地貌學原理教材

PAGE60地貌學原理目錄第一章緒論 1第二章構造地貌 4第三章風化作用與坡地重力地貌 9第四章流水地貌 13第五章喀斯特地貌 23第六章風成地貌及黃土地貌 25第七章冰川地貌 29第八章海岸地貌 32第九章地貌學的基本概念 48第一章緒論本章重點、難點內容：1．地貌學的性質2．內外力、巖性及構造等因素對地貌形成和發(fā)育的影響本章內容：一、地貌學的研究對象、內容及目的（一）、地貌學的研究對象地貌學是研究地球表面的形態(tài)特征、成因、分布及其發(fā)育規(guī)律的科學。地球表面的地形-――大陸、洋盆――高原、山地，平原、丘陵、盆地―――河流、冰川、喀什特、海岸、風成等各種成因類型地貌中的次級地貌單元等陸地地形，從其形態(tài)或外貌特征上看，可以分為：山地、高原、平原、盆地和丘陵五種類型。1.山地陸地表面高度較大（海拔超過500米）、坡度較陡的地形稱為山地。自上而下分為山頂、山坡和山麓。沿一個方向延伸、由多條嶺谷相間組成的山地稱為山脈。例如，天山山脈、陰山山脈等。2.高原海拔較高（一般在500以上），頂面比較平緩而面積較大的高地，稱為高原。例如，內蒙古高原、黃土高原等。有的高原上也有山地分布，如云貴高原。3.平原陸地上海拔通常在200米以下的寬廣低平地區(qū)，稱為平原。平原可由河流沉積作用而成，也可由侵蝕而成，還可由二者共同形成。4.丘陵高低起伏，坡度較緩，切割破碎而連綿不斷的低矮山丘，稱為丘陵。海拔一般在500米以下，相對高度一般不超過200米。例如，江南丘陵、浙閩丘陵等。廣義的山地包括丘陵，往往呈現(xiàn)交錯分布。5.盆地四周高（山地或高原）、中部低（平原或丘陵）的地區(qū)，稱為盆地。例如，四川盆地、柴達木盆地、塔里木盆地等。海底地形基本類型海底地形起伏狀況，因被海水淹沒不能直接觀察到，通過海底測量繪制的海底地形圖，就一目了然了。海底地形基本類型可分為：大陸架、大陸坡、海盆、海嶺和海溝五種類型。1.大陸架大陸和海洋盆地之間有個過渡帶。由大陸向海洋自然延伸的廣闊平坦的淺海區(qū)域，即為大陸架。由于地殼運動的地區(qū)差別，大陸架的狀況在各大陸邊緣的表現(xiàn)是不相同的。有的大陸架寬度（自大陸向海洋延伸的水平距離）只有幾公里，有的寬達數(shù)百公里或更寬；大陸架水深也不固定，平均深度為130米左右，淺的只有40—50米，甚至小于10米，深的可達500—600米。大陸架原是大陸的一部分，后為海水淹沒。2.大陸坡自大陸架到大洋洋底之間，通常有一條狹窄而陡峭的過渡地帶，稱為大陸坡。大陸坡從大陸架邊緣一直下降到1400—3200米的深度，坡度4°—7°，最大時可超過30°，寬度一般在20—70公里。大陸坡的形成，主要是由于大陸地殼上升，海底下沉，在大陸與海底交界的過渡地帶，地殼發(fā)生斷裂彎曲，從而形成巨大的斜坡。3..海盆海盆是海底地形重要組成部分。大洋底部，起伏不平，深水之下有廣闊的平原與盆地，深度在2500—6000米的稱為海盆。太平洋中部海底山脈與海底高原之間，分布有寬廣的海盆，深度在3000—6000米；大西洋海底山脈兩側有北美海盆、北非海盆、巴西海盆、阿根廷海盆等。4.海嶺綿延狹長的大洋底部高地，稱為海嶺，又叫海脊或海底山脈。世界各大洋洋底都有海嶺分布，以大西洋最典型，顯著特征是：中央有一條作“S”形的中大西洋海嶺，北起冰島，南至南極附近，長達15000公里，寬在500—900公里之間。海嶺以上水深，在北半球3，000—3，500米；在南半球為2，000—2，500米。海嶺最高峰就是露出水面的亞速爾群島等。海嶺兩測分布有海盆。太平洋中部也有一條南北延伸長達1萬余公里的海嶺，它的西邊，又是一片分散的海底山脈，少數(shù)山峰露出海面，著名的夏威夷群島就是其中之一5.海溝深度超過6000米的海底狹長凹地，稱為海溝，又叫海淵。兩側坡度陡急，分布于大洋邊緣或島弧的外側。太平洋海溝特別多，尤以太平洋西岸島弧外側為突出。位于馬里亞納群島東邊的馬里亞納海溝，深達11034米，是世界最深的海溝。島弧是地殼劇烈運動受擠壓而上升的部分，海溝則是斷裂下陷部分。它是現(xiàn)代地殼最不穩(wěn)定地帶，火山、地震活動頻繁（二）地貌學的研究內容包括地球表面形態(tài)及其形成動力的分析、地球表面形態(tài)發(fā)生和發(fā)育規(guī)律的研究、以及組成地貌的沉積物等的研究。（三）與相關學科的關系從歷史的角度看，它脫胎于自然地理學和地質學，是屬于二者之間的邊緣學科。另外，任何一種外力作用在塑造地貌形態(tài)的同時，也形成第四紀堆積物。因此，地貌學、第四紀地質學常從不同的角度去研究同一對象。（四）地貌學的研究目的是揭示地表形態(tài)在內外力相互作用、巖性和地質構造以及作用時間三方面影響下的發(fā)生和發(fā)展規(guī)律，以便在人類生產(chǎn)活動中合理地利用有利的地貌條件，改造不利的地貌條件。二、地貌形成和發(fā)育的基本因素（一）地貌形成的營力（動力）地貌形成的營力主要是兩種——內力和外力。內力在地貌形成中的作用1）內力的來源內力指由地球內能所發(fā)生的作用――－熱能、化學能、重力能以及地球旋轉能等。內力作用的總趨勢是加大地表起伏，形成地球表面的巨大起伏形態(tài)。陸上的山地、盆地、高原等，大洋底部海嶺、海盆、海溝等一些巨型、大型的地貌形態(tài)主要都是內力作用的結果。2）內力作用主要表現(xiàn)形式――主要有地殼運動、地球深處巖漿活動和地震等。A．.地殼運動地殼運動又稱構造運動或大地構造運動，是指引起地殼結構改變和地殼物質變位的一種運動。例如，海侵、海退、隆起和拗陷，等等。根據(jù)地殼運動方向，可分為水平運動和垂直運動兩種基本形式。水平運動：地殼物質大致平行于地球表面，即沿著大地水準面切線方向進行運動，叫水平運動。它主要是由于地球水平方向作用力引起的，表現(xiàn)為地殼巖層的水平移動，使巖層在水平方向上遭受不同程度的擠壓力和引張力，產(chǎn)生褶皺和斷裂構造。我國的昆侖山、祁連山等以及世界上許多山脈，就是通過擠壓褶皺而形成的。所以，有人將水平運動稱造山運動。垂直運動：地殼物質沿著地球半徑方向緩慢的升降運動稱垂直運動。升降運動通常表現(xiàn)為大規(guī)模隆起和相鄰地區(qū)拗陷，引起地勢起伏或海陸變遷，故有人將垂直運動稱造陸運動。水平和垂直運動雖有區(qū)別，但實際在時空上常有聯(lián)系。B．巖漿活動地球內部能量的積聚和釋放可能表現(xiàn)為巖漿活動。地球內部熱能累積到一定程度，變?yōu)樽茻岬膸r漿產(chǎn)生巨大壓力，它沖破地殼薄弱常噴出地表，即為火山噴發(fā)?；鹕絿姲l(fā)物包括氣體、熔巖、火山灰等，通過火山口噴出，其中大部分火山物質在火山口周圍堆積，形成火山錐。如長白山頂部天池即為火山口積水而成，周圍16座山峰都是火山巖堆積而成。大洋底部同樣有火山噴發(fā)，有的火山物質堆積露出海面，形成火山島，如太平洋中的夏威夷群島。C．地震地殼自然快速顫動叫地震，它是地球內部能量釋放經(jīng)常發(fā)生的有規(guī)律的自然現(xiàn)象。地下發(fā)生地震處稱震源，它在地面下的深度即震源深度。和震源相對應的地面上的一點叫震中。地震引起的振動以波的形式從震源向四周傳播，稱地震波。質點振動方向與震波傳播方向一致，稱縱波，在地殼內波速約5—6公里/秒；質點振動方向與震波傳播方向相垂直，稱橫波，在地殼內的波速約3—4公里/秒。由于地震波波形不同，波速不等，地震時縱波速最快，故人們首先感到上下跳動，而后橫波到達，人們才感到左右搖晃。地震強度以震級和烈度來表示。震級是地震能量等級和釋放能量的大小。烈度是地震在一定地點產(chǎn)生或可能產(chǎn)生的破壞程度的度量。3）褶皺和斷層褶皺和斷層是地殼內力作用引起地殼運動的重要證據(jù)，它使地殼變形成嶺、谷和盆地。A.褶皺沉積巖層原始狀態(tài)呈水平層狀。經(jīng)地殼運動，原始巖層受擠壓，產(chǎn)生波狀彎曲，稱為褶皺。褶皺的基本形式分為背斜和向斜。背斜是指褶皺中心巖層向上隆起，兩側巖層向外傾斜；向斜是指褶皺中心向下凹陷，兩側巖層向中心傾斜。背斜成山，向斜成谷。但也可能出現(xiàn)背斜是谷，向斜成山的地形。這是因背斜中心部分巖層向上變曲產(chǎn)生張力，導止巖層破裂，易受風化和剝蝕，被蝕成谷，稱次成谷；向斜部分受擠，凹地接受風化崩落物堆積，基巖受保護，最后反而殘留成山，稱次成山。有的背斜一側可能巖層軟硬相間，軟巖易受蝕成谷地，硬巖抗蝕力強，突起成嶺。所以背斜和向斜應根據(jù)巖層傾向和向新老接觸關系來判別（B..斷層巖層受力產(chǎn)生破裂稱為節(jié)理，破裂所在的面稱為節(jié)理面。地殼運動沿節(jié)理面兩側巖塊發(fā)生相對位移，稱為斷層。斷層種類很多，最基本的是正斷層和逆斷層（圖1－31）。斷層可能組合出現(xiàn)，兩側斷裂上升，中間陷落成為陷落谷地。研究褶皺、斷層等地質構造現(xiàn)象對建設有重要意義。例如，地下水常在斷層帶出露；電站、橋梁、水壩不宜設在有斷層的部位，因斷層帶巖石破碎，地基不穩(wěn)。外力在地貌形成中的作用1）力的來源地球的外力主要來自太陽輻射能，以及日月引力能、重力能和生物活動而產(chǎn)生的營力。外力通過大氣、水和生物等所引起的作用，發(fā)生于地球的表層，在常溫、常壓下進行，使地球表面發(fā)生一系列變化。2）外力作用主要表現(xiàn)形式按照外力的性質可分為流水作用、風力作用以及生物作用、人類活動的作用等；按照外力的作用方式主要有風化作用、侵蝕作用、搬運作用、沉積作用和固結成巖作用。A．風化作用地表或接近地表的巖石，在空氣、水、太陽能和生物的作用和影響下，使巖石產(chǎn)生破壞的過程，稱為風化作用。按性質不同，風化作用可分為三類：(1)物理風化作用，主要指巖石受熱膨脹、冷卻收縮，使巖石產(chǎn)生破裂，天長日久，巖石由大塊變?yōu)樾K，小塊變成細粒；(2)化學風化作用，主要指巖石在空氣和水的作用下，產(chǎn)生氧化和分解，例如長石經(jīng)過風化后形成高嶺土，成為良好的陶瓷原料；(3)生物風化作用，主要指植物根系對巖石產(chǎn)生機械破碎、微生物對巖石的生物化學作用。這三種風化作用并不是孤立進行的，而是相互聯(lián)系、彼此結合，同時同地進行。不過，在干旱地區(qū)因溫度變化很大，物理風化比較明顯，濕熱地區(qū)化學風化和生物風化比較突出。風化作用結果使巖石產(chǎn)生破壞，不僅塊體變小，而且還發(fā)生化學變化，形成與原來巖石有很大差別的風化殼，產(chǎn)生疏松的碎屑物質，從而為侵蝕作用提供了物質基礎；為塑造地表各種形態(tài)提供了有利條件；使土壤的發(fā)生成為可能。B．侵蝕作用流水、冰川、風力、波浪等對地表巖石及其風化物產(chǎn)生的破壞過程，稱為侵蝕作用。流水作用：濕潤地區(qū)，流水的作用是塑造地表形態(tài)的主要營力。水流速度愈快、水量愈大，侵蝕作用愈強。溝谷、峽谷就是水流夾帶石塊對地表進行強烈下切侵蝕作用造成的；流水的旁蝕作用，使谷底與河床加寬；在石灰?guī)r地區(qū)，在含有二氧化碳的水流沖刷和溶蝕作用下，形成奇特的溶洞、峰林和溶蝕洼地及盆地；黃土高原上的溝谷與塬、梁、峁地形，也是流水侵蝕作用造成的。冰川作用：在高緯度和高山地區(qū)，氣候寒冷，冰雪作用成為塑造地表的主要營力。冰川以其巨大機械壓力，以夾帶的石塊為工具對地表或原有谷地進行刨蝕，形成冰斗、角峰和U形冰川谷等地形。風沙作用：干旱地區(qū)，風沙作用顯著，含沙氣流成為塑造地表形態(tài)的主要營力。地表巖石通過風沙長期吹蝕，可以形成造型獨特的風蝕磨菇、風蝕柱等地形。波浪作用：波浪對石質海岸沖擊，產(chǎn)生巨大壓力，對海岸起破壞作用，形成海岸懸崖、海蝕巖洞等海蝕地形。C．搬運作用風化、侵蝕產(chǎn)物，通過流水、冰川、風、波浪等將物質轉移的過程，稱為搬運作用。實驗證明，流水推動物體的重量與水流速度的6次方成正比。河床坡度愈大、水流速度愈快，搬運能力愈強。所以山區(qū)河流上游河床上常常堆積著巨大石塊。一定流速搬運一定重量物質，故流水搬運物質具有明顯的選擇性。冰川以自己巨大機械壓力進行搬運，大小石塊一起被帶走，沒有選擇性。風的搬運與風速大小有關，而風速經(jīng)常發(fā)生變化，所以干旱區(qū)風吹沙子時起時落，有時貼近地面滾動，有時跳躍前進。D．沉積作用巖石風化和侵蝕后的產(chǎn)物經(jīng)流水等外力搬運途中，因流速、風速的降低，冰川的融化等等因素的影響，使被搬運的物質逐漸沉積下來，稱為沉積作用。一般說來，顆粒大、比重大的物質先沉積，顆粒小、比重小的物質后沉積，所以形成的沉積物有礫石、砂、粉砂和粘土等顆粒大小不同現(xiàn)象，稱為沉積物的分選性。這種情況以河流沉積最明顯。冰川搬運物質要待冰川融化時才沉積，所以冰磧物大小不分地混雜在一起；山洪爆發(fā)，因水流速度大，泥沙石塊俱下，河流一出山口，流速很快降低，所以沉積的物質也是大小混雜在一起的。流水攜帶大量泥沙，到了中下游因流速減慢，泥沙大量沉積，在兩岸形成沖積平原，在河口形成扇形沖積平原，稱為三角洲平原。例如，長江、黃河等大河河口都有寬廣的三角洲平原。這里土層深厚肥沃，地勢平坦，灌溉便利，是富饒的農業(yè)區(qū)。干旱地區(qū)，風力吹揚沙塵，當風力減弱，或前進方向遇有障礙物時，沙子便會降落沉積下來，形成沙漠和各種形態(tài)的沙丘。沙丘上如果沒有植物生長，在盛行風的吹襲下導致沙丘移動，形成流動性沙丘；如果有植物生長，沙子受到植物保護就不再移動或很少移動，形成固定和半固定沙丘。流動性沙丘危害很大，它能毀壞草地、掩沒農田、破壞村舍和交通。例如，我國內蒙古自治區(qū)毛烏素沙漠，最近250年來至少南侵60公里，不少居民點被迫一再南遷。所以防風固沙是一項改造自然的艱巨任務。風化、侵蝕、搬運和沉積作用，是相互聯(lián)系的統(tǒng)一過程。風化作用結果，為侵蝕作用提供了有利條件，風化、侵蝕產(chǎn)物又為搬運作用提供了物質來源，而沉積作用則是搬運作用的結果。由侵蝕到沉積，以搬運作為紐帶，把它們聯(lián)系在一起。5.固結成巖作用地殼中的巖石，經(jīng)過物理的、化學的和生物的風化過程和改造，通過侵蝕、搬運又在一定環(huán)境下沉積，再經(jīng)過成巖作用變成巖石，這一過程叫固結成巖作用。例如，沉積巖中的砂巖、頁巖和礫巖等就是這樣形成的。3）外力作用結果風化、侵蝕、搬運和沉積作用，它們各自以自己的作用力對地表進行塑造、修飾、加工和重建。改造原來的地表形態(tài)，重建新的地表形態(tài)，總的趨勢是，使地表起伏趨向緩和。由于外力作用的能量來源主要是太陽能，因而外力作用具有明顯的地帶性特征；另外，在某種地貌的形成過程中，常常不是由單一的外營力起作用，而是由多種外營力組成一定的外力組合同時起作用，這屬于氣候地貌學的研究內容。外力在地貌形成過程中是不斷地把高地上的風化物質搬運到低地，逐漸夷平高地和填平洼地，使地表的起伏平坦化。所以外力作用的總趨勢是夷平地表。它能破壞高地形成侵蝕地貌，也可在洼地堆積形成堆積地貌。3．內、外力相互作用在地貌形成中的作用內力和外力在地貌發(fā)育過程中始終是同時出現(xiàn)；彼此消長的，相互作用，相互影響的。地殼上升（下降）成為低地和海洋（高原和山地）使地球表面起伏加大時，必然會導致堆積（侵蝕）作用使地表起伏變得緩和。內蒙古高原由內力作用抬升，又在外力作用下長期侵蝕、剝蝕、夷平，形成起伏平緩的準平原化高原。如果大片高山經(jīng)過長期外力作用削平時，地殼表面負荷減輕，失去平衡，會引起地殼上升。平原地區(qū)如果有河流大量淤積，負荷加重，又會引起地殼沉陷。例如華北平原沉積物厚度在某些地方達5000多米，這看起來似乎是外力作用的結果，實際上華北平原正是我國東部沉降帶的一部分，如果華北平原地殼不下沉，就不可能有這么厚的沉積物，沉降則是內力作用結果。地球表面形態(tài)，正是通過內力作用與外力作用長期矛盾斗爭中形成和發(fā)展起來的。例如，黃山本來是地球深處巖漿侵入到地殼上部而形成的花崗巖侵入體。后來，地殼抬升和覆蓋在上面的巖石被風化侵蝕掉，花崗巖侵入體被暴露在地表。由于黃山花崗節(jié)理特別發(fā)育，在外力因素長期雕琢下，才形成引人入勝的奇峰怪石。（二）巖性和地質構造地質構造是地貌形態(tài)的骨架，在地質構造影響下，出現(xiàn)各類構造地貌。構造地貌是主要由巖石圈構造運動造成的地表形態(tài)。即通過地殼變動、巖漿活動和地質構造所形成的地貌。由于它是地球內部物質運動的產(chǎn)物，所以也稱為內營力地貌。按構造地貌的規(guī)模可分為三級：全球構造地貌——大陸和洋底。大地構造地貌——如大陸上的褶皺山脈、大型拱起高原，洋底的洋中脊、海嶺和深海平原等。是地殼運動、大地構造的表現(xiàn)。地質構造地貌——指由斷裂、褶皺和火山等作用形成的地貌。是斷裂、褶皺和火山等作用所形成的地貌，有的是地質構造經(jīng)外力剝蝕出露的產(chǎn)物。巖性的差異形成不同的抗蝕力，因此，在同一外力作用區(qū)，巖性差異也可形成不同的地貌形態(tài)?；鹕降孛病r溶地貌、黃土地貌。同時巖性抗風化能力不相同，在不同氣候條件下形成穩(wěn)定的地貌形態(tài)（表現(xiàn)為正或負地形），如石英砂巖和石英巖在任何氣候條件下總是形成正地形；頁巖多數(shù)形成負地形；酸性脈巖多半形成正地形；而基性脈巖多半形成負地形?？扇苄詭r石（石灰?guī)r、白云巖）的地貌形態(tài)隨氣候帶及產(chǎn)狀的不同而異，是不穩(wěn)定的。巖漿巖體的地貌形態(tài)常與其時代新老、出露高低、被剝露情況和巖體規(guī)模密切相關。（三）內外力作用時間在其它條件相同的情況下，作用時間長短不同亦會出現(xiàn)不同的地貌形態(tài)，顯示出地貌發(fā)育的階段性。例如急劇上升運動減弱初期出現(xiàn)的高原，外力作用雖然強烈，但保存了大片高原面，隨著時間的推移，高原面在外力作用下侵蝕殆盡，成為崎嶇的山區(qū)，再進一步發(fā)展，可轉化為起伏和緩的丘陵。（四）人類活動對地貌的影響人類活動對地貌發(fā)育的影響通常有兩種方式：一是通過改變地貌發(fā)育條件加速或延緩某種地貌過程；二是直接干預地貌過程，甚至改變地貌發(fā)育方向。世界聞名的低地國家荷蘭，有將近一半的土地海拔不到一米，27％在海平面以下。荷蘭人民筑壩排水、造田，把海灘變成農田，面積相當于荷蘭全國的1/5。我國古代開挖的南北大運河、蘇北沿海的海塘工程，解放后興建的一系列大型水利工程等，都是人類活動改變地表形態(tài)，趨利避害的措施。三、地貌學的發(fā)展和現(xiàn)狀（一）我國古代地貌知識的積累：有關地貌學知識反映在我國的一些古典文獻中，如戰(zhàn)國《上書》中的《禹貢》、北魏驪道元所著《水經(jīng)注》、北宋沈括《夢溪筆談》、明代徐霞客《徐霞客游主記》等。（二）近代地貌學的發(fā)展地貌學是近百年來發(fā)展起來。此期在地貌學理論上貢獻較大、影響較為深遠的人物是美國學者W．Ｍ．戴維斯和德國學者Ｗ．彭克,他們是當代地貌學的奠基人。1.侵蝕循環(huán)學說侵蝕循環(huán)學說是戴維斯于1899年創(chuàng)立的關于地形發(fā)育的主要理論。他認為地貌的發(fā)育要素有三個——構造、時間和營力，地貌的演化體現(xiàn)了這三者之間的函數(shù)關系，這一提法抓住了地貌演化過程的實質。他通過對外營力作用下的地貌的研究，把地理循環(huán)分為“風蝕循環(huán)”、“冰蝕循環(huán)”、“水蝕循環(huán)”、“海蝕循環(huán)”等。而在每種循環(huán)中，又把地貌的發(fā)育分為青年期、壯年期和老年期：一個短暫而起伏迅速增加的青年期，一個起伏最強烈、地形變化最大的壯年期，起伏微弱而時間無限長的老年期。指出了地貌發(fā)育的階段性。戴維斯的侵蝕循環(huán)學說能夠比較全面地概括了地貌發(fā)育的因素，是地貌學中第一個系統(tǒng)闡述地貌發(fā)展的古典理論，對地貌學的發(fā)展曾起著積極的推動作用。但其不足之處是，在思想方法上過于簡單化，忽視了地貌發(fā)育過程中許多因素的變化。實際地貌的發(fā)育是非循環(huán)模式，而是旋迴性的；同時，他把地殼上升和侵蝕作用人為地分開，也是一個嚴重的失誤；其次，他只注意到河流的下切作用，而忽視了其它形式的流水作用。2.彭克的“地形分析”學說該學說與戴維斯的觀點不同，他認為地貌是內外力同時相互作用下的產(chǎn)物。研究地貌學的主要目的就是通過分析地貌形態(tài)去了解內外力之間的相互關系，以便確定地殼運動的性質。地貌分析的具體方法是分析斜坡形態(tài)。他把內外力數(shù)量之間的關系和自然界常見的山坡形態(tài)聯(lián)系起來，但沒有考慮氣候、巖性等對山坡形態(tài)的影響。（三）地貌學的現(xiàn)狀1.研究領域不斷擴大。2.分支地貌學科發(fā)展較快。3.與相鄰學科相互交叉、相互滲透。4.研究手段和方法提高很快。四、地貌學的實踐意義（一）農業(yè)生產(chǎn)方面（二）工程建設方面（三）礦產(chǎn)普查方面作業(yè)：簡述影響地貌形成發(fā)育的基本因素第二章構造地貌本章重點、難點內容：1．板塊構造學說對全球構造地貌成因之分析2．海底構造地貌類型3．陸地構造地貌類型4．不同構造型式的地貌特征本章內容：地貌是內外營力綜合作用的產(chǎn)物。主要由內力作用形成的地貌稱為構造地貌。構造地貌是主要由巖石圈構造運動造成的地表形態(tài)。即通過地殼變動、巖漿活動和地質構造所形成的地貌。由于它是地球內部物質運動的產(chǎn)物，所以也稱為內營力地貌。按構造地貌的規(guī)?？煞譃槿墸喝驑嬙斓孛病箨懞脱蟮?即造成地球表面最大一級地貌形態(tài)差異的海陸分布。大地構造地貌——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，它們是由大地構造作用形成和控制的地質構造地貌——指由斷裂、褶皺和火山等作用形成的地貌,是某一局部的小型構造地貌形態(tài)，如火山，單面山，向斜谷等。第一節(jié)全球構造地貌 整個地殼表面面積為5.1億km2，據(jù)統(tǒng)計，陸地面積約占29.2%，而海洋面積約占70.8%，兩者構成地球上的兩大基本地貌單元。一般說來，海岸線為海陸分界線，但從固體地球表面形態(tài)起伏和地殼結構來看，陸地和洋底之間的淺海區(qū)為一過渡的大陸邊緣地帶。一、地球的形狀這里所說的地球的形狀，是指包括水圈在內的整個地球在自轉和重力作用下呈現(xiàn)的外形，也就是大地水準面的形狀。地球的形狀為一接近扁率（扁率e為橢球長短軸之差與長軸之比，是表示地球形狀的一個重要參量。）1：298的旋轉橢球體（大地水準面的形狀）。二、大陸與洋底（一）特征洋底——水深一般超過3000m的大洋底部，平均水深3800m，面積2.81億平方公里，占地球總面積的55％。洋底地殼厚度薄，一般只有幾百米很少超過千米，是玄武巖質，上覆薄層深海沉積物或缺乏。大陸——大陸面積約1.49億平方公里，占地球總面積的29％，平均海拔850m。大陸地殼密度小、厚度大平原地區(qū)約35km，大型山地和高原地區(qū)可達60-70km、二氧化硅含量大。表層為沉積巖、變質巖和火山巖，其下為花崗巖質的基礎，基部往往有一密度大3左右的玄武巖質層。大陸邊緣——洋底與大陸之間的過渡地帶。指陸地周圍水深小于3000m的海底，呈帶狀環(huán)繞在大陸的四周，面積0.81億平方公里，占地球總面積的16％。大陸邊緣的地殼具過渡性質，大部分地方接近陸殼，厚度一般部超過30km。由此我們看出陸殼和洋殼特征存在著以下差異：①組成物質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的差異。莫霍面以上的地球外層堅硬的部分稱為地殼。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。②厚度差異陸殼厚度大，一般為30－50km。最厚可達70km左右，在青藏高原和天山地區(qū)。組成物質以硅鋁層為主，厚度可達15－40km，其下為硅鎂層。洋殼厚度小，一般為5－15km，組成物質主要為硅鎂層，表層有極薄的沉積物，缺少硅鋁層。③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豪伽的重力負異常。另外洋殼與陸殼的差別是：陸殼下的上地幔物質為榴輝巖，莫霍面是包含同一化學組成，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）的化學界面。（二）差異形成原因——地殼均衡理論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。早在十九世紀中葉，人們就認識到了這種地殼均衡，設計了不同模式來解釋?？偲饋碛袃煞N觀點：①英國學者普拉特（Pratt,1855）認為在地球某一深度上浮的地殼，不論其形態(tài)高差如何，沿鉛直方向的總質量是一致的，形態(tài)高差是地殼巖石密度不同的表現(xiàn)。也就是，高原和山地地殼厚，密度小而平原地殼薄，密度大。②艾里(1855)則認為“浮”著的地殼香漂浮在海面上的冰山，露出海面較高的冰山必然在水里浸沒得越多，所以高大山脈必定又插入地幔的深“根”。而平原地區(qū)雖然薄，但是得到了埋藏較淺，密度較大的地幔的質量補償。而實際情況是，世界各地地殼的厚度和密度都不盡相同，在不同的均衡運動中不同的地殼密度和不同的地殼厚度都起著作用。地殼均衡理論是建立在地球靜態(tài)應力的基礎上的，實際上地球各部分物質經(jīng)常處于運動之中，地表的侵蝕，搬運和堆積作用，以及地表水和冰量的變化，地下巖漿和地幔對流也引起質量轉移，這些都破壞著地殼的靜態(tài)平衡，成為均衡異常以及均衡調整運動的原因。一般來說，凡是新生代構造運動強烈的地方常出現(xiàn)明顯的地殼均衡異?，F(xiàn)象。三、全球構造地貌的形成（一）特點根據(jù)新生代的構造運動特點，可將地球表面分為帶狀分布的構造活動帶和位于構造活動帶之間的相對穩(wěn)定區(qū)。1．構造活動帶全球有三條規(guī)模巨大的構造活動地貌帶，共同特點是地形高差起伏懸殊，新生代巖層發(fā)生顯著變形錯位，火山和巖漿活動強烈，地震頻繁等。環(huán)太平洋大陸邊緣帶從北美洲和南美洲西海岸的沿岸山脈，接亞洲東部邊緣的許多列島，北部從阿留申群島－千島群島，日－琉球群島－臺灣－菲律賓－印度尼西亞，一直到新西蘭，這里集中了世界上百分之六十的深火山和絕大部分深源地震。地中?！柴R拉雅山脈帶包括地中海和阿爾卑斯山脈，往東經(jīng)過伊朗高原，帕米爾高原，喜馬拉雅山脈，一直到印度尼西亞。洋脊裂谷帶世界各大洋脊及其軸頂?shù)牧压葞堑厍蛏暇d延最長，寬度極大和構造運動活躍的洋底山脈、海底火山和巖漿的噴發(fā)普遍，淺源地震頻繁。共同特點是地形高差起伏懸殊，新生代巖層發(fā)生顯著形變錯位，火山與巖漿活動強烈，巖層顯著變質以及頻繁的地震活動等。

2．相對穩(wěn)定區(qū)在構造活動帶之間是相對穩(wěn)定的區(qū)域。地形起伏較緩，新生代巖層形變錯位不強，很少有新生代火山巖漿活動，地震活動弱。這種穩(wěn)定區(qū)內最穩(wěn)定的是洋底深海平原區(qū)和大陸上由古老地盾構成的高原和平原區(qū)。（二）成因－板塊構造學說1．板塊構造板塊構造，又叫全球大地構造。所謂板塊指的是巖石圈板塊，包括整個地殼和莫霍面以下的上地幔頂部，也就是說地殼和軟流圈以上的地幔頂部。六大板塊與全球構造地貌的形成新全球構造理論認為，不論大陸殼或大洋殼都曾發(fā)生并還在繼續(xù)發(fā)生大規(guī)模水平運動。但這種水平運動并不象大陸漂移說所設想的，發(fā)生在硅鋁層和硅鎂層之間，而是巖石圈板塊在整個地幔軟流層上像傳送帶那樣移動著，大陸只是傳送帶上的“乘客”。勒比雄根據(jù)新生代構造活動的格局，將全球巖石圈分為六大板塊——太平洋板塊、歐亞板塊、印度洋板塊、非洲板塊、美洲板塊和南極洲板塊。除太平樣板塊完全屬洋殼構成外，其它五個板塊范圍兼包陸殼和洋殼部分。板塊之間的邊界活動帶是由上述三大構造活動帶組成。這些邊界地貌反映了兩側板塊性質與活動的特點。洋脊裂谷帶的生成反映了兩側洋殼板塊的分離，環(huán)太平洋大陸邊緣主要反映了洋殼板塊與陸殼板塊的匯聚，喜馬拉雅山突出反映了兩側陸殼板塊的碰撞過程。板塊的分離與匯聚運動是以地球內部物質對流運動為基礎的。整個地殼和上地慢組成的巖石圈板塊是隨地球內部物質對流運動而運動。由于對流運動在大洋中脊軸部上涌，使二側板塊發(fā)生平移分離運動，而在對流下沉區(qū)則發(fā)生板塊匯聚和碰撞，以致形成三種板塊邊界構造活動帶不同的構造和地貌特征。由于洋底上最老的物質是侏羅紀的，這就說明現(xiàn)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殼，隨著中、新生代洋底的擴張而發(fā)生漂移，逐步演變成現(xiàn)代的大陸與洋底地貌。思考題：1.簡要敘述陸殼和洋殼的特征差異 2.簡述全球構造地貌的特征和成因第二節(jié)海底構造地貌（Submarinemorphotectonics）全球構造地貌的主要單元之一，主要受洋殼板塊及其邊緣構造控制，一般分洋底和大陸邊緣兩大部分。一、洋底構造地貌（一）大洋中脊（洋脊）大洋中脊是洋底的重要地形，是地球上最長的海底山脈，全長約80000公里。在大西洋、太平洋、印度洋均有分布，并相互連通。其上水深約3000~4000米。洋脊的地形較為復雜，由兩列平行脊峰和中間的洋脊裂谷構成，并被一系列橫向轉換斷層切斷成不連續(xù)的段落。洋脊裂谷是地慢物質上涌地方，是地球上規(guī)模最大的新生代玄武巖巖漿噴發(fā)溢流活動帶，是新洋殼形成地帶，伴有頻繁的淺源地震。當?shù)蒯Ｎ镔|上涌時，洋脊頂部受拉張而形成縱向的洋脊裂谷。同時，巖漿溢出，新洋殼不斷地在中脊頂部形成，并不斷向兩側擴展，因而離洋脊越遠，洋底年齡越老。洋脊上缺乏深海沉積物，保存了熔巖溢流、火山噴發(fā)及轉換斷層所造成的原始地形。（二）大洋盆地大洋盆地位于大洋中脊兩側，向外與大陸邊緣相接。它是洋殼從洋脊向外遷移過程中形成的。這里構造運動相對平靜，巖漿活動微弱，缺少地震活動。其中主要地貌類型有：l．海嶺海嶺是大洋盆地內部大型正地形的總稱。其成因類型有火山海嶺、斷裂海嶺和陸殼海臺等。2．深海平原大洋盆地中被海嶺分隔開的低地，又稱海盆。平均水深5000~6000米，其原始狀態(tài)為大約300米起伏的丘陵地形，主要是化學沉積和生物沉積，速率較慢，約0.2厘米/千年。3．海溝海溝在構造上是巖石圈板塊相撞的產(chǎn)物。洋底一側的洋殼以一定角度向大陸邊緣一側陸殼下面俯沖，在俯沖帶位置上形成了海溝。與島弧伴生，主要分布在太平洋周圍。二、大陸邊緣構造地貌大陸邊緣是陸地與洋底之間的過渡地帶。水深在0～3KM。包括大陸架和大陸坡兩部分。根據(jù)新生代板塊構造運動與構造地貌特征，大陸邊緣可分為穩(wěn)定型和活動型二大類。（一）穩(wěn)定大陸邊緣穩(wěn)定大陸邊緣以大西洋兩側的美洲與歐洲、非洲大陸邊緣較為典型，故又稱為大西洋型大陸邊緣。在其復雜的斷塊構造的基底上通常有幾千米以上的中、新生代陸源碎屑沉積物，形成寬闊的大陸架，大陸架的外側至大洋盆地為大陸坡。此類大陸邊緣基本上無火山活動，也極少有地震活動，反映了新生代構造運動相當平靜的特點。板塊構造理論認為，這種穩(wěn)定大陸邊緣過去是大陸裂谷兩側的陸殼。早期它作為板塊邊界具有強烈構造活動特征。后期則隨洋底擴張逐漸遠離，中部形成大洋盆地，其兩例接受來自陸地的大量沉積，成為穩(wěn)定的大陸邊緣。（二）活動大陸邊緣在太平洋周圍最為典型，故又稱為太平洋型大陸邊緣。整個大陸邊緣由海溝與島弧或邊緣山地組成，是構造運動最強烈的板塊邊界，世界上60～70％的活火山以及絕大部分深源地震都分布在這個地帶，同時還有頻繁的中、淺源地震?？看笱笠粋日鹪瓷疃容^淺，靠大陸一側較深。板塊構造理論認為，這里是大洋板塊與大陸板塊沖撞擠壓的地帶，當大洋板塊自洋脊向兩側移動時，由于洋殼板塊的巖石密度大，位置較低，遇到大陸板塊時，便俯沖到大陸板塊之下，在俯沖帶上形成深海溝以及與其平行的山脈成島鏈。根據(jù)活動大陸邊緣的地形特征，可分為以下二類：1．安第斯型大陸邊緣：以太平洋的東岸最為典型。由海溝與邊緣山脈組成，大陸架非常狹窄。2．東亞型大陸邊緣以東亞的大陸邊緣最為典型。自海向陸依次出現(xiàn)海溝、島弧和弧后盆地，構造復雜多樣。第三節(jié)陸地構造地貌一、陸地構造地貌分區(qū)（一）板塊邊界構造活動帶的構造地貌1．新生代褶皺山帶新生代板塊的碰撞俯沖作用形成的。這里構造活動強烈，有頻繁的地震，某些地段還有近期的火山活動。2．大陸裂谷帶陸殼受拉張作用正發(fā)展為新的板塊邊界構造活動帶。地震顯著，裂谷低地有火山噴發(fā)與熔巖溢流活動，它與洋脊裂谷相同，都處在地球內部物質對流上涌的張裂地帶上。大陸裂谷的存在預示著新洋殼和新大洋盆地的生長。（二）板塊內部構造活動帶的構造地貌1．褶皺塊斷山脈2．斷塊山與斷陷谷（三）板塊內部穩(wěn)定區(qū)的構造地貌。該區(qū)長期以來構造寧靜，新生代構造運動大多表現(xiàn)為大面積的拱起和拗陷。如果大面積的拱起區(qū)內缺少構造差異活動，經(jīng)長期侵蝕形成高原或低山丘陵，形態(tài)單一，起伏不大；如果在大面積的拱起區(qū)內有一定的構造差異活動。則地形起伏較為復雜。大面積的拗陷區(qū)經(jīng)長期堆積則形成廣闊的堆積平原。二、陸地構造地貌類型（一）山地山地是一統(tǒng)稱，是由山嶺及其間的谷地或山間洼地組合而成?！吧矫}”僅限于帶狀延伸的山地。山地的絕對高度和相對高度都較大，山地的頂部常有古老的夷平面存在，而階段性抬升，又致使山地出現(xiàn)多層地貌的特征。山地是地殼上升地區(qū)經(jīng)外力切割而形成。由于內外力作用強度的不同和變化，山地的絕對高度和相對高度均有很大的差異。據(jù)此將山地分為極高山、高山、中山、低山。據(jù)相對高度大小可分為深切割、中切割和淺切割或高起伏、中起伏和低起伏的高山、中山或低山。丘陵的絕對高度和相對高度均較上述小，我國一般是指海拔高度500m以下、相對高度不超過200m的高低起伏的低矮山丘。據(jù)作用營力的不同，可將上述山地分為火山形成的、流水作用的、喀斯特作用的、冰川作用的等類型。同時，在這些不同類型的山地上，疊復著有關外力作用形成的次一級地貌類型。（二）平原與高原平原是一種廣闊的平緩的地貌類型，海拔高度一般20Om以下。多是在內力產(chǎn)生的沉降和外力發(fā)生加積條件下形成的。據(jù)作用營力的不同，可分為熔巖平原、溶蝕平原、沖積平原和海成平原等；按作用性質不同，可分為構造平原、剝蝕平原、剝蝕-堆積平原、堆積平原等。高原是指海拔高度在1000m以上、比附近低地高出500m以上的廣大平坦的地面。規(guī)模較大的高原是新構造運動大面積抬升的結果。它以較大的高度區(qū)別于平原，又以較平緩的地面和較小的起伏區(qū)別于山地。盆地是一種復合地貌類型，由周圍的山地或高原和中部的平原（或低矮的丘陵）所組成。它是構造差異運動的產(chǎn)物，周圍的抬升和盆地內部的相對沉降形成明顯的對照。三、地質構造地貌地質構造地貌是指不同地質構造和不同巖層的差別抗蝕力而形成的地貌。（一）水平巖層構造地貌當?shù)孛嫖词芮懈顣r，地貌上表現(xiàn)為同一巖性構成的平原或高原；在受切割的情況下，頂部巖層較硬時，常形成桌狀臺地、平頂山和方山。軟硬巖層互層時，在差異風化作用和重力作用下，常形成層級狀山地。在我國廣東、福建、江西、湖南、浙江和安徽等地，在老第三紀紅色砂礫巖組成的水平巖層地區(qū)，經(jīng)流水沿垂直節(jié)理的侵蝕、重力作用、溶蝕作用等，常形成陡崖、深谷、平頂山地組合的丹霞地貌。（二）單斜地貌發(fā)育在構造盆地的邊緣、穹窿高地的邊緣、褶曲兩翼等的單向傾斜巖層上的地貌，統(tǒng)稱為單斜地貌。地貌形態(tài)上表現(xiàn)為單斜山（或豬背山）與單斜谷。單面山的形態(tài)特征：順巖層走向延伸，兩坡不對稱。單斜構造區(qū)的水系特征：順向河、次成河、逆向河和再順向河。（三）褶曲地貌背斜山和向斜谷是構造與地形相吻合的稱為順地形；向斜山與背斜谷是構造與地形相反的稱為逆地形（或倒置地形）。由短軸背斜和短軸向斜組成的傾伏褶曲，經(jīng)外力侵蝕破壞后，地表出現(xiàn)之字形轉折的單面山和單斜谷。（四）穹窿構造地貌成因上有二種類型：1．侵入巖體上升或拱曲運動2．由塑性鹽體、粘土組成核心的穹窿構造（五）斷裂地貌（斷層地貌）1．斷層崖是指斷層活動所形成的陡崖。①斷層崖壁表面的巖石風化侵蝕，使崖壁后退、坡度變緩，最終可使斷層崖消失。②在斷層崖破壞的早期階段，由于受橫切斷層崖的溝谷和河流的侵蝕，完整的斷層崖被分割出許多三角形的斷層崖，稱斷層三角面。與此同時，這些河流攜帶大量的物質在下降盤堆積，形成沿斷層線分布的一系列洪積扇。這種由一系列斷層三角面和洪積扇交錯分布的地貌特征，往往是斷層存在的地貌特征之一。2．斷層線崖除活動斷層直接形成的斷層崖以外，還有一種是沿夷平的古老斷層線位置發(fā)育的斷層崖稱為斷層線崖。這種斷層崖不是斷層活動造成的，它們的形成是斷層崖夷平之后，由于兩盤巖石的抗蝕力不同，一側被蝕為谷，另一側殘留成山，古老斷層被揭露出來，并沿斷層線發(fā)育成斷層崖。3．斷層谷斷層帶是巖層的破碎地帶，河流等外力常利用這種軟弱地帶發(fā)育成谷地，稱為斷層谷。斷層谷兩側地層不對應，地形也不對稱，谷地在平面上較順直。4．斷塊山與斷陷盆地：是在地壘和地塹的構造基礎上形成的。（六）火山與熔巖地貌1．火山地貌：火山口、火口湖、火山錐。2．熔巖地貌：熔巖丘、熔巖壟崗、熔巖臺地和熔巖高原、熔巖隧道、熔巖堰塞湖等。第三章風化作用與坡地重力地貌本章重點、難點內容：1．風化及風化殼對地貌發(fā)育的影響2．崩塌的發(fā)生條件3．滑坡的地貌特征及發(fā)生條件第一節(jié)風化作用與風化殼一、風化作用地表巖石和礦物受溫度變化、大氣、水溶液和生物的影響所發(fā)生的一切物理狀態(tài)和化學成分的變化稱為風化作用。它是一切外營力作用的先導。通常把風化作用分為物理、化學和生物風化作用三種。而生物風化作用就其本質而言，可納入物理風化和化學風化之中。（一）物理風化作用是指巖石發(fā)生物理疏松崩解等機械破壞過程，一般不引起化學成份的改變。產(chǎn)生物理分化作用的原因有：①巖石卸荷釋重而引起的剝離作用②外來晶體在巖石裂隙中的擠壓作用③因溫度變化而引起巖石體積發(fā)生膨脹與收縮作用④生物活動對巖石機械風化作用的影響（二）化學風化作用巖石、礦物與大氣圈、水圈、生物圈中的各種化學組分發(fā)生一系列的化學反應，從而改變了巖石的礦物成分和化學成分，這種作用稱為化學風化作用。影響化學風化作用的因素很多，最重要的是水、大氣和溫度?；瘜W風化作用的類型有：溶解作用、水解作用、水化作用、碳酸鹽化作甩、氧化作用、生物化學風化作用等。以上各種風化作用在自然界不是單獨進行的，往往是同時進行、相互影響、相互促進的。物理風化作用使巖石發(fā)生機械破碎，加大孔隙度，巖石表面積增加，有利于水、空氣、微生物的侵入。因此，物理風化作用促進了化學風化作用的進行；而化學風化作用不僅改變了巖石的化學成分，而且破壞了其結構，減弱了礦物之間的凝聚力，又有利于物理風化的進行，它也是物理風化作用的繼續(xù)和深入。二、風化殼（一）風化殼的概念及其特征殘留在原地基巖之上的風化物稱為殘積物。被風化了的巖石圖的疏松表層稱為風化殼。風化殼按其平面形態(tài)特征可分為面狀、線狀、囊狀和復合型風化殼等幾種類型。風化殼在剖面上具有明顯的垂直分帶性自上而下可劃分為土壤層、風化土層（全風化帶）、風化碎石帶（強風化帶）、風化塊石帶（弱風化帶）、風化裂隙帶（微風化帶）以及原巖。各帶之間都是逐漸過渡的。（二）風化殼的發(fā)育階段1．物理風化為主的階段：巖（碎）屑型風化殼2．化學風化為主的階段：①化學風化的早期階段：硫酸鹽常在地勢低洼的地方富集，形成硅鋁一硫酸鹽型風化殼；碳酸鹽常在原地富集形成硅鋁一碳酸鹽型風化殼，故又稱富鈣階段。②化學風化的中期階段：硅鋁酸鹽分解為各種粘土礦物。在這些風化物中，硅鋁相對富集，故又稱富硅鋁階段。組成的風化殼稱為硅鋁粘土型風化殼或高嶺土型風化殼③化學風化的晚期階段：Al2O3.2SiO2.2H2O+nH2O→Al2O3.nH2O+2SiO2.H2O最后殘留的多為鐵、鋁、錳的氧化物及耐風化的石英，在這些風化物中，鋁鐵相對富集，故又稱為富鋁鐵階段。所形成的風化殼稱為鐵鋁型風化殼或磚紅壤風化殼。（三）影響風化殼發(fā)育的因素1．氣候條件不同的氣候條件下，具有不同的水熱條件，風化殼的發(fā)育階段和風化殼的類型均不一樣，使得風化殼具有明顯的水平地帶性：①極地和高山寒冷氣候區(qū)：巖屑型風化殼②溫帶半干旱和沙漠地帶：硅鋁-氯化物-硫酸鹽型風化殼③溫帶草原氣候：硅鋁-碳酸鹽型風化殼④溫帶森林氣候，硅鋁-粘土型風化殼⑤熱帶、亞熱帶濕熱氣候：磚紅壤風化殼2．地貌條件不同的地貌條件，影響到風化作用及殘積物的分布。在地面起伏較大、新構造運動較強烈的山區(qū)及地勢低洼的地方均不利于風化殼的發(fā)育，只有在準平原上、分水嶺的鞍部以及較平坦的地區(qū)，才有可能發(fā)育成巨厚的殘積型風化殼；高大山區(qū)會形成風化殼類型的垂直分帶性。3．巖性和時間：母巖的成分影響風化殼的發(fā)育。風化作用時間直接影響到風化殼的發(fā)育階段。第二節(jié)坡地重力地貌坡面上的巖土體在重力作用及地表水地下水影響下沿坡向下運動稱為塊體運動，并形成一系列獨特的地貌，即坡地重力地貌。一、崩塌（一）崩塌及其特征陡峻斜坡上的巖土體、石塊和碎屑層等，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，這一過程稱為崩塌。發(fā)生突然；速度塊；破壞性大；形成倒石堆。（二）崩塌的類型1．山崩：山坡上規(guī)模巨大的崩塌。2．坍岸：發(fā)生在河岸、湖岸、海岸的崩塌。3．散落：巖屑沿斜坡向下做滾動或跳躍式的連續(xù)運動。（三）崩塌的形成條件1．地貌條件崩塌只能發(fā)生于陡峻的斜坡地段。崩塌作用主要發(fā)生在河流強烈切割、地勢高差較大、地形破碎、坡度陡峻的高山峽谷區(qū)，特別是河流的上游、河流強烈側蝕的凹岸，以及海蝕崖、湖蝕崖和水庫的庫岸等處。2．地質條件主要是受巖性、結構和構造的影響。3．氣候條件崩塌是和強烈的物理風化作用密切相關的，因而，在一些日溫差、年溫差較大的干旱、半干旱地區(qū)，易形成崩塌。4．觸發(fā)因素暴雨、強烈的融冰化雪、爆破、地震及人工開挖坡腳等是引起崩塌的觸發(fā)因素。（四）崩塌地貌坡上部為切入山坡呈圍椅狀的陡坎地形，一稱為崩塌壁。其下為崩塌體位移時刨出淺的溝槽。坡下平緩地帶為錐形的倒石堆或巖屑堆。倒石堆由巨大的巖塊、碎石和巖粉等崩積物組成，大小混雜，無層理，巖性成分與組成陡坡的巖性一致，碎屑呈角礫狀，分選性極差。二、滑坡坡面上大量土體、巖體或其它碎屑堆積物，主要在重力和水的作用下，沿一定的滑動面做整體下滑的現(xiàn)象稱為滑坡。（一）滑坡的地貌特征①滑坡體②滑動面與滑動帶③滑坡壁與滑坡臺階④滑坡舌與滑坡鼓丘⑤滑坡湖與滑坡洼地⑥滑坡裂縫（二）滑坡的形成條件1．斜坡的地貌特征：斜坡的高度、坡度和外形是決定滑動力大小的主要因素。2．斜坡的組成物質與地質結構：滑坡主要發(fā)生在由松散堆積層構成的較陡斜坡上。松散地層中的滑坡，多與粘土夾層有關；基巖滑坡較少見?；鶐r中的滑坡，多發(fā)生在頁巖、泥質灰?guī)r以及千枚巖、片巖等巖層分布區(qū)。斜坡內的各種地質軟弱面常構成滑動帶的軟弱面。3．地下水的作用：地下水豐富的斜坡易發(fā)生滑坡。4促使滑坡滑動的因素：①斜坡形態(tài)的改變②大氣降水和地下水的變化③震動影響（三）滑坡的類型及其發(fā)育階段l．滑坡的類型按物質組成可分為：①土質滑坡；②巖質滑坡按滑動面與巖體結構面之間的關系可分為：①同類土滑坡；②順層滑坡；③切層滑坡按滑體厚度可劃分為：①淺層滑坡。②中層滑坡；③深層滑坡按滑動年代分為：①古滑坡；②老滑坡；③新滑坡；④發(fā)展中的滑坡按運動形式可分為：①牽引式滑坡；②推動式滑坡2．滑坡的發(fā)育階段①蠕動變形階段斜坡后壁開始形成拉張裂縫，地表水下滲加強，二側出現(xiàn)剪切裂縫，滑動面逐漸形成。這一階段的時間有長有短，短的幾天，長的幾年。②劇烈滑動階段滑動面已形成，滑坡體與滑床完全分離；各種裂縫相繼出現(xiàn)，裂縫錯距加大；滑坡后壁出露面積越來越大；滑坡體前緣形成滑坡舌與滑坡鼓丘；坡腳滲出大股渾濁泉水。此時預示滑坡即將滑動。在其他觸發(fā)因素的誘發(fā)下，將產(chǎn)生劇烈滑動。③漸趨穩(wěn)定階段土體壓實，裂縫逐漸閉合，滑坡壁變緩，形成馬刀樹。但滑坡體的穩(wěn)定可以是暫時的，也可能是長久的，主要取決于引起滑坡的主要因素是否消失。3．古滑坡的識別辨別古滑坡的形態(tài)標志主要有：①滑坡壁遺跡②反坡臺階、池沼或濕地③坡腳出現(xiàn)滲泉、大弧石或弧形突出的堆積體④斜坡上單溝轉向與雙溝同源⑤巖層傾向異常及埋藏高度的變化⑥滑坡泥、擦痕、滑動面和被填塞的裂縫第四章流水地貌本章重點、難點內容：l．坡面徑流作用及其形成的地貌2．溝谷水流作用及其形成的地貌3．河流地貌的類型、特征、成因及其發(fā)育4．河口地貌與流域地貌本章內容：地表流水在流動過程中，對地表進行侵蝕，改變地表形態(tài)，同時將侵蝕下來的物質搬運到其它地方進行堆積，形成堆積地形。這類由地表流水的侵蝕、搬運和堆積作用所塑造的各種地貌，統(tǒng)稱為流水地貌。地表流水按其流動形式可分為：①面狀水流（坡面徑流）：通常由許多細小股流組成，無固定的流路，時分時合，多呈薄層片流形式，順坡向下流動。②線狀水流：是指在溝谷或河槽中流動的水流。按水流的持續(xù)性，又可分為暫時性水流和經(jīng)常性水流兩種。前者在干旱和半干旱地區(qū)最為發(fā)育，后者在濕潤氣候區(qū)分布普遍。第一節(jié)坡面徑流及其所形成的地貌一、坡面徑流的形成與作用大氣降水或冰雪融化時，在傾斜坡面上所形成的薄層狀的水流。坡面徑流是地表水流形成的初期階段，它具有水層薄、流路廣、作用時間和流程短等特點。坡面徑流的形成受降水強度、蒸發(fā)量、土壤滲透率和地形條件等因素的影響。在其形成初期呈漫流狀態(tài)，之后發(fā)展為無數(shù)細小股流沿坡度最大方向流動。坡面徑流對坡地的作用主要表現(xiàn)為沖刷、搬運和堆積作用三種方式。影響坡面徑流作用強度的因素主要有：①氣候：取決于降雨量和降雨強度。②地形：a．坡度：坡度愈大，流速加快，沖刷能力增強，但坡度加大卻又使坡地單位面積上的受雨量減小，造成沖刷能力的相應減弱。據(jù)觀測，在坡度小于200的范圍內，坡面徑流的沖刷能力，隨著坡度的加大而迅速增大；大于200沖刷能力乃有增加；至400左右達到最大值；此后，沖刷能力就隨著坡度的加大而遞減。b．坡長：一般坡長愈長，沿程流量不斷增加，沖刷能力相應增強，但隨著坡長的增加，水流搬運的泥沙量隨之增多，水流因耗能而可能使沖刷能力變小，甚至產(chǎn)生泥沙的堆積。C．斜坡形態(tài)③斜坡組成物質：影響到斜坡的抗蝕力和滲透率。一般松散物質組成的斜坡較基巖易沖刷。④植被：防止雨滴對坡面的直接沖擊；減少坡面徑流量；降低徑流速度；根系和有機質固結土壤，增大抗蝕力。二、坡面徑流作用形成的地貌（一）不明顯沖刷帶位于接近分水嶺的斜坡頂部，地貌類型以淺凹地為代表。（二）沖刷帶位于斜坡中部，沖刷作用最強，形成一系列與坡向一致的平行侵蝕紋溝。（三）淤積帶在坡麓地帶，由于坡度變緩，坡面徑流流速減小，并有大部分水體滲入地下，水流攜帶的大量碎屑物質在坡麓發(fā)生堆積。堆積下來的物質叫坡積物。坡積物圍繞坡麓堆積形成形如裙邊的堆積地形，稱為坡積裙。坡積裙的縱向剖面形態(tài)呈中部微凹的傾斜曲線，上部坡度較大，一般60～80，向下逐漸變緩。前緣常與河谷底部、山間盆地或山前平原相連接。坡積物的巖性與所在坡地的基巖相同，機械組分一般由粉砂、砂和塊礫等碎屑物質組成，自頂部向前緣機械組分由粗變細，碎屑物的磨圓度很差，分選性不好，在垂直剖面上稍具層理結構。斜坡在坡面徑流的長期作用下，坡地不斷后退，高度不斷降低，坡麓的堆積逐漸增多，地勢日趨和緩。第二節(jié)溝谷水流及其所形成的地貌溝谷水流由面狀水流發(fā)展而成，屬暫時性線狀水流。它是在暴雨或冰雪大量融化時形成的瞬時洪流。流速快，流量變化大，暴漲暴落，含沙量大，泥沙粒徑大小不一。在干旱、半干旱地區(qū)的草原或山麓地帶分布尤為廣泛。一、侵蝕溝谷的發(fā)育侵蝕溝谷是指暫時性線狀水流侵蝕形成的深淺不一、長度不等的長條形負向地形。侵蝕溝谷主要是暫時性線狀水流不斷沖刷、刻切斜坡而形成。根據(jù)侵蝕溝谷的縱橫剖面形態(tài)特征和演變過程，可把溝谷的發(fā)育分為以下三個階段：1．切溝：由細溝發(fā)展而成。寬深約1-2米，橫剖面呈V字形，溝緣明顯，溝底縱剖面與所在坡面大致平行，溝底無穩(wěn)定的堆積物。2．沖溝：．由于向源侵蝕，溝頭后退，溝谷增長，溝頭產(chǎn)生陡坎和跌水。由于側蝕作用，溝槽加寬，橫剖面呈寬展V字形。溝底縱剖面與原始斜坡坡面不一致，呈凹弧曲線，溝谷下端有部分堆積物存在。3．坳溝：溝谷不再下切加深，縱剖面坡度相當平緩，溝底有沉積物覆蓋。溝坡平緩，沒有明顯的溝緣，橫剖面是寬淺的U字形。這種寬淺的干谷稱為坳溝。在沖溝的發(fā)育過程中，若溝底下切到潛水面以下，沖溝就發(fā)育為具有經(jīng)常性水流的河谷。二、溝谷水流形成的地貌組合溝谷水流所形成的地貌具有明顯的垂直分帶性，自上游到下游可分為以下三部分：（一）集水盆指溝谷上游的小型盆狀集水洼地。（二）溝谷主干它是集水盆地水、沙的通路。具有谷深、坡陡、溝床縱向坡降大、跌水發(fā)育等特點。（三）洪積扇暫時性溝谷水流挾帶的大量泥沙、碎屑物質在出山口處堆積的扇形堆積體稱為洪積扇（濕潤地區(qū)小規(guī)模的扇形地稱沖積扇或沖積錐）。1．洪積扇的成因溝谷水流在流出山口后，由于坡度變緩，流速減慢，并形成散流，加之蒸發(fā)和下滲，水量減少，搬運能力大大減弱，致使大量物質發(fā)生堆積，形成以溝口為頂點的向山前傾斜的扇狀堆積地形。山麓地帶的洪積扇不斷擴大而彼此相互聯(lián)合，就形成廣闊的山前洪積平原（或稱山前傾斜平原）。2．洪積扇的分布洪積扇發(fā)育典型而廣泛的地區(qū)是干旱、半干旱地區(qū)的山麓地帶。3．洪積扇的特征：（1）形態(tài)特征：平面上呈扇形，規(guī)模較大；頂部與溝口相連，坡度較大，向邊緣坡度逐漸減?。缓榉e扇表面發(fā)育有放射狀散流，且不穩(wěn)定，經(jīng)常改道。（2）物質組成與內部結構特征：自扇頂至扇緣可分為三個相帶：扇頂相：位于洪積扇頂部，通常表現(xiàn)為舌狀疊覆的礫石堆積體，礫石粒徑大，堆積層厚度大，分選差，透水性強，其間發(fā)育有砂、亞粘土等物質充填廢棄河道而形成的充填構造。扇中相：位于洪積扇的中部，組成物質比扇頂細，主要由礫石、砂和粉砂組成，扁平的礫石呈疊瓦狀向上游傾斜，常見交錯層理。扇緣相：位于洪積扇邊緣部分。組成物質較細，由亞砂土、亞粘土組成，具有水平層理和波狀層理。地下水往往在該地帶溢出地面，局部地段產(chǎn)生地表滯水和沼澤化等現(xiàn)象。4．新構造運動與洪積扇的變形洪積扇在發(fā)育過程中，受新構造運動的影響，會發(fā)生各種形式的變形，形成不同類型的洪積扇。(1）疊置式洪積扇：在洪積扇形成之后，山體斷續(xù)上升，山前地帶相對下沉，在老洪積扇前面可形成新的洪積扇，后者部分地覆蓋在前者之上，形成疊置式洪積扇。（2）念珠式洪積扇：當洪積扇形成后，山體發(fā)生大規(guī)模抬升，山前平原迅速相對下降，老洪積扇位置抬高，新、老洪積扇以溝谷相連，無覆蓋現(xiàn)象，形成成串的洪積扇。（3）不對稱疊置式洪積扇：在老洪積扇的兩側，新構造運動不等量升降，暫時性溝谷水流所挾帶的物質向上升量小的一側偏離堆積，成為不對稱形，在老洪積扇一側形成新洪積扇。氣候變化會影響到溝谷水流流量的變化、含沙量的增減以及搬運顆粒大小等的變化，從而影響到洪積扇范圍的大小。氣候由干變濕，洪積扇面積變大，縱向坡度變緩；氣候由濕變干，洪積扇面積變小，縱向坡度變陡。三、泥石流泥石流是山區(qū)常見的一種突發(fā)性自然災害現(xiàn)象，是由大量土、砂、石塊等固體物質與水組成的一種特殊洪流。特征：固體物質的體積含量一般超過15%，最多達80%；發(fā)生突然，運動速度極快，歷時短暫，破壞力極大。分布：溫帶和半干旱山區(qū)。我國主要分布在川西、滇北高山高原區(qū)、西藏東南部、西北地區(qū)。（一）泥石流形成的基本條件1．要有大量松散的固體物質：這些物質主要是由風化、崩塌、滑坡等提供的，在高山地區(qū)還有冰川活動所提供的物質。2．要有充足的水源：主要由暴雨、洪水、冰雪大量融化及湖泊、水庫潰決時產(chǎn)生。3．有利的地形條件：溝谷的上游為環(huán)形洼地，有利于固體物質和水的聚集，中游為溝坡陡峻、比降較大的溝床，有利于泥石流的快速下瀉。（二）泥石流的類型按泥石流的物質結構和流態(tài)特點可分為：粘性泥石流：固體物質含量一般大于40%，最多達80%，尤其含有一定量的粘性成分；泥石流做等速運動；具有陣流現(xiàn)象；常形成溝谷阻塞現(xiàn)象；有高而陡的“龍頭”。稀性泥石流：固體物質含量一般10~40%，粘性成分少；泥石流做不等速運動；不易形成溝谷阻塞現(xiàn)象和陣流現(xiàn)象；也無明顯的“龍頭”。按泥石流的物質組成可分為：泥流、泥石流和水石流按泥石流的激發(fā)因素可分為：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點泥石流溝谷的上游為高山環(huán)抱的環(huán)形洼地，此區(qū)域以侵蝕作用為主。泥石流溝谷的中游為峽谷地形。泥石流溝谷的下游以堆積作用為主。粘性泥石流停積后，形成許多平行于主流方向的礫石壟崗；稀性泥石流的堆積體呈扇狀（泥石流扇），沉積物粒徑自上游而下游逐漸變小，有一定的分選性。第三節(jié)河流作用一、河道水流運動特征（一）層流與紊流

1.層流2.紊流（二）環(huán)流在彎道河流的橫斷面上，表層水流由凸岸流向凹岸，底層水流由凹岸流向凸岸所構成的一個封閉環(huán)流系統(tǒng)稱為環(huán)流（或稱橫向環(huán)流）。環(huán)流的特點是水流作環(huán)狀運動，環(huán)流軸與河流方向平行。1．彎道離心力作用2．地球自轉偏向力作用3.河床水位變化（三）旋渦流旋渦流是繞著垂直于流向的環(huán)流軸旋轉的水流。根據(jù)旋渦流對河床作用的不同，可分為：①直軸旋渦流；②橫軸旋渦流。二、河流作用（一）河流的侵蝕作用1．河流的下蝕作用（下切侵蝕、垂直侵蝕、深向侵蝕）流水加深河床與河谷，使河床高度不斷降低的作用稱為下蝕作用或稱下切侵蝕、垂直侵蝕。下蝕作用的強度主要取決于水流的動能、含沙量、河床坡度以及河床組成物質的抗沖強度。河流下蝕作用的總趨勢是加深河谷，減小河床縱剖面的坡度，并使其向均衡剖面方向發(fā)展。2．河流的溯源侵蝕作用河流在下切過程中所形成的坡折、河流的源頭，受到流水的侵蝕不斷向上游或河間地地帶推進，河流的這種侵蝕方式稱為河流的溯源侵蝕作用。它實際上仍是河流下蝕作用的一種表現(xiàn)形式。產(chǎn)生溯源侵蝕作用的原因主要有：①河流的流量、流速增大；②河流侵蝕基準面下降。溯源侵蝕作用的結果使河床伸長，河流向縱深方向發(fā)展。3．河流的側蝕作用（旁蝕、側方侵蝕）流水拓寬河床和河谷的作用稱側蝕作用。側蝕產(chǎn)生的主要原因是由于河谷的彎曲而產(chǎn)生的橫向環(huán)流作用，使得凹岸受蝕，凸岸堆積。結果河床發(fā)生側向遷移，河谷拓寬，并導致河曲的發(fā)育。以上三種侵蝕作用方式是同時存在，同時進行的，只是在不同時期、不同河段三者的侵蝕強度不同。（二）河流的搬運作用河道水流攜帶泥沙及溶解質，并推移床底沙礫的作用稱為河流的搬運作用。河流搬運物質方式主要有推移、躍移、懸移和溶解質搬運。在流水搬運物質過程中，各種方式同時存在；隨水動力條件的變化，又可相互轉化；河流的搬運量與流速、流量及流經(jīng)地區(qū)的自然環(huán)境有關；河流搬運的物質具有良好的磨圓度。（三）河流的堆積作用當河流的搬運能力下降時，其搬運的物質就要發(fā)生沉積，即河流的堆積作用。引起河流搬運能力降低的原因很多，主要有：流速減小、水量減少、河床坡度減小、泥沙增多及人工筑壩攔水等。綜上所述，河流作用有侵蝕、搬運和堆積三種方式。三者是同時進行的，但在不同時期和不同河段，其作用性質和強度是有差別的。一般情況下，上游以侵蝕作用為主，下游以堆積作用為主；凹岸以侵蝕為主，凸岸以堆積為主。就某一河段而言，主要取決于水流的挾沙力與河流含沙量的對比關系。第四節(jié)河流地貌一、河谷的基本形態(tài)從河流的橫斷面來看，包括谷坡和谷底二部分。谷坡上常有階地發(fā)育。谷底由河床和河漫灘組成。從河流的縱向來看，上游河谷深窄，谷壁陡峭，呈V形谷，河床縱剖面坡降較大，谷底多急流、瀑布，兩岸山嘴交錯分布；中游谷地寬淺，表現(xiàn)為U字形，發(fā)育有河漫灘和階地；下游河谷寬廣，河床坡度較小，多曲流和分漢河道，有廣闊的河漫灘或沖積平原發(fā)育。從河谷的發(fā)展歷史來看。在其發(fā)育初期，河流坡降較大，多為深狹的峽谷地形，谷底常有急流、瀑布和壺穴；之后，河床縱剖面坡度變小，側蝕作用加強，發(fā)育曲流和河漫灘，河谷橫剖面呈寬淺的U字形；最后，谷坡在長期的侵蝕作用下，在寬廣的河漫灘或沖積平原兩側，僅殘留緩斜坡地或丘陵。二、河床地貌河流平水期河水所占的谷底部分稱為河床。（一）河床縱剖面一條河流從河源到河口，沿河床最低點所作的剖面稱為河床縱剖面。一般河流的上游或山區(qū)河流河床縱剖面坡度較大，多坡折；而河流下游或平原地區(qū)河流河床縱剖面坡度較小，起伏小。多數(shù)河流的河床縱剖面從宏觀上看是一凹形曲線，微觀上是有坡折的曲線。1．河流的侵蝕基準面控制河流下切侵蝕的水平面稱為河流的侵蝕基準面。侵蝕基準面可分為以下二種：①終極侵蝕基準面：一般把海平面作為外流河的終極侵蝕基準面。②局部侵蝕基準面：是指局部河段下切侵蝕的界限。局部侵蝕基準面只是暫時地、局部地控制河流的下切侵蝕。當侵蝕基準面上升時（海面上升或河流流經(jīng)的陸地部分下降），河流中下游水面比降減小，河流發(fā)生堆積；而當侵蝕基準面下降時（海面下降或河流流經(jīng)的陸地部分上升），新出露的河床坡度較大，下切作用加強，產(chǎn)生溯源侵蝕。若新出露的河床坡度較小，則堆積作用加強。2．河床的均衡剖面天然河流在水流與河床的長期相互作用下，發(fā)育一定的斷面和一定的河床坡降，當河床的侵蝕和堆積達到平衡狀態(tài)時，這時的河床縱剖面呈現(xiàn)為一條圓滑均勻的凹形剖面，這條凹形剖面稱為河床的均衡剖面。達到均衡剖面狀態(tài)的河流，其沖刷力與河床的阻力相等，河流所具能量恰巧能夠將來水來沙下輸，床底不發(fā)生顯著的侵蝕和堆積。河床的均衡剖面是一條理想化的河床縱剖面，河床的實際縱剖面可能與之接近，達到暫時、相對的平衡。由于影響河床縱剖面形成和發(fā)育的因素很多，且相互間存在著緊密的聯(lián)系。其中，一個因素的變化會引起許多其它因素發(fā)生一系列調整。因此，床底侵蝕與堆積間平衡關系只是暫時和相對的。一旦已有的平衡被打破，河床則通過自身的自我調節(jié)能力，發(fā)生相應的調整，以求建立新的平衡。（二）河床地貌的類型1．沙坡沙坡是沖積河床上常見的變化較快的一種微地貌。當推移質運動達到一定規(guī)模時，河床表面多形成起伏的沙坡。一般認為其形成與水流脈動有關。2．淺灘和深槽在沖積河流的河床上，分布著各種形態(tài)的泥沙堆積體，其高程在平水位以下者，統(tǒng)稱為淺灘。淺灘的形態(tài)有邊灘、心灘、沙?。ê降罍\灘）等。淺灘之間，水深較大的河槽部分稱為深槽。淺灘與深槽一般交替分布，使河床上出現(xiàn)縱向波狀起伏的微地形。淺難和深槽的位置通常是以緩慢的速度逐漸下移的。且淺灘高程和深槽的深度往往具有年周期變化的特性。一般來說，淺灘洪淤、枯沖，而深槽則洪沖、枯淤。3．石質淺灘和深槽、巖檻與壺穴

（三）沖積河床的平面形態(tài)1．順直微彎型河道曲折率小于1.5，河岸順直或略有彎曲，其內部形態(tài)隨河水水位變化而發(fā)生改變。平水期，兩岸邊灘犬牙交錯，水流彎曲，深槽、淺灘交替出現(xiàn)；洪水期，洪水淹沒邊灘，河水順直奔流，深槽、淺灘的位置也不斷發(fā)生變化。此類河床橫斷面上邊灘與深槽并列，縱向上深槽與淺灘相間分布。此類河床一般分布在河岸很難沖刷的河谷或狹窄、順直的河谷中。2．彎曲型平面上碗蜒曲折（曲折率＞1．5），橫斷面上凹岸深槽與凸岸邊灘相對應，縱剖面上為階梯狀，深槽與淺灘相間。彎曲型河床的形成與螺旋流作用密切相關。在螺旋流作用下，凹岸受蝕，凸岸堆積，河床變得越來越彎，而形成曲流。在螺旋流的進一步作用下，曲流頸部愈來愈窄，最終可能產(chǎn)生裁彎取直。根據(jù)地質條件和曲流發(fā)育狀況，曲流可分為以下二類：①自由曲流：形成在寬廣的沖積平原或河漫灘上，河床不受河谷的約束，可以比較自由地迂回擺動。如下荊江河段。②深切曲流：山區(qū)河流由于受基巖河岸的約束，不能自由擺動，而形成的深深切入地面以下的一種河曲。3．分汊型平面上河身呈寬窄相間的蓮藕狀，窄段為單一河床，寬段則由一個或幾個江心洲間隔成二股或多股汊道。各股汊道經(jīng)常處于交替的發(fā)展和消亡之中。此類河床主要分布于束窄河段上下方的開闊河段。4．游蕩型（散亂型）河身寬淺，水流散亂，槽灘高差不大，沙灘眾多，河汊密布，無固定主槽。此類河床是嚴重淤積型河床。主要分布在沙多水少、洪水暴漲暴落，河岸及河床的抗沖性很小，而河床縱比降較大的河段。如黃河孟津-高村段。河床演變上，泥沙淤積嚴重，多發(fā)育地上河；主槽變化迅速，經(jīng)常擺動。三、河漫灘河谷內，洪水期被淹沒，平水期露出水面的河床兩側的谷底部分。寬廣的河漫灘稱為泛濫平原或沖積平原。（一）河漫灘的形成和沉積結構河漫灘是在河谷發(fā)展過程中，河床沿河谷谷底側向移動與洪水泛濫加積形成的。它經(jīng)歷了三個發(fā)展階段：由濱河床淺→灘雛形河漫灘→成形河漫灘。河漫灘的沉積結構具有明顯的二元結構。下層為較粗的河床相沖積物，通常由礫石與砂層組成，它是河床側向移動過程中沉積下來的；上層是較細的河漫灘相沖積物，通常為粉砂、粘土或亞粘土，它是洪水期的泛濫堆積物。（二）河漫灘的類型1．河曲型河漫灘在彎曲型的河床中，凹岸被蝕、凸岸堆積主要發(fā)生洪水期，所以河床的側向移動往往是躍進式進行的。一次洪水作用使凹岸發(fā)生強烈侵蝕，相應地凸岸發(fā)生強烈堆積，形成一條順岸彎曲的沙壩，稱為濱河床沙壩。平水期堆積物較少，成為分隔前后兩次洪水期的兩列沙壩之間的洼地。在多次洪水作用下，隨著河曲的發(fā)展，凸岸形成一系列弧形壟崗狀沙壩與洼地相間的扇形地，稱為迂迴扇。迂迴扇上壟崗的輻聚方向指向河流下游，向上游輻散。2．汊道型河漫灘分布于分汊型河床中。因泥沙堆積河床中發(fā)育眾多心灘，其上形成一系列鬃崗與洼地相間分布的地形。3．堰堤式河漫灘在順直或微彎河段，由于河水在洪水期漫溢河岸，大量懸移質在岸邊附近沉積下來，形成天然堤。在多次洪水作用下，天然堤不斷增高，河床也不斷淤高，成為地上河。天然堤后是低洼地，常形成濕地、沼澤或湖泊。有時天然堤可堵塞兩側支流下游河床，而形成小型湖泊。當洪水沖決天然堤時，可在堤后洼地形成決口扇。此類河漫灘起伏較大。4．平行鬃崗式河漫灘順直河段如作單向移動（受地球自轉偏向力或新構造運動的影響），而在河床一岸形成一系列平行鬃崗，鬃崗之間為淺溝或湖泊、沼澤，另一岸卻只有一條斷續(xù)分布的砂壩。這種河漫灘稱為平行鬃崗河漫灘。它是介于河曲型河漫灘與堰堤式河漫灘之間的過渡形式。四、階地（一）階地形態(tài)階地在形態(tài)上可分為階地面、階坡以階地前緣、階地后緣、階地坡麓等。階地高度：階地面與河流平水期水面之間的垂直距離?？梢杂秒A地前緣和階地后緣的高度表示，也可用平均距離表示。階地寬度：階地前緣與階地后緣之間的水平距離。河流谷地可以發(fā)生多次淤積和下切，從而形成多級階地。階地級序通常由下向上、由新到老標記。（二）河流階地的成因階地在發(fā)育過程中必須經(jīng)過二個階段：①河流以側蝕作用或堆積作用為主，形成寬廣的谷底。②河流下蝕作用加強，河床位置降低，兩側谷底位置相對抬高而成為階地。寬廣的河谷底，大部分為河漫灘所占，而河床只占一部分。由于流域內氣候變化、地殼運動或河口海平面（基面）的變化等原因，引起河流下切侵蝕，河床大幅度的降低，谷底河漫灘部分超出一般洪水期水面以上，成為階地。由于河流進一步下切侵蝕的原因不同，形成的階地在形態(tài)上和結構上也不一致。引起河流下蝕作用加強的原因主要有：1．氣候變化氣候向寒冷方向發(fā)展，引起流域物理風化作用加強，或氣候向干旱方向發(fā)展，流域植被覆蓋度減少，引起水系上游部分溝谷活動加強，坡面沖刷強度加大，結果使流域補給河流的水量減少，流域供給河流的沙量增加，造成河床中上游普遍淤積。據(jù)研究，河流淤積層的厚度自河口向上游增加，中游達到最大，向上游又逐漸減小，最后在近河源處尖滅。相反，氣候向濕熱方向發(fā)展，河流泥沙量減少，徑流量增加，引起水流挾沙能力增大，