地貌学及第四纪地质学

第一章概论地貌学与第四纪地质学 研究对象和性质 地貌学的基本知识

第四纪地质学的基本问题

第一节地貌学及第四纪地质学的研究对象和性质 一、地貌学及第四纪地质学的研究内容 二、地貌学与第四纪地质学的联系

三、地貌学及第四纪地质学与其他学科的关系 四、地貌学及第四纪地质学的研究意义 一、地貌学及第四纪地质学的研究内容 1、地貌学(geomorphology)研究内容

地貌一词由三个源自希腊语的词根geo(地球)，morphe(外表形状、面貌)，logos(论述)所组成表明这是一门研究地球表面形状的学科。

地球表面形状，指地壳表面由岩石构成的起伏形态(如平原、高原、山脉、山峰、丘陵、河谷、盆地、悬崖等)，简称为“地形”或“地貌”。地貌学的研究对象是地貌或地形(landforms)，即各种规模的地表起伏的总和。地貌学是研究地表的形态特征、成因、分布及其发育规律的科学。

2、地貌学学科性质

地质学视地貌为地质作用的历史产物，通过地貌去认识地质，故较突出地貌成因的分析与发育历史的重建；自然地理学视地貌为一项自然环境要素，注重人类活动受地貌的影响以及对它的利用与改造，故侧重人地关系的研究。

3、第四纪地质学学科性质（Quaternarygeology）

第四纪是地质发展历史的最新阶段。1839年英国地质学家莱伊尔(Ch．Lyell)提出把第四纪分为更新世(Pleistocene)和全新世(Holocene)。1932年国际第四纪会议又把更新世分为早、中、晚三期。第四纪地质学是历史地质学的一个分支，并已成为独立的学科，其下限年代为250万年前。

4、第四纪地质学研究内容：

第四纪地质学是研究在第四纪时期中地壳、气候和生物界发展历史与分布规律的学科。 (1)第四纪沉积物的形成，第四纪地层的划分和对比，拟定第四纪地质年表。

(2)研究第四纪环境，包括地壳运动的特征、气候的演化及生物界的发展历史，并由此产生一系列分支学科：新构造运动学、古冰川学、第四纪古地理学、古人类学等。 二、地貌学与第四纪地质学的联系

1、地貌学与第四纪地质学均属于地球科学。 它们阐述地球最近代的历史。地貌学的研究在很大程度上是研究剥蚀与堆积的关系，而目前地表形态大都形成于第四纪，第四纪地层正是近期地貌演变的天然记录，因此，地貌学与第四纪地质学有着不可分割的联系。在地表形态形成过程的同时，也就形成了第四纪沉积物的形成过程。

2、地貌学与第四纪地质学

不仅研究的时空范围一致、研究对象和内容类同，而且研究方法亦有许多相似的地方．区域调查、沉积物岩性、岩相分析、动力分析、地球物理方法、同位素测年、遥感遥测等新技术等，都是两者共同的研究方法．

3、在理论和生产实践上它们也有紧密联系．

地貌工作者必需具有较充实的第四纪地质理论基础，才有可能对地貌发展的趋向进行预测性的研究．研究第四纪地层时又往往借助于地貌学的方法。相辅相成，互相促进，成为兄弟学

科。

三、地貌学及第四纪地质学与其他学科的关系 地貌学与第四纪地质学则研究地球表面及其环境，重点研究地表与其他圈层、特别是岩石圈层间的相互影响和相互作用。

1、地貌学是地质学与自然地理学之间的边缘学科．研究地貌形成的内动力不仅要研究各种构造型式(褶皱，断层)和岩石性质对地貌发育的影响，而且要研究造成地貌的机制、时代、性质和强度等，这些都与大地构造学、岩石学，新构造运动学等地质学的分支学科紧密联系． 2、地貌学的理论和方法又是新构造运动和地震地质研究的重要手段，所以地质界认为地貌学是动力地质学或物理地质学的一部分． 地貌形成的外动力与地球外部圈层息息相关，因而地貌又是地理环境的组成要素。研究地貌的外动力需要有较深的自然地理学基础；自然地理学以及自然地理学的综合研究，地貌又是主要的因素和条件，因此地貌学又是自然地理学的一个分支。 3、第四纪地质学是历史地质学的一个分支，它把第四纪自然环境作为其研究的主要内容．在研究气候与海面变化、新构造运动、生物界与古人类的演化中，必须要有丰富的动力地质学、地史学、沉积岩石学，考古学及自然地理学等的基础知识，同时它本身又构成这些学科的研究基础。 地貌学，第四纪地质学与上述各地球学科密切相关，彼此都利用对方有关的理论方法来从事自身研究，相互促进学科的发展。 四、地貌学及第四纪地质学的研究意义

地貌学与第四纪地质学的研究在生产实践上有广泛的应用价值。农业生产、工业和民用建设等都在现代地表和第四纪地层上进行，农业区划、农田水利建设、水土保持、水电工程、道路工程、厂矿和港口建筑、地下水勘探、砂矿勘测等都需要进行地貌与第四纪地质勘察工作。 1、农业生产方面不同地貌类型和第四纪沉积物对热量、光照、水分再分配和土壤性状有着不同影响，因此，地形高低、地面坡度和坡向、地面的物质结构等是形成不同农业生产类型的重要因素。为此结合农业生产编制的地貌图是农业区划的基础图。 四、地貌学及第四纪地质学的研究意义 2、工程建设方面

在进行道路工程，水库坝址选择、河道港口整治、城市规划及厂址选择时，地貌与第四纪地质研究是必要的前期工作。 3、砂矿和油田的普查与勘探

砂金、砂锡、钨砂、独居石及金刚石等，是经各种外动力和坡积、冲积、洪积或冰川堆积等作用才富集成矿的。

镍和铝土矿大多分布在古夷平面上的风化壳中；可依据砂矿分布特点来追溯原生矿床。在油田勘探和开发方面，利用河流、三角洲和湖泊沉积的特征和规律，研究油田沉积的环境，用岩相与古地理方法对比含油层，已作出有效的成绩。

4、水文地质与工程地质济南豹突泉地下水的补给、循环和排泄密切受到地貌条件、沉积物的性质和地质构造的控制。浅层地下水的赋存于河床相的砂砾层中，除了与地貌条件有关外，主要取决第四纪堆积物的性质及其成因类型。第四纪堆积物的成分和岩相资料，能够提供找寻和评价地下水、工程建筑原料和工程地基的依据。 5、理论意义

研究地质学的一个非常重要的现实主义原理是“将今论古”，即用研究现代地质作用和现象的方法去了解地质历史时期的地质过程。为研究前第四纪的地质历史，第四纪地质学和地貌学的研究，乃是必须的。 第二节：地貌学的基本知识

一、地貌形态 二、地貌成因 三、地貌分带 一、地貌形态 1、地貌基本形态

自然界的地貌形态常以单个形态或形态组合的形式存在。

把地貌形态中较小较简单的形态，例如冲沟、沙丘、冲出锥等称为地貌基本形态。 2、地貌形态组合

范围较大包括若干地貌基本形态的组合体称为地貌形态组合。 3、地貌形态特征

地形的形态是多种多样的。按地形的形态特征 对其进行描述和分类的学科，叫做形态描述学

(Morphography)。高原、平原、斜坡、悬崖、丘、冈、阜、山(巅)峰；脊、桌地、盆地、垭、谷、阶地、穹、洞等等。 4、形态测量特征 高度（绝对和相对）、坡度、地面切割程度等 5、地貌等级：

第一级地形是大陆和洋盆。它主要是由于岩圈结构和岩圈运动的差异所造成的地形。

第二级地形是在大陆和洋盆内，由于(新)构造运动类型和强度不同所形成的山岳、高原、平原等大规模的构造地形。

第三级地形是由于外力作用对构造地形的改造所形成的各种剥蚀地形和堆积地形；由各种地质构造形态(褶皱、断层等)所形成的地形。还可以以营力作用为指标分出四级、五级地貌形态类型。 例如：

陆地—平原—流水地貌—冲积平原—河漫滩、阶地。 地形的等级与成因是有一定联系的。所以，地形等级的划分，是地形成因分析的前奏和基础。 二、地貌的成因

戴维斯三要素说地质结构 (岩石与地质构造) 营力发育阶段 (时间和阶段)

“地形是构造、作用和时间的函数”。 戴维斯三要素说

岩性不同、地质构造不同、作用营力不同、经受作用的时间长度或发育所处的阶段不同，都会导致地貌形态不同。反过来说，地貌形态的差别，可从岩性、构造、营力、历史或阶段等方面得到解释，或找出原因。三要素说的提出，明确了地貌形成的内因是岩石与构造，外因是营力，以及其形成过程需要一定的时间和必然经过不同的阶段。 (一)地貌形成的物质基础地质构造和岩石 1．地质构造

地貌对构造的适应性：地貌的发育与构造线相一致或部分一致大地构造单元是地貌发育的基础。中国的大地貌单元，即山地、高原、盆地、平原等在平面上的排列组合形式，其形成主要受大地构造的控制。

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，如褶皱山、断块山等。顺构造地形正向构造（背斜、穹隆、地垒）与高地相一致，负向构造（向斜、构造盆地、地堑）与低地相一致，此两者称为顺构造地形。

逆构造地形正向构造与低地相一致，负向构造与高地相一致，称为逆构造地形

2．岩石性质

岩石性质对地貌的影响，实质上就是指岩石对来自外界的物理作用和化学作用的反映。 通常在地貌研究中所说岩性的坚硬和软弱，或者岩石抵抗侵蚀能力的强和弱，就是这种影响程度的表现。

一般说来，砂岩、石英岩、玄武岩、砾岩等属于坚硬岩石，泥岩、页岩等属于软弱岩石。 由于岩性所引起的差别风化和差别侵蚀的结果，坚硬岩石通常表现为突出的正向地貌(山地、丘陵等)，相对软弱岩石出露之处，地貌上形成负向地貌(谷地、盆地等)。岩性对地貌的影响，在那些经历了长时期剥蚀的地区表现最明显。 岩石坚硬和软弱，抗侵蚀能力的大小都只是一个相对概念，它与岩石所处的自然环境有很大关系。

花岗岩，分布在我国北方常呈高大险峻的山地(如华山、泰山、黄山等)，而在华南地区则成馒头状丘陵；前者地形起伏明显，后者地势变化和缓。 (二)地貌形成的动力

地貌形态千姿百态，但形成地貌的动力主要有两类，即内力作用和外力作用。地貌的形成发展是内外力相互作用的结果。

1、内力作用造成地壳的水平运动和垂直运动，并引起岩层的褶皱、断裂、岩浆活动和地震等。除火山喷发、地震等现象外，内力作用一般不易为人们所觉察，但实际上它对于地壳及其基底长期而全面地起着作用，并产生深刻的影响。地球上巨型、大型的地貌，主要是由内力作用所造成的。

2、外力是指地球表面在太阳能和重力驱动下，通过空气、流水和生物等活动所起的作用。它包括岩石的风化作用，块体运动，流水、冰川、风力、海洋的波浪、潮汐等的侵蚀、搬运和堆积作用，以及生物甚至人类活动的作用等。外力作用非常活跃，而且易被人们直接观察到。

3、人类活动在现代技术社会里已成为一种重要的地貌

营力，能产生许多新的人工(为)地貌，如堤坝、人工湖、护岸工程、城镇建筑群等，也能夷平破坏一些地貌。

(三)影响地貌形成发展的时间因素

内、外力作用的时间也是引起地貌差异的重要原因之一。作用时间长短不同，则所形成的地貌形态也有区别，显示出地貌发育的阶段性。急剧上升运动减弱初期出现的高原，随着时间的推移，高原在外力侵蚀下，破坏殆尽，成为崎岖的山区；再进一步发展，则可转化为起伏和缓的丘陵。 三、地貌的地带性

在一个地带内，地形的发展表现出一种与其他地带不同的特点，叫做地形发展的地带性。主要有大地构造地带性和气候地带性 (一)气候与地貌

气候是地貌形成的重要因素之一。气候(主要为温度和降水量)决定着外力的性质和强度，从而影响到其塑造的地貌。在不同的气候条件下，风化作用的性质和侵蚀作用的强度都有明显差异。现代流水侵蚀强度最小的气候区： ①降水少的中纬度干旱区；

②降水少且低温的极地和亚极地冰缘区； ③高温多雨但植被繁茂的热带区。

现代流水侵蚀强度最大的气候区在雨量中等植被并不茂密的中纬度温湿区。气候也直接影响风沙作用、冰川作用和岩溶作用等的强度。 (二)气候地貌分带

形成地貌的外力受气候控制，地球上气候呈现分带性，故地貌的空间分布亦具分带性。 1．冰雪气候地貌带

①、冰川气候地貌区为高纬极地和高山雪线以上的地区，年平均温度在0℃以下，终年为冰雪覆盖，冰川作用占绝对优势，其次还有冰冻风化，发育冰川地貌和冰水地貌。 ②、冰缘气候地貌区

为年平均温度在0℃上下的无冰盖的极地和亚极地以及雪线以下、森林线以上的高山带，冰雪融水渗入土层，形成多年冻土层。冻土表层发生日周期性和年周期性的解冻，故冻融作用占优势，其次是雪蚀作用；由于高压反气旋中心的存在，风力作用也很重要。此区发育各种冻土地貌。

2．温湿气候地貌带

主要分布在中纬度，年平均温度在10℃左右，降水量约800毫米。本带流水作用占优势，流水地貌发育。此带沿纬向变化较大，地貌发育也有较大差别。 3．干旱气候地貌带

在副热带高压带和温带大陆中心，气候极端干燥，降水极少。年降水量一般在250毫米以下，且降水非常集中，而蒸发量则远大于降水量(大几倍、几十倍甚至百倍)，所以相对湿度和绝对湿度都很低。在温度方面，则有两种情况：一种是温带干旱区，冬寒夏热(如我国新疆北部)，年温差和日温差都很大，年温差可达60℃—70℃以上，日温差可达35℃-50℃；另一种是热带亚热带干旱区(如非洲北部)，寒冷月份的平均温度不低于0℃，所以年温差较小，仅日温差较大。

干旱气候地貌带植被极为贫乏，地面裸露，物理风化作用强烈。经常性水流缺乏，只有由暴雨形成的暂时性水流(洪流)。风力作用盛行。风力作用和干燥剥蚀作用成为这里的主导外力。风成地貌大规模发育，形成大面积沙漠和戈壁。 在干旱区与湿润区之间的过渡带，为半干旱区，年降水量约400毫米，降水比较集中，片流、冲沟发育，广泛分布黄土并发育特有的黄土地貌。 4．湿热气候地貌带

位于赤道和低纬，降水量和蒸发量都很大，但前者要超过后者。年平均降水量在1000毫米以上；最冷月温度大于18℃，没有真正的冬天。由于气候高温多雨，地面植被茂密，生物化学风化作用极其突出，使基岩受到强烈分解，广泛发育深厚的砖红土型风化壳，如巴西结晶岩上的红色风化壳厚度普遍超过100米。本带虽降水丰富，但由于化学风化盛行，植被繁茂，河流中碎屑物质含量少，因而侵蚀作用反不如温湿气候区强烈。

湿热带的可溶盐(主要是石灰岩)分布区，高温多雨、植被茂盛的生物气候条件十分有利于岩溶作用，岩溶地貌得到充分的发育，形成了大规模的峰林地貌。海滨，生长着热带生物——红树林和珊瑚，通过它们的生命活动，形成特有的热带生物海岸——红树林海岸和珊瑚礁海岸。

第三节 第四纪地质学的基本问题

一、第四纪的基本特点,二、第四纪地质年代表,三、第四纪沉积环境和沉积物成因类型 一、第四纪的基本特点

人类的出现、大规模的冰川作用、十分活跃的地壳运动 二、第四纪地质年代表

地质时代: 气候分期 全新世(Q4) 冰后期

晚更新世(Q3) 玉木冰期、里斯—玉木间冰期、里斯冰期

第四纪 更新世 中更新世(Q2) 民德—里斯间冰期、民德冰期

早更新世(Q1) 民德—群智间冰期、群智冰期群智—多脑间冰期多脑冰期

三、第四纪沉积环境和沉积物成因类型 1、第四纪沉积物的沉积环境

第四纪沉积环境指形成松散碎屑物的水动力条件、生物、地貌、物理与化学条件等。因为沉积环境包括堆积和侵蚀环境，沉积物来源于侵蚀区，而侵蚀区具有不同的风化过程、搬运条件等，使沉积物的成分、结构和构造也不相同。 “将今论古”的研究方法。即从现代沉积环境研究人手，查清在一定环境下形成的沉积物特征，从而与古地理环境相对比，恢复其古地貌与古动力条件。因此，对现代沉积物的研究，是解决古代沉积环境的物质基础。 2、第四纪沉积物特征

第四纪沉积物和其他地质历史时期的沉积物不同，具有以下特征。

①．陆地上第四纪沉积物除在特殊条件下固结坚硬之外，一般呈松散状态或半固结状态。 ②．在松散堆积物中，生物化石保存较丰富，在海相地层中，微体生物遗体化石分布广泛。 ③．第四纪陆相堆积物因受内、外力地质作用，地貌、岩石性质、气候，水文等因素影响，形成不同类型的堆积物，所以无论是在地层性质、厚度以及空间分布上都多变化。有时在很短的距离内，同一时代的堆积物，相变化较大，有时在同一层位中，所含的化石也很不稳定第四纪堆积物在形成时，同时遭受外界营力破坏，很难保存其原始状态。由于地貌部位遭受到破坏，使得第四纪堆积物处于不同高度，增加了地层对比的困难。

④．第四纪是人类出现与发展的时代。人类的活动，给第四纪增添了光彩，给第四纪沉积物带来明显的特色。人类化石与文化遗址成为第四纪地层的重要标志之一，是研究第四纪地质的重要内容。

3、第四纪沉积物的成因类型

⑴．残积(el)：基岩遭受风化作用后(包括物理、化学与生物风化作用)，残留原地的产物，一般未经搬运。包括残积物、土壤与风化壳。风化剖面一般由下至上分为基岩带、弱风化带、中等风化带和强风化带。

⑵．坡积(dl)：在重力作用下，由雨水与雪水冲刷搬运，在山坡与山脚下堆积起来的风化产物。

⑶．重力堆积(xd)：在重力作用下，崩塌的巨大石块与乱石，搬运至山坡或山麓堆积的粗粒碎屑物，又称坠积物。 ⑷．滑坡堆积(del)：在重力、地下水和地表水作用下，整个岩体沿斜坡下滑，产生的堆积物。长江新滩滑坡

⑸.土溜堆积(又称泥流堆积)(s或df)：斜坡的土层经充分渗透雨水浸湿后，成塑性状态，在重力作用下，沿着坡面向下滑动，形成堆积物。

⑹．冲积(a1)：河流堆积，又称淤积物，主要分布在河谷地带内。

⑺．洪积(p1)：暂时洪水形成的堆积物。主要分布在山谷口或山前平原o

⑻．湖积(l)：湖水在湖盆里的堆积物，包括机械、化学与生物的作用所形成的各种堆积物。 ⑼.沼泽堆积(h)：由生长茂盛的植物，在经常积水的沼泽地，以生物与化学作用为主形成堆积物。

⑽.海相沉积(m)：由波浪或海流搬运作用、化学作用与生物作用形成的堆积物。包括滨海、浅海、深海和泻湖等地区的沉积物。如珊瑚礁与海滩岩、海成淤泥质堆积物等。 ⑾．化学堆积(eh)：由各种化学作用形成的沉淀物。

⑿.冰碛(gl)：是冰川搬运和堆积的物质。一般分两大类：冰川在运动过程中搬运的物质，叫运动冰碛；经冰川搬运后堆积下来的物质叫堆积冰碛。一般所说的冰碛，即指堆积冰碛。

⒀．冰水沉积(fgl)：是冰川融水沉积物，由砾石和砂粒组成。它不同于冰碛，有一定分选性和层理结构，与一般河流冲积层不同之处，在于其中夹有大漂砾和冰碛透镜体，并且同冰碛层有紧密的接触关系。常是地下水的良好含水层。

⒁．冰湖沉积(lgl)：冰湖又叫冰川湖。由冰川掘蚀或冰碛堵塞等原因形成的凹地积水而成的湖泊。前者称冰蚀湖，后者叫冰碛湖。冰水搬运的物质在冰湖中沉积，叫冰湖沉积 ⒂．风积(cal)：由风力吹扬作用，形成风成砂和风成黄土等堆积物。

⒃．火山堆积(β)：火山熔岩流与火山喷发碎屑在地表的堆积物，如火山弹、火山碎屑物、火山砂与火山灰等。

⒄．人工堆积(a)：由人工作用所形成的堆积物。现在人类活动已成为物理变化，化学变化的一个十分活跃的营力，有些变化，在正常的地质作用下，需要几千年，上万年才能实现，人为的作用能缩短到几天时间就能实现。

⒅．洞穴堆积(gr)：由洞穴中重力堆积的角砾，及地下水机械和化学作用在岩石裂隙和溶洞内沉积的石钟乳、石灰华和地下河、湖沉积的砂砾粘土等。

第二章大陆及构造地貌 山地平原 构造地貌 第一节山地 第二节平原

三、构造地貌受地质构造控制所形成的地貌称为构造地貌 1、水平岩层构造地貌

水平构造在地貌上表现为平原或高原。高原受河流切割形成构造台地或低山丘陵，山顶如有硬岩层覆盖则形成方山或桌状山。当岩层软硬相间时，则可形成阶梯状台地。 ①、构造高原

②、构造台地和方山 ③、崖壁和峡谷地貌 ④、丹霞地貌

丹霞山位于广东省韶关市东北郊，面积290平方千米。其山石由红色砂砾岩构成，地形以赤壁丹崖为特色，看去似赤城层层，云霞片片，古人取\色如渥丹，灿若明霞\之意，称之为丹霞山。

2、褶皱构造地貌

地壳运动时水平岩层受到挤压而产生的一系列波状弯曲，称为褶皱，其中每个弯曲称为褶曲，在褶皱影响下所成的地貌，称为褶皱构造地貌。 ①原生褶曲构造地貌

它指未经外力破坏或受破坏轻微的背斜和向斜所成的地貌，如背斜(构造)为山(地貌)，向斜为谷地的地貌。这种地质构造形态与地形起伏相吻合的地貌又称为顺地貌。事实上，顺地貌一般很少见到，大多数是已破坏了的蚀后构造地貌。 ②次生褶曲地貌

背斜和向斜经过长期侵蚀，都会受到严重破坏，原来受它支配的地貌也会发生重大变化，结果是背斜快速下蚀成为谷地，向斜下蚀较慢反而高起成为山地，这种地质构造形态与地形起伏相反的地貌，又称为逆地貌或地貌倒置。 地貌转化的重要原因是由背斜张节理发达所致，因它加快了背斜轴的风化破坏，从而使整个背斜形态及山形迅速下蚀变成谷地。与背斜相反的向斜层，因受压力作用而岩石破裂较少，侵蚀也较为缓慢，最后它反而高出背斜成为山岭。如庐山的莲谷原属向斜谷，现变为向斜山。

③多褶曲的山地地貌

世界上常见的褶皱山脉大多数是由多列的褶曲山地和谷地组成。更复杂的褶皱山脉是由一系列强烈褶皱曲，如倒转褶曲、平卧褶曲或逆掩断层推覆构造体等山地组成。事实上，该类山地的构造形态大部分已经被破坏，影响山地形态的主要是岩性，古老而又坚硬的岩石形成山岭，软弱的岩石及断层带形成谷地。 3、单斜构造地貌

向一个方向倾斜的岩层称为单斜构造，它可能出现在已被破坏的背斜两翼，已被破坏的穹窿构造的四周，盆地的外围，掀斜的水平岩层或断层的掀斜层等处。单斜地貌主要有单面(斜)山和猪背山。 ①单面山

组成山体的岩层倾角一般在25°以下，山体沿岩层走向延伸，两坡不对称，一坡与岩层倾向相反，坡陡而短，称为前坡或单斜崖，造崖层由硬岩层组成。另一坡与岩层倾向一致，坡缓而长，称为后坡或单斜脊，它构成山地主体。组成后坡的岩层，也是硬岩层。由不对称的两坡组成的单面山只有从单斜崖一侧看上去才像山形，故名单面山。单面山被河流切开后，往往成多个山峰，如庐山的五老峰单面山。 ②猪背山

当单斜层的倾角较大，形成两坡对称的山体时，称为猪背山(脊)，它多发生在已被破坏的背 斜陡翼上。 4.穹窿构造地貌 5、断层构造地貌 ①断层崖

当岩层遭受构造作用力超过其塑性限度时，就会发生断层，在断层面两侧的上、下盘位移时所出露的陡崖，即为断层崖。断层崖走向挺直，可以贯穿不同的古老地形，崖下可能出现串珠状洼地、涌泉或温泉，崖壁上的地层往往在另一侧谷底出现。断层崖的高度和坡度分别取决于断距的大小和断层面的倾角。

断层崖受外力作用，会不断后退，高度也逐渐降低，直至消失。横穿断层崖的河流峡谷，最初只把断崖切成梯形面，后来峡谷扩大，梯形面缩小变为三角面，最后再变成一系列小崖，或称“末端面”。此时它已后退，与断层线相差一段很远的距离，如我国山西太谷断层崖即有明显的断层三角面和梯形面存在。 ②断层线崖

在断层崖形成后，在构造运动长期稳定的场合下，河流侵蚀作用和其他风化作用及剥蚀作用进行下去，一条断层崖的上部可以被改造成为一些彼此分离的剥蚀丘陵或山岳，以至断层崖的形态荡然无存；而其下部则可以被保存于冲积物和其他松散堆积物的掩埋之下。断层崖地形于是消失。

当断层运动再度活动，重新使断层的一侧地形相对升高，一侧相对降低时，则在原剥蚀残留形态的基础上，重新形成崖的形态特征，称复活的断层崖。 当断层崖两侧由于构造上升运动相对于周围地区升高时，复盖断层崖的沉积物被河流和其他剥蚀作用所破坏，被埋藏的断层崖被剥露出来，形成剥露断层崖。剥露断层崖是一种受断层构造控制的主要由侵蚀作用所形成的剥蚀(侵蚀)构造地形，叫做断层线崖。 ③断层谷

剖面特征断层线通常是一构造破碎带，容易被风化侵蚀，在断层线上发育的谷地称为断层谷。形态上一般为深窄的峡谷。如果它出现在上、下盘间的断层线上时，谷地的两坡不但地层位置不对应，而且地形上也不对称，在上升盘一坡高而陡，下降盘一坡低而缓。 平面特征

在单一断层线上发育的断层谷走向平直，在两组不同走向的断层线上发育的谷地，走向随断层而变化，呈“之”字形走向或不自然的转弯，如雅鲁藏布江在宿瓦卡附近的大转弯，是受北东向和北西向两组断层线支配的。 当平移断层切过多条老河谷时，它们都会被截断和发生位移，但都会在断层线上共同发育出一段新的断层谷，这段谷地沉积物年代较新，谷地两坡的地貌如阶地等也与老河谷相异。 当断层穿过软、硬相间的岩层时，在易蚀的软岩层上发育出宽谷，难蚀的硬岩层上发育出峡谷，从而出现宽狭相间的串珠状谷地。断层谷支流往往不依地势倾斜而成反向河流。

四、火山与熔岩地貌 1、火山地貌

火山是岩浆喷出地面后形成的山体，它由火山口和火山锥两部分组成。 ①火山口

它是火山喷发的出口，平面上呈圆形或椭圆形。火山喷发时，首先是气体把上覆的岩层爆破，造成火山口，然后是火山碎屑物和熔岩从火山口喷出，随后部分喷出物在火山口周围堆积下来，构成高起的环形火口垣。于是火山口便成为封闭式的漏斗状洼地，内壁陡峭，中央低陷，直径由数十米至数百米，少数超过千米，深几十米至百米以上。口内往往积水成为火口湖，如我国白头山上的天池，面积9．8平方千米，最大水深为373米。 ②火山锥

火山锥以火山口为中心，四周堆积着由火山熔岩及火山碎屑物(包括火山灰、火山砂、火山砾、火山渣和火山弹等)组成的山体。形态主要有锥状火山、盾状火山和低平火山等三种。火山锥的形态与喷发的熔岩性质有关。 2、熔岩地貌

①熔岩高原及台地

由裂隙式或中心式喷出的玄武岩熔岩，冷凝后可形成高度较大的玄武岩高原和高度较小的玄武岩台地。冰岛高原、印度德干高原和美国的哥伦比亚高原；我国的琼雷台地，它是我国第一大玄武岩台地，面积共7290平方千米。

台地上除了火山锥分布外，台地面和缓起伏，风化壳薄，有时还见到原始的熔岩流痕迹，还有火山渣、火山弹及玄武岩块等。台地在外力作用时间不长的情况下，只发育出短浅的河谷与沟谷。如果被深切的台地，往往造成顶平坡陡的熔岩方山，如东北的敦化、密山等地的方山，长江下游的江宁方山、句容县赤山、六合县灵岩山等。 ②熔岩隧道

它是埋藏在熔岩台地内的长形洞穴。我国琼雷台地的熔岩隧道分布很普遍，已知最长的是琼山儒玉村隧道，长2000米。隧道的长宽和高度相差十分悬殊，洞顶呈半圆拱形或屋脊形，有熔岩钟乳石、天窗(崩塌)和天然桥。洞底有岩柱(崩落)、熔岩堤(残余的熔岩流)。洞壁有绳状流纹和岩阶。

隧道的生成与熔岩流的物理性质有关，它是在温度高、粘度小、含气体多、易流动的熔岩流内产生。当熔岩流冷凝时，由于表里凝固速度不一致，虽然表层已经凝固成岩壳，但里层仍然保持高温和继续流动。如果熔岩来源一旦断绝，里层熔岩就“脱壳”而出，留下了空洞。 ③熔岩堰塞湖

熔岩流进入河谷后堵塞了河道，就会形成堰塞湖，如我国牡丹江上游的镜泊湖，是由全新世玄武岩熔岩阻塞牡丹江而成，形成面积为96平方千米，长约40千米的湖泊。

第三章风化作用及重力地貌 ?风化作用?风化壳?重力地貌

第一节、风化作用

1、风化的概念：出露地表的岩石，在太阳能、大气和生物的作用下，发生崩解和破碎，变为松散的碎屑物，这种在原地发生的物理和化学变化称为风化作用(weathering)。 2、风化作用的类型

物理风化 化学风化 生物风化 （1）物理风化(physicalweathering)

物理风化指由胀缩的变化引起的机械崩解作用，故又称机械风化。温度的季节变化和昼夜变化，使岩石表层经受长期的热胀冷缩而崩解分裂，由大块变成小块，由小块变成更小的碎屑，以至成为砂粒，但其化学成分不变。此外，在岩石裂隙和孔隙中的水冷却结冰时，体积增大9％，这时对围岩的压力可达6000千克每平方厘米，如此冻融反复进行，对岩石产生巨大的破坏力，并使其崩解、破碎，这种作用又称冻融风化作用． (2)化学风化(chemicalweathering)

化学风化指岩石表面在水、氧、二氧化碳、有机酸等作用下产生溶解、结晶、水化、水解，碳酸化和氧化等一系列复杂的化学变化。在强烈的化学作用下，不仅岩石的结构成分受破坏变成松散的土层，而且矿物成分也发生变化。 (3)生物风化(biogicalweathering)

生物风化指生物在其生长和分解过程中，使岩石矿物受到物理和化学作用。生物的物理风化作用包括植物根系发育(树根发育可对围岩产生10--15千克每平方厘米的作用力)，动物如蚯蚓、田鼠和蚂蚁等挖掘洞穴，使岩石矿物遭受机械破坏。生物在矿物遭受破坏的过程中，一方面从岩石矿物中吸取养分，另一方面也分泌出各种酸，如碳酸、硝酸和各种有机酸等，对岩石矿物进行强烈化学分解，即产生生物化学风化作用。

三种风化作用在自然界往往不是单独进行的，而是同时交替进行。至于一个地区、—个时期以哪种作用为主，则取决于具体的气候条件，如高山高纬地区以物理风化为主，湿热地区以化学风化为主，如果该地区植物繁密，则生物风化作用亦占重要地位。 3、影响风化作用的因素 (1)气候因素

气候对风化的影响主要通过气温和降水量来实现。气温年较差和日较差大，·有利于物理风化作用的进行。气温的高低对矿物的溶解度、水溶液的浓度和化学反应速度等有很大影响。降雨量的多寡除影响地面冲刷外，对化学风化和生物风化起重要作用，因此不同气候带的风化作用有明显差异。

①极地和高山地带：终年温度在0℃以下，以冻融作用为主，化学作用缓慢，故长期处于物理风化阶段。

②干旱荒漠地带：日照强，温度日较差大，年降水量小于250毫米，蒸发量大于降水量。在这种情况下，化学风化除氧化外，溶解和水化学作用也有发生，但氯化物和硫酸盐不能全部被淋溶，故仍处于物理风化为主的阶段。

③半干旱草原地带：日照强，年降水量250--500毫米，蒸发量大于降水量。物理风化作用强，而化学风化作用亦较活跃。氯化物和硫酸盐等大部分被淋溶，钙镁盐类则相对富集，形成钙积层，故处于富钙阶段。

④半湿润森林草原地带：年降水500--750毫米，蒸发量与降水量大致相等。以化学风化为主，处于富钙或富硅铝两阶段之间。 ⑤温湿地带：年降水量750--1000毫米，降水量大于蒸发量，处于化学风化为主的中期阶段，形成富硅铝残积物。

⑥湿热地带：年降水量大于1000毫米，终年高温，有利于化学风化作用迅速进行。高温加速水解作用，多雨增大化学风化效能，同时高温多雨使植物繁茂，各种有机酸及细菌作用活

跃，生物风化作用也得到加强。长期处于富铝阶段，发育很厚的(可达200米以上)红色风化壳。

(2)地形因素

坡度、高度和切割程度的不同，使风化的深度、厚度和强度有所差别。缓坡上的风化强度和深度比陡坡强。不同坡向和不同高度通过温度、水湿条件差异，间接地影响风化。地形切割程度不同，不仅使地表和地下水的循环条件不一样，而且造成小气候差异，对化学和物理风化的进行有显著的影响。 (3)地质因素

岩石的矿物成分、结构、构造都直接影响风化作用。岩石的抗风化能力取决于组成岩石的旷物成分，而各种矿物对化学风化的抵抗能力，即它们的相对稳定性差别很大(表3-1)。 化学风化对造岩矿物的相对稳定性 相对稳定性 造岩矿物 极稳定 石英

稳定 白云母，正长石，微斜长石，酸性斜石普通角闪石，辉石类 不大稳定 基性斜长石，碱性角闪石，黑云母

不稳定 普通辉石，橄榄石，海绿石，方解石，白云石，石膏

硅酸盐类的造岩矿物风化过程： 钾长石→绢云母→水云母→高岭石。

辉石、角闪石→绿泥石→水绿泥石→蒙脱石→多水高岭石→高岭石。 黑云母→蛭石→蒙脱石→高岭石。

白云母→水云母→贝得石→蒙脱石→多水高岭石→高岭石。

石英(部分)→硅酸→石髓→次生石英。在适宜的气候条件下，高岭石进一步分解成铝土矿和石髓等，而辉石、角闪石、黑云母还分解成褐铁矿和针铁矿等。

花岗岩含有较多的石英和长石，即含有较多的硅铝元素，而含钙量很少，可较快地进入硅铝化阶段，容易形成富含石英和高岭土的风化壳。

玄武岩含钙多，因此碳酸盐化阶段较长，碳酸钙的白色薄膜可包裹岩石碎屑。

橄榄石等超基性岩，含铁量高，形成含褐铁矿和针铁矿等风化壳，此即残积铁矿，在一定的条件下还可形成残积镍矿。

砂岩含硅多，形成石英砂，蛋白石等风化壳。

页岩、板岩为不含碳酸盐的粘土质岩石，形成粘土风化壳。

石灰岩、泥灰岩和白云岩等含碳酸盐的岩石，易受化学风化和溶解，当可溶解的碳酸钙被带走后，余下杂质则形成残积层，一般为黄色或红褐色塑性相当大的粘土，只有在其下部才有石灰岩碎屑。

岩石的矿物结构也影响风化作用，由粗粒结构矿物组成的岩石比细粒的容易风化。粒度差异大的比等粒矿物组成的岩石容易风化。致密等粒矿物组成的岩石，如花岗岩和玄武岩具有三组相互直交的原生节理，易形成球状风化及层层剥离现象。

第二节风化壳 1、概念 ⑴、风化带

地壳最上部发生风化作用的地带。风化带的深度由于风化作用的因素、方式和强度的不同而不同，从地表向地下依次出现全风化带、强风化带和弱风化带。 ⑵、残积物(eluvium)

风化作用使地球表面和接近地表的岩石圈遭受物理破坏和化学分解，有的仅在结构上发生变化，有的成分亦发生变化，并在原地生成松散的堆积物，称残积物，其岩性与原来基岩相似，但又不完全相同

⑶、风化壳(weatheredcrust)

由残积物所组成的覆盖于地壳表面的整个复杂剖面的总体，称为风化壳(weatheredcrust)。因此残积物是风化壳的一部分，而风化壳则是岩石圈的一部分。 2、残积物的特征

①、岩石成分、矿物成分、化学成分和下伏基岩有密切的联系；

②、是基岩风化破碎后留在原地的风化物质，未经搬运磨圆，未经分选，不具层理； ③、残积物经长期风化，所形成粘土矿物，常粘附在石英砂的表面； ④、残积物的结构等特征向下伏基岩逐渐过渡； ⑤、由上而下风化程度逐渐减弱，颗粒由细变粗。 3、风化壳类型

气候是风化壳形成的主要因素，它影响风化发育阶段和强度等，因此气候对形成不同的风化壳类型起着决定性作用。

古风化壳 风化壳形成后，被后来的各种堆积物覆盖，而保留下来的风化壳称为古风化壳(paleo-weatheredcrust)，在一定的地形构造条件下，可形成多层古风化壳。 4、成土作用(soilformingprocess)

成土作用是指残积物的表层在一定条件下发育成土壤的过程。即残积物的表层，通过生物风化、物理风化和化学风化发生了物质移动和能量转化。它包括了土体内有机质的积聚和分解，矿物的形成和破坏，元素的迁移和变换，土壤剖面结构的形成和发展，这一切就是土壤的形成过程。

①、土壤与残积物的区别

土壤是残积物的表层，经成土作用发育而成，即经有机酸对残积物发生生物化学作用，使土质富含腐殖质而具有肥力。残积物与土壤最根本的区别是它不具有肥力。其次土壤形成速度比风化壳和残积物的形成快得多。在湿热气候条件下，形成一个完整的风化壳，需要几十万年到几百万年，而在同样气候条件下，形成土壤剖面只需几十年或几百年。 ②、现代土壤

现代土壤是指在现代成土条件下发育而成的土壤。 森林土壤是在湿润、半湿润区域森林植被下发育的土壤。从寒带到热带除干旱和半干旱地区外均有森林土壤分布，包括灰化土、灰黑土(灰色森林土)、棕壤、褐土、黄壤和红壤等。 原土壤草原土壤是在半干旱草原区形成的土壤。包括黑钙土、棕钙土、灰钙土以及草原红土等。

荒漠土干旱地区发育的土壤。包括灰漠土、灰棕漠土和棕漠土等。我国荒漠土分布在新疆、甘肃、青海、宁夏等省区。由于降水稀少等原因，岩石风化和成土作用微弱，土体中元素很少迁移，碳酸钙在土壤表面积聚，即使较易移动的石膏和易溶盐类亦淋洗不深，有机质含量少，大多在0．5％--0．3％以下。 ③、古土壤(paleosoil)

古土壤是指非现代成土条件下形成的土壤。古土壤形成于第四纪及第三纪末，具有埋藏或非埋藏的表面。

古土壤与现代土壤的区别:

古土壤的剖面一般不完整，大多没有腐殖质层，即使有也由于易遭分解而颜色变浅，或易遭炭化而染成黑棕色。淋溶层下部与淀积层则为质地较粘的粘化层，因铁的富集，颜色带红。

淀积层下部为富含碳酸钙的淀积层，常聚集形成钙结核或姜结石。

现代土壤一般有完整的剖面，有色暗的腐殖质层，淋溶层的颜色较浅，其粘性不如古土壤。 古土壤的存在，表示当时地面稳定，既没有强烈的剥蚀，也没有快速的堆积，使土壤发育较充分。故可根据古土壤的剖面特征及埋藏条件等来研究第四纪古气候、古地貌等，古土壤也是划分第四纪地层和冰期、间冰期的重要依据。

第二节重力地貌

一、块体运动 二、崩塌及崩积物 1、基本要素

崩塌是指斜坡上的岩土块体，在重力作用下，突然发生沿坡向下急剧倾倒、崩落现象。崩塌的运动速度很快，有时可以达到自由落体的速度。崩塌的体积可以从小于1立方米直到若干1亿立方米。如川藏公路1968年发生的拉月大崩塌，就有600米厚的岩层发生崩塌。一个典型的崩塌，必须具备母体、破裂壁、锥形堆积体等基本要素。 2、形成条件

形成崩塌的基本条件主要有地形、地质和气候条件等。

地形条件包括坡度和坡地相对高度。坡度对崩塌的影响最明显，一般说来，由松散碎屑组成的坡地，当坡度超过它的休止角时则可出现崩塌。由坚硬岩石组成的坡地，坡度一般要在50°~-60°以上时才能出现崩塌。崩塌发生的最佳地形坡度是45°—60°之间。

在节理和断层发育的山坡上，岩石破碎，很易发生崩塌。当地层倾向和山坡坡向一致，而地层倾角小于山坡坡度时，常沿地层层面发生崩塌。软硬岩性的地层呈互层时，较软岩层易受风化，形成凹坡，竖硬岩层形成陡壁或突出成悬崖，易发生崩塌。

崩塌通常发生在降雨季节。很多崩塌发生在暴雨时或暴雨后不久。暴雨增加了岩体负荷，破坏了岩体结构，软化了粘土层夹层，减低了岩体之间的聚结力，加大下滑力并使上覆岩块失去支撑而引起崩塌。 3、倒石堆

崩塌下落的大量石块、碎屑物或土体都堆积在陡崖的坡脚或较开阔的山麓地带，形成的崩塌堆称倒石堆(岩屑堆或岩堆)。

倒石堆是一种倾卸式的急剧堆积，结构多呈松散、杂乱、多孔隙、大小混杂而无层理。倒石堆块体的大小从锥底到锥尖逐渐减小；先崩塌的岩土块堆积在下面，后崩塌的盖在上面。由于每次崩塌的强弱不同，形成碎屑大小不等的近似互层，因此，有时在倒石堆剖面上可以看到假层理现象。 4、工程治理

在山区经常发生崩塌，使村庄、道路和渠道常受破坏，造成灾害。防治首要的工作是圈定崩塌区和近期可能发生崩塌区的范围，查明与成灾密切有关崩塌体的详细情况，然后再制定处理措施。

如果倒石堆正在发育，在工程建设规划时应尽量避开或绕过，对表层、局部的不稳定岩体，可采用清挖、锚固、网包或栏档等工程加固处理。对已基本稳定的倒石堆，通过适当的地基加固处理，可考虑利用。要注意的是必须防止地表水的集中和大量的渗入。通过地下挡水或排水工程有效降低其地下水位，对提高倒石堆的整体稳定性将有重要的意义。 楔形体崩塌 及倒石堆 三、滑坡

滑坡系指构成斜坡上的岩土体在重力作用下失稳，沿着坡体内部的一个(或几个)软弱面(滑动面)发生剪切而产生整体性下滑的现象。 （一）、滑坡要素 ①、滑坡体

斜坡上向下滑动的那部分岩(土)体称为滑坡体。 它以滑动面与下伏未滑动地层分隔开来。滑坡体虽有局部的土石松动破碎，但因呈整体下滑，移位之后，基本保持原有的层位关系和节理、构造的特点。滑坡体的规模大小不一，从几十立方米到几亿立方米不等。

②、滑动面和滑动带滑坡体沿其滑动的面称滑动面。

在均质土体中滑动面呈圆弧形。滑动面有时只有一个，有时有几个，故可分出主滑动面和分支滑动面。沿滑动面有时可见擦痕及磨光面。有时在滑动面附近的土体有一层明显揉皱的结构扰动带，称为滑动带。滑动带的厚薄不一，从几厘米到数米不等。 ③、滑坡床(滑床)

指滑动面以下的稳定岩土体。滑坡床与地面的交界线称为滑坡周界，它圈 定了滑坡作用的范围。 (二)、滑坡地貌形态 ⑴、滑坡壁和滑坡台阶

滑坡体与坡上方未动土石体之间，由一半圆形的围椅状陡崖分开，这个陡崖称为滑坡壁。一般坡度为60°～80°，高度数厘米至数米不等。滑坡壁是滑动面的出露部分，它的高度代表滑坡下滑的距离。滑坡壁上常留有擦痕。 滑坡体下滑时，由于上下各段滑动速度的差异，或滑动时间的先后不同，常产生分支滑动面，把滑坡体分裂成几块滑体。滑体之间相互错断，构成阶梯状的地面，叫滑坡台阶。因滑体沿弧形滑动面滑动，故滑坡台阶原地面皆向内倾斜呈反坡地形。这种反坡地形可由“醉汉树”(“醉林”)反映出来。 ⑵、滑坡洼地与滑坡湖 滑坡体向下移时，在滑坡体与滑坡壁间由于土体外移以及滑坡体的反向倾斜而形成月牙形洼地，有时积水成湖，称滑坡湖。此外，在滑坡台阶与鼓丘之间亦可有低洼凹地分布。 ⑶、滑坡舌和滑坡鼓丘

在滑坡体的前缘，形如舌状地突出部分称滑坡舌。有时因前面受阻，同时又受到后方土体的压力作用，被挤压而鼓起成弧形土脊，称滑坡鼓丘。土脊上分布有扇状张裂隙，脊内土层常有褶皱构造形态。

⑷、滑坡裂缝滑坡地面裂缝纵横交错，甚为破碎，按裂缝展布方向、位置、性质，可划分为四种：

①后缘拉张裂缝；

②前缘(下部)鼓张裂缝； ③两侧羽状剪切裂缝； ④中部横向“凸”型裂缝。 滑坡裂缝

(三)、滑坡的类型 1、按物质组成

土质滑坡：粘土滑坡、黄土滑坡、碎屑堆积层滑坡

岩质滑坡：风化岩浆岩滑坡、沉积层滑坡、变质片岩滑坡 2、按滑动面与岩体结构面之间的关系 ①同类土滑坡；

②顺层滑坡； ③切层滑坡。 3、按滑坡体厚度

①浅层滑坡(厚度仅数米)；

②中层滑坡(厚度为数米到20米左右)；

③深层滑坡(厚度在20米以上)。这样划分便于进行稳定性评价和确定防治措施。

4、按运动形式牵引式滑坡：滑坡体前部(下部)首先开裂起动滑移，而后牵引中、上部岩土体依次开裂滑移的滑坡。推动式滑坡：滑坡体先从后缘(斜坡上部)开裂，滑坡体后部的巨大势能逐渐向中、前部推进，在滑坡体前部滑移面附近产生应力集中，当滑坡体前部的抗剪能力支持不住滑动体推力时便产生滑动。 4、按运动形式

牵引式滑坡和推动式滑坡的力学机制和运动形式不同，对它们的整治措施也不一样。若是牵引式滑坡，只需针对前部第一块坡体设置抗滑工程就能防治以后的几块滑动；若是推动式滑坡，就需对整个滑体作防治工程。 (四)、滑坡治理措施

我国广大人民群众和科技人员，在同滑坡长期斗争的过程中，积累了丰富的经验，总结出了夯填、排水、护坡、减重、支挡等许多整治滑坡的有效方法。

一是消除或减轻水对滑坡的作用，即排除滑坡地表水、地下水和防止水对坡脚掏蚀； 二是增加滑坡的重力平衡条件，即改变滑坡外形，降低滑坡重心和修建支挡建筑物而增加滑坡抗滑力。 长江新滩滑坡

四、蠕动

斜坡上的土体、岩体以及它们的风化物质在重力作用下顺坡发生不易被觉察的缓慢的块体运动。

第四章流水地貌

流水作用 暂时性流水 地貌 河流地貌 流域地貌

流水是陆地表面最普遍、最活跃的一种外力，在地表到处可见，即使在干旱地区也不例外。它在地貌形成和演变过程中，起着重要的作用。由于流水作用取其所塑造的地貌分布十分广泛，所以这种地貌又称为常态地貌。 地表流水按其运动形式可分为: 坡面片流(Sheetflow)

沟谷暴流河谷流水(河流)。 第一节流水作用

一、流水的能量和基本流态 1、流水的能量 能量有两种，即势能和动能。流水由高处向低处流，在流动过程中，势能不断地转变为动能。

流水动能的大小，直接决定于流速和流量，可以用下列简单的物理公式表示：E=MV2/2式中：E是水流的动能，M为流量，V为流速。式中表明流水动能的大小与流量的一次方和流速的二次方成正比。

在同一河段上，流量愈大的时候，流水动能愈大；在不同的河段上，流速愈快的地方，流水的动能愈大。流速取决于坡降，坡度愈大的地方，流速愈快，动能亦愈大。

流水的动能主要消耗于克服与床面、水分子之间的摩擦，以及搬运流水所挟带的泥沙。如果流水的动能克服摩擦、搬运泥沙而有余力，则产生流水的侵蚀作用；如果流水的动能只能消耗于克服摩擦，并保持前进而无余力搬运泥沙时，则产生流水的沉积作用。因此，流水运动过程中进行着侵蚀、搬运和沉积作用，这些统称为流水作用。 2、流态

水流流态有两种，即层流和紊流。

层流是水的质点彼此互相平行流动，互不干扰和混掺，成为有规则的分层流动。紊流是水质点的不规则运动，当水流流速或水深增加时，层流就失去稳定性而产生漩涡运动，它使水质点互相混杂以及不同水层间的质点不断交换，使运动方向也经常变化。 二、流水的侵蚀作用

流水破坏地表和攫取地表物质的作用，叫流水的侵蚀作用。流水能直接攫取松散泥沙颗粒的主要原因，是流水作用于泥沙时，产生的推移力(拖曳力)和上举力，如果这些力的强度大于泥沙本身的重力(阻力)，就会使泥沙起动脱离地表发生位移，便产生侵蚀。 流水的侵蚀作用，按其作用方式可分为机械的冲刷作用和化学的溶蚀作用。流水侵蚀作用按地表水的运动形式，可分为： (1)、坡面侵蚀(片蚀)：是片流在流动过程中比较均匀地冲刷整个坡面松散物质，使坡面降低，斜坡后退。因此，坡面侵蚀也称作片状侵蚀。由于片流是暂时性的，所以片状侵蚀也是暂时性的，但它分布非常广泛。

(2)、槽床侵蚀：水流汇集于线状延伸的沟槽或河槽中流动而进行的侵蚀作用，又称线状侵蚀。它包括沟谷流水侵蚀(暂时性的)和河谷流水侵蚀(经常性的)

槽床侵蚀(gullyerosion)按侵蚀的方向，可分为三种： (1)、垂直侵蚀(下切、下蚀)

它是水流垂直地面向下的侵蚀，其结果是加深沟床或河床。 (2)、溯源侵蚀(向源侵蚀)

侵蚀方向是不断向源头(即上游方向)进行。侵蚀结果是使沟谷或河谷长度增加。在溯源侵蚀过程中，常常以裂点(瀑布)后退的方式表现出来。我国黄河的龙门瀑布，落差为17米，在流水的侵蚀作用下，瀑布(fall)每年后退约5厘米，目前已退到了壶口。

溯源侵蚀有两种方式：一是暴流在沟头侵蚀，加上片流作用，使沟头崩塌。二是河流上游有泉水出露，泉眼以上的岩层或土体因受掏蚀而发生崩塌后退。 溯源侵蚀不仅出现在河流的的上游，有时也发生在老河谷的中下游，例如当地壳上升而侵蚀基准面下降时，河流纵剖面的坡度就会增加，从而引起河流的下切重新加强，它由坡度变大的地点开始，重新发生溯源侵蚀。世界上许多大河中的裂点(瀑布)，如贵州黄果树瀑布、美国尼亚加拉瀑布等，都是再溯源侵蚀过程中的产物。 (3)、侧向侵蚀

指流水对沟谷和河谷两岸进行冲刷的作用。任何一条自然河流，由于地表形态的起伏和岩性差异，河床的发育总是有弯曲的。弯曲处，流水由于惯性离心力的作用，向圆周运动的弧外方向偏离(即偏向弯道的凹岸)，促使水流冲击侵蚀凹岸。即使比较平直的河道，水流在地球自转偏向力(即科里奥利力)的影响下，也可发生侧向侵蚀，北半球河流偏向右岸侵蚀，南半

球河流向左岸侵蚀。侧向侵蚀的结果使谷坡后退，沟谷或河谷展宽。 三、流水的搬运作用

水流在其运动过程中可以把地表风化物质和侵蚀下来的物质带走，这种挟带可以是某些物质被溶解在水中而带走，而大量的却是以机械的方式被流水挟带走。这种在水流作用下搬运地表物质的过程，称作为流水的搬运作用。 搬运的方式有：推移、悬移和化学溶解搬运 1、推移

通常是粒径粗的泥沙，在粒度上相当于沙一级或砾石级。它们在流水的迎面压力及上升力的作用下，沿河床底部滑动、滚动或跳跃。有的把跳跃式运动的，谓之跃移。推移质(包括跃移质)的运动速度比其所在河流中的流水速度要缓慢。 2、悬移

指较细小的泥沙，通常是细粉砂及粘土，当河流中紊流的上升流速大于它的沉速时，可以上升到距底床较高的位置而随水流以相同的速度向下游搬运。 3、溶移

溶解搬运是可溶性物质被水溶解，在河流中呈均匀的溶液状态被搬运带走。它是一种重要搬运作用，但对河流的地貌特点没有显著的直接影响。溶解搬运的物质在河谷中沉积的数量是极其微少的，几乎全部被河水带到海洋中沉淀。

四、流水的堆积作用 流水挟带的泥沙，在条件改变时，如坡度减少、流速减缓、水量减少和泥沙量增多等情况下，都会引起搬运能力减弱，遂发生泥沙的沉降堆积，称为流水的堆积作用。 当泥沙的来量大于水流的挟沙力时，多余的泥沙就要沉积下来。图中表明泥沙发生沉积的条件。泥沙沉积是在摩阻流速小于沉速时才会发生。

图中侵蚀速度是指使床面上松散的一定大小的泥沙颗粒进入运动的最低速度，即起动流速。侵蚀流速曲线实际上是一条宽的带。下沉速度曲线代表给定大小的泥沙颗粒脱离悬浮发生沉积的速度

根据两条曲线的相对位置，可以分出三个不同的区域。

在侵蚀流速线(带)以上为侵蚀区，那里流水可以带走各种粒径的泥沙(包括上游来沙)； 在下沉速度线右方范围，那里水流速度既不足带走床面泥沙，又不足以支持上游来沙使之继续在水中悬移，因此来沙迅速沉积，成为沉积区；

在下沉速度和侵蚀速度带之间范围，是个搬运区，流速不能侵蚀河底泥沙，但上游来沙却不致沉积下来，故成为过境泥沙搬运带。

从图中还可以看出，直径0.06-2.0毫米的相当于沙一级的泥沙颗粒最易受侵蚀，它的起动速度最小，当流速为12~15厘米／秒时即可带走；小于0.01毫米粒径泥沙(粉沙、粘土)是呈悬移状态，不易沉积的物质。

流水的侵蚀、搬运和堆积作用总是同时进行的，是一个统一的过程。只是在不同地点、不同时间和不同条件下，它们的作用性质和强度不同而已。所以，不能把侵蚀、搬运和堆积作用孤立起来，进行机械的划分。

第二节暂时性流水地貌

暂时性流水包括片流和沟谷流水(暴流) 一、暂时性流水作用 （一）、片流作用

大气降雨或冰雪融化后，在倾斜地面上，所形成的薄层的面状流水称片流。片流在大多数情况下是由无数细小的股流组成，它们无固定流路，时分时合，沿坡面呈网状流动，故又称散流。

片流是暂时性水流。在它的流动过程中有一定的能量，所以同样产生侵蚀能力。片蚀作用发生在广阔的地区，故侵蚀总量是很大的，尤其在由松散细粒沉积构成的斜坡上，常常造成严重的水土流失，如我国北方的黄土地区和南方的红土地区，这一点常常不被人们所注意。同时，它对地貌特别是微地貌的生成也起着巨大作用。 1、影响片蚀作用的因素

素主要有气候、地形、岩性、植被以及人为的影响。 （1）、降雨量与降雨强度片流的侵蚀强度主要决定于降雨量和降雨强度，其中尤以降雨强度为重要。单位时间内降雨量愈大，片流流量愈在，对斜坡冲刷破坏愈强烈。 （2）、地形

一般来说，坡度增大使水流速度加快，冲刷加强。但实际研究，当斜坡坡度为40°～50°时，冲刷作用最强，超过这一坡度，由于受水面积变小而影响流量，反使冲刷作用减弱。坡长和坡形对片流侵蚀作用也有影响。坡长一般与冲刷作用成正比关系，而坡地的形态则支配着坡地水流的集散 （3）、岩性坡面组成物质的性质和结构不同，抗蚀能力也不一样。

由弱岩组成的山坡，岩层容易风化与侵蚀。粗碎屑构成的风化壳比细碎屑风化壳抗蚀力强。结构疏松但具有团粒结构风化壳和土层，粘结能力好，透水性强，从而减少了地表径流和冲刷。结构疏松且由细颗粒组成的风化壳或土层，抗蚀力很差而易被侵蚀，如黄土层。 （4）、植被

①、树木的树冠、草类和凋落物可拦截雨滴对坡面的直接打击。

②、凋落物层既能储存水分，增加地表水的下透率，又能阻滞地表径流，减少泥沙流失。 ③、植物的根茎能固结土层，拦阻径流，使土层得到保护。 （5）、人为影响

①、管理失误，植被破坏，生态环境的严重失调。 ②、人口增长，大量毁林开荒，植被受到毁灭性破坏。 ③、落后的耕作方式。

④、在开发矿山、修筑道路、刨土取石和进行工程建筑时，乱挖滥炸和废石沙土乱弃，造成现代突发性的人为破坏。 （一）、片流作用 片流作用分带 （1）、弱冲刷带。位于分水岭地段，地形和缓，集水量较小，片流冲刷能力很弱。 （2）、冲刷带。位于坡面中部，坡度较陡，片流水量因沿程补给(雨水)而增大，冲刷强烈。 （3）、淤积带。位于坡麓，由于坡度转缓和流速降低而发生淤积。 (二)、暴流作用

暴流又称为沟谷水流，它是暂时性的线状流水，有固定的流路，但它与另一种线状流水即河流又有很大不同。它的水文特点是：

①流量变化大，暴涨暴落，有时完全干涸； ②水流湍急；

③含沙量多，颗粒大小混杂，分选性和磨圆度均差。因此，暂时性的暴流也叫洪流。

暴流大多由坡地片流汇集而成。因为坡地上地表不是平整的，因而存在局部低平的凹地。在凹地中，它的两侧和上游片流水质点向中间最低处汇集，形成流心线，在此水层增厚，流速加大，冲刷能力增强的情况下，逐渐把凹地冲刷加深形成了沟谷和沟谷流水。

暂时性流水侵蚀地貌有侵蚀沟，堆积地貌以坡积裙、洪积扇等。 1、侵蚀沟

按沟谷的大小和发育形态，可分为四种主要类型：即细沟、切沟、冲沟、坳沟(干谷)。 2、坡积裙

片流沿斜坡下部和坡麓地带堆积的松散沉积物称坡积物。坡积物围绕坡麓披盖，形似衣裾。坡积裾的剖面形态呈微凹的缓倾斜曲线，裾上部坡度一般为5°～6°，下部更缓。厚度由上向下逐渐加厚，一般由2～3米不等。

岩性成分决定于坡地上部的母岩成分。机械组成为沙、亚沙土、亚粘土和中小砾石。由于搬运距离不远，碎屑物的磨圆度很差，分选也不好，略具层理，倾向下游，反映了片流间歇性堆积的特点。 3、洪积扇

沟谷出口处堆积了由暴流侵蚀的物质，平面形状如扇形，故名。由于沟谷暴流出山后，坡度骤减，流速降低，加上暴流出山后水流分散成放射状，单宽流量减小，促使暴流搬运能力大大削弱，因而在沟口处堆积大量泥沙和砾石，形似扇状的地貌。 扇形地在山地的沟谷出口多能见到，规模大小与搬运的物质数量成正比。面积较小的扇形地只有数百平方米，表面坡度较大，中下部为5°～10°，顶部可达15°～20°，形态似半锥体，所以这

种扇形地又称冲出锥。

在干旱与半干旱地区，山区大量冰雪融水或暴雨，形成的暴流流量很大，加上干旱气候条件下山地物理风化作用强烈，地表植被稀少，暴流的输沙量大为增加；因此，出口处形成的扇形地规模很大，表面坡度较小，上部一般为6°-8°，至边缘部分只有1°-2°，形态比较扁平，称洪积扇。其面积数十平方公里至数百平方公里不等，扇顶与边缘高差可达数百米。 扇形地的组成物质分布很有规律，自扇顶到边缘可分三个岩相带： ①、扇顶相，又称内部相、粗粒相，是粗略平行的透镜状层理的巨砾、砾石层，空隙中有砂、粘土混杂充填，分选差，砾石磨圆度也不好。

②、扇形相，位于中部，是夹砾石、砂透镜体的亚砂土、亚粘土层。砾石呈倾向上游的迭瓦状构造，磨圆度较扇顶相稍好。

③、滞水相，或称边缘相，位于洪积扇的边缘部分，沉积物以亚砂土、亚粘土和粘土为主，偶夹砂及细砾石透镜体，具有近平行的斜层理。这里是地下水溢出带，形成地表滞水，在干旱区常为人口密集的绿洲所在。

洪积扇在新构造运动影响下，会发生明显的变形。形成垒叠式洪积扇、洪积阶地、串珠状洪积扇以及不对称侧叠式洪积扇等，可以了解新构造运动的性质和强度。

在山前地区几个相邻的洪积扇连接后，可能联成整片的扇形地平原，即山前(足)平原。因其有较大倾斜度，故又称山前倾斜平原。 4、泥石流

在斜坡或沟谷中的碎屑物质被水浸润后，形成饱含泥沙的固相、液相的快速流体，称为泥石流。 （1）、泥石流的地貌分区 ?侵蚀区?流通区?堆积区 （2）、泥石流形成条件

?松散碎屑物质?水源条件?陡峻的地形?人为活动 一、河谷地貌

河谷是由河流长期侵蚀而成的线状延伸的凹地，它的底部有着经常性的水流，至于其他成因如构造运动所成的谷地如果没有河流出现，都不能称为河谷。

河谷的长短不一，大的河谷长达数千公里，如亚马逊河为6516千米，尼罗河为6484千米，长江为6380千米。 1、河谷要素

河谷由谷坡和谷底两大部分组成，谷底由河床及河漫滩组成。河床是河谷中最低部分，它有经常性的水流，在它两侧为高起的河漫滩，它只是在洪水泛滥时才被淹没，故又称为洪水河床。 2、河谷

类型河谷的发育过程大致有三个阶段，并且相应地产生三种谷形 （1）、峡谷

又称“V”形河谷，在由基岩组成的山区河谷中表现最为明显。河谷横剖面呈“V”形，两壁较陡，谷底狭窄；谷底即为河床，没有河漫滩，河床纵剖面坡降很大，河床底部起伏不平，水流湍急，沿河多急流、瀑布；河谷平面形态较平直。 2、河漫滩河谷

“V”形河谷进一步发展，下切作用减弱，侧向侵蚀加强，谷底拓宽，并有河漫滩发育，就转变为箱形的河漫滩河谷。河漫滩河谷谷底的扩宽是有限度的，它的宽度大小与河流流量、河岸抗冲强度和河床纵比降三者有关。 3、成形河谷

当河漫滩河谷因侵蚀基准面下降而河流重新下切时，原河漫滩就转化为阶地，尔后河流又在新的基准面上开辟新的谷地。这种具有阶地的河谷称为成形河谷。它表明经历了较长时间的发展过程

按河谷发育的一般规律是上游多成深窄的峡谷，中下游多是宽敞的河漫滩河谷和成形河谷，下游以河漫滩河谷为主。 二、河床地貌 (一)河床纵剖面

河床纵剖面是指由河源至河口的河床底部最深点的连线。

从宏观看，纵剖面是一条上凹形的曲线，它的上游坡度大而下游坡度小。但微观看，曲线上每一段都并非平整，而是呈阶梯状高低起伏的。这是因为河流对河床的作用是在许多因素参与下进行的。影响纵剖面形态的因素主要有四个方面：地质构造和地壳运动的影响、岩性影响、地形影响以及支流的影响。 1、地质构造和地壳运动的影响

河床纵剖面的巨大起伏首先与地质构造有关，在大地构造上升区和下降区，地形高差甚大，往往造成纵剖面上大规模的阶梯，如长江由发源地至金沙江段为新构造强烈上升区，河流运行于青藏高原和丛山峻岭之中，造成深切的峡谷，河床纵剖面急陡。当流入相对下降的四川盆地后，纵比降明显减小，发育了典型的河曲。随之又横贯过著名的三峡，这又是新构造运动显著的穹窿抬升区，河床纵比降亦明显增加。流出三峡后，进入了近代下沉的江汉平原，河床蜿蜒曲折，纵比降又显著减小。 2、岩性的影响

它是影响河床纵比降的重要因素之一，坚硬的岩石抵抗流水侵蚀力大，河床不易下切，深度较浅，但容易展宽，形成以侧蚀为主的侧向侵蚀区。相反，岩性软弱的河床，下切明显，形成以垂直侵蚀为主的深向侵蚀区。不同岩性交替出现的河床，必然导致不同比降的交替出现。 3、地形的影响

河床沿程地形的宽窄，直接影响到水流对河床的冲淤变化和纵比降的大小。如在高水位期河道束窄段或河底凸起段，水面落差比河道扩张段或河床凹陷段的大。故前者在高水位期冲刷，河床加深，成为深向侵蚀区；后者河床淤积，河床展宽，成为侧向侵蚀区。若两者交替出现，

河床则产生一系列的阶梯。 4、支流的影响

有支流加入的主流河床，由于水沙增加而使水情及泥沙性质发生变化，这种变化也反映在纵剖面上。

(二)侵蚀基准面与河床纵剖面的关系

河流的下切侵蚀并不是无止境的，往往受到某一基面(Base—level)的控制，河流下切到这一基面后即失去侵蚀能力，这一基面是个水平面，称为河流侵蚀基准面。 由于地球上大多数的河流注入大海，水流活动受到海平面控制，尽管河流下蚀的深度在个别地段因局部流水动力、岩性或地壳下沉等因素影响可以达到海平面以下(如长江三峡段河床上有在海平面以下30～45米的深槽出现，在武汉以东有些地方的河床竟低于海平面几十米至近百米)。但是，海平面对河流侵蚀深度还是有一定限制作用，任何一条河流都不可能出现河床全部低于海平面的现象。因此，海平面一般就认为是河流的终极基准面，或称永久侵蚀基准面。如果河流注入湖泊，或支流汇入主流，那么湖面或主流水面就成为该河或支流的侵蚀基准面。就一条河流各河段而言，造成急流或瀑布的坚硬岩坎可作为其上游河段的侵蚀基准面。这些侵蚀基准面存在时间较短，影响范围也较局部，因而统称为临时侵蚀基准面，或局部侵蚀基准面。

河床纵剖面是以侵蚀基准面为起点而建立的，当这个侵蚀基准面发生变化时，例如上升或下降，都会引起纵剖面的演变。

当侵蚀基准面下降时，可能出现三种情况：

第一，侵蚀基准面下降后出露的地表倾斜度大于原来的纵剖面时，河流侵蚀复活，从河口向上游进行溯源侵蚀。

第二，侵蚀基准面下降后出露的地表倾斜度小于原来的纵剖面时，河流将出现回水现象，发生沉积.第三，侵蚀基准面下降后出露出的地面与原来纵剖面的倾斜度一致时，纵剖面不会发生大的变化。

当侵蚀基准面上升时，它对河流的影响只有一定的距离，该距离取决于回水高度、河流比降及流速等，在这距离内，一般发生堆积，而在此以上影响不到。从总体看，河流下游，特别是河口地区，堆积旺盛，河床比降减小，加上侵蚀基准面的影响，下切受到限制。在河流上游，特别在河源处，水量较小，下切力也弱，只有在河流的中游下切最强。因为这里水量和流速都较大，有足够的力量进行侵蚀和搬运泥沙，所以河床纵剖面的基本形态是呈上凹形曲线。但因原始地形、地质构造、地壳运动和局部水力等影响，这条曲线不是平滑的。 (三)、河床平衡剖面

在河流长期作用下，河床纵剖面发展到一定阶段时，就趋向于平衡，这时的纵剖面称为平衡剖面。所谓平衡主要是指“动力平衡”，平衡时的河流侵蚀力与河床阻力相等，即河流既不侵蚀，也不堆积，水流动力正好消耗在搬运泥沙和克服水流内外摩擦阻力上，此时由河流上游带来的泥沙等于河流带走的泥沙，即冲淤平衡。 河流是一个开放系统，它与周围环境不断发生物质和能量的交换，由于组成环境的因素具有复杂性和多变性，如流域内的地质构造、岩石、气候、植被的变化或河流流量、含沙量、坡度、地形的改变等都不可能使河流上游的来沙与当地河流的挟沙力相等，于是河床也就发生冲刷或淤积；如果输入的泥沙超过当地水流的挟沙力时，过多的泥沙将会沉积下来，使河床淤高。

当来沙少于当地挟沙力时，不足的泥沙将从当地河床中得到补充，使河床刷深，此时河床的平衡剖面将受到破坏。但是河流的自动调节作用会促使河床发生相应的调整，使河流达到新的平衡。不过这种平衡是暂时的和相对的，而不平衡是长期的和绝对的。达到“动力平衡”的河床纵剖面形态，大致呈一上凹形的抛物曲线，但从微观看，它仍然是阶梯式的或波状起

伏的。

(四)、山地河床地貌

山地河流发育比较年青，以下蚀作用为主，河床纵剖面坡降很大，多壶穴(深潭)、石质深槽、岩槛、跌水(瀑布)、浅滩，河床底部起伏不平，水流湍急，涡流十分发育。 急流和涡流是山地河流侵蚀地貌的主要动力。

河底旋涡流携带着砂、砾石，具有较强的冲蚀力，旋磨河床底部的坚硬岩石，形成深陷的凹坑，称为壶穴。壶穴大小可以从不足一米至六七米，位于瀑布下面的深潭可深达二十余米。壶穴发育在岩面上，成为石质河床加深的主要方式。当壶穴彼此连通之后，河床即加深了，这些崩溃了的壶穴，就成为新河道上一条条石沟地形，一条深水道便产生出来了。原来的石质河床此时也会部分干出，形成高水河床。 山地河床以河床浅滩地形发育为特点。 山地河床浅滩地形，按组成物质可分石质浅滩和砂卵石浅滩两类，其中后者与平原河流的浅滩属同一性质。由于山地河流滩多流急，对船舶的航行造成危险，所以浅滩又称为滩险。 浅滩的成因有：

①坚硬岩层横阻河底(即岩槛，俗称石龙过江)，成为石滩。 ②峡谷两岸土石崩落阻塞河床而成。

③冲沟沟口的扇形地和泥石流阻塞河床而成。由暴流冲沟所成的扇形地伸入河床而成的滩险，称为“溪口滩”。 (五)、平原河床地貌

根据平原河道的形态及其演变规律，可以将它分为三种类型： 顺直河道(顺直微弯型)弯曲河道分汊河道

其中分汊河道又可划分为相对稳定型和游荡型两亚类。 河道的顺直与弯曲，人们往往把河道的长度与其直线距离之比值作为划分标准。这一比值称为弯曲率。它的大小变化一般在1—5之间。顺直河道弯曲率为1.0—1.2，而弯曲率由1.2～5的称为弯曲河道。 1．顺直河道

顺直河道在平原或山地中都有分布，不过平原区的顺直河道比山地更少，长度更短。如山(西)陕

(西)间的黄河，从延长县马家河至宜川县蛤蟆滩，河道长度为82千米，其中顺直段距离为74千米，弯曲率为1.10，河床下切于三叠纪的岩层内。在平原，顺直河道长度很少能超过河宽的10倍。在全球，顺直河道比弯曲及分汊河道都要少得多。

顺直河道中，主流线位于河床的中央，流速也最大，它的两侧形成两个对称的横向环流 洪水期表层水流由中央流向两岸，到达岸边后下沉成为底流；而底流由两岸底向河心相汇，然后再上升。这种环流往往使两岸受到冲刷，河心堆积，故洪水期容易出现塌岸。

枯水期和平水期，河心水面比两岸低，表层水流从两岸向河心集中，然后下降成底流，底流从河心向两岸分流，最后又沿岸边上升，构成与洪水期流向相反的两个环流，此时河心底部受到冲刷，两岸发生堆积。

深槽、浅滩、边滩 顺直河道不易保存，而且大多数略带弯曲，原因是河道在各种自然条件的影响和地球偏转力的作用下，主流线经常偏离河心，折向一边河岸冲击，因此河道出现了弯曲。上游一旦弯曲，下游水流便作“之”字形的反复折射，于是产生了一连串的河湾。在湾顶上游，来水集中，水力加强发生冲刷并形成深槽；在两个相邻河湾之间过渡段以及湾顶对岸，水流分散，水力减弱，发生沉积，形成河湾之间的浅滩和紧贴岸边的边滩。

深槽、浅滩和边滩经常变位，水深很不稳定，对于水利工程和河港建设带来不利的影响。 2．弯曲河道

它是平原地区比较常见的河型，又称为曲流，它的弯曲率一般都在1．5米以上，如长江的上荆江为1．7米，下荆江为2．84米，南运河为1.96米，均属典型的弯曲河道。 (1)弯曲河道的形成与发展 弯道环流

单向环流作用下，凹岸表流集中而且下沉，能量增大，一方面使河岸受到侵蚀后退，另一方面河底也冲成深槽；而凸岸是底流上升处，加上水流分散，能量减少，因此发生堆积形成边滩；上下游两个深槽之间，同样是底流上升处，也同样发生堆积形成浅滩。浅滩多半是洪淤、枯冲，而深槽则洪冲、枯淤。

由于凹岸不断后退和凸岸不断前伸，其结果使河床形成一系列弯曲，造成曲流。弯曲河道的典型地貌为曲流，它有两种类型：即自由曲流和深切曲流。 (2)弯曲河道的类型

自由曲流：又称迂回河曲，一般发育在宽阔的河漫滩(河岸冲积平原)上，组成物质比较松散和厚层，这就有利于曲流河床比较自由地在谷底迂回摆动，不受河谷基岸的约束。 长江中游的荆江河道，尤其是藕池口至城陵矶一段(下荆江)，是我国自由曲流发育规模最大、最典型的地段。这段河道直线距离仅87千米，而天然弯曲的河道长度竟达239千米，共有河湾16个。这里截弯取直现象经常发生，近百年来因自然截弯而遗留的新、老牛轭湖有十多处。1972年7月19日石首县六合垸发生的最近一次截弯取直，使原来长达20千米多的河曲缩短到不足1千米。

深切曲流：它出现在山地中，是一种深深切人基岩的河曲，又称嵌入河曲。由于这种河曲被束缚在坚硬的岩层中，故称为强迫性曲流。深切曲流在生成之前本来是平原上的自由曲流，后由于地壳强烈上升，河床下切，河道仍保持原有的弯曲，形成深切曲流。如四川在合川以上的嘉陵江发育有典型的深切曲流。

深切曲流不断发展，也会发生截弯取直，取直后在原弯曲河道的中间，留下相对凸起的基岩孤丘，称为离堆山。河床深切，使被废弃的曲流位置相对增高，称为高位废弃曲流。 3．分汊河道

平原上发育的无论是直道或弯道，如果河床中出现一个或几个以上的江心洲时，都会使河床分成两股或多股汊道，造成河道宽窄相间的藕节状，这种河道称为分汉河道。平原上分汉河道按其稳定程度分为相对稳定型和游荡型两大类。 (1)、稳定型汊道(双汊)

江心洲的发育是稳定型汊道产生的地形标志。 江心洲形成于以下几种情况： ①直道双向环流的作用。洪水期底流辐合式的双向环流，它使两岸侵蚀的物质带到河心堆积。 ②河道地形的影响。在束窄河道的上、下游段发生堆积。 ③主支流汇口的水流缓冲作用。 ④边滩或沙咀被水流切割。 江心洲的形成大体分为三个阶段

第一阶段是河床底部的泥沙逐渐淤积形成水下浅滩。

第二阶段是浅滩堆积得到加强，过水断面缩小，水流流速加大，冲刷两岸，水道随着河岸后退而弯曲，加强了环流，促使粗粒沙砾即推移质在浅滩上沉积，滩体不断扩大淤高，最后在枯水期露出水面而成为心滩。

第三阶段是在心滩基础上，经历多次洪水期悬移质的加积，心滩滩面超过了平水面，就形成了江心洲。

(2)、游荡型汊道

游荡汊道是指河床中汊道密布而时分时合、汊道与汊道之间的洲滩也经常变形变位的河道，又称为网状河道或不稳定汊道，这种河道以黄河下游最为典型。 游荡型汊道的特点主要是： ①河身宽、浅且较为顺直。②河流的含沙量和输沙量大。③河床内心滩众多，而且变化迅速。④河汊密布，水流系统乱散，且变化无常。 三、河漫滩

河漫滩是在河流洪水期被淹没的河床以外的谷底平坦部分。被普通洪水淹没的部分，称为低漫滩，特大洪水泛滥被淹没的部分，称为高漫滩。在大河的下游，河漫滩可宽于河床几倍至几十倍，这种大型的河漫滩又称为河岸平原。 (一)河漫滩的生成

河漫滩(Floodplain)是河流发育过程中的产物，它是河流侧向侵蚀和河床横向迁移过程中形成的。

最原始的河漫滩出现在年青时期的V形谷内，由于河流的侧向侵蚀，使谷坡逐渐后退，谷底开始展宽，在河弯的凸岸处形成狭窄的和由粗大砾石所组成的雏形滨河床浅滩。

随着侧向侵蚀作用的不断进行，凹岸继续后退，凸岸处雏形浅滩不断扩大加高，以致在河流平水期也大片露出，发展成为雏形河漫滩。

雏形河漫滩形成以后，谷底进一步扩宽，滩面再度淤高，洪水时由于滩面水深变浅而流速减小，洪水中的大量悬移质就可以在那里沉积下来，构成由粉沙及粘土组成的沉积层，形成真正的河漫滩。

河漫滩在沉积上具有二元结构的特点：

上部为细粒的河漫滩相堆积，如粘土及粉沙等，是洪水泛滥期的堆积，故河漫滩又有泛滥平原之称.

下部为粗粒的河床相堆积物，如砾石、卵石和粗沙，代表河床侧向移动过程中的产物。 四、河流阶地

阶地(Riverterrace)是分布于谷坡上的阶梯状地貌，属谷坡的一部分。因它高出河漫滩，并以最大洪水也不能淹到而与后者区别开来。阶地由阶地面和阶地坡组成。阶地面比较平坦，微向河床倾斜；阶地面以下为阶地斜坡，坡度较陡，是朝向河床急倾斜的陡坎。阶地高度一般指阶地面与河流平水期水面之间的垂直距离。 阶地形态要素 阶地级序

阶地沿河谷分布但往往并不连续，一般多保存在河流的凸岸。在许多河谷中阶地也不只是一级，而是有数级，标记阶地级序采用从新到老的方法，即自下而上编号，把最新的超出河漫滩或河床的最低一级阶地，称为第Ⅰ级阶地，其余向上依次类推。 (一)、阶地的成因

阶地的生成主要是地壳的相对升降运动、侵蚀基准变化和气候的变化所引起，使原来河谷底部的河漫滩脱离了现代河面及河流作用范围，因此它应是一种古河流地貌。 1．地壳升降运动

当地壳相对稳定或下降时，河流以侧向侵蚀作用为主，此时塑造出河漫滩；然后地壳上升，河床纵比降增加，水流转而进入积极下切，于是原来的河漫滩成了河谷两侧阶地。地壳多次间歇性上升，就可以形成几级阶地。 2．气候变化

气候变化影响到河流水量和含沙量。气候变干时，河水量减少，地面植被稀疏，坡面侵蚀加强，河水含沙量相对增多，此时河床堆积填高；反之，气候湿润期，河水量增多，植被茂盛，

河水含沙量相对变少，导致河流向下侵蚀，形成了阶地。由于气候的干湿变化引起堆积、侵蚀交替作用，所成的阶地称气候阶地。 3．侵蚀基准面下降

由地壳升降运动或气候变化引起。由地壳变动引起侵蚀基准面变化而成的阶地，称为地动型；由气候变迁引起的侵蚀基准面变化而成的阶地，称水动型。基准面下降后，河流向外伸展，原来河口附近出现裂点，加速河流下切。以后裂点位置不断上溯，裂点以下出现阶地，阶地面与裂点以上的河漫滩位置相当。 (二)、阶地的类型

河流阶地根据形态和结构特

征，可划分为侵蚀阶地、堆积阶地、基座阶地和埋藏阶地四种基本类型。 1．侵蚀阶地

由基岩构成，有时阶地面上残留极薄层河流冲积物。它多发育在河谷上游及山区河谷中，在不太长的河段中，高度比较稳定。这类阶地的阶地面是河流侵蚀削平不同的岩层而成，故称为侵蚀阶地。 2．堆积阶地

阶地全由河流冲积物所组成，一般在河流的中下游最为常见。堆积阶根据多级阶地之间的接触关系，还可分为上叠阶地、内叠阶地等。

上叠阶地是新阶地的冲积层完全叠置在老阶地的冲积层之上，后期河流下切的深度未达到先期河流的谷底。

内叠阶地是新阶地的冲积层套在老阶地冲积层之内，各次河流下切的深度均达到原来的谷底。大部分的气候阶地具有这两种阶地形态。 3．基座阶地

阶地由两种物质组成，上部是河流冲积物，下部是基岩。它是由于河流下切的深度超过了原冲积层的厚度，切到基岩内部而形成的。它分布于新构造运动上升显著的山区。 4．埋藏阶地

早期形成的阶地被后期冲积物覆盖埋人地下，就成为埋藏阶地，这种阶地不显露于地面。 四种基本类型的阶地，可以在同一条河流的同一地段出现，也可以在一条河流的不同地段出现。如果在同一地段出现，通常高阶地为侵蚀阶地或基座阶地，低阶地为堆积阶地；如果在不同地段出现，通常上游以侵蚀阶地和基座阶地为主，下游以堆积阶地和埋藏为主。 河流阶地有对称分布的，也有不对称分布的。 前者在河谷两侧同一高度上分布着；后者在河谷两侧左右错列在不同高度上，它反映以河流为轴心、两侧不等量的上升运动。 五、河口三角洲 1、河口区水文特征

河口区是河水与海水混合地区，水文非常复杂，其中包括河流水动力的变化、盐淡水的混合、河流的径流量与输沙量、河口潮汐和潮流、河口波浪作用等，它们对三角洲的形成影响很大。 2、三角洲形成的条件

河口处泥沙堆积呈扇形向海伸展，所形成的冲积平原叫做三角洲。现代三角洲的概念，包括了各种形状的河口堆积体，已成陆的三角洲平原和水下三角洲。

①、河口有充足的沙源，尤其是上游来沙量要大，即输沙量与径流量的比值S／W≥0．24才能形成三角洲。

②、河口沿岸无强大的波浪和海流，因为强大海洋动力可将河口泥沙带走，而不利于堆积形成三角洲。 ③、口外海滨区的原始水下斜坡的坡度大小，也对三角洲的形成有所影响，当水下坡度小时，

广阔的浅水区对波浪具有消能作用，有利于三角洲的成长。

三角洲的形成首先在河口堆积了沙坝(拦门沙)，从而引起水流分汊，然后又在汊道口产生新的次一级或更次一级的沙坝及汊道，最后发育出三角洲平原。这种三角洲发育模式，往往由于河口水流、波浪和潮汐作用的差异而造成多种类型。 4、三角洲的类型 (1)扇形三角洲 (2)鸟爪形三角洲

(3)尖头（鸟嘴）形三角洲 (4)港湾形三角洲

第五节流域地貌

一、水系的类型

水系是指在一个流域系统内各级河流的组合系统。水系的发育是在一定的地貌、地质条件下形成，因此它在某种程度上反映了地貌的特征。 1．树枝状水系

在一个水系内，河流分枝甚多而且排列极不规则，呈树枝状，各级河流多以锐角相交。它常见于岩性均一，地形比较平坦地区，如花岗岩区、黄土区及平原区等。 2．格子状水系

干支流呈直角相交的水系。典型的格子状水系见于单斜地区。在褶皱山区也可见到，在这里干流发育于向斜轴，支流来自向斜两翼，并以直角与干流相汇。此外沿两组直交断层发育的河流也呈格子状。 3．平行状水系

各级河流平行排列，地貌上成为平行岭谷。例如在掀斜上升的地面一侧发育的河流，多作平行排列的，又当它们以直角与干流相交而另一侧支流不发育时，则出现梳状水系，如淮河水系。

4．放射状水系

在锥状火山或穹窿山上发育的河流，它们均向四周作放射性流出，互不相交。 5．向心状水系。

在盆地区，河流从四周山地向盆地中心集中，如新疆塔里木河水系。 6．环状水系。

如发育于穹窿山外围的河流，当穹窿山被破坏后，它四周所产生的单面山，都呈圈状包围着中央的山丛，于是在中央山丛与单面山之间，或内层与外层单面山之间的河流也都沿岩层走向作环状排列。

二、分水岭的迁移和河流袭夺

在一个水系范围的集水区域称为流域，每个流域之间的分水高地称为分水岭。分水岭不是固定不变的，它是随流域内地形的变化而变化。 1、分水岭迁移的原因

分水岭两侧坡地上岩性强弱不同，坡角大小不一，降水量和植被覆盖度不等，以及距基准面距离远近不同，导致两侧坡地剥蚀速度和河流侵蚀速度的明显差异，侵蚀力较强的河流促使分水岭位置向另一侧发生缓慢的移动。有时，侵蚀力较强的河流上游可伸进分水岭另一侧流域内，并且迫近相邻的河流，这种现象称为“河流的欺凌”。

例如湘江欺凌漓江，湘江距漓江最近处只有370米，湘江水低于漓江水6米左右。秦代为了统一岭南，于公元前214年，用人工凿穿分水岭，开成灵渠，把湘江水引入漓江，以利运输。

2、河流袭夺地貌

分水岭的迁移，河流的欺凌结果，侵蚀力强的河流，可溯源侵蚀切穿分水岭，把分水岭另一侧侵蚀能力弱的河流上游掠夺过来，使原来流入其他流域的大量水流改流人切穿分水岭的河流，称为河流袭夺(Rivercapture)，也叫“掠水”。

掠水的河流叫作袭夺河，被掠去水流的河流称被夺河。 ①、袭夺点上河流发生急转弯，形成袭夺湾。

②、袭夺湾附近，由于袭夺河和被夺河的河床出现高差和裂点，往往形成急流或瀑布。 ③、袭夺河因水量大增，加强了下切侵蚀，可形成掠水阶地或出现谷中谷现象。裂点和阶地（谷中谷） ④、被夺河在袭夺湾以下的河段称断头河，断头河由于失去上游河段，水量减少，河床变小，与原河谷很不相称，形成宽谷小河，称之为不配称河。断头河有时缺水成了干谷。 ⑤、在袭夺湾与断头河之间所残留的老河谷形态成了垭口，或称风口，它成为新的分水高地。风口中有残留的老冲积层或阶地。 三、河谷发育与构造的关系 1．顺向谷

它是顺岩层倾向发育的河谷，形成时间较早，它生成于背斜两翼、向斜的纵轴、穹窿山四周和单面山主脊上。 2．次成谷

谷地沿岩层走向发育，成谷时间晚于顺向谷，它是河流沿软岩层走向下蚀而成的谷地，如背斜轴的背斜谷、单斜崖前的河谷、穹窿山后期的环形谷等。 3．逆向谷

反岩层倾向的河谷，如单斜崖上的河谷。 4．偶向谷

河谷与岩层倾向相同，但发育时间晚于顺向谷，如 单面山上次级单斜脊上的河谷，它是软弱岩层被剥蚀后，在新的硬岩层倾斜面上发育出来的，它流人次成谷内。 四、河谷地貌发育阶段 第五章岩溶地貌 ?岩溶的地貌作用 ?地表岩溶地貌 ?地下岩溶地貌 ?岩溶堆积物 ?岩溶地貌发育

岩溶地貌发生在可溶岩分布地区，可溶岩主要是指碳酸盐类，硫酸盐类及卤盐类岩石。由可溶岩构成的地貌，景观奇特，有“奇峰异洞”之称。我国的岩溶地貌以桂林、阳朔一带最典型，自古以来就有“桂林山水甲天下，阳朔山水甲桂林”的美誉。

我国对岩溶地貌的认识历史悠久，早在800多年前的宋代《梦溪笔谈》(沈括)中已有记载，明代《徐霞客游记》(徐宏祖，1586--1641)，作者是一名地理学家，曾经深人湘、桂、黔、滇等地进行岩溶地质地貌考察，成为我国和世界上最早的岩溶研究学者。

19世纪末，南斯拉夫学者对南斯拉夫西北的喀斯特(Karst)石灰岩高原进行研究，并于1893年正式用“karst'’来概括喀斯特高原的地貌景观。自此Karst一词渐被世界各国学者所接受。 中国地质学会第一届喀斯特学术会议(1966年2月，桂林)，建议在我国使用“岩溶”一词，并把它作为Karst的汉语同义语。

可溶岩在世界上分布很广，据统计，碳酸盐类岩约占全球沉积岩的15％，面积4100万平方

千米，硫酸盐岩面积为1100万平方千米，合计面积为5200万千方千米，占全球面积的10．2％，因此由可溶岩所成的地貌分布也很广。

在我国，碳酸盐类岩的分布可分为裸露、覆盖和埋藏等三种类型，面积共344．3万平方千米，其中裸露型面积为90．7万平方千米。形成的地貌主要分布在广西、贵州和云南等地，它们是世界上岩溶地貌最发育的地区之一。 岩溶地貌不仅是一种很好的旅游资源，而且在地下溶洞中还埋藏着大量的古生物和古人类化石，以及丰富的沉积矿床，因此具有重大的科研与生产价值。此外由岩溶作用所成的地貌灾害，如地基破裂，地表及地下崩陷，水库漏水和地面干旱等对生产建设非常不利，因此防治岩溶灾害又是研究岩溶地貌中的重要课题。 第一节岩溶的地貌作用

岩溶地貌由岩溶作用所成，岩溶作用主要是指水对可溶岩石的溶蚀、冲蚀、崩塌和堆积的总称。作用有物理的，也有化学的，但以化学溶蚀作用为主，物理作用为次。岩溶作用的空间十分广阔，既在地表也在地下，从而造成了丰富多彩的地表与地下地貌。 一、溶蚀作用 (一)溶蚀作用机理

溶蚀作用是指水通过化学作用对矿物和岩石的破坏作用。化学作用主要有溶解、水解、水合、碳酸化及氧化等。其中水对可溶岩的溶解和水解十分普遍。 大气中的CO2与水化合后即成为碳酸：

CO2+H2OH2CO3-H2CO3H++HCO3-2+H++CaCO3HCO3+Ca-2+ 综合反应式是：CaCO3十CO2+H2O2HCO3+Ca 溶蚀结果

一是所有组分全部溶解，即称为“全溶解”。

二是只有部分组分溶解，称为“不全溶解”。不溶或难溶的物质会残留在岩石表面或裂隙中，阻碍溶解作用。

由硫化铁氧化时产生的硫酸，生物活动或死亡后分解而产生的有机酸，闪电时产生的二氧化氮溶入水后形成的硝酸等强酸类，对石灰岩都会产生强烈的溶蚀。 (二)影响溶蚀作用的主要因素

溶蚀作用能否进行及其溶蚀速度主要受水的溶蚀力、岩石的可溶性及岩石的透水性等因素影响。

1．水的溶蚀能力

水的溶蚀力取决于水的化学成分、温度、气压、水的流动性及流量等方面。 （1）水的化学成分

水含酸类是岩石溶蚀的关键，而酸的含量多少则影响岩石的溶蚀速度，酸的含量越高，溶蚀力也越强。

酸的来源除了少部分来自矿物的分解和生物活动而直接产生之外，大多数是由大气中的CO2溶入水中而成，这些CO2有来自火山喷发、有机物的燃烧、动植物呼吸、有机物的分解及微生物的作用方面。CO2对岩石的溶解起着重要作用。 (2)水的温度

水中CO2的含量与温度成反比，一般温度越高，CO2的含量越少，温度越低，CO2的含量越多。温度高的水，CO2的含量虽然减少了，但水分子的离解速度加快，水中H+和OH-离子增多，溶蚀力反而得到加强。据测验气温每增加10℃，水的化学反应速度增加一倍，故高温地区的岩溶速度较快。 (3)气压的影响

气压会影响水中的CO2的含量，一般大气中CO2的含量占空气体积的0．03％，因此在自

由大气下，空气中CO2的分压力为0．0003大气压。水中CO2的含量与气压成正比，在温度条件不变的情况下，局部分压力越高，水中CO2的含量也越多，CaCO3的溶解度也越大。 (4)水的流动性及流量

经常流动的水体，能较大地提高水的溶蚀力。 ①、流动的水处于开放系统，能不断地补充因溶蚀岩石所消耗的CO2，使水体不易达到饱和。 ②、流动状态的水发生浓度、温度、异离子混合溶蚀现象。 我国不同气候带的碳酸盐岩溶蚀量

地区气候带 年降水量(毫米) 年平均气温(℃) 年溶蚀量(毫米) 河北西北部暖温带半干旱区400-6006～80．02—0．03 湖北三峡中亚热带湿润区1000—120012～150．06 黔北务川中亚热带湿润区127115．60．036 滇东罗平中亚热带湿润区173415．10．051

广西中部南亚热带湿润区1500—200020～220．12～0．3 2．岩石的可溶性

岩石的可溶性是岩溶地貌发育的最基本的物质条件，可溶性主要取决于岩石的化学成分与岩石结构。

溶解度最大的：卤盐类如钾盐、石盐；溶解度较大的：硫酸盐类如硬石膏、石膏、芒硝；溶解度较小的：碳酸盐类如石灰岩和白云岩等。

地球上卤盐类和硫酸盐类岩石分布不广，厚度小，加上溶解速度快，地貌不易保存，故地貌意义不大。碳酸盐类岩石溶解度虽小，但分布广，岩体大，地貌保存较好，所以最有地貌意义，世界上绝大多数岩溶地貌都发生在该类岩石中，特别以石灰岩为突出。

碳酸盐岩石的溶蚀强度顺序为：质纯的石灰岩>白云岩>硅质石灰岩>泥质石灰岩。

岩石的结构与溶解度有密切关系，试验表明，结晶的岩石，晶粒越小，溶解度也越大，隐晶质微粒结构的石灰岩相对溶解度为1．12，而中、粗粒结构为0．32，比前者少2．5倍。此外，不等粒结构的石灰岩比等粒结构石灰岩的相对溶解度大。 3．岩石的透水性

岩石的透水性对岩石的溶蚀速度和地下岩溶的发育有着重大影响。透水性不良的岩石，溶蚀作用只限于岩石表面，很难深入岩石内部。透水性好的岩石，地表和地下溶蚀都很强，地貌发育也好。透水性强弱取决于岩石的孔隙和裂隙大小和多少。 原生透水性指在成岩时生成的孔隙及裂隙与其所产生的透水性能。在碳酸盐岩石中，一般结晶的石灰岩孔隙度都很小，只在3％以下，所以透水性都较弱。

次生透水性指岩石生成后，由于构造运动、风化和侵蚀作用而成的裂隙所产生的透水性能。其中由构造运动形成的张裂隙、断层裂隙和卸荷裂隙等对透水性影响最大，它们明显地控制着岩石的透水性。此外，溶蚀作用本身也不断地改变着次生透水性。 二、冲蚀作用

水在可溶岩表面流动时，如果流速大，特别是夹带着沙砾等固体物与岩面摩擦时，就会发生冲击和磨蚀，统称为冲蚀作用。

岩溶区的冲蚀作用特点是：①、有溶蚀作用的参与。②、冲蚀作用不仅发生在地表，而且发生在地下。 三、崩塌作用

岩溶区的崩塌作用同样发生在地表和地下，而且与溶蚀作用有关，因为溶蚀首先为崩塌创造了空间条件，由溶蚀而诱发的崩塌，可称为岩溶崩塌作用。其主要类型有：错落、陷落和气爆。

四、堆积作用

岩溶区的堆积比较复杂，它不仅有地表和地下堆积，而且还有化学性的CaCO3堆积(沉淀)与物理性的碎屑物堆积。

化学堆积以CaCO3为主，特别是在地下溶洞内非常发达。堆积机制正与石灰岩的溶解作用相反，即当水中CO2逸出时，水中的碳酸氢钙即行分解，CaCO3就发生沉淀，反应式：Ca(HCO3)2CaCO3+CO2+H2O

导致CO2逸出的原因有多种：如水温或气温升高，二氧化碳分压力降低，水流速度加大，出现紊流或有生物(如藻类)吸收CO2等都会造成CaCO3的沉淀。此外，在干旱地区由于强烈的蒸发而引起水溶液的过饱和；高山冰雪融化的地下水，在温度较高的低处出露；海岸潮间带海水的蒸发而使CaCO3结晶，成为海滩岩的胶结物。 五、岩溶水的分布与运动对岩溶的影响

岩溶水与常态水不同，例如它在空间分布上，分为地表径流和地下径流；在流态上两者又各自成系统，但又互相联系和转化。

(一)、地表径流的特征1．地表河流、湖泊和沼泽是地下水的补给区。2．径流少，水量不多。3．水质变化。

(二)、地下径流的分带与水流特征地表径流通过各种裂隙和管道转入地下后，向深处运动，运动方向有垂直的，也有水平的，由上至下可分成三带。 1．包气带(垂直循环带)

该带位于地面以下至丰水期潜水面之间的地带，水流受重力作用，由上往下渗流，故又称为垂直循环带。水流时间不稳定，通常是在降雨或冰雪融化季节发生，平时干涸。该带厚度视潜水面的深度而定，而潜水面的深浅又与河流切割的深度有关。在地壳上升区，河流深切，潜水面很低，故包气带的厚度大。在地壳稳定区，河流下切较浅，潜水面较高，包气带的厚度就小。

包气带水的溶蚀力虽然在转入地下之前已趋向饱和，但因通过土层时溶入了土壤空气中较多的CO2和有机酸，进入地下管道时又因PCO2增大，加上“混合溶蚀”和“冷却溶蚀”作用，溶蚀力仍然得以保持。但总的来说，溶蚀作用随深度增加而减弱。垂直溶蚀的结果，多形成各种大小不同的垂直性的溶隙、管道和洞穴。 2．季节变动带

位于包气带之下的丰水期潜水面与枯水期潜水面之间的地带。这两种潜水面具有季节变动的特点。雨季或冰雪解冻时潜水面升高(随河水位上升)，是为丰水期潜水面。此时水流方向近水平，向河谷排泄，与饱水带相同，溶蚀出水平状洞穴。干季潜水面下降，是为枯水期潜水面，此时水流方向垂直，与包气带连成一起。由此可见该带是上部包气带与下部饱水带之间的过渡带，岩溶作用及地貌多变。

3．饱水带(水平循环带)位于枯水期潜水面之下，直至可溶岩的底板之上。此带终年呈饱水状态，具有自由水面，水流方向近水平，多向河谷排泄。在流动过程中溶蚀力一般减弱，但当有新的水流汇入或流速加大时，溶蚀强度会增大，甚至有向下游加大的趋势。

①、饱水带上部水流动快，交替较强，矿化度较低，溶蚀较活跃。上部饱水带形成的地貌以水平状溶洞和地下河为主，数量多，规模大，世界上著名的水平洞穴都在该带发育。

②、饱水带下部一般在谷底之下的深处，具有承压性，水的流向虽然仍近水平，但流动不受当地河水位的影响，而是向侵蚀基准面更低或者地质减压方向运动。水流缓慢，水体交替弱，矿化度高，溶蚀停滞，只形成规模小的孔洞，显示了饱水带的溶蚀作用随深度而减弱的特点

第二节岩溶的地貌形态

岩溶地貌的发育因受到地表的和地下的岩溶作用支配，因此也造成地表岩溶地貌和地下岩溶地貌两大类。两类地貌虽然各自发展，但又相互影响。一方面是地表地貌的高度降低，类型

减少，趋向消亡。而另一方面是地下地貌不断暴露并转成为地表地貌，如果地壳发生升降运动，那么这种变化就会变得更加复杂。 一、地表地貌形态

地表地貌按形态特征，可分为六种：小型溶蚀地貌、岩溶洼地、大型盆地、岩溶谷地、岩溶石山和岩溶平原等。 地表岩溶地貌类型表

主要类型 次级类型

小型溶蚀地貌 溶孔、溶窝、溶纹、溶缝、溶沟、溶槽、石芽、石脊、石林 岩溶洼地溶蚀 洼地、塌陷洼地、沉陷洼地、潜蚀洼地 大型盆地 坡立谷与槽谷

岩溶谷地 干谷、盲谷、袋形谷 单体形态 塔状、圆锥状、单斜状 岩溶石山

组合体形态 峰丛、峰林、孤峰（残丘）

岩溶平原 岩溶边缘平原、岩溶基准面平原、岩溶山足平原 (一)小型溶蚀地貌 1．溶沟和溶槽

岩石表面的石质沟槽，横剖面呈楔形、V形或U形，长度不一，深数十厘米至数米不等。沟槽的发育受到构造裂隙、层面和坡面产状等影响。 2．石芽、石脊和石林

相对突出于沟槽之间的尖形岩石，竖立在沟槽包围中的齿形岩石称为石芽，若石芽呈岭脊状延伸的称为石脊。石芽和石脊的形状有笋状、菌状、柱状、尖刀状等，排列形态有不规则的、车轨状的或方格状的。大小不一，高度一般由数厘米至数米。高度与可溶岩的厚度、纯度有关，质纯厚层的石灰岩可发育出尖锐而高大的石芽；薄层的泥质灰岩和硅质灰岩难于溶蚀，只能发育出矮小而圆滑的石芽。 2．石芽、石脊和石林

高大而密集的石芽，又称为石林或石林式石芽。

如我国云南路南县的石林，石芽高可达35米，分布面积达35平方千米。它是在厚层质纯、产状平缓、节理倾角陡但密度较疏的石灰岩中，加上当地地壳轻微上升、气候湿热多雨等条件下发育而成，它出露之前，曾经埋藏在第三系红层之下。 3、漏斗

漏斗又称喀斯特漏斗、溶斗，盘坑、盆坑和圆洼地等，是一种呈漏斗形或碟形的封闭洼地，直径在几米至一百米，深几米到几百米。它是地表水沿节理裂隙不断溶蚀，并伴有塌陷、沉陷、·渗透及溶滤等作用发育而成的。漏斗底部常有落水洞通往地下，起消水作用。漏斗也可由落水洞底部被溶蚀残余物及碎石充填堵塞而成。

世界上最大的小寨天坑是一个硕大无比的岩溶漏斗。天坑四面绝壁，如斧劈刀削。

在天坑底部还有小山，山中幽静，可以仰视蓝天，即所谓的“坐井观天”，别有一种滋味。 坑底的暗河从高达数十米的洞中飞奔而出，咆哮奔腾，再从坑底破壁穿石而出，形成了美丽如画的迷宫河。

世界上最长的天井峡地缝，全长37000米，宽1-500米，深4-

900米，由上游宽谷及原始森林、中游峡谷及消水洞、下游地下河及一线天构成。 (二)岩溶洼地

它是一种封闭性的小型盆地，平面形状有圆形、椭圆形、星形、长条形。垂直形态有碟形、漏斗形和筒形，由四周向中心倾斜。长宽度多在数十至数百米。深度较浅，一般为数米至数

十米不等。洼地基底为岩石，也有砂、粘土层覆盖。这些土层多是岩石风化后的残留物，可种植。但因洼地底部存在裂隙和落水洞，所以洼地易透水干旱。如果透水通道堵塞，洼地就会储水成湖，称为“岩溶湖”。我国广西俗称“天塘”或“龙湖”。 (二)岩溶洼地

洼地是包气带岩溶作用下的产物，也是岩溶作用初期的地貌标志，因此它在岩溶高原上发育得最普遍。洼地的发展，最初是以面积较小的单个漏斗(溶斗)为主，以后多个漏斗不断溶合扩大，形成面积较大的盆地。它的发展不但使地面切割加剧，而且还促进了正地貌的形成。如洼地和与之相邻的峰丛石山关系是洼地越发育，峰丛石山越明显。 岩溶洼地

(三)坡立谷与槽谷(大型岩溶盆地)

坡立谷(Polje)一词源于南斯拉夫语，原意是田野，

地貌上是指大型的岩溶盆地，宽数百米至数公里，长数公里至数十公里。这种大型盆地在我国云贵及广西的都安、马山、大新和龙津等地十分发达，四周多被峰林石山围绕，谷坡坡陡，横剖面呈槽形，故又称槽谷，俗称“坝子”。

(三)坡立谷与槽谷(大型岩溶盆地)坡立谷的发育有三种类型： 发育于可溶岩与非溶岩的接触地带；发育在断陷盆地或向斜构造基础之上；完全发育在可溶岩区，由于潜水面埋藏浅，受强烈的溶蚀及地表河的侵蚀。

红池坝高山草场位于巫溪县西北边缘，面积近2万顷，海拔1800—2500米，由多个岩溶槽谷平坝组成。槽谷底部地形辽阔平坦，夏季绿草如茵，繁花似锦，冬季银装素裹，一派北国风光。

(四)、盲谷和干谷

当地表河流潜入溶洞或落水洞之后，河谷突然中断，这种下游不正常延伸的河谷称为盲谷。 干谷是一种干涸的河谷，它原是岩溶区昔日的河谷，因谷底岩溶作用活跃，当地壳上升，或岩溶基准面下降时，河水沿谷底漏陷地貌渗入地下成为伏流，使原来的河谷变为干涸的“悬谷”，或者雨季时有部分水流通过的“半干谷”。 (五)、岩溶石山

它是岩溶作用下所成的山体，这类山体非常独特，

不但有奇异的地表形态，而且还有复杂的山内地貌。地表岩石裸露，山峰尖锐挺拔，山坡陡峭，地面坎坷不平，布满着凸起的石芽、石脊和与之交错的石沟石槽，还有陷入地下的落水洞及消水坑等。石山内部更有纵横交错和大小不等的溶洞、裂隙和坑道，并往往有地下河(暗河)穿过。这种地貌结构特殊的山体，称为岩溶石山。 石山的单个形态与岩层产状有关，如在水平岩层和质纯的石灰岩上发育的石山呈塔状或圆筒状；在产状水平但不纯的石灰岩上发育的石山呈圆锥状，基部大，山顶小；在单斜层上发育的石山呈单斜状，山体两坡不对称。石山的组合形态主要有三种。 1．峰丛石山

它是基座相连而峰顶分离的石山群，基座的厚度大于峰顶的厚度。峰顶之间为深陷的岩溶洼地所分隔，峰顶相对高度一般为100～200米，国外称为锥状岩溶或多边形岩溶。 这类石山的生成是因石灰岩区内洼地扩大，而洼地之间蚀余的岩石就成为峰顶，属岩溶作用中期的产物，它在我国贵州及桂西北一带分布最广。 2．峰林石山

它是基座分离或稍有相连的石山群，又称为“塔状岩溶”。相对高度在百米以上。该类石山主要由峰丛石山演变而来，即原分布在峰丛石山上的岩溶洼地向下发展，深切至潜水面附近后转化为坡立谷和溶蚀平原，从而把石山基座彻底分开，于是峰丛就变为峰林。因此峰林石山常与坡立谷或溶蚀平原相伴生，成为岩溶后期的产物。如果地壳上升，峰林石山也会重新变

为峰丛石山。

该类石山主要发育于湿热多雨的热带及亚热带地区，如我国的桂林、阳朔一带是峰林石山的典型地区。石山群的排列受地质构造影响，在褶皱紧密、岩层陡倾的地区，石山呈脊状排列，在岩层缓倾和褶皱舒展地区，石山排列不规则，有的呈星点状。 3．孤峰石山(残丘)

分布在岩溶平原或坡立谷中的孤立石山，形态低矮，相对高度数十米。它是在地表长期稳定下，峰林石山进一步破坏而成，属岩溶作用晚期的产物。 以上三种石山组合的分布特点： 一般是峰丛位于山地的中心，峰林在山地的边缘，孤峰在山地以外的溶蚀平原上或坡立谷地之中。

(六)、岩溶平原

岩溶高原和石灰岩山地经过长期的溶蚀破坏，地形高度逐渐降低，起伏减小，最后发展成为面积广阔的平原。平原面的发育严格地受地下潜水面和石灰岩内不透水层面的控制，而且多与岩溶区内或边缘地带的河流作用有关。因此它多沿河流两岸分布。平原的发育有的在岩溶区内，由多个坡立谷合拼而成，也有的在岩溶区边缘，是在伏流出口的袋形谷的扩大和地表河的侧蚀共同作用下形成的

二、地下岩溶地貌

地下岩溶地貌是岩溶作用的特有地貌，它包括落水洞、溶洞和地下河、湖等。 (一)、落水洞

它是从地面通往地下深处的洞穴，垂向形态受构造节理裂隙及岩层层面控制，呈垂直的、倾斜的或阶梯状的。洞口常接岩溶漏斗底部，洞底常与地下水平溶洞、地下河或大裂隙连接，具有吸纳和排泄地表水的功能，故称落水洞。

直径一般为数米至数十米，深度远较直径为大，已知单段直落最深可达450米。如果是曲折多变的落水洞深度更长达千米。例如法国的“牧羊人深渊”，深1122米，而比利牛斯山上的“马丁石”更深，达1138米。

深度大，洞形陡直的落水洞称为竖井。一些形似井或洞底常有水的，可称为天然井。对洞口小和深度小的可称为消水坑。落水洞发育于包气带内，由于它是地表汇水地点，故流量大，流速快，溶蚀强，冲蚀作用也强，甚至造成洞壁崩塌，洞体扩大。在有河流注入的落水洞，会形成“落水洞瀑布”，此时的冲蚀作用成了洞的主要破坏力量。 (二)、溶洞

溶洞从广义上说它包括了地下大小不同的各种类型的洞穴，其中也包含了落水洞。但这里所指的主要是发育在饱水带或季节变动带内的水平状溶洞，其次是倾斜或垂直状溶洞。世界上规模最大，最富有地理意义和研究得最为详细的是水平溶洞类型。溶洞的作用力复杂，除了溶蚀外，还有地下河的冲蚀、崩塌、化学堆积和生物作用等，形成的地貌形态也多种多样。 1．溶洞的形成机制

近30多年来，人们对溶洞生成的研究，除野外探测外，还开展了室内模拟试验，认识到溶洞的生成受到地质、地貌、水文、气候、土壤和生物等多种自然因素影响，这些因素都通过水文地质(特别是含水层的补给、运动、排泄及水化学)去起作用。 (1)、普通非承压含水层(潜水层)成洞模式 ·初始洞穴阶段：发育在有利于溶蚀的部位，特别是岩石的层面和构造裂隙处。当裂隙的溶蚀直径或宽度达到紊流出现时，即标志着第一阶段完成，此时洞穴的规模尺度约为5—15毫米。由于紊流作用，使溶洞迅速扩展，当地下水流的的输入补给点和输出排泄点之间出现连通管道时，即表示该阶段的结束，此时的管道称为初始管道。其延伸方向，总是沿着地下水

面的最大坡度方向。而具体的发展则是顺着最小阻力的方向。这种补给点和排泄点的连通不但使溶洞发展突然加快，而且还会使同一含水层中相邻的初始管道发生合并。 ·系统洞穴阶段：主要过程就是管道的合并、扩大以至洞穴系统的形成发展与完善。 (2)普通承压含水层成洞模式

普通承压含水层是指以大气降水为补给和顶、底面被相对隔水层夹持的可溶岩含水层。在此层内裂隙全充水，地下水流动缓慢，沿构造节理溶蚀出两维空间的小通道，其形状和大小较近似，常组合成网状迷宫。 (1) 深部热水矿水成洞模式

深部地下水的水温高，含气体和矿物成分也高，这些水的成因复杂，来自火山水、岩浆水、沉积共生水、深循环的大气水等。水的性状、成洞机制与结果都十分复杂。 ①、富含二氧化碳的热水成洞

热水上升并进入碳酸盐岩石后产生的溶洞有两种形态，一是直线网格式迷宫，二是由下往上伸展的树枝状洞。其溶蚀机制主要是碳酸化溶解和冷却溶解。当热水与浅层碳酸盐淡水混合时，还发生混合溶解。特点有热矿水形成的特殊矿物堆积(方解石晶体)，和小圆顶的袋形洞。 ②、富含硫化氢的热矿水成洞

油田或气田水常富含硫化氢，这类矿水上升至潜水面后，受氧化而产生溶蚀性很强的硫酸，它对碳酸盐岩石溶蚀时还产生二氧化碳，因而更加强了溶蚀作用。

2．溶洞形态溶洞的形态非常复杂，洞的规模大小相差悬殊，这反映了形成机制、形成因素和演化历史的不同所致。基本形态有三种：即通道、洞室与洞厅、石窟。 (1)、通道

是指人能通过的管状洞的总称。溶蚀通道的直径较小，多在数米以内，而长度可超过数百米，通道的发育多与地下河的作用有关，而且在通道顶、侧往往遗留着昔日河水溶蚀的痕迹。 (2)、洞室、洞厅

这是长、宽、高度相似的单个溶洞或洞段，规模小的称洞室，大的称洞厅，它们常发育在岩性易溶、裂隙较密集或断裂交叉、水流交汇的地段。洞厅的规模可以很大，洞内崩塌是溶洞扩大成厅堂的重要原因。 (3)、石窟

石窟是沿水平方向切人陡坡、陡壁或洞壁的单个浅洞。大小规模在10米以内；洞口大，但深度小，状似神龛，又称“岩屋”。其成因常与河流冲蚀或差异溶蚀有关，也有的是大溶洞崩塌破坏的残余。 （4）、组合形态

各种溶蚀通道、洞室、洞厅常交叉连通，构成洞穴系统，其组合方式与结构形状十分复杂离奇，反映了形成机制、地质结构、环境条件及成洞历史的差别。根据组合形态的结构特点可分为：横向树枝状、垂向树枝状、格子状迷宫、蜂窝状迷宫、楼层状等洞穴系统。 3．溶洞化学堆积形态

洞内堆积矿物已发现有80余种，其中大部分为方解石的化学堆积。造成方解石堆积的主要原因是渗入洞内的碳酸水溶液中的CO2逸出。CO2的逸出与水质、水温、洞内空气中CO2的含量、水的运动和藻类生物的化学作用等有关。 (1)、石钟乳、石笋、石柱

这是一组由洞顶滴水而产生的堆积地貌。石钟乳是从洞顶垂直往下悬挂的堆积形态。如果洞顶有足够的供水，石钟乳末端的滴水就会滴在洞底位置上，产生与石钟乳相对应的，但生长方向相反的石笋。

石钟乳下伸触及洞底，或石笋上长至洞顶，或二者相向对生后连接时，就成为石柱。 (2)、石幔、石旗、边石坝、钙华板

这是一类由薄膜(层)状溶水所成的堆积地貌，总称为“流石”。当水沿额状洞壁往下漫流时，就会形成布幔状或瀑布状流石，即“石幔”。若水集中沿一条凸棱下流时，会形成薄片状的堆积，称为“石旗”。

如果薄层水在洞底斜面上作缓流而又遇到小凸起时，流速就会加快，水中的CO2会逸出，并在凸起处发生堆积。这些局部堆积反过来又加快了流速，再次促进了局部堆积。这样反复作用的结果，最终形成了花边状弯曲的小堤，即“边石坝”。

饱和的碳酸钙水溶液在洞底流动时，常形成多孔状的堆积层，称“钙华板”或“灰华层”，最厚者可达数米。结构呈多孔状，这与地表河流瀑布坎的钙华相似，因此跌水急流也可能是钙华板的成因。

(3)、石花、卷曲石、爆玉米

这是一类毛发状、草叶状、豆芽状或花球状的微小形态，常附生在其他大型碳酸钙堆积形态上。生长方向乱散，似是不受重力影响。其成因复杂，主要与毛细水的运动有关，同时还受洪水量少、环境较封闭、气温较稳定和气流扰动少等条件影响。石花的“花瓣”呈针状向外辐射，形似蓟草的花球，常由文石组成。卷曲石似豆芽，其卷曲可能是晶格错位所致。爆玉米是群生的小瘤，是毛细水蒸发的产物。 4．溶洞崩塌地貌

溶洞内周围岩石的临空和洞顶的溶蚀变薄，会使洞穴内的岩石应力失去平衡而发生崩塌，直到洞顶完全塌掉，变为常态坡面为止。所以崩塌是溶洞扩大和消失的重要作用力。 (1)、崩塌堆

溶洞崩塌主要发生于洞顶岩层薄、断裂切割强以及地表水集中渗入的洞段。崩塌发生后，洞底就会堆出崩塌堆，若有地下河活动时，崩塌堆会逐渐被搬运，只留下一些较大的崩石。 (2)、天窗

洞顶局部崩塌并向上延及地表，或地面往下溶蚀与下部溶洞贯通，都会形成一个透光的通气口，称为“天窗”。若天窗扩大，及至洞顶塌尽时，地下溶洞则成为竖井。 (3)天生桥、穿洞

地下河通道塌顶后就变为箱形谷或峡谷，但这种崩塌常常不是一次性完成的，如果通道上、下游两端先崩，中间局部保留，此时就出现横跨谷地的桥状地形，称为“天生桥”。可见它是洞顶崩塌的残余地形，呈拱形，宽度数米至百米。桥下的洞，两头可对望的，称为“穿洞”，如桂林的象鼻山、阳朔的月亮山等。 (三)、地下河

有长年流水的地下溶洞称为地下河或暗河，它和地表河一样，发育有瀑布、冲蚀坑、壶穴、深槽地貌和沙砾堆积物。河流过水面积受到石质河槽的限制，不能自由扩大。流向受断裂构造节理或层面走向的支配，显得十分曲折和不连续，宽窄也不一致。当地壳上升和潜水面下降时，河水便渗入更深的地下，原来的地下河槽则变成了干涸的水平溶洞，以后就会发育出各种各样的碳酸钙堆积地貌

第三节岩溶地貌发育的规律性

近100年来的岩溶研究提出了许多单种形态的、多形态组合的、地区性和地带性的岩溶发育模式，力图说明岩溶地貌发育的地区性、地带性和演化性。 一、岩溶地貌发育的地带性

气候对岩溶地貌的发育有着重要的影响，如大气降水、蒸发、日照和气温等气象要素不但直接地影响地表的岩溶作用，而且还通过水文、土壤及生物等间接地影响岩溶过程。这些影响集中地反映在水的径流量和溶解性两个方面上。其结果使全球岩溶地貌景观具有强烈的气候

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