中心噴發(fā)，裂隙噴發(fā)，區(qū)域噴發(fā)。不同的噴發(fā)形式可以形成不同的地貌現(xiàn)象中心式噴發(fā)形成的構(gòu)造地貌主要表現(xiàn)為火山，根據(jù)噴出物的粘性可將火山分為：低平火山，盾狀火山，穹（鐘）狀火山，錐狀火山。區(qū)域噴發(fā)與裂隙噴發(fā)形成的構(gòu)造地貌熔巖高原（如：印度德干高原）熔巖長垣第三章風(fēng)化作用巖石暴露于地表，在太陽輻射作用下并與水圈、大氣圈和生物圈接觸，其所處的物理與化學(xué)環(huán)境發(fā)生了變化，巖石為適應(yīng)新的環(huán)境其物理與化學(xué)性質(zhì)常發(fā)生變化，造成巖石崩解、分離、破碎。巖石這種物理、化學(xué)性質(zhì)的變化稱為風(fēng)化；引起巖石這種變化的作用稱為風(fēng)化作用。風(fēng)化作用的速度雖然比較緩慢，但它對地貌的形成與發(fā)展起著重要的作用，是一切其它外營力作用的先導(dǎo)。只有巖石經(jīng)過了較強(qiáng)的風(fēng)化作用，流水、冰川、風(fēng)和波浪等外力作用才能施展其強(qiáng)大的侵蝕能力和搬運(yùn)功能，造就出豐富多彩的地貌形態(tài)。風(fēng)化作用不僅是其它外力過程作用的基礎(chǔ)，而且它本身也能造就地貌形態(tài)。因此研究風(fēng)化作用有著十分重要的意義。第一節(jié)：風(fēng)化作用的類型巖石的風(fēng)化作用可以分為三種基本類型：物理風(fēng)化、化學(xué)風(fēng)化和生物風(fēng)化。物理風(fēng)化（機(jī)械風(fēng)化）巖石暴露地表或近地表因壓力、溫度、水的凍融和鹽類的結(jié)晶等而發(fā)生崩解、破碎的過程稱物理風(fēng)化。它僅使巖石物理狀態(tài)發(fā)生變化，孔隙度和表面積增加，而化學(xué)成分和性質(zhì)并沒有變化。根據(jù)產(chǎn)生機(jī)械破碎的原因可將物理風(fēng)化分為如下幾種：卸？荷裂隙（卸荷剝離作用）大量的證據(jù)表明，現(xiàn)在位于地表的巖石以前曾被埋在地下20km以下深度。在瑞士的阿爾卑斯山脈，據(jù)推算在最近3000萬年中地表被剝蝕了大約30km，也就是說現(xiàn)在出露于地表的巖石在3000萬年前位于地下30km的深度。在美國的阿伯拉契山地區(qū)，自晚古生代（3.6億年）至少有8km的巖石被剝蝕。在新西蘭的惠靈頓（Wellington）地區(qū)，自三疊紀(jì)（2.5億年）以來地表的剝蝕量約為16－24km。巖石自距地表以下很深的深度剝露至地表，其原有的壓力環(huán)境發(fā)生了改變。上述所列距地表深度處的巖石出露于地表后，它要釋放出大約1.5－8×105千帕（Kpa）的壓力。典型巖石釋壓的彈性膨脹系數(shù)為0.1－0.8％。在地表200m以內(nèi)，地溫的遞減率降低？地溫衡定？，使減壓膨脹率增加。如果巖石的四周荷下部都被固定在巖石中的話，這種減壓膨脹將主要發(fā)生在向上的方向上。當(dāng)這種減壓膨脹超過巖石的彈性變形強(qiáng)度時，它就會發(fā)生破裂形成平行于地表的頁理。這種作用稱為頁理作用。頁理作用時一種近地表現(xiàn)象，它在像厚層板狀砂、石英巖等中最為普遍。在美國馬薩諸塞州的一個花崗巖采石場中，因頁理作用產(chǎn)生的頁理層在近地表層為10cm－1m厚，而至距地表20km處迅速增加為5m厚，而至30－40m深處厚度變至10m以上。頁理雖然很小，但它破壞了巖石的整體塊狀結(jié)構(gòu)，有利于水分和鹽類溶液的進(jìn)行，為進(jìn)行的物理風(fēng)化和化學(xué)風(fēng)化創(chuàng)造了條件。2．熱力風(fēng)化巖石因溫度變化發(fā)生剝落的過程稱熱力風(fēng)化。地表所受的太陽輻射不僅有晝夜變化也有季節(jié)變化，這造成氣溫和地溫也發(fā)生日變化和年變化。巖石是不良導(dǎo)體，所以受陽光影響的巖石溫度變化也僅限于表面。當(dāng)白天巖石受太陽暴曬時，巖石表面受熱膨脹，而較內(nèi)的部分，因其導(dǎo)熱較差溫度仍較低，膨脹較小，巖石內(nèi)外這種膨脹的差異，可造成各部分受力不均，導(dǎo)致破碎。當(dāng)夜晚時，表面因氣溫的降低而溫度迅速下降收縮，而巖石內(nèi)部的溫度仍保持較高，收縮有限，這種各部分收縮上的差異也可導(dǎo)致受力不均，發(fā)生破碎。另外，對多數(shù)巖石來說，它們并非由單一的礦物組成，各種礦物受熱的膨脹系數(shù)和冷卻的收縮系數(shù)都是不一樣的，組成巖石的各種礦物膨脹系數(shù)和收縮系數(shù)的差異也可導(dǎo)致巖石受熱和變冷時各部分受力不一，發(fā)生崩解，剝落。熱力風(fēng)化的強(qiáng)度取決于巖石溫度變化的幅度和頻率。幅度頻率越大，熱力風(fēng)化越強(qiáng)。在荒漠地區(qū)，地表裸露，白晝的地溫可高達(dá)60－70℃，而夜晚可降到0凍融風(fēng)化巖石由于水的周期性凍結(jié)和融化造成的機(jī)械崩解作用稱凍融風(fēng)化。巖石孔隙或裂隙中的水在凍結(jié)成冰時，體積膨脹大約9％。因而它對周圍的巖石可以施加很大的壓力，使巖石裂隙加寬加深。據(jù)研究，在封閉條件下，-22℃的冰對圍巖的壓力大約是2115kg/cm3凍融風(fēng)化能否進(jìn)行，取決于水能否成冰。我們知道在標(biāo)準(zhǔn)狀態(tài)下，水結(jié)成冰的溫度是0℃。但是巖石裂隙和孔隙中的水并非處于標(biāo)準(zhǔn)條件下，它們一般都由于巖石和其它因素處于較大的壓力下，。隨著壓力的增加，水的冰點(diǎn)溫度也要降低，在2000bars壓力條件下，水的冰點(diǎn)是-20℃。但在-22℃以下，不管壓力是否多大，水都能成冰。因?yàn)榧词故歉邏涵h(huán)境，水也能形成高密度冰。凍融風(fēng)化的強(qiáng)度取決于地溫在冰點(diǎn)上下波動的頻率和幅度。威曼在實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行了兩種實(shí)驗(yàn)研究，他將兩塊同巖性的巖石中的一塊在-7－6℃之間2次/1天，而另一塊在-30－15℃之間1鹽風(fēng)化由于鹽類的結(jié)晶和體積更大的新鹽類的形成對圍巖施加壓力造成的巖石破壞作用稱為鹽風(fēng)化。在巖石中經(jīng)常含有諸如FeS2之類的礦物，這類礦物在暴露于富氧的地下水和潮濕的空氣中時就會被氧化形成鐵的氧化物。這些新生的鐵的氧化物一般具有較原來礦物低的密度和大的體積。體積的增加就會對其圍巖產(chǎn)生膨脹壓力使巖石破碎。另一類重要的鹽風(fēng)化是鹽的結(jié)晶。當(dāng)巖石孔隙和裂隙中的水溶液被蒸發(fā)時，鹽類會逐漸達(dá)到飽和，鹽類就會結(jié)晶析出，使體積增大。鹽類結(jié)晶就會對其圍巖產(chǎn)生膨脹壓力，使裂隙擴(kuò)大加深，最后使巖石破裂。由以上可以看出盡管鹽風(fēng)化的結(jié)果是使巖石發(fā)生機(jī)械破碎，但在這個風(fēng)化過程中有溶解、結(jié)晶、新礦物的生成等化學(xué)反應(yīng)和過程發(fā)生，所以又有人將鹽風(fēng)化歸類于化學(xué)風(fēng)化。二.化學(xué)風(fēng)化巖石在水、水溶液和空氣中氧、CO2等作用下由于溶解、水化、水解、碳酸化以及氧化等作用下發(fā)生成分和性質(zhì)變化的風(fēng)化作用，稱為化學(xué)風(fēng)化?；瘜W(xué)風(fēng)化可以通過易溶鹽類的溶解使部分元素被水帶走，而另一部分元素發(fā)生富集，化學(xué)風(fēng)化的主要方式包括以下幾種：溶解作用水是一種很好的溶劑，因?yàn)樗肿拥呐紭O性，使它能同極性型或離子型的其它分子產(chǎn)生相互吸引，致使將其它分子溶入其中，所以水是一種好的溶劑。礦物絕大部分都是離子型分子組成的，因此當(dāng)它們遇水后，就會不同程度地被溶解，形成水溶液并隨水流失。礦物在水中地溶解度主要決定于兩個方面，一是組成礦物地各種元素的電價、離子半徑、負(fù)電性、離子電位和化合鍵類型等；另一是水的溫度、壓力、pH值和濃度等外界條件。按溶解度的大小，常見的礦物可被分為5類：極易溶礦物：主要為K+、Na+的各種化合物，包括鹵化物、氟化物、硫酸鹽、硝酸鹽、碳酸鹽和硅酸鹽等。易溶礦物：主要為Ca++、Mg++、Fe+++、Mn++、Al+++、Cu++的鹵化物和硫酸鹽等。微溶礦物：主要為Ba++、Sr++、Zn++和Ag+等的硫酸鹽類。難溶礦物：主要為Zn++、Ca++、Mg++的硅酸鹽和Cu++、Pb++的碳酸鹽等。極難溶礦物：主要為Fe+++、Al+++等的氫氧化物等。常見的主要造巖礦物的溶解度的大小順序如下：食鹽>石膏>方解石>橄欖石>輝石>角閃石>滑石>蛇紋石>綠簾石>正長石>黑云母>白云母>石英。水化作用巖石中的某些礦物與水接觸后，其分子可以與水分子結(jié)合形成新的含水礦物。如硬石膏水化后可形成石膏：CaSO4+2H2O—→CaSO4·2H2O硬石膏經(jīng)水化形成石膏后，硬度降低，比重減小，可以造成巖石更容易被物理風(fēng)化和外營力侵蝕；另一方面，其體積膨脹60％，對圍巖施加巨大的壓力，其本身也可造成物理風(fēng)化作用，加速巖石崩解。再如赤鐵礦水化后可形成褐鐵礦也是如此。水解作用純水本身雖呈中性，但它離解后可部分形成H+和OH+離子，從而使水具有酸性反應(yīng)或堿性反應(yīng)能力。當(dāng)一些強(qiáng)堿弱酸或弱酸強(qiáng)堿形成的鹽類礦物溶于水后，其離子能和水中的H+或OH+離子結(jié)合形成新的礦物。如正長石經(jīng)水解可形成高嶺土：K2O·Al2O3·6SiO2+nH2O—→Al2O3·2SiO2·2H2O+4SiO2·nH2O+2KOH在上述過程中形成的極易溶化合物KOH隨水流失；次生礦物高嶺土則殘留原地；SiO2·nH2O為膠體，在溫帶氣候條件下，它可能會凝聚形成蛋白石殘留下來，而在熱帶亞熱帶濕熱氣候條件下，它在堿性溶液中它不能凝聚，與KOH真溶液一起隨水流失。在熱帶亞熱帶濕熱氣候條件下，高嶺土還可以進(jìn)一步水解，將SiO2析出，形成鋁土礦：Al2O3·2SiO2·2H2O+nH2O—→Al2O3·nH2O+2SiO2·2H2O碳酸化作用自然界的水很少是純水，實(shí)際上是一種水溶液。大氣和土壤中的CO2與水化合可形成碳酸，并在水溶液中部分電離：CO2+H2O←→H2CO3H2CO3←→H++HCO3－HCO3－←→H++CO32－碳酸電離后形成的H+離子增加了水得溶解能力，從而使某些礦物更易溶解，并發(fā)生化學(xué)變化形成新的礦物。如正長石經(jīng)碳酸化后可形成高嶺土：K2O·Al2O3·6SiO2+CO2+H2O—→Al2O3·2SiO2·2H2O+K2CO3+4SiO2在上述過程中，形成的K2CO3是易溶鹽，SiO2呈膠體狀態(tài)，在堿性溶液中不能凝聚，故和K2CO3一起隨水流失，只有高嶺土殘留原地形成高嶺土礦。氧化作用在空氣中，水中和地下一定的深度中都有大量的游離氧，因此氧化作用是巖石實(shí)現(xiàn)化學(xué)風(fēng)化的一個極重要的形式。許多變價元素在地下缺氧條件下常形成低價元素礦物，當(dāng)其出露地表以后，在地表氧化環(huán)境中，這些低價元素礦物極不穩(wěn)定，容易被氧化形成新的礦物。如黃鐵礦經(jīng)氧化后可形成褐鐵礦：2FeS2+7O2+2H2O—→2FeSO4+2H2SO412FeSO4+3O2+6H2O—→4Fe2（SO4）3+4Fe（OH）3Fe2（SO4）3+6H2O—→2Fe（OH）3+3H2SO4黃鐵礦被氧化后形成褐鐵礦，不僅使原來的礦物發(fā)生了化學(xué)變化，它產(chǎn)生的硫酸為另一種硫酸化作用創(chuàng)造了條件，另一方面褐鐵礦密度低，體積大，它還可造成鹽風(fēng)化這樣的物理風(fēng)化。以上僅是自然界存在的幾類主要的化學(xué)風(fēng)化形式，除它們之外還有硫酸化作用、還原作用、去碳作用、脫水作用、中和作用等。實(shí)際上自然界的化學(xué)風(fēng)化是以上多種作用的綜合。三.生物風(fēng)化生物在其生長過程中對巖石所起的物理的和化學(xué)的風(fēng)化作用，稱生物風(fēng)化作用。因?yàn)樯镲L(fēng)化是通過物理風(fēng)化和化學(xué)風(fēng)化完成的，所以有人將生物物理風(fēng)化和生物化學(xué)風(fēng)化分別歸類于物理風(fēng)化和化學(xué)風(fēng)化之中，所以自然界的風(fēng)化作用，實(shí)質(zhì)上只有物理風(fēng)化和化學(xué)風(fēng)化兩種基本類型。生物物理風(fēng)化主要是指植物在其生長過程中，其根系對巖石施加的劈裂、穿鑿和動物的挖掘作用。一般的植物根系可以深入地下幾十厘米到一米左右，高等植物的根系有時可達(dá)十幾米。據(jù)研究，樹根對圍巖施加的壓力可達(dá)10－15kg/cm2。當(dāng)植物根在巖石裂隙中生長加粗時，其施加的壓力可使裂隙加寬加深，類似于冰生長對巖石的冰劈作用，所以有時又稱這種生物物理風(fēng)化為根劈作用。我們知道大部分嚙齒類動物都以洞穴為生，其洞深有時可達(dá)距地表數(shù)米以下，動物打洞時的挖掘和穿鑿活動也會加速巖石的機(jī)械崩解。生物化學(xué)風(fēng)化生物在新陳代謝過程中，一方面從土壤和巖石中吸取養(yǎng)分，改變巖石的化學(xué)風(fēng)化環(huán)境，促進(jìn)元素的遷移；另一方面，它們又分泌出諸如碳酸、硝酸、各類有機(jī)酸之類的化合物，這些化合物溶解和腐蝕巖石，也可以對巖石造成破壞。生物的這種通過吸收養(yǎng)分和分泌化合物對巖石施加的破壞作用稱為生物風(fēng)化作用。各類高等生物，特別是植物對巖石的化學(xué)風(fēng)化時顯而易見的，但是各類微生物的作用更是不能忽視。因?yàn)樗鼈兊膫€體很小，又能忍耐各種環(huán)境，在距地表很深的地下和致密的巖石解理面上都可以發(fā)現(xiàn)它們的蹤跡，它們對巖石的破壞和崩解具有更大的意義。以上簡要介紹了風(fēng)化作用的基本類型，巖石風(fēng)化的這三種基本類型，實(shí)質(zhì)上是兩種基本類型，是相互緊密聯(lián)系的，它們同時進(jìn)行，相互促進(jìn)。物理風(fēng)化作用，加大巖石的孔隙度，增加了巖石的表面積，使巖石獲得了較好的滲透性和透氣性，這就更越來越水分、氣體和微生物等的侵入，促進(jìn)化學(xué)風(fēng)化作用的進(jìn)行。從某種意義上說。物理風(fēng)化使化學(xué)風(fēng)化的前驅(qū)和必要準(zhǔn)備?；瘜W(xué)風(fēng)化在改變巖石化學(xué)成分和性質(zhì)的同時，也在改變其物理性質(zhì)。一般說來，物理風(fēng)化只能使顆粒破碎到一定的粒徑，大致0.02mm是其破碎粒徑的下限。然而化學(xué)風(fēng)化卻能使巖石破碎到更小的粒徑，直到膠體溶液和真溶液。從某種意義上說，化學(xué)風(fēng)化使物理風(fēng)化的繼續(xù)和深入。第二節(jié)：風(fēng)化階段物理風(fēng)化為主的階段：嚴(yán)格地說，物理風(fēng)化與化學(xué)風(fēng)化并不是一個在先，另一個在后，而是同時進(jìn)行地，即使在最寒冷、干旱地地區(qū)，也仍然有化學(xué)風(fēng)化過程存在；在剛出露的新鮮巖石的表面，由于和水與空氣的接觸，必然也會立即有化學(xué)風(fēng)化的加入。但是在在上述兩種情況下，所看到的巖石風(fēng)化產(chǎn)物主要是粗大的巖石碎屑，很少有細(xì)粒的諸如粘土之類的化學(xué)風(fēng)化產(chǎn)物。這說明化學(xué)風(fēng)化在巖石出露地表之初缺乏足夠的發(fā)育時間；在高寒或干旱的地區(qū)，極低的氣溫和稀少的降水抑制了化學(xué)風(fēng)化的進(jìn)行，只有在相當(dāng)長的時間內(nèi)化學(xué)風(fēng)化才能形成較多的細(xì)粒物質(zhì)。如果時間長的足夠的話，仍有明顯的化學(xué)風(fēng)化產(chǎn)物形成，在高山地區(qū)我們常見到冰磧之上發(fā)育有厚達(dá)幾十厘米甚至更厚的土壤，這說明即使在高寒地區(qū)化學(xué)風(fēng)化依然是旺盛的。巖石在暴露之初，主要以機(jī)械破碎產(chǎn)生粗粒巖屑為主，我們稱這一時期為物理風(fēng)化為主階段。如果條件許可，隨著風(fēng)化的進(jìn)行，它會進(jìn)入以化學(xué)風(fēng)化為主的階段。如果在坡度較大的坡地上，碎屑物質(zhì)的運(yùn)移迅速，機(jī)械風(fēng)化的物質(zhì)不斷被搬運(yùn)而走，新鮮巖石不斷出露，風(fēng)化作用也會長期停留于物理風(fēng)化為主的階段。二.化學(xué)風(fēng)化為主的階段化學(xué)風(fēng)化是一個極為復(fù)雜的過程，一般將其分為如下三個階段。1.富鈣階段風(fēng)化進(jìn)入以化學(xué)風(fēng)化為主的階段后，在其早期，巖石中的K+、Na+等活性較強(qiáng)的堿土金屬陽離子首先被水中的H+置換，從礦物中離解出來；巖石中的氯化物和部分硫酸鹽多為易溶礦物，它們也很快溶于水中。溶于水中的活性陽離子和鹵化物、硫酸鹽隨水逐漸地遷出風(fēng)化產(chǎn)地。而巖石中諸如CaCO3、MgCO3之類的碳酸鹽是難溶鹽類，僅部分碳酸化后形成重碳酸鹽，隨水流失。在這一階段中因大量的氯化物、硫酸鹽的流失，以碳酸鹽為主的碳酸鹽相對富集起來，故稱為富鈣階段。在干旱、半干旱氣候條件下，由于降水稀少，蒸發(fā)量大于降水量，易溶鹽類的淋失極其緩慢，碳酸鹽類不僅沒有淋失，還常因水分的蒸發(fā)從飽和溶液中大量結(jié)晶淀積出來，風(fēng)化作用長期停留在富鈣階段。富鈣階段所形成的主要礦物為方解石、菱鐵礦、赤鐵礦等。風(fēng)化殼的SiO2/Al2O3>4。2.富硅鋁階段巖石經(jīng)過長期的化學(xué)風(fēng)化后，不但氯化物和硫酸鹽類已基本淋失，碳酸鹽類也大量遷移，甚至部分SiO2在水溶液呈堿性的情況下，也從礦物中解離出來，溶于水形成硅酸真溶液或膠體溶液。硅酸膠粒帶負(fù)電荷，當(dāng)其與水溶液中的負(fù)電荷膠體相遇時，不易凝聚，隨水遷出產(chǎn)地；當(dāng)其與帶正電荷的膠體相遇時，發(fā)生凝聚，形成蛋白石，留在原地。在這一階段，巖石中的鋁硅酸鹽還被風(fēng)化成各種粘土礦物，氯化物、硫酸鹽和碳酸鹽類礦物的大量淋失，使巖石中的硅鋁物質(zhì)相對富集起來，故稱化學(xué)風(fēng)化的這一階段為富硅鋁階段。在溫帶濕潤、半濕潤地區(qū)，降水較充沛，它大致等于或略高于蒸發(fā)量，這種環(huán)境可使氯化物、硫酸鹽和碳酸鹽類礦物基本淋失，但又不能使氧化硅大量淋走，故化學(xué)風(fēng)化長期停留在富硅鋁階段。在上述環(huán)境中氣溫較低，形成的粘土礦物一般為蒙脫石和伊利石。風(fēng)化層的SiO2/Al2O3一般在2－4之間。富鋁階段化學(xué)風(fēng)化經(jīng)過一個相當(dāng)長的時期以后，在濕熱的熱帶、亞熱帶地區(qū)，不但氯化物、硫酸鹽和碳酸鹽類礦物完全淋失，而且鋁硅酸鹽礦物風(fēng)化形成的次生高嶺土粘土礦物還被水解，使二氧化硅從水中游離出來，形成氫氧化鋁膠體和硅酸的真溶液或膠體。硅酸膠體一部分流失，另一部分沉淀下來；氫氧化鋁很容易凝聚，形成水鋁礦。在這種情況下，SiO2的流失，但巖石風(fēng)化物中的鋁相對富集起來，故這一階段又稱富鋁階段。應(yīng)當(dāng)說明，SiO2的風(fēng)化需要較高的溫度和較多的降水，富鋁階段的巖石風(fēng)化一般僅出現(xiàn)在熱帶、亞熱帶地區(qū)。這一階段因SiO2的大量流失，風(fēng)化層的SiO2/Al2O3一般在2以下。第三節(jié)：影響風(fēng)化作用的因素巖石的風(fēng)化受兩方面的因素控制，一是風(fēng)化的條件，二是巖石本身的特征。氣候因素降水和溫度使控制巖石風(fēng)化條件的兩個主要因素。晝夜溫差和寒暑變化幅度大的地區(qū)，有利于物理風(fēng)化的進(jìn)行；干旱地區(qū)鹽類易于結(jié)晶也有利于物理風(fēng)化。溫度較低抑制生物的新陳代謝和化學(xué)反應(yīng)的速度，對化學(xué)風(fēng)化也有重要的意義。在低溫地區(qū)，生物的新陳代謝緩慢，分泌的有機(jī)化合物較少，化學(xué)反應(yīng)的速度也較低，水溶液易于飽和，故化學(xué)風(fēng)化作用相對較弱；在高溫地區(qū)生物新陳代謝迅速，分泌的有機(jī)酸較多，化學(xué)反應(yīng)速度較快，有利于化學(xué)風(fēng)化的進(jìn)行。降水的多少對化學(xué)風(fēng)化也有重要的作用，雨水多的地區(qū)，水溶液不易達(dá)到飽和，流動性較強(qiáng)，有利于元素的遷移，故化學(xué)風(fēng)化作用較強(qiáng)。相反，雨水稀少的地區(qū)對化學(xué)風(fēng)化作用不利。地球上各氣候帶的氣溫和降水特征相互不同，其內(nèi)巖石風(fēng)化的特征也不一樣。下面簡要介紹各氣候帶的風(fēng)化特征。極低和高山地帶溫度低，冬夏氣溫較差大，地面處于冬凍干融狀態(tài)，凍融風(fēng)化盛行，化學(xué)風(fēng)化緩慢，故長期處于物理風(fēng)化為主的階段。干旱荒漠地帶日照強(qiáng)，降水稀少，蒸發(fā)量大于降水量，晝夜溫差大，鹽類易于結(jié)晶，故以熱力和鹽風(fēng)化為主的物理風(fēng)化旺盛，化學(xué)風(fēng)化較弱，鹽類不易淋溶，故也長期處于物理風(fēng)化為主的階段。半干旱草原地帶日照強(qiáng)，降水量在250－500mm之間，降水量小于蒸發(fā)量，熱力風(fēng)化較差，氯化物和硫酸鹽類礦物大部分淋失，鈣、鎂等碳酸鹽礦物相對富集，風(fēng)化作用長期處于富鈣階段。半濕潤溫帶草原地帶降水量500－700mm，降水量與蒸發(fā)量相近，風(fēng)化作用長期處于富鈣與富硅鋁之間。溫帶濕潤地區(qū)降水量750－1000mm，降水量大于蒸發(fā)量，風(fēng)化作用處于富硅鋁階段。濕熱地區(qū)降水量大于1000mm，風(fēng)化作用處于富鋁階段。地形因素地形對風(fēng)化作用的影響是通過地下水位的高低、溫度和風(fēng)化物的搬運(yùn)等來實(shí)現(xiàn)的。一般來說，在低緩的平原和緩丘地區(qū)，地下水位高，水的流動速度慢，鹽類在水溶液中容易飽和，不易淋失，其化學(xué)風(fēng)化過程較慢。低緩的地形使風(fēng)化物不易被沖刷搬運(yùn)，故風(fēng)化殼一般較厚。而在高差較大的起伏山丘，地下水位較低，流動性也較強(qiáng)，巖石中的O2、CO2等參與風(fēng)化的物質(zhì)較多，水溶液不易達(dá)到飽和，鹽類易于隨水流失，故化學(xué)風(fēng)化較強(qiáng)；但是因?yàn)槠露群偷匦吻懈钶^大，風(fēng)化形成的殘留物質(zhì)容易被搬運(yùn)，故風(fēng)化殼一般較薄。地面的坡向也是影風(fēng)化的一個重要地形因素。坡向的不同對地方小氣候的差異有重要作用。在陽坡，受太陽輻射的時間長，晝夜溫差大，有利于物理風(fēng)化的進(jìn)行；而陰坡，氣溫的日較差較小，則不利于物理風(fēng)化作用。地質(zhì)因素影響風(fēng)化的地質(zhì)因素主要是巖石的礦物組成、結(jié)構(gòu)和構(gòu)造。不同巖石有著不同的礦物組成和巖石結(jié)構(gòu)，各種不同的礦物和結(jié)構(gòu)對風(fēng)化作用的反映是不同的。深色礦物易吸熱，它比淺色礦物易風(fēng)化，粗粒巖石比細(xì)粒巖石易風(fēng)化，多礦巖石比單礦巖石易風(fēng)化，因此不同的巖石抗風(fēng)化能力是不一樣的。如果一個地區(qū)的地層是由不同巖石組成的，抗風(fēng)化強(qiáng)的巖石就會風(fēng)化較慢，地表相對凸起，而抗風(fēng)化弱的巖石就會風(fēng)化較快，地表相對下凹，這種因巖石抗風(fēng)化能力差異造成的地形起伏，稱為差別侵蝕地貌。地質(zhì)構(gòu)造對風(fēng)化作用也有重要的意義。孔隙是各種風(fēng)化介質(zhì)侵入巖石內(nèi)部的通道。地質(zhì)構(gòu)造對風(fēng)化的影響主要是通過影響孔隙的多少來完成的。一般說來，斷裂破碎帶的裂隙、節(jié)理、層理十分發(fā)育，構(gòu)造破碎，孔隙度大，這十分有利于風(fēng)化作用的進(jìn)行，故在斷裂帶內(nèi)風(fēng)化殼一般較厚，地質(zhì)構(gòu)造的差異也可形成差異侵蝕地貌。第四節(jié)：殘積物、風(fēng)化殼與古土壤殘積物、風(fēng)化殼與古土壤的概念巖石經(jīng)風(fēng)化后，部分物質(zhì)和元素被遷移后殘留在原地的松散堆積物稱殘積物。由殘積物組成的風(fēng)化巖石的表層稱為風(fēng)化殼。風(fēng)化殼上部具有一定肥力和發(fā)生結(jié)構(gòu)的疏松土層稱為土壤。土壤在剖面上可簡單分為三層：上部植物落葉、根系死亡、腐爛形成的腐殖質(zhì)層；中部水的淋溶作用形成的淋溶層；和下部上層物質(zhì)下移再沉淀形成的淀積層。殘積物、風(fēng)化殼和土壤，包括著巖風(fēng)化時的許多氣候信息，它們對研究氣候地貌和氣候變化有重要意義。殘積物的特征和類型殘積物的特征殘積物是巖石風(fēng)化形成的，它有如下特征：巖性特征：巖性決定于下伏基巖粒度特征：物質(zhì)大小混質(zhì)，分選性極差結(jié)構(gòu)特征：分層殘積物的類型根據(jù)巖石的風(fēng)化程度可分四種類型：碎屑?xì)埛e層富鈣殘積層富硅鋁殘積層富鋁殘積層古風(fēng)化殼與古土壤地質(zhì)時期形成的風(fēng)化殼與土壤，稱為古風(fēng)化殼和古土壤。根據(jù)它們產(chǎn)出的位置，可將它們分為兩類：埋藏風(fēng)化殼、古土壤與殘余風(fēng)化殼、古土壤。根據(jù)古風(fēng)化殼和古土壤的形成特征可以研究地貌的形成和演化。據(jù)調(diào)查在現(xiàn)在海拔4500m以上的青藏高原上發(fā)育有一個紅色的古風(fēng)化殼，據(jù)化學(xué)分析其物質(zhì)組成和化學(xué)特征與華北的中新世紅層相似。這種紅色風(fēng)化殼在現(xiàn)在高寒的氣候下是絕不能形成，華北紅層分布的高度一般在1000m以下，這說明在中新世青藏高原的高度較低，4000－5000m的高原是中新世以后抬升起來的。在我國的黃土高原上，黃土地層中夾有許多層古土壤，以蘭州黃河北的九州臺黃土剖面為例，150萬年形成的318m的黃土中夾有40余條古土壤，其中距地表約50m的一層棕褐色古土壤與華北森林草原環(huán)境下形成的褐色古土壤相似，根據(jù)年代測定，這層古土壤形成于140－80kaB.P.，這說明距今140－80ka時，蘭州時溫暖濕潤的森林草原景觀，環(huán)境遠(yuǎn)較現(xiàn)代溫帶半干旱草原為好。再如在現(xiàn)在海拔4200m以上的青藏高原上發(fā)現(xiàn)一種棕色古土壤，據(jù)分析該古土壤在特征和成分上與亞熱帶環(huán)境下形成的紅壤接近，而許多云貴高原上山地褐紅壤分布的上限是2000m左右，在華北黃土高原地區(qū)的黃土層中也夾有一條紅色古土壤條帶，它形成于距今56萬年前后，青藏高原上紅色古土壤的特征也與其相似，說明兩者的形成時代應(yīng)是相同的，這樣在56萬年前后青藏高原的高度僅在2000m左右，56萬年來青藏高原累計(jì)隆起了約2000m，可謂強(qiáng)烈。第四章坡地發(fā)育與重力地貌引言長期以來坡地的形成與演化就是地貌研究的焦點(diǎn)。這不僅是因?yàn)槠碌卣紦?jù)80％以上的陸地面積，而且它也是河流系統(tǒng)的一個重要組成部分，擔(dān)負(fù)著為河流提供水量和泥沙的任務(wù)，因此無論在研究陸地地貌演化和河流發(fā)育中都具有十分重要的意義。處理論上意義重大以外，坡地研究在生產(chǎn)實(shí)踐中也有重大意義。農(nóng)業(yè)上的水土保持和國土治理需要驗(yàn)機(jī)坡地的產(chǎn)水過程和土壤侵蝕機(jī)理，各種工程設(shè)計(jì)需要研究各種邊坡的穩(wěn)定性問題。坡地的概念與分類一坡地的概念坡度大于2度的地面稱為坡地。坡面地貌過程一般都有重力參與，據(jù)研究，坡度小于2度的斜面上的物質(zhì)，盡管有重力的坡向分量，但是它如此的小以至于對物質(zhì)的移動不產(chǎn)生作用，只有在坡度大于2度時，重力的坡向分量對物質(zhì)移動才有較大貢獻(xiàn)。一個坡地的特征可用三個指標(biāo)來衡量：坡度，坡長和坡形。坡度是坡面與水平面之間的夾角角度。它的大小決定了坡地物質(zhì)重力坡向分量的大小，對于物質(zhì)的運(yùn)動速度和運(yùn)動方式有重要決定意義。坡長是指坡地自坡頂至坡腳的斜線長度。坡長的大小在一定程度上決定了坡面的大小，它決定著坡面的集水面積，通過集水量的多少影響著坡面水流的性質(zhì)和物質(zhì)的侵蝕與堆積。坡形是指坡面的幾何形態(tài)，坡形包含著發(fā)生于坡面上地貌過程的信息，對研究坡地的形成，坡面侵蝕與運(yùn)動的關(guān)系有重要意義。二坡地的分類坡地占據(jù)著地球上80％以上的面積，所以坡地在生產(chǎn)實(shí)踐中是經(jīng)常遇到的處理對象。不同的生產(chǎn)目的和研究目的，決定了坡地有許多分類方法。1、坡地的形態(tài)分類：主要是根據(jù)坡地的組成要素（坡度、坡長、坡形）來劃分坡地的類型。它包括如下幾類劃分：=1*GB3①、根據(jù)坡度，分為：極陡坡>35°35°是坡地上松散物質(zhì)的休止角陡坡15°－35°15°以下的坡地坡面侵蝕減弱緩坡5°－15°5°以下的坡地坡面侵蝕基本停止或極弱極緩坡2°－5°=2*GB3②、根據(jù)坡長，分為：長坡>500米中坡50－500短坡<50劃分依據(jù)是，大于500米的長度和小于50=3*GB3③、根據(jù)坡形，分為：直線坡凸形坡凹形坡復(fù)合坡2、坡地成因分類，地球上的任何地貌都是內(nèi)外營力相互作用的結(jié)果，因此根據(jù)坡地的成因，將其分為：=1*GB3①、內(nèi)力成因坡：坡地主要由地殼的構(gòu)造運(yùn)動，巖漿作用和地震活動造成，如斷層坡，火山坡，地震坡等。=2*GB3②、外力成因坡，由外力作用為主形成的坡地。根據(jù)作用于坡地上的外力過程類型，可將其再分為：流水作用的坡湖水作用的坡波浪作用的坡冰川作用的坡風(fēng)沙作用的坡寒凍作用的坡………………各種外力在形成坡地上的作用主要有兩類作用：侵蝕和堆積，根據(jù)坡地形成的方式，可將其分為：侵蝕坡：由外力侵蝕作用形成堆積坡：由外力堆積作用形成3、坡地組成物質(zhì)分類：根據(jù)組成坡地的物質(zhì)類型可將其分為：基巖坡碎屑坡土坡不同的坡地物質(zhì)有著不同的結(jié)構(gòu)和性質(zhì)，它們對坡地的穩(wěn)定性有重要意義。如在干燥的坡地上，粘土的凝聚力較強(qiáng)，在較大的坡度上仍較穩(wěn)定，而礫石的凝聚力較小，只有在較小的坡地上才穩(wěn)定。4、坡地的工程穩(wěn)定分類,根據(jù)坡地的穩(wěn)定性可分為：穩(wěn)定坡不穩(wěn)定坡不同的工程對坡體的穩(wěn)定性有不同的要求，故確定穩(wěn)定坡的指標(biāo)也不一樣。一般工程上用穩(wěn)定系數(shù)來衡量坡地的穩(wěn)定性。穩(wěn)定系數(shù)K＝抗滑坡度/下滑力，理論上K>1坡地穩(wěn)定，K<1坡地不穩(wěn)定。但為了工程的安全，對一般的工程來說：確定K≥2-3為穩(wěn)定坡。三坡面上的地貌過程與塊體運(yùn)動的力學(xué)分析坡面上進(jìn)行的物質(zhì)和能量轉(zhuǎn)換,使坡地形態(tài)不斷變化的過程稱為坡面過程。前面提到坡度大于2度時重力對物質(zhì)運(yùn)動的影響占據(jù)了較重要的位置，因而重力在作用下的各種塊體運(yùn)動是坡面過程的主要形式之一。此外，坡地還接受大氣降水，降水時形成的水流沖刷，土壤水作用等對坡地的演化也有重要意義。塊體運(yùn)動既然是重要的坡面過程之一，那么在何種情況下會發(fā)生塊體運(yùn)動，又在何種情況下坡地處于穩(wěn)定狀態(tài)，使我們關(guān)心的問題，下面我們討論坡地上塊體運(yùn)動的力學(xué)機(jī)制。坡地上的塊體運(yùn)動主要有兩種形式，一是位于坡面上的松散土粒和巖屑的移動，二是坡地表層一定軟弱面上的土體、巖體的移動：坡面上土粒、巖屑的運(yùn)動坡面上的巖屑主要受三個力的作用：重力G，摩擦力Ip和支撐力F，G可分解為垂直于坡地的分力N和平行于坡面的下滑力T。塊體在坡地上能否發(fā)生運(yùn)動取決于與Ip的對比關(guān)系，若T>Ip塊體發(fā)生位移，反之則穩(wěn)定。根據(jù)力的分解法則T＝GSin為坡角N＝GCos在坡地塊體處于靜止的情況下，T 與Ip大小相等，方向相反，作用在同一條直線上。塊體與坡地的摩擦力的大小主要與重力的垂向分力有關(guān)。即 Ip＝KNK為摩擦系數(shù)這樣有T＝Ip＝KNGSin＝KGCosK＝tg因此摩擦力Ip＝Ntg但是受塊體垂直坡向分力的影響，往往不到45度時摩擦力最大，這時坡地上的塊體處于極限穩(wěn)定狀態(tài)，所以稱這時的坡角為臨界坡度。臨界坡度反映了塊體與該坡面間摩擦力的大小和性質(zhì)，應(yīng)此可將臨界坡角稱為塊體的那摩擦角，以表示。若用If表示松散塊體的抗滑強(qiáng)度，則If＝Ntg＝GCostg因此，坡地上土粒、石塊等穩(wěn)定的條件是：T≤IfGSin≤GCostgtg≤tg≤以上關(guān)系表明：坡地上塊體的穩(wěn)定，需要下滑力小于抗滑強(qiáng)度，而要下滑力小于抗滑強(qiáng)度，需坡角小于坡面物質(zhì)的內(nèi)摩擦角。當(dāng)坡角等于內(nèi)摩擦角時，塊體處于極限穩(wěn)定狀態(tài)。因此，又代表了塊體下滑剛好起動的坡角，代表著物質(zhì)的休止角。特別對那些沒有粘結(jié)力的砂層或松散碎屑堆積層來說，內(nèi)摩擦角與休止角是一致的。坡地表層巖體與土體的運(yùn)動這種情況下塊體下滑需要克服兩種作用力，摩擦阻力和塊體的粘結(jié)力C,這樣塊體的抗滑強(qiáng)度可表示為:If＝Ntg＋CAC為粘結(jié)力（Kg/cm2）A為塊體與坡面的接觸面積（cm2）C與塊體的組成物質(zhì)，結(jié)構(gòu)及含水量有關(guān)對于這種塊體運(yùn)動，塊體的穩(wěn)定與否取決于下滑力與抗滑強(qiáng)度的對比關(guān)系?？啥x一個穩(wěn)定系數(shù)KK＝理論上K＝1極限穩(wěn)定狀態(tài)K>1穩(wěn)定K<1滑動不穩(wěn)定第二節(jié)崩塌及其地貌一崩塌及其類型崩塌及其特征陡峭山坡上的巖體，土體或碎屑層，主要在重力作用下突然發(fā)生急劇的崩落，翻轉(zhuǎn)和滾落，在坡角形成倒堆或巖屑堆的現(xiàn)象，稱為崩塌，崩塌在特征上有以下幾點(diǎn)：1、動速度快有時可達(dá)到自由落體的速度2、體積變化大小者可小于1m3,大者可大到幾億立方米（10塊體經(jīng)過崩塌后已不具備后來巖體或土地的任何結(jié)構(gòu)。4、運(yùn)動塊體沒有固定的滑動面。崩塌的類型根據(jù)崩塌體的移動形式和運(yùn)動速度可將崩塌劃分為如下類型:1、板狀崩塌2、巖崩3、巖石剝落4、粒狀崩解二崩塌的形成條件及觸發(fā)因素形成條件：1、地貌條件：崩塌一般僅能發(fā)生在陡峻切較高的坡地上坡度松散物質(zhì)組成的坡坡度要大于碎屑的休止角，一般大于45°黃土狀物質(zhì)>50°巖石坡>50°-60坡高松散物質(zhì)<25米25－45米>45米大型崩塌堅(jiān)硬巖石坡>50米2、地質(zhì)條件、節(jié)理、斷層、地層產(chǎn)狀、巖性等都有影響3、氣候條件：一般來說崩塌是與強(qiáng)烈的物理風(fēng)化緊密相關(guān)的，在干燥、日溫差及年溫差較大的地區(qū)易發(fā)生崩塌，在融凍過程非常強(qiáng)的季節(jié)和地區(qū)，崩塌比較嚴(yán)重觸發(fā)因素暴雨、融冰化雪、爆破、地震、人工開挖等。三崩塌坡的穩(wěn)定性評價板狀崩塌的穩(wěn)定性分析巖崩的穩(wěn)定性分析四崩塌堆積地貌崩塌的物體在坡角地帶形成的堆積體，稱為倒石堆。倒石堆有下列特征：第一、倒石堆的坡面坡度一般較大，改坡度決定于組成倒石堆碎屑物質(zhì)的顆粒大小，主要是顆粒的休止角。第二、倒石堆的組成物質(zhì)特征：①組成物質(zhì)的巖性與坡地的巖性有關(guān)②組成物質(zhì)一般分選性極差，不明現(xiàn)層序。但因重力分選作用，堆頂物質(zhì)較細(xì)，底部邊緣物質(zhì)較粗。第三節(jié)滑坡及其地貌一滑坡及其特征斜坡上的土體、巖體或碎屑物質(zhì)在重力作用下延一定的滑動面做整體下滑的現(xiàn)象，稱為滑坡。滑坡在形態(tài)上有以下特征：1、滑坡體斜坡上向下滑動的那部分巖土體稱為滑坡體。它以滑動面與下伏未滑動地層分開。2、滑動面與滑動帶滑坡壁滑坡階地滑坡舌與滑坡鼓丘滑坡洼地與滑坡湖滑坡裂縫：①環(huán)狀拉張裂隙②平行剪切裂隙③前部張裂隙與擠壓裂隙④前部放射裂隙二滑坡的類型發(fā)生過程與影響因素(一)滑坡的類型按組成物質(zhì)分類：黃土滑坡、粘土滑坡、碎屑層滑坡、基巖滑坡按滑層厚度分類：淺層滑坡（<10米）、中層滑坡（10－20米）、深層滑坡（>20米）按滑動面與結(jié)構(gòu)之間的關(guān)系分類：構(gòu)造面滑坡、順層面滑坡、不整合面滑坡按滑動年代分類：古滑坡、老滑坡、新滑坡(二)滑坡的發(fā)展階段1、蠕動階段2、劇烈滑動階段3、漸趨穩(wěn)定階段(三)影響滑坡的因素1、巖性主要發(fā)生在遇水易軟化的軟弱地層上2、構(gòu)造軟弱結(jié)構(gòu)造產(chǎn)狀上傾向與坡向一致，如節(jié)理面，斷層面，不整合面等3、地貌主要通過臨空面和坡度4、氣候主要是通過降水和冰的融化5、地下水6、地震與人為因素三滑坡穩(wěn)定性分析淺層滑坡的穩(wěn)定性分析深層滑坡第四節(jié)蠕動過程及其地貌一蠕動及其類型：（一）斜坡上的土體、巖體和碎屑物質(zhì)在重力作用下順坡發(fā)生緩慢下移的現(xiàn)象稱為蠕動。移動速度有的僅有若干mm/a有的可達(dá)幾十cm/a。（二）蠕動體可分為松散層蠕動和巖體蠕動A松散層蠕動可分兩類土溜斜坡上被水飽和的松散碎屑物質(zhì)在重力作用下緩慢下溜的現(xiàn)象土爬斜坡上的碎屑物質(zhì)由于干濕、溫度變化造成體積漲縮壓動作用下向下緩慢移動的現(xiàn)象。造成土爬的主要原因有：①凍融交替②溫度變化③干濕變化B巖體蠕動二蠕動的速率及其剖面分布一般情況土壤蠕動實(shí)測速度地區(qū)平均坡度速度（cm3/cm.g）資料來源英格蘭：彭寧26°1.5Young,1958俄亥俄：尼奧托馬峽谷20°6Everetl,1963蘇格蘭西南部17°2.1Kirkby,1963英格蘭南部10°30？Kirkby,1963新墨西哥：克里斯托山區(qū)45°8Leopddetal,1966加利福尼亞：伯克利山區(qū)19°650？Kojan,1967馬里蘭：巴爾梯莫爾17°1.3Kirkby,1963新西蘭南部山區(qū)？3.2Owens,1964卡羅里達(dá)西部10°8Schumm,196420°1830°60第五節(jié)：坡面沖刷坡面沖刷主要指坡地片狀流水對坡地的侵蝕作用。它主要由兩個方面的作用在坡地上：一雨滴擊濺侵蝕暴雨和雨強(qiáng)很大的雨滴，它們以較大的速度降到地表坡地上對土粒有打擊分散作用，引起土粒移動。這種作用稱為雨滴擊濺侵蝕。據(jù)計(jì)算一直徑5mm的雨滴降落到地面的速度為9.5m/s，其動量為62g.cm2/s2,如果這個動能的向下坡分量全部傳遞給10度坡面上直徑5mm的石英砂粒，這個砂粒就可以0.61m/s的速度開始移動。雨滴擊濺侵蝕作用的強(qiáng)度在坡地各部分是不一樣的。一般來說坡地上部大于下部，這主要是因?yàn)樯喜康牡叵滤槐认虏扛?，土粒之間的凝聚力較小，易被擊濺，再者上部擊濺下來的物質(zhì)對下部坡面也有保護(hù)作用。二坡面的流水侵蝕在干旱半干旱地區(qū)流水侵蝕是十分重要的一種侵蝕作用。流水侵蝕作用在一個斜坡上作用的強(qiáng)度是變化的。根據(jù)強(qiáng)度的差異可將坡地的流水侵蝕分成如下幾個帶：A帶：微沖刷帶，水量很小，分在分水嶺附近，沖刷微弱。B帶：弱沖刷帶，由于上部水的聚集，網(wǎng)狀水流形成，但沒有固定流路，沖刷作用較A帶增加，但仍較弱。C帶：強(qiáng)沖刷帶，該帶除了本身接受的降水外，還有上部大量的降水注入，水流聚集在相對低洼處，形成有固定流路的水流，侵蝕作用增強(qiáng)。D帶：堆積帶，該帶盡管因上部大量降水的匯入，水量增大，但上部各帶侵蝕形成的物質(zhì)也隨之進(jìn)入，到了該帶由于坡度降低，水流中負(fù)載的含量達(dá)到了飽和，大量的物質(zhì)堆積下來，形成堆積帶。三坡面流一般來說，影響流水侵蝕的因素主要有坡長L，坡度I，坡面面積M，植被狀況，地下水位高低等。但最重要的還是前三個因素。據(jù)野外觀測所得的經(jīng)驗(yàn)公式，坡面流水侵蝕作用的侵蝕量W與L，I，M有如下關(guān)系：W=A·I0.75·L0.5·M1.5A侵蝕面與坡度的關(guān)系：一般理解I越大W越大最大侵蝕的坡度40－50°四坡積物坡麓地帶由片狀水流堆積下來的松散沉積物稱坡積物，它構(gòu)成的地貌叫坡積裙，坡積物有如下幾個特征：磨圓度與分選性差自裙頂至前緣，物質(zhì)由粗變細(xì)在垂直方向上由層理巖性較單一第六節(jié)坡地發(fā)育一坡面過程特征概況過程坡度運(yùn)動速度對水分要求地貌形態(tài)分布地區(qū)剝蝕堆積崩塌60－70°5－200s/m可以沒水,水促進(jìn)運(yùn)動崩塌壁倒石堆可發(fā)生在各類地區(qū)，非地帶性過程，在物理分化強(qiáng)地區(qū)強(qiáng)撒落30－70°較快對水無嚴(yán)格要求撒落坡小型倒石堆非地帶性過程，在物理風(fēng)化過程強(qiáng)的地區(qū)明顯錯落>35°快可以沒水錯落壁錯落體非地帶性類型滑坡>20°較快，快時幾到幾十m/s需要水切較多滑坡壁滑坡體非地帶性，在半干旱及暴雨集中的地區(qū)較多土溜>3-5°幾－幾十cm/y要求適當(dāng)?shù)乃滞亮矬w地帶性，熱帶水分很多的地區(qū)和寒冷地區(qū)土爬10－15°幾－幾十mm/y要求一定的水蠕動坡地帶性，一般在寒冷地區(qū)和半干旱地區(qū)巖體蠕動>35°慢無嚴(yán)格要求蠕動巖體非地帶性過程坡面沖刷>2°，40－50°最強(qiáng)速度在不同帶有變化要求有水沖刷坡坡積裙非地帶性過程，在降水集中的地區(qū)強(qiáng)烈二坡地發(fā)育模式Davis的模式在戴維斯看來，坡地地貌的發(fā)育是從一個比較平坦的地面開始的，這個初始的平坦地面稱為始準(zhǔn)平原。始準(zhǔn)平原由于地殼的加速抬升，在極短的時間內(nèi)被抬升到一個較高的高度，這時原來始準(zhǔn)平原上的河流開始強(qiáng)烈下切，形成河流溝谷，溝谷的斜坡與始準(zhǔn)平原平面有一個明顯的坡折，坡地的發(fā)育既是從溝谷的斜坡開始的。在溝谷和河流的斜坡上，由于風(fēng)化作用等因素的影響，在坡面片狀水流的作用下，坡地上部成凸形，坡面下部成凹形，整個坡地剖面是凸凹形坡。如在構(gòu)造穩(wěn)定的條件下，這種坡度剖面的演化將主要在風(fēng)化和片流侵蝕作用下，使坡地上部的凸形坡不斷降低，最終形成準(zhǔn)平原，在準(zhǔn)平原上殘留的一些較緩山丘稱殘丘。因?yàn)樵摾碚撌且云碌乇磺治g變低為特征的，故又被稱為蝕低理論。2、W.Penck的模式W.Penck的坡地發(fā)育模式是以構(gòu)造活動和外力侵蝕之間關(guān)系的對比為出發(fā)點(diǎn)的。在他看來構(gòu)造活動和外力侵蝕的關(guān)系可分為三種：①構(gòu)造抬升小于外力侵蝕，即構(gòu)造相對穩(wěn)定條件下，行成凹形坡②構(gòu)造上升與外力侵蝕相等，并且上升是均速的，形成直形坡③構(gòu)造上升大于外力侵蝕速度，并且上升是加速的，形成凸形坡3、C.L.King的模式King的模式是對Penck理論第一種情形的發(fā)揮，最后形成山麓剝蝕平原4、M.A.Carson等的觀點(diǎn)地球上大部分坡地都可被分為三部分：上部凸形坡，下部凹形坡以及位于兩者之間的坡地主體部分稱為主坡。主坡的形成可以是簡單的也可是由多個單元復(fù)合起來的。凸形坡是由于風(fēng)化，蠕動和降雨擊濺的綜合作用下形成的凹形坡似乎是由坡面沖刷和溶解引起的谷坡后退而產(chǎn)生的坡地的發(fā)育主要不是取決于上兩個部分，而是取決于主坡的演化。主坡的發(fā)育可能主要通過下述三種方式完成：主坡后退，主坡變緩，主坡變短。各種氣候條件下，風(fēng)化，片狀水流作用和影響坡地變化的因素不同，故各種氣候條件下，主坡的變化方式也是不一樣的。①在干旱半干旱條件下，特別是半干旱條件下，植被稀少，物質(zhì)疏松，坡面沖刷強(qiáng)烈。主坡以后退為主，縮短和變緩較弱，形成的坡地凹形較明顯。②在溫濕地區(qū)，由于植被條件較好，表面沖刷較弱，坡面過程主要是蠕動和雨滴的擊濺引起的，它們的作用主要是使主坡縮短和變緩，主坡的后退比較次要，因此坡地較多的以凸形坡的形式發(fā)育。第七節(jié)夷平面一夷平面的概念與成因橫切一切時代形成的地層與構(gòu)造的，由剝蝕夷平作用形成的平坦地形稱夷平面夷平面的形成需要一個基本條件，這就是地殼運(yùn)動要有一個相當(dāng)長的相對穩(wěn)定時期，所謂地殼運(yùn)動相對穩(wěn)定，是指一個地區(qū)的構(gòu)造上升速率要小于外力作用的剝蝕速率。相當(dāng)長的時期有多長？這取決于剝蝕作用對地表的夷平強(qiáng)度，一把來說剝蝕作用強(qiáng)度大的地區(qū)需要的時間較短，而剝蝕作用弱的地區(qū)所需的時間較長。Schumm.S.A根據(jù)現(xiàn)代地表的平均剝蝕速度計(jì)算，在不出現(xiàn)均衡調(diào)整的條件下，剝蝕掉1500m厚的巖石，大約需要300萬年到1億1千萬年的時間。至于各種不同氣候條件下地表的剝蝕速率怎樣？剝蝕一定的地表需要多長時間，仍需深入研究。上節(jié)講到，不同氣候條件下，坡地發(fā)育的模式是不同的，在濕潤地區(qū)地表坡地的演化是以蝕低為特征的，即最后形成準(zhǔn)平原。而在半干旱的溫帶與亞熱帶地區(qū)，坡地的發(fā)育是以蝕退的方式進(jìn)行的，即后退形成山麓剝蝕面。不管是山麓剝蝕面還是準(zhǔn)平原，它們都是夷平面的形成形式。地球上的氣候是變化的，根據(jù)研究第三紀(jì)時的全球平均氣溫要比現(xiàn)在高出十幾到二十度。第三紀(jì)時的亞熱帶一直可以展布到現(xiàn)在的寒帶地區(qū)。氣候帶的變化造成一個地區(qū)的外力作用方式可以發(fā)生變化。因此，無論從夷平面的形成方式上還是從一個夷平面的形成上都說明，夷平面的成形是多成因的。二夷平面的形成時代構(gòu)造運(yùn)動是有旋迴性的，即構(gòu)造相對穩(wěn)定的時間與構(gòu)造相對活動時期是交替出現(xiàn)的。構(gòu)造活動的旋迴性將造成多級夷平面的形成?，F(xiàn)在的構(gòu)造地質(zhì)學(xué)說研究表明，新生代期間發(fā)生的喜馬拉雅運(yùn)動可以劃分為以下幾個構(gòu)造活動時期：喜馬拉雅運(yùn)動第一幕始新世早中期喜馬拉雅運(yùn)動第二幕中新世初喜馬拉雅運(yùn)動第三幕第三紀(jì)末第四紀(jì)初與此相對應(yīng)，中國的夷平面可以分為兩級夷平面：形成時代華北地區(qū)青海高原長江中下游地區(qū)E2-E3北臺期夷平面山頂面山系期N1-N2唐縣期夷平面盆地面鄂西期夷平面形成時代的確定方法：①年界法②相關(guān)沉積法③殘留風(fēng)化殼法三夷平面的變形夷平面形成以后，受后期的構(gòu)造活動的影響，經(jīng)常發(fā)生變形和變位，這為研究夷平面形成以后的構(gòu)造活動性質(zhì)，強(qiáng)度提供了依據(jù)。夷平面的變形常見的有以下四種類型。斷裂變形拗曲變形與斷裂變形掀斜上升與斷裂變形第五章流水地貌引言顧名思義流水地貌是地表流水作用形成的地貌。地表流水作用的類型是互補(bǔ)相同的，它們早就的地貌也存在著差別。地表的流水作用可以根據(jù)其特征的差異分為以下幾種類型：坡面流水作用和河槽流水作用。第一節(jié)河流流水作用一水流的基本特征（一）層流與紊流根據(jù)水流的內(nèi)部結(jié)構(gòu)，可將其分為層流與紊流兩類基本流態(tài)所謂層流就是流動的水質(zhì)點(diǎn)彼此平行的勻速運(yùn)動，上下層水質(zhì)點(diǎn)之間保持著恒定的流動方向，相互不發(fā)生干擾，即上下層水質(zhì)點(diǎn)沒有交換，不存在垂直于水流方向的作用力，故它很難對地面的泥沙進(jìn)行侵蝕。所謂紊流就是流動的水質(zhì)點(diǎn)做不規(guī)則的漩渦運(yùn)動，上下層水質(zhì)點(diǎn)存在交換，相互發(fā)生交換，相互發(fā)生干擾。紊流漩渦的產(chǎn)生是因?yàn)樯舷赂鲗铀髁魉俚牟煌?。一般說來表面水流受到的摩擦阻力較小，流速快。下層特別是地層水流所受的摩擦阻力較大，流速小。根據(jù)伯努定律，這樣上層水質(zhì)點(diǎn)的壓力P1小于下層水質(zhì)點(diǎn)的壓力P2,壓力差的存在使得下層水質(zhì)點(diǎn)存在向上運(yùn)動的趨勢，故而產(chǎn)生了漩渦，漩渦的出現(xiàn)使得水流具有垂向上的運(yùn)動分量，故對水流的侵蝕和搬運(yùn)作用有重要意義。層流在一定條件下可以轉(zhuǎn)化為紊流，水流是層流還是紊流取決于水流的慣性力于粘滯力的比例關(guān)系。作用于單位水體的慣性力可以表示為為水的密度為水的平均流速作用于單位水體的粘滯力可以表示為為某一代表長度為粘滯系數(shù)這樣預(yù)測水流流態(tài)的一個無量綱指數(shù)，雷諾數(shù)R可以表示為為運(yùn)動粘滯系數(shù)對溝渠水流來說R<500層流R>500紊流天然河道中的水流一般均屬紊流，故它們都有較強(qiáng)的對地表的侵蝕與搬運(yùn)能力。在自然界層流比較少見，只有很厚的坡面水流才呈層流流態(tài)。（二）河道環(huán)流與螺旋流河道水流除向下游運(yùn)動外，還存在垂直于主流方向的橫向流動，表層的橫向水流與底部的橫向水流方向相反，這樣在過水?dāng)嗝嫔暇托纬梢粋€閉合的流動系統(tǒng)，稱為橫向環(huán)流。橫向閉合的水流運(yùn)動與縱向上的水流運(yùn)動結(jié)合在一起，就形成了一種螺旋狀前進(jìn)的水流，稱為螺旋流。橫向環(huán)流的產(chǎn)生主要是河流彎邊上的離心力和地球自傳偏轉(zhuǎn)力（科里奧里力）所致河道中的橫向環(huán)流有幾種形式，下面簡單介紹幾種橫向環(huán)流：單向環(huán)流①彎邊造成的單向環(huán)流。在彎曲的河道中，河流沿途分布著許多彎曲的河道，在彎曲部分，由于水的流動呈弧形，那么就會產(chǎn)生一個離心力，其方向指向凹岸。這個離心力F＝m為水的質(zhì)量v為流速r為曲流彎邊半徑水流在離心力作用下，主流線靠近凹岸，這樣就造成在彎曲邊的水流橫剖面上水面存在比降，凹岸附近水面高，凸岸附近水面低，比降的存在降造一個超壓力，超壓力的方向指