第三章 地 貌
地貌学简介
地貌：也称地形，指地球硬表面由地貌内外力相互作用塑造而成的外貌和形态
地貌学（Geomorphology ）：研究地球表面的形态（Landforms ）特征、成因、分布及其发育规律的科学。（严钦尚）
地貌学由地理学、尤其是由地质学中分化成独立的学科，在十八世纪末至十九世纪初开始形成。 地貌学基本理论
“现实论” ， 英国的赖尔（Charles Lyell）在《地质学原理》中提出，1830年提出: 地球表面形态是由现在仍起作用的过程的影响下，缓慢而不断地变化
认为，基本的地貌形态作为地壳运动的结果而形成，然后在外力作用下被破坏、夷平 “地理循环”学说，美国的戴维斯 （W . M . Davis），1899年
认为地貌发育有三要素，即构造、营力、时间。认为地貌的准平原化发育过程经历三个阶段：幼年期、壮年期、老年期。
阿·彭克（1858~1945）近代地理学史上系统自然地理研究最出色的人
他第一个采用地貌学Geomorphology ）一词来论述地球形态的起因
创立了气候地貌学、第四纪冰川地层学。在巴伐利亚阿尔卑斯山考察时，证实了第四纪冰期 《地形分析》，德国的彭克 （W . Penck），1924年。
彭克专注坡地形态研究，认为内、外力同时作用，而地貌形态则揭示了内、外力的关系。 地貌成因要素：地貌营力、地表物质、地貌发育时间；
F = f（PM ）dt
F ：form ；P ：process ；M ：matter ；t ：time ；
P ：内（营）力（放射能）； 外（营）力（太阳能、重力）；
内力和外力同时作用，相互影响，此消彼长，动态平衡；
M ：岩性、地质构造； t ：地貌发育时间；
关键1：地貌营力
地貌是在内营力和外营力的共同作用下生成和发展
内营力：地球内能造成地壳的水平或垂直运动，引起岩层的褶皱、断裂、岩浆活动和地震等 地球上巨型、大型地貌主要是内力所造成的
外营力：在太阳能和重力驱动下通过大气、流水和生物所起的作用
风化、流水、冰川、波浪、潮汐等，外力作用活跃，易于被察觉
关键2：物质组成
地表物质组成包括地质构造和岩石性质
地质构造是地貌形态的骨架
岩性不同造成岩石对外力抵抗力的差异
关键3：时间
内外力作用时间的长短不同所形成的地貌形态也有区别，显示出地貌发育的阶段性 地貌的规模
星体地貌 例如，陆地和海洋（占据面积在几十万和几百万km 2以上）
巨地貌 如: 山系（占据面积在几万和几十万km 2以上）
大地貌 如: 山脉（占据面积在几百和几千km 2以上）
中地貌 如: 河谷盆地（占据面积在几十km 2）
小地貌 如: 单个洪积扇
微地貌 如: 沙波纹
第一节 地貌成因与地貌类型
一、地貌成因
（一）构造运动与地貌发育
即内力对地貌发育的作用
岩石圈构造运动造成地表形态，是地球内部物质运动的产物，称为构造地貌或内营力地貌 构造地貌按规模可以分为3个等级：
1. 全球构造地貌 大陆、海洋
2. 大地构造地貌 山系、高原、平原、洋中脊、洋盆
3. 地质构造地貌 火山，单面山，向斜谷
（二）地貌形成的气候因素
即外力对地貌发育的作用
大多数地貌外营力受气候因素的控制，气候水热组合条件的差异导致外力性质、强度和组合状况发生差异，最终形成不同地貌类型及组合
（三）岩性对地貌形成的影响
即物质组成对地貌发育的影响
（四）人类活动对地貌的影响
二. 基本地貌类型
根据形态特征划分、忽略地貌成因可以将基本地貌类型分为：
山地（和丘陵） 平原（和高原） 盆地
山地
山地是指高于周围平地，而内部又有一定高差的正地形；
呈带状延伸的山地称为山脉；丘陵是海拔高度 500m 以下，相对高度＜100m 的正地形。 中山（1000~3500m） 低山 500~1000m
平原
广阔、平坦、地势起伏很小的地貌形态类型
低平原:海拔高度小于200m
高平原, 简称高原
青藏高原 内蒙古高原 云贵高原 成都平原 华北平原 东北平原 长江三角洲平原 珠江三角洲平原
盆地
平原四周被山地环绕时, 平原及面向平原的山坡共同组成新的地貌单元-盆地
三、地貌在地理环境中的作用
（一）地表热量重新分配和温度分布状况复杂化
（二）改变降水量分布格局
（三）地貌对生物界影响
（四）地貌对地域分异的影响
（五） 地貌对土地类型分化的影响
学习要求：掌握地貌学习的基本方法, 内外力对地貌形成的作用
第二节 风化作用与块体运动
一. 风化作用
风化作用：地表岩石与矿物在太阳辐射、大气、水和生物参与下理化性质发生变化，颗粒细化、矿物成分改变，从而形成新物质的过程
其实质是岩石本身离开地壳深处深处高温、高压的条件，在出露或接近地表后，为了适应地表常温、
常压的新环境而必然发生的一种变化过程
风化作用分为物理风化、化学风化和生物风化
1. 物理风化
物理风化又称机械风化或崩落，指岩石发生物理疏松崩解等机械破坏过程，一般不引起化学成分的改变
造成物理风化主要原因有：
（1）岩石卸荷释重引起剥落
（2）外来晶体在岩石裂隙中的挤压作用
（3）温度变化引起岩石体积发生膨胀与收缩
（4）生物活动对岩石机械风化作用的影响
（1）岩石卸荷释重引起剥落
地壳深层的岩石（多为花岗岩），由于地壳抬升，上覆岩石逐渐被侵蚀，释放原先受压的应力，引起岩石膨胀，当膨胀超过弹性限度后，岩石发生破裂产生许多裂隙或隐伏纹理，称为卸荷裂隙。这种裂隙大致平行于地表，也称为席状节理，厚度十几cm 到几m 不等，深处厚度大，地表裂隙厚度薄且多
（2）外来晶体在岩石裂隙中的挤压作用
冰楔作用：存在于岩石裂隙中的水，在气温达到冰点凝结成冰时，体积膨胀。对裂隙周边壁施加很大压力，使裂隙加宽。冰化时水沿扩大的裂隙渗入，再次冻结，如此反复冻融，裂隙逐渐增大，以致将岩石崩解成碎块
此外，岩石裂隙中的水常溶解大量矿物质，当水分蒸发，溶液浓度逐渐达到饱和，便发生结晶，这是体积增大，产生膨胀压力，可以迅速岩石崩落
（3）温度变化引起岩石体积发生膨胀与收缩
因温差变化，致使岩石体积膨胀和收缩而引起岩石的破坏，这种破坏主要取决于温度变化的速度，所以受日温差影响较大，年温差影响较小
岩石中各种矿物的热力膨胀系数不同，当日温差发生剧烈变化时，各种矿物膨胀变形量不同，削弱了彼此间的聚结力，逐步崩解为松散状态的矿物或岩屑
具有等粒结构的厚层砂岩或岩浆岩地区，风化过程常由节理先把岩石分割成块，而后节理棱角部分岩石的温差变化最大且最迅速，最易收剥落，棱角逐渐剥落使石块圆化形成石蛋地形
（4）生物活动对岩石机械风化作用的影响
根劈作用：树根沿岩石裂隙生长，楔入岩隙，扩展裂隙，将岩石挤开
植物的支根、须根等细小根系可以在岩石裂隙中盘根错节，甚至深入到极细的裂隙中，加速岩石破坏
2. 化学风化
化学风化指岩石在大气、水、生物作用下发生分解进而形成化学组成与性质不同的新物质的过程 地下高温、高压条件下形成的岩石，当其逐渐接近或暴露出地表，因发生散热的化学反应而风化，产生低密度和较大体积的新化合物，所以化学风化同样可以看作是岩石为了适应地表常压、常温新环境而改变化学成分和性质的一种过程
影响化学风化的因素很多，
最重要的是水、大气和温度
化学风化主要有
（1）溶解作用（2）水解作用（3）水化作用（4）碳酸盐化作用（5）氧化作用（1）溶解作用
（1）溶解作用:
指水对矿物的直接溶解，溶解的速度虽然较慢，但在长时间作用下，许多难溶矿物也可被溶解，随后渗入地下，成为壤中水、泉水等地下水的组分
常见岩石矿物溶解的难易程度为：
食盐>石膏>方解石>橄榄石>辉石>角闪石>滑石>蛇纹石>绿帘石>长石>黑云母>白云母>石英
溶解作用增加了岩石的孔隙，破化岩石结构、削弱了岩石抵抗风化的能力，有利于物理风化的进行
（2）水解作用
是指矿物与水发生反应而分解的作用。
水中存在游离的H +和OH -离子，可以使弱酸强碱和强酸弱碱的盐类矿物，在水中出现离解，其离子能+-和H 和OH 离子结合成新的矿物
如长石的水解反应是地表最普遍的化学风化作用
（3）水化作用
指水与一些不含水的矿物相结合，水参与到矿物晶格中去，改变了原来矿物的分子结构，形成新矿物
水化作用使原矿物的物理性质发生很大改变，如硬度变小、密度降低，引起体积膨胀，加速了岩石的物理崩解
如：硬石膏水化为石膏，体积膨胀30%
CaSO 4 + 2H2O → CaSO4·2H2O
（4）碳酸盐化作用
碳酸（雨水中溶解的CO 2，以及植物腐殖酸中的CO 2）与岩石中的金属离子发生反应形成碳酸盐的作
用
碳酸盐化反应在石灰岩地区最为明显，方解石（CaCO3）在纯水中溶解速度很慢，但发生碳酸盐化作用，形成碳酸氢钙（Ca(HCO2) 2）则可迅速溶解，以致形成岩溶地貌（喀斯特地貌）
CaCO 3 + H2O + CO2 → Ca(HCO2) 2
（5）氧化作用
在水或水气的参与下, 通过空气和水中游离氧进行氧化作用
许多变价元素在地下缺氧条件下常形成低价元素矿物, 出露地表后在氧化环境下, 这些不稳定的低价元素容易氧化为高价元素的新矿物, 以适应新的环境, 其中多为金属元素, 以Fe 元素氧化最为常见. 如黄铁矿氧化成硫酸铁，以砂岩最明显
4FeS 2 + 15O2 + 10H2O → 4FeO(OH) + 8H2SO 4
（二）风化壳
被风化了的岩石圈的疏松表层称为风化壳
风化作用所能达到的深度即是风化壳的厚度，主要取决于气候、岩性、构造、地貌和发育时间，厚度从几十cm 、几十m 到几百m 不等，一般来说寒冷地区的风化壳厚度不大，湿热的热带地区可以达到100~200m
风化壳的发育阶段(岩浆岩)
二. 块体运动与重力地貌
重力地貌主要发生在坡地，也称为坡地重力地貌
由坡地块体运动造成崩落→崩塌地 滑落→滑坡地貌 蠕动→
使坡地发生运动的自然营力最主要的是重力和水的作用
摩擦力τ并不会无限增大，当块体与坡面间摩擦力达到最大值τf ，且块体静止时，这时的块体处在极限平衡状态，即 T = τf ，此时相对应的坡角成为临界坡角，称为内摩擦角（φ ），它反映了块体沿坡下滑刚好起动的坡角
（一）崩落与崩塌地貌
陡坡上的岩土在重力作用下突然快速下移
形成的地貌为：
山坡上部的崩塌崖壁与坡麓的倒石堆
倒石堆是一种倾卸式的急剧堆积，结构松散、 杂乱、多孔隙、大小混杂无层理，较大的石块相对翻滚较远
崩塌的形成条件
（1）地貌条件：主要是坡度，当坡地由松散碎屑组成时，当坡度超过休止角后可出现崩塌，坚硬
岩石组成的坡地一般要在50~60°以上时方可形成大型崩塌出现在深切的高山峡谷，海蚀崖等
（2）地质条件：主要指岩性和结构，如岩性差异、岩石节理等
（3）气候条件：日（年）温差大的干旱地区、高山或高纬地区，冻融作用强烈地区
崩塌的触发因素
暴雨、强烈的融冰化雪、爆破、地震等都可以引起崩塌
根据坡地的组成物质、地貌部位以及运动特征，可划分为崩塌（山崩）和散落（落石）等类型
（二）滑落和滑坡地貌
由岩土体或碎屑堆积物构成的山坡体在重力作用下沿软弱面发生整体滑落的过程
滑坡的形成条件
（1）斜坡的地貌特征：斜坡的高度、陡度和外形是决定滑动力大小的主要因素，如高陡的山坡或陡崖，斜坡上部的软弱面形成临空状态，加大滑动力减小抗滑力
（2）斜坡的物质组成和地质结构：岩层的构造面如层面、片理面、断层面、节理面等常成为滑动带的软弱面；特别当岩层结构面的倾向与坡面一致，岩层倾角又小于斜坡的坡角时，最易发生滑坡
（3）地下水的作用：地下水浸湿斜坡上的物质，可以显著降低其抗剪强度
促使滑坡滑动的原因
（1）斜坡形态的改变：如河流凹岸侧蚀、人工开挖坡脚或坡顶堆积弃土、建筑房屋
（2）大气降水和地下水的变化：
（3）震动影响：
（三）蠕动
坡面岩屑、土屑在重力作用下以极缓慢的速度移动的现象称为蠕动
蠕动的速度每年只有若干mm ，大的也仅有几十cm
蠕动的类型及影响因素
根据蠕动的规模和性质，可以将蠕动分为：
（1）疏松碎屑物的蠕动（2）岩层蠕动
引起疏松碎屑物的蠕动的主要因素有
A 较强的温差变化和干湿变化：热胀冷缩或冻融过程
B 一定的粘土含量：粘土含量越多蠕动现象越明显
C 一定的坡度：25~30°
岩层蠕动
岩层发生弯曲，但并不扰动层序
问题1:造成物理风化有哪几种原因，请举例说明
2:化学风化主要有哪几种类型, 请举例说明
3:什么是风化壳，试论述其主要发育阶段
4:块体运动有哪几种，相对应的重力地貌是什么？它们之间有什么差别？
5:崩塌地貌有什么特点（崩塌崖壁、倒石堆）
6:滑坡地貌组成和特点，滑坡的形成条件
第三节 流水地貌
流水地貌
流水是形成陆地地貌的主要外营力之一，流水在运动过程中，使沿程的物质发生侵蚀、搬运和堆积地貌，这类由流水作用所塑造的各类地貌，统称为流水地貌
一. 流水作用
地表流水作用包括坡面流水、沟谷流水和河流流水三类。
流水具有动能，能对地表物质进行侵蚀、搬运和堆积，流水动能的大小取决于其流速及流量。
1. 侵蚀作用:指流水破坏地表，并带走地表物质的作用；
化学溶蚀——水对可溶性物质的溶解；
机械侵蚀——流水以其动能使物质脱离地面，进入水中。
流水机械侵蚀的类型
①片蚀（面蚀）：面状水流对地表的侵蚀，结果使地面高度均匀降低；
②下蚀（下切、垂直侵蚀）：线状水流对河谷或沟谷底部进行的侵蚀，结果使河谷（沟谷）加深；下蚀在上游及山地区最强烈；
③侧蚀（旁蚀、侧向侵蚀）：线状水流对河谷或沟谷两坡进行的侵蚀，结果使河谷（沟谷）拓宽；侧蚀主要发生在河（沟）床凹岸；
④溯源侵蚀：线状水流向河谷或沟谷的源头进行的侵蚀，结果使河谷（沟谷）伸长；
2. 搬运作用
指流水将侵蚀下来的物质向下游搬移的过程
搬运方式：推移、跃移、悬移、溶解质搬运；
3. 堆积作用
由于流水搬运能力下降而造成泥沙堆积（原因包括：流速降低、流量减少、含沙量增加）。
二. 坡面流水与沟谷流水地貌
（一）坡面流水地貌
坡面径流是地表流水形成的初期阶段，具有水层薄、流路广、作用时间和流程短的特点，无无固定流向
坡面径流是坡地发育的重要原因，主要表现为冲刷、搬运和堆积作用三种方式
（二）沟谷流水地貌
坡面细流最终将汇集为相对固定流路，侵蚀能力显著增强的沟谷水流，并形成沟谷地貌。 沟谷——由沟谷水流侵蚀形成的长条状的凹地，长度几米至几十公里不等。
1. 沟谷水流的特点：
①流量变化极大，暴涨暴落；
②水流湍急，侵蚀力很强；
③含沙量大，可能形成泥石流。
2、沟谷的发育与形态：
细沟→切沟→冲沟→坳沟
切沟：通常发育在裸露的坡地上，水流顺坡流动，往往聚成多条股流，侵蚀后形成大致平行的细沟，细沟不断侵蚀扩大，发展成冲沟（宽深约1~2m，横剖面呈V 型）
冲沟：由切沟进一步发育而成，在水流溯源侵蚀作用下，沟头不断后退，产生陡坎和跌水。由于侧蚀作用，沟槽加宽，横剖面呈V 型，长度达数千米~数十千米，深宽度为数米~数十米
坳沟：冲沟发育到一定程度，溯源和下切侵蚀减弱，不再加深沟底，坡度变得和缓
3. 沟谷地貌组合
在山区范围内，沟谷形成的地貌分布广泛，垂直分带明显，自上而下一般由3部分组成： 集水盆、沟谷主干、洪积扇
集水盆：沟谷上游小型集水洼地
沟谷主干：集水盆地水、沙通道
洪积扇：沟谷出山口后，坡降骤减，沟谷水所携带的物质大量堆积，形成以沟口为顶点的洪积扇， 在干旱和半干旱地区的山麓地带，洪积扇发育非常典型、普遍。
在暴雨或冰雪融化时巨大洪流流出山口，迅速展开成辐射状散流，流水搬运能力迅速下降，形成以沟口为中心的半圆形扇形堆积体
扇顶：舌状重叠的砾石堆积体，砾石间常有砂、粘土填充，堆积体厚度大、坡度5~10°，分选差、透水性强
扇中：主要由砾石、砂和粉砂组成
扇缘：组成物质较细，主要由亚砂土和亚粘土组成，坡度1~2°，分选较好，具有水平层理
（三）泥石流
是山区常见的突发性自然灾害，是由大量土、砂、石块等固体物质与水组成的特殊洪流 泥石流形成的基本条件：
1. 大量松散的固体物质：经风化作用等形成的碎屑物质，经过块体运动进入沟槽，成为泥沙流发生的物质基础
2. 暴雨和洪水：松散物质受暴雨浸润、冲蚀成为塑性状态，洪水巨大的侵蚀搬运能力使其成为泥石流
3. 陡峻的沟谷：泥石流沟的源头多为环形洼地，有利于固体物质和水流的积聚，比降较大的沟床使其形成泥石流
三. 河流地貌
（一）河谷的发育
河谷是以河流作用为主，在坡面流水与沟谷流水参与下形成的狭长形凹地。
河谷最基本的形态可分为谷坡和谷底两部分
河谷的发育阶段
1. 峡谷：河谷发育的初期，河流以下蚀为主，往往形成深狭的峡谷，谷底常见急流、瀑布和壶穴；按形态可分为隘谷或V 形谷
2. 宽谷：随着河流侧蚀的加强，河谷逐渐展宽，在凹岸侵蚀和凸岸堆积的作用下形成连续河湾和交错山嘴，形成曲流河床，河床左右不对称，开始发育河漫滩
3. 成熟河谷： 为宽浅 U 形，以河流堆积作用为，形成泛滥平原
峡谷：河谷发育的初期，河流以下蚀为主，往往形成深狭的峡谷，形态多为V 形谷
宽谷：随着河流侧蚀的加强，河谷逐渐展宽，在凹岸侵蚀和凸岸堆积的作用下形成连续河湾和交错山嘴，形成曲流河床，河床左右不对称，开始发育河漫滩
成熟河谷： 为宽浅 U 形，以河流堆积作用为，形成泛滥平原，发育曲流
（二）河床与河漫滩
河床地貌: 平水期淹没的河槽称为河床（常年有水），河漫滩（季节性有水）则是位于河床两侧在洪水期淹没，平水期出露的谷底
河床的纵剖面
河床纵剖面: 从河源到河口，沿河床最低点所作的剖面图。
侵蚀基准面
河流下切侵蚀深度不是无止境，通常下切到到接近某一水平面后，逐渐失去侵蚀能力，不再向下侵蚀，这一水平面称为侵蚀基准面
当河床的侵蚀和堆积达到了冲淤平衡时出现的河床纵剖面称为均衡剖面（平衡剖面）
侵蚀基准面的改变必然引起河流纵剖面的重新调整，以达到均衡状态
侵蚀基准面上升，水面比降减小，水流搬运能力减弱，河流发生堆积
侵蚀基准面下降，水面比降增大，水流侵蚀能力加强，在新出露的河段发生侵蚀，逐渐向上游发展，发生溯源侵蚀
第四节 喀斯特地貌
水对可溶性岩石以化学过程（溶解和沉淀）为主，机械过程（流水侵蚀与沉积、重力崩塌和堆积等）为辅的破坏或改造作用，称为喀斯特作用，由这种作用所造成的地貌称为喀斯特地貌
营力：喀斯特作用（溶岩作用）
水的化学过程（溶解、沉淀）+机械过程（流水侵蚀与沉积、崩塌与堆积等）
物质：岩石、（流动）水、CO 2
可溶性岩石:
碳酸盐类岩石（石灰岩、白云岩、硅质灰岩、泥质灰岩）
硫酸盐类岩石（石膏、硬石膏）
卤盐类岩石（石盐、钾盐）
岩石的可溶性取决于岩石的成分和结构
溶解度卤盐类 > 硫酸盐类 > 碳酸盐类
碳酸盐溶解度：石灰岩＞白云岩＞硅质灰岩＞泥灰岩
一. 喀斯特作用
（一）喀斯特作用的化学过程
大气中的CO 2向水中浸入时成为溶解的CO 2，它在水中分为两部分：
一部分与H 2O 化合成为碳酸（化学CO 2）
一部分保持气体状态（物理CO 2）
CO 2 + H2O H2CO 3
碳酸离解后产生H +和HCO 3-
H 2CO 3 H+ + HCO3-
H + + CaCO3 HCO3- + Ca2+ （碳酸盐化作用）
CaCO 3 + CO2 + H2O 2HCO3- + Ca2+
CaCO 3 + CO2 + H2O 2HCO3- + Ca2+
这种反应是可逆的，当空气中的CO 2，或水中的物理CO 2减少时，化学CO 2就要向相反方向转化，其结
果使水中碳酸含量减少，从而引起CaCO 3重新沉淀
（二）喀斯特作用的基本条件
1. 岩石的可溶性
2. 岩石的透水性
3. 水的溶蚀力
4. 水的流动性
2. 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。一般石灰岩的原生孔隙度都很小＜3％，透水性较弱；岩石的透水性主要受由构造运动形成的各种裂隙所控制。
总之，岩石构造越破碎、岩石纯度越高、岩层越厚，则透水性就越好；
3. 水的溶蚀力
水的溶蚀力取决于水的化学成分、温度、气压等方面因素。
水中酸的含量越高，溶蚀力也越强；酸的来源主要由大气中的CO 2溶入水中而成。
温度越高，溶蚀力越强；虽然水中CO 2的含量与温度成反比，但水的化学反应速度与温度成正比。
气压越高，溶蚀力越强；水中CO 2的含量与气压成正比。
气候越湿热，水的溶蚀力就越强，喀斯特发育就越快。
4. 水的流动性
经常流动的水体，能大大提高水的溶蚀力。
流水经常与空气保持接触，能不断地补充因溶蚀岩石所消耗的CO 2，使水体不易达到饱和。
处于流动状态的水，有时虽然达到饱和，但当几种不同浓度的饱和溶液混合后，可变为不饱和而重新获得溶蚀能力。
热带地区高温多雨，水流量大、水循环快，加上气温高及生物作用强，岩溶发育最快。如亚热带广西碳酸盐岩溶蚀量为0.12～0.3mm/a，是暖温带的河北（溶蚀量为 0.02～0.03mm/a）的5～9倍。
（三）喀斯特水的动态
喀斯特水的运动形式有多种，包括孔隙水、裂隙水、沿管道运动的管道水以及沿溶洞流动的溶洞水 有些喀斯特水以垂直下渗为主，有些以水平流动为主
有的呈自由水面，也有呈承压状态的
它们之间是相互联系的，具有垂直分带的特点
1. 垂直渗透带：地面以下丰水期潜水面之上，水流垂直运动为主，生成垂直的洞穴
2. 季节变动带：丰水期潜水面和枯水期潜水面之间，丰水期水平运动、枯水期垂直运动，有利于垂直-水平溶洞的发育
3. 水平流动带：枯水期潜水面以下，地下水常年存在，水溶蚀力较大，可形成规模较大的水平溶洞
4. 深部滞缓带：水平流动带以下，喀斯特地貌发育不好，有深部溶洞（规模小）
二. 喀斯特地貌
（一）地表喀斯特地貌
1. 石芽与溶沟
可溶性岩石表面沟槽状溶蚀部分和沟间突起部分
溶沟：地表流水沿岩石表面和裂隙流动时所溶蚀出来的石质小沟，深度一般在半米以上至数米 石芽：突出于溶沟之间的石脊称为石芽，当石芽和溶沟连成一片，称为石牙地
裸露石芽：山脊式、石林式、车轨式
埋藏石芽
石林式石芽较高大，高度可达10m 以上，是厚层、质纯、倾角平缓和具有较疏的垂直节理的石灰岩，以及湿热气候条件下形成的
2. 溶斗与落水洞
溶斗（漏斗）和落水洞是喀斯特地面上发育最广泛的漏陷地貌。
溶斗是一种碟状、漏斗形、圆筒形的小型封闭式圆洼地，直径从数米至数百米不等，深度一般小于直径。
按成因可分为溶蚀溶斗和塌陷溶斗
溶蚀溶斗：地表径流沿裂隙密集地段溶蚀而成
深度不大、斗壁和缓、斗缘不明显，进一步向下加深后便显得急峻和明显的斗缘，成为漏斗状 喀斯特谷地底部的溶斗呈串珠状出现时，说明可能存在地下河
落水洞
落水洞多分布于较陡的坡地两侧和盆地、洼地底部，流水沿裂隙侵蚀的产物，开口于地面而通往地下深处的裂隙、地下河或溶洞的洞穴。
落水洞的深度比宽度大得多，一般宽度很少超过10m ，深度可达100m 以上
落水洞按形态可分为两类：
1. 裂隙状落水洞
2. 井状落水洞
落水洞的生成，除了溶蚀作用以外，更重要的是侵蚀作用和重力作用，地表水汇集到落水洞之后，流量增大，倾入洞内的砂砾同时冲击和磨蚀洞壁，加之地下河及溶洞顶板崩塌，使之迅速扩大
3. 溶蚀洼地与溶蚀谷地
2溶蚀洼地：通常由溶蚀漏斗扩大合并而成，面积小于10km ，具封闭性
溶蚀谷地：也称为岩溶盆地、坡立谷。俗称“坝”、“坝子”，宽几百米至几公里，长几公里至几十公里，在一定构造条件下经长期溶蚀、侵蚀而成；喀斯特平原，达数百平方公里，由坡立谷发展而来。
4. 峰丛、峰林与孤峰
喀斯特山峰：峰丛、峰林和孤峰都是在热带气候条件下，碳酸盐岩石遭受强烈的喀斯特作用后所造成的特有地貌。
这些山峰峰体尖锐，外形呈锥状、塔状、和单斜状等，其集合体有峰丛、峰林，山坡四周陡峭，地面坎坷不平，石芽溶沟纵横交错，且分布众多的溶斗、落水洞和峡谷等
喀斯特山峰形成的两种途径：
1. 石灰岩体本身的喀斯特作用
石灰岩体出露地表，受地表水和地下水的喀斯特作用，产生众多的溶斗、溶蚀洼地与谷地、盲谷及干谷，以及地下河及溶洞崩塌，使石灰岩地面遭受强烈切割，形成山峰
2. 可溶性岩石与非可溶性岩石接触带
石灰岩体本身的喀斯特作用
由于石灰岩漏水性强，囊括了非溶性岩区的地表水，使其汇聚在接触带上，造成该地区的喀斯特作用强烈，产生一系列露陷地貌（溶斗、落水洞和洼地等），而非可溶性岩区由于流水侵蚀作用剧烈，地面高度迅速降低，逐渐成为低矮的丘陵，而石灰岩体相对突起成为山峰
可溶性岩石与非可溶性岩石接触带
石灰岩体出露地表，受地表水和地下水的喀斯特作用，产生众多的溶斗、溶蚀洼地与谷地、盲谷及干谷，以及地下河及溶洞崩塌，使石灰岩地面遭受强烈切割，形成山峰
碳酸盐类岩石发育而成的山峰，可分为：
峰丛，一种连座峰林，其基部相连、顶部分散为一个个山峰（＞1／2相连）；
峰林，石灰岩石峰分散或成群分布在平地上，远望如林（＜1／2相连）。其相对高度为100 — 200m ，坡度＞45°；
孤峰，竖立在喀斯特平原上的孤立石灰岩山峰，相对高度几十至百余米；残丘，孤峰进一步发育而成，相对高度十几至几十米。
5. 干谷、盲谷与地下河
干谷和盲谷是流水作用下的谷地
干谷：喀斯特地区往昔的河谷，但当前已经无水或仅在洪水期有水活动，成为遗留谷地
河流干涸的直接原因是喀斯特潜水面降到河谷之下，成为伏流；而造成潜水面下降的原因可能是地壳上升和喀斯特作用向地下发展以及地下河袭夺地表河上游等
盲谷：是一种死胡同式的河谷，其前方常为陡崖所挡，河水从崖下落水洞潜入地下，成为地下河。盲谷前端的落水洞还会往上游迁移，表示地下河不断向河流上游袭夺所造成。
（二）地下喀斯特地貌
1. 溶洞的发育
溶洞是地下水沿着可溶性岩石的各种裂隙溶蚀、侵蚀扩大而成的地下空间，多个溶洞连通组成一个整体时，可称为洞穴系统。
地下水沿细小裂隙（层面、节理面、断层面）流动，并进行溶蚀。
当孔隙完全填充后，地下水具承压性，其溶蚀能力增大
随着溶隙扩大，流量流速的增加，地下水除了溶蚀外还产生了机械侵蚀，迅速扩大、合并，形成管道式流水
在多处裂隙交叉处，溶蚀、侵蚀或崩塌作用都较强烈，则可形成高大溶洞
溶洞形成以后，如地壳抬升或潜水面下降，原先发育于水平流动带上的溶洞便抬升至季节变动带乃至垂直渗透带，成为长期干涸或间歇性干涸的溶洞
2. 溶洞地貌
可分为溶蚀地貌和堆积地貌两类
1. 溶蚀地貌：发育在潜水面附近的水平溶洞，由于长期经受自由水面的溶蚀、侵蚀作用，所以洞顶平坦，如洞顶局部地点受到强烈紊动作用，水压增大，溶蚀、侵蚀加强，也可形成向洞顶凹入的弧形面
溶洞两侧边壁有边槽，标志着地下水变动时的位置，边槽的形成说明在地下水面附近溶蚀、侵蚀较强烈，故形成向洞侧凹入的槽状地貌
2. 堆积地貌
溶洞堆积物除了地下河床冲积物或崩积物等，最常见和大量的是碳酸钙化学堆积，并构成了各种堆积地貌
如：石钟乳、石笋、石柱、石幔和边石堤等
CaCO 3 + CO2 + H2O 2HCO3- + Ca2+
石钟乳：悬垂于洞顶的碳酸钙堆积，呈倒锥状
由洞顶部渗入的地下水CO 2含量较高，对石灰岩具有较强的溶蚀力，呈饱和碳酸钙水溶液。当这种溶
液渗至洞内时，由于水中CO 2浓度远高于洞内空气，故其中一部分CO 2散逸到空气中，Ca(HCO3) 2分解形成CaCO 3沉淀
石笋：由洞底往上增高的碳酸钙堆积体，形成锥状、塔状及盘状，位置与石钟乳相对应，其截面没有中央通道，但同样具有同心圆结构。增长速度平均约0.13mm/a
石柱：石钟乳和石笋相对增长，直至两者连接而成的柱状体。
石幔：含碳酸钙的水溶液在洞壁上漫流时，因CO 2迅速散逸而产生片状和层状的堆积体
边石堤：在洞底，特别在底部两边的堤状堆积物。高度在数厘米到数十厘米，似梯田的田埂，排列于动底缓倾的地面上，呈阶梯状下降
边石堤的生成与原始地面的起伏有关，当流动的含钙溶液从积水小洼地漫过高起边缘时，处于流动状态的溶液加快了CO 2的散逸，促使CaCO 3重新结晶，并在洼地边缘不断堆积形成
三. 喀斯特地貌发育过程与地域分异
（一） 喀斯特地貌发育过程
1. 幼年期：地表面水系完整，地表岩溶开始发育，形成溶沟、石芽和少量的漏斗；
2. 青年期：地下水系发育，地表仅存河流主干， 地下、地表岩溶发育，形成溶洞、漏斗、落水洞、干谷、峰丛、溶蚀洼地等形态；
3. 中年期：岩溶发育由地下转向地表，洞顶多塌 陷，水系重回地表，峰林、溶蚀洼地、溶蚀谷地大量形成；
4. 老年期：下伏不可溶岩层广泛出露或地面高度 ，接近侵蚀基准面，地表水系占绝对统治地位，形成溶蚀谷地、溶蚀平原、孤峰、残丘等。
（二） 喀斯特地貌的地域分异
1. 热带，亚热带季风型
降水多，高温，繁茂的植被，溶蚀作用十分旺盛，形成十分发育的喀斯特地貌。表现在：
① 峰林发育的最好
② 漏陷地貌和谷主坡发育
③ 石芽和溶沟十分显著，石芽高大
④ 地下溶穴发达
我国云贵地区热带喀斯特地貌也很明显，但主要是第三纪古热带气候下发育的
2. 地中海型
以南斯拉夫喀斯特高原为代表，该带夏季干热，冬季冷湿，水热条件不如热带。故喀斯特地貌不如热带典型。但地表及地下喀斯特仍是相当发育的。地表多见落水洞，溶蚀洼地，坡立谷，干谷与盲谷等，缺乏发育完美的峰林。
3. 温带型
雨量及热量条件均较上述二带差，故岩溶作用不强烈，地貌不明显，地表喀斯特以干谷为主，石芽，溶沟，落水洞及溶蚀谷地不发育。地下喀斯特以溶孔、溶隙和小型溶洞为主。缺乏大型溶洞。
4. 寒带及高山型
气温低，水多以常年冻结和季节冻结的冰的形式存在，因此岩溶作用微弱。因此存在少数圆形洼地和小型漏斗。地下喀斯特主要是蜂窝状溶孔及小型溶洞，但是在高山地区由于融冻风化强烈，崩解作用常沿断裂、节理和层理面进行。也常形成类似于热带的峰林地貌，但规模很小，并主要分布在断层面附近。
中国喀斯特地貌分布广泛，类型之多，为世界罕见。在中国，作为喀斯特地貌发育的物质基础——碳酸盐类岩石(如石灰石、白云岩、石膏和岩盐等) 分布很广。据不完全统计，总面积达200万平方公里, 其中裸露的碳酸盐类岩石面积约130万平方公里，约占全国总面积的1/7；埋藏的碳酸盐岩石
面积约70万平方公里。碳酸盐岩石在全国各省区均有分布，但以桂、黔和滇东部地区分布最广。湘西、鄂西、川东、鲁、晋等地，碳酸盐岩石分布的面积也较广
第五节 冰川冰缘地貌
冰川：陆地表面的一种固态水体，随着地表固态降水的积累与演化，形成能自行流动的天然冰体 营力：冰川作用
冰川形成及其运动过程中存在着侵蚀、搬运和堆积作用
1. 冰蚀作用：挖蚀与磨蚀；
2. 搬运作用：冰碛物
3. 堆积作用：冰碛地貌、冰水堆积地貌
物质
雪线、成冰作用、冰川冰
雪线是固态降水的零平衡面（即常年积雪处的下界），雪线处的年降雪量等于年消融量，冰川形成于雪线以上的常年积雪区。
雪线处：年降雪量＝年消融量；
雪线以上：年降雪量＞年消融量；
雪线以下：年降雪量＜年消融量。
雪线的季节变化
雪线的分布高度
雪线的分布高度取决于气温高低与降雪量大小，还受地形因素的影响。
受气温分布控制，全球雪线高度最高不在赤道，而是在亚热带高压带，如南美安第斯山雪线高达 6400m （世界最高）。在赤道非洲为 4500 —— 5200m，阿尔卑斯山降低至 2400 —— 3200m，而北极则只有100 —— 300m。
受降雪量控制，喜马拉雅山南坡的雪线高度约 4600m，其北坡则升高至约 5500m；
受坡向影响，天山北坡雪线高度为 3500 —3900m ，南坡为 3900 — 4200 m。
冰川冰：一种具有塑性的、透明的浅蓝色多晶冰体，由粒雪经成冰作用而成
成冰作用
成冰作用：指天然降雪→粒雪→冰川冰的变化过程
重结晶成冰过程，低温干燥的环境下，巨厚的粒雪层对下部的雪层施加巨大的压力，晶粒间的接触面积增大，分子扩散作用和晶粒内部变形，从而排出空气，孔隙率趋向封闭，促使粒雪进行重结晶，形成冰川冰
渗浸冻结成冰过程，当气温较高接近0℃时，冰雪消融活跃，融雪滑雪层内部的孔隙渗浸，渗浸融水携带的热量又部分地融化粒雪，出现融水放出热量时，部分融水冻结，这个过程反复进行，下渗的融水就逐渐以雪粒为核心，冻结或再结晶成冰
冰川
1. 按冰川形态和运动特性划分可分为：
大陆冰川、山岳冰川
大陆冰川又叫大陆冰盖，是不受地形约束而发育的冰川，习惯上把超过50000km 2面积的冰川才当作冰盖
山岳冰川：冰川的发育完全受地形约束，是运动占优势、积累和消融大致平衡；主要分布于中低纬高山地带，山岳冰川发育于雪线以上的常年积雪区，沿山坡或槽谷呈线状向下游缓慢流动
时间：冰期
在冰期时，冰川大规模的增长和扩展；而在间冰期，冰川则大规模退缩或消亡。
现在在前寒武纪、石炭-二叠纪和第四纪的地层中，存在着冰川活动的遗迹，其中第四纪冰川作用直接影响了现代地貌的发育。
一. 冰川地貌
（一）冰川作用
冰川运动主要通过冰川内部的塑性变形和块体滑动来实现。
1、冰蚀作用：挖蚀与磨蚀；
2、搬运作用：
被冰川搬运的碎屑物统称为冰碛物，巨大的砾石称为漂砾。
冰碛物分为 6 种：表碛、侧碛、中碛、底碛、里碛、终碛。大陆冰川只有底碛和终碛两种。
3、堆积作用：冰碛物结构疏松，堆积杂乱，无层理，磨圆度极差。
一般规模较大的冰川可分为
上部脆性带, 多分布裂隙(
小冰川的塑性流动不明显, 主要靠基底滑动
挖蚀：因冰川自身的重量和冰体运动，致使基岩破碎，冰雪融水渗入节理裂隙，经反复冻融，裂隙扩大，岩块不断破碎，冰川将岩石挖起，并于冰冻结一起带走，所形成的冰碛物较粗大，如大陆冰川作用区的大量漂砾，一般是冰川挖蚀作用的产物
磨蚀：由冰川对冰床产生的巨大压力所引起的。通过冰川的运动可以促使底部石块压破磨碎，由挖蚀作用产生的碎屑，冻结在冰川底部，对冰床进行刮削、锉磨，形成颗粒较细的冰碛物。当冰川运动受阻或遇到冰阶时，磨蚀作用更为显著，产生基岩或砾石上的磨光面，磨光面上常有冰川擦痕（深数mm ，长短不一）
磨光面和冰川磨痕：磨痕和冰川运动方向大致平行
冰川搬运 冰碛物
运动中的冰碛物，按照其在冰川中分布部位的差异可以分为：
表碛：出露在冰川表面（具有向下游增多趋势）
侧碛：位于冰川两侧
中碛：两条或数条冰川汇合时，相邻侧碛合二为一，称为中碛，分布于冰川中部向下延伸
底碛：携带在冰川底部
里碛：包含在冰川内部，也称内碛
终碛：位于冰川边缘前端、冰舌末端，也称前碛
大陆冰川只有底碛和终碛两种。
（二）冰川地貌
1. 冰蚀地貌
典型的冰蚀地貌包括冰斗、刃脊、角峰、槽谷（U 形谷）、峡湾等
2. 冰碛地貌
冰碛地貌：冰碛丘陵、终碛垄、鼓丘；
1. 冰蚀地貌
冰斗是由冰斗壁、盆底和冰斗出口处的冰坎（冰斗槛）所组成。冰斗三面为陡壁所围，朝向坡下的一面有个开口，外形呈围椅状。
当山岭两坡发育了冰斗，随着冰斗的进一步扩大，斗壁后退，岭脊不断变窄，最后形成刀刃状的锯齿形山脊，称为刃脊。
冰川谷又称U 形谷或槽谷，前身大部分是山地上升前的V 形河谷，后由冰川切割而成。
槽谷在纵剖面上常呈阶梯状下降，每一阶梯均由前方高起的岩坎和后方冰蚀盆组成；在平面图上，槽谷的显著特征是它的贯通性，冰川前的山咀大多数被削平，因而十分顺直；同时，冰川谷平面上是上游宽下游窄。
由冰蚀作用形成的石质小丘，特别在大陆冰川作用区，石质小丘往往与石质洼地、湖盆相间分布，成群匍匐于地表，犹如羊群伏在地面，故称羊背石
2. 冰碛地貌
冰碛物：冰川在运动过程中具有强大的侵蚀能力，可以携带冰蚀作用产生的许多岩屑物质，并接受因冻融风化、雪崩、泥石流所造成的坠落堆积物，它们不加分选地随着冰川的运动和位移，这些大
小不等的碎屑物质，统称为冰碛物
由冰碛物堆积形成的地貌称为冰碛地貌，主要包括冰碛丘陵、侧碛堤、终碛堤和鼓丘等
终碛堤：舌状末端较长时间停留在同一位置，逐渐形成的半圆形的终碛堤（垄）
主要由冰碛物组成的一种流线型丘陵。平面上呈蛋形，长轴与冰流方向一致。鼓丘两坡不对称，迎冰坡陡，背冰坡缓，一般高度数米至数十米，长度多为数百米左右。
鼓丘在山岳冰川作用区少见，而在大陆冰川区则往往成群地分布于终碛堤内不远的地方。
鼓丘内有时含有含有基岩核心，形如羊背石，它局部出露于迎冰面或完全被冰碛物覆盖
可能反映了在冰川边缘地带，冰川搬运能力减弱，当冰川负载量超过搬运能力或冰流受阻时，冰川将携带的部分底碛停积，或越过障碍物把泥砾堆积于背冰面所致
冰碛丘陵
在冰川消融后，原来随冰川运行的表碛、中碛和内碛等都坠落在底碛之上，形成低矮而波状起伏的冰碛丘陵。冰碛丘陵广泛分布于大陆冰川作用区，高度可达数十米或数百米。
3. 冰水堆积地貌
冰水沉积指冰川消融径流或冰川边缘水流所产生的堆积物，多由冰碛物经过冰雪融水的再搬运、再堆积而成。
冰水沉积具有一定的分选性、磨圆度和层理结构，同时又保存着部分冰川作用遗迹，又称为层状冰碛，主要地貌类型 有：蛇形丘、冰砾阜、锅穴、冰水扇等
1. 蛇形丘
蛇形丘是一种狭长，弯曲如蛇形的高地
主要由略具分选的冰水沙砾堆积而成，长度可达数公里，延伸方向与冰川运动基本一致
蛇形丘的一种成因是冰下隧道（河道）堆积，在上游静水压力的作用下，冰下水流挟带碎屑物质，沿途不断搬运、沉积，直至沉积物堵塞隧道；冰体融化后，这种隧道沉积出露地表，成为蛇形丘
2. 冰砾阜
冰砾阜是一种圆形或长条形的冰水堆积丘陵，由冰面或冰川边缘湖泊、河流中的冰水沉积物因冰体融化、沉积物倒塌堆积形成
3. 锅穴
指分布于冰水沉积区内的圆形洼地，冰水沉积物中携带的埋藏冰块融化后，使得原冰块上部和周围碎屑物质失去支持，塌陷而成
4. 冰水扇
冰水河流流出冰川前端或切过终碛堤后，地势展宽、变缓，冰水携带的碎屑物质大量沉积，形成顶端厚、向外变薄的扇形冰水堆积物，称为冰水扇。多个冰水扇相互连接就成为起伏平缓的冰水裙或冰水平原。
各类冰川地貌的辨识（侵蚀、堆积）
第六节 风沙地貌和黄土地貌
是什么?
风沙地貌又称为风成地貌，是风力对地表物质的侵蚀、搬运和堆积过程中所成的地貌。
在干旱和半干旱地区，日照强烈、昼夜温差大，物理风化盛行；降水少、变率大而集中，蒸发量常数倍、数十倍于降水量；地表径流贫乏，流水作用微弱；植被稀疏矮小，沙质地表裸露，风大而频繁
充足的沙源和多风的气候特点，使风沙作用强烈并形成独特的风沙地貌
为什么
营力、物质、时间
营力：风沙作用
风蚀、搬运、风积
沙粒脱离地表是空气和沙质地表之间的摩擦力作用下发生的
当沙质地表上某些凸起沙粒受到风的动压力产生的力矩大于重力力矩时，开始沿沙面滚动或滑动
起沙风：
沙粒开始起动的临界风速称为起动风速，一切超过起动风速的风称为起沙风。
起动风速与沙粒粒径、地表性质和沙子含水率等多种因素有关。沙漠地区的砂，多为粒径 0.1～0.25mm 的细砂，砂粒起动的风速约为4～5m ／S 。
搬运
风沙流：含沙的气流称为风沙流，它是一种气固两相流，其形成是空气和沙质地表两种不同密度的物理介质相互作用的结果
风积
风沙流运动过程中，当风速变弱或遇到障碍物（包括植物或地表微小起伏），以及地面结构或下垫面性质改变时，都能够发生沙粒从气流中下落堆积。
物质
沙：岩石风化的产物
沙漠中的沙粒经0.1~0.25mm的细沙
山前洪积沙砾戈壁地区的颗粒较粗
一. 风沙作用
（一）风蚀作用
吹蚀、磨蚀
吹蚀：风吹经地表时，将地表的松散沉积物或基岩上的风化产物（沙物质）吹走，使地面遭到破坏，这种作用称为吹蚀作用
磨蚀：风携带沙子贴地面运动时，风沙流中的沙粒对地表物质进行冲击、摩擦，如果岩石表面有裂隙等凹进的表面，风沙可以进行旋磨
吹蚀和磨蚀统称为风蚀作用
磨蚀
风棱石
（二）搬运作用
风的搬运作用主要通过风沙流实现
依风力、颗粒大小和质量不同，有以下三种形式：
悬移-悬浮空气中的流动
跃移-跳跃式运动
蠕移-沿地表滑动和滚动
野外观测表明，对沙质地表来说 ，呈悬浮状态搬运的沙量很小，蠕移沙量约占总输沙量1/4，主要以跃移的方式为主。 沙粒在气流中弹跳的高度很大（有数百到几千个粒径高度），自气流中所获得的动能也相当大，在下落和地面冲击时，不但本身会反弹，且把下落点附近的沙粒冲击溅起，形成链锁反应
风沙流是一种贴近地面的沙子搬运现象，其搬运的沙量绝大部分是在离地表30cm 的高度内通过的，其中又特别集中在0-10cm 的气流内
坚硬的床面（戈壁） 弹跳高、上层气流搬运率大
疏松的沙床 弹跳低、下层输沙量大
（三）风积作用
风沙流运动过程中，风速减弱或遇到障碍物，以及地面结构或下垫面改变时，都能发生沙粒从气流中下落堆积
二. 风沙地貌
（一）风蚀地貌
（二）风积地貌
（一）风蚀地貌
1. 风棱石与石窝
风棱石
石窝 在陡峭的迎风岩壁上，经风蚀作用形成的圆形或不规则的椭圆形的洞穴和凹坑
2. 风蚀柱与风蚀蘑菇
风蚀柱：风长期吹蚀垂直与水平裂隙均较发育的裸露基岩，形成一些柱状的岩石
风蚀蘑菇：发育在水平节理和裂隙上的孤立突起的岩石，经长期的风蚀作用后，可形成上部大、基部小的岩石
3. 风蚀洼地与风蚀盆地
松散物质组成的地面，经风的长期吹蚀，可形成大小不一的风蚀洼地。多呈椭圆形，沿主风向延伸。
单纯由风蚀作用造成的洼地多为小而浅的蝶形洼地
较大风蚀洼地都是在流水侵蚀的基础上，再经风蚀改造而成
较深的风蚀洼地，如以后有地下水潴育，可成为干旱区湖泊-风成湖
4. 风蚀残丘与雅丹地貌
风蚀残丘：由基岩组成的地面，经风化作用和暂时性水流的冲刷，以及长期的风蚀作用以后，原始地面不断缩小，最后残留下一些孤立的小丘。
风蚀谷地：在荒漠地区，因偶尔的暴雨产生的洪水侵蚀地面，会形成许多冲沟，再经长期的风蚀作用，加深扩大而成风蚀谷。风蚀谷无一定形状，沿主要风向延伸，可长达数十公里。
雅丹地貌
“雅丹” 是维吾尔语 “ 雅尔当”的变音，意为“陡壁的小丘” 。指发育在古代河湖相的土状堆积物上的 风蚀土墩和风蚀凹地的地貌组合。风蚀土墩由砂、粉砂和粘土构成，呈水平层状构造； 形态多呈长条状，顺风向排列，高度多为 5 ～20m 。
（二）风积地貌
1. 沙丘及其形态类型
2. 沙丘的移动
1. 沙丘及其形态类型
（1）横向沙丘
横向沙丘：走向与合成起沙风垂直或交角不小于60°，主要包括新月形沙丘，新月形沙丘链及复合新月形沙丘链。
雏形新月形沙丘：盾形沙堆形成后，贴地层气流在沙堆的背风坡会发生分离，形成具有水平轴的涡旋，速度减弱，沙粒过丘顶后在背风坡沉积下来，并逐渐堆积增高，当坡度达到沙子的最大休止角（34°）时，形成小落沙坡，发育为雏形新月形沙丘。
新月形沙丘：沙丘的不断堆积增高，气流分离越来越厉害，小落沙坡不断扩大；同时，沿沙丘两侧绕过的气流，把沙子搬运到两侧的前方堆积，逐渐形成了两个顺着风向向前伸的翼角，这样就形成了典型的新月形沙丘
沙丘链与复合型沙丘链
在沙子供应比较丰富的情况下，由密集的新月形沙丘相互横向连接，可形成一条链索，称之为沙丘链。高度一般在10～30m 左右，长度可达数百米，甚至1km 以上。
当沙源充足时，新月形沙丘和沙丘链在不断增高和扩大的同时，在其上逐渐发育次生沙丘，形成复合新月形沙丘和复合型沙丘链。它们是一种巨型的横向沙丘形态，丘体十分高大，高度一般在 50 ～ 100m ，高的 200m 以上。 抛物线沙丘
迎风坡凹进，背风坡凸出，两个翼角指向迎风方向，平面轮廓呈抛物线状的横向沙丘。
其形成多与沙丘的下部或两侧首先得到植被的固定有关。沙丘中部在风的吹蚀下，形成一个明显的风蚀窝，迎风坡平缓，背风坡不断接受落沙，形成向前凸出的陡坡，被植被固定的部分逐渐成为稳定的翼角。
抛物线沙丘
（2）纵向沙丘
纵向沙丘是指走向与起沙风合成风向平行或夹角小于30°的沙丘，通常称为沙垄。
纵向沙丘沙垄在世界沙漠中占过半面积
可能原因1
两个锐角相交的风交互作用下，由灌丛沙丘转化为纵向沙丘
可能原因2：
新月形沙丘在两种风向呈锐角相交的风的交互作用下，由沙丘的一翼向前延伸而成
最初，在主导风向作用下形成新月形沙丘；之后受次风向作用时，迎风的一翼顺次风向向前增长，另一背风翼逐渐萎缩；更后，当风向又转为主风后，新月形沙丘伸长的一翼便又可沿着主风向继续伸长
可能成因3
纵向卷轴涡流，这种涡流是大气边界层气流运动的主要形式，它主要产生于平坦而均一的地面
这种涡流出现时，会使地面沙子吹起，堆积于沙堆顶部，形成顺风向延伸的纵向沙丘
（3）多风向作用下的沙丘
多风向形成的沙丘包括：金字塔形沙丘、蜂窝状沙丘、格状沙丘、星状沙丘反向沙丘等
金字塔沙丘：在多风向，且在风力相差不大的情况下发育的一种沙丘，其形态与金字塔相似而得名
金字塔沙丘有一个尖顶，从尖顶向不同方向延伸出三个或更多的狭窄沙脊；每个沙脊都有一个发育得很好的滑动面
（4）沙堆
沙堆是一种特殊的沙丘形态，它是风沙流通过草灌丛植物时，风速受到减弱，发生大量沙粒堆积在植物根部形成的。 凡是水分条件较好，植物生长繁茂，又有沙子供给的地方，都可能有灌丛沙堆分布
灌丛沙堆最初形态为蝌蚪状
风沙经过植物灌丛时，部分气流从植物本身空隙通过，部分从灌丛两侧绕过的气流在其后形成垂直轴涡流，将沙粒卷入其中，使沙堆沿风向延伸
2. 沙丘的移动
沙丘移动过程是通过沙丘表面沙粒自迎风坡吹扬到背风坡堆积来实现的。
沙丘的移动速度主要取决于风速和沙丘本身的高度。如沙丘在移动过程中，形状和大小保持不变，则风向吹蚀的沙量，应该等于背风坡堆积的沙量
三. 黄土与黄土地貌
黄土是第四纪时期形成的一种特殊的土状堆积物，黄土在世界上分布十分广泛，主要位于比较干燥的中纬度地区，特别在欧亚大陆上，几乎从大西洋东岸到太平洋西岸成断续带状分布
我国的北方是世界上黄土最发育的地区，分布面积达630000km 2，占全国面积的6.6%。
黄土分布
黄土的特性
黄土质地均一，以粉砂为主（粒径0.05～0.005mm ，含量＞60％）；
富含碳酸钙（10—16％），常见钙质结核（形态像马铃薯或生姜，称为砂姜石）；
结构疏松（孔隙度40—55％）。多孔性是黄土区别于其他土状堆积物的主要特征之一；
无沉积层理，但垂直节理很发育，直立性强，深厚的黄土层常形成陡峻的崖壁；
具有湿陷性（遇水浸湿后会发生强烈的沉陷和变形）。
黄土的成因
风成说、水成说、风化沉积说
风成假说认为如亚洲中部的黄土，是由内陆干旱、半干旱地区强大的反气旋从中部吹向外围，把大量黄土物质吹送到生长草本灌木的草原地带，逐渐堆积而成的，称为荒漠黄土，证据有：
1. 黄土分布区以北依次排列着沙漠、戈壁
2. 黄土区西北靠近沙漠处颗粒物较粗，越往东南颗粒越细
3. 黄土披盖在各种成因、起伏显著的各类地貌上，且厚度相近
4. 黄土的矿物成分具有高度一致性
水成说，在一定的地质、地理环境下，成土物质可为各种形式的流水作用所搬运堆积，从而形成各种水成黄土，也有人认为水成黄土是原生风成黄土经流水搬运形成
风化残积，黄土是当地各种岩石在干燥气候条件下经过风化和成土作用而成的，不是由外部搬运来的
（二）黄土地貌
黄土沟谷地貌:细沟、切沟、冲沟、坳沟、河谷；
黄土沟间地貌:黄土塬、黄土梁、黄土峁；
第七节 海岸与海底地貌
是什么？
海岸线是海水面与陆地的交线，由于潮汐作用海岸线随海面波动而变动
海岸地貌是由波浪、潮汐、近岸流等海洋水动力作用而形成的地貌类型，通常分布在平均海平面上下10-20m ，宽度在数千米至数十千米的地带内
海岸分带
为什么？
营力、物质、时间
海蚀作用：海浪冲击和空气压缩作用，磨蚀作用，溶蚀作用，搬运作用，堆积作用
营力
1. 波浪作用2. 潮汐与潮流作用3. 近岸流
A. 风速达到0.25—1米/秒时，就产生毛细波，对其形成起主要作用是表面张力
B. 随着风力的增加，风浪也不断发展，当风达到临界风速，即为0.7—1.3米/秒时，已初步形成风成波
C. 风对波面施加压力，继续向波动提供能量，波动不断成长，同时海水内摩擦消耗能量
D. 当波浪成长到一定尺寸后，所摄取能量与消耗能量达到平衡，波浪尺寸不再增大，达到定常态
E. 当波浪传至浅水或岸边时，由于海底摩擦或者发生破碎使能量消耗殆尽，最终消失
波浪破碎
当波陡（h/λ，波高/波长）接近或大于1/7时，可发生波浪破碎
波浪破碎主要有三种形式：崩顶破碎、卷跃破碎、激散破碎
波浪的折射
波浪传入浅水后，由于波速和地形的影响，导致波向发生转折
进入浅水区域，波向线与等深线有逐渐垂直的趋势，这正是在海岸上观察从外传来的波浪，到达近岸时，波锋线总是大致与海岸平行的原因
潮汐及其类型
潮汐指海水位周期性涨落的现象。白天称潮，夜晚称汐，合称潮汐。
在潮汐现象中，水位上升叫涨潮，水位下降叫落潮；涨潮至最高水位为高潮，落潮至最低水位为低潮；当潮汐达到高潮或低潮时，海面在一段时间内保持平稳，分别称为平潮和停潮；相邻二次高潮或低潮的时间间隔，称为潮期，相邻高潮和低潮的水位差，叫潮差。
引潮力（Tide-Generating Forces）
天体引潮力包括月球引潮力和太阳引潮力两方面，其中的月球引潮力为最大，其它天体产生或质量较小或距地球太远，作用不大
如月球引潮力是指地球上单位质量物体所受到的月球引力和地球月运动所产生的惯性离心力的合力
月球引潮力是两种力的合力，而不单指月球对地球的引力，还有地球月运动所产生的惯性离心力
1. 引力
由万有引力定律可知，两个物体之间的引力大小同物体质量大小成正比，与物体之间的距离平方成反比
地球上任一点所受的月球引力方向指向月球，大小则取决于该点距离月球的距离（x ）
2. 惯性离心力
在地-月系统中，地球除了自转运动外，还绕地月公共质心公转
地球绕地月公共质心公转平动的结果，使得地球（表面或内部）各质点都受到大小相等、方向相同的公转惯性离心力的作用
据平衡潮理论，没有引潮力作用时，地球上各处重力与压强梯度相平衡，海水深度处处相等，没有潮汐现象 随着地球自转，固定地点海面形成周期性涨落
潮流
潮流是海水在天体引潮力作用下所形成的周期性水平运动，潮流与潮汐现象同时产生
在大洋中部潮流不显著，流速小；浅海区潮流较显著潮速较大；海峡、海湾入口处潮流最明显，潮速最大最大潮速可达10海里/时以上，形成海水强度扰动，并可产生大小不等的漩涡
沿岸流
当入射波浪不垂直于海岸时，便可造成水体沿海岸流动，形成近岸流。
离岸流：当波浪在近岸破碎时，能把相当多的水量带入破碎区，这些海水最终会经过破碎带重新返回到海洋中，从而形成离岸流
物质
基岩海岸
堆积海岸
砾岸
沙岸
淤泥质海岸
生物作用海岸
珊瑚礁海岸
红树林海岸
时间
一. 海岸地貌
（一）海蚀地貌
变形波浪及其形成的拍岸浪对海岸进行撞击、冲刷，波浪携带的碎屑物质的研磨，以及海水对海岸基岩的溶蚀，统称为海蚀作用
1. 海蚀穴
2. 海蚀崖
3. 海蚀拱桥与海蚀柱
4. 海蚀台
岬角波能辐聚导致侵蚀，海湾波能辐散引起堆积
1. 海蚀穴
在有潮汐的海滨，高潮面与陆地接触处，波浪的冲淘作用形成槽形凹穴，断续沿海岸线分布
深度大于宽度的称为海蚀洞
深度小于宽度的称为海蚀龛
2. 海蚀崖
向海呈陡斜或垂直的陡壁
原始海岸斜坡上，与海面相交界处附近是受波浪冲击的主要地段，长期受蚀后行成凹刻的海蚀穴，海蚀穴不断扩大，致使其上的岩石悬空发生崩坠，形成海蚀崖
3. 海蚀拱桥与海蚀柱
海蚀拱桥进一步受蚀，使拱桥顶班崩塌，其外侧形成脱离海岸的海蚀柱
4. 海蚀台
波浪冲淘崖壁，形成海蚀穴，悬空的崖壁在重力作用下崩塌，崩塌下来的石块遭受侵蚀搬运，海浪重新冲淘崖壁下部，形成新的海蚀穴。这种过程不断进行，即形成海蚀平台，当其宽度增大到波浪的冲蚀作用范围之外才停止发展
（二）海积地貌
1. 横向移动为主的海积地貌
在波浪和重力的作用下，使岸坡上部物质不断向岸移动，岸坡下部物质不断向海移动，形成上下两个侵蚀带
离岸较远处，波浪稍有变形，当其向岸分力的加强尚不足以抵消重力作用时，颗粒总的离岸位移的距离要大于向岸，因而完成一次往返后，颗粒将下坡下移动一段距离
近岸，波浪进一步变形，在某一点，波浪向岸分力的加强刚好与重力作用抵消，颗粒物作往返运动而不发生位移，该点称为中立点（各中立点的连线称为中立线）
自中立点向岸波浪变形更甚，向岸分力进一步加强，其与离岸分力之差超过重力作用，颗粒物作往返作用后向岸移动一点
2. 纵向移动为主的海积地貌
当波向线方向与岸线斜交时，波动方向与重力方向不在同一直线上，海底沉积物颗粒循着波向线与重力的合力方向运移
在中立带上，颗粒物作纵向位移
中立带以上除了沿岸纵向移动外，还向岸方上移
中立带以下除纵向运移外，还离岸方向下移
沉积物沿岸的纵向移动是在冲、回流和重力作用下进行的，当波向线与岸线斜交时，冲流与回流的作用方向是不同的 在冲流的推动下，颗粒开始沿坡向线向坡上移动，后在重力作用下逐渐偏离该方向
当冲流转为回流，其方向转为下坡，同时重力的影响增大
结果，颗粒在一次在一次冲、回流作用下完成一个接近抛物线而又不对称的行径路线，其净位移是沿着岸线方向的 如果波能、海滩坡度与波向线和岸线交角不变，则颗粒物沿岸移动的距离与波向线和岸线交角的余弦值成正比
在长时间内，具有一定总方向的沉积物总体沿海岸移动的现象称为沉积物流或泥沙流
沉积物流的主要表征有容量、搬运量和饱和度
容量：单位时间内波浪和沿岸流所能搬运的最大沉积物量，波向线与岸线成45°时，容量最大
搬运量：沉积物流在单位时间内通过某一断面的沉积物量
饱和度：搬运量/容量=1 达到饱和
容量大于搬运量为不饱和，此时海底和海崖将受蚀；当沉积物的供应量超过容量，则沉积物势必沉积下来
沉积物流的延续性与海岸的轮廓有很大关系，遇到以下情况可阻挡沉积物流或使沉积物流间断
伸入较深水中的阻拦
岸线方向发生转折
有深的河口三角港或港湾
海底斜坡未达到均衡剖面
在曲折的海岸上常有许多距离不长，方向不同的沉积物流
当沉积物流绕行岬角或岸线急剧向陆转折处，波能急剧降低，使容量减小，被搬运的沉积物的一部分沉积下来。如沉积物流能不断供给物质，那么堆积体就不断向前延伸，形成根部与岸相连，前端伸入海中的沙嘴
沙嘴的增长速度随着伸向深处而减慢
当沉积物源供给减少，沙嘴的根部开始被冲刷，沙嘴的终端弯向较小深度的岸方延伸，造成沙嘴弯曲的终端
在海湾湾口发育的沙嘴，如物源供应充足，有可能逐步封闭海湾，形成栏湾沙坝
如果岸线向海转折，波浪与岸线夹角变大 ，容量降低，沉积物就在岸线转折处岸边沉积下来
如岸外不远处有岛屿作屏障时，岛屿背后一侧波能降低形成波影区，进入波影区的沉积物流容量迅速减小，在岛屿内侧可发于沙嘴，如岛岸间距离和深度不大，可与岛屿相连，形成连岛坝
两个相向的沉积物流之间的滞缓水域地带，因沉积物的堆积和形成一种尖角形沙洲岸线
堡岛-泻湖系统
堡岛是平行于海岸与岸线之间有泻湖相隔的狭长沙岛
泻湖是以堡岛为屏障与大海相隔开，常有一个或数个潮汐通道与外海相通
堡岛的形成有多种说法：
由水下沙坝向上堆积发育而成
由沿岸流作用形成沙嘴，沙嘴平行于海岸向前延伸，而后被潮汐通道切割成几段而成
原是大陆海滩的沙脊，后由于海平面上升，成为堡岛
第三章 地 貌
地貌学简介
地貌：也称地形，指地球硬表面由地貌内外力相互作用塑造而成的外貌和形态
地貌学（Geomorphology ）：研究地球表面的形态（Landforms ）特征、成因、分布及其发育规律的科学。（严钦尚）
地貌学由地理学、尤其是由地质学中分化成独立的学科，在十八世纪末至十九世纪初开始形成。 地貌学基本理论
“现实论” ， 英国的赖尔（Charles Lyell）在《地质学原理》中提出，1830年提出: 地球表面形态是由现在仍起作用的过程的影响下，缓慢而不断地变化
认为，基本的地貌形态作为地壳运动的结果而形成，然后在外力作用下被破坏、夷平 “地理循环”学说，美国的戴维斯 （W . M . Davis），1899年
认为地貌发育有三要素，即构造、营力、时间。认为地貌的准平原化发育过程经历三个阶段：幼年期、壮年期、老年期。
阿·彭克（1858~1945）近代地理学史上系统自然地理研究最出色的人
他第一个采用地貌学Geomorphology ）一词来论述地球形态的起因
创立了气候地貌学、第四纪冰川地层学。在巴伐利亚阿尔卑斯山考察时，证实了第四纪冰期 《地形分析》，德国的彭克 （W . Penck），1924年。
彭克专注坡地形态研究，认为内、外力同时作用，而地貌形态则揭示了内、外力的关系。 地貌成因要素：地貌营力、地表物质、地貌发育时间；
F = f（PM ）dt
F ：form ；P ：process ；M ：matter ；t ：time ；
P ：内（营）力（放射能）； 外（营）力（太阳能、重力）；
内力和外力同时作用，相互影响，此消彼长，动态平衡；
M ：岩性、地质构造； t ：地貌发育时间；
关键1：地貌营力
地貌是在内营力和外营力的共同作用下生成和发展
内营力：地球内能造成地壳的水平或垂直运动，引起岩层的褶皱、断裂、岩浆活动和地震等 地球上巨型、大型地貌主要是内力所造成的
外营力：在太阳能和重力驱动下通过大气、流水和生物所起的作用
风化、流水、冰川、波浪、潮汐等，外力作用活跃，易于被察觉
关键2：物质组成
地表物质组成包括地质构造和岩石性质
地质构造是地貌形态的骨架
岩性不同造成岩石对外力抵抗力的差异
关键3：时间
内外力作用时间的长短不同所形成的地貌形态也有区别，显示出地貌发育的阶段性 地貌的规模
星体地貌 例如，陆地和海洋（占据面积在几十万和几百万km 2以上）
巨地貌 如: 山系（占据面积在几万和几十万km 2以上）
大地貌 如: 山脉（占据面积在几百和几千km 2以上）
中地貌 如: 河谷盆地（占据面积在几十km 2）
小地貌 如: 单个洪积扇
微地貌 如: 沙波纹
第一节 地貌成因与地貌类型
一、地貌成因
（一）构造运动与地貌发育
即内力对地貌发育的作用
岩石圈构造运动造成地表形态，是地球内部物质运动的产物，称为构造地貌或内营力地貌 构造地貌按规模可以分为3个等级：
1. 全球构造地貌 大陆、海洋
2. 大地构造地貌 山系、高原、平原、洋中脊、洋盆
3. 地质构造地貌 火山，单面山，向斜谷
（二）地貌形成的气候因素
即外力对地貌发育的作用
大多数地貌外营力受气候因素的控制，气候水热组合条件的差异导致外力性质、强度和组合状况发生差异，最终形成不同地貌类型及组合
（三）岩性对地貌形成的影响
即物质组成对地貌发育的影响
（四）人类活动对地貌的影响
二. 基本地貌类型
根据形态特征划分、忽略地貌成因可以将基本地貌类型分为：
山地（和丘陵） 平原（和高原） 盆地
山地
山地是指高于周围平地，而内部又有一定高差的正地形；
呈带状延伸的山地称为山脉；丘陵是海拔高度 500m 以下，相对高度＜100m 的正地形。 中山（1000~3500m） 低山 500~1000m
平原
广阔、平坦、地势起伏很小的地貌形态类型
低平原:海拔高度小于200m
高平原, 简称高原
青藏高原 内蒙古高原 云贵高原 成都平原 华北平原 东北平原 长江三角洲平原 珠江三角洲平原
盆地
平原四周被山地环绕时, 平原及面向平原的山坡共同组成新的地貌单元-盆地
三、地貌在地理环境中的作用
（一）地表热量重新分配和温度分布状况复杂化
（二）改变降水量分布格局
（三）地貌对生物界影响
（四）地貌对地域分异的影响
（五） 地貌对土地类型分化的影响
学习要求：掌握地貌学习的基本方法, 内外力对地貌形成的作用
第二节 风化作用与块体运动
一. 风化作用
风化作用：地表岩石与矿物在太阳辐射、大气、水和生物参与下理化性质发生变化，颗粒细化、矿物成分改变，从而形成新物质的过程
其实质是岩石本身离开地壳深处深处高温、高压的条件，在出露或接近地表后，为了适应地表常温、
常压的新环境而必然发生的一种变化过程
风化作用分为物理风化、化学风化和生物风化
1. 物理风化
物理风化又称机械风化或崩落，指岩石发生物理疏松崩解等机械破坏过程，一般不引起化学成分的改变
造成物理风化主要原因有：
（1）岩石卸荷释重引起剥落
（2）外来晶体在岩石裂隙中的挤压作用
（3）温度变化引起岩石体积发生膨胀与收缩
（4）生物活动对岩石机械风化作用的影响
（1）岩石卸荷释重引起剥落
地壳深层的岩石（多为花岗岩），由于地壳抬升，上覆岩石逐渐被侵蚀，释放原先受压的应力，引起岩石膨胀，当膨胀超过弹性限度后，岩石发生破裂产生许多裂隙或隐伏纹理，称为卸荷裂隙。这种裂隙大致平行于地表，也称为席状节理，厚度十几cm 到几m 不等，深处厚度大，地表裂隙厚度薄且多
（2）外来晶体在岩石裂隙中的挤压作用
冰楔作用：存在于岩石裂隙中的水，在气温达到冰点凝结成冰时，体积膨胀。对裂隙周边壁施加很大压力，使裂隙加宽。冰化时水沿扩大的裂隙渗入，再次冻结，如此反复冻融，裂隙逐渐增大，以致将岩石崩解成碎块
此外，岩石裂隙中的水常溶解大量矿物质，当水分蒸发，溶液浓度逐渐达到饱和，便发生结晶，这是体积增大，产生膨胀压力，可以迅速岩石崩落
（3）温度变化引起岩石体积发生膨胀与收缩
因温差变化，致使岩石体积膨胀和收缩而引起岩石的破坏，这种破坏主要取决于温度变化的速度，所以受日温差影响较大，年温差影响较小
岩石中各种矿物的热力膨胀系数不同，当日温差发生剧烈变化时，各种矿物膨胀变形量不同，削弱了彼此间的聚结力，逐步崩解为松散状态的矿物或岩屑
具有等粒结构的厚层砂岩或岩浆岩地区，风化过程常由节理先把岩石分割成块，而后节理棱角部分岩石的温差变化最大且最迅速，最易收剥落，棱角逐渐剥落使石块圆化形成石蛋地形
（4）生物活动对岩石机械风化作用的影响
根劈作用：树根沿岩石裂隙生长，楔入岩隙，扩展裂隙，将岩石挤开
植物的支根、须根等细小根系可以在岩石裂隙中盘根错节，甚至深入到极细的裂隙中，加速岩石破坏
2. 化学风化
化学风化指岩石在大气、水、生物作用下发生分解进而形成化学组成与性质不同的新物质的过程 地下高温、高压条件下形成的岩石，当其逐渐接近或暴露出地表，因发生散热的化学反应而风化，产生低密度和较大体积的新化合物，所以化学风化同样可以看作是岩石为了适应地表常压、常温新环境而改变化学成分和性质的一种过程
影响化学风化的因素很多，
最重要的是水、大气和温度
化学风化主要有
（1）溶解作用（2）水解作用（3）水化作用（4）碳酸盐化作用（5）氧化作用（1）溶解作用
（1）溶解作用:
指水对矿物的直接溶解，溶解的速度虽然较慢，但在长时间作用下，许多难溶矿物也可被溶解，随后渗入地下，成为壤中水、泉水等地下水的组分
常见岩石矿物溶解的难易程度为：
食盐>石膏>方解石>橄榄石>辉石>角闪石>滑石>蛇纹石>绿帘石>长石>黑云母>白云母>石英
溶解作用增加了岩石的孔隙，破化岩石结构、削弱了岩石抵抗风化的能力，有利于物理风化的进行
（2）水解作用
是指矿物与水发生反应而分解的作用。
水中存在游离的H +和OH -离子，可以使弱酸强碱和强酸弱碱的盐类矿物，在水中出现离解，其离子能+-和H 和OH 离子结合成新的矿物
如长石的水解反应是地表最普遍的化学风化作用
（3）水化作用
指水与一些不含水的矿物相结合，水参与到矿物晶格中去，改变了原来矿物的分子结构，形成新矿物
水化作用使原矿物的物理性质发生很大改变，如硬度变小、密度降低，引起体积膨胀，加速了岩石的物理崩解
如：硬石膏水化为石膏，体积膨胀30%
CaSO 4 + 2H2O → CaSO4·2H2O
（4）碳酸盐化作用
碳酸（雨水中溶解的CO 2，以及植物腐殖酸中的CO 2）与岩石中的金属离子发生反应形成碳酸盐的作
用
碳酸盐化反应在石灰岩地区最为明显，方解石（CaCO3）在纯水中溶解速度很慢，但发生碳酸盐化作用，形成碳酸氢钙（Ca(HCO2) 2）则可迅速溶解，以致形成岩溶地貌（喀斯特地貌）
CaCO 3 + H2O + CO2 → Ca(HCO2) 2
（5）氧化作用
在水或水气的参与下, 通过空气和水中游离氧进行氧化作用
许多变价元素在地下缺氧条件下常形成低价元素矿物, 出露地表后在氧化环境下, 这些不稳定的低价元素容易氧化为高价元素的新矿物, 以适应新的环境, 其中多为金属元素, 以Fe 元素氧化最为常见. 如黄铁矿氧化成硫酸铁，以砂岩最明显
4FeS 2 + 15O2 + 10H2O → 4FeO(OH) + 8H2SO 4
（二）风化壳
被风化了的岩石圈的疏松表层称为风化壳
风化作用所能达到的深度即是风化壳的厚度，主要取决于气候、岩性、构造、地貌和发育时间，厚度从几十cm 、几十m 到几百m 不等，一般来说寒冷地区的风化壳厚度不大，湿热的热带地区可以达到100~200m
风化壳的发育阶段(岩浆岩)
二. 块体运动与重力地貌
重力地貌主要发生在坡地，也称为坡地重力地貌
由坡地块体运动造成崩落→崩塌地 滑落→滑坡地貌 蠕动→
使坡地发生运动的自然营力最主要的是重力和水的作用
摩擦力τ并不会无限增大，当块体与坡面间摩擦力达到最大值τf ，且块体静止时，这时的块体处在极限平衡状态，即 T = τf ，此时相对应的坡角成为临界坡角，称为内摩擦角（φ ），它反映了块体沿坡下滑刚好起动的坡角
（一）崩落与崩塌地貌
陡坡上的岩土在重力作用下突然快速下移
形成的地貌为：
山坡上部的崩塌崖壁与坡麓的倒石堆
倒石堆是一种倾卸式的急剧堆积，结构松散、 杂乱、多孔隙、大小混杂无层理，较大的石块相对翻滚较远
崩塌的形成条件
（1）地貌条件：主要是坡度，当坡地由松散碎屑组成时，当坡度超过休止角后可出现崩塌，坚硬
岩石组成的坡地一般要在50~60°以上时方可形成大型崩塌出现在深切的高山峡谷，海蚀崖等
（2）地质条件：主要指岩性和结构，如岩性差异、岩石节理等
（3）气候条件：日（年）温差大的干旱地区、高山或高纬地区，冻融作用强烈地区
崩塌的触发因素
暴雨、强烈的融冰化雪、爆破、地震等都可以引起崩塌
根据坡地的组成物质、地貌部位以及运动特征，可划分为崩塌（山崩）和散落（落石）等类型
（二）滑落和滑坡地貌
由岩土体或碎屑堆积物构成的山坡体在重力作用下沿软弱面发生整体滑落的过程
滑坡的形成条件
（1）斜坡的地貌特征：斜坡的高度、陡度和外形是决定滑动力大小的主要因素，如高陡的山坡或陡崖，斜坡上部的软弱面形成临空状态，加大滑动力减小抗滑力
（2）斜坡的物质组成和地质结构：岩层的构造面如层面、片理面、断层面、节理面等常成为滑动带的软弱面；特别当岩层结构面的倾向与坡面一致，岩层倾角又小于斜坡的坡角时，最易发生滑坡
（3）地下水的作用：地下水浸湿斜坡上的物质，可以显著降低其抗剪强度
促使滑坡滑动的原因
（1）斜坡形态的改变：如河流凹岸侧蚀、人工开挖坡脚或坡顶堆积弃土、建筑房屋
（2）大气降水和地下水的变化：
（3）震动影响：
（三）蠕动
坡面岩屑、土屑在重力作用下以极缓慢的速度移动的现象称为蠕动
蠕动的速度每年只有若干mm ，大的也仅有几十cm
蠕动的类型及影响因素
根据蠕动的规模和性质，可以将蠕动分为：
（1）疏松碎屑物的蠕动（2）岩层蠕动
引起疏松碎屑物的蠕动的主要因素有
A 较强的温差变化和干湿变化：热胀冷缩或冻融过程
B 一定的粘土含量：粘土含量越多蠕动现象越明显
C 一定的坡度：25~30°
岩层蠕动
岩层发生弯曲，但并不扰动层序
问题1:造成物理风化有哪几种原因，请举例说明
2:化学风化主要有哪几种类型, 请举例说明
3:什么是风化壳，试论述其主要发育阶段
4:块体运动有哪几种，相对应的重力地貌是什么？它们之间有什么差别？
5:崩塌地貌有什么特点（崩塌崖壁、倒石堆）
6:滑坡地貌组成和特点，滑坡的形成条件
第三节 流水地貌
流水地貌
流水是形成陆地地貌的主要外营力之一，流水在运动过程中，使沿程的物质发生侵蚀、搬运和堆积地貌，这类由流水作用所塑造的各类地貌，统称为流水地貌
一. 流水作用
地表流水作用包括坡面流水、沟谷流水和河流流水三类。
流水具有动能，能对地表物质进行侵蚀、搬运和堆积，流水动能的大小取决于其流速及流量。
1. 侵蚀作用:指流水破坏地表，并带走地表物质的作用；
化学溶蚀——水对可溶性物质的溶解；
机械侵蚀——流水以其动能使物质脱离地面，进入水中。
流水机械侵蚀的类型
①片蚀（面蚀）：面状水流对地表的侵蚀，结果使地面高度均匀降低；
②下蚀（下切、垂直侵蚀）：线状水流对河谷或沟谷底部进行的侵蚀，结果使河谷（沟谷）加深；下蚀在上游及山地区最强烈；
③侧蚀（旁蚀、侧向侵蚀）：线状水流对河谷或沟谷两坡进行的侵蚀，结果使河谷（沟谷）拓宽；侧蚀主要发生在河（沟）床凹岸；
④溯源侵蚀：线状水流向河谷或沟谷的源头进行的侵蚀，结果使河谷（沟谷）伸长；
2. 搬运作用
指流水将侵蚀下来的物质向下游搬移的过程
搬运方式：推移、跃移、悬移、溶解质搬运；
3. 堆积作用
由于流水搬运能力下降而造成泥沙堆积（原因包括：流速降低、流量减少、含沙量增加）。
二. 坡面流水与沟谷流水地貌
（一）坡面流水地貌
坡面径流是地表流水形成的初期阶段，具有水层薄、流路广、作用时间和流程短的特点，无无固定流向
坡面径流是坡地发育的重要原因，主要表现为冲刷、搬运和堆积作用三种方式
（二）沟谷流水地貌
坡面细流最终将汇集为相对固定流路，侵蚀能力显著增强的沟谷水流，并形成沟谷地貌。 沟谷——由沟谷水流侵蚀形成的长条状的凹地，长度几米至几十公里不等。
1. 沟谷水流的特点：
①流量变化极大，暴涨暴落；
②水流湍急，侵蚀力很强；
③含沙量大，可能形成泥石流。
2、沟谷的发育与形态：
细沟→切沟→冲沟→坳沟
切沟：通常发育在裸露的坡地上，水流顺坡流动，往往聚成多条股流，侵蚀后形成大致平行的细沟，细沟不断侵蚀扩大，发展成冲沟（宽深约1~2m，横剖面呈V 型）
冲沟：由切沟进一步发育而成，在水流溯源侵蚀作用下，沟头不断后退，产生陡坎和跌水。由于侧蚀作用，沟槽加宽，横剖面呈V 型，长度达数千米~数十千米，深宽度为数米~数十米
坳沟：冲沟发育到一定程度，溯源和下切侵蚀减弱，不再加深沟底，坡度变得和缓
3. 沟谷地貌组合
在山区范围内，沟谷形成的地貌分布广泛，垂直分带明显，自上而下一般由3部分组成： 集水盆、沟谷主干、洪积扇
集水盆：沟谷上游小型集水洼地
沟谷主干：集水盆地水、沙通道
洪积扇：沟谷出山口后，坡降骤减，沟谷水所携带的物质大量堆积，形成以沟口为顶点的洪积扇， 在干旱和半干旱地区的山麓地带，洪积扇发育非常典型、普遍。
在暴雨或冰雪融化时巨大洪流流出山口，迅速展开成辐射状散流，流水搬运能力迅速下降，形成以沟口为中心的半圆形扇形堆积体
扇顶：舌状重叠的砾石堆积体，砾石间常有砂、粘土填充，堆积体厚度大、坡度5~10°，分选差、透水性强
扇中：主要由砾石、砂和粉砂组成
扇缘：组成物质较细，主要由亚砂土和亚粘土组成，坡度1~2°，分选较好，具有水平层理
（三）泥石流
是山区常见的突发性自然灾害，是由大量土、砂、石块等固体物质与水组成的特殊洪流 泥石流形成的基本条件：
1. 大量松散的固体物质：经风化作用等形成的碎屑物质，经过块体运动进入沟槽，成为泥沙流发生的物质基础
2. 暴雨和洪水：松散物质受暴雨浸润、冲蚀成为塑性状态，洪水巨大的侵蚀搬运能力使其成为泥石流
3. 陡峻的沟谷：泥石流沟的源头多为环形洼地，有利于固体物质和水流的积聚，比降较大的沟床使其形成泥石流
三. 河流地貌
（一）河谷的发育
河谷是以河流作用为主，在坡面流水与沟谷流水参与下形成的狭长形凹地。
河谷最基本的形态可分为谷坡和谷底两部分
河谷的发育阶段
1. 峡谷：河谷发育的初期，河流以下蚀为主，往往形成深狭的峡谷，谷底常见急流、瀑布和壶穴；按形态可分为隘谷或V 形谷
2. 宽谷：随着河流侧蚀的加强，河谷逐渐展宽，在凹岸侵蚀和凸岸堆积的作用下形成连续河湾和交错山嘴，形成曲流河床，河床左右不对称，开始发育河漫滩
3. 成熟河谷： 为宽浅 U 形，以河流堆积作用为，形成泛滥平原
峡谷：河谷发育的初期，河流以下蚀为主，往往形成深狭的峡谷，形态多为V 形谷
宽谷：随着河流侧蚀的加强，河谷逐渐展宽，在凹岸侵蚀和凸岸堆积的作用下形成连续河湾和交错山嘴，形成曲流河床，河床左右不对称，开始发育河漫滩
成熟河谷： 为宽浅 U 形，以河流堆积作用为，形成泛滥平原，发育曲流
（二）河床与河漫滩
河床地貌: 平水期淹没的河槽称为河床（常年有水），河漫滩（季节性有水）则是位于河床两侧在洪水期淹没，平水期出露的谷底
河床的纵剖面
河床纵剖面: 从河源到河口，沿河床最低点所作的剖面图。
侵蚀基准面
河流下切侵蚀深度不是无止境，通常下切到到接近某一水平面后，逐渐失去侵蚀能力，不再向下侵蚀，这一水平面称为侵蚀基准面
当河床的侵蚀和堆积达到了冲淤平衡时出现的河床纵剖面称为均衡剖面（平衡剖面）
侵蚀基准面的改变必然引起河流纵剖面的重新调整，以达到均衡状态
侵蚀基准面上升，水面比降减小，水流搬运能力减弱，河流发生堆积
侵蚀基准面下降，水面比降增大，水流侵蚀能力加强，在新出露的河段发生侵蚀，逐渐向上游发展，发生溯源侵蚀
第四节 喀斯特地貌
水对可溶性岩石以化学过程（溶解和沉淀）为主，机械过程（流水侵蚀与沉积、重力崩塌和堆积等）为辅的破坏或改造作用，称为喀斯特作用，由这种作用所造成的地貌称为喀斯特地貌
营力：喀斯特作用（溶岩作用）
水的化学过程（溶解、沉淀）+机械过程（流水侵蚀与沉积、崩塌与堆积等）
物质：岩石、（流动）水、CO 2
可溶性岩石:
碳酸盐类岩石（石灰岩、白云岩、硅质灰岩、泥质灰岩）
硫酸盐类岩石（石膏、硬石膏）
卤盐类岩石（石盐、钾盐）
岩石的可溶性取决于岩石的成分和结构
溶解度卤盐类 > 硫酸盐类 > 碳酸盐类
碳酸盐溶解度：石灰岩＞白云岩＞硅质灰岩＞泥灰岩
一. 喀斯特作用
（一）喀斯特作用的化学过程
大气中的CO 2向水中浸入时成为溶解的CO 2，它在水中分为两部分：
一部分与H 2O 化合成为碳酸（化学CO 2）
一部分保持气体状态（物理CO 2）
CO 2 + H2O H2CO 3
碳酸离解后产生H +和HCO 3-
H 2CO 3 H+ + HCO3-
H + + CaCO3 HCO3- + Ca2+ （碳酸盐化作用）
CaCO 3 + CO2 + H2O 2HCO3- + Ca2+
CaCO 3 + CO2 + H2O 2HCO3- + Ca2+
这种反应是可逆的，当空气中的CO 2，或水中的物理CO 2减少时，化学CO 2就要向相反方向转化，其结
果使水中碳酸含量减少，从而引起CaCO 3重新沉淀
（二）喀斯特作用的基本条件
1. 岩石的可溶性
2. 岩石的透水性
3. 水的溶蚀力
4. 水的流动性
2. 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。一般石灰岩的原生孔隙度都很小＜3％，透水性较弱；岩石的透水性主要受由构造运动形成的各种裂隙所控制。
总之，岩石构造越破碎、岩石纯度越高、岩层越厚，则透水性就越好；
3. 水的溶蚀力
水的溶蚀力取决于水的化学成分、温度、气压等方面因素。
水中酸的含量越高，溶蚀力也越强；酸的来源主要由大气中的CO 2溶入水中而成。
温度越高，溶蚀力越强；虽然水中CO 2的含量与温度成反比，但水的化学反应速度与温度成正比。
气压越高，溶蚀力越强；水中CO 2的含量与气压成正比。
气候越湿热，水的溶蚀力就越强，喀斯特发育就越快。
4. 水的流动性
经常流动的水体，能大大提高水的溶蚀力。
流水经常与空气保持接触，能不断地补充因溶蚀岩石所消耗的CO 2，使水体不易达到饱和。
处于流动状态的水，有时虽然达到饱和，但当几种不同浓度的饱和溶液混合后，可变为不饱和而重新获得溶蚀能力。
热带地区高温多雨，水流量大、水循环快，加上气温高及生物作用强，岩溶发育最快。如亚热带广西碳酸盐岩溶蚀量为0.12～0.3mm/a，是暖温带的河北（溶蚀量为 0.02～0.03mm/a）的5～9倍。
（三）喀斯特水的动态
喀斯特水的运动形式有多种，包括孔隙水、裂隙水、沿管道运动的管道水以及沿溶洞流动的溶洞水 有些喀斯特水以垂直下渗为主，有些以水平流动为主
有的呈自由水面，也有呈承压状态的
它们之间是相互联系的，具有垂直分带的特点
1. 垂直渗透带：地面以下丰水期潜水面之上，水流垂直运动为主，生成垂直的洞穴
2. 季节变动带：丰水期潜水面和枯水期潜水面之间，丰水期水平运动、枯水期垂直运动，有利于垂直-水平溶洞的发育
3. 水平流动带：枯水期潜水面以下，地下水常年存在，水溶蚀力较大，可形成规模较大的水平溶洞
4. 深部滞缓带：水平流动带以下，喀斯特地貌发育不好，有深部溶洞（规模小）
二. 喀斯特地貌
（一）地表喀斯特地貌
1. 石芽与溶沟
可溶性岩石表面沟槽状溶蚀部分和沟间突起部分
溶沟：地表流水沿岩石表面和裂隙流动时所溶蚀出来的石质小沟，深度一般在半米以上至数米 石芽：突出于溶沟之间的石脊称为石芽，当石芽和溶沟连成一片，称为石牙地
裸露石芽：山脊式、石林式、车轨式
埋藏石芽
石林式石芽较高大，高度可达10m 以上，是厚层、质纯、倾角平缓和具有较疏的垂直节理的石灰岩，以及湿热气候条件下形成的
2. 溶斗与落水洞
溶斗（漏斗）和落水洞是喀斯特地面上发育最广泛的漏陷地貌。
溶斗是一种碟状、漏斗形、圆筒形的小型封闭式圆洼地，直径从数米至数百米不等，深度一般小于直径。
按成因可分为溶蚀溶斗和塌陷溶斗
溶蚀溶斗：地表径流沿裂隙密集地段溶蚀而成
深度不大、斗壁和缓、斗缘不明显，进一步向下加深后便显得急峻和明显的斗缘，成为漏斗状 喀斯特谷地底部的溶斗呈串珠状出现时，说明可能存在地下河
落水洞
落水洞多分布于较陡的坡地两侧和盆地、洼地底部，流水沿裂隙侵蚀的产物，开口于地面而通往地下深处的裂隙、地下河或溶洞的洞穴。
落水洞的深度比宽度大得多，一般宽度很少超过10m ，深度可达100m 以上
落水洞按形态可分为两类：
1. 裂隙状落水洞
2. 井状落水洞
落水洞的生成，除了溶蚀作用以外，更重要的是侵蚀作用和重力作用，地表水汇集到落水洞之后，流量增大，倾入洞内的砂砾同时冲击和磨蚀洞壁，加之地下河及溶洞顶板崩塌，使之迅速扩大
3. 溶蚀洼地与溶蚀谷地
2溶蚀洼地：通常由溶蚀漏斗扩大合并而成，面积小于10km ，具封闭性
溶蚀谷地：也称为岩溶盆地、坡立谷。俗称“坝”、“坝子”，宽几百米至几公里，长几公里至几十公里，在一定构造条件下经长期溶蚀、侵蚀而成；喀斯特平原，达数百平方公里，由坡立谷发展而来。
4. 峰丛、峰林与孤峰
喀斯特山峰：峰丛、峰林和孤峰都是在热带气候条件下，碳酸盐岩石遭受强烈的喀斯特作用后所造成的特有地貌。
这些山峰峰体尖锐，外形呈锥状、塔状、和单斜状等，其集合体有峰丛、峰林，山坡四周陡峭，地面坎坷不平，石芽溶沟纵横交错，且分布众多的溶斗、落水洞和峡谷等
喀斯特山峰形成的两种途径：
1. 石灰岩体本身的喀斯特作用
石灰岩体出露地表，受地表水和地下水的喀斯特作用，产生众多的溶斗、溶蚀洼地与谷地、盲谷及干谷，以及地下河及溶洞崩塌，使石灰岩地面遭受强烈切割，形成山峰
2. 可溶性岩石与非可溶性岩石接触带
石灰岩体本身的喀斯特作用
由于石灰岩漏水性强，囊括了非溶性岩区的地表水，使其汇聚在接触带上，造成该地区的喀斯特作用强烈，产生一系列露陷地貌（溶斗、落水洞和洼地等），而非可溶性岩区由于流水侵蚀作用剧烈，地面高度迅速降低，逐渐成为低矮的丘陵，而石灰岩体相对突起成为山峰
可溶性岩石与非可溶性岩石接触带
石灰岩体出露地表，受地表水和地下水的喀斯特作用，产生众多的溶斗、溶蚀洼地与谷地、盲谷及干谷，以及地下河及溶洞崩塌，使石灰岩地面遭受强烈切割，形成山峰
碳酸盐类岩石发育而成的山峰，可分为：
峰丛，一种连座峰林，其基部相连、顶部分散为一个个山峰（＞1／2相连）；
峰林，石灰岩石峰分散或成群分布在平地上，远望如林（＜1／2相连）。其相对高度为100 — 200m ，坡度＞45°；
孤峰，竖立在喀斯特平原上的孤立石灰岩山峰，相对高度几十至百余米；残丘，孤峰进一步发育而成，相对高度十几至几十米。
5. 干谷、盲谷与地下河
干谷和盲谷是流水作用下的谷地
干谷：喀斯特地区往昔的河谷，但当前已经无水或仅在洪水期有水活动，成为遗留谷地
河流干涸的直接原因是喀斯特潜水面降到河谷之下，成为伏流；而造成潜水面下降的原因可能是地壳上升和喀斯特作用向地下发展以及地下河袭夺地表河上游等
盲谷：是一种死胡同式的河谷，其前方常为陡崖所挡，河水从崖下落水洞潜入地下，成为地下河。盲谷前端的落水洞还会往上游迁移，表示地下河不断向河流上游袭夺所造成。
（二）地下喀斯特地貌
1. 溶洞的发育
溶洞是地下水沿着可溶性岩石的各种裂隙溶蚀、侵蚀扩大而成的地下空间，多个溶洞连通组成一个整体时，可称为洞穴系统。
地下水沿细小裂隙（层面、节理面、断层面）流动，并进行溶蚀。
当孔隙完全填充后，地下水具承压性，其溶蚀能力增大
随着溶隙扩大，流量流速的增加，地下水除了溶蚀外还产生了机械侵蚀，迅速扩大、合并，形成管道式流水
在多处裂隙交叉处，溶蚀、侵蚀或崩塌作用都较强烈，则可形成高大溶洞
溶洞形成以后，如地壳抬升或潜水面下降，原先发育于水平流动带上的溶洞便抬升至季节变动带乃至垂直渗透带，成为长期干涸或间歇性干涸的溶洞
2. 溶洞地貌
可分为溶蚀地貌和堆积地貌两类
1. 溶蚀地貌：发育在潜水面附近的水平溶洞，由于长期经受自由水面的溶蚀、侵蚀作用，所以洞顶平坦，如洞顶局部地点受到强烈紊动作用，水压增大，溶蚀、侵蚀加强，也可形成向洞顶凹入的弧形面
溶洞两侧边壁有边槽，标志着地下水变动时的位置，边槽的形成说明在地下水面附近溶蚀、侵蚀较强烈，故形成向洞侧凹入的槽状地貌
2. 堆积地貌
溶洞堆积物除了地下河床冲积物或崩积物等，最常见和大量的是碳酸钙化学堆积，并构成了各种堆积地貌
如：石钟乳、石笋、石柱、石幔和边石堤等
CaCO 3 + CO2 + H2O 2HCO3- + Ca2+
石钟乳：悬垂于洞顶的碳酸钙堆积，呈倒锥状
由洞顶部渗入的地下水CO 2含量较高，对石灰岩具有较强的溶蚀力，呈饱和碳酸钙水溶液。当这种溶
液渗至洞内时，由于水中CO 2浓度远高于洞内空气，故其中一部分CO 2散逸到空气中，Ca(HCO3) 2分解形成CaCO 3沉淀
石笋：由洞底往上增高的碳酸钙堆积体，形成锥状、塔状及盘状，位置与石钟乳相对应，其截面没有中央通道，但同样具有同心圆结构。增长速度平均约0.13mm/a
石柱：石钟乳和石笋相对增长，直至两者连接而成的柱状体。
石幔：含碳酸钙的水溶液在洞壁上漫流时，因CO 2迅速散逸而产生片状和层状的堆积体
边石堤：在洞底，特别在底部两边的堤状堆积物。高度在数厘米到数十厘米，似梯田的田埂，排列于动底缓倾的地面上，呈阶梯状下降
边石堤的生成与原始地面的起伏有关，当流动的含钙溶液从积水小洼地漫过高起边缘时，处于流动状态的溶液加快了CO 2的散逸，促使CaCO 3重新结晶，并在洼地边缘不断堆积形成
三. 喀斯特地貌发育过程与地域分异
（一） 喀斯特地貌发育过程
1. 幼年期：地表面水系完整，地表岩溶开始发育，形成溶沟、石芽和少量的漏斗；
2. 青年期：地下水系发育，地表仅存河流主干， 地下、地表岩溶发育，形成溶洞、漏斗、落水洞、干谷、峰丛、溶蚀洼地等形态；
3. 中年期：岩溶发育由地下转向地表，洞顶多塌 陷，水系重回地表，峰林、溶蚀洼地、溶蚀谷地大量形成；
4. 老年期：下伏不可溶岩层广泛出露或地面高度 ，接近侵蚀基准面，地表水系占绝对统治地位，形成溶蚀谷地、溶蚀平原、孤峰、残丘等。
（二） 喀斯特地貌的地域分异
1. 热带，亚热带季风型
降水多，高温，繁茂的植被，溶蚀作用十分旺盛，形成十分发育的喀斯特地貌。表现在：
① 峰林发育的最好
② 漏陷地貌和谷主坡发育
③ 石芽和溶沟十分显著，石芽高大
④ 地下溶穴发达
我国云贵地区热带喀斯特地貌也很明显，但主要是第三纪古热带气候下发育的
2. 地中海型
以南斯拉夫喀斯特高原为代表，该带夏季干热，冬季冷湿，水热条件不如热带。故喀斯特地貌不如热带典型。但地表及地下喀斯特仍是相当发育的。地表多见落水洞，溶蚀洼地，坡立谷，干谷与盲谷等，缺乏发育完美的峰林。
3. 温带型
雨量及热量条件均较上述二带差，故岩溶作用不强烈，地貌不明显，地表喀斯特以干谷为主，石芽，溶沟，落水洞及溶蚀谷地不发育。地下喀斯特以溶孔、溶隙和小型溶洞为主。缺乏大型溶洞。
4. 寒带及高山型
气温低，水多以常年冻结和季节冻结的冰的形式存在，因此岩溶作用微弱。因此存在少数圆形洼地和小型漏斗。地下喀斯特主要是蜂窝状溶孔及小型溶洞，但是在高山地区由于融冻风化强烈，崩解作用常沿断裂、节理和层理面进行。也常形成类似于热带的峰林地貌，但规模很小，并主要分布在断层面附近。
中国喀斯特地貌分布广泛，类型之多，为世界罕见。在中国，作为喀斯特地貌发育的物质基础——碳酸盐类岩石(如石灰石、白云岩、石膏和岩盐等) 分布很广。据不完全统计，总面积达200万平方公里, 其中裸露的碳酸盐类岩石面积约130万平方公里，约占全国总面积的1/7；埋藏的碳酸盐岩石
面积约70万平方公里。碳酸盐岩石在全国各省区均有分布，但以桂、黔和滇东部地区分布最广。湘西、鄂西、川东、鲁、晋等地，碳酸盐岩石分布的面积也较广
第五节 冰川冰缘地貌
冰川：陆地表面的一种固态水体，随着地表固态降水的积累与演化，形成能自行流动的天然冰体 营力：冰川作用
冰川形成及其运动过程中存在着侵蚀、搬运和堆积作用
1. 冰蚀作用：挖蚀与磨蚀；
2. 搬运作用：冰碛物
3. 堆积作用：冰碛地貌、冰水堆积地貌
物质
雪线、成冰作用、冰川冰
雪线是固态降水的零平衡面（即常年积雪处的下界），雪线处的年降雪量等于年消融量，冰川形成于雪线以上的常年积雪区。
雪线处：年降雪量＝年消融量；
雪线以上：年降雪量＞年消融量；
雪线以下：年降雪量＜年消融量。
雪线的季节变化
雪线的分布高度
雪线的分布高度取决于气温高低与降雪量大小，还受地形因素的影响。
受气温分布控制，全球雪线高度最高不在赤道，而是在亚热带高压带，如南美安第斯山雪线高达 6400m （世界最高）。在赤道非洲为 4500 —— 5200m，阿尔卑斯山降低至 2400 —— 3200m，而北极则只有100 —— 300m。
受降雪量控制，喜马拉雅山南坡的雪线高度约 4600m，其北坡则升高至约 5500m；
受坡向影响，天山北坡雪线高度为 3500 —3900m ，南坡为 3900 — 4200 m。
冰川冰：一种具有塑性的、透明的浅蓝色多晶冰体，由粒雪经成冰作用而成
成冰作用
成冰作用：指天然降雪→粒雪→冰川冰的变化过程
重结晶成冰过程，低温干燥的环境下，巨厚的粒雪层对下部的雪层施加巨大的压力，晶粒间的接触面积增大，分子扩散作用和晶粒内部变形，从而排出空气，孔隙率趋向封闭，促使粒雪进行重结晶，形成冰川冰
渗浸冻结成冰过程，当气温较高接近0℃时，冰雪消融活跃，融雪滑雪层内部的孔隙渗浸，渗浸融水携带的热量又部分地融化粒雪，出现融水放出热量时，部分融水冻结，这个过程反复进行，下渗的融水就逐渐以雪粒为核心，冻结或再结晶成冰
冰川
1. 按冰川形态和运动特性划分可分为：
大陆冰川、山岳冰川
大陆冰川又叫大陆冰盖，是不受地形约束而发育的冰川，习惯上把超过50000km 2面积的冰川才当作冰盖
山岳冰川：冰川的发育完全受地形约束，是运动占优势、积累和消融大致平衡；主要分布于中低纬高山地带，山岳冰川发育于雪线以上的常年积雪区，沿山坡或槽谷呈线状向下游缓慢流动
时间：冰期
在冰期时，冰川大规模的增长和扩展；而在间冰期，冰川则大规模退缩或消亡。
现在在前寒武纪、石炭-二叠纪和第四纪的地层中，存在着冰川活动的遗迹，其中第四纪冰川作用直接影响了现代地貌的发育。
一. 冰川地貌
（一）冰川作用
冰川运动主要通过冰川内部的塑性变形和块体滑动来实现。
1、冰蚀作用：挖蚀与磨蚀；
2、搬运作用：
被冰川搬运的碎屑物统称为冰碛物，巨大的砾石称为漂砾。
冰碛物分为 6 种：表碛、侧碛、中碛、底碛、里碛、终碛。大陆冰川只有底碛和终碛两种。
3、堆积作用：冰碛物结构疏松，堆积杂乱，无层理，磨圆度极差。
一般规模较大的冰川可分为
上部脆性带, 多分布裂隙(
小冰川的塑性流动不明显, 主要靠基底滑动
挖蚀：因冰川自身的重量和冰体运动，致使基岩破碎，冰雪融水渗入节理裂隙，经反复冻融，裂隙扩大，岩块不断破碎，冰川将岩石挖起，并于冰冻结一起带走，所形成的冰碛物较粗大，如大陆冰川作用区的大量漂砾，一般是冰川挖蚀作用的产物
磨蚀：由冰川对冰床产生的巨大压力所引起的。通过冰川的运动可以促使底部石块压破磨碎，由挖蚀作用产生的碎屑，冻结在冰川底部，对冰床进行刮削、锉磨，形成颗粒较细的冰碛物。当冰川运动受阻或遇到冰阶时，磨蚀作用更为显著，产生基岩或砾石上的磨光面，磨光面上常有冰川擦痕（深数mm ，长短不一）
磨光面和冰川磨痕：磨痕和冰川运动方向大致平行
冰川搬运 冰碛物
运动中的冰碛物，按照其在冰川中分布部位的差异可以分为：
表碛：出露在冰川表面（具有向下游增多趋势）
侧碛：位于冰川两侧
中碛：两条或数条冰川汇合时，相邻侧碛合二为一，称为中碛，分布于冰川中部向下延伸
底碛：携带在冰川底部
里碛：包含在冰川内部，也称内碛
终碛：位于冰川边缘前端、冰舌末端，也称前碛
大陆冰川只有底碛和终碛两种。
（二）冰川地貌
1. 冰蚀地貌
典型的冰蚀地貌包括冰斗、刃脊、角峰、槽谷（U 形谷）、峡湾等
2. 冰碛地貌
冰碛地貌：冰碛丘陵、终碛垄、鼓丘；
1. 冰蚀地貌
冰斗是由冰斗壁、盆底和冰斗出口处的冰坎（冰斗槛）所组成。冰斗三面为陡壁所围，朝向坡下的一面有个开口，外形呈围椅状。
当山岭两坡发育了冰斗，随着冰斗的进一步扩大，斗壁后退，岭脊不断变窄，最后形成刀刃状的锯齿形山脊，称为刃脊。
冰川谷又称U 形谷或槽谷，前身大部分是山地上升前的V 形河谷，后由冰川切割而成。
槽谷在纵剖面上常呈阶梯状下降，每一阶梯均由前方高起的岩坎和后方冰蚀盆组成；在平面图上，槽谷的显著特征是它的贯通性，冰川前的山咀大多数被削平，因而十分顺直；同时，冰川谷平面上是上游宽下游窄。
由冰蚀作用形成的石质小丘，特别在大陆冰川作用区，石质小丘往往与石质洼地、湖盆相间分布，成群匍匐于地表，犹如羊群伏在地面，故称羊背石
2. 冰碛地貌
冰碛物：冰川在运动过程中具有强大的侵蚀能力，可以携带冰蚀作用产生的许多岩屑物质，并接受因冻融风化、雪崩、泥石流所造成的坠落堆积物，它们不加分选地随着冰川的运动和位移，这些大
小不等的碎屑物质，统称为冰碛物
由冰碛物堆积形成的地貌称为冰碛地貌，主要包括冰碛丘陵、侧碛堤、终碛堤和鼓丘等
终碛堤：舌状末端较长时间停留在同一位置，逐渐形成的半圆形的终碛堤（垄）
主要由冰碛物组成的一种流线型丘陵。平面上呈蛋形，长轴与冰流方向一致。鼓丘两坡不对称，迎冰坡陡，背冰坡缓，一般高度数米至数十米，长度多为数百米左右。
鼓丘在山岳冰川作用区少见，而在大陆冰川区则往往成群地分布于终碛堤内不远的地方。
鼓丘内有时含有含有基岩核心，形如羊背石，它局部出露于迎冰面或完全被冰碛物覆盖
可能反映了在冰川边缘地带，冰川搬运能力减弱，当冰川负载量超过搬运能力或冰流受阻时，冰川将携带的部分底碛停积，或越过障碍物把泥砾堆积于背冰面所致
冰碛丘陵
在冰川消融后，原来随冰川运行的表碛、中碛和内碛等都坠落在底碛之上，形成低矮而波状起伏的冰碛丘陵。冰碛丘陵广泛分布于大陆冰川作用区，高度可达数十米或数百米。
3. 冰水堆积地貌
冰水沉积指冰川消融径流或冰川边缘水流所产生的堆积物，多由冰碛物经过冰雪融水的再搬运、再堆积而成。
冰水沉积具有一定的分选性、磨圆度和层理结构，同时又保存着部分冰川作用遗迹，又称为层状冰碛，主要地貌类型 有：蛇形丘、冰砾阜、锅穴、冰水扇等
1. 蛇形丘
蛇形丘是一种狭长，弯曲如蛇形的高地
主要由略具分选的冰水沙砾堆积而成，长度可达数公里，延伸方向与冰川运动基本一致
蛇形丘的一种成因是冰下隧道（河道）堆积，在上游静水压力的作用下，冰下水流挟带碎屑物质，沿途不断搬运、沉积，直至沉积物堵塞隧道；冰体融化后，这种隧道沉积出露地表，成为蛇形丘
2. 冰砾阜
冰砾阜是一种圆形或长条形的冰水堆积丘陵，由冰面或冰川边缘湖泊、河流中的冰水沉积物因冰体融化、沉积物倒塌堆积形成
3. 锅穴
指分布于冰水沉积区内的圆形洼地，冰水沉积物中携带的埋藏冰块融化后，使得原冰块上部和周围碎屑物质失去支持，塌陷而成
4. 冰水扇
冰水河流流出冰川前端或切过终碛堤后，地势展宽、变缓，冰水携带的碎屑物质大量沉积，形成顶端厚、向外变薄的扇形冰水堆积物，称为冰水扇。多个冰水扇相互连接就成为起伏平缓的冰水裙或冰水平原。
各类冰川地貌的辨识（侵蚀、堆积）
第六节 风沙地貌和黄土地貌
是什么?
风沙地貌又称为风成地貌，是风力对地表物质的侵蚀、搬运和堆积过程中所成的地貌。
在干旱和半干旱地区，日照强烈、昼夜温差大，物理风化盛行；降水少、变率大而集中，蒸发量常数倍、数十倍于降水量；地表径流贫乏，流水作用微弱；植被稀疏矮小，沙质地表裸露，风大而频繁
充足的沙源和多风的气候特点，使风沙作用强烈并形成独特的风沙地貌
为什么
营力、物质、时间
营力：风沙作用
风蚀、搬运、风积
沙粒脱离地表是空气和沙质地表之间的摩擦力作用下发生的
当沙质地表上某些凸起沙粒受到风的动压力产生的力矩大于重力力矩时，开始沿沙面滚动或滑动
起沙风：
沙粒开始起动的临界风速称为起动风速，一切超过起动风速的风称为起沙风。
起动风速与沙粒粒径、地表性质和沙子含水率等多种因素有关。沙漠地区的砂，多为粒径 0.1～0.25mm 的细砂，砂粒起动的风速约为4～5m ／S 。
搬运
风沙流：含沙的气流称为风沙流，它是一种气固两相流，其形成是空气和沙质地表两种不同密度的物理介质相互作用的结果
风积
风沙流运动过程中，当风速变弱或遇到障碍物（包括植物或地表微小起伏），以及地面结构或下垫面性质改变时，都能够发生沙粒从气流中下落堆积。
物质
沙：岩石风化的产物
沙漠中的沙粒经0.1~0.25mm的细沙
山前洪积沙砾戈壁地区的颗粒较粗
一. 风沙作用
（一）风蚀作用
吹蚀、磨蚀
吹蚀：风吹经地表时，将地表的松散沉积物或基岩上的风化产物（沙物质）吹走，使地面遭到破坏，这种作用称为吹蚀作用
磨蚀：风携带沙子贴地面运动时，风沙流中的沙粒对地表物质进行冲击、摩擦，如果岩石表面有裂隙等凹进的表面，风沙可以进行旋磨
吹蚀和磨蚀统称为风蚀作用
磨蚀
风棱石
（二）搬运作用
风的搬运作用主要通过风沙流实现
依风力、颗粒大小和质量不同，有以下三种形式：
悬移-悬浮空气中的流动
跃移-跳跃式运动
蠕移-沿地表滑动和滚动
野外观测表明，对沙质地表来说 ，呈悬浮状态搬运的沙量很小，蠕移沙量约占总输沙量1/4，主要以跃移的方式为主。 沙粒在气流中弹跳的高度很大（有数百到几千个粒径高度），自气流中所获得的动能也相当大，在下落和地面冲击时，不但本身会反弹，且把下落点附近的沙粒冲击溅起，形成链锁反应
风沙流是一种贴近地面的沙子搬运现象，其搬运的沙量绝大部分是在离地表30cm 的高度内通过的，其中又特别集中在0-10cm 的气流内
坚硬的床面（戈壁） 弹跳高、上层气流搬运率大
疏松的沙床 弹跳低、下层输沙量大
（三）风积作用
风沙流运动过程中，风速减弱或遇到障碍物，以及地面结构或下垫面改变时，都能发生沙粒从气流中下落堆积
二. 风沙地貌
（一）风蚀地貌
（二）风积地貌
（一）风蚀地貌
1. 风棱石与石窝
风棱石
石窝 在陡峭的迎风岩壁上，经风蚀作用形成的圆形或不规则的椭圆形的洞穴和凹坑
2. 风蚀柱与风蚀蘑菇
风蚀柱：风长期吹蚀垂直与水平裂隙均较发育的裸露基岩，形成一些柱状的岩石
风蚀蘑菇：发育在水平节理和裂隙上的孤立突起的岩石，经长期的风蚀作用后，可形成上部大、基部小的岩石
3. 风蚀洼地与风蚀盆地
松散物质组成的地面，经风的长期吹蚀，可形成大小不一的风蚀洼地。多呈椭圆形，沿主风向延伸。
单纯由风蚀作用造成的洼地多为小而浅的蝶形洼地
较大风蚀洼地都是在流水侵蚀的基础上，再经风蚀改造而成
较深的风蚀洼地，如以后有地下水潴育，可成为干旱区湖泊-风成湖
4. 风蚀残丘与雅丹地貌
风蚀残丘：由基岩组成的地面，经风化作用和暂时性水流的冲刷，以及长期的风蚀作用以后，原始地面不断缩小，最后残留下一些孤立的小丘。
风蚀谷地：在荒漠地区，因偶尔的暴雨产生的洪水侵蚀地面，会形成许多冲沟，再经长期的风蚀作用，加深扩大而成风蚀谷。风蚀谷无一定形状，沿主要风向延伸，可长达数十公里。
雅丹地貌
“雅丹” 是维吾尔语 “ 雅尔当”的变音，意为“陡壁的小丘” 。指发育在古代河湖相的土状堆积物上的 风蚀土墩和风蚀凹地的地貌组合。风蚀土墩由砂、粉砂和粘土构成，呈水平层状构造； 形态多呈长条状，顺风向排列，高度多为 5 ～20m 。
（二）风积地貌
1. 沙丘及其形态类型
2. 沙丘的移动
1. 沙丘及其形态类型
（1）横向沙丘
横向沙丘：走向与合成起沙风垂直或交角不小于60°，主要包括新月形沙丘，新月形沙丘链及复合新月形沙丘链。
雏形新月形沙丘：盾形沙堆形成后，贴地层气流在沙堆的背风坡会发生分离，形成具有水平轴的涡旋，速度减弱，沙粒过丘顶后在背风坡沉积下来，并逐渐堆积增高，当坡度达到沙子的最大休止角（34°）时，形成小落沙坡，发育为雏形新月形沙丘。
新月形沙丘：沙丘的不断堆积增高，气流分离越来越厉害，小落沙坡不断扩大；同时，沿沙丘两侧绕过的气流，把沙子搬运到两侧的前方堆积，逐渐形成了两个顺着风向向前伸的翼角，这样就形成了典型的新月形沙丘
沙丘链与复合型沙丘链
在沙子供应比较丰富的情况下，由密集的新月形沙丘相互横向连接，可形成一条链索，称之为沙丘链。高度一般在10～30m 左右，长度可达数百米，甚至1km 以上。
当沙源充足时，新月形沙丘和沙丘链在不断增高和扩大的同时，在其上逐渐发育次生沙丘，形成复合新月形沙丘和复合型沙丘链。它们是一种巨型的横向沙丘形态，丘体十分高大，高度一般在 50 ～ 100m ，高的 200m 以上。 抛物线沙丘
迎风坡凹进，背风坡凸出，两个翼角指向迎风方向，平面轮廓呈抛物线状的横向沙丘。
其形成多与沙丘的下部或两侧首先得到植被的固定有关。沙丘中部在风的吹蚀下，形成一个明显的风蚀窝，迎风坡平缓，背风坡不断接受落沙，形成向前凸出的陡坡，被植被固定的部分逐渐成为稳定的翼角。
抛物线沙丘
（2）纵向沙丘
纵向沙丘是指走向与起沙风合成风向平行或夹角小于30°的沙丘，通常称为沙垄。
纵向沙丘沙垄在世界沙漠中占过半面积
可能原因1
两个锐角相交的风交互作用下，由灌丛沙丘转化为纵向沙丘
可能原因2：
新月形沙丘在两种风向呈锐角相交的风的交互作用下，由沙丘的一翼向前延伸而成
最初，在主导风向作用下形成新月形沙丘；之后受次风向作用时，迎风的一翼顺次风向向前增长，另一背风翼逐渐萎缩；更后，当风向又转为主风后，新月形沙丘伸长的一翼便又可沿着主风向继续伸长
可能成因3
纵向卷轴涡流，这种涡流是大气边界层气流运动的主要形式，它主要产生于平坦而均一的地面
这种涡流出现时，会使地面沙子吹起，堆积于沙堆顶部，形成顺风向延伸的纵向沙丘
（3）多风向作用下的沙丘
多风向形成的沙丘包括：金字塔形沙丘、蜂窝状沙丘、格状沙丘、星状沙丘反向沙丘等
金字塔沙丘：在多风向，且在风力相差不大的情况下发育的一种沙丘，其形态与金字塔相似而得名
金字塔沙丘有一个尖顶，从尖顶向不同方向延伸出三个或更多的狭窄沙脊；每个沙脊都有一个发育得很好的滑动面
（4）沙堆
沙堆是一种特殊的沙丘形态，它是风沙流通过草灌丛植物时，风速受到减弱，发生大量沙粒堆积在植物根部形成的。 凡是水分条件较好，植物生长繁茂，又有沙子供给的地方，都可能有灌丛沙堆分布
灌丛沙堆最初形态为蝌蚪状
风沙经过植物灌丛时，部分气流从植物本身空隙通过，部分从灌丛两侧绕过的气流在其后形成垂直轴涡流，将沙粒卷入其中，使沙堆沿风向延伸
2. 沙丘的移动
沙丘移动过程是通过沙丘表面沙粒自迎风坡吹扬到背风坡堆积来实现的。
沙丘的移动速度主要取决于风速和沙丘本身的高度。如沙丘在移动过程中，形状和大小保持不变，则风向吹蚀的沙量，应该等于背风坡堆积的沙量
三. 黄土与黄土地貌
黄土是第四纪时期形成的一种特殊的土状堆积物，黄土在世界上分布十分广泛，主要位于比较干燥的中纬度地区，特别在欧亚大陆上，几乎从大西洋东岸到太平洋西岸成断续带状分布
我国的北方是世界上黄土最发育的地区，分布面积达630000km 2，占全国面积的6.6%。
黄土分布
黄土的特性
黄土质地均一，以粉砂为主（粒径0.05～0.005mm ，含量＞60％）；
富含碳酸钙（10—16％），常见钙质结核（形态像马铃薯或生姜，称为砂姜石）；
结构疏松（孔隙度40—55％）。多孔性是黄土区别于其他土状堆积物的主要特征之一；
无沉积层理，但垂直节理很发育，直立性强，深厚的黄土层常形成陡峻的崖壁；
具有湿陷性（遇水浸湿后会发生强烈的沉陷和变形）。
黄土的成因
风成说、水成说、风化沉积说
风成假说认为如亚洲中部的黄土，是由内陆干旱、半干旱地区强大的反气旋从中部吹向外围，把大量黄土物质吹送到生长草本灌木的草原地带，逐渐堆积而成的，称为荒漠黄土，证据有：
1. 黄土分布区以北依次排列着沙漠、戈壁
2. 黄土区西北靠近沙漠处颗粒物较粗，越往东南颗粒越细
3. 黄土披盖在各种成因、起伏显著的各类地貌上，且厚度相近
4. 黄土的矿物成分具有高度一致性
水成说，在一定的地质、地理环境下，成土物质可为各种形式的流水作用所搬运堆积，从而形成各种水成黄土，也有人认为水成黄土是原生风成黄土经流水搬运形成
风化残积，黄土是当地各种岩石在干燥气候条件下经过风化和成土作用而成的，不是由外部搬运来的
（二）黄土地貌
黄土沟谷地貌:细沟、切沟、冲沟、坳沟、河谷；
黄土沟间地貌:黄土塬、黄土梁、黄土峁；
第七节 海岸与海底地貌
是什么？
海岸线是海水面与陆地的交线，由于潮汐作用海岸线随海面波动而变动
海岸地貌是由波浪、潮汐、近岸流等海洋水动力作用而形成的地貌类型，通常分布在平均海平面上下10-20m ，宽度在数千米至数十千米的地带内
海岸分带
为什么？
营力、物质、时间
海蚀作用：海浪冲击和空气压缩作用，磨蚀作用，溶蚀作用，搬运作用，堆积作用
营力
1. 波浪作用2. 潮汐与潮流作用3. 近岸流
A. 风速达到0.25—1米/秒时，就产生毛细波，对其形成起主要作用是表面张力
B. 随着风力的增加，风浪也不断发展，当风达到临界风速，即为0.7—1.3米/秒时，已初步形成风成波
C. 风对波面施加压力，继续向波动提供能量，波动不断成长，同时海水内摩擦消耗能量
D. 当波浪成长到一定尺寸后，所摄取能量与消耗能量达到平衡，波浪尺寸不再增大，达到定常态
E. 当波浪传至浅水或岸边时，由于海底摩擦或者发生破碎使能量消耗殆尽，最终消失
波浪破碎
当波陡（h/λ，波高/波长）接近或大于1/7时，可发生波浪破碎
波浪破碎主要有三种形式：崩顶破碎、卷跃破碎、激散破碎
波浪的折射
波浪传入浅水后，由于波速和地形的影响，导致波向发生转折
进入浅水区域，波向线与等深线有逐渐垂直的趋势，这正是在海岸上观察从外传来的波浪，到达近岸时，波锋线总是大致与海岸平行的原因
潮汐及其类型
潮汐指海水位周期性涨落的现象。白天称潮，夜晚称汐，合称潮汐。
在潮汐现象中，水位上升叫涨潮，水位下降叫落潮；涨潮至最高水位为高潮，落潮至最低水位为低潮；当潮汐达到高潮或低潮时，海面在一段时间内保持平稳，分别称为平潮和停潮；相邻二次高潮或低潮的时间间隔，称为潮期，相邻高潮和低潮的水位差，叫潮差。
引潮力（Tide-Generating Forces）
天体引潮力包括月球引潮力和太阳引潮力两方面，其中的月球引潮力为最大，其它天体产生或质量较小或距地球太远，作用不大
如月球引潮力是指地球上单位质量物体所受到的月球引力和地球月运动所产生的惯性离心力的合力
月球引潮力是两种力的合力，而不单指月球对地球的引力，还有地球月运动所产生的惯性离心力
1. 引力
由万有引力定律可知，两个物体之间的引力大小同物体质量大小成正比，与物体之间的距离平方成反比
地球上任一点所受的月球引力方向指向月球，大小则取决于该点距离月球的距离（x ）
2. 惯性离心力
在地-月系统中，地球除了自转运动外，还绕地月公共质心公转
地球绕地月公共质心公转平动的结果，使得地球（表面或内部）各质点都受到大小相等、方向相同的公转惯性离心力的作用
据平衡潮理论，没有引潮力作用时，地球上各处重力与压强梯度相平衡，海水深度处处相等，没有潮汐现象 随着地球自转，固定地点海面形成周期性涨落
潮流
潮流是海水在天体引潮力作用下所形成的周期性水平运动，潮流与潮汐现象同时产生
在大洋中部潮流不显著，流速小；浅海区潮流较显著潮速较大；海峡、海湾入口处潮流最明显，潮速最大最大潮速可达10海里/时以上，形成海水强度扰动，并可产生大小不等的漩涡
沿岸流
当入射波浪不垂直于海岸时，便可造成水体沿海岸流动，形成近岸流。
离岸流：当波浪在近岸破碎时，能把相当多的水量带入破碎区，这些海水最终会经过破碎带重新返回到海洋中，从而形成离岸流
物质
基岩海岸
堆积海岸
砾岸
沙岸
淤泥质海岸
生物作用海岸
珊瑚礁海岸
红树林海岸
时间
一. 海岸地貌
（一）海蚀地貌
变形波浪及其形成的拍岸浪对海岸进行撞击、冲刷，波浪携带的碎屑物质的研磨，以及海水对海岸基岩的溶蚀，统称为海蚀作用
1. 海蚀穴
2. 海蚀崖
3. 海蚀拱桥与海蚀柱
4. 海蚀台
岬角波能辐聚导致侵蚀，海湾波能辐散引起堆积
1. 海蚀穴
在有潮汐的海滨，高潮面与陆地接触处，波浪的冲淘作用形成槽形凹穴，断续沿海岸线分布
深度大于宽度的称为海蚀洞
深度小于宽度的称为海蚀龛
2. 海蚀崖
向海呈陡斜或垂直的陡壁
原始海岸斜坡上，与海面相交界处附近是受波浪冲击的主要地段，长期受蚀后行成凹刻的海蚀穴，海蚀穴不断扩大，致使其上的岩石悬空发生崩坠，形成海蚀崖
3. 海蚀拱桥与海蚀柱
海蚀拱桥进一步受蚀，使拱桥顶班崩塌，其外侧形成脱离海岸的海蚀柱
4. 海蚀台
波浪冲淘崖壁，形成海蚀穴，悬空的崖壁在重力作用下崩塌，崩塌下来的石块遭受侵蚀搬运，海浪重新冲淘崖壁下部，形成新的海蚀穴。这种过程不断进行，即形成海蚀平台，当其宽度增大到波浪的冲蚀作用范围之外才停止发展
（二）海积地貌
1. 横向移动为主的海积地貌
在波浪和重力的作用下，使岸坡上部物质不断向岸移动，岸坡下部物质不断向海移动，形成上下两个侵蚀带
离岸较远处，波浪稍有变形，当其向岸分力的加强尚不足以抵消重力作用时，颗粒总的离岸位移的距离要大于向岸，因而完成一次往返后，颗粒将下坡下移动一段距离
近岸，波浪进一步变形，在某一点，波浪向岸分力的加强刚好与重力作用抵消，颗粒物作往返运动而不发生位移，该点称为中立点（各中立点的连线称为中立线）
自中立点向岸波浪变形更甚，向岸分力进一步加强，其与离岸分力之差超过重力作用，颗粒物作往返作用后向岸移动一点
2. 纵向移动为主的海积地貌
当波向线方向与岸线斜交时，波动方向与重力方向不在同一直线上，海底沉积物颗粒循着波向线与重力的合力方向运移
在中立带上，颗粒物作纵向位移
中立带以上除了沿岸纵向移动外，还向岸方上移
中立带以下除纵向运移外，还离岸方向下移
沉积物沿岸的纵向移动是在冲、回流和重力作用下进行的，当波向线与岸线斜交时，冲流与回流的作用方向是不同的 在冲流的推动下，颗粒开始沿坡向线向坡上移动，后在重力作用下逐渐偏离该方向
当冲流转为回流，其方向转为下坡，同时重力的影响增大
结果，颗粒在一次在一次冲、回流作用下完成一个接近抛物线而又不对称的行径路线，其净位移是沿着岸线方向的 如果波能、海滩坡度与波向线和岸线交角不变，则颗粒物沿岸移动的距离与波向线和岸线交角的余弦值成正比
在长时间内，具有一定总方向的沉积物总体沿海岸移动的现象称为沉积物流或泥沙流
沉积物流的主要表征有容量、搬运量和饱和度
容量：单位时间内波浪和沿岸流所能搬运的最大沉积物量，波向线与岸线成45°时，容量最大
搬运量：沉积物流在单位时间内通过某一断面的沉积物量
饱和度：搬运量/容量=1 达到饱和
容量大于搬运量为不饱和，此时海底和海崖将受蚀；当沉积物的供应量超过容量，则沉积物势必沉积下来
沉积物流的延续性与海岸的轮廓有很大关系，遇到以下情况可阻挡沉积物流或使沉积物流间断
伸入较深水中的阻拦
岸线方向发生转折
有深的河口三角港或港湾
海底斜坡未达到均衡剖面
在曲折的海岸上常有许多距离不长，方向不同的沉积物流
当沉积物流绕行岬角或岸线急剧向陆转折处，波能急剧降低，使容量减小，被搬运的沉积物的一部分沉积下来。如沉积物流能不断供给物质，那么堆积体就不断向前延伸，形成根部与岸相连，前端伸入海中的沙嘴
沙嘴的增长速度随着伸向深处而减慢
当沉积物源供给减少，沙嘴的根部开始被冲刷，沙嘴的终端弯向较小深度的岸方延伸，造成沙嘴弯曲的终端
在海湾湾口发育的沙嘴，如物源供应充足，有可能逐步封闭海湾，形成栏湾沙坝
如果岸线向海转折，波浪与岸线夹角变大 ，容量降低，沉积物就在岸线转折处岸边沉积下来
如岸外不远处有岛屿作屏障时，岛屿背后一侧波能降低形成波影区，进入波影区的沉积物流容量迅速减小，在岛屿内侧可发于沙嘴，如岛岸间距离和深度不大，可与岛屿相连，形成连岛坝
两个相向的沉积物流之间的滞缓水域地带，因沉积物的堆积和形成一种尖角形沙洲岸线
堡岛-泻湖系统
堡岛是平行于海岸与岸线之间有泻湖相隔的狭长沙岛
泻湖是以堡岛为屏障与大海相隔开，常有一个或数个潮汐通道与外海相通
堡岛的形成有多种说法：
由水下沙坝向上堆积发育而成
由沿岸流作用形成沙嘴，沙嘴平行于海岸向前延伸，而后被潮汐通道切割成几段而成
原是大陆海滩的沙脊，后由于海平面上升，成为堡岛