地貌學基礎知識教材

　　地貌學基礎知識教材

　　前 言

　　地貌學為高等師範院校地理係的一門專業基礎課，是地理專業的主幹課程之一。本書是在華南師範大學地理係《地貌學基礎》教材的基礎上，學習和吸收了國內外許多著名地貌學教材的優點，以及地貌科學研究的新成果編寫而成的。本書力求在體係上、內容上有所創新，除反映科學性與係統性外，要更能體現師範院校地貌學課程教材的特色。

　　高等師範院校地貌學課程教材應有什麼特色?我國著名的地貌學家曾昭璿教授於1983年在廣州召開的全國高等師範院校地貌學教學研究會上，曾提出了要在“淺”、“廣”、“新”三個方麵下功夫的意見。所謂“淺”是要易懂，寫得深入淺出，過深難懂的內容不宜編入。如果教材過於深奧，學生難以接受，會造成教與學方麵的一定困難。“廣”即教材內容要廣泛一些，地貌學的主要方麵都應該提及。高師地理係學生培養目標主要是中學地理教師，他們隻有具備廣博的地貌學基本知識，才能在工作中帶領學生進行地貌野外考察，開展鄉土地貌調查，編寫鄉土教材。另外，又因地貌學課程要為學習地理學專業其他後行課程打好基礎，也必須要有全麵、係統的地貌知識。“新”是因為教育要麵向“四化”，麵向世界，麵向未來。如果不以新的知識、新的觀點去充實教材，就不能適應國家建設的需要。所以，編寫教材就要求把最新的科研成果編進去。

　　此外，地貌學是一門與生產實踐結合較密切的學科。地貌學在生產實踐中的應用很廣，國民經濟的很多部門都對地貌學提出了要求，或者在自己的生產實踐中廣泛地應用了地貌學的知識。為了貫徹“理論聯係實際”的方針，更好地服務於生產建設，本書在內容上增加了應用地貌知識。

　　本書是否能做到以上要求，還未敢肯定。但是，我們是力求按這方麵要求去編寫的，以便能適合高師地貌學課程教學之用。當然，本書也可以作為綜合大學地理係各專業和地質、農林、交通、水利、測繪等院校非地理係科的學生學習地貌學課程的教材和參考書;還可供有關科研、生產單位工作者們參考。為了滿足以上各方麵在地貌學教學與工作中的需要，本書在編寫時注意盡量使內容廣泛一些，這樣一來勢必要增加教材分量。

　　由於目前高校地貌學課程教學的時數僅有60～90學時，故不能多講，而本教材分量較多，為便於教學，我們在書中篩選出一部分章節(用楷體字型排印者)，供教師選擇，可不作課堂講授的內容，僅供學生課外閱讀時參考，以擴展學生的知識麵。

　　本書由吳正主編。全書共分11章，各章的編寫人為：第一章：莫仲達、吳正;第二章：黃少敏、王為;第三章：黃少敏;第四章：黃少敏、吳正;第五章：黃少敏、莫仲達;第六章：吳正;第七章：吳正;第八章：丘世鈞;第九章：吳正、莫仲達、黃山;第十章：莫仲達;第十一章：黃少敏。最後由吳正、黃少敏負責全書的統稿和定稿。

　　書稿完成後，承譚惠忠高級工程師和黃清玲同誌幫助打印全部稿件。書中插圖由譚頌紅同誌協助清繪。封麵彩照由同窗好友楊逸疇教授拍攝並提供。承蒙曾昭璿教授和李春初教授在百忙中認真審閱全書，提出寶貴意見。在此一並表示衷心感謝!本書得以出版，當然尤要感謝廣東省高教廳把它列為“廣東省高等學校‘九五’規劃重點教材”，並給予編寫經費資助;要感謝廣東高教出版社對本書出版惠予的大力支持，特別是王亞芳同誌為本書的編緝、出版付出了辛勤勞動。

　　本書由集體編寫，雖經統稿，但錯誤和不妥之處在所難免，懇請讀者批評指正。

　　內容簡介

　　地貌學為高等師範院校地理係的一門專業基礎課，是地理學專業的主幹課程之一。本書是學習和吸收了國內外多本著名地貌學教材的優點以及地貌學研究的新成果編寫而成的。在編寫過程中，除力求反映教材應具備的科學性和係統性外，更突出地體現了師範院校地貌學課程教材要具有“淺”、“廣”、“新”的特色。由於地貌學在生產實踐中的應用很廣，為更好地服務於生產建設，使之更具實用性，首次在地貌學教材中增加了應用地貌內容。

　　全書共分11章。各章內容依次為緒論、活動構造地貌、靜態構造地貌、流水地貌、岩溶地貌、冰川與凍土地貌、風成地貌與黃土、海岸地貌、應用地貌(包括環境地貌、災害地貌與工程地貌)、地貌發育的理論問題、區域地貌調查與製圖等。書中附插圖近200幅。

　　本書除應用於高師地理係地理學專業的地貌學課程外，亦可作為綜合大學地理係各專業和地質、農林、交通、水利、測繪等院校非地理係科學習地貌學課程的教材和參考書;還可供有關科研、生產部門的工作者參考。

　　第一章 緒論

　　第一節 地貌學的研究對象與性質

　　地貌學這個名稱，在各種語言中雖有不同的拚寫方式，如：geomorphology(英語)，géomorphologie(法語)，地形學(日語)，геоморфология(俄語)，Geomorphologie(德語)，等。但從構詞上可看出，它們大都由三個源自希臘語的詞根geo(地球)，morphe(外表形狀、麵貌)，Logos(論述)所組成，表明這是一門研究地球表麵形狀的學科。地球表麵(簡稱“地表”)指的是地殼的外表麵，即由岩石或土(鬆散的岩石)組成的地麵。地球表麵形狀，指的就是地殼表麵由岩石構成的起伏形態(如平原、高原、山脈、山峰、丘陵、河穀、盆地、懸崖等)，簡稱為“地形”或“地貌”。因而，地貌學的研究對象是地貌或地形(Landforms)，即各種規模的地表起伏的總和。地貌學是研究地表的形態特征、成因、分布及其發育規律的科學。解放前，這門科學在我國被稱為“地形學”。1956年後，我國的一些學者倡議，把“地形學”改稱為“地貌學”，自此，地貌學這個名稱才逐漸得到普遍使用。

　　地貌學是介於自然地理學和地質學之間的一門邊緣科學。由於地貌學的這一特性，世界上各個國家的地貌學分屬於不同的學科。如美國的地貌學是被歸入地質學的範疇;而在西歐，地貌學則被視為自然地理學的一個分支。實際上，地質學視地貌為地質作用的曆史產物，通過地貌去認識地質，故較突出地貌成因的03manbetx 與發育曆史的重建;而自然地理學，視地貌為一項自然環境要素，注重人類活動受地貌的影響以及對它的利用與改造，故側重人地關係的研究。在我國，地貌學在地理學界和地質學界都受到一定的重視，也可以說，我國的地貌學是隨著地理科學和地質科學的發展成長起來的。

　　第二節 地貌學發展簡史

　　人類一開始由於生存上的需要，即頻繁地接觸地形，識別地形，利用地形，改造地形，不斷積累地貌知識。但是，地貌學作為一門獨立學科的出現，則是近代的事。回溯這段曆史，將會加深我們對地貌學基本性質的理解，認識各主流理論產生的背景及盛衰的因由。

　　從史前人類的一些聚居點的地貌位置(如我國北京的周口店和西安的半坡)可以看出當時人類對一些有利地形的識別與利用(如洞穴和沿河階地)。自有文字以後，人類的地貌知識得到記載，並不斷積累與傳授，從浩瀚的曆史文獻中，可追溯出地貌知識的發展。以我國為例：早在西周(公元前8世紀前)的《詩經·大雅·篤公劉》中，已有崗(丘陵)、塬(平原)、隰(低濕地)等地貌類型名稱的記載。北魏(6世紀)酈道元的《水經注》，除對黃河、長江等沿河的地形、氣候等特點作了詳細記載外，還對地形的形成作了一些正確的解釋。如記孟門山時，即指出河流流水侵蝕作用可形成峽穀地形。唐代顏真卿(708—784)在《撫州南城縣麻姑仙壇記》中，已有“東海三為桑田”的海水進退的概念。

　　北宋傑出的自然科學家沈括(1032—1096)所著的《夢溪筆談》對海陸變遷更作了科學的解釋。他根據太行山崖間發現的螺蚌殼化石礫石層，認為大陸“此乃昔之海濱，今東距海已近千裏，所謂大陸者，皆濁流所湮耳”。指出海變陸是由於河流堆積的結果;同時又指出由於流水侵蝕(稱“衝激”)山地(以雁蕩山為例)而造成了山峰與深穀。

　　明代的地理考察家徐霞客(1586—1641)在《徐霞客遊記》中對河流侵蝕作用闡述得更為透徹，認為陡崖地貌是河流侵蝕的結果，如稱“水鑿成磯”，“江流出山，山削成壁，流回流轉，雲根迸出”。他還提出“程愈迫則流愈急”的科學見解。此外，他對我國西南地區岩溶地貌作了最詳細的調查和研究，為此作出了卓越的貢獻。

　　清代孫蘭(約1638—1705)在《柳庭輿地隅說》中，提出了“變盈流謙”說，稱：“流久則損，損久則變，高者因淘洗而日下，卑者因填塞而日平，故曰變盈而流謙”。其對地形形成作用已具有蝕積平衡的概念，認識到侵蝕和沉積是不可分割的統一過程。他還解釋地形形成是三種力量，即“有因時而變，有因人而變，有因變而變”，這也就是今天所說的內、外力作用和人為因素的影響等。例如，他認為“因時而變者，如大雨時行，山川洗滌洪流下注，山石崩從，久久不窮，則高下易位”。這裏指出了由於降雨而出現片流和暴流的侵蝕作用，使地形發生變化，即高地削平，低地填高。又如人為作用，亦可改變地形，他說：“因人而變者，如鑿山通道，地道頓異。”他提出的“有因變而變者”是指一種突變力量，包括內力因素，如說：“因變而變者，如土雍山崩，地震川渴，忽然異形，山川改觀。”

　　此外，我國勞動人民在社會和生產實踐中，利用有利地形和應用地貌知識，做出了卓越的成績。都江堰、萬裏長城和大運河長存至今，就是明證。可惜的是，受封建製度的長期束縛和帝國主義的侵略，現代地貌學的首先出現不是在中國，而是在西歐和北美。地貌學在中國的黃金時代，隻有在中華人民共和國成立後才出現。

　　按時間順序，以主流的地貌發育基本理論為依據，現把地貌學的發展曆史分為下列四個時期：

　　(一)孕育時期(18世紀上半葉—19世紀上半葉)

　　這個時期也就是現代地質學與現代地理學的創建時期。地理學家對地貌形態及其分布的描述和地質學家對造貌地質作用的認識，為現代地貌學的萌發，提供了壯實的種子和肥沃的土壤。應特別指出的是：羅蒙諾索夫在《論地層》(1763)中提出，地球表麵的形態是由於內力與外力的鬥爭和衝突而形成，必須從發育過程來認識地表形態。赫頓(J.Hutton)於1788年發表巨著《地球的學說》，認定地形演變是地質發展的組成部分，明確指出：“今天是過去的鑰匙”這個地學研究的經典概念。依據這個概念，萊伊爾(C.Lyell)發展出地質學研究的一個根本原理——“均變論”，又稱為“現實主義原理”，首見於《地質學原理》(1830)。在這本地質學的經典巨著中，萊伊爾引用了許多地貌作用與地貌變化的事實，尖銳地批判了災變論。

　　經典性的均變論包括四個均變的假定，即：自然法則的均變(法則的規定不隨時空而變)，自然作用的均變(作用的種類與性質不隨時空而變)，作用速率的均變(總體作用強度基本穩定或緩慢地變化)和地球性狀的均變(地球性狀在整體上不變，無始無終地循環運動)。在當時，這些假定的目的，是為了奠定據今論古的研究方法，以反對帶宗教、神學、唯心論和不可知論等色彩的錯誤觀點與方法，使地質研究走上切實可行的康莊大道——現實主義原理的大道。依據這個學說，現今進行著的改變地殼形態的地質作用，同樣也以基本相同的強度作用於地質曆史的各個時期。因此，過去的地質事件可以用今天觀察到的地質作用和現象去加以解釋、研究和認識。地貌作用屬地質作用，地貌是地質作用過程的結果，是時間的產物、曆史的產物。所以，均變論給人們解釋地貌的存在，03manbetx 地貌的成因，重建地貌的發育曆史和預測地貌的今後變化，提供了重要的理論基礎，使地貌學得以創立和發展。

　　值得指出，後來的研究證明，經典均變論的後三項假定(“本質性上的均變論”)是不正確的。因為地球的存在條件和狀態，在過去和現在一直都在變化，而且是在緩變中有多個突變，使變化過程表現為階梯狀的、變速率的、非循環的發展。但是，其第一項假定(“方法論上的均變論”)一直得到肯定，並奉為自然科學研究的前提依據。

　　地貌學孕育於地質學與自然地理學，它接受兩個母體的遺傳，吸收兩個母體的養分，均變論的假定和現實主義的研究方法，從一開始就在它身上打下了烙印。

　　(二)創建時期(19世紀下半葉—20世紀初)

　　地貌學的出現，適值西歐和北美資本主義經濟上升發展時期。正是這種經濟發展對礦產、土地、水力和水等資源進行調查與開發的迫切需要，促使了這門界於地質學與地理學之間的新學科產生和發展。例如：阿爾卑斯山區的水利開發，要求對流水和冰川地貌發育作深入、具體的研究。美國在南北戰爭結束後，致力於西部自然資源的調查、開發與交通建設，地形測量與03manbetx 成為了探路先鋒。美國西部的地質構造在地貌上有明顯的反映，這個天生的條件使美國在地質調查中尤其注重地貌的地質內涵的03manbetx ，因此，使地貌學脫穎而出。成為獨立學科的奠基性理論——吉爾伯特(G.K.Gilbert)的地貌律，鮑維爾(J.W.Powell)的侵蝕基準麵概念，與戴維斯(W.M.Davis)的地貌成因三要素(構造、營力、時間)原理和地貌循環(旋回)學說，首先係統地來自美國，這決非偶然。這些理論依據的主要實例，都是來自在美國進行的開發調查，特別是這些學者的野外考察，顯示了地貌的野外調查和實例研究是地貌學的生命線。類似的情況也見諸於西歐，阿·彭克(A.Penck，老彭克)的《地表形態學》(MorphologiederErdoberflache，1895)是最早的地貌學教科書之一，以個人的大量野外成果為依據，其冰川研究尤為突出。英法的殖民地遍布世界各處，其掠奪性的開發涉及不同自然區的地貌。與美國相比，英法的地貌研究顯得多樣，特別注意氣候地貌問題。

　　創建時期的地貌學有較濃厚的美國色彩，作為這門新學科奠基者的戴維斯，終生執教，在課堂上善於用簡圖作講解，又精於邏輯演繹、推理、歸納，為地貌學發展培育了眾多英才，自成一體，影響深遠，在地貌學界有戴氏學派之專稱。這個奠基學派使地貌研究從純形態描述轉為“解釋性描述”即成因探索，並開創了地貌學的曆史研究方向。

　　(三)發展時期(20世紀初—20世紀50年代)

　　體現赫頓均變論與達爾文進化論基本觀點的戴氏學派仍占統治地位，地貌隨時間呈有順序的循環演變的觀點仍被人們普遍接受，這種情況在較遲才發展地貌學的國家中，尤其如此。戴氏傳人洛貝克(A.Lobeck)的《地貌學——地形研究導論》(1936)和桑伯瑞(W.D.Thornbury)的《地貌學原理》(1954)被長期地和普遍地用作教科書就是一個明證。在此數十年間，戴氏的地貌循環雖受到不少批評，其中以瓦·彭克(W.Penck，小彭克，1924)和金氏(L.C.King，1953)較為強烈，但作為戴氏學說核心的地貌隨時間而有固定順序演變的觀點，並未被觸及。兩次世界大戰及之間的經濟大蕭條，無疑也嚴重影響了地貌學的發展。其中一個大例外，這就是前蘇聯。在1924—1941年經濟建設大發展期間，地貌學在這個新生的大國度裏有很大的發展，如：舒金(И.С.Шукин)的《陸地形態學》綜合了前蘇聯當時大量實地資料，並對地貌分類提出了新見解。

　　第二次世界大戰結束後，全球進入經濟恢複與發展的時期，大量的多種多樣的工程建設對地貌研究提出了定量評價和短期準確預測的高要求。地貌作用和地貌變化的野外實際測定開始得到重視，逐漸成為地貌日常工作的一個重要組成部分。地貌學的“定量革命”使地貌學的一個新學派——動力學派初露頭角。1952年，斯特拉勒(A.Strahler)發表了《地貌學的動力基礎》，提出以力學和流體力學為基礎的地貌係統。在前蘇聯，地貌學的進展突出表現為馬爾科夫(К.К.Марков)的地貌水準麵概念。新中國成立後，大規模開展建設的迫切需要，使地貌學研究在我國得到前所未有的大發展。在研究上注重於實用和在理論和方法上學習前蘇聯，可以說是50年代中國地貌學研究的兩個主要傾向。在法國，氣候地貌學有了顯著的進展，如：布德爾(J.Bйdl)的研究。

　　地貌學在這個時期裏出現了分支學科，主要是按地貌營力的不同作分門別類的集中研究，從而形成河流地貌學、冰川地貌學、海岸地貌學和構造地貌學。對岩石地貌、風成地貌、岩溶地貌、凍土地貌、黃土地貌和洋底地貌的專門研究亦有明顯進展，開始形成了多學派、多部門和多方向的研究局麵。

　　(四)成熟時期(20世紀60年代以來)

　　世界經濟的持續發展和環境問題的日益突出，促使地貌學界要加速應用和動力因果兩大方麵的研究。遙測、遙感、微測、地理信息係統和測年等新技術的迅猛發展，有效地提高了地貌學各個方麵特別是應用、動力因果和區域對比方麵的研究能力。

　　1962年，喬利(R.J.Chorley)把係統論的概念引入地貌研究，並認為地球表麵應屬開放係統。自此，動力係統、能量流、物質流、反饋效應、自我調節和動力平衡等熱力學概念，被用於地貌發育原理的探索，並逐漸發展為地貌學中的一個新學派——動力派。地貌隨時間無固定順序發育和存在穩態地貌的新認識，使戴維斯的地貌隨時間的推移，分階段有順序地演化的學說，受到了致命衝擊。

　　地學體係各學科的新發現、新進展和新理論的湧現，特別是海底地形測繪成果、板塊學說和外星探測成果給地貌學帶來了新思維和新領域。經典性的均變論受到了深刻批判，隻保留下方法上的均變假定，代之而行的是新災變論。大地構造地貌學、洋底地貌學、冰緣地貌學、熱帶地貌學、幹旱區地貌學、岩溶地貌學、應用地貌學、災害地貌學、工程地貌學、人類地貌學、環境地貌學、理論地貌學、古地貌學、曆史地貌學和外星地貌學等一大批新分支學科先後建立。

　　新技術、新方法、新學派和新分科的紛紛出現，標誌著地貌學的壯大與成熟。誠然，在知識爆炸、新問題不斷湧現和學科複雜交叉的今天，地貌學的發展麵臨著嚴峻的挑戰。自80年代以來，各國地貌學界已意識到這個挑戰，並積極應戰。從1985年起，每四年召開一次國際地貌學會議，中間插入一次地區性會議。在第二屆會議上(1989年9月，德國)，宣布了國際地貌學家協會(IAG)的成立，並決定建立促進地貌學持續發展的特派組。1993年，該組的專題報告列述了地貌學的主要貢獻，並提出了促進地貌學發展的建議。其中最值得指出的是，要強調地貌學與地質學和地理學的區別。地貌學要集中研究岩石圈與人類社會圈的接觸界麵，要積極參與人類作用導致環境變化的研究，要加強應用方麵的研究，要加強對地貌學的宣傳、普及、教育與交流。對地貌學的今後發展，其他探討還認為，要發展與其他學科的交叉，要更多使用新技術。在重視定量研究的同時，還要注意對已有的各種地貌發育基本理論的研究與吸取，對定量問題不要絕對化。

　　對地貌學的未來的預測，在知識和技術的發展如此迅速和層出不窮的今天，自然是很不容易。但從地貌學的漫長曆史與活躍的現狀來看，它與人類社會的發展息息相關，它與其他的地球科學關係十分密切，因此，它將來的發展必定廣闊和久遠。地貌學與其他學科的交叉會更深入，分支會更多。地貌學采用的現場、定量、連續觀測的新技術會更多，應用會更富有成效，理論會更有依據、更加係統和更為合理。

　　第三節 關於地貌的若幹基礎知識

　　一、地貌的基本性質①

　　地貌是地貌學研究的最主要物質依據，一切的地貌學研究都是從地貌出發，圍繞著地貌這個中心來進行，並以地貌結果為最終的判斷。因此，學習地貌學，首先要深入認識地貌的基本性質，即：物質性、界麵性、動力性、天然性和變化性。現分述如下：

　　(一)地貌的物質性

　　地貌是由岩石所構成。地球表麵分布有大氣、水、生物和岩石，隻有由天然岩石或土(“鬆散的岩石”)組成的地表形狀才稱為地貌。如：河槽和山坡是由岩石構成，均屬地貌形態，而河槽裏的水麵起伏是由水構成的，山坡上的植被起伏外貌是生物形態，都不是地貌形態。

　　在其他條件相同的情況下，組成地貌的岩石在成分、結構、構造和特性上的差異必然表現為地貌形態上的不同。反過來說，地貌的形態特征常能在一定程度上反映了土石的種類與特性。

　　(二)地貌的界麵性

　　地貌是地殼表麵的形狀，可從幾何學上視之為一個麵，一個在三維空間上複雜起伏的連續麵。任何一個地貌形態都可看作是由許多形狀不同(有平坦的、凹形的、凸形的或波狀的)、傾向不同、傾角不同的小平麵所組成。這些麵的數量和形狀與觀察的精度和表達的比例尺有關。

　　不同性狀物質的分界麵或接觸麵是能量交換、轉化的活躍地帶，因而也是物質流動的集中部位。地貌位處岩石圈與大氣圈、水圈及生物圈的分界麵，多種能量的作用帶來多種物質的變化都會在這裏進行，深刻影響著地貌的發生和發展。

　　(三)地貌的動力性

　　任何地貌形態的形成、發展和演化，在實質上都是岩石物質(原地的或外來的)的增加、減少或位移，都是地質營力作用的結果，亦即能量流動導致物質流動的產物。例如：海浪把沙泥搬到岸邊堆成海灘，冰川刨蝕形成U型槽穀，岩漿噴出堆成火山，風沙吹蝕出石蘑菇，地殼斷裂運動產生斷層崖。

　　對能產生地貌的地質作用，可稱之為造貌作用或地貌作用。它們的種類雖然多樣(如風化、流水、風力、冰川、波浪、生物、重力、地殼運動、岩漿活動等)，但是在造貌過程中，都集中表現為對岩石物質的剝蝕、搬運和堆積。剝蝕作用、堆積作用和地殼運動都能直接產生地貌。搬運作用雖不直接構築地貌形態，但屬造貌過程的重要組成部分和造貌能量分配的主要項目之一，突出地影響著地貌的發育。例如：河水的流動，當其能量消耗於克服水分子間的摩阻力之外尚有剩餘，就能對河床土石進行侵蝕;當能把被侵蝕掉的土石顆粒搬走，就繼續侵蝕;若無餘力搬運，則剝蝕不能深入;若無力作侵蝕，就會減少原搬運的土石，產生堆積。

　　不同的營力在不同的條件下，有不同的動力學規律和地貌形成過程，從而產生不同的地貌。反過來說，一些特征性地貌及其某些要素的特點，能在一定程度上表明造貌營力與作用的種類及其動力學條件。

　　(四)地貌的天然性

　　地貌位於地殼的天然表麵。地貌是自然環境的重要組成部分。地貌是由天然物質(土和岩石)組成。地貌是在自然力作用下發育。凡此等等，充分說明地貌作為一種物質存在的天然性。對地貌的研究將有助於我們對自然界的認識、開發與保護。

　　值得指出：地貌的這種絕對天然性，自人類出現以來，特別是進入現代文明時期以來，發生了越來越大的變化。人口越來越多，科學技術越來越發達，人類對自然界的影響越來越強烈。事至今日，人類已成為塑造地貌的重要營力，人類造成的地貌(如運河、堤壩、房屋、道路、礦坑等)，已成為地表的一個重要組成部分。專門研究人類地貌作用的學科——人類地貌學，已於1980年前後出現。

　　(五)地貌的變化性

　　和世間其他事物一樣，地貌總是在變化著。現存的地貌，隻不過是地貌變化過程中的一個暫時存在。這個存在有時會保留下過去的殘跡。其今後的變化將主要取決於今後的具體條件。地貌的變化可分為兩大類，即因環境條件的改變而改變(“因變而變”)和隨著時間的流逝而改變(“因時而變”)。前者如：一些河床在洪水期會衝刷出深槽，而在枯水期卻堆積淺灘。後者如：火山錐在岩漿不再活動和地殼穩定的條件下，經受剝蝕，隨著時間的推移，會逐漸削低變小，最後被夷為平地。值得指出：因時而變與因變而變的劃分是相對的。因為，任何環境條件的變化，都需要有一個較長的時間過程，才會在地貌上有明顯的改變，故此因變而變常包含了因時而變;因時而變大都需要較長的時間，才會使地貌有較顯著的不同，而環境在長時間裏常有各種改變，所以，因時而變常包含因變而變。在地貌演化中，地形本身對地貌作用會產生一個反作用(“反饋”)，即使其他環境條件不隨時間而變，變化了的地貌也會影響其隨後的演化。如：海蝕崖因浪蝕而後退，隨著後退的發展，海蝕平台加長，對波浪的消能作用加強，使海蝕崖的發育減弱、消亡。因此，實際上既不存在簡單的因變而變，也不會有純粹的因時而變。現存地貌正是這些變化曆史的物質記錄，對這個記錄的研究，不僅可以認識地貌的成因和演變曆史，並能有助於自然界曆史的重建。

　　顯然，上述基本性質相互有著密切的聯係，它們共同說明：地貌是地表的天然起伏形狀。其外形多樣，但都是由岩石或土組成，位於岩石圈與大氣圈、水圈或生物圈的接觸麵上。其產生、變化與發展的複雜程度不一，形成的地貌多種多樣，但在實質上都是物質和能量在地表流動導致地表物質流動的結果。地貌既是自然環境的主要組成部分，又是重要的自然資源，故與人類的生存和發展息息相關，對地貌的研究不僅具有重要的地學意義，而且有重要的實用價值。

　　二、地貌的成因

　　根據對地貌的許多直觀認識，1899年，戴維斯首次把地貌的成因歸納為三大因素——地質結構(岩石與地質構造)、營力、發育階段(時間和階段)。用他的原話來說，就是“地形是構造、作用和時間的函數”。由此可知，岩性不同、地質構造不同、作用營力不同、經受作用的時間長度或發育所處的階段不同，都會導致地貌形態不同。反過來說，地貌形態的差別，可從岩性、構造、營力、曆史或階段等方麵得到解釋，或找出原因。這個三要素說的提出，明確了地貌形成的內因是岩石與構造，外因是營力，以及其形成過程需要一定的時間和必然經過不同的階段。

　　(一)地貌形成的物質基礎

　　地貌形成的物質基礎是地質構造和岩石。

　　大地構造單元是地貌發育的基礎。地球上巨型、大型地貌的形成與分布，都與大地構造有直接關係。例如，中國的大地貌單元，即山地、高原、盆地、平原等在平麵上的排列組合形式，其形成主要受大地構造的控製。李四光把我國劃分為五種主要大地構造體係：①緯向構造體係;②經向構造體係;③走向北東到北北東的華夏構造體係;④走向北西到北北西的西域構造體係;⑤扭動構造體係，包括山字型(如祁、呂山字型、淮陽山字型、廣西山字型等)、多字型和歹字型(如青藏滇緬印尼大歹字型)等構造體係。我國山脈的排列和走向，即與這些構造體係密切相關。如緯向構造體係是由走向東西，或近似東西的複式劇烈擠壓帶、褶皺帶和擠壓性斷層組成，並有扭(剪切)斷層與它斜交，張斷裂與它直交;天山—陰山—燕山，昆侖山—秦嶺—大別山最明顯反映了這個構造體係。經向構造體係形成了橫貫我國南北的賀蘭山—六盤山—橫斷山等近南北走向的山地;特別是川西、滇北的橫斷山地，是亞洲寬度最大，構造形跡最明顯的經向構造帶之一，它由許多條成束的南北向斷裂，夾著非常緊密而複雜的褶皺組成，在地貌上表現為一係列平行的高山深穀，地麵起伏之急劇甲於全國。我國東部地區的山地，如大興安嶺、長白山、大婁山、武陵山、雪峰山、武夷山、戴雲山、蓮花山等，基本上按北東或北北東走向排列，主要受華夏構造的控製;西部的山地，如阿爾泰山、北塔山、祁連山等走向為北西向，則受西域構造體係的影響;等等。

　　地質構造是地貌形態的骨架，在地質構造影響下，出現各類構造地貌，如褶皺山、斷塊山等。這些內容將在“靜態構造地貌”一章中作詳細介紹。

　　2.岩石性質。

　　岩石性質對地貌的影響，實質上就是指岩石對來自外界的物理作用和化學作用的反映。通常在地貌研究中所說岩性的堅硬和軟弱，或者岩石抵抗侵蝕能力的強和弱，就是這種影響程度的表現。一般說來，砂岩、石英岩、玄武岩、礫岩等屬於堅硬岩石，泥岩、頁岩等屬於軟弱岩石。在一定的區域範圍內，外力作用條件基本相似，不同性質的岩石反映在地貌形態上常有明顯差異，這是由於岩性所引起的差別風化和差別侵蝕的結果。除了某些地質構造原因外，堅硬岩石通常表現為突出的正向地貌(山地、丘陵等)，相對軟弱岩石出露之處，地貌上形成負向地貌(穀地、盆地等)。岩性對地貌的影響，在那些經曆了長時期剝蝕的地區表現最明顯。

　　岩性對地貌形態的影響程度取決於一係列因素，是一個十分複雜的問題。岩石堅硬和軟弱，抗侵蝕能力的大小都隻是一個相對概念，它與岩石所處的自然環境有很大關係。明顯的例子是花崗岩，在長期侵蝕過程中，分布在我國北方的花崗岩常呈高大險峻的山地(如華山、泰山、黃山等)，而在華南地區則成饅頭狀丘陵;前者地形起伏明顯，後者地勢變化和緩。分析其原因，與兩地自然條件有關。在華南濕熱氣候下，花崗岩的礦物組成中，長石是最不穩定的，易風化轉變為質地軟弱的粘土礦物。花崗岩通常具有沿三個方向發育的立方節理，風化作用可沿立方節理深入岩體內部，使之迅速解體，破壞了花崗岩的堅固性，經長期侵蝕形成圓形和緩起伏的丘陵。又如石灰岩在濕熱氣候條件下，易於受溶蝕侵蝕，表現為軟岩層;而在幹旱氣候條件下，則表現為硬岩層特性。

　　此外，岩石的可溶性也具有極大地貌形態上的意義。屬於易溶或較易溶解的岩石有岩鹽、石膏、石灰岩、白雲岩以及一些富含鈣質的砂頁岩、礫岩等，它們在一定的氣候條件下，可以形成適應氣候條件下的岩溶地貌形態組合和一些類岩溶地貌。反映在地貌上的還有一種岩石性質，即濕陷性。黃土和黃土狀岩石具有這種性質，它表現在岩石遇到水浸以後，體積縮減，發生沉陷，通常可形成一些深度不大的負地貌形態。

　　(二)地貌形成的動力

　　地貌形態千姿百態，但形成地貌的動力主要有兩類，即內力作用和外力作用。地貌的形成發展是內外力相互作用的結果。內力是指地球內部放射能等引起的作用力。內力作用造成地殼的水平運動和垂直運動，並引起岩層的褶皺、斷裂、岩漿活動和地震等。除火山噴發、地震等現象外，內力作用一般不易為人們所覺察，但實際上它對於地殼及其基底長期而全麵地起著作用，並產生深刻的影響。地球上巨型、大型的地貌，主要是由內力作用所造成的。

　　外力是指地球表麵在太陽能和重力驅動下，通過空氣、流水和生物等活動所起的作用。它包括岩石的風化作用，塊體運動，流水、冰川、風力、海洋的波浪、潮汐等的侵蝕、搬運和堆積作用，以及生物甚至人類活動的作用等。外力作用非常活躍，而且易被人們直接觀察到。

　　在地貌的形成發展過程中，除了內外力兩類主要動力外，人類活動在現代技術社會裏已成為一種重要的地貌營力，能產生許多新的人工(為)地貌，如堤壩、人工湖、護岸工程、城鎮建築群等，也能夷平破壞一些地貌。

　　(三)影響地貌形成發展的時間因素

　　內、外力作用的時間也是引起地貌差異的重要原因之一。其他條件相同，但作用時間長短不同，則所形成的地貌形態也有區別，顯示出地貌發育的階段性。例如，急劇上升運動減弱初期出現的高原，外力作用雖然強烈，但保存了大片高原地麵。隨著時間的推移，高原在外力侵蝕下，破壞殆盡，成為崎嶇的山區，再進一步發展，則可轉化為起伏和緩的丘陵。

　　三、地貌的地帶性

　　(一)氣候與地貌

　　氣候是地貌形成的重要因素之一。氣候(主要為溫度和降水量)決定著外力的性質和強度，從而影響到其塑造的地貌。在不同的氣候條件下，風化作用的性質和侵蝕作用的強度都有明顯差異，如在高寒氣候區有寒凍風化，幹旱氣候區為熱力風化，而濕熱氣候區則是化學風化(圖1-1)。現代流水的侵蝕強度在下列三個氣候區最小：①降水少的中緯度幹旱區;②降水少且低溫的極地和亞極地冰緣區;③高溫多雨但植被繁茂的熱帶區;而在雨量中等植被並不茂密的中緯度溫濕區，流水的侵蝕強度則最大(圖1-2)。氣候也直接影響風沙作用、冰川作用和岩溶作用等的強度。

　　不同的氣候條件下，有著不同的外力及其組合，並且各種外力的相對重要性也是不同的(圖1-3)。所以，地區的氣候決定了當地的外力，從而影響了該地區的地貌。

　　此外，氣候還通過植被、水文等間接地影響地貌發育。

　　(二)氣候地貌分帶

　　形成地貌的外力受氣候控製，地球上氣候呈現分帶性，故地貌的空間分布亦具分帶性。

　　本世紀初，德國學者A.彭克最早從地貌特征出發，依據雨量(R)與蒸發(V)的對比和降雪與融化的對比界線，及地下水凍結對地貌發育的影響，把全球劃分為濕潤、冰雪、幹旱三個氣候地貌帶。嗣後，法國的特裏喀(J.Tricart)和喀約(A.Cailleux，1965)，德國的比德爾(J.Büdel，1974)等都曾進行過全球氣候地貌帶的劃分。如特裏喀在他繪製的世界氣候地貌圖上，劃分出了13個氣候地貌帶;而比德爾則把全球劃分成7個氣候地貌帶(圖1-4)。

　　劃分地球上的氣候地貌帶有很多困難，主要表現在：①由於影響地貌形態的因素眾

　　多，而且地貌係統對外界反應速度緩慢，較大的氣候差別才能產生一組有明顯差異的地表形態;所以，氣候地貌帶與氣候帶有相似之處，但不完全吻合。②氣候地貌不僅具有一定的分帶性(水平分帶和垂直分帶)，而且還具有複雜的多代性，即在地質曆史時期內，氣候曾經有過多次顯著的變化，使同一地區的主導外力與外力組合狀況隨之發生變化，這樣，在該地區就會有與這些變化相應的幾個世代的地貌組合保留下來，它們與現代氣候條件下的外力作用所產生的地貌交織在一起，使整個地區的地貌景觀變得非常複雜。

　　下麵我們對地球上幾個地帶性最為明顯，地貌形態反差也最大的氣候地貌帶，其外力作用特點和地貌特征作簡要介紹。

　　冰雪氣候地貌帶降雪大於消融，分兩個氣候區：

　　冰川氣候地貌區，為高緯極地和高山雪線以上的地區，年平均溫度在0℃以下，終年為冰雪覆蓋，冰川作用占絕對優勢，其次還有冰凍風化，發育冰川地貌和冰水地貌。

　　冰緣氣候地貌區，為年平均溫度在0℃上下的無冰蓋的極地和亞極地以及雪線以下、森林線以上的高山帶，冰雪融水滲入土層，形成多年凍土層。凍土表層發生日周期性和年周期性的解凍，故凍融作用占優勢，其次是雪蝕作用;由於高壓反氣旋中心的存在，風力作用也很重要。此區發育各種凍土地貌。

　　2.溫濕氣候地貌帶。

　　主要分布在中緯度，年平均溫度在10℃左右，降水量約800毫米。本帶流水作用占優勢，流水地貌發育。此帶沿緯向變化較大，地貌發育也有較大差別。大陸東部地區，受季風影響氣候則有巨大的季節變化，夏熱多雨，冬寒少雨，降水集中夏季，且多暴雨;因此，流水作用的季節變化特點突出，雨季時地麵侵蝕和河流泥沙搬運和堆積作用強烈進行，流水的侵蝕地貌與堆積地貌都十分發育且典型，如我國的華北地區。大陸西部地區，受海洋氣候調節，降水季節分配均勻，與東部季風氣候區相比，侵蝕堆積都不甚強烈，因此，更新世期間形成的古地貌(殘遺地形)得以較完整地保存下來。如歐洲，95%為殘遺地形，除海岸帶外，全新世形成的地形僅占5%，更新世冰川、冰緣地形上的土壤幾乎覆蓋了整個地區，產生的地形主要是土壤覆蓋的平滑坡地、山脊和山穀。

　　3.幹旱氣候地貌帶。

　　在副熱帶高壓帶和溫帶大陸中心，氣候極端幹燥，降水極少。年降水量一般在250毫米以下，且降水非常集中，而蒸發量則遠大於降水量(大幾倍、幾十倍甚至百倍)，所以相對濕度和絕對濕度都很低。在溫度方麵，則有兩種情況：一種是溫帶幹旱區，冬寒夏熱(如我國新疆北部)，年溫差和日溫差都很大，年溫差可達60℃～70℃以上，日溫差可達35℃～50℃;另一種是熱帶亞熱帶幹旱區(如非洲北部)，寒冷月份的平均溫度不低於0℃，所以年溫差較小，僅日溫差較大。

　　上述氣候情況使得這裏植被極為貧乏，地麵裸露，物理風化作用強烈。經常性水流缺乏，隻有由暴雨形成的暫時性水流(洪流)。風力作用盛行。風力作用和幹燥剝蝕作用成為這裏的主導外力。風成地貌大規模發育，形成大麵積沙漠和戈壁。

　　在幹旱區與濕潤區之間的過渡帶，為半幹旱區，年降水量約400毫米，降水比較集中，片流、衝溝發育，廣泛分布黃土並發育特有的黃土地貌。

　　4.濕熱氣候地貌帶。

　　位於赤道和低緯，降水量和蒸發量都很大，但前者要超過後者。年平均降水量在1000毫米以上;最冷月溫度大於18℃，沒有真正的冬天。由於氣候高溫多雨，地麵植被茂密，生物化學風化作用極其突出，使基岩受到強烈分解，廣泛發育深厚的磚紅土型風化殼，如巴西結晶岩上的紅色風化殼厚度普遍超過100米。本帶雖降水豐富，但由於化學風化盛行，植被繁茂，河流中碎屑物質含量少，因而侵蝕作用反不如溫濕氣候區強烈。

　　濕熱帶的可溶鹽(主要是石灰岩)分布區，高溫多雨、植被茂盛的生物氣候條件十分有利於岩溶作用，岩溶地貌得到充分的發育，形成了大規模的峰林地貌。

　　在本帶的海濱，生長著熱帶生物——紅樹林和珊瑚，通過它們的生命活動，形成特有的熱帶生物海岸——紅樹林海岸和珊瑚礁海岸。

　　第二章 活動構造地貌

　　構造地貌是在構造影響下形成的地貌，它的作用力主要是內力，故又稱為內力地貌。構造地貌的分類係統可分成三個等級：第一級稱全球構造地貌，它是世界上最巨型的地貌，隻有大陸和大洋兩大單元。第二級稱大地構造地貌，它是大陸或大洋之內的大型地貌，如大陸內的褶皺山係和大陸裂穀，大洋中的洋中脊及大洋盆地等等。它們都是在內力為主的作用下形成的，是“動態”構造(地殼運動、大地構造)的積極表現者，因此又被稱為活動(動態)構造地貌。第三級稱地質構造地貌，規模最小，是疊加在大地構造地貌之上的中小型地貌，如褶皺山係中的背斜和向斜褶曲地貌，大洋盆地中的海盆和海嶺等等。它們主要是地質構造被外力作用剝露的結果，因此是“靜態”構造(岩性、產狀、地質構造)的消極反映者，故又稱為“靜態”構造地貌。本章及第三章將分別討論有關活動構造地貌和靜態構造地貌的內容。

　　第一節 全球構造地貌

　　一、大陸與大洋

　　大陸和大洋是全球二種最巨型的地貌，大陸是在海平麵之上的正地貌，大洋是低於海

　　平麵的負地貌，它們不僅形態不同，而且地貌結構也有本質差別，分述如下：

　　(一)大陸特征

　　大陸是高出海麵的高地，占全球麵積29.2%。它的內部起伏很大，最高點是喜馬拉雅山的珠穆朗瑪峰，高度8848米;最低點為約旦河穀地的死海窪地，高度為-399米。雖然地形高差很大，但大陸的平均高度隻有875米(圖2-1)。

　　按高度分配，以500～8000米以上的山地麵積最大，它占大陸麵積的47.82%;高度200～500米的丘陵次之，占26.8%;高度0～200米的平原再次，占24.85%;高度小於0的陸地麵積最小，僅占0.53%(表2-1)。就世界各大洲而言，南極洲地形最高，平均高度2200米，歐洲及大洋洲最低，僅340米(表2-2)。

　　表2-1 大陸和大洋麵積統計表

　　表2-2 世界各大洲平均海拔高度

　　(二)大洋特征

　　大洋是指海平麵之下的水底部分，占全球總麵積70.8%。從構造地貌觀點看，它又分為大陸邊緣和洋底兩部分。大陸邊緣是大陸與洋底之間的構造過渡帶，水深0～-2500米或0～-3000米，在這裏，大陸型地殼厚度逐漸減小直至尖滅，地貌上靠近大陸一側的稱為大陸架，而靠洋底一測的稱為大陸坡和大陸基。這三個地段連接起來，構成了一條上凸下凹形曲線，它也是世界上規模最大的海底斜坡區。

　　洋底是在水深-2500米(或-3000米)至-6000米以下的大洋底部，它占全球麵積54.7%和大洋麵積77.2%，是地球上最深而規模巨大的凹地，平均水深為3800米。在世界各大洋之中以太平洋最深，平均深度為3940米;北冰洋最淺，平均深度為1117米(表2-3)。洋底的起伏也很大，如最深的馬利亞納海溝-11034米至高出海麵4205米的夏威夷海嶺的冒納羅亞火山，高差達15000多米。洋底次級地貌也多，有海嶺、海底高原、深海丘陵、深海平原和海底峽穀等等，其規模也很大(表2-3)。

　　表2-3 世界各大洋的麵積及深度

　　據David.A.Ross：IntroductionOceanography1997，U.S.A.

　　二、大陸與大洋成因

　　關於大陸與大洋形成的學說很多，其中以均衡說和海底擴張—板塊構造說最為重要。

　　(一)地殼均衡說

　　地殼位於岩石圈的表層，按結構上的不同可分為大陸型地殼和大洋型地殼兩種。大陸型地殼厚度大，平均為33千米，但隨著地形高度的增大而變厚，如處於我國南方(北緯23.09°)平原丘陵區的廣州，地殼厚度為31千米，山地區的昆明(北緯25.12°)為53千米，青藏高原區的拉薩(北緯29.64°)為71千米。大陸型地殼結構分為三層：上層為沉積岩及變質岩層，厚度0～15千米。中層為花崗岩層，密度為2.7克/立方厘米，厚度15～20千米，它在山區較厚，約40千米，平原區較薄，約10多千米。該層是沉積岩層的物質來源，由於沉積岩的化學成分與花崗岩相似，故沉積岩層也可看作花崗岩層的一部分;下層為玄武岩層，又稱輝長岩質層，化學成分與玄武岩相似，密度2.9克/立方厘米，厚度在山區為15千米，平原區為25～30千米，該層具有連續性分布的特征，即由陸殼底部延至洋底，以至包圍整個地球(圖2-2、表2-4)。

　　表2-4 大陸型與大洋型地殼厚度比較表

　　大洋型地殼厚度明顯減少，大部分洋底的地殼厚度為5～10千米，而洋中脊隻有3～5千米。結構上分三層：上層為未固結的鬆散沉積層，密度1.46克/立方厘米，厚度小於3千米，在洋中脊附近的100～200千米範圍內，厚度僅有200米左右或缺失。中層為火山岩層，平均厚度為1.5千米。下層為玄武岩層，厚4～7千米，該層的岩石組成複雜，上段為拉斑玄武岩，中段為輝綠岩，下段為輝長岩。

　　由上可見，大陸型地殼厚度大而輕，它不但具有花崗岩層，而且玄武岩層的厚度也比大洋型地殼大4～6倍。大洋型地殼薄而重，它缺少了陸殼所特有的花崗岩層。這些特點對於大陸和大洋的生成有著重大影響。

　　英國學者普拉特(J.H.Pratt，1854)和艾裏(G.B.Airy，1855)對喜馬拉雅山進行了引力研究之後，同時用均衡理論解釋了地形的高低差別問題，但觀點不同。普拉特假設地殼之下有一個平坦的均衡麵，此麵之上各段物質(地殼)密度不等，要保持各段的均衡，密度小的地段地勢越高，反之地勢越低(圖2-3A)。艾裏則認為均衡麵不是一個平坦麵，而是一個起伏麵，該麵以上各段物質密度相等，為了保持各段物質的均衡，體積大的地段

　　A—普拉特模式;B—艾裏模式;C—實際模式地勢就高，均衡麵的深度也大，反之地勢就低，均衡麵的深度也較小(圖2-3B)。

　　後來地震和測量資料表明，實際情況應當是普拉特和艾裏兩種看法的結合，即地殼之下的均衡麵是有起伏的，不同地段的地殼物質密度也是不均一的(圖2-3C)，要保持陸殼與洋殼的均衡，陸殼得用較大的厚度來彌補密度小所帶來的質量不足，洋殼則以密度大來補償厚度小所帶來的質量不足。由此可見兩種地殼分別用厚度或密度來取得均衡的，並造成了高起的大陸和凹陷的大洋。

　　(二)海底擴張—板塊構造說

　　海底擴張說是迪茨(R.S.Dietz)於1961年總結了現代海底測量資料後提出的。該學說根據海底的岩石地磁異常和岩石年齡數據，認為海底會不斷新生和擴張，也會逐漸消亡。擴張速度在世界各大洋不等(表2-5)。據測量數據表明。太平洋的擴張速度最大，平均為3.95厘米/年，最大值為6.1厘米/年，北冰洋最小。造成海底擴張的驅動力是地幔對流。當高溫的地幔物質從大洋底部上升時，洋殼便發生漲裂，繼而岩漿湧出，岩漿冷卻後便成為大洋中脊，即新生洋殼。以後地幔物質不斷上湧並將舊的洋中脊向兩邊推開，洋底也就不斷擴大，所以距離洋中脊越遠的洋底年齡也越老。目前已知的太平洋古老的岩石年齡不超過2億年，即侏羅紀時代，這也是太平洋的年齡。

　　表2-5 世界各大洋的擴張速度表

　　板塊構造說是在海底擴張說的基礎上進一步發展而成的，它首先是在1968年由法國地質學家勒皮順(Le.Pichon)提出，該學說認為在地球上部厚約100千米範圍內，是由剛性的岩石圈組成，它包括了地殼及地幔最上部的岩石層。岩石圈下邊的地幔，岩石呈可塑狀態，稱為軟流圈(層)。地幔對流即發生在軟流圈中，對流所產生的拽力，作用於岩石圈的底部，從而帶動了岩石圈的運動，由於地殼位於岩石圈的最上層，於是也引起洋殼和陸殼的運動。因此海底擴張的主要作用力，應當是岩石圈的水平運動。又因岩石圈是不連續的，它可劃分為很多塊體，通稱為板塊，所以岩石圈板塊運動就成為大洋形成的主要動力。

　　從板塊理論出發，有人把大洋的發展劃分6個時期：胚胎期：從大陸地殼張裂及裂穀出現開始，如東非大裂穀;幼年期：裂穀進一步擴大和海水侵入，成了早期的海洋，如紅海;成年期：如果海底擴張繼續則成為大洋，如大西洋;衰退期：當大洋板塊下潛時，大洋就進入了衰退期，如太平洋;終了期：大洋縮小，如古地中海(特提斯海)演變為現代的地中海;地縫合線期：最後兩個板塊碰撞，大洋則完全閉合，形成褶皺山係，如印度板塊與歐亞板塊碰撞形成了喜馬拉雅山，古特提斯海消失，大洋結束。

　　第二節 大地構造地貌

　　一、大陸區

　　大陸地殼內的不同大地構造單元，有著不同的發展曆史和地貌形態。主要地貌有：褶皺山係、斷塊山、褶皺—斷塊山、斷陷穀和斷陷盆地、大陸裂穀等。

　　(一)褶皺山係

　　地球上每個地質時代都發生過重大的地殼運動，同時也產生過一係列的大型褶皺山地。如早古生代加裏東運動所形成的斯堪的納維亞山地;晚古生代海西運動所形成的烏拉爾山、天山、阿爾泰山、阿帕拉契山;中生代燕山運動所形成的岡底斯山、喀拉昆侖山、落基山;新生代喜馬拉雅運動所形成的喜馬拉雅山係等。後者是目前世界上最龐大的褶皺山係。褶皺山係分為兩帶：即環太平洋帶及橫貫歐、亞、北非的東西走向帶。

　　環太平洋山帶在東部有南美的安底斯山、中美洲山地、北美的落基山和阿拉斯加山。北部和西部有勘察加山及日本、台灣、菲律賓、伊利安及新西蘭等島弧山地。東西走向山帶有比利牛斯山、阿爾卑斯山、喀爾巴阡山、北非阿特拉斯山、巴爾幹半島和小亞細亞半島山地、伊朗高原南北部山地、喜馬拉雅山、橫斷山、蘇門答臘及瓜哇島山地。這些褶皺山具有以下特征：

　　(1)現代世界上規模最大，地勢最高的山體：它由南美至新西蘭，再跨歐、亞及北非大陸長達5萬多千米，而且高山集中，如亞洲的喜馬拉雅山(珠穆朗瑪峰8848米)、歐洲的阿爾卑斯山(勃朗峰4810米)、北美的阿拉斯加山(洛根峰6046米)、中美的奧裏薩巴山(5700米)、南美的安底斯山(漢科烏馬山7010米)等都集中在這裏。

　　(2)山體構造複雜，褶皺和斷裂十分強烈：山體多由褶皺極為劇烈的倒轉褶曲、平臥褶曲和規模巨大的逆掩斷層推覆體山地組成(圖2-4)。如阿爾卑斯山由南向北，前後四次形成大的推覆體。山體內部也多岩漿侵入體。

　　(3)山地新構造運動強烈，上升速度快，如喜馬拉雅山的上升速度達3～7毫米/年(表2-6)。火山及地震活動頻繁和劇烈。

　　表2-6 喜馬拉雅山地上升速度表

　　褶皺山係的成因：這種規模巨大的褶皺山係，是板塊構造碰撞所成。板塊學說認為，當兩個板塊相向碰撞時，巨大的擠壓力會使板塊邊緣的沉積物發生褶皺隆起，如歐亞板塊與印度板塊碰撞後造成古特提斯海沉積物褶皺，從而形成喜馬拉雅山。或者一個板塊向下俯衝和另一板塊向上仰衝，也會形成褶皺山地，如安底斯山。

　　有的學者認為，世界上其他大型褶皺山也是古板塊碰撞的結果，如我國青藏高原由北至南的多列東西走向山脈，其生成時代分別是：海西—印支期的昆侖山，燕山中期的喀喇昆侖—唐古拉山，燕山晚期的岡底斯山等，是印度板塊與歐亞板塊碰撞之前，已經有多個小板塊向北漂移，並與歐亞板塊碰撞，因而造成上述山帶。

　　(二)斷塊山

　　在原來穩定的板塊內部，由於新構造斷裂活動，使一些斷塊強烈上升，從而形成了斷塊山，如我國的太行山、呂梁山、恒山、賀蘭山、泰山、廬山、燕山等。該類山地有以下特點：

　　(1)山體兩側或四周出現斷裂帶及斷層崖，上升的山體形態呈地壘式或掀斜式(圖2-5)：前者是山體中部上升，兩側下降，如果作多級下降時，則成為複式地壘山(階梯狀)。後者是山體一端強烈上升，形成主脊和急陡的斷層崖山坡，另一端隻輕微上升或下降，造成長緩的山坡。

　　(2)山地層狀地貌(多級夷平麵)發育：表示山體上升過程中，經曆過多次穩定——強烈隆起過程，但有的層狀地貌麵是斷層作用造成的。

　　(3)斷塊山內河道隨地殼變動而發生明顯的變化，它的情況有三種：一是河流倒流，如恒山北側因斷塊抬升，使原向北流的河流倒向南流。二是河流改向，如山西古汾河原向南流，自中條山的紫金山—稷王山段隆起後，汾河在侯馬附近改向西流入黃河。三是河流侵蝕複活及發生河流襲奪，如廬山的東穀、西穀和青蓮寺穀，早期已發育成寬穀，自第四紀廬山斷塊急劇上升以後，河流重新下切，使下遊變成峽穀，如東穀和西穀下遊的石門澗峽穀，青蓮寺穀下遊的三疊泉峽穀，上遊古穀地仍為寬穀;另外發生了錦繡穀襲奪西穀等現象。

　　(三)褶皺—斷塊山

　　該類山地的發育經曆過兩個階段：即早期的由板塊碰撞而成的褶皺山階段，時代大多數在古生代或更老。晚期為斷裂活動後再上升的斷塊山階段，時代大多數在中生代以後，如我國的天山，它在二疊紀晚期海西構造期褶皺隆起，經過中生代至早第三紀長期剝蝕夷平成為準平原，山體形態消失。晚第三紀以後因斷塊上升，準平原因而解體成為現代山地。此外，阿爾泰山、秦嶺、阿帕拉契山、烏拉爾山等都屬褶皺—斷塊山。該類山地特點：

　　(1)山體斷裂升降活動強烈：如天山南北側斷陷盆地第三紀以來所沉積的第三係和第四係，厚度達7000～8000米，而天山海拔高度一般為4000米，最大為7000米，表示升降幅度達到11000～15000千米。

　　(2)山體高大，呈地壘狀山係，山間多斷陷穀地和盆地：該類山體多成為中、高山，如天山7439米，阿帕拉契山2037米，烏拉爾山1894米等;山體多被斷裂切割成多列，如天山分成南、北、中天山;山帶之間及其南北有伊犁河斷陷穀及吐魯番、哈密、艾比湖、尤爾都、焉耆等斷陷盆地。

　　(3)斷層地貌及層狀地貌明顯：如秦嶺，北坡為一大斷層崖，北接渭河斷陷穀。秦嶺主峰太白山存在二級寬闊的夷平麵，高度分別是4000米及2000～2700米，反映了山地的上升曆史。

　　(四)斷陷穀和斷陷盆地

　　斷陷穀及斷陷盆地是因地塊周邊出現斷層並發生沉陷而成。斷陷力學機理往往是在一個地塊兩側，在一對剪切力作用下，該地塊產生了與剪切力方向相對應的一對張應力，它把地塊拉張，從而造成穀地或盆地。這些地貌多數發生在新構造運動活躍的板塊內部，而且又與斷塊山或褶皺—斷塊山相伴生，如我國的汾、渭河穀、雲南洱海盆地、江西鄱陽湖盆地等等。斷陷穀多是長條形，斷陷盆地多是菱形、楔形、不規則圓形或橢圓形。剖麵呈槽形的地塹構造或簸箕形的半地塹構造(圖2-6)。盆穀地的底部多有河流相、湖泊相或洪積相沉積。沉積層厚度與盆穀的斷陷幅度相應，如我國汾河地塹穀由上第三紀後期至第四紀，沉積厚度為2200～3800米，沉降速度為0.24～1.14毫米/年。該穀地是由多個斷陷盆地如大同、代縣、太原、臨汾、運城等盆地組成，因為它們的北側和南側，分別受到向西和向東的一對剪切力作用，致使延慶—大同—太原—運城一線的地塊被張應力撕裂而成為一係列盆穀地貌(圖2-7)。又如渭河地塹穀，沉積了第三係和第四係沉積層，厚度為8200～8700米，沉降速度為0.18～1.21毫米/年。

　　(五)大陸裂穀

　　大陸裂穀是陸地上最大的地塹式斷陷穀，如東非大裂穀、貝加爾裂穀、萊茵裂穀、加利福尼亞裂穀等。裂穀寬數十公裏至數百公裏，長可達數千公裏。世界諸裂穀之中，以東非裂穀最大，它南起希雷河口，北經馬拉維湖，然後分東西二支，西支經坦噶尼喀湖、基

　　伍湖、阿明湖至蒙博托湖，長約1700千米。東支經馬尼亞臘湖、阿巴亞湖、吉布提、亞丁灣至紅海北端，向北東接約旦河穀，寬度最大為300多千米，長5800多千米，深1000～2000米，沿線為一係列深穀及湖群，兩邊為高原及斷塊山地。

　　大陸裂穀不論在構造和沉積方麵都有其獨特性，主要是：

　　(1)構造運動十分強裂：如東非裂穀北麵的加利列湖區，沉降速度達到60～100毫米/年，亞丁灣為2.7毫米/年，紅海為0.3毫米/年。在埃塞俄比亞段的水平擴張速度為10毫米/年，紅海為1～2毫米/年，肯尼亞為0.1～1毫米/年(表2-7)。裂穀內或附近有火山噴發，地震活動頻繁，震源深度為30千米，與裂穀區地殼厚度相當。

　　(2)裂穀構造複雜，沉積層厚度大：裂穀構造一般呈複式地塹或次級的地塹地壘係，其上被厚層沉積物覆蓋，一般超過1.5千米。在南貝加爾盆地，厚達7～10千米，表示沉陷幅度很大，沉積物顆粒具有由下至上變粗的特點，反映在裂穀陷落前期，地殼比較穩定，穀地內外地形高差小，故侵蝕和沉積物的顆粒細小。以後隨著裂穀沉降幅度加大及與兩側山地高差的增加，山地侵蝕作用加強，於是侵蝕和沉積物的顆粒也變得粗大。

　　(3)裂穀沉積層中夾有大量火山熔岩，有的地方還有火山噴發，表示裂穀內的岩漿活動也很強烈。

　　(4)裂穀區地熱值高，達到2.0微卡/厘米2，比全球地熱平均值1.5微卡/厘米2要大，這與高溫的地幔物質上湧影響有關。

　　表2-7新構造時期某些大裂穀帶構造速度的概略平均計算值(毫米/年)

　　注：資料根據A.A.尼科諾夫，1997。

　　A—垂直於裂穀走向的兩盤水平運動分速度;R—裂穀底麵相對於兩盤垂直運動分速度

　　*根據古地磁資料確定的裂穀張開速度

　　大陸裂穀的成因：大陸裂穀是地幔物質上湧和地殼拉張的產物。板塊學說認為，裂穀是板塊的生長線，也是地幔對流上升處，此處在高溫高壓作用下，地殼將會拱起、變薄(20～30千米)和斷裂，並造成穀地，同時也產生地震及火山噴發活動等。如果地幔上升流出現在大陸的則成為大陸裂穀，出現在洋底的則成為洋底裂穀。裂穀隨著板塊運動，將不斷擴展，如貝加爾裂穀，最初出現在南加貝爾盆地，以後逐漸向東北和西南延伸。東非裂穀的發展，有人認為它是從北向南發展的，現今的紅海就是它南部裂穀區的前身。

　　二、大洋區

　　根據大洋的地形及其構造特征，可以把大洋分大陸邊緣和洋底兩大地貌單元，每個單元之下還可以分為次一級或更低級的中小地貌單元，各單元所占的比例，見圖2-8。

　　(一)大陸邊緣

　　大陸向洋底過渡的地帶稱為大陸邊緣，根據板塊構造理論，大陸邊緣因處於不同的板塊部位分為活動的和穩定的大陸邊緣兩種類型，它們具有不同的地質作用和地貌特征。穩定大陸邊緣的大陸地殼與大洋地殼的接觸麵是在同一板塊上，即大陸地殼與大洋地殼之間無相對運動的地區。所以，它的地震和火山活動很少，其特點是具有寬闊的大陸架。板塊

　　理論認為穩定大陸邊緣形成於大陸分裂、新洋盆誕生的過程。圖2-9為穩定大陸邊緣的形成過程。由於這種類型主要位於大西洋邊緣，所以也稱為大西洋型大陸邊緣，此外也廣泛出現在印度洋和北冰洋周圍。

　　活動大陸邊緣處在板塊的會聚邊界，即大陸板塊與海洋板塊或海洋板塊彼此會聚的板塊邊界，它們所在地帶都是海洋板塊的消亡地帶，所以地震和火山活動多，因而稱為活動大陸邊緣，其大陸架也窄小。太平洋邊緣全部是活動大陸邊緣，所以活動大陸邊緣也稱為太平洋大陸邊緣(圖2-10)。

　　活動大陸邊緣還可分為兩類：即安第斯型大陸邊緣和東亞型大陸邊緣。安第斯型大陸邊緣位於南美洲太平洋東岸的安第斯山脈的西麵與秘魯—智利海溝之間，寬度不超過100千米，但垂直高差達10千米以上，是兩大陸板塊彙聚的地帶。東亞型大陸邊緣位於亞洲東部的太平洋西岸，由海溝、火山島弧和弧後盆地組成，其寬度可達100千米，是海洋板塊與大陸板塊彙聚的地帶。

　　大陸邊緣包括大陸架、大陸坡等次一級的地貌單元(圖2-11)，這些地貌單元在不同性質的大陸邊緣上有不同的特征。

　　1.大陸架。

　　大陸架是指被海水淹沒的大陸延伸部分，又稱陸棚。大陸架與其相鄰的大陸一樣，同樣位於花崗岩質的大陸板塊之上。典型的大陸架大多位於穩定大陸邊緣上，其地形平坦

　　(平均坡度有0.1°)、寬闊，水深很小，其表麵多被沉積物覆蓋。例如，北冰洋西伯利亞沿岸的大陸架寬度有上千公裏，最寬處達1600千米;大西洋沿岸的大陸架的平均水深隻有130米。而活動大陸邊緣的大陸架寬度小，部分陸架表麵還缺少沉積物。大陸架上的沉積物大部分是15000年以前低海麵時形成的沉積。當時的海麵低於現代海平麵約有130米。沉積物的類型反映了當時的氣候和沉積物來源。例如，在高緯地區的大陸架範圍內，到處都堆積有冰積物或被冰川侵蝕的溝壑和低地;在低緯熱帶地區的大陸架往往可以見到參差不平的珊瑚礁分布;而毗鄰大河河口三角洲的大陸架表麵卻又非常平坦和單一。海平麵上升以後，大陸架上的沉積物又受到海浪和海流的改造作用，堆積成海底沙坡，或被帶到海岸附近堆積成海岸沙壩和海灘。現代大陸架還受到一些曆時很短，但能量很大，卻不容易直接觀察到的地質作用如海底地震和海嘯的影響。

　　2.大陸坡和大陸基。

　　平坦的大陸架的盡頭是坡度很陡的大陸坡。大陸架與大陸坡之間坡度開始變大的地帶是大陸架邊緣。大陸架邊緣的深度在100～150米左右，全球平均是130米。這深度相當於第四紀冰期的最低海麵的深度，所以海平麵變化基本上不能影響此深度以下的侵蝕和堆

　　積。我們說大陸坡很陡是相對大陸架而言，其真正的坡度隻在：1°～6°之間，平均坡度為4°。其中，處在活動大陸邊緣的大陸坡坡度要陡些，寬度也窄些，如太平洋的大陸坡平均坡度是5°20″，寬度20～40千米;而穩定大陸邊緣的大陸坡坡度要緩些，寬度也廣些，如大西洋大陸坡的平均坡度為3°05″，寬度可達120～100千米。世界上大陸坡最陡的海域是斯裏蘭卡岸外大陸坡，其坡度達35°;其次是美國佛羅裏達半島西海岸外大陸坡，其坡度為27°，再次是澳大利亞西南岸外大陸坡，其坡度為21°。大陸帶來的沉積物不是全部沉積在大陸架上，很大一部分越過大陸架，沉積在大陸坡上和大陸坡的基部，甚至沉積在大洋的底部。當沉積物堆積在大陸坡的基部時，往往堆起一個位在大陸坡與洋盆之間的坡度較緩的部分，稱為大陸基。大陸基的沉積物呈扇形分布，厚達10千米，寬達600千米。它的一部分覆蓋在大陸坡的基部，另一部分覆蓋在大洋盆上，故亦稱大陸裙或大陸隆。大陸基主要發育於大河三角洲口外，如亞馬遜河、剛果河、尼日爾河、馬格達那河、密西西比河、恒河、印度河、讚比亞河等口外，因為那裏沉積物來源豐富。與大陸架不同的是大陸坡和大陸基上的水動力很小，大陸沉積物顆粒很細，同時，那裏還摻夾著海洋沉積物，主要是海洋生物的衍生物。

　　大陸架特別是大陸坡在很多地方形成溝狀地形，稱為海底峽穀。很多的海底峽穀與海岸的大河河口相鄰，成為大河河口的延續部分。世界上最著名的海底峽穀是非洲剛果河河口的海底峽穀，該峽穀在剛果河河口隻有100米深，但不到200000米遠的地方，水深達2200米。其次是北美洲東南岸的海底峽穀群也很有名，在大約100000米長的範圍內，分布有4條海底峽穀。此外，同恒河相連的海底峽穀，從大陸坡一直伸到3000多米深的海底，並在海底分叉，穀道呈樹枝狀分散開來，末端一直伸到5000米深的印度洋底，整個海底峽穀所占麵積遠遠超過現今恒河的流域麵積。有人認為海底峽穀的形成與低海麵時的河流侵蝕有關。但大多數人認為6億年來海平麵從來沒有低於目前海麵200米的深度，而海底峽穀可以延伸到超過3000米的深度。所以河流的侵蝕切割隻能解釋海底峽穀的源頭部分。在水動力很弱的大陸架和大陸坡，是什麼方式的動力進行水下侵蝕?現在已知道，海底峽穀主要是由濁流切割而成的。海底地震可以引起海底沉積物的水下滑坡，這些物質與水充分混合後便形成一種高密度的濁水層，即濁流。所以，濁流往往由地震引發。濁流比重大於水，可以以高速順坡向下運動，它具有很大的衝擊力量，在坡度為3°，流速3米/秒時，它能把30噸重的石塊搬走。濁流除了可以形成海底峽穀外，大多數情況下，它所攜帶的物質可以直下洋底，在海底峽穀的底端形成巨大的深海衝積扇。深海衝積扇向大陸基和洋底擴散，粗粒物質往往沉積在衝積扇的後麵，細粒物質可沿大洋盆底向外擴散幾百千米(圖2-12)。

　　(二)洋底

　　從大陸基的基部向外，便是大洋底。大洋底主要由大洋中脊和洋盆兩個地貌單元組成。板塊理論認為洋底主要位於海洋板塊之上。洋脊形成於海洋板塊彼此分裂的邊界上，而洋盆則位於洋脊與大陸邊緣之間的海洋板塊上。在洋脊和洋盆之上，還有次一級的地貌單元。

　　1.大洋中脊(或稱洋脊)。

　　洋脊是一條縱貫世界各大洋的洋底山係，全長約達65000千米(圖2-13)。洋脊頂部高於大洋底部約2000米左右，個別的高點聳立在海平麵之上，如大西洋北部的冰島

　　等。洋脊寬度達1000千米以上，甚至可達到1500千米。可見洋脊是地球上規模最大的山脈，比陸上的任何山脈規模都大。洋脊兩側坡度平緩，與大洋盆地沒有明顯界線。洋脊雖稱為大洋中脊，但是隻有不超過60%的洋脊位於大洋的中部，如東太平洋的洋脊就位於大洋東側。大洋中脊頂部是一條順洋脊走向延伸的狹長槽穀，寬僅幾十公裏，相對深度可達2000米，是地殼拉張作用的產物，伴有頻繁的淺源地震，稱之為洋脊裂穀。洋脊裂穀兩側為由張力斷裂形成的裂隙山，洋脊的走向也不是完全連續的，它是被許多直交的轉換斷層錯開成不連續的段落，由轉換斷層形成的凹凸不平的區域稱為破裂帶。因此，洋脊的地形是極為崎嶇不平的(圖2-14)。

　　洋脊形成於海洋板塊彼此分離的部位。當海洋板塊彼此移開時，分離(擴張)帶下麵地幔的壓力降低，使地幔的熔融溫度降低，引起地幔物質部分熔融，其結果是玄武岩岩漿大量上升，不斷充填擴張分離板塊之間的裂縫，形成新的洋殼。這種新的、熱的岩石圈的生長，是洋脊峰處的離散帶為什麼會高高隆起在比較古老的洋底之上的主要原因。由於洋脊軸部新洋殼的出現，兩側老洋殼相隨向外側運動，離中部裂穀愈遠，洋殼和上覆的深海沉積層也愈老。板塊擴張的張力作用，使沿洋脊峰頂分離中心兩側新形成的洋殼地塊斷裂上升，分離中心便成為槽穀狀的洋脊裂穀。這些斷裂和洋脊軸線上的平移斷層是擴張中心兩側頻繁的淺源地震的原因。

　　熱點與海底火山：熱點是地殼下上地幔提供熾熱岩漿的固定源地。目前還不知道熱點為何可以固定在某個地點的原因。熱點可以發生在擴張洋脊下，也可以發生在離擴張洋脊很遠的地方。熱點的岩漿和熱量，使其上的洋殼變得脆弱，導致岩漿上湧而形成火山。由於海洋板塊是在不斷地擴張的，熱點上的火山要慢慢地遠離熱點，最終失去岩漿供應而變成死火山，熱點上的洋殼又形成新的火山(圖2-15)。這樣，隨著板塊的移動，板塊經過熱點的地方都會不斷地形成火山，進而在洋底上就會留下一列由老到新依次排列的火山鏈。火山鏈也因此記錄下板塊的運動方向和速度。海底火山隨板塊移動變成死火山後，失去了岩漿供應，高度不再增加。如果這時的火山高度已接近海麵或高於海麵，海浪的侵蝕作用就會把火山的頂部削平。如果這樣的火山隨海洋板塊的移動而下沉，就會形成海底平頂山。如果原來的火山達不到海浪作用的基麵就變成死火山而不再增高，它的頂部就不會被削平，這樣的死火山稱為海山或海嶺(圖2-16)。例如，著名的火山海嶺是太平洋的夏威夷海嶺和天皇海嶺。它從夏威夷群島一直延伸到堪察加半島，全長達4000千米。這條巨大的火山海嶺上麵，除了東南端夏威夷群島的基拉韋厄火山和冒納羅亞火山(海拔4205米，高出海底9000米多)是活火山外，其餘都是死火山。珊瑚礁地貌中的環礁的形成也與這種火山的形成和消亡過程有關。

　　2.大洋盆地。

　　大洋盆地位於大洋中脊外側，向外與大陸邊緣相接。盆地與洋脊呈逐漸過渡的形式，大洋盆地是洋脊向外遷移過程中形成的，它位於單一的海洋板塊之內，所以這裏缺少地震活動，岩漿活動微弱。但與大陸邊緣連接處地形卻有多種的變化，而且地殼的物質也明顯不同。大洋盆地內部主要由深海丘陵和比較單調的深海平原組成。

　　(1)深海平原和深海丘陵。深海平原是大洋盆地中被海嶺分割開的低地，大多水深達5～6千米。深海平原表麵地形平坦，坡度極小(<1/1000，甚至<1/10000)，是地球表麵最平坦的地方。這樣的地貌特征是由於深海平原底部高低不平的原始地形上覆蓋了巨厚的沉積物所致。深海平原上沉積層厚度不少於300米，經常超過1000米。沉積物主要來源於大陸和大陸架淺海的陸源碎屑沉積。以靠近穩定大陸邊緣、與大陸基相接的深海平原最為典型。在靠近洋脊邊界附近的深海平原，其沉積物厚度不足以完全填平海洋地殼的原始地形，一些海底死火山和熔岩噴出物便突出深海平原之上，成為高度(<200米)不大的海底丘陵。海底丘陵可以單獨或成群出現在海底平原上，有時則在洋脊兩翼附近平行於洋脊成線狀分布。深海平原和深海丘陵占據了差不多所有除洋脊係統以外的深海海底區域。

　　(2)海溝和島孤。海溝：海溝是地球表麵最低的地方，成狹長槽狀窪地，長約1000千米，寬40～70千米，一般深度為5～8千米，最深的馬裏亞納海溝深達11022米。海溝主要分布在太平洋周圍與大陸邊緣相接地方。典型的海溝是弧形的，凸麵向著毗鄰的大洋盆。板塊構造理論認為：大洋殼的最終結局是在板塊邊界的彙聚處遭到消亡作用，然後下潛返回到地幔，很多活動板塊邊界的彙聚位置就往往出現海溝。在這裏洋底一側的洋殼以一定角度向另一板塊下麵俯衝，返回到地幔，在俯衝帶的位置上形成了海溝。海溝是地球上地質活動最劇烈的區域，很多的大地震和海嘯就產生於海溝。海溝靠大洋一側坡度較緩和，一般為3°～8°，靠大陸邊緣的一側坡度很陡，一般大於10°。海溝向陸一側的地貌結構有二種類型，一是與海溝相伴生，並與之平行的火山島弧，島弧之後是邊緣海(弧後盆地)，然後才是大陸，如千島海溝—千島群島弧—鄂霍次克海—亞洲大陸。二是與海溝相伴並且相平行的沿岸山脈，如秘魯—智利海溝—安底斯山山脈(圖2-17)。

　　第三章 靜態構造地貌

　　地殼運動使岩層發生變形變位，產生褶曲和斷層。岩漿活動又造成火山、熔岩流和岩漿侵入等地質構造。岩層在構造支配下，並經過外力侵蝕之後暴露出來所成的地貌稱為靜態構造地貌，又稱地質構造地貌(或小構造地貌)。它主要分為：水平岩層構造地貌、褶曲構造地貌、單斜構造地貌、穹窿構造地貌、火山地貌、熔岩地貌和隕石地貌*①等。

　　第一節 水平岩層構造地貌

　　一、地貌類型

　　沉積岩在地殼穩定時期的產狀是接近水平的。構造上升後，基本上保持近水平狀態的岩層所造成的地貌就是水平構造地貌，此時岩層層麵(又稱構造麵)是與地形麵一致的。形成的地貌類型主要有：構造高原、構造台地和方山等(圖3-1)。

　　(一)構造高原和構造台地無論構造高原或台地，地貌上都具有平坦的或緩傾的頂麵，這個地形麵主要是受堅硬的近水平岩層控製。因為它不易受侵蝕，起著保護層作用，即使在它下麵存在著軟弱的岩層也一樣。有的高原或台麵上會有輕微起伏，這是上覆岩層的蝕餘部分或風化殘積物存在之故。如美國的科羅拉多高原是一個構造高原，高度千米以上，由古生代砂岩、石灰岩和頁岩組成。構造台地在我國分布甚廣，多由古生代砂岩和中生代白堊紀—第三紀紅色岩係(簡稱紅層，包括礫岩、砂岩和頁岩等)組成，如浙江省文成縣的南田台地，麵積22平方千米，由白堊係紅色沙礫岩組成，岩層傾角小於10°，地麵緩傾，上有田地和村落數十個。

　　(二)方山

　　方山是從構造高原或台地分割出來的破碎山體，它同樣以平坦的山頂為特征，如我國粵北的丹霞山，高600多米，由厚層堅硬的晚白堊係紅色礫岩、砂岩等岩層組成，岩層傾角僅5°～8°，峰平坡陡，形似城堡或山寨，故俗稱為“城”、“寨”，如平頭寨、扁寨、巴寨等。又如浙江省永康縣的方岩，是由紅色沙礫岩組成的方山，高384米，附近諸峰群立，頂平形方，四壁如削。此外在我國的湘、贛、川、鄂、甘、冀等地紅層堆積的盆地中，都普遍發育出構造台地和方山地貌。由砂岩組成的方山以湖南張家界、索溪峪和天子山一帶為典型，如黃獅寨、腰子寨、扁桶寨、頂天樓等等。它們均由上泥盆紀堅硬的石英砂岩、石英岩狀砂岩等組成，發育在向斜的終端，岩層傾角6°～8°。

　　(三)峰林地貌

　　它由台地和方山演變而來，當侵蝕作用深入到構造台地和方山內部時，它們都遭受強烈的破壞，形成高低參差、麵積較小的峰林地貌，其中包括有狹長的石嶺，如粵北坪石的“一字峰”;矮窄的石牆，孤立的石峰，如丹霞山的僧帽峰、姐妹峰、茶壺峰，武夷山的玉女峰、大王峰;高尖的石柱和石針，如張家界的金鞭岩、丹霞山的蠟燭峰;還有圓大的石蛋，如粵北坪石金雞嶺上的金雞石等。它們都是很好的地貌旅遊資源。

　　(四)崖壁和峽穀地貌

　　1.崖壁地貌。

　　崖壁地貌是組成水平構造地貌二大要素之一，也是該類地貌的另一大特色。崖壁的坡度一般超過60°，有的甚至大於90°，或逆坡傾斜。崖壁的形態受岩性支配，種類有：懸崖、額狀崖、凹狀崖和階級狀崖。懸崖坡度一般在90°左右，造崖層是岩性均一的硬岩，崖壁的後退多沿垂直節理作折線狀進行。其中出現的平坦狀地麵即為硬岩層麵，它與硬岩的急坡一起組成階級狀崖，又稱為構造階地或假階地，這種階地是差別侵蝕而成，與地殼上升及河流作用無關。組成崖壁的岩層中如果夾有軟弱岩層時，它就因為易被侵蝕而向內凹入，成為凹狀崖，如果凹入很大，則成為岩洞，但這種岩洞寬度往往大於高度和深(長)度，也無支洞，故與石灰岩溶洞不同。

　　崖壁上還有溜痕、石溝和小溶洞等小型地貌，它們多產生在含鈣質膠結物多和含有石灰岩礫石的沙礫岩中，此時岩壁受散流溶蝕後就會出現寬淺的溜痕和石溝，如福建武夷山的曬布岩上，就分布著許多互相平行、深寬約20厘米的石溝，構成奇特的景現。如果雨水溶蝕了鑲嵌在沙礫岩中的灰岩礫石後，就會出現大小不一的圓形小洞穴，直徑一般為10～20厘米。

　　崖壁的生成條件是：

　　(1)岩層垂直節理發達：垂直節理是風化和流水下切作用的通道，它為崖壁的發育提供了構造條件。

　　(2)岩性堅硬：造崖層主要是硬岩層，它能使出露的崖壁得以長久保存，不易被風化侵蝕而成為緩坡。我國華南紅層中的沙礫岩，其硬度大，抗壓強度可達20～70兆帕，故能造成台地、方山或峰林的崖壁。相反，紅層中的頁岩抗壓強度小，僅在20兆帕，因此隻能形成丘陵緩坡。又如組成湘西張家界方山崖壁的硬質砂岩，抗壓強度達1500～2500千克/平方厘米。至於岩石硬度的大小，是與膠結物的性質有關，如果膠結物為鈣質和矽質，而且含量多時，那麼岩性越堅硬。

　　(3)岩層抬升幅度大：沉積岩被構造運動抬升越高，其侵蝕基準麵就越低，地形的高差也越大，這就為崖壁的發育提供了良好的空間條件。如美國西部的新構造運動把科羅拉多高原的古生代地層抬升了千米以上，河流因而深切，造成了1500米的大峽穀崖壁。又如我國的白堊紀及第三紀盆地上堆積的紅層，被新構造運動抬升至300～1000多米，造成的崖壁高度小則數十米，大則超過數百米。

　　(4)外力作用強烈：包括流水下切，重力崩塌，片狀剝落，寒冷地區的凍融風化，幹燥地區的物理風化作用等，都是促進崖壁發育的因素。

　　2.峽穀地貌。

　　峽穀出現在構造高原、台地或方山之間，沿構造裂隙發育，兩坡由崖壁組成。它初期是一種深窄的巷穀(嶂穀)，穀形挺直，兩坡壁立，穀底平坦。因穀腦是呈圍穀形的陡崖，不具集水盆特征，故稱巷穀。巷穀進一步發展則成為較寬闊的峽穀，此類峽穀穀壁陡峭，但坡麓因堆積而成緩坡，如美國的科羅拉多大峽穀，粵北的錦江峽穀和福建武夷山的九曲溪峽穀等。

　　二、地貌演變

　　水平岩層上升初期所成的高原或台地地麵隻受到輕微侵蝕，出現巷穀和小峽穀，邊緣地區產生桌狀台地和方山。中期侵蝕作用加強，台地和方山受到強烈切割與破壞，產生各種峰林地貌，其中尤以石峰、石柱為突出。晚期峰林地貌逐漸夷平，峽穀變成寬穀，但崖壁地貌仍然保持，在殘餘地貌中以石針和石蛋多見。

　　我國由紅色沙礫所造成的構造台地、方山和峰林地貌，均具有頂平、坡陡、色紅等三大特征，這種地貌以粵北丹霞山為代表，故又稱為丹霞地貌，它是一種具有較大旅遊價值的地貌資源。

　　第二節 褶皺構造地貌

　　地殼運動時水平岩層受到擠壓而產生的一係列波狀彎曲，稱為褶皺，其中每個彎曲稱為褶曲，在褶皺影響下所成的地貌，稱為褶皺構造地貌。

　　一、褶曲構造地貌

　　(一)原生褶曲構造地貌

　　它指未經外力破壞或受破壞輕微的背斜和向斜所成的地貌，如背斜(構造)為山(地貌)，向斜為穀地的地貌。這種地質構造形態與地形起伏相吻合的地貌又稱為順地貌。如川東地區，多數的山脊與背斜構造相當，河穀也與向斜構造相當。事實上，順地貌一般很少見到，大多數是已破壞了的蝕後構造地貌。

　　(二)次生褶曲地貌

　　背斜和向斜經過長期侵蝕，都會受到嚴重破壞，原來受它支配的地貌也會發生重大變化，結果是背斜快速下蝕成為穀地，向斜下蝕較慢反而高起成為山地，這種地質構造形態與地形起伏相反的地貌，又稱為逆地貌或地貌倒置(圖3-2)。

　　地貌轉化的重要原因是由背斜張節理發達所致，因它加快了背斜軸的風化破壞，從而使整個背斜形態及山形迅速下蝕變成穀地。與背斜相反的向斜層，因受壓力作用而岩石破裂較少，侵蝕也較為緩慢，最後它反而高出背斜成為山嶺。如廬山的蓮穀原屬向斜穀，現變為向斜山。

　　順地貌與逆地貌的發育，一方麵取決於外力作用強度和時間長短，另一方麵也受褶曲形態及岩性組合的影響。如在背斜褶曲比較舒緩，軸部破裂較少，硬岩層厚度又大的情況下，有利於順地貌的保留。相反，在背斜褶曲緊密，軸部斷裂節理較多，軟岩層較厚的情況下，背斜易遭破壞，故有利於逆地貌的發育。在硬軟岩層相當的褶曲區，可能同時出現順地貌和逆地貌，即背斜穀和向斜穀並存的現象。

　　(三)多褶曲的山地地貌

　　世界上常見的褶皺山脈大多數是由多列的褶曲山地和穀地組成。更複雜的褶皺山脈是由一係列強烈褶皺曲，如倒轉褶曲、平臥褶曲或逆掩斷層推覆構造體等山地組成。事實上，該類山地的構造形態大部分已經被破壞，影響山地形態的主要是岩性，古老而又堅硬的岩石形成山嶺，軟弱的岩石及斷層帶形成穀地。

　　二、單斜構造地貌

　　向一個方向傾斜的岩層稱為單斜構造，它可能出現在已被破壞的背斜兩翼，已被破壞的穹窿構造的四周，盆地的外圍，掀斜的水平岩層或斷層的掀斜層等處。單斜地貌主要有單麵(斜)山和豬背山。

　　(一)單麵山

　　組成山體的岩層傾角一般在25°以下，山體沿岩層走向延伸，兩坡不對稱，一坡與岩層傾向相反，坡陡而短，稱為前坡或單斜崖，造崖層由硬岩層組成。另一坡與岩層傾向一致，坡緩而長，稱為後坡或單斜脊，它構成山地主體。組成後坡的岩層，也是硬岩層(圖3-3)。由不對稱的兩坡組成的單麵山隻有從單斜崖一側看上去才像山形，故名單麵山。單麵山被河流切開後，往往成多個山峰，如廬山的五老峰單麵山。

　　單麵山又可分為三種：一是多重性單麵山(複合單麵山)：在一個單麵山之中存在多級的單斜崖和單斜脊(小單麵山)，即最高一級為主脊，之下為副脊，並分級下降。二是弧形外向單麵山：它主要分布在盆地外圍，如巴黎盆地東部各單斜山，成弧形向外凸出，單斜脊由四周向內傾向巴黎，單斜崖則向外傾，麵對德國。三是弧形內向單麵山：它主要出現在穹窿構造體的外圍，穹窿構造岩層均由中央向四周外傾，當中央被破壞後，四周露出的單斜層呈弧形向內彎，此時單斜崖向中心傾斜，單斜脊則向外傾。

　　(二)豬背山

　　當單斜層的傾角較大，形成兩坡對稱的山體時，稱為豬背山(脊)，它多發生在已被破壞的背斜陡翼上。

　　三、穹窿構造地貌

　　穹窿構造是一種無固定背斜軸的背斜構造，近渾圓形，岩層由中央向四周外傾，無一定走向。此外有的穹窿是一種短軸背斜。穹窿地貌按成因分為二種：

　　(一)岩漿侵入穹窿山

　　它是岩漿侵入沉積岩中，使它上拱而成。結構上外部為沉積岩，核心為岩漿岩(圖3-4)。穹窿山發育初期，即沉積岩蓋層尚未遭受嚴重破壞時，呈孤立的山地，水係呈放射狀。當蓋層被剝蝕後，岩漿岩核心就會暴露，發展成為山叢，但最外圍原有的河流仍然保持放射狀，外圍沉積岩層則出現多重的環形單麵山或豬背山以及環狀水係。

　　鹽丘：它是可塑性岩鹽侵入到上覆的沉積岩中隆起而成的穹窿。岩鹽具有可塑性，如果岩層中夾有岩鹽層，當它受橫壓力作用後，便塑性變形，向上擠入和頂起上覆岩層，使之隆起。結構上，岩鹽為核心，外圍是沉積岩。外形呈圓形或橢圓形，高幾米至十多米，直徑數百至千多米，頂平，發育著放射狀或不規則裂隙，丘後和緩。

　　(二)構造拱曲穹窿山

　　由於構造運動，使局部沉積岩層上拱而成。

　　四、褶曲構造的河穀發育

　　褶曲構造上發育的河穀，常受岩層產狀的影響，主要河穀有：

　　1.順向穀。

　　它是順岩層傾向發育的河穀，形成時間較早，它生成於背斜兩翼、向斜的縱軸、穹窿山四周和單麵山主脊上(圖3-5)。

　　2.次成穀。

　　穀地沿岩層走向發育，成穀時間晚於順向穀，它是河流沿軟岩層走向下蝕而成的穀地，如背斜軸的背斜穀、單斜崖前的河穀、穹窿山後期的環形穀等。

　　3.逆向穀。

　　反岩層傾向的河穀，如單斜崖上的河穀。

　　4.再順向穀。

　　河穀與岩層傾向相同，但發育時間晚於順向穀，如單麵山上次級單斜脊上的河穀，它是軟弱岩層被剝蝕後，在新的硬岩層傾斜麵上發育出來的，它流入次成穀內。

　　第三節 斷層構造地貌

　　一、斷層崖

　　當岩層遭受構造作用力超過其塑性限度時，就會發生斷層，在斷層麵兩側的上、下盤位移時所出露的陡崖，即為斷層崖。如秦嶺北坡的大斷層崖、廬山南北坡的斷層崖等。斷層崖走向挺直，可以貫穿不同的古老地形，崖下可能出現串珠狀窪地、湧泉或溫泉，崖壁上的地層往往在另一側穀底出現。斷層崖的高度和坡度分別取決於斷距的大小和斷層麵的傾角。

　　斷層崖受外力作用，會不斷後退，高度也逐漸降低，直至消失。橫穿斷層崖的河流峽穀，最初隻把斷崖切成梯形麵，後來峽穀擴大，梯形麵縮小變為三角麵(圖3-6)，最後再變成一係列小崖，或稱“末端麵”。此時它已後退，與斷層線相差一段很遠的距離，如我國山西太穀斷層崖即有明顯的斷層三角麵和梯形麵存在。

　　二、斷層線崖

　　它由斷層崖發展而來。假設斷層上、下盤均由硬岩層與軟岩層相間組成。最初，斷層崖出現於上升盤，當它頂部硬岩層剝蝕後，露出的軟岩層會侵蝕加快，直至全部蝕去。此時不但斷層崖消失，而且上升盤的高度比下降盤還低。因原來的下降盤頂部有硬岩層保護難蝕而相對高起，於是在原來的斷層線位置上形成新的陡崖。這個崖麵傾向與原始的斷層崖相反，它被稱為斷層線崖。可見斷層線崖是在斷層線上因差別侵蝕而成，並非活動斷層的產物。

　　三、斷層穀

　　(一)剖麵特征

　　斷層線通常是一構造破碎帶，容易被風化侵蝕，在斷層線上發育的穀地稱為斷層穀。形態上一般為深窄的峽穀。如果它出現在上、下盤間的斷層線上時，穀地的兩坡不但地層位置不對應，而且地形上也不對稱，在上升盤一坡高而陡，下降盤一坡低而緩(圖3-7)。

　　(二)平麵特征

　　1.在單一斷層線上發育的斷層穀走向平直，在兩組不同走向的斷層線上發育的穀地，走向隨斷層而變化，呈“之”字形走向或不自然的轉彎，如雅魯藏布江在宿瓦卡附近的大轉彎，是受北東向和北西向兩組斷層線支配的。

　　2.當平移斷層切過多條老河穀時，它們都會被截斷和發生位移，但都會在斷層線上共同發育出一段新的斷層穀，這段穀地沉積物年代較新，穀地兩坡的地貌如階地等也與老河穀相異。

　　3.當斷層穿過軟、硬相間的岩層時，在易蝕的軟岩層上發育出寬穀，難蝕的硬岩層上發育出峽穀，從而出現寬狹相間的串珠狀穀地。

　　4.斷層穀支流往往不依地勢傾斜而成反向河流

　　第四節 火山與熔岩地貌

　　一、火山地貌

　　火山是岩漿噴出地麵後形成的山體，它由火山口和火山錐兩部分組成。

　　(一)火山口

　　它是火山噴發的出口，平麵上呈圓形或橢圓形。火山噴發時，首先是氣體把上覆的岩層爆破，造成火山口(圖3-8)，然後是火山碎屑物和熔岩從火山口噴出，隨後部分噴出

　　物在火山口周圍堆積下來，構成高起的環形火口垣。於是火山口便成為封閉式的漏鬥狀窪地，內壁陡峭，中央低陷，直徑由數十米至數百米，少數超過千米，深幾十米至百米以上。口內往往積水成為火口湖，如我國白頭山上的天池，麵積9.8平方千米，最大水深為373米。

　　世界上許多大型火山口是經過破壞擴大而成的，又稱為破火山口，成因類型有：

　　1.爆破型破火山口。

　　它是後期火山的再次猛烈噴發，將原火山口周圍的錐體摧毀，使火山口擴大。直徑一般由幾百米至2千米，深20～400多米。

　　2.塌陷型破火山口。

　　火山熔岩經過大量噴發後，引起地下岩漿房的空虛，在上覆岩石的重壓之下，火山口周圍便發生大量崩陷。這種破火山口最常見，規模也最大，直徑10～15千米，個別達到20千米，深達數百米。

　　3.侵蝕型破火山口。

　　火山口四周被溝穀侵蝕擴大而成。

　　(二)火山錐

　　火山錐以火山口為中心，四周堆積著由火山熔岩及火山碎屑物(包括火山灰、火山砂、火山礫、火山渣和火山彈等)組成的山體，形態主要有錐狀火山、盾狀火山和低平火山等三種(圖3-9)。火山錐的形態與噴發的熔岩性質有關。

　　1.錐狀火山口。

　　形態呈截頂錐形，上部坡度大，約30°～40°，下部坡度較小，錐頂有火山口或破火山口。組成火山的物質主要是火山熔岩和火山碎屑物。

　　錐狀火山屬爆裂式噴發火山，如意大利的維蘇威火山(1186米)和印度尼西亞的喀拉卡托火山。這種火山噴發物主要是中、酸性熔岩(如安山岩、英安岩、流紋岩和粗麵岩等)，化學成分中的SiO2含量較多，故粘性大，不易流動和擴散，加上冷凝快，故噴出地麵後易在火山口附近堆積，造成坡度大的錐形。又容易在火山口內冷凝成為火山塞，堵住火山喉管，為下次火山噴發造成更大的爆炸性。又因該類火山噴出大量氣體和碎屑物，因此，它不但具有較大的爆炸威力，而且火山碎屑物堆積也較多，往往形成厚層的火山碎屑岩，並具有較大的傾角，這是火山坡度大的重要原因之一。

　　錐狀火山有時通過多條火山喉管噴發，或者在同一喉管上多次噴發，結果會在火山口內或山坡上，產生次一級火山錐，這種火山稱為複式錐狀火山(或稱多重火山)。組成錐狀火山的岩石有三種：一是由熔岩組成的熔岩錐，包括中、酸性岩和基性熔岩;二是由層狀火山碎屑岩組成的碎屑錐;三是由熔岩和火山碎屑岩互層組成的混合錐。

　　由火山碎屑岩組成的山坡，易被流水侵蝕，產生輻射狀溝穀，它由錐頂向四周散開，這種溝穀稱為火山瀨。

　　我國第三紀以來由中、酸性熔岩形成的火山有東北的白頭山(堿性粗麵岩)、台灣北部大屯、基隆火山(安山岩)等。

　　2.盾狀火山。

　　它是寧靜噴發的火山，如美國的冒納羅亞火山(4170米)，該類火山主要噴發基性熔岩(玄武岩)，因熔岩中的SiO2含量較少，故粘性小、流動快，加上溫度高(1200℃)，不易凝固，故擴散麵廣，形成的火山基座大而坡度小，一般隻有5°～10°，似盾狀。由於火山氣體噴發較少，故少有強烈的噴發。

　　我國由基性熔岩(玄武岩)噴發的火山有東北長白山區的五大連池，山西大同的火山群和華南瓊雷火山群等等。這些火山有成盾狀的，如雷州半島的螺崗嶺。也有不少是錐狀的，如海南島北部的雷虎嶺，高168米，由火山碎屑岩組成，有火山口，直徑50(下)～280(頂)米，深80米(圖3-10)。還有介於盾狀與錐狀火山之間的，如大同東部的許堡火山，基座是由火山碎屑岩組成，但西坡上覆了熔岩流，故坡度較緩，東坡露出火山碎屑岩層，故坡度較陡。

　　3.低平火山。

　　它是形態低矮的火山，成因主要是地下大量氣體一次性噴發所成，形態有二種：一是漏鬥狀的火山口盆地，直徑約200～3000米，火山口下連接噴發喉管，火山口內堆積了噴發碎屑物，有時四周還堆積著由鬆散噴發物組成的環形堤，但沒有熔岩溢出，也不具山形。二是低丘狀，如我國瓊雷玄武岩地區所見，是由碎物組成的山丘，相對高度10～20米，火山口直徑數十米，深僅數米。

　　二、熔岩地貌

　　(一)熔岩高原及台地

　　由裂隙式或中心式噴出的玄武岩熔岩，冷凝後可形成高度較大的玄武岩高原和高度較小的玄武岩台地。前者如冰島高原、印度德幹高原和美國的哥倫比亞高原;後者如我國的瓊雷台地，它是我國第一大玄武岩台地，麵積共7290平方千米，台地上除了火山錐分布外，台地麵和緩起伏，風化殼薄，有時還見到原始的熔岩流痕跡，還有火山渣、火山彈及玄武岩塊等。台地在外力作用時間不長的情況下，隻發育出短淺的河穀與溝穀。如果被深切的台地，往往造成頂平坡陡的熔岩方山，如東北的敦化、密山等地的方山，長江下遊的江寧方山、句容縣赤山、六合縣靈岩山等。

　　(二)熔岩隧道

　　它是埋藏在熔岩台地內的長形洞穴，如夏威夷的Kazumura洞，長達12千米，我國瓊雷台地的熔岩隧道分布也很普遍，已知最長的是瓊山儒玉村隧道，長2000米。各隧道的長寬和高度相差十分懸殊(表3-1)，洞頂呈半圓拱形或屋脊形，有熔岩鍾乳石、天窗(崩塌)和天然橋。洞底有岩柱(崩落)、熔岩堤(殘餘的熔岩流)。洞壁有繩狀流紋和岩階。

　　隧道的生成與熔岩流的物理性質有關，它是在溫度高、粘度小、含氣體多、易流動的熔岩流內產生。當熔岩流冷凝時，由於表裏凝固速度不一致，雖然表層已經凝固成岩殼，但裏層仍然保持高溫和繼續流動。如果熔岩來源一旦斷絕，裏層熔岩就“脫殼”而出，留下了空洞。

　　表3-1瓊雷台地的熔岩隧道

　　(三)熔岩堰塞湖

　　熔岩流進入河穀後堵塞了河道，就會形成堰塞湖，如我國牡丹江上遊的鏡泊湖，是由全新世玄武岩熔岩阻塞牡丹江而成，形成麵積為96平方千米，長約40千米的湖泊。

　　第五節 隕石坑地貌

　　隕石坑是來自太空的隕石撞擊地麵後所成的窪地。隕石以每秒24.6千米的超高速撞擊地麵時所產生的強大衝擊波，會使岩石粉碎、熔融和變質，形成衝擊角礫岩和衝擊玻璃等特殊礦物。被粉碎的岩石顆粒又以每秒數千米的速度向四周濺射，地麵也就出現了隕石坑窪地。它呈圓形，四周陡立如火山口，外圍常伴有一係列圓弧形和放射形的斷裂(圖3-11)。有的隕石坑中央有一圓形隆起，它可能是隕石衝擊地殼時，深處岩石像彈性體那樣被壓縮，然後又向上反彈而成。目前世界上的隕石坑約有100個，其中最大的是俄羅斯波皮蓋隕石坑，直徑為100千米。

　　第四章 流水地貌

　　第二章、第三章討論了由內力作用過程所形成的地貌形態，但是，“純粹的”原生的內力地貌(構造地貌)是很少遇到的。內力地貌形態自其發生的瞬間開始，以及在其發育過程中，便不斷受到外力作用的影響。盡管內力作用建立起地球表麵巨大起伏，對巨型、大型的地貌形成起著主導的作用;然而，現在地表觀察到的複雜而多種多樣的中、小地貌形態，甚至還有的大地貌形態，它們絕大多數是外力作用而成。由此可知，認識外力作用的特點及其如何對地貌作用是十分重要的。

　　在《氣候與地貌》一節中曾經談到，起作用的外力“組合”和強度取決於氣候，在不同的氣候條件下產生不同的地貌形態和地貌形態組合，外力地貌依從於緯度地帶性和垂直地帶性。簡單來說，外力地貌可以提供關於其形成環境條件的重要信息。從這個意義上說，外力地貌也可稱氣候地貌。

　　從本章起至第八章將對於諸外力作用過程及其地貌作詳細的研討。

　　流水是陸地表麵最普遍、最活躍的一種外力，在地表到處可見，即使在幹旱地區也不例外。它在地貌形成和演變過程中，起著重要的作用。由於流水作用及其所塑造的地貌分布十分廣泛，所以這種地貌又稱為常態地貌。

　　地表流水來自大氣降水。大氣降水至地表後，一部分水被蒸發，另一部分通過土壤與岩石的孔隙和裂隙滲入地下成為地下水，還有一部分停留在地麵，其餘部分在重力作用下沿地表由高處向低處流動，成為地表流水。地表流水按其運動形式可分為坡麵片流(Sheetflow)、溝穀暴流和河穀流水(河流)三種。

　　它們的共同特點是順著地表的坡向流動，在流動過程中以其所具有的能量對地表產生一係列不同方式的作用，形成相應的各種流水地貌形態。

　　第一節 流水作用

　　一、流水的能量和基本流態

　　流水有能量，所以能作功。能量有兩種，即勢能和動能。流水由高處向低處流，在流動過程中，勢能不斷地轉變為動能。流水動能的大小，直接決定於流速和流量，可以用下列簡單的物理公式表示：

　　式中：E是水流的動能，M為流量，V為流速。式中表明流水動能的大小與流量的一次方和流速的二次方成正比。在同一河段上，流量愈大的時候，流水動能愈大;在不同的河段上，流速愈快的地方，流水的動能愈大。流速取決於坡降，坡度愈大的地方，流速愈快，動能亦愈大。

　　流水的動能主要消耗於克服與床麵、水分子之間的摩擦，以及搬運流水所挾帶的泥沙。如果流水的動能克服摩擦、搬運泥沙而有餘力，則產生流水的侵蝕作用;如果流水的動能隻能消耗於克服摩擦，並保持前進而無餘力搬運泥沙時，則產生流水的沉積作用。因此，流水運動過程中進行著侵蝕、搬運和沉積作用，這些統稱為流水作用。

　　流水作用又與流態有關，水流流態有兩種，即層流和紊流。層流是水的質點彼此互相平行流動，互不幹擾和混摻，成為有規則的分層流動。紊流是水質點的不規則運動，當水流流速或水深增加時，層流就失去穩定性而產生漩渦運動，它使水質點互相混雜以及不同水層間的質點不斷交換，使運動方向也經常變化。

　　由於紊流中水質點之間互相混摻和碰撞，結果使水流能量損失增大，但同時也加促各層水體和水質點之間的動量、熱量和質量的傳遞及交換，使動量大的水質點將動量傳給動量小的水質點，結果令斷麵的流速分布趨於均勻。在動量交換過程中，不僅把河床上的泥沙掀起(起動)，卷入上層水體中，並且載運著懸浮的泥沙移動。

　　水流是否失去穩定性而由層流轉變為紊流，主要取決於作用於水體的慣性力和粘滯力的對比關係，它常用雷諾數(Re)方程表示：

　　式中：ρ是水密度，V是平均流速，L是某一代表長度，有時稱水力半徑(通常選用水深)，μ是粘滯係數。

　　其中慣性力有使水體隨擾動而脫離層流運動的趨向，而粘滯力則具有阻滯擾動，使水層保持規則運動的作用。如果慣性力增大或粘滯力減少，水流也就易於成為紊流。當水流流速或水深增加時，慣性力就會加強，層流便會失去穩定性。一般在雷諾數少於2000時，水體的粘性力作用大於慣性力作用，水流呈層流狀態。此時，水層厚度相當於0.2厘米，流速為25厘米/秒。當雷諾數大於1000～12000時，呈紊流狀態。通常河流和暴流不論流速和流量都較大，故多屬紊流，隻有片流或含沙量大的濁水和水庫水流才是層流。

　　二、流水的侵蝕作用

　　流水破壞地表和攫取地表物質的作用，叫流水的侵蝕作用。流水能直接攫取鬆散泥沙顆粒的主要原因，是流水作用於泥沙時，產生的推移力(拖曳力)和上舉力，如果這些力的強度大於泥沙本身的重力(阻力)，就會使泥沙起動脫離地表發生位移，便產生侵蝕。據計算，沙礫在水流作用下，起動流速總是與其粒徑的平方根成正比。

　　式中：V是起動流速，K是係數，d是泥沙粒徑。

　　流水的侵蝕作用，按其作用方式可分為機械的衝刷作用和化學的溶蝕作用。現主要闡述流水對地表的機械侵蝕作用。化學的溶蝕作用將在第五章岩溶地貌中闡述。

　　流水侵蝕作用按地表水的運動形式，可分為：

　　(1)坡麵侵蝕(片蝕)，是片流在流動過程中比較均勻地衝刷整個坡麵鬆散物質，使坡麵降低，斜坡後退。因此，坡麵侵蝕也稱作片狀侵蝕。由於片流是暫時性的，所以片狀侵蝕也是暫時性的，但它分布非常廣泛。

　　(2)槽床侵蝕，水流彙集於線狀延伸的溝槽或河槽中流動而進行的侵蝕作用，又稱線狀侵蝕。它包括溝穀流水侵蝕(暫時性的)和河穀流水侵蝕(經常性的)。

　　槽床侵蝕(gullyerosion)按侵蝕的方向，可分為三種：

　　(1)垂直侵蝕(下切、下蝕)：它是水流垂直地麵向下的侵蝕，其結果是加深溝床或河床。下切侵蝕可以沿較長的河段進行。

　　(2)溯源侵蝕(向源侵蝕)：侵蝕方向是不斷向源頭(即上遊方向)進行。侵蝕結果是使溝穀或河穀長度增加。

　　在溯源侵蝕過程中，常常以裂點(瀑布)後退的方式表現出來(圖4-1)。我國黃河的龍門瀑布，落差為17米，在流水的侵蝕作用下，瀑布(fall)每年後退約5厘米，目前已退到了壺口。

　　溯源侵蝕有兩種方式：一是暴流在溝頭侵蝕，加上片流作用，使溝頭崩塌。二是河流上遊有泉水出露，泉眼以上的岩層或土體因受掏蝕而發生崩塌後退。溯源侵蝕不僅出現在河流的的上遊，有時也發生在老河穀的中下遊，例如當地殼上升而侵蝕基準麵下降時，河流縱剖麵的坡度就會增加，從而引起河流的下切重新加強，它由坡度變大的地點開始，重新發生溯源侵蝕。世界上許多大河中的裂點(瀑布)，如貴州黃果樹瀑布、美國尼亞加拉瀑布等，都是再溯源侵蝕過程中的產物。

　　當河流縱比量和徑流量減少或者植被覆蓋度增大時，溯源侵蝕都會受到抑製。

　　(3)側向侵蝕：指流水對溝穀和河穀兩岸進行衝刷的作用。任何一條自然河流，由於地表形態的起伏和岩性差異，河床的發育總是有彎曲的。彎曲處，流水由於慣性離心力的作用，向圓周運動的弧外方向偏離(即偏向彎道的凹岸)，促使水流衝擊侵蝕凹岸。即使比較平直的河道，水流在地球自轉偏向力(即科裏奧利力)的影響下，也可發生側向侵蝕，北半球河流偏向右岸侵蝕，南半球河流向左岸侵蝕。側向侵蝕的結果使穀坡後退，溝穀或河穀展寬。

　　三、流水的搬運作用

　　水流在其運動過程中可以把地表風化物質和侵蝕下來的物質帶走，這種挾帶可以是某些物質被溶解在水中而帶走，而大量的卻是以機械的方式被流水挾帶走。這種在水流作用下搬運地表物質的過程，稱作為流水的搬運作用。

　　河流的搬運是地表流水搬運的主要力量。其搬運的方式有：推移、懸移和化學溶解搬運。推移通常是粒徑粗的泥沙，在粒度上相當於沙一級或礫石級。它們在流水的迎麵壓力及上升力的作用下，沿河床底部滑動、滾動或跳躍。有的把跳躍式運動的，謂之躍移。推移質(包括躍移質)的運動速度比其所在河流中的流水速度要緩慢。懸移是指較細小的泥沙，通常是細粉砂及粘土，當河流中紊流的上升流速大於它的沉速時，可以上升到距底床較高的位置而隨水流以相同的速度向下遊搬運(圖4-2)。

　　溶解搬運是可溶性物質被水溶解，在河流中呈均勻的溶液狀態被搬運帶走。它是一種重要搬運作用，但對河流的地貌特點沒有顯著的直接影響。溶解搬運的物質在河穀中沉積的數量是極其微少的，幾乎全部被河水帶到海洋中沉澱。

　　一條河流的搬運能力是指它所能搬運的床沙的最大顆粒的大小。河流搬運能力隨流速增大而增加。對粗沙和礫石來說，水流搬運單個推移質的直徑

　　泥沙粒徑;又因泥沙體積或重量與其粒徑的

　　三次方成正比，所以泥沙的重量與流速的六次方成正比(即艾裏定律M=CV6)，即當流速增加一倍時，水流能夠移動的顆粒重量就可增加64倍。這個指數顯然是近似的，但也由此可知，山區河流山洪暴發時能夠衝下巨大石塊的原因所在。

　　在一定的水流與邊界條件下，水流所能挾帶通過斷麵的含沙量稱水流挾沙力，單位為千克/立方厘米。水流挾沙力應該包括推移質和懸移質等的全部沙量。按理論計算，最大搬運泥沙量與流速的三次方成正比。如果泥沙全是細粒物質則冪次更高，物質粗則冪次變低。

　　但在實際應用中，都采用測驗的辦法。由於推移質運動要比懸移質運動複雜很多，當前的測驗工作僅限於懸移質方麵，而懸移質又是河流搬運泥沙的主體(如密西西比河每年搬運泥沙總量為5.16億噸，其中懸移質3.40億噸，推移質0.40億噸，溶解質1.36億噸)，因此常以懸移質輸沙量代替水流的全部挾沙力。

　　四、流水的堆積作用

　　流水挾帶的泥沙，在條件改變時，如坡度減少、流速減緩、水量減少和泥沙量增多等情況下，都會引起搬運能力減弱，遂發生泥沙的沉降堆積，稱為流水的堆積作用。

　　當泥沙的來量大於水流的挾沙力時，多餘的泥沙就要沉積下來。圖4-3表明泥沙發生沉積的條件。泥沙沉積是在摩阻流速小於沉速60000479_0045_0①時才會發生。

　　圖中侵蝕速度是指使床麵上鬆散的一定大小的泥沙顆粒進入運動的最低速度，即起動流速。侵蝕流速曲線實際上是一條寬的帶。下沉速度曲線代表給定大小的泥沙顆粒脫離懸

　　浮發生沉積的速度。根據兩條曲線的相對位置，可以分出三個不同的區域。在侵蝕流速線(帶)以上為侵蝕區，那裏流水可以帶走各種粒徑的泥沙(包括上遊來沙);在下沉速度線右方範圍，那裏水流速度既不足帶走床麵泥沙，又不足以支持上遊來沙使之繼續在水中懸移，因此來沙迅速沉積，成為沉積區;在下沉速度和侵蝕速度帶之間範圍，是個搬運區，流速不能侵蝕河底泥沙，但上遊來沙卻不致沉積下來，故成為過境泥沙搬運帶。

　　從上圖還可以看出，直徑0.06～2.0毫米的相當於沙一級的泥沙顆粒最易受侵蝕，它的起動速度最小，當流速為12～15厘米/秒時即可帶走;小於0.01毫米粒徑泥沙(粉沙、粘土)是呈懸移狀態，不易沉積的物質。

　　流水的侵蝕、搬運和堆積作用總是同時進行的，是一個統一的過程。隻是在不同地點、不同時間和不同條件下，它們的作用性質和強度不同而已。所以，不能把侵蝕、搬運和堆積作用孤立起來，進行機械的劃分。

　　第二節 片(散)流地貌

　　片流地貌目前研究較少，但是它在流水地貌中占有重要的地位，因坡麵流水孕育著溝穀流水(暴流)地貌和河流地貌的發生。

　　一、片流作用

　　大氣降雨或冰雪融化後，在傾斜地麵上，所形成的薄層的麵狀流水稱片流。片流在大多數情況下是由無數細小的股流組成，它們無固定流路，時分時合，沿坡麵呈網狀流動，故又稱散流。

　　片流是暫時性水流。在它的流動過程中有一定的能量，所以同樣產生侵蝕能力。片蝕作用發生在廣闊的地區，故侵蝕總量是很大的，尤其在由鬆散細粒沉積構成的斜坡上，常常造成嚴重的水土流失，如我國北方的黃土地區和南方的紅土地區，這一點常常不被人們所注意。同時，它對地貌特別是微地貌的生成也起著巨大作用。

　　影響片蝕作用的因素主要有氣候、地形、岩性、植被以及人為的影響。

　　1.降雨量與降雨強度。

　　在片蝕過程中，雨滴對地麵的打擊也是相當重要的。雨滴在垂直降落地麵時，最高速度可達7～9米/秒，因此具有巨大的衝擊力。土粒受雨滴撐衝可以濺到60厘米高和1.5米遠的地方。據估計，一次傾盆暴雨能夠擾動多達每公頃225噸的土壤。在一個傾斜的地麵上，雨滴濺擊侵蝕使土壤緩慢地向坡下蠕移。

　　雨滴的濺蝕與降雨侵蝕力成正比，也與地表水層厚度成正比，與土壤抗剪強度成反比。後者受土粒間的結合力、植物根係粘結力以及土壤緊實度等的影響，計算公式如下：

　　式中：E是雨滴濺蝕量 K1，K2是係數

　　F是降雨侵蝕力 V是雨滴速度

　　d是雨滴直徑 I是降雨強度

　　C′是土壤顆粒間結構力 S是抗剪強度

　　△C是植被根係粘結力 h是徑流水層厚度

　　H是土壤緊實度

　　片流的侵蝕強度主要決定於降雨量和降雨強度，其中尤以降雨強度為重要。單位時間內降雨量愈大，片流流量愈在，對斜坡衝刷破壞愈強烈。

　　雨後衝刷量的計算，可用下式：

　　式中：W是該次暴雨的衝刷量(噸/公頃)

　　A是與其他因素有關的可變係數

　　I是斜坡坡度

　　L是斜坡長度

　　M是降雨強度(毫米/分鍾)

　　2.地形。

　　上式可看出，斜坡坡度大小對片流侵蝕強度影響也很大。一般來說，坡度增大使水流速度加快，衝刷加強(表4-1)。但據實際研究，當斜坡坡度為40°～50°時，衝刷作用最強，超過這一坡度，由於受水麵積變小而影響流量，反使衝刷作用減弱(圖4-4)。F.G.倫奈(Reuner)實測的衝刷程度與坡度關係圖(圖4-5)也很好說明這一情況。此外，坡長和坡形對片流侵蝕作用也有影響。坡長一般與衝刷作用成正比關係，而坡地的形態則支配著坡地水流的集散。

　　表4-1 某地斜坡衝刷量的觀測記錄

　　3.岩性。

　　坡麵組成物質的性質和結構不同，抗蝕能力也不一樣。由弱岩組成的山坡，如泥岩、頁岩山坡，岩層容易風化與侵蝕。由粗碎屑構成的風化殼比細碎屑風化殼抗蝕力強，結構疏鬆而具有團粒結構風化殼和土層，粘結能力好，透水性強，能吸收較多的雨水，從而減少了地表徑流和衝刷。結構疏鬆及由細顆粒組成的風化殼或土層，抗蝕力很差而易被侵蝕，如黃土層。

　　4.植被。

　　植被對坡麵侵蝕的影響關係很大，具體表現為：①樹木的樹冠、草類和凋落物可攔截雨滴對坡麵的直接打擊。據研究：森林的樹冠可截留降水量的15%～80%，其中鬆林為20%，雲杉為40%，冷杉為60%以上。人工桉樹林和混交林對雨量的截留率(在廣東)分別達7.4%和8.4%。②凋落物層既能儲存水分，增加地表水的下透率，又能阻滯地表徑流，減少泥沙流失。由於凋落物鬆軟多孔，持水力強，當地麵存在1千克凋落物時，可吸水2～5千克。凋落物分解後，改良了土壤性能，使之透水性加強，如森林的土壤透水性等於草地的2～5倍，等於農地的3～10倍。有凋落物的地麵，徑流亦明顯削弱，如當厚度大於1厘米的凋落物存在時，地表徑流可減少至裸地的1/10以下。③植物的根莖能

　　團結土層，攔阻徑流，使土層得到保護。以廣東電白縣和興寧縣為例，在降雨量和降雨強度相接近的情況下，裸地的徑流量和泥沙侵蝕量明顯地大於林地和草地(表4-2)。又如廣東四縣為例，植被覆蓋度愈大對防止土壤侵蝕愈為有利(表4-3)。又據前蘇聯土耳克斯坦山脈北坡的測定，當植被覆蓋率達到40%～50%、坡度為20°～30°的斜坡上，衝刷作用基本停止。

　　相反，在缺乏植被保護的我國北方黃土區和南方紅土區片蝕作用十分強烈，侵蝕深度往往達到年平均1厘米以上(表4-4)，比全球陸地剝蝕量每千年為400毫米的平均值(據F.Fournier，1960)高出25～69倍。

　　表4-2 林草地與裸地侵蝕量比較

　　注：1.電白縣小良水保站;2.興寧縣水保站

　　表4-3廣東森林覆蓋度與水土流失麵積的關係

　　表4-4 南方紅土區片蝕作用強度表

　　根據諾貝爾(E.L.Nobie)的研究認為，當植被覆蓋度小於8%和大於70%時，土壤侵蝕量都會逐漸趨於穩定(圖4-6)。

　　5.人為影響。

　　片蝕作用受人為影響至為重要，就廣東而言，建國後土壤侵蝕麵積由最初的4000多平方千米增至1983年的11265平方千米，占全省麵積的6.3%，比建國初增加了1.8倍。其中片蝕麵積最大，占土壤侵蝕總麵積的67%。建國後水土保持麵積雖然逐年增加，但流失麵積卻更大。造成這種現象的原因有：①植被管理失誤，以致出現50年代(1958)、60年代(1968)和70年代(1978)末期的植被大破壞，同時造成了生態環境的嚴重失調。②隨著人口增長，人類大量地毀林開荒以掠取生活資料和燃料，使植被受到了毀滅性的破壞，這種現象在全國各個省(區)和建國前後都嚴重存在。③落後的耕作方式，如順坡耕墾和陡坡(>25°)墾植。④在開發礦山、修築道路、刨土取石和進行工程建築時，亂挖濫炸和廢石沙土亂棄，造成現代突發性的人為破壞。

　　二、片流作用分帶

　　片流對坡麵的衝刷是不均勻的，一般由坡頂至坡麓，可分為三個帶(圖4-7)：

　　1.弱衝刷帶。

　　位於分水嶺地段，地形和緩，集水量較小，片流衝刷能力很弱。

　　2.衝刷帶。

　　位於坡麵中部，坡度較陡，片流水量因沿程補給(雨水)而增大，衝刷強烈。

　　3.淤積帶。

　　位於坡麓，由於坡度轉緩和流速降低而發生淤積。

　　三、片流的侵蝕與堆積地貌

　　片流侵蝕地貌中最常見的，有侵蝕坡麵、淺凹地和深凹地;而堆積地貌以坡積裙為普遍。

　　(一)侵蝕坡麵

　　由片流侵蝕風化殼或已風化的岩石山坡而成的坡麵。它的生成過程以片(層)狀剝落為主，所成的山坡坡麵平滑，在上下剝落層之間存在陡坎，有時還出現微型土柱。侵蝕坡麵的縱剖麵形態主要有兩種：即下凹形和上凸形，兩者發育條件與過程均有差別。

　　(1)下凹形坡麵：如圖4-8(一)，假設坡麵AA′受片狀侵蝕後，應退到1B′，但實際上由於AA′坡麵的下方與穀底接觸，流速減小，侵蝕力削弱，加上AA′坡上方的侵蝕物在坡麓堆積，使下方得到保護，因而出現了AB新坡麵，結果AA′不會全部後退到1B′，而是退到BB′、CC′、DD′……等等，最後形成了AFF′的下凹形坡麵。

　　(2)上凸形坡麵：圖4-8(二)，假設AA′坡麵因片流侵蝕可能退到BB′，坡度角為Q1，但由於下方存在河流或溝穀，它們不但能把上部侵蝕下來的物質帶走，使它不能在下方堆積，而且還蝕去X′XC部分，使坡麵成為X′XC′，以後坡麵後退按同樣方式到達Y′YE′。由圖4-8(二)得知AA′坡度小於Z′(H)Z，坡角Q2>Q1，坡麵後退的結果，最終由AA′平直坡變為Z′ZG′的上凸形坡。

　　特羅埃克(F.R.Troch，1965)根據坡地縱剖麵和等高線的形態將坡麵進行分類，較好地表達了片流的集散和衝淤。在圖4-9中，水平軸將全圖分為上下兩半部，上半部的Ⅰ和Ⅱ代表集水坡，其等高線是凹形的;下半部的Ⅲ和Ⅳ代表散水坡，其等高線是凸形的。圖中的垂直軸將全圖分為左右兩半部，右半部的Ⅰ和Ⅳ屬於片流衝刷占優勢的凹形剖麵;而左半部的Ⅱ和Ⅲ是蠕動為主的凸形剖麵。

　　(二)淺凹地

　　淺凹地是指在河穀的源頭地方的淺平窪穀地形。它分布在分水嶺附近、台地或高平原上。凹地由兩側侵蝕性坡麵構成，兩坡和緩，沒有明顯的坡折線。凹地本身也沒有明顯的穀底，但具有一定的縱向傾斜，下雨時，它可把雨水排向下遊，故又稱為“無床穀地”。

　　在凹地的下遊漸漸變深變窄成為深凹地，或淺凹地直接與暴流溝穀甚至小河相連。淺凹地寬度一般由20～200米，深數米至十數米不等。在長期發育後的淺凹地底部有較厚的土層堆積，且具有坡積成因類型的特點;堆積土層與基岩之間有明顯的分界線。

　　淺凹地在我國遼河與鬆花江分水台地上充分發育;其底部常常保存著深厚的黑土層，十分有利於農業耕作。在華南丘陵地上，淺凹地也很發育，尤其在台地區，如雷州半島、海南島北部台地區內，淺凹地多開成水田。在湖南、江西紅土台地區，淺凹地也開成水田和水塘。一些台地區中，水塘灌溉麵積可達60%以上，可見淺凹地對農業生產是一個良好的地形條件。

　　(三)深凹地

　　位於淺凹地的下遊，是淺凹地的延續部分，它有較明顯的兩坡，而且坡度和深度都比前者大。它的生成一般被認為是片流衝刷作用在淺凹地上加強所致，發育時間較長。但也有一些深凹地是由古衝溝或坳溝演變而成，即當古衝溝溝坡擴寬，溝底因碎屑物填充而變得和緩時，便成為深凹地。在前蘇聯，許多深凹地屬古地形，在它的埋藏堆積中，有時找到古象化石。

　　(四)坡積裙

　　片流沿斜坡下部和坡麓地帶堆積的鬆散沉積物稱坡積物。坡積物圍繞坡麓披蓋，形似衣裾。坡積裾的剖麵形態呈微凹的緩傾斜曲線，裾上部坡度一般為5°～6°，下部更緩。厚度由上向下逐漸加厚，一般由2～3米不等。岩性成分決定於坡地上部的母岩成分。機械組成為沙、亞沙土、亞粘土和中小礫石。由於搬運距離不遠，碎屑物的磨圓度很差，分選也不好，略具層理，傾向下遊，反映了片流間歇性堆積的特點。

　　第三節 暴流(溝穀水流)地貌

　　一、暴流作用

　　暴流又稱為溝穀水流，它是暫時性的線狀流水，有固定的流路，但它與另一種線狀流水即河流又有很大不同。它的水文特點是：①流量變化大，暴漲暴落，有時完全幹涸;②水流湍急;③含沙量多，顆粒大小混雜，分選性和磨圓度均差。因此，暫時性的暴流也叫洪流。

　　暴流大多由坡地片流彙集而成。因為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，它的兩側和上遊片流水質點向中間最低處彙集，形成流心線，在此水層增厚，流速加大，衝刷能力增強的情況下，逐漸把凹地衝刷加深形成了溝穀和溝穀流水。

　　二、暴流地貌

　　典型的暴流地貌是由三大部分組成：即溝穀、集水盆和扇形地。

　　(一)溝穀

　　溝穀是暴流侵蝕所成的槽形窪地，小的僅長十餘米，大的可達數十公裏。在溝穀發育過程中，除流水衝刷外，跌水、渦流和重力崩塌等都起著重要作用。當流水沿溝床侵蝕時，鬆軟地段被蝕較深，產生凹坑，在它的上方出現小陡坎和小跌水。跌水的重力作用使凹坑衝刷受到加強，它不但衝碎和帶走土壤，而且形成較深的囊狀甌穴。穴中湍急的渦流一方麵帶動著未搬走的沙礫把甌穴迅速磨深，另一方麵掏蝕甌穴的周壁和底部壁，使它擴大。當穴壁向源後退和上下遊甌穴合並之後，溝穀也就加深和延長了。溝穀的伸長速度通常在鬆散土層上較快，每年3～4米，而在粘土層較慢，每年僅1～2米(表4-5)。

　　溝穀的擴寬是由於暴流的側蝕，特別是在溝穀彎曲的凹坡處，衝蝕和掏蝕作用尤其明顯。另外溝坡的重力崩塌和下滑也是溝穀擴寬的重要因素。

　　按溝穀的大小和發育形態，可分為四種主要類型：即細溝、切溝、衝溝、坳溝(幹穀)。

　　表4-5 侵蝕溝的增長率

　　據沈玉昌等：《河流地貌學概論》，1986。

　　由暴流所成的溝穀，最初是一些淺小的細溝(圖4-10)。深度和寬度不及半米，兩坡沒有明顯的溝緣，縱剖麵與坡麵大體一致。細溝進一步發展，下切加深，形成切溝。切溝的寬、深均可達1～2米;橫斷麵呈V形，溝緣較明顯;縱剖麵與坡麵不一致，溝床多陡坎和跌水。

　　切溝進一步下切加深，溝壁經常崩塌，溝槽不斷加寬，形成衝溝。衝溝的規模要比切溝大得多。長度可達數公裏至數十公裏，深度達數米至數十米不等。穀坡陡峭成小峽穀狀，縱向穀底十分陡急，常有跌水和甌穴。衝溝的溝頭迅速向源頭推進和擴大時往往成為集水盆。由許多衝溝及溝間地組成的支離破碎的地貌稱為劣地。

　　當衝溝進一步發展，溝坡崩塌後退，溝穀進一步擴寬，溝底也有較厚層堆積物，形成寬而淺的穀地，稱為坳穀，又叫幹穀。坳穀的橫剖麵為淺而寬的U形，溝緣呈渾圓狀。坳穀易集水，常開墾為耕地。如南方丘陵地區中的“坑田”就是在這種坳溝基礎上開辟出來的水田。

　　衝溝發展的另一個方向是溝床進一步下切，當下切到潛水麵(地下水麵)以下並得到地下水的補給時，衝溝就演變成為小河穀。

　　溝穀(又稱侵蝕溝)是土壤侵蝕的主要形式之一，許多地區均以溝穀的覆蓋度作為水土流失的指標之一，以廣東為例：溝穀占坡地麵積<5%是為片狀流失，占5%～35%是為溝狀流失，占35%～50%以上是為崩崗流失。

　　(二)集水盆

　　集水盆是位於溝頭的小型盆地。由於溝頭的集水量大，衝刷力較溝穀中下遊強，加上周壁崩塌作用，所以它迅速向四周擴大，成為盆地狀。

　　發育在華南丘陵台地上的集水盆，是水土流失最嚴重的地形，其規模很大，有時可使丘陵蝕去一半以上，這種破壞性很大的集水盆俗稱“崩崗”或“崩口”。

　　崩崗的發展，可向上遊穿過丘陵的分水嶺，與相對山坡發育的崩崗互相溝通，形成丘陵中的新坳口。我國南方丘陵地的分割，往往是通過上述方式實現的。

　　崩崗具有發展迅速、密度大和侵蝕大等特征。如廣東清遠市1982年一次大暴雨可產生崩崗15萬處，崩崗周壁的後退速度為17.8～50厘米/年(廣東德慶縣)。崩崗密度最大可達每平方千米11個(德慶)。侵蝕模數平均為11萬噸/平方千米·年，最大為37.5萬噸/平方千米·年。在北方黃土高原區的侵蝕模數，最大可達30000噸/平方千米·年。相比之下華南崩崗的侵蝕量比黃土區大，因此它是水土流失最嚴重的方式。

　　造成華南崩崗發達的原因，與當地風化殼厚度大(>20米)及其質地疏鬆、雨量多而強度大以及人為破壞植被等有關。

　　(三)扇形地(洪積扇)

　　溝穀出口處堆積了由暴流侵蝕的物質，平麵形狀如扇形，故名。由於溝穀暴流出山後，坡度驟減，流速降低，加上暴流出山後水流分散成放射狀，單寬流量減小，促使暴流搬運能力大大削弱，因而在溝口處堆積大量泥沙和礫石，形似扇狀的地貌(圖4-11)。扇形地在山地的溝穀出口多能見到，規模大小與搬運的物質數量成正比。麵積較小的扇形地隻有數百平方米，表麵坡度較大，中下部為5°～10°，頂部可達15°～20°，形態似半錐體，所以這種扇形地又稱衝出錐。

　　在幹旱與半幹旱地區，山區大量冰雪融水或暴雨，形成的暴流流量很大，加上幹旱氣候條件下山地物理風化作用強烈，地表植被稀少，暴流的輸沙量大為增加;因此，出口處形成的扇形地規模很大，表麵坡度較小，上部一般為6°～8°，至邊緣部分隻有1°～2°，形態比較扁平，稱洪積扇。其麵積數十平方公裏至數百平方公裏不等，扇頂與邊緣高差可達數百米。

　　扇形地的發育是經過多次堆積來完成的，而且按溝穀水文特性進行。當暴流下切力和溝床阻力相等時，溝床不會受到侵蝕或堆積，這時的溝床比降稱為安定比降(Jo)。最初洪水出山後，水流並未分散，隻是比降減小，水流變慢，所發生的堆積是順著溝穀方向延伸，形成長條形扇形地。

　　經過第一次洪水堆積後，扇形地上溝床填高，長度增加，比降變小。第二次洪水來

　　時，由於原來溝床的安定比降小，故洪水排泄不暢而發生泛濫，水流沿著扇形地兩側開辟出新的溝床和堆積出新的扇形地。因為扇形地兩側的坡度大，故新溝床比降也大，這種洪水期的安定比降又稱為泛濫比降(Jd)，顯然，泛濫比降大於安定比降：Jd>Jo。以後新溝床的泛濫比降逐漸減小，以至Jd=Jo時，下次洪水又因擠擁而再次泛濫和形成更新的溝床及泛濫比降。如此經過反複多次的泛濫和堆積之後，最終形成了由多個扇形地組合成的完整的半圓形扇形地，此時在它上麵的所有溝床都具有安定比降的特點。

　　扇形地的組成物質分布很有規律，自扇頂到邊緣可分三個岩相帶：①扇頂相，又稱內部相、粗粒相，是粗略平行的透鏡狀層理的巨礫、礫石層，空隙中有砂、粘土混雜充填，分選差，礫石磨圓度也不好。②扇形相，位於中部，是夾礫石、砂透鏡體的亞砂土、亞粘土層。礫石呈傾向上遊的迭瓦狀構造，磨圓度較扇頂相稍好。③滯水相，或稱邊緣相，位於洪積扇的邊緣部分，沉積物以亞砂土、亞粘土和粘土為主，偶夾砂及細礫石透鏡體，具有近平行的斜層理。這裏是地下水溢出帶，形成地表滯水，在幹旱區常為人口密集的綠洲所在。

　　上述三個相帶是逐漸過渡的，而且每次洪水出現時相帶的位置也是移動的，所以在剖麵上呈交錯狀態。

　　洪積扇在新構造運動影響下，會發生明顯的變形。洪積扇形成後，如果山體不斷抬升，山前平原相對下降，在已經形成的洪積扇上，往往有新洪積扇形成，而且部分地覆蓋在老洪積扇上，形成壘疊式洪積扇。有時新洪積扇會嵌入老洪積扇的內部，老洪積扇被切割成洪積階地;幾次間歇性上升，可造成幾級洪積階地。如果上升的規模、幅度都比較大，老洪積扇也隨著抬升，那麼，它的下方將形成新的洪積扇，新、老洪積扇呈串珠狀。如果新構造運動在山前不等量升降，則新的洪積扇軸線向一側移動，使新、老洪積扇向一側壘疊，並形成不對稱側疊式的形態。所以，根據洪積扇的變形，可以了解新構造運動的性質和強度。

　　在山前地區幾個相鄰的洪積扇連接後，可能聯成整片的扇形地平原，即山前(足)平原。因其有較大傾斜度，故又稱山前傾斜平原。它在我國天山南、北麓，昆侖山和祁連山的北麓都非常發育。

　　三、片流、暴流侵蝕與水土保持

　　片流和暴流侵蝕造成了水土流失，這是地貌塑造過程中產生的破壞現象，屬一種災害。

　　(一)水土流失的危害

　　水土流失帶來的危害是嚴重的，表現在：

　　1.破壞土地資源，惡化自然環境。

　　片流和暴流侵蝕，直接破壞土地，把坡地切割成千溝萬壑的劣地，原有的耕地麵積因受侵蝕而減少，或者完整的大片土地切割得支離破碎，利用十分困難。在華南坡地的侵蝕強度較大，據估算片蝕區的年侵蝕模數約2000～8000噸/平方千米·年，平均每年蝕深為0.13～0.53厘米;溝蝕區約8000～15000噸/平方千米·年，平均每年蝕深為0.53～1.0厘米;崩崗區約15000～50000噸/平方千米·年，甚至更大，平均每年蝕深為1～3.3厘米。深1米的侵蝕溝大約10年內即可形成。受侵蝕的土地上，最肥沃的表土層首先遭到衝刷，殘留下來的是大片沙礫，土壤肥力迅速下降。據研究，北方黃土區以每年流失表土1厘米計算，每畝耕地失去的表土達8噸，損失養分氮、磷、鉀在180千克以上，成為跑土、跑肥、跑水的三跑地。

　　2.毀壞農田，降低土地生產力。

　　水土流失不但破壞了地麵，而且還將大量沙石衝入下遊農田，使熟化的耕作層被埋沒，農田不能耕種，同時酸性較大的黃泥水一起浸入農田，使作物生長大受影響。在廣東，由於水土流失而受害的農田達9.2萬公頃，占全省耕地總麵積的3%。

　　3.淤塞河道、水庫，影響航運，加劇洪澇災害。

　　水土流失區下泄的洪水，大量泥沙被衝入河床和水庫，使河床和水庫淤淺。如黃土高原區，由於嚴重的水土流失，每年流入黃河的泥沙量達18億多噸，成為世界上輸沙量最大的河流。它的下遊河床淤高成了地上河，而且決口泛濫頻繁，河床多次改道，成為災害嚴重的河流。在廣東，1950年以來斷航河道長達3858千米，其中因土水流失而斷航的占23.8%。粵東最大的河流韓江下遊，河床每年平均淤高3.5厘米(潮州)至6厘米(澄海)，有的河段高出平原1～3米，每年帶出海岸的泥沙使海灘加高10～15厘米，向海延伸20～30米，這不但影響了河流的排水能力，加劇了內澇威脅，而且影響了港口的發展。因水土流失使水庫庫容減小，降低效益的例子在廣東的851座中小型水庫中占了11.6%。由於河床和水庫淤積，又往往造成下遊地區灌溉和排澇困難，旱澇災害加劇。

　　4.惡化生態環境，加重了災害。

　　水土流失對生態環境的影響主要表現在氣候變劣，水源減少和自然災害增加。首先，在水土流失區，由於土壤沙化，礫石多以至岩石裸露，在無植被覆蓋或覆蓋較差的情況下，陽光直射地麵，因此氣溫和土溫變幅增加，蒸發量增大，土壤含水量減少，在無雨或少雨的情況下，容易發生旱害;多雨時又易出現洪澇災害。

　　(二)水土保持措施

　　水土保持是國土整治中的一項重要內容，也是改良生態環境，促進經濟發展的一個重要方麵。在水土保持的技術措施上，主要有工程措施和生物措施等兩方麵。以工程保植物，以植物護工程，才能相得益彰。但兩者比較，又應以生物措施為主。

　　1.生物措施。

　　(1)植樹造林及封山育林：水土保持的首要任務就是要進行人工植被覆蓋。目前森林資源普通缺乏，因此造林不僅要提高森林的覆蓋率，而且還要建立森林群落的合理結構，例如在南方要改變單一的針葉林(鬆、杉)結構，形成多層次的混交林結構，以加大森林鬱閉度，發揮森林的最大生態功能。

　　對丘陵台地區的疏林地、幼林地和新造林地以及石灰岩石山都應封山育林，特別對山脊陽坡、陡坡(>25°)及高丘陵地要實行全封山，以加快森林的恢複。

　　(2)育草種草：育草、種草是增加森林覆蓋率，提高水土保持效益的另一重要措施。如果隻注意造林(喬、灌木)而忽視育草，則會出現空中一片綠，地麵光禿禿的現象，地表水土流失將仍然發生。實際上喬、灌、草的水土保持作用是相輔相成的，草被起著快速的和地麵層次的保護作用，而樹林起著上層的和長期的保護作用，兩者均不可代替。

　　2.工程措施。

　　工程措施具有效益快且明顯的特點，它也為植被覆蓋提供了條件。主要做法有下列幾方麵：

　　(1)溝頭防護：水土流失治理工程的設計原則是上攔下堵中間削，達到節節攔蓄的目的。溝頭防護工程即為上攔的一種措施，它是在距崩崗或侵蝕溝頂部若幹米遠的地方，沿等高線方向修築截流溝(天溝)，它起著攔截坡麵片流進入溝穀或崩崗進行破壞的作用。

　　(2)溝床攔蓄工程：它是在崩崗出口、溝口或溝床內修築穀坊，即所謂“下堵”。其作用是將出現在崩崗和溝穀內的水沙加以攔截，它一方麵提高崩崗和溝穀的暫時侵蝕基準麵，使侵蝕減弱;另一方麵又不使洪水挾帶的泥沙衝入農田，起著保護下遊土地的作用。對於大型的溝穀，除了在溝口築第一道穀坊外，還要向上遊修築第二道、第三道穀坊，並配合植被覆蓋，以發揮穀坊的最大效益。

　　(3)削坡開級工程：它主要是治理崩崗的工程，由於崩崗發展的主要方式是它四周陡壁的強烈崩塌，為此可采用人工措施，將陡壁從上到下進行人工削坡，開成層層階級，亦即“崩口台階化”，或稱“中間削”。這樣會使崩崗很快地穩定下來，效果明顯，但削坡工程大，成本高。

　　(4)改變不合理的耕作方式：嚴禁陡坡開荒，對坡地的耕墾要控製在25°以下。要改變順坡開荒、全墾及刀耕火種的惡習，在可耕的坡地上種植，必須修築水平梯田。在種植方式上實行間作套種，減少土層翻動。以上都是減少水土流失的有效措施。

　　第四節 河流地貌

　　一、河穀地貌

　　河穀是由河流長期侵蝕而成的線狀延伸的凹地，它的底部有著經常性的水流，至於其他成因如構造運動所成的穀地如果沒有河流出現，都不能稱為河穀。河穀的長短不一，大的河穀長達數千公裏，如亞馬遜河為6516千米，尼羅河為6484千米，長江為6380千米。

　　河穀由穀坡和穀底兩大部分組成，穀坡的形態有凸形、凹形、直線形、階梯形等。穀底是夾在兩坡之間的平坦麵，這個平坦麵由河床及河漫灘組成。其中河床是河穀中最低部分，它有經常性的水流，在它兩側為高起的河漫灘，它隻是在洪水泛濫時才被淹沒，故又稱為洪水河床(圖4-12)。

　　河穀的發育過程大致有三個階段，並且相應地產生三種穀形：

　　1.峽穀。

　　又稱“V”形河穀，流水沿著地形的原始傾斜地麵開始侵蝕時以垂直下切侵蝕為主，這在由基岩組成的山區河穀中表現最為明顯。河穀橫剖麵呈“V”形，兩壁較陡，穀底狹窄;穀底即為河床，沒有河漫灘，河床縱剖麵坡降很大，河床底部起伏不平，水流湍急，沿河多急流、瀑布;河穀平麵形態較平直。如我國著名的長江三峽——瞿塘峽、巫峽、西陵峽，那裏是“兩岸乳岩半空起，絕壁相對一線天”;又如金沙江上的虎跳澗峽穀，深達2500～3000米，穀底寬不到100米;美國的科羅拉多峽穀，穀深達1500～1800米。它們都是世界上著名的大峽穀。

　　2.河漫灘河穀。

　　“V”形河穀進一步發展，下切作用減弱，側向侵蝕加強，穀底拓寬，並有河漫灘發育，就轉變為箱形的河漫灘河穀。河漫灘河穀穀底的擴寬是有限度的，它的寬度大小與河流流量、河岸抗衝強度和河床縱比降三者有關：

　　式中：Q是流量，Ri是河岸抗衝強度，J是河床縱比降。

　　此外，地下水和坡麵片流對河穀的拓寬也有明顯的影響。在濕潤氣候區，由於地下水量豐富而造成滑坡和強烈的片流侵蝕，加速了穀坡的後退;而在幹旱地區，這些作用不明顯，故穀坡較為穩定。

　　3.成形河穀。

　　當河漫灘河穀因侵蝕基準麵下降而河流重新下切時，原河漫灘就轉化為階地，爾後河流又在新的基準麵上開辟新的穀地。這種具有階地的河穀稱為成形河穀。它表明經曆了較長時間的發展過程。

　　按河穀發育的一般規律是上遊多成深窄的峽穀，中下遊多是寬敞的河漫灘河穀和成形河穀，下遊以河漫灘河穀為主。

　　河漫灘河穀和成形河穀兩岸常有不對稱現象，其中一坡長而緩，穀底有著寬闊的河漫灘;另一坡短而陡，河床逼近穀坡。造成這種不對稱性的原因有：地球偏轉力的影響，河穀兩坡傾斜度不等，河穀兩側不等量上升，單斜岩層的影響，河穀兩側岩層軟硬不同，以及兩坡小氣候(如雨量、融雪量、土層幹濕程度等)不同的影響。

　　二、河床地貌

　　(一)河床縱剖麵

　　河床縱剖麵是指由河源至河口的河床底部最深點的連線。從宏觀看，縱剖麵是一條上凹形的曲線，它的上遊坡度大而下遊坡度小。但微觀看，曲線上每一段都並非平整，而是呈階梯狀高低起伏的(圖4-13)。這是因為河流對河床的作用是在許多因素參與下進行的。影響縱剖麵形態的因素主要有四個方麵：地質構造和地殼運動的影響、岩性影響、地形影響以及支流的影響。

　　1.地質構造和地殼運動的影響。

　　河床縱剖麵的巨大起伏首先與地質構造有關，在大地構造上升區和下降區，地形高差甚大，往往造成縱剖麵上大規模的階梯，如長江由發源地至金沙江段為新構造強烈上升區，河流運行於青藏高原和叢山峻嶺之中，造成深切的峽穀，河床縱剖麵急陡。當流入相對下降的四川盆地後，縱比降明顯減小，發育了典型的河曲。隨之又橫貫過著名的三峽，這又是新構造運動顯著的穹窿抬升區，河床縱比降亦明顯增加。流出三峽後，進入了近代下沉的江漢平原，河床蜿蜒曲折，縱比降又顯著減小。

　　2.岩性的影響。

　　它是影響河床縱比降的重要因素之一，堅硬的岩石抵抗流水侵蝕力大，河床不易下切，深度較淺，但容易展寬，形成以側蝕為主的側向侵蝕區。相反，岩性軟弱的河床，下切明顯，形成以垂直侵蝕為主的深向侵蝕區。據哈克(J.F.Hack)和布魯斯(L.M.Brush)的測定，在給定河長的河床上，頁岩(軟岩)沿程比降迅速減小，石灰岩次之，砂岩(硬岩)減小最慢：

　　S1(頁岩)=0.034L-081

　　S2(石灰岩)=0.019L-0.71

　　S3(硬岩)=0.046L-0.167

　　式中：S1，S2，S3是河床縱比降，L是河長。

　　顯然，不同岩性交替出現的河床，必然導致不同比降的交替出現。

　　3.地形的影響。

　　河床沿程地形的寬窄，直接影響到水流對河床的衝淤變化和縱比降的大小。如在高水位期河道束窄段或河底凸起段，水麵落差比河道擴張段或河床凹陷段的大。故前者在高水位期衝刷，河床加深，成為深向侵蝕區;後者河床淤積，河床展寬，成為側向侵蝕區。若兩者交替出現，河床則產生一係列的階梯。

　　另外，彎曲河道和分叉河道的水力作用，在彎道水流衝刷凹岸，成為深槽，河床縱比降在此處增大。汊道的外側兩岸亦具有同樣情況。

　　4.支流的影響。

　　有支流加入的主流河床，由於水沙增加而使水情及泥沙性質發生變化，這種變化也反映在縱剖麵上。

　　(二)侵蝕基準麵與河床縱剖麵的關係

　　河流的下切侵蝕並不是無止境的，往往受到某一基麵(Base-level)的控製，河流下切到這一基麵後即失去侵蝕能力，這一基麵是個水平麵，稱為河流侵蝕基準麵。由於地球上大多數的河流注入大海，水流活動受到海平麵控製，盡管河流下蝕的深度在個別地段因局部流水動力、岩性或地殼下沉等因素影響可以達到海平麵以下(如長江三峽段河床上有在海平麵以下30～45米的深槽出現，在武漢以東有些地方的河床竟低於海平麵幾十米至近百米)。但是，海平麵對河流侵蝕深度還是有一定限製作用，任何一條河流都不可能出現河床全部低於海平麵的現象。因此，海平麵一般就認為是河流的終極基準麵，或稱永久侵蝕基準麵。此外，如果河流注入湖泊，或支流彙入主流，那麼湖麵或主流水麵就成為該河或支流的侵蝕基準麵。就一條河流各河段而言，造成急流或瀑布的堅硬岩坎可作為其上遊河段的侵蝕基準麵。這些侵蝕基準麵存在時間較短，影響範圍也較局部，因而統稱為臨時侵蝕基準麵，或局部侵蝕基準麵。

　　由此可見，河床縱剖麵是以侵蝕基準麵為起點而建立的，當這個侵蝕基準麵發生變化時，例如上升或下降，都會引起縱剖麵的演變。

　　當侵蝕基準麵下降時，可能出現三種情況：第一，侵蝕基準麵下降後出露的地表傾斜度大於原來的縱剖麵時，河流侵蝕複活，從河口向上遊進行溯源侵蝕。第二，侵蝕基準麵下降後出露的地表傾斜度小於原來的縱剖麵時，河流將出現回水現象，發生沉積。第三，侵蝕基準麵下降後出露出的地麵與原來縱剖麵的傾斜度一致時，縱剖麵不會發生大的變化。

　　當侵蝕基準麵上升時，它對河流的影響隻有一定的距離，該距離取決於回水高度、河流比降及流速等，在這距離內，一般發生堆積，而在此以上影響不到。

　　從總的看，河流下遊，特別是河口地區，堆積旺盛，河床比降減小，加上侵蝕基準麵的影響，下切受到限製。在河流上遊，特別在河源處，水量較小，下切力也弱，隻有在河流的中遊下切最強。因為這裏水量和流速都較大，有足夠的力量進行侵蝕和搬運泥沙，所以河床縱剖麵的基本形態是呈上凹形曲線。但因原始地形、地質構造、地殼運動和局部水力等影響，這條曲線不是平滑的。

　　(三)河床平衡剖麵

　　在河流長期作用下，河床縱剖麵發展到一定階段時，就趨向於平衡，這時的縱剖麵稱為平衡剖麵。所謂平衡主要是指“動力平衡”，平衡時的河流侵蝕力與河床阻力相等，即河流既不侵蝕，也不堆積，水流動力正好消耗在搬運泥沙和克服水流內外摩擦阻力上，此時由河流上遊帶來的泥沙等於河流帶走的泥沙，即衝淤平衡。

　　但是河流是一個開放係統，它與周圍環境不斷發生物質和能量的交換，由於組成環境的因素具有複雜性和多變性，如流域內的地質構造、岩石、氣候、植被的變化或河流流量、含沙量、坡度、地形的改變等都不可能使河流上遊的來沙與當地河流的挾沙力相等，於是河床也就發生衝刷或淤積;如果輸入的泥沙超過當地水流的挾沙力時，過多的泥沙將會沉積下來，使河床淤高;當來沙少於當地挾沙力時，不足的泥沙將從當地河床中得到補充，使河床刷深，此時河床的平衡剖麵將受到破壞。但是河流的自動調節作用會促使河床發生相應的調整，使河流達到新的平衡。不過這種平衡是暫時的和相對的，而不平衡是長期的和絕對的。達到“動力平衡”的河床縱剖麵形態，大致呈一上凹形的拋物曲線，但從微觀看，它仍然是階梯式的或波狀起伏的。

　　(四)山地河床地貌

　　山地河流發育比較年青，以下蝕作用為主，河床縱剖麵坡降很大，多壺穴(深潭)、石質深槽、岩檻、跌水(瀑布)、淺灘，河床底部起伏不平，水流湍急，渦流十分發育。

　　急流和渦流是山地河流侵蝕地貌的主要動力。河底旋渦流攜帶著砂、礫石，具有較強的衝蝕力，旋磨河床底部的堅硬岩石，形成深陷的凹坑，稱為壺穴。壺穴大小可以從不足一米至六七米，位於瀑布下麵的深潭可深達二十餘米。壺穴發育在岩麵上，成為石質河床加深的主要方式。當壺穴彼此連通之後，河床即加深了，這些崩潰了的壺穴，就成為新河道上一條條石溝地形，一條深水道便產生出來了。原來的石質河床此時也會部分幹出，形成高水河床。

　　山地河床以河床淺灘地形發育為特點。山地河床淺灘地形，按組成物質可分石質淺灘和砂卵石淺灘兩類，其中後者與平原河流的淺灘屬同一性質。由於山地河流灘多流急，對船舶的航行造成危險，所以淺灘又稱為灘險。淺灘的成因有：①堅硬岩層橫阻河底(即岩檻，俗稱石龍過江)，成為石灘。長江三峽有不少灘就是這樣形成的;黃河九曲處的青銅峽、劉家峽等19個峽灘，也是硬岩層橫過河床所成。②峽穀兩岸土石崩落阻塞河床而成。如汀江的蓮花灘就因江中堆積巨大的花崗岩崩石，狀如蓮花而得名;又如北盤江虎跳峽穀的虎跳石灘，也是由於灰岩下覆的頁岩和煤層被水流淘空，使上部灰岩失去支撐而崩塌墜落江心，堵塞河床所致。③衝溝溝口的扇形地和泥石流阻塞河床而成。由暴流衝溝所成的扇形地伸入河床而成的灘險，稱為“溪口灘”。它最為常見，在金沙江的灘險中有85%以上屬於這種類型;川江灘險也主要是溪口灘。

　　(五)平原河床地貌

　　根據平原河道的形態及其演變規律，可以將它分為三種類型：順直河道(順直微彎型)、彎曲河道和分汊河道。其中分汊河道又可劃分為相對穩定型和遊蕩型兩亞類。

　　1.順直河道。

　　河道的順直與彎曲，人們往往把河道的長度與其直線距離之比值作為劃分標準。這一比值稱為彎曲率。它的大小變化一般在1～5之間。順直河道彎曲率為1.0～1.2，而彎曲率由1.2～5的稱為彎曲河道。

　　順直河道在平原或山地中都有分布，不過平原區的順直河道比山地更少，長度更短。如山(西)陝(西)間的黃河，從延長縣馬家河至宜川縣蛤蟆灘，河道長度為82千米，其中順直段距離為74千米，彎曲率為1.10，河床下切於三疊紀的岩層內。在平原，順直河道長度很少能超過河寬的10倍。在全球，順直河道比彎曲及分汊河道都要少得多。

　　順直河道中，主流線位於河床的中央，流速也最大，它的兩側形成兩個對稱的橫向環流：洪水期河心水麵高而兩岸低，呈凸形，表層水流由中央流向兩岸，到達岸邊後下沉成為底流;而底流由兩岸底向河心相彙，然後再上升。這種環流往往使兩岸受到衝刷，河心堆積，故洪水期容易出現塌岸。枯水期和平水期，河心水麵比兩岸低，表層水流從兩岸向河心集中，然後下降成底流，底流從河心向兩岸分流，最後又沿岸邊上升，構成與洪水期流向相反的兩個環流，此時河心底部受到衝刷，兩岸發生堆積。

　　順直河道的形成條件，在山地(河流上、中遊)主要受地質構造和岩性製約;在平原(河流下遊)，隻發生在河道兩岸有節點(指山丘、岩岸、堤壩等抗擊水流的地點)的地段，因為這裏迫使主流線在中央，避免了兩岸因受到衝刷而彎曲。此外，如果河道兩岸的組成物質抗衝性較強(如粘土、粉砂質粘土等)以及厚度大時，兩岸不易遭受破壞，對直道的產生也十分有利。

　　順直河道不易保存，而且大多數略帶彎曲，原因是河道在各種自然條件的影響和地球偏轉力的作用下，主流線經常偏離河心，折向一邊河岸衝擊，因此河道出現了彎曲。上遊一旦彎曲，下遊水流便作“之”字形的反複折射，於是產生了一連串的河灣。在灣頂上遊，來水集中，水力加強發生衝刷並形成深槽;在兩個相鄰河灣之間過渡段以及灣頂對岸，水流分散，水力減弱，發生沉積，形成河灣之間的淺灘和緊貼岸邊的邊灘。這樣，深槽與淺灘交替分布，邊灘犬牙交錯，三者構成了微彎河道中最基本的微地貌(圖4-14)。但是，這些地貌是很不穩定的，當洪水來時，主流線趨直，邊灘物質移向下方深槽處堆積，原來受侵蝕的河岸，很快因上邊灘的下移而受到保護，深槽和淺灘的位置也跟著向下遊移動。例如長江馬鞍山河段的何家洲淺灘，在1959—1970年間，深槽向下移動了1900米和向右擺動350米，淺灘向下延伸了250米，向左擺動了800米。因此，深槽、淺灘和邊灘經常變位，水深很不穩定，對於水利工程和河港建設帶來不利的影響。

　　2.彎曲河道。

　　它是平原地區比較常見的河型，又稱為曲流，它的彎曲率一般都在1.5米以上，如長江的上荊江為1.7米，下荊江為2.84米，南運河為1.96米，均屬典型的彎曲河道。

　　(1)彎曲河道的形成與發展。形成彎曲河道的原因很多，但主要是河流的單向環流作用。當水流經過彎道時，水質點作曲線運動並產生離心力。在離心力影響下，表層水流趨向凹岸，使凹岸水位抬高，在過水斷麵上形成了橫比降。由於凹岸水位比凸岸水位高，故在凹岸產生一種橫向力，這種力的大小由水麵至水底一致，力的作用方向指向凸岸。由於離心力由水麵向水底減小，如果將離心力與橫向力兩個力係相加，其結果是水流上層(表流)合力向著凸岸(圖4-15)，水質點向凹岸運動;水流下層(底流)合力指向凸岸，水質點向凸岸運動，這樣便形成了單向環流，或稱彎道環流。但它不是一種封閉式的環流，因為它是在河流縱向水流運動下派生出來的，所以當兩者結合起來後，便構成螺旋狀環流。

　　在每一個彎曲處的環流，都有一定的方向，如果在一個彎曲處是順時針螺旋式前進，下一個彎曲處則是逆時針螺旋式前進，以下類推，一反一正，不斷循環(圖4-16)。單

　　向環流作用下，凹岸表流集中而且下沉，能量增大，一方麵使河岸受到侵蝕後退，另一方麵河底也衝成深槽;而凸岸是底流上升處，加上水流分散，能量減少，因此發生堆積形成邊灘;上下遊兩個深槽之間，同樣是底流上升處，也同樣發生堆積形成淺灘。淺灘多半是洪淤、枯衝，而深槽則洪衝、枯淤。因枯水時，淺灘壅水作用明顯，水麵比降大於深槽的水麵比降，因此淺灘段水流的挾沙能力大於深槽段，造成淺灘衝刷，深槽淤積。洪水時情況相反，此時淺灘段壅水作用消失，其水麵比降與深槽相近，而深槽段的水深、流量與流速均大於淺灘段，故深槽衝刷而淺灘淤積。由於凹岸不斷後退和凸岸不斷前伸，其結果使河床形成一係列彎曲，造成曲流。典型彎道河床的平麵形態為彎道段和過渡的直道段相間，主流線明業，流路蜿蜒曲折，深槽和淺灘交替，深槽位於彎頂，淺灘位於過渡段，分布形態大體與順直微彎河道相同，而邊灘則是彎曲河道的主要微地貌，多位於凸岸(圖4-17)。由於彎道環流的流速比縱向流速大1/4(如荊江)，故彎道內的邊灘發育比直道明顯得多，深槽也延伸得更長一些。彎道比直道穩定，而且為多數平原所具有，這是因為彎道消耗的能量比直道要小的緣故。

　　彎曲河道的典型地貌為曲流，它有兩種類型：即自由曲流和深切曲流。

　　(2)彎曲河道的類型。自由曲流：又稱迂回河曲，一般發育在寬闊的河漫灘(河岸衝積平原)上，組成物質比較鬆散和厚層，這就有利於曲流河床比較自由地在穀底迂回擺動，不受河穀基岸的約束。

　　長江中遊的荊江河道，尤其是藕池口至城陵磯一段(下荊江)，是我國自由曲流發育規模最大、最典型的地段。這段河道直線距離僅87千米，而天然彎曲的河道長度竟達239千米，共有河灣16個(圖4-18)。這裏截彎取直現象經常發生，近百年來因自然截彎而遺留的新、老牛軛湖有十多處。1972年7月19日石首縣六合垸發生的最近一次截彎取直，使原來長達20千米多的河曲縮短到不足1千米。

　　曲流的發育可分為四個階段：第一階段河道彎曲呈半橢圓形，接近於正弦曲線，在彎道環流作用下，凹岸不斷侵蝕後退，凹岸不斷堆積前伸，使整個彎道作橫向擺動，最大的侵蝕點在凹岸的頂端。第二階段隨著河彎的發展，彎曲河床逐漸向下遊作縱向移動，形態上呈倒向下遊的圓弧形，此時最大侵蝕點轉移到凹岸項端下方的L/4處(L為相鄰兩河彎頂點沿深泓線的距離)。第三階段河彎不斷增長，曲率半徑日益縮小彎曲度越來越大，相鄰兩河彎的上、下部分日益接近，形成狹窄的曲流頸，河床呈環形。第四階段河彎繼續發展，曲流頸更加收窄，它一旦被洪水衝開，河床便自然截彎取直，形成新的順直河道。日後老的彎道口淤塞，老彎道成了牛軛湖並日漸淤廢，新的直道又重新發育出彎道來。

　　深切曲流：它出現在山地中，是一種深深切入基岩的河曲，又稱嵌入河曲。由於這種河曲被束縛在堅硬的岩層中，故稱為強迫性曲流。深切曲流在生成之前本來是平原上的自由曲流，後由於地殼強烈上升，河床下切，河道仍保持原有的彎曲，形成深切曲流。如四川在合川以上的嘉陵江發育有典型的深切曲流。深切曲流不斷發展，也會發生截彎取直，

　　取直後在原彎曲河道的中間，留下相對凸起的基岩孤丘，稱為離堆山(圖4-19)。河床深切，使被廢棄的曲流位置相對增高，稱為高位廢棄曲流。

　　3.分汊河道。

　　平原上發育的無論是直道或彎道，如果河床中出現一個或幾個以上的江心洲時，都會使河床分成兩股或多股汊道，造成河道寬窄相間的藕節狀，這種河道稱為分汊河道。平原上分汊河道按其穩定程度分為相對穩定型和遊蕩型兩大類。

　　(1)穩定型汊道(雙汊)：江心洲的發育是穩定型汊道產生的地形標誌。江心洲形成於以下幾種情況：①直道雙向環流的作用。在直道河床中，由於洪水期出現底流輻合式的對稱(雙向)環流，它使兩岸侵蝕的物質帶到河心堆積。②河道地形的影響。在束窄河道的上遊回水段，由於回水作用，流速減緩，泥沙發生堆積，如長江新洲水道的淺灘;在束窄河道的下遊，河麵展寬，水流分散，單寬流量減少，挾沙能力減弱，同樣發生堆積，如西江羚羊峽出口的墨硯洲。③主支流彙口的水流緩衝作用。如西江支流青岐河在三水縣青岐鎮彙入西江時所形成的琴沙。④邊灘或沙咀被水流切割。彎道在洪水期由於水量和動量大，水流流路趨直(俗稱“小水坐彎、大水居中”)，把凸岸伸出的邊灘從根部切開，被切割的邊灘成為心灘，河道也分成兩股。洪水退後，新開的汊道因上、下遊間直線比降較大，故得到保持。如長江在武漢以下的王家洲、葉家洲，安慶河段的長風洲等。又如1954年特大洪水時長江團鳳汊道邊灘即被切成人民洲和李家洲。

　　江心洲的形成大體分為三個階段。第一階段是河床底部的泥沙逐漸淤積形成水下淺灘。它在枯水期也不露出水麵，也很不穩定，可能因衝刷而消失，也可能向一岸移動成為邊灘。第二階段是淺灘堆積如果得到加強，致使過水斷麵縮小，水流流速加大，衝刷兩岸，水道隨著河岸後退而彎曲，加強了環流，促使粗粒沙礫即推移質在淺灘上沉積，灘體不斷擴大淤高，最後在枯水期露出水麵而成為心灘。心灘前端水流速度大，易受衝刷，灘尾有一低速區有利泥沙沉積，因此，往往是灘頭崩退，灘尾淤漲，心灘不斷下移，如南京長江的潛洲在1950—1956年期間，向下遊移動了3.6千米。第三階段是在心灘基礎上，經曆多次洪水期懸移質的加積，心灘灘麵超過了平水麵，就形成了江心洲。江心洲因常年出露水麵，隻有洪水泛濫時才被淹沒，灘麵又覆蓋厚層細粒粘土，因此，它可以耕作、居住，故而得名。它的形態穩定，有時洲頭還因壅水作用，使洪水沙泥淤落洲頭，使沙洲向上遊伸展，如長江天星洲於1954年向上遊伸延300米。

　　發育在江心洲兩側的汊道是穩定的，這種汊道在我國的大河中分布較為普遍，如長江中遊城陵磯至江陰段長1160千米間，汊道段即有36段之多，共長736千米，占全河段長度的63%。西江羚羊峽以下河段，北江飛來峽以下河段也屬於汊道型河床。汊道的穩定性是由於它們水沙分配的獨特性所致，即汊道的淤積和侵蝕每作周期性變遷，使汊道不易淤死。

　　(2)遊蕩型汊道(網道)：遊蕩汊道是指河床中汊道密布而時分時合、汊道與汊道之間的洲灘也經常變形變位的河道，又稱為網狀河道或不穩定汊道，這種河道以黃河下遊最為典型(圖4—20)。

　　遊蕩型汊道的特點主要是：①河身寬、淺且較為順直：因為這種河道要適應排泄突發性的大量洪水及泥沙，就必須要有寬、淺且較順直的河身。如

值都在20～40之間，與此相比，荊江段河曲隻有2～4，相差10倍;河身較順直，如黃河下遊高村以上的彎曲率僅為1.15，永定河下遊的彎曲率僅1.18，都比彎曲河道的最低值1.2還要小。②河流的含沙量和輸沙量大：它導致了河床的嚴重淤積，為河床中大量的洲灘出現提供了豐富的物質來源。如黃河的平均年輸沙量為16億噸，比長江大3.2倍，比珠江大18.6倍。它由秦廠至高村河段，

　　在1986年前幾年內，河床的淤高速度每年平均為16～21厘米，多年而大量的泥沙淤積，最終使黃河下遊變為地上河。③河床內心灘眾多，而且變化迅速：遊蕩性河床心灘很多，但很難轉化為江心洲;邊灘也很發育，但亦時衝時淤，極不穩定。④河汊密布，水流係統亂散，且變化無常：與洲灘相應產生的汊道甚多，主支汊道的位置經常擺動，而且幅度極大，如黃河下遊有“十年河東，十年河西”之稱。在黃河的秦廠站洪峰中深泓線的平均擺動距離為130米/天，在花園口約為136米/天。某些寬闊河段一次擺動可達5～6千米。河槽擺動時間一般是汛期比非汛期大。

　　遊蕩型汊道形成的主要條件是：

　　(1)組成河岸的物質疏鬆：主要是泥沙質，隻有鬆散物質才易被衝刷，造成寬淺而順直微彎的河身。

　　(2)河床的縱比降大：由於河床縱比降大，故流速也大，所以能把大量的上遊來水、來沙及時排泄，又能迅速改變原有的灘槽地貌，形成瞬息萬變的現象。

　　(3)暴流性河川水文特征和沙源豐富：遊蕩性河道多發生在幹旱和半幹旱氣候區，因為這裏具有暴流性的水文特征，水位漲落變化懸殊，枯水期水淺流急，洪水期水位漲落劇變，流量和流速都很大。佛汝德數一般比平原大，即接近1或大於1。①這樣，強大的水力不但給河床帶來大量的泥沙堆積，而且還能快速改變原來的灘槽地貌。

　　遊蕩性河道多出現在幹旱與半幹旱的山前平原區，因為那裏沙源豐富，它被帶入河床後，由於河床透漏強，沿途蒸發量大而水量迅速減少，加上暴流河川出山後地形轉平，故泥沙得以大量堆積。我國黃河有暴流性的河川特征，它的中下遊流經黃土高原區，疏鬆的黃土提供的泥沙源源不斷地被帶入河中，當黃河經孟津進入華北平原後，地形豁然開朗平坦，這些都為它下遊遊蕩性河道的形成提供了良好的物質和地形條件。

　　這裏需要指出，三種河床類型的劃分沒有斷然的界線，往往從一種類型逐步過渡為另一種類型，且在各種自然因素影響下，如含沙量的變化，洪水流量的變化，河床比降的大小和邊界條件的影響，都能使河型互相轉化。例如，美國內布拉斯加州羅帕河支流卡拉莫河在40千米流程中，流量變化平穩，比降相似，但上遊呈直道，中遊是彎道，下遊是網道。這是因為這條河流流經的全是沙地，上遊地下水位高，植物生長多，越到下遊地下水位越低，植物生長越來越稀疏，這樣隨著河岸可衝性的逐漸增大，河身不斷展寬，河床形態也自直道過渡到彎道再到網道。又如澳大利亞南威爾士的莫倫華吉河，現今以彎道為特征，但是在古代卻是網道(航空照片中可見)。這是因為古代氣候幹，旱植物稀少，洪峰流量及沙量大於今日;現今氣候變濕潤，植被好，洪峰流量調平，來沙大幅度減少(但懸移質粘土含量增多，古代為1.6%，現今達25%)，河道由堆積抬高轉而為侵蝕下切，在下切過程中，河寬減少，河型從網道轉為彎道。

　　三、河漫灘

　　河漫灘是在河流洪水期被淹沒的河床以外的穀底平坦部分。被普通洪水淹沒的部分，稱為低漫灘，特大洪水泛濫被淹沒的部分，稱為高漫灘。在大河的下遊，河漫灘可寬於河床幾倍至幾十倍，這種大型的河漫灘又稱為河岸平原。

　　(一)河漫灘的生成

　　河漫灘(Floodplain)是河流發育過程中的產物，前蘇聯學者E.B.桑采爾認為它是河流側向侵蝕和河床橫向遷移過程中形成的(圖4-21)。最原始的河漫灘是出現在年青時

　　期的V形穀內，由於河流的側向侵蝕，使穀坡逐漸後退，穀底開始展寬，在河彎的凸岸處形成狹窄的和由粗大礫石所組成的雛形濱河床淺灘。隨著側向侵蝕作用的不斷進行，凹岸繼續後退，凸岸處雛形淺灘不斷擴大加高，以致在河流平水期也大片露出，發展成為雛形河漫灘。這時因河穀仍比較窄，洪水時水深和流速仍然較大，在穀底的堆積物仍以粗粒的推移質如礫石和沙等為主，而懸移質如泥和粉沙則被水流帶往下遊。雛形河漫灘形成以後，穀底進一步擴寬，灘麵再度淤高，洪水時由於灘麵水深變淺而流速減小，洪水中的大量懸移質就可以在那裏沉積下來，構成由粉沙及粘土組成的沉積層。這樣雛形河漫灘就發展成為真正的河漫灘。

　　由此可見，河漫灘在沉積上具有二元結構的特點，它分為上下兩部分：下部為粗粒的河床相堆積物，如礫石、卵石和粗沙，代表河床側向移動過程中的產物;上部為細粒的河漫灘相堆積，如粘土及粉沙等，是洪水泛濫期的堆積，故河漫灘又有泛濫平原之稱。

　　河漫灘堆積物的厚度，在山區比平原要小，甚至很大的河流也很少超過10～15米，而且組成物質粗大，主要是礫石，懸移質極少。河漫灘的寬度大小不一，由10多米至數十公裏不等，這與河流大小、發育時間長短以及受侵蝕的自然條件等有關。

　　(二)河漫灘的類型及其地貌

　　1.河曲型河漫灘。

　　它是隨彎曲河道橫向移動發育而成的河漫灘，由於洪水期水流侵蝕力特大，每次洪水凹岸都有一次明顯的後退，侵蝕下來的物質通過單向環流被帶到凸岸堆積，在凸岸形成多條大致平行的弧形沙堤和沙堤間的狹窄的弧形窪地，它常為沼澤或湖泊。這些弧形地形向河流下遊方向輻聚，呈扇形的彙集在一起，稱為迂回扇地形(圖4-22)。

　　2.汊道型河漫灘。

　　它是心灘並岸而成的河漫灘，洪水期心灘的兩側對岸發生強烈侵蝕，泥沙通過底流帶到心灘兩岸堆積，成為高起的沙堤，沙堤之間為窪地。因此，當心灘並岸後所成的河漫灘有著與河流軸線平行的沙堤和它們之間的窪地等特點(圖4-23)。

　　3.堰堤型河漫灘。

　　它發生在順直或微彎河床兩岸，微地貌由河岸向陸可分為三個部分：

　　(1)天然堤帶(濱河床沙堤)：當洪水泛濫時，河水溢出河床，流速驟減，大量而較粗大的泥沙首先在貼近河床處堆積下來，形成沿河兩岸分布的沙堤，又稱天然堤。它屬中細沙和粉沙的楔狀沉積，從岸邊向堤後平地尖滅。其橫剖麵呈三角形，兩坡不對稱，向河床的一坡較陡，背河床的一坡較緩。天然堤的最大高度視為大洪水期的最高水位，許多大河的天然堤寬度達1～2千米，高5～10米。如黃河下遊天然堤高出泛濫平原8～10米，堤寬達2～5千米。美國密西西比河的天然堤寬1.5千米，高出平原5～6米。

　　(2)泛濫平原帶：天然堤以外，洪水堆積物逐漸減少，地形上由高起的天然堤轉變為低下的平地，地麵寬廣，成為河漫灘的主體部分。它是洪水中懸移質的主要沉積帶，因上灘洪水量很小(1/10左右)，灘麵粗糙度非常大(往往生長有喜濕植物)，故流速小，有利懸移的泥沙(主要為亞沙土、亞粘土)沉積。如山東惠民縣灘地1937—1957年平均每年淤高達15.5厘米。

　　泛濫平原上，可見二元結構，即下部為河床相礫石沙層，有斜層理;上部為河漫灘相細泥沙層，具很薄的水平層理及平緩的波狀層理。

　　(3)湖沼窪地帶(Backswamp)：位於遠離河床的接近穀坡坡麓部分，是河漫灘中最低窪的地帶。由於洪水帶來的泥沙經過沿途沉積而愈來愈少、愈細，沉積速度也十分緩慢。沉積物質以粘土和亞粘土為主，一次洪水沉積不過1～2厘米。這裏常分布有廢棄河道或牛軛湖(Oxbowlake)，因地勢低窪排水不暢，加上穀坡的片流和暴流注入，使這裏經常瀦水成為沼澤或湖泊。如廣東西江下遊兩岸的塱(當地稱的積水窪地)、塘，可開發養魚，種植水草和水生作物，如蓮藕、茨實等。

　　湖沼窪地帶也可出現在兩天然堤之間，如海河平原上古黃河河床間窪地，即多澱泊保存;又如長江中遊由武穴到安慶間的北岸，保存大量的湖泊群，它們是長江北支古河道遺跡。

　　四、河流階地

　　階地(Riverteriace)是分布於穀坡上的階梯狀地貌，屬穀坡的一部分。因它高出河漫灘，並以最大洪水也不能淹到而與後者區別開來。階地由階地麵和階地坡組成。階地麵比較平坦，微向河床傾斜;階地麵以下為階地斜坡，坡度較陡，是朝向河床急傾斜的陡坎。階地高度一般指階地麵與河流平水期水麵之間的垂直距離。階地的形態要素如圖4-24所示。

　　階地沿河穀分布但往往並不連續，一般多保存在河流的凸岸。在許多河穀中階地也不隻是一級，而是有數級，標記階地級序采用從新到老的方法，即自下而上編號，把最新的超出河漫灘或河床的最低一級階地，稱為第Ⅰ級階地，其餘向上依次類推。

　　(一)階地的成因

　　階地的生成主要是地殼的相對升降運動、侵蝕基準變化和氣候的變化所引起，使原來河穀底部的河漫灘脫離了現代河麵及河流作用範圍，因此它應是一種古河流地貌。

　　1.地殼升降運動。

　　當地殼相對穩定或下降時，河流以側向侵蝕作用為主，此時塑造出河漫灘;然後地殼上升，河床縱比降增加，水流轉而進入積極下切，於是原來的河漫灘成了河穀兩側階地。

　　地殼多次間歇性上升，就可以形成幾級階地。如長江由宜昌至董市河段及重慶市附近等地，都有五級階地;珠江中下遊河穀中也有2～4級階地。由地殼運動形成階地比較普遍，但由於運動的升、降性質不同，階地形態表現也有差異。大麵積上升地區，河流普遍下切，階地分布的範圍也大。有時，在同一時期內地殼運動並非均一地發展，某一地區上升的幅度大、速度快，而另一地區上升的幅度小、速度慢。因此，同時形成的階地將有不同的高度，如長江三峽地區中部階地高，東西二側降低(圖4-25)。若在同一時期內不同地段地殼運動方向不一致，則上升地區將形成階地，而下降地區則發生堆積，沒有階地形成，甚至早期原有的階地被埋藏成為埋藏階地。

　　2.氣候變化。

　　氣候變化影響到河流水量和含沙量。氣候變幹時，河水量減少，地麵植被稀疏，坡麵侵蝕加強，河水含沙量相對增多，此時河床堆積填高;反之，氣候濕潤期，河水量增多，植被茂盛，河水含沙量相對變少，導致河流向下侵蝕，形成了階地。由於氣候的幹濕變化引起堆積、侵蝕交替作用，所成的階地稱氣候階地。

　　冰期和間冰期的交替，在同一河流的上下遊可形成交叉式的階地，冰期時源於冰川作用區的河流，攜帶大量冰川侵蝕的碎屑物在上遊段發生加積;而下遊因冰期海麵下降，即侵蝕基準麵下降引起近海的下遊河段下切加強形成階地。間冰期時，氣候轉暖，植物增生，河源地區進入河流的泥沙減少，上遊段河流下切加強，形成階地;下遊段因間冰期時海麵上升，即侵蝕基準麵上升，出現回水，堆積加強，並將冰期所成的階地掩埋，形成埋藏階地(圖4-26)。如法國羅訥河上遊的最後一次冰期的階地，高出當地河麵30米，而相應階地在下遊則位於羅訥河三角洲沉積物之下至少50米。

　　3.侵蝕基準麵下降。

　　由地殼升降運動或氣候變化引起。由地殼變動引起侵蝕基準麵變化而成的階地，稱為地動型;由氣候變遷引起的侵蝕基準麵變化而成的階地，稱水動型。基準麵下降後，河流向外伸展，原來河口附近出現裂點，加速河流下切。以後裂點位置不斷上溯，裂點以下出現階地，階地麵與裂點以上的河漫灘位置相當(圖4-27)。

　　(二)階地的類型

　　河流階地根據形態和結構特征，可劃分為侵蝕階地、堆積階地、基座階地和埋藏階地四種基本類型(圖4-28)。

　　1.侵蝕階地。

　　由基岩構成，有時階地麵上殘留極薄層河流衝積物。它多發育在河穀上遊及山區河穀

　　中，在不太長的河段中，高度比較穩定。這類階地的階地麵是河流侵蝕削平不同的岩層而成，故稱為侵蝕階地。

　　2.堆積階地。

　　階地全由河流衝積物所組成，一般在河流的中下遊最為常見。堆積階根據多級階地之間的接觸關係，還可分為上疊階地、內疊階地等。

　　上疊階地是新階地的衝積層完全疊置在老階地的衝積層之上，後期河流下切的深度未達到先期河流的穀底。內疊階地是新階地的衝積層套在老階地衝積層之內，各次河流下切的深度均達到原來的穀底。大部分的氣候階地具有這兩種階地形態。

　　3.基座階地。

　　階地由兩種物質組成，上部是河流衝積物，下部是基岩。它是由於河流下切的深度超過了原衝積層的厚度，切到基岩內部而形成的。它分布於新構造運動上升顯著的山區。

　　4.埋藏階地。

　　早期形成的階地被後期衝積物覆蓋埋入地下，就成為埋藏階地，這種階地不顯露於地麵。

　　上述四種基本類型的階地，可以在同一條河流的同一地段出現，也可以在一條河流的不同地段出現。如果在同一地段出現，通常高階地為侵蝕階地或基座階地，低階地為堆積階地;如果在不同地段出現，通常上遊以侵蝕階地和基座階地為主，下遊以堆積階地和埋藏為主。

　　河流階地有對稱分布的，也有不對稱分布的。前者在河穀兩側同一高度上分布著;後者在河穀兩側左右錯列在不同高度上，它反映以河流為軸心、兩側不等量的上升運動。

　　(三)非河流作用形成的階地(假階地)

　　在河穀斜坡上往往看到形態上很像河流階地的階梯地形，但它的形成不是河流的作用，不屬於河流階地的範疇，所以，這種非河流作用形成的階地稱為假階地。

　　在河穀中常見的假階地有以下四種：

　　1.構造階地。

　　在岩層為水平構造的地區，因岩性軟硬不同，抵抗風化與剝蝕的強度不同，這種因差別風化與差別剝蝕而成的階地稱為構造階地，它的高度與級數與河流作用無關，更不反映河流深切作用的強度與次數。

　　2.衝積錐、洪積扇階地。

　　河穀兩側的溪溝在主流穀底所形成的衝積錐與洪積扇，受到主流的側蝕作用常形成河曲陡壁，它高出河漫灘之上，很像河流階地。有時由於隨主流的擺動，引起支溝侵蝕基麵的相對下降，支溝遂加深河床，切入衝積錐或洪積扇之中，並在其前端再沉積成新的衝積錐或洪積扇。新老衝積錐或洪積扇高度不同，常誤認為河流階地之殘部。

　　3.滑坡階地。

　　穀坡上不穩定的岩石或土體在重力作用及地下水作用下，常發生大塊的滑動，即滑坡(地滑)。滑坡體凸出在穀坡上，形狀也很像階地。滑坡階地的物質全為穀坡上部的岩石土體。在階地的前緣也時常產生滑坡，而造成假階地。在野外工作中我們必須注意區別真正的階地與假階地。

　　在寒凍風化作用強烈的地區，因融凍泥流作用，在穀坡上形成起伏不大的泥流階地，它的特點是級數多而麵積小，全由泥流堆積物所組成。

　　階地往往被坡積物所改造，或被坡積物所埋藏，在西伯利亞由於坡積物的發育，常常把階地完全埋沒了。

　　五、河口三角洲與河口灣

　　(一)河口區及其分段

　　河流入海(或湖)的地區是河流與海洋或湖相互作用之處，稱為河口區。在該區範圍內，一方麵是河流淡水與海洋鹽水相互混合和作用的水域，其水體鹽度的變化是在0.1‰～30‰之間的一種衝淡水(混合水)。另一方麵又是河流動力與海洋動力(主要是潮汐和波浪)相互交接過渡和相互作用的地帶，其範圍是上界以洪季潮區界為界，下界是在靠近河口的沿岸地帶。具體分為三段，即近口段、河口段和口外海濱段(圖4-29)。

　　1.近口段。

　　上界為洪季潮區界，下界為枯季鹹水界。這裏主要受淡水徑流控製，不受河口衝淡水上溯影響。枯季逆向潮流作用顯著。洪季雖受潮汐影響，但逆向潮流作用弱或上溯距離短，多數以河流作用占優勢。

　　2.河口段。

　　上界為枯季鹹水界，下界為洪季底層鹽度為30‰的鹽水界，亦即洪季鹽水入侵前端位置。在這裏鹽、淡水直接交鋒、混合和相互作用，是河口的核心部位，潮流往複作用明顯。

　　3.口外海濱段。

　　位於河口段下界以外至水下三角洲堆積(包括水下攔門沙、落潮三角洲等)的前緣。這裏水體的底層由海洋鹽水控製，表層為衝淡水覆蓋的近口海域。此處潮流常常具有旋轉流特性。

　　(二)河口區水文特征

　　河口區是河水與海水混合地區，水文非常複雜，其中包括河流水動力的變化、鹽淡水的混合、河流的徑流量與輸沙量、河口潮汐和潮流、河口波浪作用等，它們對三角洲的形成影響很大。分述如下：

　　1.河口水動力的變化。

　　河流入海，從固定的河床進入開闊的海洋時，水流發生一係列變化。首先水麵比降逐漸減小，並趨向於零。這時的水流是一種慣性流，它不再從外界獲得能量，而隻靠消耗本身的勢能來維持流動，因此流速降低。加上河口的水流展寬、河海水混合時的阻力，以及受海底和側向水體的摩擦力等作用下，流速進一步降低，從而發生沉積。

　　2.鹽淡水的混合。

　　河水是淡水，海水是鹽水，兩種水體的密度和化學性質不同，混合後對河口動力和泥沙沉積都將發生重大的影響。在水體混合中，密度差異起著重要的作用，貝茨(1953)應用射流理論分析密度不同的水體在河口區混合後所產生的變化，並以此對三角洲的形成作了理論上概括。不同密度的水體混合，將發生三種情況(圖4—30)：

　　(1)河流進入海洋時，由於河水密度小，海水鹽度高，溫度低，密度比河水大，所以形成一種低密度流，呈平麵射流形式，產生二維空間的混合作用，海水因而浮載著河水及其帶來的泥沙進行擴散。因為輕、重水層之間穩定，垂直混合受到抑製，故射進的水流流速的降低和展寬速度都比較慢，在這種情況下，所形成的三角洲形狀和規模將受河口流量大小的影響。如果流量中等到大，將形成尖頭形、扇形或鳥足形三角洲;若流量小，則在口外形成新月形沙壩。

　　(2)河流注入淡水湖泊時，兩種水體密度相近，出現等密度流，形成軸向射流形式，產生三維空間的混合作用，水流展寬較快，流速急劇降低，沉積的泥沙由粗變細，相應形成了吉爾伯特型三角洲。

　　(3)注入水體密度大於受水盆地水體密度時，則出現高密度流，較重的水體沿底部流動形成平麵射流形式，上下層水體之間的垂向混合作用受到限製，如冷水注入暖水湖泊中，又如濁流流出海底峽穀，形成海底扇堆積等。

　　根據河流徑流量與潮流量的比率不同而將鹽淡水的混合程度分三種類型：

　　(1)高度分層型(A型)：當徑流遠較潮流為強時，淡水較輕居於表層，海水較重位於底層，沿河底侵入形成鹽水楔;鹽淡水分層流動，邊界麵明顯(圖4-31)。這種現象稱為密度流或異重流。大量淡水河口多屬本類型。如珠江的西江磨刀門河口就出現了高度成層的鹽水楔異重流。鹽水楔頂端所在的位置是河口區沉積嚴重的地點，形成水下淺灘。因其位於河口附近，故又稱“攔門沙”。

　　(2)部分混合型(B型)：當徑流與潮流都比較強，底層的鹽水向上擴散，上層淡水也向下傳送，鹽淡水之間沒有明顯的界麵。但底層和表層水流的含鹽度仍有顯著差別，在水平和垂直方向上都存在密度梯度(圖4-32)。細粒泥沙隨漲落潮水流上下漂移，在憩

　　流(即平流不動)時沉積下來，沉積區為鹽水侵入的上下限之間河段上。長江口即屬於這一類型。

　　(3)充分混合型(C型)：潮流強大超過徑流作用時，鹽淡水混合比較均勻，在垂直方向上鹽度差別已很微弱，往往可以忽略不計，但水平方向上密度梯度仍然存在(圖4-33)，如錢塘江口。

　　由上述可知，這三種混合型的劃分是取決於河水量和潮流量的比率。在這裏以混合指數M.L來表示兩者關係，其公式為：

　　式中，Qh為一個潮周期內的河水徑流量，立方米/秒;Qr為漲潮時的進潮量，立方米/秒。當M.L≥0.7時，屬高度分層型;M.L=0.2～0.5時，屬部分混合型;M.L≤O.1時，為充分混合型。

　　河口區也以泥沙沉積快為主要特點。因為河口區水流擴散，洪水被展平，又多是汊河彙潮點所在，而鹽水楔亦在本區形成，不論河源或海源泥沙都容易在河口區淤積;還有細泥可由絮凝作用呈團塊沉澱下來，如河水膠體顆粒中的有機質和SiO22-與海水中的Na+相遇，Fe(OH)2，Al2O3在河水中帶正電荷，和海水CI-相遇，都可發生凝集而沉澱。所以河口一般能很快形成三角洲。

　　泥沙沉積在高度分層型中最為固定，其位置是在鹽水楔前端，故大河口多攔門沙形成;部分混合型河口泥沙沉積麵積較大，但攔門沙位置不夠穩定;而充分混合型河口堆積的攔門沙則更不穩定，但可形成巨大的攔門沙體，因為泥沙沉積分散之故。

　　3.河流徑流量與輸沙量。

　　徑流量和輸沙量是河流大小的主要指標，也是三角洲形成的重要依據。一般情況下，輸沙量大的河流，形成的三角洲比較寬大，如恒河、長江和黃河;輸沙量少的河流，形成的三角洲較小，如波河和湄公河、湄南河等(表4-6)。也有一些河流輸沙量雖然很大，但幾乎沒有三角洲，或三角洲麵積與輸沙量十分不相稱，如剛果河、馬格達雷納河，這與海底峽穀直接將沉積物輸送到洋底有關。

　　表4—6世界主要河流年輸沙量和徑流量

　　資料來源：*據黃鎮國等：《珠江三角洲形成發育演變》，1982。

　　**數字據劉以宣：《海岸與海底》，1982，其餘據同濟大學海洋地質係海洋地質教研室：《海洋地質學》，1982。

　　摩爾認為，輸沙量與徑流量的比值將影響三角洲的形成，比值以S/W(S—年輸沙量，W—年徑流量)表示。

　　當S/W≥0.24時，可形成三角洲;S/W<0.24時，不形成三角洲，或隻形成三角港。我國和世界上絕大部分河流均符合這一規律(表4-7)。

　　表4-7 S/W比值與三角洲發育關係

　　4.河口潮汐和潮流。

　　潮汐現象出現在有潮河口地區，潮汐水位變化影響最遠的地方稱為潮區界，潮流所能到達最遠處稱為潮流界，後者所及的範圍內，往往保留著海相微體化石。潮汐河口可按潮差大小劃分為三類：潮差大於4米的稱強潮河口，如錢塘江口;潮差2～4米的稱中等強度潮汐河口，如長江口;潮差不足2米的稱弱潮河口，如珠江口。潮差對沉積環境的發育有很大影響，在弱潮河口，三角洲和濱外沙壩發育較好;強潮河口有利於形成潮成沙體、潮灘和濱海鹽沼;中強度潮汐河口往往出現潮成三角洲和潮流通道。

　　河口地區的潮流為雙向水流(反複流)，它是形成沙體的因素之一，在一般情況下，落潮的最大流速超過漲潮的最大流速，因落潮流與徑流方向一致，它的流量和流速是兩者的疊加，所以落潮流對河床的影響更為重要。當然，在某些強潮河口和流量甚小的河流，漲潮流速常超過落潮流速，前者如錢塘江河口海寧以上漲潮流速要比落潮流速大一倍以上。

　　河口區由於地球偏轉力的影響，漲、落潮流路不一致，在漲落潮流之間的地帶往往形成順潮流延長的潮成沙體;另外，潮流的往返運動常在河口形成平直而又開闊的汊道河床，如長江口。

　　5.河口波浪作用。

　　波浪及其引起的沿岸流在三角洲的發育中起著經常性作用的因素。波浪作用強的河口，可使海域來沙向岸和順岸運動，形成與河流方向相垂直的沙壩(堡島)，壩後為海灣、潟湖或灣頭三角洲。在沙壩缺口通道的內、外，由波浪的沿岸輸沙，在漲、落潮流帶動下，可分別生成漲落潮三角洲。也有在較強的波浪作用下，使河流輸沙在河口二側堆積成沿岸沙壩。如廣東韓江三角洲和海南島的南渡江三角洲，它的外圍都有多列由波浪堆積而成的沙堤圍繞。此外，波浪又可改造由河流帶來的泥沙堆積，使三角洲的結構和形態發生變形。

　　(三)三角洲地貌

　　1.三角洲形成的條件。

　　河口處泥沙堆積呈扇形向海伸展，所形成的衝積平原叫做三角洲。它最早用於尼羅河口平原，因其平麵形態很像希臘字母△，故稱之。現代三角洲的概念，包括了各種形狀的河口堆積體，已成陸的三角洲平原和水下三角洲。

　　形成三角洲的重要條件是河口有充足的沙源，尤其是上遊來沙量要大，即輸沙量與徑流量的比值S/W≥0.24才能形成三角洲。其次，河口沿岸無強大的波浪和海流也是三角洲形成的必要條件，因為強大海洋動力可將河口泥沙帶走，而不利於堆積形成三角洲。此外，口外海濱區的原始水下斜坡的坡度大小，也對三角洲的形成有所影響，當水下坡度小時，廣闊的淺水區對波浪具有消能作用，有利於三角洲的成長。

　　2.三角洲具體形成過程。

　　大致可分為三個階段：

　　(1)水下三角洲階段：它由一係列水下淺灘和邊灘、沙壩構成。河流自出口門之後，在寬淺的口外海濱，能量消耗，泥沙發生堆積，從而出現水下淺灘、心灘，以及水下汊道，與此同時，口門兩側亦發育了水下邊灘。這時，口外海濱仍為一連續水體。

　　(2)沙島及汊道形成階段：水下心灘或邊灘，不斷接受陸源及海源物質的沉積而增高，特別是汊道的橫向環流作用，其底流向心灘彙合，使心灘堆積加強並且逐漸露出水麵，變成沙島和沙咀。原來的連續水麵也被沙島分割成幾股汊道，汊道的兩岸有時形成天然堤，堤間往往是低平的小海灣、潟湖或沼澤窪地。洪水泛濫時，這些低窪地帶淤積泥沙和粘土及死亡了的植物發育了泥炭層。這樣，窪地便逐漸消失成了沙島的組成部分。

　　(3)三角洲平原形成階段：被沙島分割的各股汊道，由於水量分配、輸沙特征以及侵蝕和堆積的不均勻性，必然使得某些汊道發展成為主河道，而另一些支汊道由於水流不暢，引起淤塞和消亡，並導致了沙島的聯合或並岸。這樣，沙島、沙咀通過塞支、並連，最後成為三角洲平原。

　　綜上歸納起來，三角洲的形成首先在河口堆積了沙壩(攔門沙)，由於河口沙壩的出現而引起了水流分汊，然後又在汊道口產生新的次一級或更次一級的沙壩及汊道，最後發育出三角洲平原。這種三角洲發育模式，往往由於河口水流、波浪和潮汐作用的差異而造成多種類型。

　　3.三角洲的類型。

　　蓋洛韋(W.E.Galloway，1975)按河口水流、波浪和潮汐作用在河口區的相對強度，將三角洲分為河流型三角洲、波浪型三角洲和潮汐型三角洲三種類型。它們之間還存在著一係列過渡型三角洲(圖4-34)。所以，世界各地的三角洲，都可根據河流、波浪和潮流的三者關係，在三角洲圖形中找出其相應的位置。

　　若按三角洲平麵形態分類，則可分為：

　　(1)扇形三角洲：產生在河流作用占優勢的河口區，此處河流泥沙豐富，口外海濱區水淺。由於河口泥沙堆積，延長了入海流路，使河床比降減少，為排洪需要，由河口分汊出放射狀河係，或洪水時發生河流多次改道、擺蕩，使整個三角洲岸線全麵向海推進，岸線再經波浪修飾，使其形態似扇形。如尼羅河、伏爾加河、黃河三角洲等(圖4-35A)。

　　(2)鳥爪形三角洲：在弱潮河口，波浪和潮汐作用很弱，河流作用占絕對優勢，大量來沙在幾股從不同方向入海的分汊河口迅速堆積，形成遠遠向海伸出的長條形的沙壩、沙咀。它們之間多為海灣、潟湖和沼澤地，整個岸線非常曲折，外形猶如鳥爪，如密西西比河三角洲(圖4-35B)。

　　(3)尖頭形三角洲：河流作用和潮汐作用較弱，但波浪作用較強的河口，河流輸入三角洲前緣沉積的泥沙很快被波浪作用再改造，岸線比較平直，因此隻有在主流河口附近才有較多的堆積，形成明顯向海突出的尖頭形。因河口突出沙咀形似鳥嘴，故又稱鳥嘴形三角洲。如意大利的台伯河、西班牙的埃布羅河三角洲(圖4-35C)。

　　(4)港灣形三角洲：在潮汐作用較強，波浪和河流作用較弱的河口區形成。這種三角洲的各汊流口門處，均因潮汐作用強而成港灣式，有順流展布的砂壩，砂壩之間為衝蝕的潮汐水道，水道內有許多淺灘，如巴布亞灣三角洲(圖4-35D)。

　　4.三角洲的沉積結構。

　　早在1912年巴列爾(J.Barrell)就提出劃分三角洲的沉積結構為三層，由上而下是頂積層、前積層和底積層。其中頂積層包括水上和水下兩部分，前者為已成陸的三角洲平原，後者是河口水下台地;前積層為三角洲前緣的水下斜坡帶;底積層位於前積層之外，由河流懸移質所堆積的平緩地帶。這一劃分延用至今。

　　現代為適應油氣勘探，從沉積相的角度，按河口區水動力、沉積物和生物組合等特征的綜合分析，將三角洲沉積體係劃分為三部分：三角洲平原相、三角洲前緣相和前三角洲相(圖4-36)。

　　(1)三角洲平原相：它是三角洲成陸部分，以河流作用為主，但受海洋動力作用影響，沉積物具有陸相環境的基本特征，但環境複雜多變，沉積物類型多，岩相變化大。有淺灘沉積(沙壩、心灘等)、沼澤沉積，亦有河床沉積等。沉積物以粉沙為主，有明顯的水平層理和交錯層理，間夾粘土及泥炭，含有陸相貝殼，微生物化石有陸相介形蟲和有殼變形蟲及植物碎屑。汊道及攔門沙堆積的沙體，呈條帶狀或透鏡狀分布。密西西比河這種汊道沉積沙層，稱為“沙指”，在橫剖麵上透鏡狀十分清楚(圖4-37)。

　　(2)三角洲前緣相：為水下三角洲斜坡堆積，它隨著三角洲向海延伸為河、海交互沉積。沉積物質以粘土質粉砂為主，時有粘土與粉砂夾層，沙的含量漸少，缺少或沒有局部沙質透鏡體。有較薄斜層理和波狀層理，常含鹹水軟體動物化石，海相有孔蟲、介形蟲及棘皮動物增多。該層上界是三角洲平原的水邊線，下界在理論上為波浪基麵，實際上是以沙為主和以泥為主的沉積物分界線。

　　(3)前三角洲相：位於波浪基麵以下，主要為海相沉積。河流帶來的最細小的懸移質和膠體物質在三角洲的最前端的淺海海底沉積，以淤泥與粘土為主組成。富有機質淤泥，含海相生物化石，具水平層理，往往是石油的生油層。

　　實際上，三角洲的沉積結構，遠較上述情況複雜，因為在三角洲發育過程中，隨著三角洲不斷向海伸展，沉積層也隨之有疊置現象。老的三角洲為多個三角洲疊加而成。

　　(四)河口灣地貌

　　河口灣是指海水淹沒的河口，它的形成主要是冰後期海麵上升的結果，但也有因河口區構造下沉所成。

　　河口灣的地貌形態呈喇叭狀或漏鬥狀，水深自外向內變小。灣內鹽淡水混合，往往出現雙向環流，所產生的沉積物一部分來自河流，另一部分來自潮流。沉積物的分布特征與河口灣的形態、水文和水深條件等有關。當河口灣為開闊的喇叭狀時，波浪和潮汐作用較

　　強，河流帶來的泥沙在到達灣口之前已經沉積，所以沉積物的分布由灣頂向灣口逐漸變細，如錢塘江河口灣。當河口灣口門狹窄、潮流作用較強時，沉積物則從灣頂向外逐漸變粗，口門附近往往形成順河口灣延伸的放射狀的潮成沙脊。河口灣的兩側淤泥質潮灘發育，並可能淤高成潮成平原、濕地或沼澤。如果河口灣被沿岸沙體攔阻成半封閉狀態時，則河口灣轉變成潟湖，此時波浪和潮流作用減弱，沉積物在灣內深槽中較粗，一般為細沙，在兩側較細，多為粉沙及粘土，屬這種類型的多為潮差不大的中小型河口灣。

　　河口灣的發展有兩個方向，一是河流輸沙量較大時，河口灣將被泥沙充填而變成三角洲，如長江、多瑙河和密西西比河三角洲等都是由古代河口灣演變而成;二是河流輸沙量少或構造下沉時，河口灣都將得到保持。

　　第五節 流域地貌

　　一、水係的類型

　　水係是指在一個流域係統內各級河流的組合係統。水係的發育是在一定的地貌、地質條件下形成，因此它在某種程度上反映了地貌的特征。水係主要有以下幾種類型(圖4-38)：

　　1.樹枝狀水係。

　　在一個水係內，河流分枝甚多而且排列極不規則，呈樹枝狀，各級河流多以銳角相交。它常見於岩性均一，地形比較平坦地區，如花崗岩區、黃土區及平原區等。

　　2.格子狀水係。

　　幹支流呈直角相交的水係。典型的格子狀水係見於單斜地區。在褶皺山區也可見到，在這裏幹流發育於向斜軸，支流來自向斜兩翼，並以直角與幹流相彙。此外沿兩組直交斷層發育的河流也呈格子狀。

　　3.平行狀水係。

　　各級河流平行排列，地貌上成為平行嶺穀。例如在掀斜上升的地麵一側發育的河流，多作平行排列的，又當它們以直角與幹流相交而另一側支流不發育時，則出現梳狀水係，如淮河水係。

　　4.放射狀水係。

　　在錐狀火山或穹窿山上發育的河流，它們均向四周作放射性流出，互不相交。

　　5.向心狀水係。

　　在盆地區，河流從四周山地向盆地中心集中，如新疆塔裏木河水係。

　　6.環狀水係。

　　如發育於穹窿山外圍的河流，當穹窿山被破壞後，它四周所產生的單麵山，都呈圈狀包圍著中央的山叢，於是在中央山叢與單麵山之間，或內層與外層單麵山之間的河流也都沿岩層走向作環狀排列。

　　二、分水嶺的遷移和河流襲奪

　　在一個水係範圍的集水區域稱為流域，每個流域之間的分水高地稱為分水嶺。分水嶺不是固定不變的，它是隨流域內地形的變化而變化。吉柏特(G.K.Gilbert，1877)最早發現這一現象。他在亨萊山地觀察到，不對稱山地上陡坡一邊的水流侵蝕力強，把分水嶺推向緩坡，以擴大其流域麵積，稱為不均等坡麵規律。

　　分水嶺遷移的原因，是因分水嶺兩側坡地上岩性強弱不同，坡角大小不一，降水量和植被覆蓋度不等，以及距基準麵距離遠近不同，導致兩側坡地剝蝕速度和河流侵蝕速度的明顯差異，侵蝕力較強的河流促使分水嶺位置向另一側發生緩慢的移動。有時，侵蝕力較強的河流上遊可伸進分水嶺另一側流域內，並且迫近相鄰的河流，這種現象稱為“河流的欺淩”。例如湘江欺淩漓江，湘江距漓江最近處隻有370米，湘江水低於漓江水6米左右。秦代為了統一嶺南，於公元前214年，用人工鑿穿分水嶺，開成靈渠，把湘江水引入漓江，以利運輸。

　　分水嶺的遷移，河流的欺淩結果，侵蝕力強的河流，可溯源侵蝕切穿分水嶺，把分水嶺另一側侵蝕能力弱的河流上遊掠奪過來，使原來流入其他流域的大量水流改流入切穿分水嶺的河流，稱為河流襲奪(Rivercapture)，也叫“掠水”(圖4-39)。掠水的河流叫作襲奪河，被掠去水流的河流稱被奪河。

　　河流發生襲奪後，造成一係列特殊的地貌，它們成為判斷河流襲奪的標誌。如襲奪點上河流發生急轉彎，形成襲奪灣。襲奪灣附近，由於襲奪河和被奪河的河床出現高差和裂點，往往形成急流或瀑布。襲奪河因水量大增，加強了下切侵蝕，可形成掠水階地或出現穀中穀現象。在掠奪灣裂點以上的被奪河河段，在裂點不斷上移的情況下，該河段也會下切並形成相應的階地。當然，這些階地和襲奪灣以下的階地高度是不一致的，階地麵也是不連續的。被奪河在襲奪灣以下的河段稱斷頭河，斷頭河由於失去上遊河段，水量減少，河床變小，與原河穀很不相稱，形成寬穀小河，稱之為不配稱河。斷頭河有時缺水成了幹穀。斷頭河中有時保留有目前流域內不可能有的來自襲奪前的上遊河段的礫石，這是證實河流襲奪的有力依據。在襲奪灣與斷頭河之間所殘留的老河穀形態成了埡口，或稱風口，它成為新的分水高地。風口中有殘留的老衝積層或階地。

　　河流襲奪的實例不少，據謝家榮(1935)研究，我國滹沱河上遊和汾河上遊臨近，曾因滹沱河的溯源侵蝕，襲奪了汾河上遊河段。滹沱河在黃土沉積前上遊曾自忻口鎮南流，經忻縣石嶺而與太原附近的汾河相連，當時忻口鎮以東之河為滹沱河支流，其流向自東向西，適與今流向相反。時青水河以上為一分水嶺，逾嶺而東，又有一河東流入河北境內，乃今日滹沱河之下遊。石嶺經撓折作用，掀起成山，繼之以黃土堆積，致使滹沱河南流之道，日漸困難，同時，滹沱河支流因基麵較低之故，向上侵蝕之力，較其西流之河為強，於是分水嶺乃逐漸向西遷移，乃至嶺削水通，襲奪了汾河上遊，二河合而東流，遂於忻口鎮形成顯著的襲奪灣。又如我國台灣淡水溪，它襲奪了大茨溪(據林朝啟，1966)。

　　在美國西南部，由於比科斯河上遊的溯源侵蝕，襲奪了科羅拉多河、希臘索斯河和加拿大河上遊的一些支流，改變水係的麵貌。

　　三、流域的形態特征與剝蝕率

　　流域嚴格地講是不規則的立方體(圖4-40)。流域的形狀對河流徑流過程的發展有很大的影響，因為流水到達河口的路徑長度是隨著流域的形狀而變的。流域的長度又稱流域的軸長，通常可以按從河口到河源的直線來計算。對於形狀彎曲的流域，可以河口為中心作同心圓，在同心圓與流域分水線相交處繪出許多圓弧割線，割線中點連線的長度即為流域長度。至於流域的平均寬度則以流域的長度除流域的麵積可得。

　　流域的最大寬度是河流情況的一個重要特征，寬度越大，則流域越近乎圓形，因而洪峰也越大，洪水泛濫的可能性也越大。

　　流域表麵的坡度可以用比降表示，比降的大小決定水流的速度，流域的坡度也是河流情況的重要特征。如果流域地勢平坦，成橢圓形，則可按下述簡化公式來決定其比降：

　　式中H1為流域最高點的高度，H2為流域最低點的高度，F為流域麵積。

　　近些年來，通過測量河流輸沙量等技術，對流水侵蝕地麵的速度進行研究取得的成果，有助於我們對侵蝕地貌演化速度的分析。表4-8列出一些河流流域侵蝕速率，是假定流域內被剝蝕岩石的比重為2.65克/立方厘米，從懸移質泥沙的噸數折算而成的。

　　表4-8 世界上一些河流流域的剝蝕率

　　根據賈德森和裏特，1964;霍爾曼，1968。

　　科貝爾(J.Corbel，1959)認為，在不同氣候條件下，全球各地的剝蝕率是不同的(表4-9)。

　　地表剝蝕率的大小，不僅與物質組成、氣候條件等因素有關，而且與反映地麵坡度的地勢高度有很大關係(圖4—41)。地勢愈高，流域長度比值愈大，則剝蝕作用愈強。高大山地的剝蝕速率一般都在0.2米/千年以上，如我國喜馬拉雅山區高達1米/千年左右。

　　表4-9 不同氣候條件下的河流剝蝕率

　　第五章 岩溶地貌

　　岩溶地貌發生在可溶岩分布地區，可溶岩主要是指碳酸鹽類，硫酸鹽類及鹵鹽類岩石。由可溶岩構成的地貌，景觀奇特，有“奇峰異洞”之稱。我國的岩溶地貌以桂林、陽朔一帶最典型，自古以來就有“桂林山水甲天下，陽朔山水甲桂林”的美譽。

　　我國對岩溶地貌的認識曆史悠久，早在800多年前的宋代《夢溪筆談》(沈括)、《桂海虞衡誌》(範成大)和《嶺外代答》(周去非)中已有記載，但最著名的是明代《徐霞客遊記》(徐霞客，1586—1641)。作者是一名地理學家，曾經深入湘、桂、黔、滇等地進行岩溶地質地貌考察，成為我國和世界上最早的岩溶研究學者。19世紀末，南斯拉夫學者士威直(J.Cvijic)也曾經對南斯拉夫西北的喀斯特(Karst)石灰岩高原進行研究，並於1893年正式用“Karst”來概括喀斯特高原的地貌景觀。自此Karst一詞漸被世界各國學者所接受。中國地質學會第一屆喀斯特學術會議(1966年2月，桂林)，建議在我國使用“岩溶”一詞，並把它作為Karst的漢語同義語。

　　可溶岩在世界上分布很廣，據統計，碳酸鹽類岩約占全球沉積岩的15%，麵積4100萬平方千米，硫酸鹽岩麵積為1100萬平方千米，合計麵積為5200萬平方千米，占全球麵積的10.2%，因此由可溶岩所成的地貌分布也很廣。在我國，碳酸鹽類岩的分布可分為裸露、覆蓋和埋藏等三種類型，麵積共344.3萬平方千米，其中裸露型麵積為90.7萬平方千米。形成的地貌主要分布在廣西、貴州和雲南等地，它們是世界上岩溶地貌最發育的地區之一。此外，我國南海珊瑚礁群島上也有小規模而特殊的岩溶地貌。

　　岩溶地貌不僅是一種很好的旅遊資源，而且在地下溶洞中還埋藏著大量的古生物和古人類化石，以及豐富的沉積礦床，因此具有重大的科研與生產價值。此外由岩溶作用所成的地貌災害，如地基破裂，地表及地下崩陷，水庫漏水和地麵幹旱等對生產建設非常不利，因此防治岩溶災害又是研究岩溶地貌中的重要課題

　　第二節 岩溶的地貌形態

　　岩溶地貌的發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兩大類。兩類地貌雖然各自發展，但又相互影響。一方麵是地表地貌的高度降低，類型減少，趨向消亡。而另一方麵是地下地貌不斷暴露並轉成為地表地貌，如果地殼發生升降運動，那麼這種變化就會變得更加複雜。

　　一、地表地貌形態

　　地表地貌按形態特征，可分為六種：即小型溶蝕地貌、岩溶窪地、大型盆地、岩溶穀地、岩溶石山和岩溶平原等(表5—6)。

　　表5-6 地表岩溶地貌類型表

　　(一)小型溶蝕地貌

　　1.溶溝和溶槽。

　　這是刻入岩石表麵的石質溝槽，橫剖麵呈楔形、V形或U形，長度不一，深數十厘米至數米不等。溝槽的發育受到構造裂隙、層麵和坡麵產狀等影響，如細小平行的溝槽多沿岩石傾向延伸，規模較大的溝槽多沿斷層和層麵走向擴展，交叉的棋盤狀(方格)的溝槽網總與方格狀或X狀構造裂隙有關。發育初期雨水隻沿裂隙溶成淺窄的(數厘米)的溶紋，以後才逐漸擴大為溝槽(圖5-2)。

　　2.石芽、石脊和石林。

　　它們是相對突出於溝槽之間的尖形岩石，豎立在溝槽包圍中的齒形岩石稱為石芽，若

　　石芽呈嶺脊狀延伸的稱為石脊。石芽和石脊的形狀有筍狀、菌狀、柱狀、尖刀狀等，排列形態有不規則的、車軌狀的或方格狀的。大小不一，高度一般由數厘米至數米。高度與可溶岩的厚度、純度有關，質純厚層的石灰岩可發育出尖銳而高大的石芽;薄層的泥質灰岩和矽質灰岩難於溶蝕，隻能發育出矮小而圓滑的石芽。很高大而密集的石芽，又稱為石林或石林式石芽。如我國雲南路南縣的石林，石芽高可達35米，分布麵積達35平方千米。它是在厚層質純、產狀平緩、節理傾角陡但密度較疏的石灰岩中，加上當地地殼輕微上升、氣候濕熱多雨等條件下發育而成，它出露之前，曾經埋藏在第三係紅層之下。

　　(二)岩溶窪地

　　它是一種封閉性的小型盆地，平麵形狀有圓形、橢圓形、星形、長條形。垂直形態有碟形、漏鬥形和筒形，由四周向中心傾斜。長寬度多在數十至數百米。深度較淺，一般為數米至數十米不等。窪地基底為岩石，也有砂、粘土層覆蓋。這些土層多是岩石風化後的殘留物，可種植。但因窪地底部存在裂隙和落水洞，所以窪地易透水幹旱。如果透水通道堵塞，窪地就會儲水成湖，稱為“岩溶湖”。我國廣西俗稱“天塘”或“龍湖”。貴州草海是一個大型岩溶湖。岩溶窪地種類主要有：溶蝕窪地、塌陷窪地及沉陷窪地等(圖5-3)。溶蝕窪地在雲貴和廣西等地分布很多。

　　窪地是包氣帶岩溶作用下的產物，也是岩溶作用初期的地貌標誌，因此它在岩溶高原上發育得最普遍。窪地的發展，最初是以麵積較小的單個漏鬥(溶鬥)為主，以後多個漏鬥不斷溶合擴大，形成麵積較大的盆地。它的發展不但使地麵切割加劇，而且還促進了正地貌的形成。如窪地和與之相鄰的峰叢石山關係是窪地越發育，峰叢石山越明顯。

　　(三)坡立穀與槽穀(大型岩溶盆地)。

　　坡立穀(Polje)一詞源於南斯拉夫語，原意是田野，地貌上是指大型的岩溶盆地，寬數百米至數公裏，長數公裏至數十公裏。這種大型盆地在我國雲貴及廣西的都安、馬山、

　　大新和龍津等地十分發達，四周多被峰林石山圍繞，穀坡坡陡，橫剖麵呈槽形，故又稱槽穀，俗稱“壩子”。穀底平坦，常有河流穿過，河流由石山一端的出水洞或冒水孔流出，注入另一端的石山的溶洞中，或潛入落水洞之下。有河流作用的槽穀擴展較快，並且有河流堆積，堆積層厚2～3米，呈棕黃色的粘土層。土層不易漏水，地下水位高，沼澤地多，雨季時易積水成為臨時湖泊。穀底不平坦的槽穀還有孤峰、幹穀、盲穀和碟形窪地出現。坡立穀的發育有三種類型：發育於可溶岩與非溶岩的接觸地帶;發育在斷陷盆地或向斜構造基礎之上;完全發育在可溶岩區，由於潛水麵埋藏淺，受強烈的溶蝕及地表河的侵蝕(圖5-4)。

　　坡立穀常與峰林石山相伴生。由於地形平坦，堆積土層較厚，水源充足，所以多成為岩溶區重要的農業地帶。

　　(四)盲穀和幹穀

　　這二種穀地是岩溶區的特殊穀地。當地表河流潛入石山的溶洞或落水洞之後，河穀突然中斷，這種下遊不正常延伸的河穀稱為盲穀，如我國紅水河支流漣水，就有許多盲穀，斷續分布於貴陽與羅甸之間。盲穀的生成與原來石山內的地下河頂板崩塌有關。幹穀是一種幹涸的河穀，它原是岩溶區昔日的河穀，因穀底岩溶作用活躍，當地殼上升，或岩溶基準麵下降時，河水沿穀底漏陷地貌滲入地下成為伏流，使原來的河穀變為幹涸的“懸穀”，或者雨季時有部分水流通過的“半幹穀”。

　　(五)岩溶石山

　　它是岩溶作用下所成的山體，這類山體非常獨特，不但有奇異的地表形態，而且還有複雜的山內地貌。地表岩石裸露，山峰尖銳挺拔，山坡陡峭，地麵坎坷不平，布滿著凸起的石芽、石脊和與之交錯的石溝石槽，還有陷入地下的落水洞及消水坑等。石山內部更有縱橫交錯和大小不等的溶洞、裂隙和坑道，並往往有地下河(暗河)穿過。這種地貌結構特殊的山體，稱為岩溶石山。

　　石山的單個形態與岩層產狀有關，如在水平岩層和質純的石灰岩上發育的石山呈塔狀或圓筒狀;在產狀水平但不純的石灰岩上發育的石山呈圓錐狀，基部大，山頂小;在單斜層上發育的石山呈單斜狀，山體兩坡不對稱。石山的組合形態主要有三種(圖5-5)：

　　1.峰叢石山。

　　它是基座相連而峰頂分離的石山群，基座的厚度大於峰頂的厚度。峰頂之間為深陷的岩溶窪地所分隔，峰頂相對高度一般為100～200米，國外稱為錐狀岩溶或多邊形岩溶。這類石山的生成是因石灰岩區內窪地擴大，而窪地之間蝕餘的岩石就成為峰頂，屬岩溶作用中期的產物，它在我國貴州及桂西北一帶分布最廣。

　　2.峰林石山。

　　它是基座分離或稍有相連的石山群，又稱為“塔狀岩溶”。相對高度在百米以上。該類石山主要由峰叢石山演變而來，即原分布在峰叢石山上的岩溶窪地向下發展，深切至潛水麵附近後轉化為坡立穀和溶蝕平原，從而把石山基座徹底分開，於是峰叢就變為峰林。因此峰林石山常與坡立穀或溶蝕平原相伴生，成為岩溶後期的產物。如果地殼上升，峰林石山也會重新變為峰叢石山。峰林石山在形成過程中，除了岩溶窪地的垂直岩溶外，崩塌和地表河(地下河出露)的侵蝕也起著重要作用。

　　該類石山主要發育於濕熱多雨的熱帶及亞熱帶地區，如我國的桂林、陽朔一帶是峰林石山的典型地區。石山群的排列受地質構造影響，在褶皺緊密、岩層陡傾的地區，石山呈脊狀排列，在岩層緩傾和褶皺舒展地區，石山排列不規則，有的呈星點狀。

　　3.孤峰石山(殘丘)。

　　分布在岩溶平原或坡立穀中的孤立石山，形態低矮，相對高度數十米。它是在地表長期穩定下，峰林石山進一步破壞而成，屬岩溶作用晚期的產物。

　　以上三種石山組合的分布特點：一般是峰叢位於山地的中心，峰林在山地的邊緣，孤峰在山地以外的溶蝕平原上或坡立穀地之中。

　　(六)岩溶平原

　　岩溶高原和石灰岩山地經過長期的溶蝕破壞，地形高度逐漸降低，起伏減小，最後發展成為麵積廣闊的平原。平原麵的發育嚴格地受地下潛水麵和石灰岩內不透水層麵的控製，而且多與岩溶區內或邊緣地帶的河流作用有關。因此它多沿河流兩岸分布。平原的發育有的在岩溶區內，由多個坡立穀合拚而成，也有的在岩溶區邊緣，是在伏流出口的袋形穀的擴大和地表河的側蝕共同作用下形成的。

　　二、地下岩溶地貌

　　地下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(表5-7)。

　　(一)落水洞

　　它是從地麵通往地下深處的洞穴，垂向形態受構造節理裂隙及岩層層麵控製，呈垂直的、傾斜的或階梯狀的。洞口常接岩溶漏鬥底部，洞底常與地下水平溶洞、地下河或大裂隙連接，具有吸納和排泄地表水的功能，故稱落水洞。直徑一般為數米至數十米，深度遠較直徑為大，已知單段直落最深為可達450米。如果是曲折多變的落水洞深度更長達千米。例如法國的“牧羊人深淵”，深1122米，而比利牛斯山上的“馬丁石”更深，達1138米。對深度大，洞形陡直的落水洞稱為豎井。一些形似井和洞底常有水的，可稱為天然井;對洞口小和深度小的可稱為消水坑。

　　落水洞發育於包氣帶內，由於它是地表彙水地點，故流量大，流速快，溶蝕強，衝蝕作用也強，甚至造成洞壁崩塌，洞體擴大。在有河流注入的落水洞，會形成“落水洞瀑布”，此時的衝蝕作用成了洞的主要破壞力量。

　　(二)溶洞

　　溶洞從廣義上說它包括了地下大小不同的各種類型的洞穴，其中也包含了落水洞。但這裏所指的主要是發育在飽水帶或季節變動帶內的水平狀溶洞，其次是傾斜成垂直狀溶洞，它是世界上規模最大，最富有地理意義和研究得最為詳細的是水平溶洞類型。溶洞的作用力複雜，除了溶蝕外，還有地下河的衝蝕、崩塌、化學堆積和生物作用等，形成的地貌形態也多種多樣。此外，溶洞內還有礦床堆積，因此研究溶洞地貌是認識岩溶地貌的一個重要方麵。

　　表5-7 地下岩溶的主要地貌形態表

　　1.溶洞的形成機製。

　　近30多年來，人們對溶洞生成的研究，除野外探測外，還開展了室內模擬試驗，認識到溶洞的生成受到地質、地貌、水文、氣候、土壤和生物等多種自然因素影響，這些因素都通過水文地質(特別是含水層的補給、運動、排泄及水化學)去起作用。根據水文地質特性，解釋溶洞生成模式的主要有：

　　(1)普通非承壓含水層(潛水層)成洞模式。即普通洞的形成模式，普通洞的形成一般都經曆三個階段。即初始洞穴、初始管道、係統洞穴。

　　初始洞穴發育在有利於溶蝕的部位，特別是岩石的層麵和構造裂隙處。當裂隙的溶蝕直徑或寬度達到紊流出現時，即標誌著第一階段完成，此時洞穴的規模尺度約為5～15毫米。

　　進入第二階段後，由於紊流作用，使溶洞迅速擴展，當地下水流的的輸入補給點和輸出排泄點之間出現連通管道時，即表示該階段的結束，此時的管道稱為初始管道。其延伸方向，總是沿著地下水麵的最大坡度方向。而具體的發展則是順著最小阻力的方向。這種補給點和排泄點的連通不但使溶洞發展突然加快，而且還會使同一含水層中相鄰的初始管道發生合並。第三階段的主要過程就是管道的合並、擴大以至洞穴係統的形成發展與完善。

　　(2)普遍承壓含水層成洞模式。普遍承壓含水層是指以大氣降水為補給和頂、底麵被相對隔水層夾持的可溶岩含水層。在此層內裂隙全充水，地下水流動緩慢，沿構造節理溶蝕出兩維空間的小通道，其形狀和大小較近似，常組合成網狀迷宮。

　　(3)深部熱水礦水成洞模式。深部地下水的水溫高，含氣體和礦物成分也高，這些水的成因複雜，來自火山水、岩漿水、沉積共生水、深循環的大氣水等。水的性狀、成洞機製與結果都十分複雜，目前隻對以下兩種熱水成洞作用的研究比較清楚：①富含二氧化碳的熱水成洞：這種熱水上升並進入碳酸鹽岩石後產生的溶洞有兩種形態，一是直線網格式迷宮，二是由下往上伸展的樹枝狀洞。其溶蝕機製主要是碳酸化溶解和冷卻溶解。當熱水與淺層碳酸鹽淡水混合時，還發生混合溶解。一些非熱水型溶洞雖然形態類似，但不會有熱礦水形成的特殊礦物堆積(方解石晶體)，也不會有小圓頂的袋形洞。②富含硫化氫的熱礦水成洞：油田或氣田水常富含硫化氫，這類礦水上升至潛水麵後，受氧化而產生溶蝕性很強的硫酸，它對碳酸鹽岩石溶蝕對還產生二氧化碳，因而更加強了溶蝕作用。此外冷卻溶蝕和混合溶蝕也會出現。

　　(4)海岸混合水成洞模式。分布於海岸帶的碳酸鹽岩石，在地下淡水與海水(鹹水)混合時的溶蝕，會產生沿岩石裂縫或孔隙發育出的小孔穴，它們常組合成海綿狀的迷宮;當洞的規模較大時，易塌頂變成“天窗”。

　　2.溶洞形態。

　　溶洞的形態非常複雜，洞的規模大小相差懸殊，這反映了形成機製、形成因素和演化曆史的不同所致。基本形態有三種：即通道、洞室與洞廳、石窟。

　　(1)通道。是指人能通過的管狀洞的總稱。通道的劃分有多種(見表5—7)。溶蝕通道的直徑較小，多在數米以內，而長度可超過數百米，如在多補給點的和承壓含水層中的通道經常縱橫交錯，或多層展布，累計長度可達數十至上百公裏，如美國的燧石巨洞(Flint.Ma毫米othCaveSystem)已知總長為530千米，居世界首位。從地表往下伸入最深的通道係統是法國的讓·貝爾納洞(ReseauJeanBernard)，深達1535米。通道的發育多與地下河的作用有關，而且在通道頂、側往往遺留著昔日河水溶蝕的痕跡。如：①洞頂平坦麵，顯示昔日地下河床完全充水時水麵溶蝕的結果。②石鍋及貝穴，二者是切入洞頂的小地形，其中石鍋如反置的鍋形，口圓，直徑多在數十厘米以內，散布於洞頂，有的凹入較深如袋形或煙囪形，其成因有水流漩渦說、混合溶蝕說和穹頂氣室受壓縮而加強溶蝕等多種說法。貝穴呈小淺窩狀成群發育，單體如反置的貝殼，直徑數厘米至數十厘米，深度較小，縱部麵不對稱，上遊方陡下遊方緩。這是長期定向流水溶蝕岩石的結果，故縱軸剖麵具有指示流向意義(圖5-6)。③邊槽，橫剖麵為平臥的槽形，刻切入洞壁的下方，寬深約數十厘米，長度很大，沿地下河床兩壁分布。它是在地下河、湖水麵長期穩定時，水麵對岩石溶蝕所成。

　　(2)洞室、洞廳。這是長、寬、高度相似的單個溶洞或洞段，規模小的稱洞室，大的稱洞廳，它們常發育在岩性易溶、裂隙較密集或斷裂交叉、水流交彙的地段。洞廳的規模可以很大，如美國卡爾斯伯洞大廳(CarlsbadBigRoom)，其底麵積為33210平方米;馬來西亞的沙拉瓦克(Sarawak)，其底麵積為162700平方米，居全球之冠。洞內崩塌是溶洞擴大成廳堂的重要原因，如體積超過100萬立方米的法國維娜宮(SalledelaVerna)，洞內可見崩石堆積達數百立方米。

　　(3)石窟。石窟是沿水平方向切入陡坡、陡壁或洞壁的單個淺洞。大小規模在10米以內;洞口大，但深度小，狀似神龕，又稱“岩屋”。其成因常與河流衝蝕或差異溶蝕有關，也有的是大溶洞崩塌破壞的殘餘。

　　組合形態：各種溶蝕通道，洞室、洞廳常交叉連通，構成洞穴係統，其組合方式與結構形狀十分複雜離奇，反映了形成機製、地質結構、環境條件及成洞曆史的差別。根據組合形態的結構特點可分為：橫向樹枝狀、垂向樹枝狀、格子狀迷宮、蜂窩狀迷宮、樓層狀等洞穴係統。

　　3.溶洞化學堆積形態。

　　洞內堆積礦物已發現有80餘種，其中大部分為方解石的化學堆積。造成方解石堆積的主要原因是滲入洞內的碳酸水溶液中C02↑的逸出。CO2↑的逸出與水質、水溫、洞內空氣中CO2的含量、水的運動和藻類生物的化學作用等有關。堆積形態主要有：

　　(1)石鍾乳、石筍、石柱(圖5-7)。這是一組由洞頂滴水而產生的堆積地貌。石鍾

　　乳是從洞頂垂直往下懸掛的堆積形態。最初的堆積是圍繞出水口發生，接著形成小管(鵝管)，往下加長和往內加厚。當管內水下排欠暢時，水會穿過管壁，然後沿壁外下流，並在管外產生堆積(圖5—8)。此時石鍾乳的發展已不是簡單的向下伸長，而且出現多向複雜生長了。如果洞頂有足夠的供水，石鍾乳末端的滴水就會滴在洞底位置上，產生與石鍾乳相對應的，但生長方向相反的石筍。它的外形與下滴的水量和高度有關。大的水量或高的跌落都會失去尖筍狀的外觀，變為山丘狀。石鍾乳下伸觸及洞底，或石筍上長至洞頂，或二者相向對生後連接時，就成為石柱。

　　並非所有的洞頂滴水都會形成石鍾乳、石筍或石柱，如果滴水的碳酸鈣含量不飽和，則會產生溶蝕及滴水窩。堆積形態如果在水的自重滴落時會呈直立狀，但有時也會彎曲，其原因不一定是地殼運動或洞底、洞頂的破壞，而可能是供水位置或水質水量的改變所致。近洞口或天窗處的石鍾乳彎曲，可能是該處氣流強烈，或者是藻、苔植物趨光生長所引起。

　　(2)石幔、石旗、邊石壩、鈣華板。這是一類由薄膜(層)狀溶水所成的堆積地貌，總稱為“流石”。當水沿額狀洞壁往下漫流時，就會形成布幔狀或瀑布狀流石，即“石幔”。若水集中沿一條凸棱下流時，會形成薄片狀的堆積，稱為“石旗”。如果薄層水在洞底斜麵上作緩流而又遇到小凸起時，流速就會加快，水中的CO2會逸出，並在凸起處發生堆積。這些局部堆積反過來又加快了流速，再次促進了局部堆積。這樣反複作用的結果，最終形成了花邊狀彎曲的小堤，即“邊石壩”(圖5-9)。其頂近水平，頂部厚數厘米，往下變厚。高不超過30厘米。平麵形態呈弧形、半圓形，或多個相連，或逐級下降，有如蓮葉和梯田，故又稱“灰華田”或“石田”。邊石壩有時也見於岩溶泉的出口。

　　飽和的碳酸鈣水溶液在洞底流動時，常形成多孔狀的堆積層，稱“鈣華板”或“灰華層”，最厚者可達數米。結構呈多孔狀，這與地表河流瀑布坎的鈣華相似，因此跌水急流也可能是鈣華板的成因。

　　(3)石花、卷曲石、爆玉米。這是一類毛發狀、草葉狀、豆芽狀或花球狀的微小形態，常附生在其他大型碳酸鈣堆積形態上。生長方向亂散，似是不受重力影響。其成因複雜，主要與毛細水的運動有關，同時還受洪水量少、環境較封閉、氣溫較穩定和氣流擾動少等條件影響。石花的“花瓣”呈針狀向外輻射，形似薊草的花球，常由文石組成。卷曲石似豆芽，其卷曲可能是晶格錯位所致。爆玉米是群生的小瘤，是毛細水蒸發的產物。

　　4.溶洞崩塌地貌。

　　溶洞內周圍岩石的臨空和洞頂的溶蝕變薄，會使洞穴內的岩石應力失去平衡而發生崩塌，直到洞頂完全塌掉，變為常態坡麵為止。所以崩塌是溶洞擴大和消失的重要作用力，形成的地貌主要有：

　　(1)崩塌堆。溶洞崩塌主要發生於洞頂岩層薄、斷裂切割強以及地表水集中滲入的洞段。崩塌發生後，洞底就會堆出崩塌堆，若有地下河活動時，崩塌堆會逐漸被搬運，隻留下一些較大的崩石。洞內化學堆積的發展，也會引起溶洞的崩塌，如巨大的石鍾乳墜落;石筍、石柱的增大把洞底壓陷，使下層洞頂變形和引起上層洞底的破壞，把石柱拉斷、拉倒。

　　(2)天窗。洞頂局部崩塌並向上延及地表，或地麵往下溶蝕與下部溶洞貫通，都會形成一個透光的通氣口，稱為“天窗”。若天窗擴大，及至洞頂塌盡時，地下溶洞則成為豎井。

　　(3)天生橋、穿洞。地下河通道塌頂後就變為箱形穀或峽穀，但這種崩塌常常不是一次性完成的，如果通道上、下遊兩端先崩，中間局部保留，此時就出現橫跨穀地的橋狀地形，稱為“天生橋”。可見它是洞頂崩塌的殘餘地形，呈拱形，寬度數米至百米。橋下的洞，兩頭可對望的，稱為“穿洞”，如桂林的象鼻山、陽朔的月亮山等。

　　(三)地下河

　　有長年流水的地下溶洞稱為地下河或暗河，它和地表河一樣，發育有瀑布、衝蝕坑、壺穴、深槽地貌和沙礫堆積物。河流過水麵積受到石質河槽的限製，不能自由擴大。流向受斷裂構造節理或層麵走向的支配，顯得十分曲折和不連續，寬窄也不一致。在溶蝕作用參與下，石質河槽的頂麵平坦，有石鍋和貝穴，兩側有邊槽等特殊地貌。當地殼上升和潛水麵下降時，河水便滲入更深的地下，原來的地下河槽則變成了幹涸的水平溶洞，以後就會發育出各種各樣的碳酸鈣堆積地貌。

　　第三節 岩溶地貌發育的規律性

　　近100年來的岩溶研究提出了許多單種形態的、多形態組合的、地區性和地帶性的岩溶發育模式，力圖說明岩溶地貌發育的地區性、地帶性和演化性。以下僅就地貌發育的地帶性及地貌演化作簡括的介紹。

　　一、岩溶地貌發育的地帶性

　　氣候對岩溶地貌的發育有著重要的影響，如大氣降水、蒸發、日照和氣溫等氣象要素不但直接地影響地表的岩溶作用，而且還通過水文、土壤及生物等間接地影響岩溶過程。這些影響集中地反映在水的徑流量和溶解性兩個方麵上。其結果使全球岩溶地貌景觀具有強烈的氣候分帶色彩。目前可明顯分出的有四個氣候地貌帶：即潮濕熱帶、半幹旱溫帶、幹旱帶和寒帶，而且近20年來對這些氣候帶的石灰岩溶解剝蝕率都作了較多的實測與理論計算。

　　(一)潮濕熱帶的岩溶地貌

　　潮濕熱帶岩溶是在氣溫較高、溫差小、雨量多、降雨強度大、地表水量多、水流循環快、生物化學作用活躍和土壤中富含CO2氣體等條件下進行。岩溶作用具有速度快、強度大和集中於淺層等特點。因此，地表岩溶和淺層岩溶地貌發育，地貌種類多、密度高和規模大，典型的地貌組合類型有：峰叢—窪地和峰林—平原兩類。

　　1.峰叢—窪地型。

　　因其發育模型以多個多邊形小流域的發生為開始，故稱“多邊形岩溶”，又因其山峰呈錐狀，又稱“錐狀岩溶”，再因封閉窪地近似鬥雞場，故又稱“鬥雞場式岩溶”。峰叢內峰峰相依，峰叢間的窪地常有土層覆蓋，窪地底部常有落水洞與地下河道相通。該類地貌發育於巴布亞新幾內亞、牙買加、古巴、波多黎各、印度尼西亞以及我國西南和南方各省區。在我國的發育與第三紀以來的潮濕亞熱帶季風氣候有關。

　　2.峰林—平原型。

　　該類型因其山峰呈塔狀，故又稱“塔狀岩溶”，又因峰林外圍與平原相鄰，故亦稱“平原岩溶”。峰林石山內多溶洞，高處的洞多為旱洞，洞內化學堆積以流石為主。石山腳下常發育一類特有的溶洞，稱為“腳洞”。其特點是洞底略低於周圍地麵，洞內有地下河或湖，水下缺化學堆積。洞頂平坦多石鍋，洞壁有邊槽。當有較大的地表河流入時，會發展成穿洞。

　　峰林周圍的平原有三種類型：一是封閉盆地式，如坡立穀。二是沿河平原式，平原上有較大的外源河通過。三是溶蝕夷平麵式，表麵覆蓋有較厚的殘積紅、黃色粘土層和殘峰分布。

　　(二)半幹旱溫帶的岩溶地貌

　　該帶年降水量較少，部分又為固體降水(雪)，故地表徑流量較小，水流活動時間較短，氣溫較低，又有寒冷的冬季，生物化學活動明顯減弱，故岩溶作用較弱，地表岩溶地貌不突出，以覆蓋的寬淺窪地為主，多幹穀，地下溶蝕裂隙和小孔洞也較多。在高原或山地裏，由於地下水有低的集中排泄基點，故深部常有細長的溶管發育，局部地段有溶洞，但很少有大的地下河。

　　(三)幹旱帶的岩溶地貌

　　在幹旱區，年降水量很少，風力強蒸發大，地表徑流幾乎絕跡，地下水深埋，地下徑流微弱，地麵植被和土壤缺乏，這種環境很不利於岩溶作用的進行，故岩溶地貌發育很差，不但數量少，而且規模小，形態極不完全。但一些規模較大的古岩溶地貌，卻能在幹燥環境下得到長久保存。此外，在幹旱熱帶區，在易溶的石鹽、石膏層上，由短暫暴雨作用而成的溶溝、溶槽和溶洞，亦能在長期幹旱的環境下得到較好的保存。

　　(四)寒帶的岩溶地貌

　　寒帶氣溫低，結冰期長和凍土分布，都極大地限製了地表水的活動和地下水的補給，從而削弱了岩溶作用的進行。雖然沒凍結的低溫水能溶入較多的CO2，在一定程度上加大了石灰岩的溶解量，但因低溫減弱了化學反應速度，所以總的溶蝕強度低於熱帶，但高於幹旱帶。

　　二、岩溶地貌的演化

　　關於岩溶地貌的演變問題，在近代岩溶研究初期，即有格隆特(A.Grund)的岩溶地貌循環模式和士威直(J.Cvijic)的迪納裏克岩溶地貌演化模式。這兩個模式都是戴維斯地貌循環論在岩溶地貌上的應用。因其前提條件過於簡單，依據地區局限和例證粗淺，故受到許多批評。其後，演化模式的研究重點轉入小區域形態為主的研究，如利曼(H.Le-hmann)以爪哇為依據，提出錐狀岩溶演化模式。近年來定量化是模式研究的主要方向之一，如威廉斯(P.W.Williams)使用了精確的形態實地側量與數學統計，提出了新幾內亞多邊形岩溶成長模式。又如福特(D.C.Ford)，采用了模擬試驗，提出溶洞發育模式等。

　　第六章 冰川與凍土地貌

　　在高緯度和高山地區，氣候寒冷，年平均溫度多處於0℃以下，地表常被冰雪覆蓋或埋藏著多年凍土。冰雪地區的主要外力作用是冰川作用，由冰川作用所成的地貌稱為冰川地貌。凍土的主要外力作用是融凍作用，以融凍作用為主所形成的一係列地質、地貌現象總稱為凍土地貌。在許多文獻中把凍土地貌稱為“冰緣地貌”。“冰緣”原指冰川邊緣地區。但是，實際上以凍土地貌為特征的凍土區範圍，早已超出了狹義的冰緣區界線。

　　全世界現代冰川和凍土分布麵積分別為1623萬平方千米及3500萬平方千米，各占陸地麵積的11%和24%。我國現代冰川麵積約5.86萬平方千米，凍土麵積約有215萬平方千米，它們的總麵積占全國麵積的23%強。在第四紀最大冰期時，世界上冰川、凍土作用區的麵積更為廣大。因此，對冰川與凍土地貌的研究，具有重要的理論意義和實踐價值。

　　第一節 冰川的形成與類型

　　一、冰川的形成

　　(一)雪線與成冰作用

　　冰川(Glacier)形成於雪線以上的常年積雪區，在那裏由於終年氣候嚴寒，每年的積雪不會完全融化，而逐年得到積累，從而為冰川的發育創造了前提條件。冰川發育與氣候因素和地形條件關係密切，氣候因素中的氣溫和降水又決定著冰川的存在與消亡。所以，有人認為，冰川是氣候的產物。地形條件可以影響一個地區的氣候特點和冰川形成的規模、性質及形態。當氣候和地形因素綜合作用後，對冰川的形成才有積極意義。

　　從氣候的角度看，形成冰川的有利條件是全年低溫和大量的固態降水，特別是夏季的低溫，這樣才有可能使固態降水不僅不被消融掉，而且每年不斷積累。

　　大氣固態降水的年收入等於年支出的界線，稱為雪線。雪線不是一條線，而是一個高度帶。雪線以上全年冰雪的補給量大於消融量，形成了終年積雪區;雪線以下的地帶，全年冰雪的補給量小於消融量，沒有永久積雪，隻能產生季節性積雪區。雪線高度在不同地區是不同的，它受溫度、降水量及地形的影響。但是，地球上雪線高度總的分布是由赤道向南北回歸線方向升高，並達到最高，如在南緯靠近20°附近處雪線的平均高度達5600米，而北半球同緯度處隻有海拔5200米，但最大絕對高度卻在北半球的青藏高原。然後，雪線由南北回歸線向兩極方向驟然降低，在南緯62°以南已降低到海平麵的高度了，在北半球同緯度處卻仍高出海平麵約600米(圖6-1)。

　　在雪線以上的常年積雪，經過一係列的“變質”作用而形成冰川冰，這個過程稱為成冰作用。新降的雪呈片狀、星狀、針狀、枝狀、柱狀、輪柱狀和不規則狀等，具骸晶形態。當骸晶形態完全消失而成為大體圓球狀雪粒，稱之為粒雪。雪與粒雪晶粒之間的孔隙，與大氣相連通。在變質成冰過程中，總的趨向是密度不斷增大，孔隙率不斷降低。新雪的密度隻有0.05～0.07克/立方厘米，而粒雪的密度已增至0.4～0.8克/立方厘米。一旦孔隙完全封閉成氣泡，與大氣不相通，則認為粒雪變成了冰川冰。此時，冰的密度達0.83～0.91克/立方厘米。

　　成冰作用具有明顯的地帶性。在高緯極地區為冷型成冰作用，又稱重結晶成冰作用，即在永久負溫的條件下，靠很厚雪層的巨大壓力而使新雪變為粒雪，再變為冰川冰。這一成冰過程速度緩慢，南極中央200餘米深處的冰體，已經曆了近千年的曆史。在中低緯高山地區，主要是暖型成冰作用，又稱滲浸—凍結成冰作用。夏季氣溫高，白天積雪表麵融化，冰雪融水滲浸，夜晚再凍結作用，它加速了粒雪化和成冰作用過程，甚至當年就可能使粒雪成冰川冰，由此形成的冰川冰密度為0.9左右，一般比極地區冷型成冰的冰川冰密度大，透明度高。

　　當冰川冰積累到一定厚度，隻要地表或冰麵具有適當的坡度，冰體就能向雪線以下地區緩慢流動，伸出冰舌，形成冰川。

　　(二)冰川的運動

　　運動是冰川區別於其他自然界冰體的最主要特征。冰川運動主要通過冰川內部的塑性變形和塊體滑動來實現(圖6-2)。冰川冰是冰晶的聚合體。它在低溫條件下，冰晶體相互之間結合十分緊密。當冰層厚度達到某一臨界厚度時，冰層下部受到上部冰層的較大壓力，使冰的融點降低，這時在下部冰層內部則是冰、水和水汽三相共存的物態。在緩慢增加的壓力作用下，冰的晶體之間的相互位置就可以變動而出現塑性變形。因此，一般較大的冰川常可以分為兩層，上部為脆性帶，下部是塑性帶。塑性帶的存在是冰川流動的根本原因。但對於小冰川，塑性流動帶常不明顯，冰川運動主要依靠底麵滑動。

　　導致冰川運動的力源主要是重力和壓力。取決於底床坡度而流動叫重力流，多見於山嶽冰川;取決於冰麵坡度而流動叫壓力流，多見於大陸冰蓋。

　　冰川運動的速度取決於冰川的厚度，冰床或冰麵坡度，兩者成正比關係。冰川的流動速度是非常緩慢的，肉眼不易覺察。山嶽冰川流速一般為每年幾米到一百多米。例如，中國天山冰川流速10～20米/年;珠穆朗瑪峰北坡的絨布冰川，中遊最大流速為117米/年。但是，世界上有些冰川在短期內出現爆發式的前進，如1953年3月21至6月11日不到三個月，喀喇昆侖山南坡的斯塔克河源的庫西亞冰川前進了12千米，平均每天113米;西藏南迦巴瓦峰西坡的則隆弄冰川，在1950年8月15日(藏曆七月初二)晚，冰川突然前

　　進，數小時內冰川末端由原來海拔3650米處前進至海拔2750米的雅魯藏布江河穀，前進水平距離達4.8千米，形成數十米高的攔江冰壩，使江水斷流(表6-1)。

　　表6—1 世界主要冰川區大冰川的概略運動速度

　　冰川運動的速度在冰川各部分是不同的(圖6-3)。從冰川的縱剖麵來看，中遊流速大於下遊;從橫剖麵來看，冰川中央流速大於兩側;從垂直剖麵來看，冰舌部分以冰麵最大，向下逐步減少，而在冰雪補給區則因下部受壓大，故最大流速常位於下層離冰床一定距離的地方(在冰川最底部因為和冰床摩擦速度降低)。由於冰川表麵各點運動速度的差異，因而冰麵上常產生各種裂隙(圖6-4)。

　　冰川的運動速度及末端的進退，往往反映了冰川物質平衡的變化。當冰川的積累量與消融量處於平衡時，冰川停滯穩定。隨著氣候的變化，若降雪增多，冰川積累量加大，就會導致冰川流速變快，並以動力波的方式向下傳播，冰舌末端向前推進;反之，若冰川補給量減少或消融量增加，則冰川流速相應減小，冰川後退。

　　二、冰川的分類

　　冰川的分類有按形態分類的，有按地理分類的，還有按冰川的物理性質分類的，分類方法很多，但多不完善。最早的分類是根據冰川的形態劃分的，雖然它不完備，但能在野外的實際考察中直觀地進行初步劃分，簡單又方便，至今仍被較廣泛采用。地理分類是按冰川形態的區域特征劃分的，實際上仍屬形態分類法的派生，如它常分為阿爾卑斯型，斯堪的那維亞型，土爾其斯坦型等。目前，從冰川學的角度進行分類的是物理分類方法，它是根據冰川的物理性質來劃分的，是一種較為科學的分類法，但是，它必須要有足夠的實際觀測資料才能進行。下麵僅就常用的形態分類和物理分類分別加以簡介。

　　(一)冰川的形態分類

　　按照冰川的形態和規模，地球上的冰川基本上分為兩大類，即大陸冰川和山嶽冰川。

　　1.大陸冰川。

　　是不受地形約束而發育的冰川。大陸冰川又叫大陸冰蓋，也稱極地冰蓋，簡稱冰蓋，國際上習慣把超過50000平方千米麵積的冰川才當作冰蓋。目前，世界上主要是南極和格陵蘭兩大冰蓋。其中南極冰蓋最為巨大，包括邊緣分布著的冰架在內，總麵積達1380萬平方千米。冰蓋的平均厚度為720～2200米，最大厚度達4267米(圖6-5)。整個南極大陸幾乎都被永久冰雪所覆蓋，隻有極少數山峰突出於冰麵之上，稱為冰原石山。冰蓋邊緣有一些沒有脫離冰蓋的大冰流伸向海中，並漂浮於海上，有的可延伸幾百千米，雖然冰體是運動著的，但其範圍基本是穩定的，這叫冰架，或稱冰棚。比較著名的大冰架有羅斯冰架、菲爾希內爾冰架和羅納冰架等。在冰蓋邊緣的其他地方也常有一些冰舌伸入海上，這就是流動速度較快的溢出冰川。冰架和溢出冰川都是陸緣冰，它們的前端由於消融而崩解，使大小不等的冰塊在海上漂流，稱為冰山。格陵蘭冰蓋麵積170萬平方千米，由南北兩個大冰穹組成，冰蓋最大厚度3411米，其邊緣沒有大冰架，而溢出冰川甚多。另外，在南北極地區的一些島嶼上，還形成許多比冰蓋規模小得多的所謂冰帽或冰原。如北極地區的斯瓦巴德群島、新地島、北地島、加拿大極地島和冰島，以及南極地區的克爾格倫島、布維島等都有冰帽或冰原存在。

　　2.山嶽冰川。

　　它是完全受地形約束而發育的冰川。主要分布於地球的中低緯高山地帶，其中，亞洲山區最發達。山嶽冰川發育於雪線以上的常年積雪區，沿山坡或槽穀呈線狀向下遊緩慢流動。根據冰川形態、發育階段和地貌特征的差異，山嶽冰川進一步可分為：

　　(1)懸冰川。這是山嶽冰川中數量最多但體積最小的冰川，成群見於雪線高度附近的山坡上，像盾牌似的懸掛在陡坡上，其前端冰體稍厚，沒有明顯的粒雪盆與冰舌的分化，厚度一般隻有一二十米，麵積不超過1平方千米。對氣候變化反應敏感，容易消退或擴展。

　　(2)冰鬥冰川。分布在河穀源頭或穀地兩側圍椅狀的凹窪處，冰鬥底部平坦，而壁龕陡峻。冰體越過冰坎呈短小冰舌溢出冰鬥，懸掛在鬥口。冰鬥冰川麵積一般在數平方千米左右。

　　(3)山穀冰川。是山嶽冰川中發育最成熟的類型，具有山嶽冰川的全部作用功能。山穀冰川具有明顯而完整的粒雪盆和伸入穀地中的長大冰舌，冰川長度達到數千米至數十千米，冰川厚度為數百米。如喀喇昆侖山的希亞臣冰川長75千米，最厚處達950米;帕米爾的費德欽科冰川長71.2千米，最厚處達900米。以雪線為界，山穀冰川具有明顯的冰雪積累區和消融區，分別表現為粒雪盆和長大冰舌。它像河流那樣順穀而下，沿途還可接納支冰川彙入，組合為規模更大的複式山穀冰川、樹枝狀山穀冰川。

　　(4)山麓冰川。巨大的山穀冰川從山地流出，在山麓地帶冰舌擴展或彙合成大片廣闊的冰體，叫山麓冰川。現代山麓冰川隻存在於極地或高緯地區，如阿拉斯加、冰島等。阿拉斯加的馬拉斯平冰川是條著名的山麓冰川，它由12條冰川彙合而成，山麓部分的冰川麵積達2682平方千米，冰川最厚達615米。

　　(5)平頂冰川。是山嶽冰川與大陸冰蓋的一種過渡類型，它發育在起伏和緩的高原和高山夷平麵上，故又名高原冰川或高山冰帽。有時，在平頂冰川的周圍常伸出若幹短小的冰舌。這類冰川規模差別很大，其麵積自數十至數千平方千米不等。如我國祁連山最大的平頂冰川土爾根大阪山的敦德冰川，麵積為57平方千米;斯堪的納維亞半島上的約斯特達爾冰帽，長90千米，麵積達1076平方千米;冰島東南部的伐特納冰帽規模更大，麵積達8410平方千米。

　　(二)冰川的物理分類

　　根據冰川活動層(由冰川表麵以下至15～20米深度內)以下的恒溫層所特有的熱力特征，將冰川分為三類：暖型、冷型和過渡型。

　　(1)暖型冰川。冰川上部的活動層受氣溫變化而升高或降低，而下部的恒溫層則不受氣溫變化的影響，使冰川至底部的溫度具有壓力融點的等溫狀態(℃附近)，隻有冬季上

　　層幾米處於負溫。在冰內或冰下通道裏有大量融水存在，由於冰川底部有一層融水，使冰川運動速度較大，年運動速度達100米或更大。雪線較低，冰舌可下伸入森林帶，冰川進退幅度大，冰川地質作用較強。此類冰川主要分布在溫帶海洋性氣候區，如歐洲阿爾卑斯的現代冰川。我國西藏東南部山地及橫斷山的一些山區，受印度洋西南季風影響下發育的冰川亦屬此類。

　　(2)冷型冰川。在極地或溫帶某些山嶽冰川中，不僅冰川活動層的溫度很低，恒溫層內溫度也明顯低於冰融點溫度。冰體直到很大深度都是負溫，主體溫度常在-1℃～-10℃以下。冰川裏幾乎沒有融水可起潤滑作用，所以冰川運動慢，一般年運動速度為30～50米。雪線較高，冰舌高居在森林帶以上，進退幅度小，冰川地質作用強度較弱。此類冰川主要分布在極地地區和溫帶大陸性氣候下的中、低緯山地。我國西部和中亞高山冰川大多屬此類型。

　　(3)過渡型冰川。冰川表層為低溫，而底部為相應的壓力融點溫度。

　　第二節 冰川地貌

　　一、冰蝕作用與冰蝕地貌

　　(一)冰蝕作用

　　冰川對地表具有很大的侵蝕破壞能力。冰蝕作用包括挖蝕作用和磨蝕作用。它與冰川作用其他自然因素的結合，塑造了多種多樣的冰蝕地貌類型。

　　冰川的挖蝕作用，主要因冰川自身的重量和冰體的運動，致使底床基岩破碎，冰雪融水滲入節理裂隙，時凍時融，從而使裂隙擴大，岩體不斷破碎，冰川就像鐵犁鏟土一樣，把鬆動的石塊挖起帶走。在基岩凸起的背流麵和裂隙發育的地方，挖蝕作用表現明顯(圖6-6)。它形成的冰磧物比較粗大，大陸冰川作用區的大量漂礫，一般是冰川挖蝕作用的產物。

　　冰川的磨蝕作用，是由冰川對冰床產生的巨大壓力所引起的。如冰川厚度為100米時，每平方米的冰床上將受到90噸左右的垂直靜壓力。通過冰川的運動，就可促使底部石塊壓碎;壓碎了的岩屑凍結於冰川的底部，成為冰川對冰床進行刮削、銼磨的工具，從而造成一些粒級較細的冰磧物，以粉砂、粘土為主。當冰川運動受到阻礙或遇到冰階時，磨蝕作用表現更為突出，產生了基岩或礫石表麵的磨光麵。在磨光麵上，常帶有冰川擦痕。冰川擦痕寬、深一般隻有數毫米，長短不等，多呈釘頭形，有時亦可彎曲或呈弧狀。冰川擦痕與冰川運動方向平行，基岩或礫石磨光麵上的幾組交切擦痕，表明了冰川流動方向的改變，或因被冰川挾帶礫石方位的轉動所致。在磨光麵上，還可出現有成串的新月形裂口、新月形裂紋和月牙形鑿口(圖6-7)，它們是冰川冰沿冰床作斷續的粘—滑運動(顫動)的結果。

　　冰蝕作用有人估計可超過河流侵蝕作用的10～20倍。估計斯堪的納維亞半島在大冰期中平均被挖蝕去25米厚的岩層，岩屑總量可以填平現在的波羅的海和它周圍的一切湖泊。號稱“千湖之國”的芬蘭境內的湖泊，就是由大陸冰川挖掘地麵形成的。北美的五大湖也是如此。

　　(二)冰蝕地貌

　　冰蝕地貌最典型的有冰鬥、冰川穀(U形穀)、羊背石等。

　　1.冰鬥、刃脊和角峰。

　　在冰川作用的山地中，冰鬥是分布最普遍、明顯的一種冰蝕地貌。冰鬥三麵為陡壁所圍，朝向坡下的一麵有個開口，外形呈圍椅狀。即冰鬥是由冰鬥壁、盆底和冰鬥出口處的冰坎(冰鬥檻)所組成。當冰鬥進一步擴展，或穀地源頭數個冰頭彙合時，冰坎往往不明顯或消失，這種複式大冰鬥叫圍穀，或稱冰窖。當冰川消退後，冰鬥底部往往積水產生冰鬥湖。

　　冰鬥形成於雪線附近的積雪凹地。隨著溫度的季節和晝夜變化，使得積雪凹地的冰雪也跟著融化與凍結。溫度升高時，冰雪融水滲入凹地底部或岩壁的裂隙中去;溫度降低時，融水又凍結成冰，因體積膨脹而擴大了岩石的裂隙。在這種融凍作用的反複進行下，積雪凹地周壁岩石不斷崩解破碎。崩落的碎屑物質通過融凍泥流向下緩慢移動，促使凹地不斷擴大，從而形成雪蝕凹地或冰鬥的雛形。當雪蝕凹地中的冰雪積累量不斷增加，形成冰川冰時，後壁在挖蝕作用下不斷後退變陡，凹地相應拓寬;而底部則在挖蝕—磨蝕作用下，進一步刷深，使其出口處形成相對高起而坡向相反的冰坎。這樣，就形成了具有三麵陡壁、中間深陷的圍椅狀典型冰鬥地貌。關於冰鬥的形成機製，還提出了一種“旋轉滑動”的理論。這個理論認為，冰鬥冰川粒雪線以下的消融區，夏天因強烈消融而出現負平衡，粒雪線以上的積累區卻因冬季的積累而出現正平衡，冰川為了保持均衡，乃發生沿冰床的旋轉滑動，基本原理見圖6-8。顯然，隻有暖冰川才能作旋轉滑動。為了鑒別冰鬥的真假及其發育的完善程度，好些人曾用不同方法去研究冰鬥的縱剖麵，德比希爾(E.Derbyshire，1976)用了平

塑造的冰鬥平坦指數小，為1.7～5，雪蝕窪地平坦指數為4.25～11，缺少岩盆為其特點。

　　由於冰鬥多發育於雪線附近，因此冰鬥具有指示雪線的意義，即可以根據古冰鬥底部的高度來推斷當時雪線的位置。因而，古冰鬥在冰川地貌學上就成了一種特殊的“化石”。

　　當山嶺兩坡發育了冰鬥，隨著冰鬥的進一步擴大，鬥壁後退，嶺脊不斷變窄，最後形成刀刃狀的鋸齒形山脊，稱為刃脊。由三個以上的冰鬥發展所夾峙的尖銳山峰，叫做角峰。如珠穆朗瑪峰，外形呈巨大的金字塔形。

　　2.冰川穀和峽灣。

　　冰川穀又稱U形穀或槽穀，它的前身大部分是山地上升前的河穀，以後由冰川切割V形河穀而成，但兩者的地貌特征卻顯然不同。所有槽穀都有一個落差很大的槽穀頭，就像河流溯源侵蝕的裂點一樣，但其形成原因則是在於那裏冰川最厚，底部剪切應力大，處於壓融點狀態，冰川冰可塑性強，侵蝕力強。冰川槽穀的橫剖麵特征是作懸鏈狀，可以用拋物線公式y=axb來表示(a是係數，x是穀壁上任何一點到穀底中心的水平距離，b為指數)，發育最完好的冰川槽穀b接近於2。冰川槽穀橫剖麵之所以要采取拋物線形狀，是因為這是排泄冰量的最有效的幾何圖形。另外，山區冰期前的V形河穀在充滿了冰之後，由於冰川流速的分布在橫剖麵上近似於同心圓，與流速較快的冰接觸的地方(圖6-10中短線表示的地段)將首先被快速侵蝕，V形穀最後被改造成U形穀(圖6—10中虛線部分)，其與原來V形穀的接界處則顯示為槽穀肩(圖6—10上的S)。

　　槽穀在縱剖麵上常呈階梯狀下降，每一階梯均由前方高起的岩坎和後方冰蝕盆組成，冰階與冰階之間每由陡壁分開(圖6-11)。這種階梯狀形態是冰川作用選擇性侵蝕的結果，選擇性侵蝕與冰床各段岩性、構造的差異，以及原始穀底的起伏有關。構造運動和地形切割強烈的山區，冰川穀容易產生階梯狀縱剖麵。

　　在平麵圖上，槽穀的顯著特征是它的貫通性，冰期前的山咀大多數被削平，因而十分順直;同時冰川穀平麵上是上遊寬下遊窄，因上遊冰量大，侵蝕強，下遊冰蝕弱。

　　此外，在主、支冰川彙流處，常因冰量不同而引起了侵蝕強度的差別。主冰川比支冰川厚度大，侵蝕力強，槽穀深度也大，當冰川衰退後，支冰川槽穀就高掛在主冰川槽穀的穀坡上，形成懸穀。它高出主冰川槽穀底數十米至數百米不等。

　　峽灣分布在高緯度沿海地區，這裏沿冰期前河穀發育的山穀冰川，其下遊入海後仍有較強的侵蝕能力，繼續刷深、拓寬冰床;冰期後，受海浸影響，形成兩側平直、崖壁峭拔、穀底寬闊、深度很大的海灣，稱為峽灣或峽江。挪威海岸有一個峽灣長達220千米，南美巴塔哥尼亞海岸的峽灣深度達1288米。

　　3.羊背石與鯨背石。

　　羊背石是冰床上由冰蝕作用形成的石質小丘，常成群分布，遠望猶如匍匐的羊群，故稱羊背石。羊背石平麵上呈橢圓形，剖麵形態兩坡不對稱;迎冰流麵以磨蝕作用為主，坡度平緩作流線形，表麵留下許多擦痕刻槽、磨光麵等痕跡;背流麵則在凍融風化和冰川挖蝕作用下，形成表麵坎坷不平作鋸齒狀的陡坡(圖6-12)。有時能見到大的羊背石上疊加小的羊背石成為複合羊背石。羊背石是冰川磨蝕作用與挖蝕(拔蝕)作用共同造成的，說明冰下水層並不很發育。

　　鯨背石是迎冰麵與背冰麵均作流線型，挖蝕作用基本不存在，說明冰底滑動應以水層滑動為主，是更暖而冰下多水的條件下形成的冰蝕丘陵。羊背石在一般山地冰川的冰床上均易於出現，鯨背石則多屬大陸冰蓋下的產物，但山地冰川也有出現，如天山博格達峰區古班博格多河口上源。羊背石和鯨背石的長軸方向，與冰川運動方向平行，因而可以指示冰川運動的方向。

　　二、冰川搬運、堆積與冰磧地貌

　　(一)冰川的搬運和堆積作用

　　冰川在運動過程中，不僅具有強大的侵蝕力，而且還能攜帶冰蝕作用產生的許多岩屑物質，以及冰川穀兩側山坡上因融凍風化、雪崩等作用所造成的墜落堆積物。它們不加分選地隨冰川一起向下運動，這些大小不等的碎屑物質，統稱為冰磧物(運動冰磧)。冰磧物中的巨大石塊，叫做漂礫。

　　運動中的冰磧物，依照它們在冰川中分布的位置，有不同的名稱。出露在冰川表麵的叫表磧，具有向下遊增多的趨勢。位於冰川兩側的稱側磧。當兩條或數條冰川相彙合時，

　　相鄰冰川的側磧就合二為一。分布於冰川中部向下延伸的冰磧，叫做中磧。挾帶在冰川底部的冰磧，稱底磧。包含在冰川內部的叫內磧或裏磧，係由碎屑物落入冰裂隙、冰洞、或由表磧、底磧轉化而成。位於冰川邊緣前端、冰舌末端的冰磧物，叫做前磧或終磧。

　　冰川具有巨大的搬運能力，成千上萬噸的巨大漂礫皆能隨冰流而運移到很遠的地方。例如，我國喜馬拉雅山的山嶽冰川可把直徑28米、重達萬噸的漂礫搬走;歐洲第四紀大陸冰川曾把斯堪的納維亞半島上的巨礫，搬運到遠離千裏之外的英國東部，德國、波蘭北部和前蘇聯東歐部分。如波羅的海南部的一塊巨大岩塊，體積4千米×2千米×0.12千米，是由冰川從別處搬來的。同時，冰川還有逆坡搬運的能力，把冰磧物從低處搬到高處。如我國西藏東南部一大型山穀冰川，曾把花崗岩漂礫抬升達200米高;在美國還有抬舉1500米的。

　　冰川消融以後，被冰川攜帶搬運的物質就堆積下來。所有直接由冰川冰沉積的未受水體擾動的沉積物稱為冰磧物(堆積冰磧)，也叫冰磧(Till)。

　　冰磧物的特征一般被描述為“大小混雜”、“雜亂無章”、“沒有分選”等等;其實，冰磧物並非都是如此。這裏，綜合幾位著名冰川學家的描述，把冰磧物的特征歸納成八點：

　　(1)缺乏分選(不等於沒有分選)，在各種較細的基質中，常含有大小不等的岩屑(包括卵石);

　　(2)結構趨向於塊體狀，沒有平整的紋理或均勻的層理;

　　(3)組成的成分為各種礦物和岩石的混合物，其中有些曾經長途搬運而成多麵體岩塊，亦有未經長途搬運而成磨圓卵石(冰下冰磧物中);

　　(4)冰磧物中有擦痕石和具有微弱擦痕的顆粒;

　　(5)長條形碎屑物可能有一個共同的方向;

　　(6)由於沉積期間承受了巨大的壓力，因此，可能比周圍其他沉積物更為堅實;

　　(7)由於搬運期間的頻頻破裂和局部磨蝕，岩屑形狀以次棱角占優勢;

　　(8)冰磧層可能位於具有擦痕的基岩或沉積底床上。

　　以上特征僅係一般情況而言，而各個地區或同一地區不同時代的冰磧物的構成細節又各具特色。

　　關於冰磧的分類，國際第四紀委員會於1979年11月通過了一個國際分類方案，它是根據冰川沉積發生的位置、成因(過程)和沉積相而製定的(表6-2)。下麵對各欄冰磧或岩屑的概念作一簡要介紹：

　　1.按冰磧的成因(過程)有：

　　(1)流磧。指接近或處於液限的部分冰麵和冰下碎屑在正常大氣壓力下脫離冰體而產生粘性流動的冰磧，類似或者就是冰麵或冰下的小股泥石流。平麵上呈舌狀、條帶狀，剖麵呈團塊狀。

　　表6—2 冰磧的成因分類

　　國際第四紀協會，1979年11月。

　　(2)融出磧。在正常大氣壓力下，冰麵或冰下含碎屑冰體發生融化，尤其是被過量表麵碎屑所覆蓋的停滯冰區，碎屑脫離冰體後而停積下來的碎屑物即為融出磧。在冰麵上的稱冰上融出磧，在冰下的稱冰下融出磧。

　　(3)升華磧：這是發生在幹燥極地環境下，由於冰的升華而造成的沉積。

　　(4)滯磧：它是一種在冰川底麵之下的較高圍壓(大於大氣壓力)和低的有較應力下，由底層冰岩屑混合物發生壓力融化而形成的冰磧。沉積過程中會發生受壓流動。

　　(5)變形磧：係指冰底受冰川改造而基本未經搬運或僅短距離搬運，且未經持續研磨和壓實的物質。它們可以是鬆散物，也可以是破壞了的基岩。若為基岩則表現為雖經冰川擠壓、穿插而變形，但原始結構通常仍可區別。這種冰磧是直接由冰川形成的，可含有少量來自冰川搬運的物質。

　　按冰川搬運岩屑的位置分為冰麵岩屑、冰內岩屑和冰下岩屑。它們相當於前麵所說的表磧、內磧和底磧。

　　2.按照冰川係統的沉積相分類有：

　　(1)前磧相。亦即冰川邊緣相，它包括冰上融出磧、冰下融出磧、推磧、擠壓磧、流磧和變形磧等許多過程的綜合產物。

　　(2)下磧相。亦稱冰下相，是冰磧產生的主要來源之一。它包括滯磧、融出磧(冰下)、流磧(冰下)等過程;有的還把冰下河道的沙礫層沉積也歸入此相中。

　　(3)表磧相。亦稱冰麵相，主要為冰上融出磧和流磧過程，兩者的生成物往往是疊置關係。

　　(4)水域相。包括近冰川相和冰川靜水相，前者不是冰磧相，而是冰川河流沉積(即冰水沉積)，後者才是冰川沉積(水域冰磧)，主要指懸浮在水中的冰體經崩塌、融化而沉積的物質，但其過程有水的媒介作用。

　　(二)冰磧地貌

　　在冰川消融後，原來隨冰川運行的表磧、中磧和內磧等都墜落在底磧之上，形成低矮而波狀起伏的冰磧丘陵。它們分布零亂，大小不等，丘陵之間經常出現寬淺的湖沼窪地。冰磧丘陵的形態和分布規律，在一定程度上反映了冰體消亡前的冰川下伏地形或冰麵起伏形態。冰磧丘陵廣泛分布於大陸冰川作用區，高度可達數十米或數百米，如東歐平原，北美洲的北部。在大型山嶽冰川作用區，也能產生冰磧丘陵，但規模較小，如我國西藏波密出現在槽穀底部的冰磧丘陵，相對高度由數米至數十米。

　　2.終磧壟。

　　當冰川末端補給與消融處於平衡時，冰磧物就會在冰舌前端堆積成弧形長堤，稱為終磧壟(堤)。山嶽冰川終磧壟高度常達百米以上，但延伸長度較短;大陸冰川終磧壟高度較低，約數十米，但延伸長度可達數百千米。終磧壟的形態不對稱，這種不對稱有三方麵的表現：①橫剖麵不對稱，即外坡陡、內坡緩;②高度不對稱，即內低外高;③溢出山口的冰川終磧壟往往向一側偏轉，它表現在東西流向的冰川上最為明顯。終磧壟內側地勢較低，常積水成湖。終磧壟極易被後期流水切割成一係列孤立小丘，這些小丘總的排列方向仍是一個弧形，顯示出原始終磧壟的形態。終磧壟可成組出現，分別代表了不同的冰期或不同發育階段的冰川伸展範圍。

　　在冰川前進時，有時也能形成終磧堤。冰川像推土機一樣，擠壓著穀地中的冰磧沙礫，產生揉褶、逆掩斷層等變形構造。當冰川處於相對穩定或後退時，終磧堤就能得到保存，其表麵還能接受冰體消融而撒落的鬆散冰磧物。這種終磧叫擠壓終磧，在我國天山、西藏等地都曾見到。

　　在山嶽冰川地區側磧是比終磧更易保存的堆積形態，因為它們伸長很遠，也不易被冰水河流破壞。在冰川穀坡上往往可以發現高度不同的多列側磧，一般高度為數十米左右。側磧壟(堤)上遊源頭開始於雪線附近，下遊末端常與終磧壟相連。關於側磧壟的形成模式，Boulton和Eyles(1979)有過很形象的圖解(圖6-13);此中主要強調的是冰川冰的側向運動，正是這種側向運動為側磧帶來滯磧和大量的冰麵岩屑。後者通過傾瀉的方式滑落到冰川邊沿堆積起來，組成側磧的主體，外坡可達33°～34°，內坡更陡，可達60°～70°。因此，坡度陡峭是側磧的一大特色。

　　4.鼓丘。

　　它是主要由冰磧物組成的一種流線型丘陵。平麵上呈蛋形，長軸與冰流方向一致。鼓丘兩坡不對稱，迎冰坡陡，背冰坡緩，一般高度數米至數十米，長度多為數百米左右。鼓丘內有時含有基岩核心，形如羊背石，它局部出露於迎冰坡，或完全被冰磧物所埋藏(圖6-14)。鼓丘在山嶽冰川作用區少見，而在大陸冰川區則往往成群地分布於終磧堤內不遠的地方。反映了鼓丘的成因是在冰川邊緣地帶，冰川搬運能力減弱，當冰川負載量超過搬運能力，或冰流受阻時，冰川將攜帶的部分底磧停積，或越過障礙物把泥礫堆積於背冰麵所致。因而，組成鼓丘的冰磧物中，含泥量較高，堅韌致密，鼓丘一旦形成就很難破壞。在大陸冰川區發育至為廣泛，如在加拿大等地。

　　三、冰水堆積地貌

　　冰水堆積是指冰川消融時冰下徑流和冰川前緣水流的堆積物。它們大多數是原有冰磧物，經過冰融水的再搬運、再堆積而成。因此，冰水堆積物一方麵具有河流堆積物的特點，如有一定的分選性、磨圓度和層理構造;但同時又保存著條痕石等部分冰川作用痕跡，故又稱層狀冰磧。

　　冰水堆積按其形態、位置及成因等，分為蛇形丘、冰水扇和冰水平原等地貌。

　　(一)蛇形丘

　　它是一種狹長、彎曲如蛇行的高地。兩坡對稱，丘脊狹窄;一般高度15～30米，高者達70米;長度由幾十米到幾十千米，北美有長達400千米的。蛇形丘的組成物質主要是略具分選的沙礫堆積，夾有冰磧透鏡體，具有交錯層理和水平層理結構(圖6-15)。蛇形丘分布於冰川作用區內，它具有多種成因，常見的是冰下隧道堆積。在冰川消融期間，冰融水很多，沿著冰裂隙滲入冰下，在冰川底部流動，形成冰下隧道。在隧道中的冰融水流受到上遊強大的靜水壓力，挾帶著許多冰磧物不斷搬運、堆積，並可逆坡運行，直至冰水堆積物堵塞隧道。當冰體全部融化後，這種隧道堆積出露地表，成為蛇形丘。因此，蛇形丘可有分支，亦能爬上高坡，匍匐於丘陵、高地之上，貫穿鼓丘群之間。

　　另外，有些學者認為蛇形丘是“冰前三角洲建造”形成。即由冰隧道和隧道口外兩種堆積物組成。根據瑞典的蛇形丘發育情況，蛇形丘由許多小段組成的，呈串珠狀。每段組成物質上遊是粗大的礫石，地形細狹;下遊為細小的沙粒，地形寬大。上遊屬冰下隧道堆積，下遊是隧道口外扇形堆積。隨著冰川節節後退，隧道口也逐步後移，這樣就出現了一段段的堆積物。這種分段組成的蛇形丘又稱繩結蛇形丘(圖6-16)。

　　(二)冰礫阜、冰礫阜階地和鍋穴

　　冰礫阜是一種圓形的或不規則的小丘，由一些初經分選、略具層理的粉沙、沙和細礫組成;其上常覆有薄層冰磧物。它是由冰麵或冰川邊緣湖泊、河流中的冰水沉積物，在冰川消融後沉落到底床上堆積而成。在山嶽冰川和大陸冰川中都發育冰礫阜。

　　冰礫阜階地隻發育在山嶽冰川穀中，由冰水沙礫層組成，形如河流階地，呈長條狀分布於冰川穀地的兩側。它是由冰緣河流的沉積，在其與原冰川接觸一側，因冰體融化失去支撐而坍塌，從而形成了階梯狀陡坎，沿槽穀兩壁伸展。

　　鍋穴指分布於冰水平原上的一種圓形窪地，深數米，直徑十餘米至數十米。鍋穴是埋藏在沙礫中的死冰塊融化引起塌陷而成。

　　(三)冰水扇及冰水平原

　　冰川融水從冰川的兩側(冰上河)和冰川底部流出冰川前端或切過終磧堤後，地勢展寬、變緩，形成冰前的辮狀水流，冰水攜帶的大量碎屑物質就沉積下來，形成了頂端厚、向外變薄的扇形冰水堆積體，叫做冰水扇。幾個冰水扇相互連接就成為冰水平原，又名外衝平原。冰水扇堆積物由分選中等的沙礫組成，含少量漂礫，向下遊粒徑明顯變小，磨圓度顯著變好，常有層理出現但極不規則。

　　四、冰川地貌的組合

　　不同類型的冰川分布在不同的地帶，冰川作用的方式和強度也有差異，因而地貌組合也有區別。山地冰川地貌類型複雜多樣，可超過20種，以侵蝕地貌為主;大陸冰川地貌類型比較簡單，隻有十幾種，多是冰磧地貌和冰水堆積地貌。

　　山地冰川地貌組合有明顯的垂直分布規律。在雪線以上是角峰、刃脊和冰鬥為主的冰蝕地貌帶;雪線以下直到終磧壟為止是以槽穀、側磧壟和冰磧丘陵為主的冰蝕—冰磧地貌帶;冰川末端是以終磧壟為代表的冰磧地貌帶;終磧壟外，則表現為冰水扇和外衝平原的冰水堆積地貌帶。

　　大陸冰川地貌組合表現為水平分布規律。以終磧壟為界，壟內以冰磧地貌為主，發育冰磧丘陵和冰退終磧壟等;壟外以冰水堆積地貌為主，發育外衝平原、冰水三角洲和鍋穴等。

　　上述各種冰川地貌組合是一個理想模式。實際上，山地冰川侵蝕地貌發育還與冰川活動性強弱有關。海洋性氣候冰川活動性強，侵蝕地貌比較發育;大陸性氣候冰川活動性弱，侵蝕地貌不太發育。大陸冰川也有類似情況，即使在同一冰蓋的各部分，冰川活動程度也很不一樣，對此必須作具體分析。

　　第三節 凍土地貌

　　一、凍土及其分布

　　凍土是指處於0℃以下，並含有冰的土(岩)層，按其凍結時間的長短，可分為冬季凍結、夏季融化的季節凍土和常年不化(凍結持續三年以上)的多年凍土兩類。

　　多年凍土以地下最高地溫0℃為界，分為上層夏融冬凍的活動層和下層終年凍結的永凍層。每年冬季，上、下兩層凍結連接在一起，但由於活動層的地溫隨氣溫而變化，各年凍結深度有所差別，因而，有時在活動層與永凍層之間，出現薄層隔年融土或隔年凍結層(圖6-17)。

　　全球凍土的分布，具有明顯的緯度和垂直地帶性規律。自高緯度向中緯度，多年凍土埋深逐漸增加，厚度不斷減小，年平均地溫相應升高，由連續多年凍土帶過渡為不連續多年凍土帶、季節凍土帶。極地區域凍土出露地表，厚達千米以上，年平均地溫-15℃;到北緯60°附近，凍土厚度百米左右，地溫升至-3℃～-5℃;至北緯約48°(凍土分布南界)，凍土厚僅數米，地溫接近0℃(圖6-18)。在我國東北和青藏高原地區，緯度相距一度，凍土厚度相差10～20米，年平均地溫差0.5℃～1.5℃。

　　高山地區凍土的分布，主要取決於海拔高度的變化。海拔愈高，凍土埋深愈淺，厚度愈大，地溫愈低。如我國西部山區，每升高100～150米，凍土埋深減少0.2～0.3米，厚度增加30米，年平均地溫降低1℃。

　　凍土分布的地帶性規律，還經常受到海陸分布、物質組成和地形等非地帶性因素的幹擾。

　　凍土的演化，主要受溫度的控製。地表現存的多年凍土，大部分形成於第四紀冰期時。隨著冰後期氣溫的上升，全世界多年凍土具有退化的總趨勢。這表現在歐洲凍土的南界，從北緯42°的法國中部和多瑙河中遊，退縮到現在的北緯68°的挪威北部;阿爾卑斯山凍土下界上升量達2500米以上。我國東北凍土南界則從北緯42°退到現在的北緯48°附近;西部山地凍土下界上升了500～1000米。由於凍土的退化，因而引起了各地凍土地貌類型、規模的顯著變化。

　　二、凍融作用與凍土地貌

　　(一)凍融作用

　　凍土地區氣溫低，土層凍結，降水少，流水、風力和溶蝕等外力作用都不顯著，凍融作用則成為凍土地貌發育的最活躍因素。隨著凍土區溫度周期性地發生正負變化，凍土層中水分相應地出現相變與遷移，導致岩石的破壞，沉積物受到分選和幹擾，凍土層發生變形，產生凍脹、融陷和流變等一係列複雜過程，稱為凍融作用。它包括融凍風化、融凍擾動和融凍泥流作用。

　　在凍土地區的岩層或土層中，存在著大小不等的裂隙和孔隙，它們常被水分充填，隨著冬季和夜晚氣溫的下降，水分逐漸凍結、膨脹，對圍岩起著很大的破壞，使裂隙不斷擴大。至夏季或白晝因溫度上升，冰體融化，地表水可再度乘隙注入。這種固溫度周期性變化而引起的凍結與融化過程交替出現，造成地麵土(岩)層破碎鬆解，這種作用稱為凍融風化。凍融風化不僅造成地麵物質的鬆動崩解，形成了凍土地區大量的碎屑物質，而且在沉積物或岩體中還能產生冰楔、土楔等冰緣現象。由於地表水周期性地注入到裂隙中再凍結，使裂隙不斷擴大並為冰體填充，形成了上寬下窄的楔形脈冰，稱為冰楔(圖6-19)。冰楔的規模大小不一，小的楔寬隻有數十厘米，深不足1米;大的楔寬可達5～8米，最大深度可達40米以上。當冰楔內的脈冰融化後，裂隙周圍的沙土充填於楔內，形成沙楔。沙楔也可能是地麵凍裂以後，沒有形成脈冰，砂土就直接填充在裂隙中。

　　融凍擾動一般發生在多年凍土的活動層內。當活動層於每年冬季自地表向下凍結時，由於底部永凍層起阻擋作用，結果使其中間尚未凍結的融土層(含水土層)，在上下方凍結層的擠壓作用下，發生塑性變形，形成各種大小不一，形狀各異的融凍褶皺，又稱冰卷泥(圖6-20)。

　　融凍泥流是凍土地區最重要的物質運移和地貌作用過程之一。一般發生在數度至十餘度的斜坡上。當凍土層上部解凍時，融水使主要由細粒土組成的表層物質，達到飽和或過飽和狀態，從而使上層土層具有一定的可塑性，在重力的作用下，沿著融凍界麵向下緩慢移動，形成融凍泥流，年平均流速一般不足1米。由於泥流順坡蠕動時，各層流速不一，表層流速大於下層，所以有時可把泥炭、草皮等卷進活動層剖麵中，產生褶皺和圓柱體等構造形態。

　　可見，凍融作用一方麵對地表物質進行融凍風化，另一方麵又將風化碎屑搬運、堆積，致使凍土地區地表日趨和緩，向凍融夷平麵方向演化。

　　(二)凍土地貌

　　1.石海與石河。

　　在平坦的基岩山頂或和緩的山坡上，鋪滿了凍融風化作用而崩解的巨大礫石，形成了由礫石組成的地麵，稱為石海。組成石海的礫石，多原地直接覆蓋於基岩麵之上，其下很少碎屑，這是因為巨礫層透水性好，水分不易保存，減慢了凍融作用對巨礫進一步分解的速度，即使有少量細粒物質也多被融水帶走，因此，礫石層下很少碎屑物。

　　石海多形成於富有節理的花崗岩、玄武岩和石英岩等堅硬岩性地區;而在片麻岩、頁岩等軟弱岩性區則很難發育石海。形成石海的地形要較平坦，地麵坡度小於10°，即可使寒凍崩解的岩塊不易移動而能長期得到保存，如山西五台山3000米的平坦山頂，仍保留著晚更新世石海。

　　石河發育在多年凍土區具有一定坡度的凹地或穀地裏。它是由充填穀地的凍融風化碎屑物，在重力作用下，石塊沿著濕潤的碎屑下墊麵或多年凍結層頂麵，徐徐向下運動而成。大型的石河，又稱石冰川。阿拉斯加最大的石冰川長達3千米，末端堤高60米。石河的運動速度緩慢，多呈蠕動狀態，如瑞士的石河流速為每年1.35～1.55米，我國昆侖山石冰川年平均流速最多不超過20～30厘米。

　　2.多邊形土和石環。

　　飽含水分、由細粒土組成的凍土地區，當凍土活動層凍結後，若溫度繼續下降或土層幹縮，因凍裂作用而產生裂隙，形成了被裂隙所圍繞的、中間略有突起的多邊形土。其規模大小不等，目前發育於青藏高原的多邊形土直徑一般小於2～3米，但在唐古拉山南麓風火山北麓發現有晚更新世巨型多邊形土，直徑達130米，與高緯地區現代多邊形土的發育規模相當。

　　石環是指以細粒土或碎石為中心，邊緣為粗粒所圍繞的石質多邊形土。石質多邊形土的形成，主要是鬆散堆積物在凍融作用的反複進行下發生垂直分選所致。過程如下：由粗細物質組成的凍土層，冬季地表凍結時，因為顆粒之間的孔隙水結冰而使整個地麵上升，即凍脹作用，其中的礫石也被抬高。到了春天解凍時，礫石以外的部分都解凍了，地麵又下沉，唯獨礫石以下的粘土尚未解凍，故礫石仍然高起;以後，礫石下細土部分也解凍，縮小了體積，留出了空隙，但這空隙很快被周圍融化的細土所充填，結果礫石再不能回到原來的位置。這樣的過程經過反複多次，礫石就被擠到土層的表麵上來。到達地麵的礫石，再一步作水平方向的分選。這種水平分選主要是在活動層上部和表麵進行，它使粗大的礫石被擠壓向邊緣的裂隙移動、集中，從而形成了網格狀的石質多邊形土。如果要石質多邊形彼此不接融，石邊就會加寬，整個多邊形趨向圓形轉化，而形成石環(圖6-21)。石環的規模差別很大，極地高緯地區直徑可達數十米，而在中低緯高山高原地區，一般為0.5～2米。

　　由於石質多邊形土和石環的形成必須要有一定比例的細粒土(一般不少於總體積的25%～35%)，而且土層要有充足的水分，所以石環多發育在平坦濕潤的地形部位，如河漫灘、洪積扇邊緣地帶。隨著地表坡度的增大，融凍分選在重力和融凍泥流作用參與下，可使石環變形，轉化為石圈、石帶。

　　3.凍脹丘與冰丘。

　　在凍土地區，由於凍結膨脹作用使土層局部隆起而產生的丘狀地形，稱為凍脹丘或冰核丘。在冬季，活動層由上而下凍結時，縮小了凍結層上水的過水斷麵，使地下水承壓;但由於水分在土層中分布不均，在水分多的地方凍結速度快，凍結深度大，地下水承受壓力也大;在水分少的地方，則出現相反的現象。因此，隨著活動層的凍結逐漸加深，地下水承壓性不斷增強，含水層會從壓力大的向壓力小的地方遷移、集中，並擠壓上升;同時，地下水分逐漸凍結成冰透鏡體，又產生了很大的膨脹力，當它們超過上覆土層的強度時，地表將鼓起呈丘狀，形成凍脹丘。

　　凍脹丘一般發育於凍土地區的湖積或衝積層中，大小不等，一年生凍脹丘分布在活動層內，高數十厘米至數米，夏季消失，地麵下沉，常引起地麵變形、道路翻漿等工程地質病害;多年生凍脹丘深入到多年凍結層中，則規模較大，常可高達10～20米，基部直徑150～200米。目前我國已知最大多年生凍脹丘位於青藏公路所經的昆侖山埡口，高20米，長75米，寬35米，地下冰透鏡體厚14米，現在尚在擴展中。它高大罕見，享有盛名。

　　凍脹丘根據其形成過程中，水分來源的不同可分兩種成因類型：封閉型凍脹丘和開放型凍脹丘(圖6-22)。在凍結過程中，沒有外來水補給的為封閉型凍脹丘，冰層薄，凍脹率小。許多封閉型凍脹丘常成於幹枯湖泊的底部。開放型凍脹丘在形成過程中，有外來水分補給，冰層厚，凍脹率大。開放型凍脹丘較常見，多發育在斜坡地麵上。

　　冰丘是在寒冷季溢出封凍地表的地下水和流出冰麵的河湖水，經凍結後形成的丘狀冰體，又稱冰錐。冰丘的成因與凍脹丘相似。它主要由凍結產生的承壓水，在土層強度較小的地方或從裂隙冒出地表和冰麵，再凍結而形成。每年冬末春初為冰丘的主要發育時期，由於地下水或河水的噴發是間歇性的，即一次噴出後，內部壓力降低，但過一個時期承壓水壓力又增大，水又從新的突破口噴出;這樣，一個冬天可以多次噴發，從而使形成的冰丘具有層狀的結構。春末以後，冰丘停止發展，並轉向消融，直至消失。地下水冰丘往往沿著凍結層上水的流路，呈串珠狀分布，多出現在山麓洪積扇邊緣、窪地和山坡坡腳等處。

　　4.泥流階地。

　　泥流階地是融凍泥流在向下蠕動途中，遇到障礙或坡度變緩時而產生的台階狀堆積地貌。階地麵平緩，略向下傾，有時凸出呈舌狀，前緣有一坡坎，其高度一般為0.3～6米。

　　5.熱溶地貌。

　　熱溶地貌是指永凍層上部的地下冰因融化而產生的各種負地貌。

　　在凍土地區由於氣候轉暖或人類活動的影響，如砍伐森林、開墾荒地、修築水庫等等，都會引起土層溫度的變化，使土溫升高，從而破壞了凍土的熱平衡，引起上部活動層深度加大，永凍層上部的地下冰發生融化，融水沿著土粒之間的孔隙排出，土體體積縮小，同時上覆土層因重力壓縮而產生沉陷，從而形成各種熱溶地貌。常見的熱溶地貌有融陷漏鬥(直徑數米)、融陷淺窪地(深數十厘米至數米，直徑數百米)、融陷盆地(可大至數平方千米)。當它們積水以後，形成熱融湖，常廣泛分布於多年凍土發育的平原或高原地區。

　　此外，在山坡上，由於地下冰的融化，土體沿融凍界麵滑動，產生熱融滑坡。如青藏高原唐古拉山、祁連山東部和大興安嶺北部等地，永凍層上部一般均分布有厚層地下冰(數十厘米至數米不等)，而且埋藏較淺，因此，很易融化，並引起熱溶滑坡。

　　上述各類凍土地貌，如果按照它們產生的地形位置或垂直分帶性，可以用圖6-23來加以概括。

　　第七章 風成地貌與黃土

　　風成地貌與黃土地貌是幹旱和半幹旱區發育的獨特地貌，它們在時間和空間分布上以及成因上都有密切聯係。

　　風力對地表物質的侵蝕、搬運和堆積過程中所成的地貌，稱為風成地貌。風成地貌雖然可出現在諸如大陸性冰川外緣(冰緣區)，濕潤區的植被稀少的沙質海岸、湖岸和河岸;但是，主要還是分布在幹旱和半幹旱地區，特別是其中的沙漠地帶。那裏日照強，晝夜氣溫劇變，物理風化盛行;降水少，變率大，而又集中，蒸發強烈，年蒸發量常數倍、數十倍於降水量;地表徑流貧乏，流水作用微弱;植被稀疏矮小，疏鬆的沙質地表裸露，特別是風大而頻繁，所以，風就成為塑造地貌的主要營力，風成地貌特別發育。

　　黃土地貌、特別是現代的黃土侵蝕地貌，流水的侵蝕作用當然十分顯著;然而，黃土(Loess)的堆積地貌、黃土物質的形成中，雖然也有流水作用的堆積物(黃土狀土)，以及風化殘積物經成土作用的產物等;但風力作用卻是主導的，是風把幹旱沙漠和戈壁地區以及大陸冰川區冰水平原上的細顆粒吹送到半幹旱草原區堆積成的。

　　因此，風成地貌與黃土地貌，它們都是第四紀地質曆史時期廣大幹旱、半幹旱區內，特殊的幹燥氣候環境的產物，而風力作用是其塑造地貌的重要營力。風沙移動和黃土的水土流失，都對工農業生產、交通等經濟建設有很大危害，所以，防治沙害和水土保持是當前幹旱、半幹旱區人民對自然鬥爭中一項非常重要的任務，是環境保護、國土整治的重要課題。

　　第一節 風沙作用

　　風和風沙流對地表物質所發生的侵蝕、搬運和堆積作用，稱為風沙作用。

　　一、風沙流

　　含沙的氣流稱風沙流。從流體力學角度來看，它是一種氣—固兩相流。風吹經鬆散沙物質所組成的地表，當地麵上某些凸起的沙粒，受到風的動壓力所產生的動力矩大於顆粒重量力矩時(圖7—1)，沙粒便開始沿沙麵滑動或滾動。在滾動過程中，碰到地麵突起沙粒或被其他運動沙粒相撞時，由於衝擊力(可以超過沙粒重力的幾十倍至幾百倍)，都會引起沙粒驟然向上(有時幾乎垂直的)跳起進入氣流中搬運，形成風沙流。

　　運動的沙粒是從氣流中獲取運動的動量，因此，沙粒隻是在一定的風力條件下開始移動的。沙粒開始起動的臨界風速稱為起動風速，一切超過起動風速的風謂起沙風。起動風速與沙粒粒徑、地表性質和沙子含水率等多種因素有關。根據拜格諾(R.A.Bagnold，1941)的研究，任何高度Z處的起動風速Vt與粒徑d具有如下關係：

　　式中：A是係數，對粒徑大於0.1毫米的顆粒為0.1;σ及ρ分別為顆粒與空氣的密度;g為重力加速度;k為地麵粗糙度，是風速等於零的高度。研究表明，對於粒徑大於0.1毫米左右的石英顆粒來說，起動風速是與粒徑的平方根成正比的(圖7-2)。

　　沙漠地區的沙，多屬於粒徑0.1～0.25毫米的細沙，對於一般幹燥裸露的沙質地表來說，沙粒起動形成風沙流的風速約為4～5米/秒①(表7-1);但在顆粒較粗的山前洪積沙礫戈壁地區，一般風速要在8～9米/秒才有風沙流活動。

　　表7-1 沙粒粒徑與起動風速值(莎車)

　　風沙流運動是一種貼近地麵的沙子搬運現象，其搬運的沙量絕大部分是近地麵的氣流層中通過的(圖7—3、表7-2)。

　　二、風蝕作用

　　風吹經地表時，由於風的動壓力作用，將地表的鬆散沉積物，或者基岩上的風化產物(沙物質)吹走，使地麵遭到破壞，稱為吹蝕作用。風速愈大，其吹蝕作用愈強。一般情況下，組成地表的沙質物體愈細小，愈鬆散、幹燥，要求的起動風速愈小，受到的吹蝕亦愈強烈。風挾帶沙子貼地麵運行時，風沙流中的沙粒對地表物質的衝擊、摩擦，如果岩石表麵有裂隙等凹進之處，風沙甚至可以鑽進去進行旋磨，這種作用稱為磨蝕作用。磨蝕的強度取決於風速和挾帶沙粒的數量。近地表處沙粒大而多，但風速小;遠離地表處風速大而沙粒數量少且小。因此，隻有在中間某一高度處能產生最大的磨蝕。夏普(R.Sharp)在馬哈維沙漠中用113厘米高的人造熒光樹脂棒測定迎風麵的磨蝕，證明最大的磨蝕出現在距地表23厘米處。吹蝕作用和磨蝕作用統稱風蝕作用。

　　表7-2 不同高度氣流層內搬運的沙量

　　(內蒙古烏蘭布和沙漠，2米高處風速8.7米/秒)

　　三、風沙搬運作用

　　風挾帶各種不同顆粒的沙物質，使其發生不同形式和不同距離的遷移，稱為風沙搬運作用。

　　風沙搬運的形式，依風力、顆粒大小和質量不同，有下列三種(圖7—4)：①懸移——懸浮於空氣中的流動;②躍移——跳躍式運動;③蠕移——沙子沿地表滑動和滾動。觀測表明，通常粒徑小於0.05毫米的細小顆粒(粉沙和塵土)，由於它們體積細小，質量輕微，在空氣中的自由沉速很小，一旦被風揚起，就不易沉落，能夠隨風懸移很長距離，有時甚至可遠離源地到1000千米以外。大於0.05毫米的沙粒，以躍移和蠕移為主。躍移的沙粒以巨大的速度旋轉(每秒100～1000轉)，其運動軌跡具有特殊的拋物線形狀。野外觀測查明，對沙質地表來說，呈懸浮狀態搬運的沙量很少;蠕移沙量通常約占總輸沙量的1/4。所以，風沙運動與水流中的泥沙運動不同，它是以躍移運動為其主要形式。造成這種差異的原因，是因為空氣和水的密度不同。眾所周知，在常溫下，水的密度(1克/立方厘米)要比空氣密度(1.22×10-3克/立方厘米)大800多倍，所以水中泥沙反彈不起來。沙粒在水中的跳躍高度隻有幾個粒徑，而在空氣中的跳躍高度卻有幾百或幾千個粒徑。沙粒既然能在空氣中跳得相當高，則從氣流中所取得的動能也相當大，在下落和地麵衝擊時，不但本身又會反彈跳起，而且還把下落點附近別的沙粒也衝擊濺起;這些沙粒在落到地麵以後，又濺起更多的沙粒。因此，沙子在氣流中這種躍移運動過程具有連鎖反應的特性。高速躍移的沙粒通過衝擊方式，靠其動能可以推動比它大6倍或重200多倍的表層粗沙粒(>0.5毫米)蠕移運動。蠕移的速度較小，每秒僅向前移1～2厘米;而躍移的速度快，一般每秒可達數十到數百厘米。

　　根據赫德森(N.Hudson)的研究，各種粒徑的沙土顆粒的運移方式如圖7—5所示。

　　氣流搬運的沙量(輸沙率)，根據理論研究，是和風速超過沙粒起動速度部分的三次方成正比。但是，由於自然界影響輸沙率的因素是很複雜的，它不僅取決於風力的大小，沙子的粒徑、形狀和比重，且受沙子的濕潤程度、地表狀況以及空氣穩定度等的影響;因此，到目前為止，對特定區域輸沙率的確定，一般仍用集沙儀直接觀測，然後運用相關分析方法，求得特定條件下的輸沙量與風速的關係。圖7—6為新疆莎車布古裏沙漠實測的距地表10厘米高度內含沙量與2米高度上風速的關係，關係式為：

　　Q=1.47×10-3V-3.7 R=0.99

　　式中，Q為沙量(克/厘米·分)，V為風速(米/秒)，R為相關係數。關係式說明當風速顯著地超過了起沙風速後，氣流搬運的沙量急劇增加。

　　四、風沙堆積作用

　　風沙搬運過程中，當風速變弱或遇到障礙物(包括植物或地表微小的起伏)，以及地麵結構、下墊麵性質改變時，都能夠發生沙粒從氣流中脫離堆積。如地表具有任何形式的障礙物，那末，氣流在運行時就會受到阻滯而發生渦旋減速，從而削弱了氣流搬運沙子的能量，就會在障礙物附近產生大量的風沙堆積。

　　第二節 風蝕地貌

　　在幹旱地區，由風和風沙對地麵物質進行吹蝕和磨蝕作用所形成的風蝕地貌，在大風區域常有廣泛的分布，特別是正對風口的迎風地段發育更為典型。由於岩性和岩層產狀等因素的影響，它們具有種種不同的形態。因為風沙活動隻限於距離地表的較低高度內，所以風蝕地貌一般也以接近地麵處最為明顯。

　　(一)風棱石

　　這是幹旱荒漠，特別是廣大礫石荒漠中最常見的一種小型風蝕地貌形態。廣大礫漠中的礫石，經過風沙長時間的磨蝕作用後，變成棱角明顯的、表麵光滑的風棱石。視棱的多少，又有單棱石、三棱石和多棱石之分，但以三棱石最常見。其成因是：部分突露地表的礫石，經定向風沙長期打磨而露出地麵部分，形成一個磨光麵(風蝕麵);以後由於風向的改變或礫石的翻轉重新取向，又形成另一個磨光麵;麵與麵之間則隔著尖棱，這樣就形成了風棱石。棱的多少，除決定於風向變化和礫石翻轉的次數處，還因風棱石是在礫石原來形狀的基礎上加工琢磨而成的，故還與原來礫石的形狀有關。所以，風棱石的形成，一般需要如下條件：強風和有利於風力作用的開闊地麵;有為充分風蝕提供的適當的沙粒。

　　(二)石窩

　　在幹旱荒漠中，另一種經常可以遇到的小型風蝕形態是石窩。石窩多發育在石質荒漠中巨大岩石的迎風峭壁和巉岩上，是許多圓形或不規則的橢圓形的小洞穴和凹坑(石袋)，有的散布，有的群集，其直徑約20厘米，深度10～15厘米。密集分布的凹坑，中間隔以狹窄的石條，狀如窗格或蜂窩，故稱石窩，又稱石格窗。

　　石窩的形成是由於陽光強烈照射，曬熱岩壁，使岩石內部的礦物體積膨脹，而礦物的的熱力性質各不相同，因而產生熱力差別風化;再加上岩石受熱時，其內部的鹽溶液順毛細管上升到近表麵的細孔中結晶，撐脹岩石，發生崩解。風吹蝕風化的疏鬆岩麵，形成許多淺小凹坑;以後，風沙再沿凹坑鑽磨，使之不斷加深擴大，逐步發展成為石窩。大的石窩又稱為風蝕壁龕，有的高可及人。這種現象在花崗岩和粗砂岩岩壁上最發育。

　　如果在軟硬岩層相間而產狀又呈水平時，由於抵抗風蝕能力不一樣，軟弱岩層往往先被破壞，堅硬的岩層保留得較好，於是在崖壁上形成一種上凸下凹的形態，狀如屋簷稱之為石簷。

　　(三)風蝕蘑菇和風蝕柱

　　孤立突起的岩石，尤其是水平節理和裂隙很發育而不甚堅實的，經受長期的風化和風蝕作用以後，形成上部大、基部小的，外形很蘑菇(蕈狀)似的岩石，稱為風蝕蘑菇(蘑菇石)(圖7—7)。

　　形成蘑菇石的主要原因是風沙對岩石磨蝕時，受到高度的限製，距地麵一定高度的高處，氣流中沙量少，磨蝕小;而近地麵部分沙量多，磨蝕作用強。長期發展下去，下部就被磨蝕得越來越小而變成蘑菇石。特別是當下部的岩性較上部軟弱，易於風化變得疏鬆時，更有利風蝕蘑菇形成。

　　垂直裂隙發育的岩石，在風的長期吹蝕後，可形成一些高低不等、大小不同的孤立柱，稱為風蝕柱。

　　(四)風蝕穀和風蝕殘丘

　　幹旱地區雨量稀少，偶有暴雨產生洪流(暴流)衝刷地麵，形成許多衝溝。衝溝再經長期風蝕作用改造，加深和擴大成為風蝕穀。風蝕穀無一定形狀，可為狹長的濠溝，也可為寬廣的穀地;沿主要風向延伸，底部崎嶇不平，寬窄不均，蜿蜒曲折，長者可達數十千米。

　　一個由基岩組成的地麵，經風化作用，暫時水流的衝刷，以及長期的風蝕作用以後，隨著風蝕穀擴寬，原始地麵不斷縮小，最後殘留下一些孤立的小丘，稱為風蝕殘丘。它的形狀各不相同，主要受岩性、岩層產狀和構造控製。如果層岩是由軟硬相間的水平岩層組成，垂直節理發育不均，則多形成平頂的層狀山丘，也有寶塔狀的。這些山丘高低起伏，遠望宛如廢棄的古城堡的斷垣殘壁屹立在平地上，故又稱“風城”地貌。新疆準噶爾盆地的烏爾禾、東疆的吐魯番盆地和哈密西南等地，這種風城地貌十分典型。在岩層疏鬆，軟硬互層，短軸背斜構造發育地區，則形成壟崗狀的風蝕長丘。如柴達木盆地西北部所見，殘丘的高度一般在10～30米左右，低矮者僅數米，但亦有高達40～50米的;長度在10餘米至200米不等，也有長達數千米。柴達木盆地風蝕殘丘分布麵積有2.24萬平方千米，是我國最大的風蝕地貌分布區。

　　(五)風蝕雅丹

　　雅丹(Yadang)地貌與風蝕殘丘不伺，它不是發育在基岩上，而是發育在河湖相的土狀堆積物中，以羅布泊窪地西北部的古樓蘭附近最為典型。“雅丹”一詞來自維吾爾語，意為“陡壁的小丘”，後來用它來泛指風蝕土墩和風蝕凹地(溝槽)的壟槽地貌組合。雅丹地麵崎嶇起伏，支離破碎，高起的風蝕土墩多作長條形，排列方向與主風向平行，高度多為51～10米，也有15～20米的，有長有短。土墩物質全為粉沙、細沙和沙質粘土互層，沙質粘土往往構成土墩頂麵，向下風方向作1°～2°的傾斜。在羅布泊鹽堿地北部的東西兩側，粘土土墩的頂麵是鹽結塊，外表呈白色，稱白龍堆。在《漢書·地理誌》中有“白龍堆，乏水草，沙形如臥龍”的記載。

　　(六)風蝕窪地

　　鬆散物質組成的地麵，經風的長期吹蝕，可形成大小不同的淺凹地，叫做風蝕窪地(Wind-erosiondepression)。它們多呈橢圓形，沿主風向伸展。單純由風蝕作用造成的窪地多為小而淺的碟形窪地。如準噶爾盆地三個泉子幹穀以北，平坦薄層沙地上分布有許多碟形窪地，直徑都在50米以下，深度僅1米左右;美國亞利桑那的開比托高原等地，散布於整個易於風化的砂岩地表的風蝕窪地，也僅10米寬、17米長和1米深。

　　風蝕窪地的形狀和尺度既取決於風況，也取決於大於起動風速的風和可風蝕物質之間相互關係表達的風蝕環境達到平衡。往下侵蝕達到水位，或者達到不易侵蝕的土層(如粘土)，也能阻止窪地表麵的風蝕。因此，地下水麵或不易侵蝕的土層，就成為控製風蝕的局部基準麵(圖7-8)。

　　一些大型風蝕窪地，或叫風蝕盆地，其麵積可從幾平方千米到幾百平方千米。如在南非，風蝕盆地麵積有的達到300平方千米，深度7～10米。在北非的埃及西部沙漠和利比亞的某些地區，也有很大的風蝕盆地分布。在我國，甘肅河西走廊的弱水(額濟納河)東西兩側，風蝕盆地的麵積有數平方千米至數十平方千米的，深度達5～10米或更大。這些大型風蝕盆地的成因是比較複雜的，不能單歸因於風蝕。多數是在流水侵蝕的基礎上，再經風蝕改造在而成;有些盆地具有斷陷的構造盆地性質，後為風蝕作用修飾。

　　風蝕窪地在風蝕過程中，當風蝕深度低於潛水麵時，地下水出露可瀦水成湖。如我國呼倫貝爾沙地中的烏蘭湖、渾善達克沙地中的查幹諾爾、毛烏素沙地中的納林諾爾等都是這樣形成的

　　第三節 風積地貌

　　一、沙丘的分類

　　風積地貌是指被風搬運的沙物質，在一定條件下堆積所形成的各種地貌，其中最基本的是由風成沙堆積成的形態各異、大小不同的沙丘。國內外很多沙漠地貌學家先後用不同指標對沙丘進行了分類。費道洛維奇(■.А.Хедорович)根據氣流和沙丘形態形成關係的成因原則，把沙丘劃分出四種基本的動力類型：①對流型：形成在風力較均勻的地區，如蜂窩狀沙丘;②信風型：形成在單向或數個方向相近似的定向風地區，如沙壟;③季風—軟風型：發生在季風更替和相反風向製動的地區，如新月形沙丘及沙丘鏈;④幹擾型：發生在主要氣流從山體障礙返回後，氣流產生幹擾的地區，如金字塔沙丘。布裏德

　　(C.S.Breed)根據地球資源衛星相片的分析，提出了一個沙丘的簡明分類，如表7-3。表中所列的沙丘類型，是根據在衛星相片和航空相片上測量各種沙丘的寬度、長度或半徑(圖7-9)，以及落沙坡的位置(如果存在落沙坡的話)及其對稱軸確定的。在高大沙丘上發育了次生沙丘，如果次生沙丘和主沙丘有相同的幾何形態和落沙坡方向(例如在高大新月形沙丘頂部有矮小新月形沙丘，或者小沙壟與高大沙壟斜交)，叫做“複合型”沙丘;若次生沙丘的幾何形態與落沙坡方向和主沙丘不同(例如，高大新月形沙丘頂上的小新月形沙丘方向相反，或者沙壟上部重疊金字塔沙丘)，則稱之為“複雜型”或“綜合型”沙丘。因此，他的分類純屬形態分類。

　　表7-3 沙丘分類

　　比較全麵的是根據成因—形態原則，采用三級分類係統對沙丘進行分類。首先，按沙丘形態和風況之間的關係，區分為三大基本類型：①橫向沙丘—沙丘形態的走向和起沙風合成風向相垂直或成60°～90°的交角;②縱向沙丘—沙丘形態的走向和起沙風合成風相平行或成30°以下的交角;③多方向風作用下的沙丘—沙丘形態本身不與起沙風合成風向或任何一種風向相垂直或平行。其次，再按沙丘固定程度又把每一種基本類型劃分為裸露(流動)的和具有植被覆蓋(固定、半固定)的兩個亞類。最後，每一亞類根據沙丘的形態特征作了細分(表7-4)。

　　表7-4 世界沙漠地區的主要沙丘類型

　　二、主要沙丘類型及其成因

　　(一)橫向沙丘

　　新月形沙丘(Barchan)是一種最簡單的橫向沙丘形態。顧名思義，新月形沙丘最顯著的形態特征是平麵圖形呈新月形，沙丘的兩側有順著風向向前伸出的兩個獸角(翼)。新月沙丘的剖麵形態是有兩個不對稱的斜坡，迎風坡凸而平緩，坡度在5°～20°;背風坡凹入而較陡，坡度為28°～34°，相當於沙子的最大休止角。兩坡之間的交接線為弧形沙脊。沙丘高度都不大，一般為1～5米，很少超過15米;其寬度一般為長度的10倍。單個新月形沙丘大多零星分布在沙漠的邊緣地區。

　　新月形沙丘最初形態是一種較小的盾狀沙堆。正如前麵所說，當風速變弱，遇到障礙，或下墊麵性質改變時，沙粒從氣流中沉積下來，就會形成沙堆。沙堆的最初形態是盾狀(沙餅)。這種盾形沙堆一經形成，就成為風沙流運行的更大障礙，貼地層氣流在沙堆的背風坡會發生分離，形成具有水平軸的渦旋，速度減弱，使氣流搬運的沙粒過丘頂後，在背風坡的渦旋區沉積下來。隨著沙子不斷沉積，盾形沙堆尺寸的增長，背風坡沉積量相對最大位置愈來愈接近頂部，遂使背風坡的坡度不斷加陡，當坡度達到沙子的最大休止角(34°)時，沙體發生剪切運動，部分沙粒崩墜，形成小落沙坡，發育為雛形新月形沙丘。嗣後，隨著沙丘的不斷堆積增高，氣流分離愈來愈厲害，渦流的尺度和強度都不斷加大，小落沙坡進一步擴大(圖7-10)。在同一發展過程中，沿沙堆兩側繞過的氣流，把沙子搬運到兩側的前方堆積(由於兩側較頂部低矮，移動就快)，在沙丘的兩翼逐漸形成了兩個順著風向向前伸的獸角。這樣，就形成了典型的新月形沙丘。

　　在沙子供應比較豐富的情況下，由密集的新月形沙丘相互橫向連接，可形成一條鏈索，稱之為沙丘鏈。高度一般在10～30米左右，長度可達數百米，甚至一公裏以上。有的沙丘鏈彎曲度較大，兩坡不對稱(在單向風地區);有些沙丘鏈則比較平直，兩坡也比較對稱(在相反方向風交互作用地區)。因沙丘鏈的排列方向(走向)與長期的起沙風合成風向近於垂直，所以有人稱之為橫向沙丘。

　　關於橫向沙丘的成因，最近有人提出，不是由單個新月形沙丘連接形成的，而是和氣流的波狀運動有關。波狀運動是因障礙而生成，氣流經過障礙物(如山嶺或陡崖)上空時，其上部便產生一係列的波狀運動，而近地麵則產生間距有規則的轉動。換句話說，在障礙物的下風，出現一係列快慢反向的氣流，其間隔是很有規律的。此類運動的出現取決於障礙物的高度和形狀。橫向沙丘的形成可以同這種波狀運動相聯係(圖7-11)。至於橫向沙丘出現弧形的彎曲，是因氣流在受熱渦流幹擾的情況下，出現平行於主風向的水平渦流作用的結果。

　　新月形沙丘和沙丘鏈，在水分條件較好的長草情況下，被植物所固定和半固定時形成梁窩狀沙丘。在風力強勁地區，梁窩狀沙丘可以再度受到吹揚，尤其沙丘頂部因相對高起，水分、植被條件較差，易受風的吹揚，使丘體不斷向前移動，而兩翼高度較低，植物固定程度較好，風的作用受到阻礙，沙子不再移動而仍被留在原地。這種發展的結果，就形成反向沙丘形態——拋物線形丘。

　　沙源充分，新月形沙丘和沙丘鏈在不斷增高和擴大同時，在其上逐漸發育次生沙丘，形成複合新月形沙丘和複合型沙丘鏈。它們是一種巨型的橫向沙丘形態，丘體十分高大，高度一般在50～100米，高的在200米以上，巴丹吉林沙漠中最高的達420米;長度一般為520千米，最長可達30千米左右;寬度一般有300～800米，最寬可達1～2千米。對其形成的機製有兩種意見：一種是用單個新月形沙丘的相互接疊來解釋，即由一些個體比較小、運動快的沙丘在其運動中，追上一個個體比較大、運動慢的沙丘，而爬上它的迎風坡形成的。另一種認為是與氣流本身的結構有關，由於巨大沙丘體本身對氣流運行的障礙發生摩擦，以及沙子充足、氣流負載過多而造成貼地層氣流的抑製，使其上產生了次生沙丘。

　　(二)縱向沙丘

　　縱向沙丘在世界沙漠中占過半的麵積，尤其在亞熱帶，信風沙漠更是普遍的沙丘形態。縱向沙丘叫沙壟，也稱線形沙丘。

　　縱向沙壟平直作線狀伸展，高度一般在10～25米，也有比此低，亦或更高的;長度可從數百米到數公裏不等。剖麵形態有的具有比較對稱的斜坡和微穹形的頂部;有的不很對稱，尚有擺動的脊線存在。這種沙壟在我國古爾班通古特沙漠有大麵積分布，都屬固定、半固定狀態。在塔克拉瑪幹沙漠中部還分布有一種裸露的巨大複合型沙壟，其形態特征是：壟體表麵疊置了許多次一級的新月形沙丘鏈;沙壟延伸很長，一般為10～20千米，最長可達45千米;壟高通常為50～80米;寬度為500～1000米;兩側比較對稱，斜坡均較平緩;壟頂剖麵呈半圓形。在阿拉伯半島魯卜哈利沙漠中，有些巨大的複合型沙壟，可長達200千米，寬約1～2千米，高100米。利比亞沙漠和澳大利亞沙漠，也有類似大小的縱向沙丘體係。

　　縱向沙丘的成因，各家看法不一致。一種認為是在兩個銳角相交的風交互作用下，由灌叢沙丘向壟狀沙鏈，再逐步演變到樹枝狀沙壟。古爾班通特沙漠的沙壟，被認為就是這樣形成的。

　　另一種認為，是在兩種風向呈銳角斜交的情況下，由新月沙丘的一翼向前延伸所形成。關於新月形沙丘演變為沙壟的過程，如圖7-12所示：主風向形成的最初的新月形沙丘，在受到次風向作用時，迎風的一翼順次風向前增長;而另一翼因其處於背風麵，不但不能擴大和增長，反而逐漸萎縮。以後當風向又轉變為主風時，新月形沙丘伸長的一翼又會沿主風方向伸長。這樣，經主風和次風較長時間的作用後，新月形沙丘伸長的一翼會逐漸沿著兩種風的合力方向延伸很長，形成外形像釣魚鉤狀的新月形沙壟。在撒哈拉稱這樣的縱向沙壟為賽夫沙丘(Seif)，如南利比亞沙漠所見。我國阿爾金山北麓由這種作用形成的沙壟，長度可達5千米以上。

　　再一種認為縱向沙丘的形成，主要是與大氣邊界層的縱向螺旋狀卷軸渦流作用有關。通過在大氣層中、實驗室裏的觀測，以及流體力學穩定性理論分析，認為大氣邊界層運動主要形式是近乎平行於平均氣流的一種縱向卷軸渦流。產生這種大規模的空氣運動的必要條件是近乎平坦的、均一的下墊麵。如果對於氣流存在著足夠的障礙，哪怕是風向完全不變，就不能形成縱向渦流，所形成的將是新月形沙丘而不是縱向沙丘。縱向螺旋狀卷軸渦流，將地麵吹蝕的沙子，搬運到雙反轉的渦流之間地表的收斂空氣狹長帶堆積，形成了順風向延伸的縱向沙壟(圖7-13)。

　　(三)多方向風作用下的沙丘

　　金字塔沙丘是在多風向，且在風力相差不大的情況下發育起來的一種沙丘，因其形態與埃及尼羅河畔的金字塔相似而得名;有時其形態像海星，故又稱為星形沙丘。金字塔沙丘有一個尖的頂，從尖頂向不同方向延伸出三個或更多的狹窄沙脊(棱);每個沙脊都有一個發育得很好的滑動麵(棱麵)，坡度一般在25°～30°左右;丘體高大，在塔克拉瑪幹沙漠南部，一般高度在50～100米，也有高達百米以上的。金字塔沙丘一般作零星的單個分布;但也有一個接一個而組成一個狹長的、不規則的壟崗(稱線形星狀沙丘)，這種形態在納米布沙漠和撒哈拉沙漠東北部有較多分布，塔克拉瑪幹沙漠南部也可見到。

　　法國撒哈拉沙漠研究者Cornish，把金字塔沙丘解釋為上升氣流所引起，即由對流過程所形成;前蘇聯學者費道洛維奇則認為是由空氣波動的幹擾所致。空氣波動幹擾，與風遇到山體障礙而返回的作用有關。我國的朱震達等(1980年)根據塔克拉瑪幹沙漠金字塔沙丘的分布特點，認為它的形成發育條件是：①多方向風的風情，而且各個方向的風力都相差不大;②鄰近山嶺地帶，尤其是處於山嶺的迎風麵;③下伏地麵有起伏，特別是在一些有殘餘丘崗和台地存在的地區更易於形成。最近，淩裕泉等(1997年)根據敦煌鳴沙山金字塔沙丘的研究，提出金字塔沙丘形成的動力條件為：①非沙質床麵的氣流場輻合區，具有三個以上近似均布的主風向，各主風向的風力強度、出現頻率及持續時間不盡相同，但年總輸沙能力較為接近，而且月輸沙能力具有明顯的季節變化;②不太充裕的沙源和高濃度不飽和風沙流;③不同尺度地形條件的動力作用和沙漠與戈壁下墊麵的熱力影響。金字塔沙丘的形成過程經曆了沙物質積累和形體塑造兩個發育階段，兩個發育階段是相互交替進行的。具體地說，三個主風向的作用在於，首先由一個主風向提供沙物質積累;第二步由另一個主風向進一步提供補充沙源，並塑造金字塔沙丘形態——主脊(或主梁);最後一個主風向塑造了金字塔沙丘副脊(或副梁)。這一過程是在不同季節完成的，年複一年逐漸發育成較為典型的金字塔沙丘形態。金字塔沙丘由若幹方向風的作用所形成，這是多數研究者的看法。

　　關於各種沙丘形態的成因，雖然提出多種多樣的假說，但尚未有比較公認的成因理論，尤其對於那些複雜形態的沙丘，可以說還了解得很不清楚，有待進一步深入研究。當然，沙丘的形態主要取決於氣流及其與沙質下墊麵之間的相互作用;同時，也受水文、植被、地形等多種複雜因素的影響，甚至還取決於其周圍整個環境形成的漫長的古地理曆史。Hack對美國西南部Navajo縣沙丘的研究，找出沙丘發育與植被、沙源、風力強度之間有如圖7-14所示的關係。

　　三、沙丘移動規律

　　沙丘移動是相當複雜的，與風、沙丘高度、水文植被狀況等很多因素有關。

　　風是產生沙丘移動的動力因素。沙丘移動是風力作用下，沙子從沙丘迎風坡吹揚搬運，而在背風坡堆積的結果。根據野外觀測，沙丘移動的方向隨著起沙風風向的變化而變化，移動的總方向和起沙風的年合成風向大體相一致。沙丘移動的方式取決於風向及其變律，可以分為三種情況：第一種是前進式，這是在單一的風向作用下產生的;第二種是往複前進式，它是在兩個方向相反而風力大小不等的情況下產生的;第三種是往複式，是在風力大小相等，方向又相反的情況下產生的(圖7-15)。

　　沙丘移動的速度，據研究，其與風速和沙丘高度的關係，可用下式表示：

　　式中：D—沙丘在單位時間裏前移的距離，Q—單位時間內通過單位寬度的沙量，H—沙丘高度，r—沙子的容重。

　　由式可以看出，沙丘移動速度與其高度成反比，而與輸沙量成正比。又因輸沙量是和起沙風速的三次方成正比，所以沙丘移動速度也就同樣和風速三次方成正比。沙丘移動速度與其高度成反比的關係，已為大量的野外觀測所證實，圖7-16表示其中的一些測定。

　　沙丘移動速度除了主要與風速和沙丘本身高度有關外，還受到沙丘的水分、植被狀況及下伏地貌條件的差異性等多種因素的影響，是相當複雜的。因此，在實際工作中，通常采取野外插標杆、重複多次地形測量、多次重合航空相片量測等方法，以求得各個地區沙丘移動的實際速度。

　　風沙活動、沙丘前移，可以侵入農田牧場、埋沒房屋、侵襲道路(鐵路、公路)，給農業生產和工礦、交通建設造成很大危害。防治沙害的關鍵是控製沙質地表風蝕過程的發展，削弱風沙流的強度和固定沙丘，一般可采取工程防治和植物固沙兩種方法。

　　第四節 荒漠類型和荒漠化問題

　　一、荒漠的類型

　　氣候幹旱，植被非常稀少，土地十分貧瘠的自然地帶，稱為荒漠(Desert)，意為“荒涼”之地。

　　幹旱荒漠的麵積約占全球陸地麵積1/4左右。主要分布在兩個地區：一是南、北緯15°～35°之間的亞熱帶。這裏為副熱帶高壓帶的控製範圍，終年為信風吹刮。在高壓帶內對流層氣柱下沉，空氣絕熱增溫，相對濕度減小，空氣非常幹燥;同時，下沉作用也抑製了陣雨和對流。而信風又是吹向低緯度的幹冷旱風，特別是大陸西岸的信風是背岸吹的，幹旱尤甚。所以，亞熱帶的大氣很穩定、濕度低、少雲而寡雨，成為地球上著名幹燥氣候區。如：北非的撒哈拉、西南亞的阿拉伯半島、南美的阿塔卡馬等地。二是溫帶內陸地區，如中亞，我國的西北和美國西部等地。若照它們的緯度，本不應為幹旱區，但由於它們深居內陸，遠距海洋，主要還因為它們多半因地形閉塞，四周高山阻止了海洋濕潤氣流的伸入，因而使得這裏終年處於極其幹燥的情況下，形成了溫帶內陸幹旱區。

　　幹旱荒漠按照地貌形態與地表組成物質不同，可分為四種類型：岩漠、礫漠、沙漠和泥漠。

　　(一)岩漠(石質荒漠)

　　它發育在幹旱山地中，特點是地麵切割得破碎不堪，山嶺陡峭，石骨嶙峋，基岩突露地表。

　　幹旱區的山地，岩石的機械風化(即物理風化)十分強烈，山坡上堆積了大量碎屑風化產物，在重力作用下沿坡緩慢下移，特別是一旦暴雨發生，便由洶湧澎湃的暫時性洪流(包括片流和暴流)將其運往山麓和溝口堆積，形成洪積扇。而山坡則又重新暴露，重遭風化，碎屑物質再次受重力作用沿坡下移，並為洪流所運走。風化作用、坡地重力作用及暫時性洪流作用如此反複進行的結果，使山坡不斷平行後退，因而在山麓形成一種緩傾斜的平整基岩麵，上覆薄層鬆散岩屑，稱為山麓剝蝕麵或簡稱山足麵(圖7-17)。山足麵坡度受從其上搬運的物質粒徑所控製，通常與洪積扇坡度一樣(7°)。在山坡平行後退，山足麵擴展的過程中，抵抗風化剝蝕很強的堅硬岩石，殘留成為單個的孤丘，突露於山足麵之上，稱為殘丘或島山(Inselberg)。隨著時間前進，山坡不斷後退，山體逐漸降低縮小，山足麵隨之日益擴大，最後許多山足麵就連成一片，成為山前夷平麵。在構造穩定的幹旱區，如北非、澳洲西部，我國新疆東部和內蒙古阿拉善高原西部及其邊緣高地，都可見到規模較大的山前夷平麵。它是幹旱區地貌發育到成熟階段的標誌，猶如準平原是濕潤氣候帶地貌發育的成熟產物一樣。

　　山麓剝蝕麵和山前夷平麵是一種石質荒漠平原，屬於岩漠的範疇。其上常分布有幹穀、封閉的小窪地和孤立的島山;削平的基岩(或岩屑)表麵往往覆蓋有油黑發亮的所謂“荒漠岩漆”(蒙蓋著由凝結水溶解帶出的黑色鐵錳沉澱物，經風沙磨蝕後，光亮耀目)。

　　(二)礫漠(礫石荒漠)

　　礫漠為地勢起伏平緩、地麵布滿礫石的地區。礫石的來源可以多種多樣，但主要還是古代河流的衝積物和洪積物。它多發育於內陸山前衝積——洪積平原上，在強勁的風力作用下，吹走了細粒物質(沙、粉塵等)，整個地表留下了粗大礫石，便形成一片廣大的礫石荒漠。礫漠中的礫石常被風所挾帶的沙子磨蝕成帶棱角的、表麵光滑的風棱石;有些礫石表麵可見到油黑色漆皮。世界上礫漠分布較廣，例如，我國西北的河西走廊、柴達木和塔裏木等內陸盆地的山前地帶，蒙古大戈壁，以及北非阿爾及利亞的部分地區。

　　礫石荒漠蒙古語稱“戈壁”。我國習慣還把岩漠中的石質荒漠平原也歸入其中。為了區別於礫石戈壁(堆積)，特稱之為石質戈壁(剝蝕)。如新疆東部哈密以南遼闊的噶順戈壁，準噶爾盆地東部著名的諾明戈壁，都屬於這種戈壁類型。

　　(三)沙漠(沙質荒漠)

　　沙漠是指地表覆蓋有大麵積風成沙的地區。這裏風沙活動強烈，形成各種風成地貌形態。沙漠是荒漠中分布最廣的一種類型;此外，在半幹旱的幹草原地區，也常有大麵積為風成沙所覆蓋的地麵，稱為“沙地”。但在一般人的習慣中，也常把它叫沙漠。

　　沙漠的形成除了幹旱氣候外，還要有豐富的沙漠沙物質來源。因此，沙漠多分布在內陸巨大的山間盆地裏，以及幹燥剝蝕的高原上。內陸盆地接受了四周山地大量風化破壞產物的堆積，具有深厚疏鬆的衝積(或湖積)沙層;而幹燥剝蝕高原，經受了長期幹燥剝蝕作用後，在高原麵上，特別是其中的低平地和窪地裏堆積了大量的殘積、坡積和衝積沙層，都為沙漠的形成提供了豐富沙源。

　　全世界沙漠總麵積約700萬平方公裏，著名的大沙漠有：阿拉伯半島的魯卜哈利沙漠(56萬平方公裏，世界最大沙漠)，澳大利亞的維多利亞沙漠(36萬平方公裏)、辛普森沙漠(31.2萬平方公裏)、吉普森沙漠(22.1萬平方公裏)，印度及巴基斯坦的塔爾沙漠(26萬平方公裏)，中亞的卡拉庫姆(35萬平方公裏)、克茲爾庫姆(20.5萬平方公裏)，撒哈拉的東部大沙漠(19.2萬平方公裏)和西部大沙漠(10.3萬平方公裏)，以及我國的塔克拉瑪幹沙漠(33.76萬平方公裏)等。

　　(四)泥漠(粘土荒漠)

　　泥漠是由粘土物質組成的地麵，分布在幹旱區的低窪地帶，如封閉盆地的中心。它是由洪流從山區搬運來的細土物質淤積幹涸而成。泥漠的地麵平坦，發育有龜裂紋，植物稀少，地表光裸。有的泥漠地區，地下水位較淺且含有大量鹽分，在幹燥氣候條件下水分不斷蒸發，鹽分析出在地表不斷積聚，形成鹽土、鹽殼甚至鹽岩層，則稱為鹽沼荒漠或鹽漠。

　　二、荒漠化問題

　　荒漠化是當今人類麵臨的全球性的嚴重環境問題之一。根據聯合國最近公布的資料，目前已經荒漠化或正在經曆荒漠化過程的地區遍及世界六大洲100多個國家和地區，世界上1/5人口受到荒漠化的威脅。

　　(一)荒漠化(Desertification)的概念及其成因

　　荒漠化概念於1949年由法國科學家Aubrevill提出，但是，長期以來對荒漠化概念的理解一直存在著分歧，自荒漠化概念提出以來在國際上共產生過100多個定義。1994年10月，聯合國防治荒漠化公約在巴黎簽署，公約中給出了荒漠化的新定義，即“荒漠化係指包括氣候變化和人類活動在內的種種因素造成的幹旱、半幹旱和半濕潤幹旱區的土地退化”。

　　荒漠化的新定義明確地指出了三個問題：

　　(1)荒漠化是氣候變化和人類活動等多種因素的作用下起因和發展的。

　　(2)荒漠化發生在幹旱、半幹旱和半濕潤幹旱區，這就給出了荒漠化產生的背景條件和分布範圍。

　　(3)荒漠化是發生在幹旱、半幹旱和半濕潤幹旱區的土地退化。將荒漠化置於寬廣的全球土地退化的框架內。土地退化可以發生在全球的各個地區，而荒漠化隻是發生在幹旱、半幹旱和半濕潤幹旱區。

　　顯然，國際上所理解的荒漠化是一種廣義的概念，包括風蝕、水蝕和鹽漬化等一種或一組因素作用下的土地退化過程。在國內，一般采用狹義的荒漠化概念，即沙質荒漠化，簡稱沙漠化(Sandydesertification)。它是指在幹旱、半幹旱及部分半濕潤地區，由於氣候變化與人類活動等因素作用下所產生的一種以風沙活動為主要標誌的環境退化過程。從地貌學的角度出發，可以認為沙漠化的實質就是土地風蝕、出現流沙和產生沙漠的過程，當然也包括原來固定和半固定沙丘活化，演變為流動沙丘的過程。

　　全球現共有荒漠化土地35.92億公頃，占全球幹旱半幹旱及部分半濕潤地區總麵積的69.0%(表7-5)，占全球陸地總麵積的1/4左右。目前，全球每年將有總計為1.812億公頃的土地淪為荒漠化土地，即全球荒漠化土地近期將以年均3.5%的速度發展。全球每年因荒漠化而造成的直接經濟損失達423億美元，而其間接損失往往高出直接損失額的2～3倍，甚至10餘倍。

　　我國荒漠化土地總麵積(包括風蝕和水蝕)是332.7萬公頃，占國土總麵積的34%(至1993年)，其中沙質荒漠化土地麵積(沙漠化麵積)為153.3萬公頃，水蝕引起的荒漠化土地麵積達179.4萬公頃，將近4億人口生活在荒漠化或受荒漠化影響的地區。50年代到70年代中期，單我國北方沙漠化土地年均擴大麵積達1560公頃，年均增長率1.01%;而70年代中期到80年代中期，年均擴大麵積和年均增長率分別是2100公頃和1.47%，沙漠化的發展速率不斷提高。我國每年因沙漠化造成的全部經濟損失約為783～918億元。

　　表7-5 全球荒漠化土地麵積與分布(百萬公頃)

　　(二)沙漠化的防治戰略與基本原則

　　在1991年國務院召開的全國第三次治沙工作會議上，製訂了我國今後十年的沙漠化防治戰略總目標：以西北、華北、東北西部萬裏風沙帶為主線，以保護、擴大林草植被和沙生植被為中心，建立防、治、用有機結合的治沙工程體係。當前要以治理沙漠化土地為重點，主要是圍繞恢複土地資源和合理開發利用來進行綜合治理，逐步縮小沙漠化土地的麵積。

　　沙漠化防治是一項宏偉的改善生態環境、發展沙區經濟的係統工程，涉及麵廣，任務艱巨，難度很大。為了切實把治沙工作搞好，應遵循下列基本原則：

　　(1)由於幹旱區生態係統具有脆弱而易破壞的特性，因此在開發水、土、植物資源時，應當注意自然潛力與土地利用係統之間的動態平衡關係，掌握適度利用的原則。

　　所謂適度利用，指在利用這些自然資源的過程中，應以不致發生環境退化和達到持續利用目的為準則。

　　(2)在開發幹旱區水、土、植物資源時，應采取開發利用和資源保護並舉的原則(如對天然植被的利用與保護)。

　　(3)在幹旱區開發利用水土資源時，必須因地製宜確定本區利用方向，特別是無灌溉條件的旱作農業區，年降水量是生產的主要製約要素。考慮到幹旱、半幹旱地區氣候波動和幹旱年份呈周期出現的特點，應當嚴格控製旱作農田的界限，不應因一度降水量增加而擴大旱作麵積，以免在隨之出現的旱年內被迫棄耕，造成撂荒而引起土地沙漠化。旱作界限以外的地區如宜發展草場，就應以牧業為主，做到適應自然條件的利用。

　　(4)在預防沙漠化的同時，還應采取相應的治理沙害的措施，做到預防為主，防治相結合。

　　治理沙害必須根據不同自然條件因地製宜地采取有效的綜合治理措施。一般情況下，堅持生物措施為主，生物措施與工程措施相結合。植物固沙是治理沙害的一種經濟而有效的根本措施，在沙區植樹種草能減低風速，控製風蝕，固定流沙，且能生產出木材和大量的燃料、飼料;因此，能做到除害和興利相結合，一舉兩得。所以，要大搞植被建設，建立防護林體係。

　　總之，沙漠化防治要根據全國治沙工程規劃要求，結合本地區實際編製治沙規劃，要根據不同的立地類型，確定防治措施，因地製宜、因害設防、因利開發。在工作安排上要突出重點，明確目標，先易後難，分別輕重緩急，有計劃、有步驟地進行治理，做到治理一片、鞏固一片、開發一片、見效一片。

　　第五節 黃土

　　一、黃土的分布與特性

　　黃土(包括黃土狀土)在世界上分布相當廣泛，特別在歐亞大陸上，幾乎從大西洋東岸到太平洋西岸成斷續帶狀地分布著。從全球來看，黃土主要位於比較幹燥的中緯度地帶，如西歐萊茵河流域，東歐平原南部，北美密西西比河中上遊以及我國西北、華北等地，麵積約1300萬平方公裏，約占全球陸地麵積的1/10。我國北方是世界上黃土最發育的地區，麵積有63.1萬平方公裏，占全國麵積6.6%。其中，黃河中下遊的陝西北部、甘肅中部和東部、寧夏南部以及山西西部，是我國黃土分布最集中的地區。分布麵積廣、厚度大、地勢較高，形成著名的黃土高原，黃土高原的黃土實際覆蓋麵積近40萬平方公裏;大部分地區的黃土厚度在50～100米之間，六盤山以西的部分地區，還有超過200米的。世界上其他地區的黃土，厚度一般隻有20～30米左右，前蘇聯境內的黃土較厚，局部地區厚度可達40～50米。所以，我國黃河中遊的黃土高原，是世界上黃土和黃土地貌最發育，規模最大的地區。

　　黃土的性質對黃土地貌的發育有重要影響。黃土，是一種灰黃色或棕黃色的特殊的土狀堆積物;黃土地層由下而上劃分為早更新世午城黃土、中更新世離石黃土上部和下部、晚更新世馬蘭黃土，其間被三個剝蝕麵隔開。它們具有以下的特性：質地均一，以粉沙(0.05～0.005毫米)為主，其含量可達60%以上;大於0.1毫米的細沙極少，小於0.005毫米的粘粒含量，一般在10%～25%之間。各時代的黃土，其顆粒成分有所差異，第四紀早期的黃土比晚期的黃土粘土顆粒含量高，而細沙粒級(0.25～0.05毫米)含量較低;所以，午城黃土的黃土質地較粘重，而馬蘭黃土質地疏鬆。

　　富含碳酸鈣，其含量一般在10%～16%之間。黃土中含有鈣質，在幹燥狀態下，鈣質可以使土粒固結，但是遇水時卻發生相反作用，碳酸鈣會發生溶解而使土粒分離，黃土就失去其原有的固結特性而成分散狀;因此，鈣質多的黃土層是易受侵蝕的。碳酸鈣在淋溶與聚集過程中，逐漸彙集一起成為鈣質結核，結核一般很大，呈不規則塊狀，形態有點像馬鈴薯或生薑，所以稱之為砂薑石，在黃土中常成水平帶狀分布，富集於古土壤層的底部(黃土中埋藏著多層古土壤層，它是在黃土沉積間斷時期發育起來的土壤層)。

　　黃土結構上較鬆散，顆粒之間孔隙較多，且有較大的孔洞，用肉眼可見;孔隙度一般在40%～55%。多孔性是黃土區別於其他土狀堆積物的主要特征之一。

　　黃土無沉積層理，垂直節理很發育，直立性很強，深厚的黃土層常形成陡峻的崖壁，土崖可以維持百年而不崩墜。垂直節理發育是黃土最普遍而特殊的性質。

　　黃土具有多孔性和垂直節理，因而透水性較強。黃土遇水浸濕後，發生可溶性鹽類(主要是碳酸鈣)溶解和粘土顆粒的流失，強度顯著降低，受到上部土層或構造的重壓，常發生強烈的沉陷和變形。黃土的濕陷性是一個極關重要的問題，因為黃土的沉陷可以毀壞建築工程。

　　自然界有一種與黃土性質相近的堆積物，稱為黃土狀土，它具有黃土的部分特性。但是，這種土往往具有沉積層理，粒度變化較大，孔隙度較低，含鈣量的變化顯著，並無明顯的濕陷性，借此可與黃土相區別。

　　二、黃土的成因

　　黃土的成因主要有風成說、水成說和風化殘積說三種觀點;其中風成說曆史長、影響大、擁護者多。

　　黃土風成說認為，中歐和北美的黃土，是冰期時大陸冰川區幹而冷的反氣旋風，將冰水平原上的細顆粒吹送到外緣草原地帶沉積而成的，所以稱為冰緣黃土。至於印度西北部，伊朗和中亞、裏海周圍等地的黃土，則是由內陸幹旱荒漠、半荒漠區強大的反氣旋風從中部吹向外圍，把大量的黃土物質吹送到生長草本灌木的草原地帶，逐漸堆積成厚層的黃土，故稱為荒漠黃土。

　　我國黃土的風成過程，及其與荒漠的關係就更加明顯。早在二千多年前，西漢的班固在其所著《前漢書》中就有過這樣的記載：紀元前32年(成帝建始元年)四月壬寅晨，“大風從西北起，雲氣亦黃，四塞天下，終日夜下著地者黃土塵也”。這裏不僅表明當時從天上落下來的“塵”是黃土，而且說明黃土是由西北風帶來的。我國的黃土分布區的北麵正是沙漠戈壁，自北而南戈壁、沙漠、黃土三者逐漸過渡，成帶狀排列。黃土的礦物成分具有高度的一致性，與所在地方下伏基岩的礦物成分沒有多大聯係;其粒度組成，依蒙古高壓經常吹刮的西北風方向，呈有規律性的變化，西北部靠近沙漠地區的黃土顆粒成分較粗，黃土剖麵中夾有風成沙層(如陝北地區所見)，而愈往東南，遠距沙漠粒度成分逐漸變細。黃土披蓋在多種成因的、形態起伏顯著的各種地貌類型上，並保持相似的厚度。黃土中含有陸生草原動、植物化石;有隨下伏地形起伏的多層埋藏古土壤。這些特征比較充分證明我國黃土是風成的，且與沙漠戈壁的關係密切。

　　黃土的水成說認為，在一定的地質、地理環境下，黃土物質為各種形式的流水作用所搬運堆積(也括坡積、洪積、衝積等)，形成各種水成黃土。黃土的殘積說認為黃土是在幹燥氣候條件下，通過風化和成土作用過程使當地的多種岩石改造成黃土，而不是從外地搬運來的。

　　三、黃土地貌類型

　　黃土地貌在我國黃土高原地區最為典型。其地貌特點是千溝萬壑、丘崗起伏、峁梁逶迤;即使部分地區的頂部還是相當平坦，但兩側卻十分陡峻。800多年前北宋沈括所著《夢溪筆談》曾對黃土地貌形態有過這樣的記述：“今成、皋(陝)西大澗中，立土動及百尺，迥然聳立。”

　　溝穀和溝間地是黃土高原的主要地貌形態。其中溝穀地貌主要是現代流水侵蝕作用所成;而溝間地貌的形成，明顯受到古地形的影響，即在古地形基礎上由黃土風成堆積疊加而成。

　　(一)黃土溝穀地貌

　　黃土溝穀按照發生的部位、發育階段和形態特征，一般也有細溝、切溝、衝溝和坳溝等幾種。所以，黃土溝穀的發展過程，與一般正常流水溝穀發展相似。但由於黃土質地疏鬆，垂直節理發育，加上有濕陷性，常伴以重力、潛蝕作用，故黃土溝穀係統發展較快。黃土溝穀的發展具繼承性，部分現代黃土溝穀重疊發育在老溝穀之上，即這部分水係是繼承早期水係發展而來的。

　　溝穀密度是指單位麵積上的溝道長度，以千米/平方千米表示。溝穀密度是表示區域地貌形態特征的最重要指標之一，它實際上是反映了一個地區被水道分割破碎的程度。如果將黃土高原所有溝穀計算在內，其密度居於全國之首(表7-6)。

　　表7-6 黃土高原與我國其他地區的水係密度(或溝穀密度)比較

　　*據1∶10萬地形圖量算，其餘都是據1∶5萬地形圖量算的。

　　(二)黃土溝間地地貌

　　溝間地是指溝穀之間的地麵。溝間地的地貌形態有塬、梁、峁，從分布麵積來看，它們是黃土高原的地貌主體。這些地貌類型，主要是由黃土堆積作用造成的。

　　1.黃土塬。

　　塬是麵積廣闊而且頂麵平坦的黃土高地(圖7-18)。塬麵中央部分斜度不到1°，邊緣部分大約在3°～5°。現麵積較大的塬有隴東的董誌塬、陝北的洛川塬等。董誌塬介於涇河的支流蒲河與馬蓮河之間，以西峰鎮為中心，長達80千米，寬達40千米，麵積2200多平方千米。

　　塬受到溝穀長期切割，麵積逐漸縮小，同時也變得比較破碎，就形成“破碎塬”。如甘肅合水、陝西定邊、宜川和山西呂梁山西側的一些小型塬。

　　塬是在比較平坦的古地麵(平緩的盆地或傾斜平原等)上經黃土堆積而成。黃土堆積後，塬麵侵蝕微弱。

　　2.黃土梁。

　　梁是長條形的黃土高地。它主要是黃土覆蓋在古代山嶺上而成的，也有些梁是塬受現代流水切割產生的。根據梁的形態，可分為平頂梁和斜梁兩種。

　　平頂梁頂部比較平坦，寬度有限，長可達幾公裏。其橫剖麵略呈穹形，坡度在1°～5°;沿分水線的縱向坡度不過1°～3°。梁頂以下是坡長很短的梁坡，坡度較大，多在10°以上，兩者之間有明顯的坡折。在梁坡以下，即為溝坡，其坡度更大。

　　斜梁是黃土高原最常見的溝間地，是當地群眾真正所指的“梁”。梁頂寬度較小，呈明顯的穹形。沿分水線已有較大起伏，梁頂橫向和縱向坡度，由3°～5°可大到8°～10°。梁頂坡折以下直到穀緣的梁坡坡長很長，坡度變化在15°～35°。梁坡的坡形隨其所在部位而有不同，在溝頭的穀緣上方為凹斜形坡，在梁尾(溝頭兩側)為凸斜形坡。梁坡以下，就是溝坡。

　　峁是一種孤立的黃土丘，呈圓穹形。峁頂坡度為3°～10°，四周峁坡均為凸形斜坡，坡度10°～35°不等。兩峁之間有地勢顯著凹下的分水鞍，稱為墕。墕之兩側均為凹斜形坡。分水鞍為兩側溝頭所蠶蝕，殘餘成為極窄的長脊，則稱“崾嶺”。崾嶺也常出現在塬和梁間，但其地勢並不顯著凹下，道路往往由此通過。

　　若幹連接在一起的峁，稱為峁梁;有時峁成為黃土梁頂的局部組成體，稱為梁峁。

　　峁大多數是由梁進一步被切割而成，少數為晚期黃土覆蓋在古丘陵上而成。黃土峁和梁經常同時並存，組成所謂黃土丘陵(圖7-19)。

　　(三)黃土潛蝕地貌

　　流水沿著黃土中的裂隙和孔隙下滲，進行潛蝕，使土粒流失，產生洞穴，最後引起地麵崩塌，可形成黃土特有的潛蝕地貌。

　　黃土碟是一種由流水下滲浸濕黃土後，在重力的影響下，土層逐漸壓實，使地麵沉陷而形成的碟狀小窪地。形狀為圓形或橢圓形，深數米，直徑10～20米。它常常形成在平緩的地麵上。

　　黃土陷穴和黃土碟不同，它是一種漏陷的溶洞，陷穴是流水沿著黃土中節理裂隙進行潛蝕作用而成。陷穴多分布在地表水容易彙集的溝間地邊緣地帶和穀坡的上部，特別是衝溝的溝頭附近最發育。根據陷穴形態可分三種：①漏鬥狀陷穴，呈漏鬥狀，深度不超過10米，主要分布在穀坡上部和梁峁的邊緣地帶;②豎井狀陷穴，呈井狀，口徑小而深度大，深度可超過20～30米，主要分布在塬的邊緣地帶;③串珠狀陷穴，幾個陷穴連續分布成串珠狀，陷穴的底部常有孔道相通，它常見於衝溝溝床上或坡麵長、坡度大的梁峁斜坡上。

　　兩個或幾個陷穴不斷擴大，下部由地下水流串通不斷擴大其間孔道，則在陷穴之間未崩塌的殘留土體，就形成黃土橋。

　　黃土柱是分布在溝邊的柱狀殘留土體。它的形成是由於流水不斷地沿黃土垂直節理進行侵蝕和潛蝕，以及黃土的崩塌作用，殘留的土體就形成黃土柱。黃土柱有柱狀和尖塔形的，其高度一般為幾米到十幾米。

　　黃土地貌，除了上述各種地貌類型外，穀坡黃土物質在流水和塊體運動作用下，使穀坡擴展也可產生多種地貌形態。如由於土層表麵受濕幹、熱冷、凍融等的變化而引起的漲縮作用，造成表土的剝裂，在重力作用下順坡瀉溜;雨水或片流沿黃土的垂直節理下滲，通過潛蝕作用，使裂隙逐漸擴大，形成交錯的裂溝或成行的陷穴，一旦土體失去穩定時發生崩塌;以及在岩性不同的傾斜地層接觸麵上，因受地下水滲流，破壞土層間的凝聚力，在重力的影響下發生龐大土體滑坡等。

　　黃土地區流水侵蝕地麵造成水地流失。據調查分析，我國黃土高原地區年平均侵蝕模數(每年在單位麵積內流失的泥沙量)一般為5000～15000噸/平方千米。水土流失給農業生產的危害，主要表現為：①水土流失後地力變瘦;②溝壑擴延，耕地縮小;③大量泥沙淤積庫渠，破壞水利。特別是在暴雨期間造成泥流下瀉，還可衝垮道路，毀壞城鎮，引起生命財產的重大損失，造成嚴重災害。

　　因此，黃土地區進行水土保持是極其迫切的工作，在防止水土流失時，應充分考慮各種侵蝕形態發生發展的規律和分布特點。防止水土流失必須采取農、林、牧、田間工程及溝穀工程的綜合措施。各種水土保持措施之間要相互結合，例如坡麵修梯田，田邊築地埂，地埂上栽灌木帶;田麵采取等高耕作、溝壟耕作方法。而且各種水土保持措施要在麵上互相結合，既要治理溝穀，又要治理溝間地;既要治理溝頭，又要治理溝床。總之，對水和土進行步步涵蓄，節節攔阻，構成自上而下強的防蝕網。然而水土保持工作要做到這樣，必須以實現土地合理利用為前提，根據不同自然條件，包括水土流失程度與方式，來合理劃分宜農、宜牧、宜林的用地，並配置各種水土保持措施。

　　第八章 海岸地貌

　　海洋邊緣，海洋與陸地的接觸帶是海洋與陸地相互作用的地帶，稱為海岸帶，包括沿岸陸地部分及水下岸坡，範圍自濱海平原至外陸架坡折帶，大致相當於晚第四紀海平麵波動時期淹沒和出露的區域。現代海岸帶包括現代海浪對地麵作用所達到的範圍。其上界，在岩岸是現代海蝕崖的頂部，在沙質和泥質海岸是海岸沙丘或海灘頂部生長植被的地方;其下界相當於水深等於1/2波長處。由於各地海岸的自然地理特征及波浪狀況不同，因此海岸帶是一個寬度變動的地帶。現代海岸帶自陸地向海洋一般劃分為海岸、海灘和水下岸坡三個部分(圖8-1)。

　　海岸是高潮線以上狹窄的陸上地帶，如海蝕崖、灘肩或沿岸沙堤及海岸沙丘等，它們經常暴露於海水麵之上，僅在特大高潮或暴風浪時才被海水淹沒。這一地帶又稱潮上帶或後濱。海灘是高低潮之間的地帶，它們在高潮時被淹，低潮時出露，其寬度受潮差影響，相當於潮間帶，也稱前濱。水下岸坡是低潮線以下一直到波浪作用所能到達的海底部分，其下限相當於1/2波長的水深處，通常約10～20米。水下岸坡不露出水麵，是波浪破碎頻繁的地帶，在沙質海岸，常形成沿岸沙壩和凹槽，這一帶又稱潮下帶或近濱。外濱(或濱外)是波基麵以下的淺海部分，也有人將波浪傳入淺海開始變形處，即水深約1/2波長處到波浪破碎帶外緣這一地帶稱為濱外，將其歸入水下岸坡下部。海岸線是陸地與海麵的交界線，一般將平均高潮線當作海岸線，也有人將平均低潮線稱為海濱線。由於海平麵的變動或地殼的升降運動，海陸交互作用的痕跡在相鄰的陸上或海底也有保存。保留在陸上的古海岸帶常是被抬升了的海蝕階地或海積平原，而殘留在海底的古海岸帶是在低海麵時形成的，其標誌物是溺穀、岩灘、淺灘等。

　　海岸地貌是由波浪、潮汐和近岸流等海洋水動力作用所形成的地貌，它通常分布在平均海平麵上下10～20米左右，寬度在數千米至數十千米的地帶內。

　　全世界的海岸線長約44萬千米，我國的大陸海岸線長約1.8萬千米，加上沿海幾千個大小島嶼，總岸線長達3.2萬千米。海岸帶具有豐富的資源，世界上約有2/3的人口分布在沿海地區。因此，海岸帶是人類活動頻繁和經濟極繁榮的地帶。

　　第一節 海岸的動力作用

　　一、波浪作用

　　波浪是塑造海岸地貌最普遍、最重要的動力。波浪運動特別是進入淺水區後其傳播過程發生的變化是控製海岸發育與演化的主要因素之一。

　　(一)深水波浪的特性

　　海洋中的波浪主要是由風力作用形成的。風作用於海麵時通過近水麵大氣層的垂直壓力和切應力，將能量傳遞給海水，使水質點在風力、重力和表麵張力的作用下做近於封閉的圓周運動，並由於向風與背風坡之間的壓力差，使這種波動不斷發育起來，海麵形成連續的周期性起伏，形成波峰和波穀。波峰的最高點為波頂，波穀的最低點為波底。兩個相鄰波頂間的水平距離為波長(L)，波頂與波底間的垂直距離為波高(H)，相鄰兩個波頂或波底通過海麵同一準線所間隔的時間為波浪的周期(T)，單位時間內波形傳播

　　水質點在圓形軌道上隨著位置改變而變換在水平、垂直和往返之間。水質點運動在圓形軌道上半部時，其方向與波浪傳播方向一致，運動到圓形軌道的下半部時，其方向與波浪傳播方向相反(圖8-2)。水質點自波頂向波底運動時，垂直流向下，自波底向波頂運動時，則向上。位於波頂和波底時，水質點的水平流速值最大，垂直流速為零。位於波頂和波底之間的中點時，垂直流速達最大而水平流速為零。水質點沿圓形軌道運動一周，海水麵就發生一次升降，並使波形向前傳播(圖8-3)。

　　波浪在向前傳播的同時也向下部水層傳播，水質點的圓軌跡直徑在水平方向上相等，而在垂直方向上，自海麵向下隨深度按等差級數的增加，水質點運動軌跡的直徑(波高)則以等比級數減小(圖8-1)。例如波高為10米，波長200米的巨浪，在水深200米處僅能激起20毫米的波高。所以當海底深度大於波長時，波浪對海底的作用已很微弱。

　　表8-1 波浪運動隨深度增加的變化

　　由風直接作用形成的波浪稱風浪。風浪的大小決定於風速、風的吹程(風區)和風持續的時間(風時)。隨著風速增大，風區越長，風時越久，風浪就越大。由於風作用的湍流特性，風浪的水質點運動軌跡實際上為不封閉的圓形或橢圓形，波形為非正規的餘擺線，峰頂較陡，略呈不對稱。風浪在風停息後或離開風區向外傳播就轉變為湧浪。湧浪是在無風作用下繼續傳播的自由波，水質點運動軌跡為封閉的圓形，波形為餘擺線，峰頂較純，呈對稱。湧浪可傳播很長的距離，湧浪在傳播過程中，波能漸減，波高漸低，而波長與波速漸增，經長距離傳播，其波長與波速逐漸趨於某一穩定值，波形愈顯規則，全世界海岸地區除北半球高緯度和南美洲南端海岸地區為風暴浪區外，大多屬湧浪區。

　　風傳遞給波浪的能量，是波浪在海岸帶作功，引起複雜的海岸過程和泥沙運動的原因。單位波長內波浪的總能量可簡單地以下式表示：

　　其中：ρ是海水密度，g是重力加速度，H為波高。從上式可知波能的大小主要取決於波高。

　　(二)淺水區波浪的傳播與變形

　　當波浪傳播入淺水區，發生變形後就轉變為淺水波浪。一般認為1/2波長的海底深度是波浪變形的臨界深度，這時水質點運動的軌跡的直徑隻有海麵的1/24。當海底深度大於1/2波長時，波浪的性質尚能繼續維持不變。當海底深度小於1/2波長時，波浪將發生變形。波浪變形後，水質點的運動軌跡由深水域時的圓形軌道變為呈不對稱的上凸而向下逐漸展平的橢圓形軌道。發生這種變化主要是波浪在淺水區受到海底摩阻作用的緣故。由於橢圓形軌道的垂直軸下半部比上半部減小更快，越近水底，水質點運動的軌道變得愈來愈扁平。到了海底，軌道的扁度達到極限，水質點僅作平行於底麵的直線往返運動，波峰通過時，水質點向岸運動;波穀通過時，水質點則向海運動(圖8-4)。

　　水質點運動軌道的不對稱性也反映在水質點的運動速度在一個波浪周期內的差異性方麵。在前半周期的向岸運動(相當於波峰經過)時，它經曆的軌道長，速度大;而後半周期向海運動(相當於波穀經過)時，它經曆的軌道短，速度小。結果在同一波浪周期內，向岸速度大於向海速度，愈向岸去，這種速度不對稱差異愈大。

　　由於水質點運動軌道的不對稱，以及前、後半周期速度的不對稱，使得波形也呈現出不對稱性。在向岸傳播過程中，波形不對稱愈益顯著，前坡變得愈來愈陡，後坡則愈顯平緩。波浪進入淺水區後，各種波浪要素也隨著發生變化。首先是波浪傳播速度變小，導致波長、周期也減小。波高(H)在D/L(D=水深)值介於0.5和2.0之間時減小，在0.2值時達最小，約為原來深水波高的0.91左右;當D/L值從0.2減小到0.05時，H又變大起來，當D/L值小於0.05時，H值迅速增大。

　　(三)波浪破碎與近岸帶波浪作用

　　波浪自外海進入淺水區並向海岸推進，當達到某一臨界值時，波浪將發生破碎，這時波峰水質點運動的水平分速大於波速。即使在深水區，風浪在風的不斷作用下，波陡δ(波高H/波長L)會不斷增大，波峰愈益陡尖。當波陡達到1/7臨界值時，峰頂水質點運動的水平分速與波速相等，此時波動表麵達到極限;當波陡超過此值時，峰頂波麵變得不穩定，從而導致波浪破碎(圖8-5)。

　　在水深小於波長1/20的極淺水域，波浪破碎主要取決於相對水深η(水深D/波高H)。一般來說，波浪傳入達到臨界相對水深1.28時，不論其波陡值多少都將發生破碎。

　　介於深水域和極淺水域之間的淺水區，波浪破碎取決於波陡和相對水深兩個因素。波浪破碎的最大臨界波陡δ為1/7，最小臨界相對水深對湧浪來說是1.28，對風浪來說是2.05左右，這是因為風浪的波陡較大之故。

　　波浪破碎有三種類型(圖8-6)：

　　1.崩頂破碎(崩波)。

　　波陡較大的波浪傳入坡度較平緩的海岸時，水下岸坡易出現崩波。波形在傳播過程中水平方向上大體能保持對稱，波陡逐漸增大，破碎時產生的旋渦小，主要集中在水表麵。接近岸邊時，峰頂出現浪花並逐漸擴大，以至峰頂崩碎成瀑布狀下落。一般來說，崩波具有較強的回流。

　　2.卷躍破碎(卷波)。

　　在具有相當坡度的水下岸坡，中等波陡的波浪易產生卷波。波浪在向岸傳播過程中，隨著深度變淺而變得不規則，在一個較短的時間和距離內就可發生顯著變形，波陡增大很快，波浪的向岸麵呈直立狀進而彎曲前傾直至卷曲翻轉，成卷躍破碎下落。這種卷波產生的旋渦大，可達海底，是形成水下凹槽和沙堤的主要原因。

　　3.激散破碎(激波)。

　　一般出現在原來波浪的波陡度較小和坡度較大的水下岸坡上。因為海底坡度較大，波浪發生變形後使波浪前峰從下部開始出現浪花泡沫，並繼續擴大到整個前峰麵，在直接衝上陡灘時前峰麵在灘麵上激散破碎，並形成大量泡沫。

　　總之，波浪破碎類型與水下岸坡的坡度與波浪的波陡有關。如果水下岸坡坡度變化不大，則波陡大的波浪易出現崩頂破碎;波陡小的易出現激散破碎;而中等坡陡的一般出現卷躍破碎。

　　根據波浪在近岸帶(包括近濱和前濱)作用的差異又可分為破浪帶、碎浪帶和衝激帶(圖8-7)。波浪自濱外傳入近岸帶首先發生局部破碎的地帶為破浪帶。波浪一經破碎後，波高要減低20%以上，甚至減低80%，並消耗大量波能，接著變成尺度(波長、波高等)較小的波浪繼續向岸推進。在平坦的水下岸坡上破浪帶內波浪可出現多次破碎，並繼續重複上述的變形。

　　波浪自破浪帶繼續向岸傳播就進入碎浪帶。緩坡都有碎浪帶，陡坡常難以形成碎浪帶。中等坡度的近濱，除高潮期外，可形成寬度不一的碎浪帶(圖8-8)。自碎浪帶向岸，進入衝激帶，波能在此帶將耗盡。衝激帶內的水體運動，已不遵從波浪運動規則，呈一股水流形式向岸離運動。開始是在慣性力的推動之下，以較大的速度向岸上衝，形成進(衝)流;到達一定高度後，又在重力的作用下退回海中，成為退(回)流。向岸衝流所能達到的高度和回流的強度與波浪的能量、灘麵的坡度和灘麵的滲漏程度有密切關係。一般來說，進流的速度大於退流，因此較粗大的礫石和沙子被推向岸邊，而回流隻能帶走較細小的泥沙。

　　(四)波浪的折射與繞射

　　當波浪傳播進入淺水區時，如果波向線與等深線不垂直而成一偏角，則波向線將逐漸偏轉，趨向於與等深線和岸線垂直，這種現象稱為波浪折射。波浪傳播方向的變化是因為波速隨深度變淺而減小，位於較淺處一端的傳播速度相應小於較深一端，這就導致波峰線的偏轉。如圖8-9所示，AB為等深線，兩側的波速分別為C1，C2，波峰線MN與AB的夾角為a1。當N端傳播到等深線AB時，M端尚相距等深線AB有MP的距離，經曆時間δt時，由於波速C1大於C2，當M端移至等深線AB時，N端進入更淺水域僅傳播了C2δt距離(NQ)，這就使波峰線PQ相對原來的MN發生了偏轉。

　　在水下地形和不規則的岸線導致等深線曲折的情況下，波浪折射可使某些段落波峰線拉長，也可使另一些段落波峰線縮短，波高也相應發生變化，從而使波能出現輻聚和輻散現象，導致海岸的侵蝕與沉積作用發生。如在凸出的岬角處波浪出現輻聚，能量集中，海岸受蝕;在凹入的海灣處波浪出現輻散，波能擴散，產生沉積(圖8-10)。

　　波浪在向岸傳播過程中，除了發生折射現象外，還會發生繞射現象。當波浪傳入近岸時，因受到沙嘴、突出的岬角、濱外小島，特別是受到防波堤等人工建築物的阻擋時，波浪將繞過阻擋物從側方進入波影區，波峰線變形，顯著地改變了前進方向，波浪能量在前進的側方擴散，波高遞減，這就是波浪的繞射。波浪進入波影區後，其能量大為減小，故波影區經常為比較平靜的水域(圖8-11)。

　　二、潮汐與潮流作用

　　潮汐是海水在月球和太陽引潮力作用下所發生的周期性運動，它包括海麵周期性的垂直升降和海水周期性的水平流動，前者稱為潮汐，後者稱為潮流。圖8-12是一條理想的潮汐曲線。在潮汐現象中，海麵上漲到最高的位置叫高潮，下降到最低的位置叫低潮。海麵從低潮上升到高潮稱漲潮，由高潮下降到低潮稱落潮。漲潮時向岸流動的海水叫漲潮流，落潮時離岸流動的海水叫落潮流。高潮和低潮海麵通常要持續一段時間(約20～30分鍾)，分別稱為平潮和停潮。低潮到高潮的時間間隔稱漲潮曆時，高潮到低潮的時間間隔稱落潮曆時。相鄰高低潮位之差稱潮差。

　　潮汐現象主要是在月球、太陽等天體引力作用下產生的，其中以月球引潮力作用為主。月球引潮力包括月球引力和地月係統旋轉產生的離心力的向量和。如果在1個太陽日(24小時51分)中，出現二次高潮和二次低潮，而且相鄰高潮或低潮的海麵高度及漲落潮曆時幾乎相等，這種潮汐稱正規半日潮;如果其中一次高潮和低潮減弱，出現高高潮、高低潮、低高潮和低低潮，叫做不正規半日潮;如果在一個太陽日中隻出現一次高潮和一次低潮，稱為全日潮。

　　地球表麵的潮汐現象雖以月球引潮力為主，但太陽引潮力起著一定的作用，朔望時，月球引潮力和太陽引潮力相互疊加，形成高潮特高、低潮特低的大潮;上下弦時，月球和太陽引潮力相互抵消，形成小潮。

　　根據潮汐引起的水位變化，可把海岸帶劃分為潮上帶、潮間帶和潮下帶。位於平均高

　　潮麵以上的地帶稱潮上帶，它經常出露水麵，僅在大潮和特大高潮時才受到海水影響。平均低潮麵以下的地帶稱潮下帶，除大潮低潮時其上部間隙地出露外，經常受到漲、落潮流和波浪的作用。位於平均高潮麵和低潮麵之間的地帶稱潮間帶，它漲潮時受淹，落潮時出露，間斷地受潮流和波浪作用，其下部受作用時間較長，強度較大。

　　潮流是海水的水平運動，其流速具有波動性。在平潮和停潮時，潮流流速為零，稱憩流期。開始漲潮或落潮時流速很小，此後流速漸增，達最大值後又逐漸減小，直到憩流期又減至接近零。潮流的流向具有雙向性、多向性和回轉性的特點。在海峽、水道、灣口、河口以及縮窄的港灣內，潮流受地形的限製，形成雙向的往複流。由於受地轉偏向力的影響，在北半球受潮汐影響的內海，潮波係統產生逆時針方向的旋轉，使潮流流向也隨之發生偏轉。這種潮波係統稱為旋轉潮波係統，由此形成的潮流稱回轉潮流。

　　潮汐和潮流在海岸地貌發育中起的作用是很重要的。首先，潮汐引起的海平麵周期性變動直接影響到波浪的有效作用，它使波浪作用帶和破碎帶的位置隨時間的推移而不斷變動，從而使波浪作用帶範圍增寬，但同時也相對減弱了波浪的有效能量。在一般情況下，潮差小的海岸帶，波浪作用占主導地位;潮差大的地區，波浪有效作用相對降低，潮差與潮流作用顯著。波浪與潮差還存在複雜的反饋關係。小的波浪在潮差小的地區比潮差中等或強潮地區更能顯示其作用;小的潮差在波浪小的地區比波浪中等或強浪地區更能產生潮汐作用所形成的地貌。例如美國的西佛羅裏達灣平均潮差僅70～80厘米，但波浪作用很弱，這種條件下形成了一個以潮汐作用為主的海岸帶。

　　潮差大小影響到海岸地貌的發育。潮差在大洋中部是很小的，約0.5米左右。但在淺水區，特別是在海灣和港灣地區會顯著增大。戴維斯(Davies，1964)將海岸分為弱潮海岸(潮差<2米)，中潮海岸(潮差2～4米)和強潮海岸(潮差>4米)。圖8-13是世界三種潮差海岸的分布圖，並標示了有堡島和潟湖分布的海岸。不同潮差的海岸各自具有不同的地貌組合類型，如河流三角洲與堡島在溺潮海岸發育最好，潮灘(坪)和鹽沼在強潮海岸發育最廣。圖8-14反映了河流三角洲、堡島、潮汐三角洲、長條狀沙脊(濱外線狀沙壩)、潮汐通道、潮灘和鹽沼等七種地貌類型在不同潮差海岸地區的發育程度。

　　潮流也是影響海岸地貌發育的重要因素之一。海岸輪廓變化和潮差大小是影響潮流流

　　速大小的主要因素。如當潮流自開闊的水域進入狹窄的海峽或喇叭形港灣時，流速明顯增大。如我國杭州灣是典型的喇叭形河口灣，當外海潮波傳播到澉浦段時，由於水域變狹(由灣口寬達100千米縮小至寬僅20千米)，能量迅速集中，流速驟增，最大可達8～10米/秒(16～20節)，與此同時，潮差也相應增大，造成洶湧的錢塘江湧潮，潮頭可達3米高。在亞馬遜河，湧潮逆流上溯時，潮頭增至5～9米高。

　　潮流流速達到一定數值時、可以掀動並搬運泥沙，尤其在沙質、淤泥質海岸，這種作用更明顯。例如當潮流流速為7～12厘米/秒時，可掀起淤泥;流速達18～20厘米/秒時可掀動沙子。在海岸帶40～100厘米/秒的潮流流速是常見的。在水深較小的海岸帶，漲潮流速大於退潮流速。因此，漲潮時帶到海岸的泥沙不能被退潮全部帶走，使潮間帶不斷淤寬;另一方麵，在徑流強的河口海岸，退潮時由於退潮流與徑流疊加在一起，流速增大，使河口發生侵蝕。如南美洲亞馬遜河口深槽是在退潮流速很高的情況下形成的。

　　三、近岸流係

　　波浪水質點運動軌道實際上並不封閉，這是由於風對水麵作用的脈動性質造成的。由於波浪水質點運動軌道的不完全封閉，不僅發生了波浪形狀的移動，還發生了水體沿波浪傳播方向的實際移動，即向岸的移動。當波浪破碎後，向岸的水流也可引起海岸壅水。這就造成沿岸的海水麵較之外海的水麵位置抬高。此外，向岸風也可使岸邊壅水，如強烈的向岸風可使海岸增水高達幾米。上述因素造成的岸邊增水必然引起海水的補償運動，調節海麵的高差。海岸帶的這種水體補償運動組成一個近岸水循環的流係，稱近岸流係。又由於這種補償運動直接與間接是由波浪運動造成的，所以近岸流也稱為波流。近岸流是由整體向岸推進的水體、沿岸流、裂流與底流組成(圖8-15)。近岸流是海岸帶細顆粒泥沙搬運的主要原因。

　　(一)沿岸流

　　當波浪傳播方向與海岸斜交時，尤其是波浪向較平直的海岸推進時，在波浪破碎後，破浪帶與岸線之間會產生一股與岸線平行的沿岸流(圖8-16)。其持續時間的長短取決於波浪方向的恒定時間，波向改變，它也隨之變化。

　　當河流入海後，在盛行風(如季風)的作用下，可形成強大的沿岸流。如長江、錢塘江的衝淡水影響下形成的浙閩沿岸流，廣東珠江衝淡水影響下形成的西南向沿岸流(一年四季均存在)等。沿岸流恒定時，對海岸帶的泥沙衝淤和岸線變動起較大的影響。

　　(二)底流與裂流

　　當岸外水體緩慢輸送到岸邊時，所產生的增水還通過底流或裂流來進行調節。底流(海底逆流，底層回流)與裂流均是離岸向海流去的水體，稱離岸流。二者的區別是：底流流速很慢，分布麵廣，靠近海底向外流動;而裂流則是狹窄的、快速的靠近水麵為主的水流，衝刷力很強。最早研究裂流的是謝帕德(Shepard)等人(1941)，在裂流一詞出現之前，離岸流統稱底流。

　　1.底流。

　　往往出現在水下岸坡較陡深的情況下。海麵的傾斜通過自岸向海的底流而得到補償。它可促使碎屑物質自近岸地區向海岸帶的外區運移。如遇暴風浪時，底層逆流可有10.8米/秒的流速，這可搬運漂礫。此外，底流還可影響向岸和向海波動流速的不對稱。

　　2.裂流。

　　往往出現在水下岸坡較和緩的情況下，當波峰線與岸線平行推進時，外海水體被緩慢地輸送到破浪帶，在近岸附近可產生方向平行於岸線的沿岸流。當兩股相向的沿岸流流經一定距離後彙合，由於各自能不斷地得到水體的補給而外輸，就轉化為一股穿越破浪帶向海流出的裂流。裂流可分為根部、頸部和頭部。根部是相向沿岸流的彙合處，向海橫穿破浪帶是狹窄的頸部，破浪帶外側裂流擴散處為頭部(見圖8-15)。

　　若波峰線以一定夾角向岸推進時，形成同向的沿岸流，當流經一定距離後，也可因水體彙聚造成壅水而產生裂流。這種裂流流向與岸線方向以一定斜角相交，並有沿岸遷移的趨勢(見圖8-16)。

　　中等海浪最利於裂流的發育，洶湧的海浪能產生為數不多但較強的裂流，而較弱的海浪能形成數量較多、能量較弱的裂流。裂流間的距離差別很大，自30～100米到400～500米不等。裂流的流速一般在1～2米/秒左右，具有較強的衝刷能力，可切割破浪帶附近的水下沙壩。在高能波浪作用下形成的裂流可在海底衝蝕出裂流溝來。

　　第二節 泥沙運動與海岸剖麵

　　海岸帶泥沙的運動受到兩種力的作用，即波浪力和重力。在這兩種力的作用下海岸帶的泥沙進行各種不同形式的運動。當波浪前進方向與岸線垂直時，波浪力與重力的方向線在水下岸坡或海灘麵上的投影(重力沿坡麵的切向分量)同在一條直線上，被起動了的泥沙會產生向岸和向海的往返運動，這種運動稱泥沙的橫向運動。若泥沙的往返運動經曆了相同的路線，最後仍回到起動時的位置，這種運動稱振蕩運動。如果泥沙隨波浪運動一個周期後離開了原來的位置，這就是通常所說的泥沙運動。當波浪前進的方向與海岸斜交時，波浪力與重力沿坡麵的切向分量不在同一條直線上，被起動的泥沙向岸運動的路線與沿海灘斜坡滾落向海的路線不一致，泥沙不但發生橫向位移，還依波浪力和重力的合力方向沿岸運動，這種運動稱泥沙的縱向運動。在大多數情況下，橫向運動與縱向運動是相結合進行的。

　　一、泥沙的橫向運動與海岸均衡剖麵

　　(一)波浪作用下的泥沙起動

　　波浪是沿岸泥沙運動和海灘剖麵塑造的主要動力，而泥沙的運動狀況將直接影響海灘剖麵的塑造。波浪軌道速度增大到一定值時，將引起泥沙的運移，這個定值稱為泥沙起動的臨界值。據科馬和米勒(KomarandMiller，1973)的研究，粒徑小於0.5毫米(中沙或中細沙)的泥沙起動速度可用下列方程式計算：

　　式中：ut為近底層泥沙臨界起動流速，d0為波浪運動的軌道直徑，ρs和ρ分別為泥沙和水的密度，D為泥沙顆粒的直徑，g為重力加速度。

　　也可通過下式計算

　　式中：H0為波高，h0為水深，L0為波長，T0為波浪周期。

　　對於粒徑大於0.5毫米的沙(粗沙或粗沙)，它們的臨界起動流速公式同(8-1)式有相同的形式，但係數不同：

　　根據泥沙起動速度和粒徑以及波高與水深的關係，科馬和米勒繪製了石英顆粒的起動速度圖(圖8-17A)和波周期T=15秒時不同粒徑的泥沙起動水深圖(圖8-17B)。從兩圖中可以看出，波浪周期越大，所需的ut值越大，周期為15秒的波浪，可使水深100米甚至更深處的泥沙起動，所以大陸架海底大型沙波的存在，是現代海洋波浪作用的產物。

　　(二)中立線概念和海積均衡剖麵的塑造

　　1.中立線的概念。

　　波浪進入淺水區後，由於受海底摩阻作用影響，大量能量消耗在起動泥沙和搬運泥沙上。泥沙的運動與水質點運動是同時進行的。為了便於分析海岸剖麵發育過程中各種複雜因素的作用，我們不妨假設：①波向線與海岸正交，波浪作用強度不變;②水下岸坡由粒徑相同、物質組分相同的泥沙組成;③水下岸坡坡度不大，岸坡上各點坡度相同;④底部無回流存在。圖8-18是泥沙和水質點在淺水區的運動速度圖。泥沙和水質點的起動與運動速度用各所占的圖形麵積大小表示，這些麵積代表水質點或泥沙運動速度按時間的積分，相當於它們的向岸或向海運動的距離。波浪剛進入淺水區或在水下岸坡下部，波浪尚未變形或變形很小，這時Sw+≈Sw-。水質點運動圖形基本對稱(圖8-18A)。由於受到重力的作用，泥沙的向岸起動或運動受到重力的切向分量的牽製，而向海運動則得到推動，因此，S0+>S0-，於是Sw+-S0+ S0-，於是Sw0-S0+>Sw0-S0-，泥沙向岸移動的距離大大超過向海的位移，泥沙向岸移動。越靠近岸線，波浪正反方向速度差值越大，泥沙質點向岸移動速度和距離就越大。

　　3.自然界中泥沙橫向運動與剖麵發育。

　　上述均衡剖麵是根據中立線理論建立起來的，是一個理想化的圖式，因此它的形成隻是暫時的、相對的。在自然界中常常因為某一條件的改變而使均衡剖麵遭受破壞。即使不考慮潮汐、風等的作用，均衡剖麵也會因岸坡坡度、波浪作用力和泥沙粒徑的改變而變化。事實上，海岸帶泥沙的橫向運動是十分複雜的。以波浪作用為例，波浪自外海進入近岸帶後，由於發生了一係列變化，在橫向上出現不同的動力帶，在各個動力帶內，粗細不等的沉積物顆粒所遭受的侵蝕、搬運和堆積作用亦相應發生變化(圖8-20)。

　　由於各地波浪狀況隨季節而發生變化，因此海灘剖麵也相應發生季節性的變化。謝帕德(1950)將美國西部海岸冬季盛行暴風浪時所塑造的海灘剖麵稱為冬季剖麵，而夏季以湧浪為主塑造的稱為夏季剖麵(圖8-21)。在冬季暴風浪期間，灘肩受蝕後退或者完全消失，前濱坡度變得平緩，岸線向陸遷移。在破浪帶向海側，泥沙向岸運動，其向陸側則產生泥沙的離岸運動(圖8-22)。兩者在破浪帶附近交彙，常形成具有交錯層理的水下沙壩，並發育凹槽。在夏季湧浪期間，水下沙壩隨破浪帶位置內移而向岸移動，並填充凹槽，其規模隨之變小。近岸處沉積物仍向岸遷移，堆積成坡度較陡的岸坡，形成新的灘肩，岸線隨之向海遷移。

　　(三)海蝕均衡剖麵

　　當海岸由基岩組成時，波浪作用使基岩破壞並產生大量碎屑物質。若這些碎屑被退流帶到離岸較遠的海底沉積，經過相當長時間後，水下岸坡將會形成一個剖麵，在其上的每個點波浪能量的消耗達到一個最小值，超過這一數值，基岩岸就發生侵蝕。此時的剖麵可視為海蝕均衡剖麵。

　　海蝕均衡剖麵一般發生在相當陡峻的基岩海岸，接近岸邊，水深還相當大，使波浪具有較大的能量衝蝕岸邊基岩，在水邊線附近形成海蝕洞。海蝕洞不斷擴大，頂部岩石崩塌，海蝕崖向陸方後退，在其前方形成一向海微傾的海蝕平台。隨著海蝕崖的不斷後退，平台不斷展寬，波浪作用已達不到崖腳，海蝕崖後退停止。隨後陸上各種營力可使海蝕崖變得平緩。圖8-23為海蝕均衡剖麵發育過程示意圖。海蝕均衡剖麵的塑造過程可分為三個階段：

　　1.初始階段。

　　在海蝕作用的初始階段，波浪作用於一均勻斜坡上進行(圖8-23中的ACB)。這時波浪對海底作用的強度呈不對稱的上凸曲線，在OA處深度較大，強度為零，波浪剛開始破壞海底基岩。而後曲線逐漸上升，到Q點(相當於激浪帶)時，強度達最大。過後曲線急劇下降，到R點(相當於激浪帶頂端)時，強度降至零，破壞作用停止。相當於這一波浪對海底作用強度曲線的波浪能量曲線為I，它在水下岸坡以外是水平的，到達淺水區後逐漸下降，至水邊線為零。海底基岩被破壞的速度與波浪對海底作用強度成正比。在岸坡表麵被破壞而普遍下降過程中，激浪帶遭到的破壞最大。

　　2.中期階段(剖麵ADB)。

　　這一階段的波浪作用強度曲線已因海深加大而降低。這時，這一曲線有兩個峰值，分別位於激浪帶和海蝕崖陡壁上。激浪帶比前展寬，海蝕平台有一定寬度。波浪從外海傳來後僅發生部分破碎或部分卷倒，並形成波浪要素更小的波，繼續向岸前進，逐漸消耗剩餘能量。

　　3.平衡階段(剖麵AEF)。

　　由於海蝕崖不斷後退，海蝕平台不斷展寬，激浪對海底的作用已十分微弱，波浪對海底作用強度曲線已呈水平直線。岸坡表麵上每一點到這一直線的垂直距離相當於使基岩發生侵蝕的能量最小值(臨界值)。到了這一階段，波浪對岸坡的岩石已不再產生破壞作用。如果不再受物理—化學作用，這一剖麵不再改變。這時海蝕均衡剖麵的塑造已完成。顯然，這是在波能逐漸向岸下降和海底坡度逐漸減小時才能形成的。海蝕均衡剖麵的坡度可由下式決定：

　　式中，I=tgr(r為傾角)，Ho為某一點水深，Lo為大海中波浪的波長，C為常數，它取決於波浪要素、海底性質和使岩石開始破壞時的進流最大流速。從這一公式中可以看出海蝕均衡剖麵有以下特征：①海蝕均衡剖麵曲線是上凸形的，向岸方逐漸變平緩(這可從上式導出，Ho變小，tgr也變小);②整個剖麵沒有水平地段(因為即使Ho=0，tgr≠0);③波浪強度越大，海蝕均衡剖麵越長並越緩。

　　自然界中在某種特定條件下的確存在與上述理論海蝕均衡剖麵十分相似的海蝕均衡剖麵，這種上凸形的海蝕均衡剖麵隻出現在基岩陡岸和由細小的、易進入懸浮狀態的沉積物組成的水下斜坡處。而組成海積均衡剖麵的岸坡物質往往是粗大的沉積物(如礫石和粗沙)，並且其剖麵是上凹形的，這是兩者間的明顯差別。

　　二、泥沙的縱向運動與泥沙流

　　(一)泥沙的縱向運動

　　外海波浪進入淺水區到達海岸時，其傳播方向往往與岸線斜交，這時每一泥沙質點所受到的波浪作用和重力的切向分量就不在一條直線上，在兩種力的合力作用下泥沙沿海岸有一定的位移，這就是泥沙的縱向運動。按泥沙所在的位置，可分出海底(水下岸坡)泥沙和海岸(海灘)泥沙，前者的運動取決於波浪水質點運動軌跡的特性，而後者的運動取決於擊岸浪流水體的運動特性。

　　1.海底泥沙的縱向運動。

　　當波向線和海岸線斜交時，由於重力沿坡麵的切向分量的影響，水下岸坡上每個泥沙質點通過一個波後其移動的方向總要和原波浪方向有一定的偏離(圖8-24)。假定水下岸坡剖麵已達均衡狀態，且等深線垂直水下岸坡傾斜方向。當波峰通過時，因重力影響，質點移動到2位置，即偏離了波浪傳播方向。當波穀通過時，在波浪力和重力的合力作用下泥沙質點移動到了3位置。這樣，經過一個波浪周期後，泥沙從1移到了3。經過一段時間後，泥沙質點沿岸坡移動了一段距離，圖中1，3，5，7，9表示泥沙質點總的移動方向。

　　在中立帶泥沙質點僅作平行海岸的縱向位移。在中立帶以上岸坡，泥沙質點除沿岸位移外，還向岸方上移。在中立帶以下岸坡，泥沙質點在縱向移動的同時還離岸下移(圖8-25)。

　　2.海岸泥沙的縱向運動。

　　波浪到達岸邊完全破碎後形成激浪流，沿海灘表麵以進(衝)流和退(回)流形式運動。進流主要受慣性力作用，在運動中力求保持原有方向沿坡向上，而重力則使其運動方向稍有偏離。退流主要由重力控製，沿海灘斜坡最大傾斜方向向下。這樣，海岸泥沙的運動軌跡就是一條拋物線形狀(圖8-26)。

　　3.泥沙縱向運動的速度。

　　泥沙縱向運動的速度與水下岸坡的坡度、泥沙粒徑和波浪入射角有關。前蘇聯學者早期的研究認為，在岸坡坡度較大的深水岸邊，海灘通常由粗大物質(礫石)組成，沉積物沿岸的縱向運動速度比海底的快好幾倍。在平淺的沙質海岸，沿岸輸沙主要發生在波浪破碎帶和激浪流作用區。由於波浪動力分帶明顯，在破浪帶、碎浪帶和衝激帶內泥沙的縱向運動過程十分複雜。研究表明，在破浪帶附近，泥沙的縱向運動速度達最大值。在碎浪帶，有許多因素使這一帶的泥沙產生矢量的合運動。泥沙運動的方向主要取決於波浪速度和沿岸流流速之間的平衡狀況。在衝激帶，當沿岸流的流速超過2英尺/秒(0.6米/秒)時，泥沙運動主要受沿岸流控製。當沿岸流流速小於1英尺/秒(0.3米/秒)時，泥沙的縱向運動受波浪方向控製(圖8

　　泥粒徑的差別也影響泥沙移動的速度。一般來說，粒徑小的泥沙比粗的移動快。在波浪能量較恒定情況下，以百分含量最高的那種粒徑泥沙移動最快。

　　波浪入射角α大小對泥沙縱向運動的速度影響很大。當α很小時，波浪通過淺水區的路程增大，大量波能消耗在底部的摩擦上。當α等於90°時，雖然波能達最大，但泥沙隻有橫向移動而沒有縱向位移。早在1789年，法國學者蘭布拉爾就從理論上證實了當波浪入射角為45°時泥沙縱向移動有最大速度(圖8-28)。假設：①波能與淺水區(水下岸坡)的寬度成反比;②波浪由外海進入淺水區後波向不變。圖8-31中，DB為波浪與海岸斜交時通過淺水區岸坡的長度，BAC為泥沙質點在海灘上的運動軌道，BE為淺水區(水下岸坡)的寬度，α為波浪入射角。由於波浪在淺水區所經過的路程越

　　tgα=1，也即α=45°。

為45°時，平行於海岸的波能分量使沿岸輸沙量達最大值：

　　Et=Eosinαocosαo(Lb/Lo)

　　式中，Et為輸沙量，Eo為深水區波能，Lb為岸邊(破浪帶)波長，Lo為深水區波長，αo為深水區入射角。

　　(二)泥沙流

　　在海岸帶經常有大量的泥沙受到波浪與流的搬運作用，如果這種泥沙的運動在長時間內定向沿岸移動時就形成了泥沙流。泥沙流具有大致相同的方向和穩定的流量，它可以在整個海岸帶(包括水下岸坡與海灘部分)上進行，也可以在海岸的某個部位進行，這決定於波浪力、泥沙的粒徑和數量。礫石質泥沙流的寬度較窄，僅數十米左右;砂質的可達數百米至數千米，淤泥質的最寬，可達數十千米到上百千米。

　　泥沙流具有以下的特征(要素)：

　　1.容量(輸沙能力)。

　　指泥沙在波浪和流的作用下，單位時間內所能搬運的最大沉積物量。容量隨波浪入射角和波能而變化，當波浪入射角為45°時(等於

)，容量達最大，大於或小於這一角度，容量都會變小。

　　2.強度(輸沙量)。

　　指單位時間內實際通過一定斷麵的泥沙量。泥沙流的強度由波浪要素、波浪入射角及該岸段泥沙的數量等因素所決定。

　　3.飽和度。

　　為泥沙流的強度與容量之比。如果兩者相等，則泥沙流處於飽和狀態，全部波能消耗在搬運泥沙上;如果容量大於強度，泥沙流處於未飽和狀態，有一部分波能會用於海岸或水下岸坡的侵蝕作用;如果容量小於強度，部分泥沙將沉積下來。

　　泥沙流的延續性與海岸輪廓有很大的關係，當海岸方向發生轉折時，會使泥沙流的容量和飽和度發生變化，產生相應的堆積或侵蝕作用。當泥沙流受到遠伸入較深水中的陡崖的阻攔，或遇到深的河口三角港或港灣以及海底斜坡遠未達到均衡剖麵狀態時，都可使泥沙流速度急劇減小或完全停頓。圖8-29為當泥沙流處於飽和狀態時，由於岸線與波向線的交角α變化而產生的侵蝕和堆積，圖中有正號區域為侵蝕區，負號區域為堆積區。圖8-30為當泥沙流處於不飽和狀態時，由於岸線與波浪方向線的交角α變化而產生的侵蝕和堆積，正、負號含義同前，圖中的陰影區為飽和區。

　　泥沙流要素的改變而引起的侵蝕和堆積作用，對岸線變化、堆積地貌的形成以及港口、航道的淤積有重大的影響。

　　第三節 海岸地貌類型

　　一、波浪作用為主的海岸

　　(一)海蝕作用與海蝕地貌

　　1.海蝕作用。

　　波浪和流以及它們挾帶沙礫岩塊撞擊、衝刷、研磨破壞海岸的作用稱海蝕作用。海蝕作用有三種形式：衝蝕、磨蝕和溶蝕。衝蝕作用指波浪浪流對海岸的撞擊、衝刷作用。如果海岸斜坡坡度和水深都很大，波浪到達海岸時波能消耗很少，全部波能用於衝擊海岸，基岩岸壁上承受到強大的壓力。波浪衝擊岩壁時產生的壓力可用下式表示：

　　式中：H為波高，L為波長。

　　波浪在衝擊岩壁時，基岩裂隙中空氣受到壓縮，對圍岩產生巨大壓力，海浪後退後，受壓縮的空氣又突然膨脹，這樣連續的縮脹驟然變化，使岩石崩解、破壞。

　　此外，當波浪在懸崖峭壁岸邊上衝後發生倒轉時，下落的水體對承受物體具有巨大的打擊力，可用如下經驗公式表示：

　　如波長50米，波高6米的波浪，產生的打擊力達19.1噸/平方米。波浪衝蝕作用在裂隙、節理豐富的基岩海岸處效果較顯著。受衝蝕產生的破碎岩塊被回流帶走，海岸因此受蝕後退。

　　磨蝕作用指激浪流挾帶岩屑和沙礫對基岩的撞擊、鑿蝕和研磨作用，它加大了海蝕的速度。

　　溶蝕作用指海水對岩石的溶解作用，除了碳酸鹽等岩石易於溶解外，其他如玄武岩、正長岩、角閃石及黑曜石等岩石礦物，在海水中的溶解速度比在淡水中快幾倍到十幾倍。

　　2.海蝕地貌(圖8-31)。

　　海蝕穴(洞)：海崖的坡腳處，經常遭受波浪水流的衝磨而形成的凹坑或凹槽，一般寬度大於深度者稱海蝕穴，深度大於寬度者稱海蝕洞。它常沿多節理或抗蝕力較弱的部位沿岸斷續分布。

　　海蝕崖：海蝕穴在波浪衝蝕下不斷擴大，當其上方的岩石懸空時，發生崩塌，形成海蝕崖，海岸因此而後退。海蝕崖的形態受岩性和岩層產狀的影響很大，柱狀節理發育的海蝕崖呈陡立狀，向海傾斜的岩層常形成傾斜海崖，向陸傾斜的岩層也可以形成陡崖並能較好地保存。

　　海蝕拱橋：突出在海中岬角的兩側，發育相向的海蝕洞，經長期侵蝕最後相互貫通，形成海蝕拱橋。

　　海蝕柱：海蝕拱橋進一步受蝕，拱橋頂發生崩塌，殘存的橋墩成為殘留於海中的柱狀岩體，稱海蝕柱。

　　海蝕平台：沿岸向海微傾的平坦台地，它的後緣貼近高潮麵，前緣位於低潮麵以下。由於岩性和構造的影響，平台上可出現一些浪蝕溝和甌穴以及溶蝕窪地，並披蓋一些沙礫。海蝕平台的形成和發育要求岩石抗蝕強度和海蝕強度之間保持一定的平衡。岩石抗蝕力過強或過弱均不利於它的充分發育。有關海蝕平台的成因有不少解釋，約翰遜(John-son，1919)認為海蝕平台是海蝕崖不斷後退的結果(圖8-32)。巴特勒姆(Bartrum，1962)認為是潮間帶頻繁交替的幹濕風化作用和海浪將風化物質搬走而使海岸後退的結果。帕拉特(Pratt，1968)認為海蝕平台可分為高潮台地、潮間帶台地和低潮台地三類。高潮台地主要由幹濕風化作用與海浪的搬運作用形成，潮間帶台地是波浪磨蝕作用的結果;高潮台地的前緣如不斷受波浪磨蝕亦可向潮間帶台地演化。低潮台地是灰岩地區的溶蝕作用所致。

　　海蝕平台形成後，若因陸地上升或海麵下降而高出海麵，就變成海蝕階地;若陸地下沉或海麵上升，則沉入水中成為水下階地。

　　(二)海積地貌

　　海岸帶的泥沙在波浪水流作用下，發生橫向和縱向運動，泥沙運動受阻或波浪水流動力減弱時，會產生堆積，形成各種海積地貌。

　　1.泥沙橫向運動形成的堆積地貌。

　　海灘：海灘是波浪作用下形成的最主要的堆積地貌之一。近期對邊緣波理論的研究，在更深層次上揭示了波浪動力作用與海灘性質之間的內在聯係。邊緣波是由兩列不同頻率的入射波之間的非線性作用下產生的另一頻率的波，不同類型的邊緣波，其影響形成的海灘剖麵也不同。賴特和肖特(WrightandShort，1984)根據各種海灘水動力條件的差異和地貌發育特征，將海灘剖麵劃分為六種類型：消散性海灘，反射性海灘，沙壩—凹槽型海灘，韻律沙壩型海灘，橫向沙壩裂流型海灘和脊—槽型海灘(圖8-33)。

　　消散性海灘以平緩的灘坡為特征，暴風浪期間，可形成1～2條沿岸沙壩(破波點壩);而在湧浪期間，沿岸沙向陸遷移，形成“湧浪剖麵”形態。因此，這種海灘具有“暴風浪剖麵”和“湧浪剖麵”的季節性變化，如美國的西海岸和南澳大利亞的戈洛韋(Goolwa)海岸等。

　　反射性海灘的坡度較陡，如澳大利亞南部的布雷克肯(Bracken)海灘的灘坡為0.1～1.5，波浪直射灘麵而不破碎，最後激散在灘麵上，這種海灘的灘角發育良好。

　　在消散性與反射性海灘之間有四種過渡類型的海灘，沙壩—凹槽型(bar-trough)、韻律沙壩型(rhythmicbar-beach)、橫向沙壩裂流型(transversebar-rip)和脊—槽型(ridgeandrunnel)。這些海灘既有反射海灘的特征，又有消散海灘的性質，成為泥沙在破波點附近堆積的高能海灘和灘肩加積的低波能海灘的過渡類型。肖特(1980)在悉尼中沙灘上發現：波高大於2米時，發育沙壩—凹槽型海灘;波高為1.5～2.0米之間為韻律沙壩型;波高為1～1.5米之間為橫向沙壩裂流型;波高在1米以下的情況下，則發育脊—槽型海灘。這些海灘隨著波高的季節性變化，可以從一個海灘狀態演變成另一個海灘狀態。隨著裂流和沿岸沙壩的變化，灘麵地貌也隨之改變，在韻律沙壩型和橫向沙壩裂流海灘，裂流充分發展並控製了地貌的演變。

　　海灘的坡度一般隨組成物質的粒徑變細而變小，礫石海灘比砂質海灘陡、窄。此外，還與波長和波陡有關，一般來說，海灘坡度與波長成正相關、與波陡成負相關關係。

　　沿岸堤(灘脊)：由海灘發育而成的平行海岸的壟崗狀堆積體，屬海灘上的次一級地貌，也稱灘脊，是在開闊的岸段，激浪流在高潮水位線的堆積。沿岸堤可有數條，平行分布或相互疊置形成波狀水上階地。有寬闊的自由空間，泥沙供應豐富的岸段，沿岸堤發育較高大、較快。

　　灘角：在潮差較小，波浪直射海岸的海灘水上部分，由一係列平行的、向海突出的三角形小沙脊和脊間的小灣組成的鋸齒狀堆積體係稱灘角。沙脊呈舌尖或角狀，由粗粒物質組成，脊間弓形小灣由細粒物質組成。脊的長度幾米至幾十米，高度幾厘米至一米多。在同一海灘上，灘角的距離基本相等，故灘角也稱為韻律地形(圖8-34)。

　　灘角的成因也有多種解釋，有人認為它的形成與激浪作用有關，有人則認為與沿岸流的作用有關，還有人認為與裂流作用有關。

　　水下沙壩：在破浪帶內的水下沙脊堆積體，其走向與海岸近於平行，這種堆積地貌稱水下沙壩。水下沙壩可有多條，其位置與波浪發生局部破碎處相當。水下沙壩在無潮或潮差小海岸發育最好，其發育與演變和暴風浪作用有密切關係。當暴風浪向岸傳播過程中，在破波點附近常出現向海回流，在破浪處產生向岸向海水體與泥沙的相向運動，泥沙堆積在交彙點，從而形成沙壩。水下沙壩的向岸側常發育凹槽，是波浪(尤其是卷波)破碎時侵蝕而成的。當水下岸坡坡度為10‰～30‰時最有利於水下沙壩的發育。

　　2.泥沙縱向運動形成的地貌。

　　泥沙的縱向運動過程中由於岸線方向的改變或由於岸外島嶼與人工堤等造成的波影區內，因泥沙流的容量降低而產生堆積，形成一係列堆積地貌。

　　灣頂灘(凹岸填充)：當岸線向海轉折形成凹岸時，由於波向線與岸線的交角增大(α>

)而使泥沙流容量變小，可使泥沙流從原來不飽和或近飽和狀態轉變為飽和或過飽和，從而發生泥沙在凹岸的堆積，形成海灣頂部的海灘，稱灣頂灘。在海岸帶建造壩或連岸防波堤，也會在迎泥沙流來向一側引起類似上述的堆積(圖8-35A)。

　　沙嘴和攔灣壩：當岸線向陸轉折時，由於波向線與岸線的交角變小(α>

)，泥沙流容量降低，部分泥沙在凸岸處發生堆積，形成向海伸出的沙嘴(圖8-35B)，其延伸方向與上遊岸線走向一致或沿與新岸線等深線平行方向伸展。沙嘴若發生在灣口，則可以發展成為攔灣壩。

　　連島壩：當岸外存在島嶼時，受島嶼遮蔽的岸段形成波影區，外海波浪遇到島嶼時發生折射或繞射，進入波影區後因波能減弱，泥沙流容量降低，沿岸移動的部分泥沙在岸邊堆積下來形成向島嶼伸出去的沙嘴。與此同時，在島嶼的向陸側也會發育沙嘴，由島向陸延伸。當兩個方向發育的沙嘴相連接時就形成連島壩。著名的連島壩有我國山東半島北岸連接芝罘島的連島壩(圖8-35C)，海南島三亞市的鹿回頭連島壩和意大利蒙特·阿津姆托裏奧(MonteArgemtorio)連島壩等。

　　3.泥沙橫向和縱向運動形成的地貌。

　　沙壩(堡島)—潟湖：是泥沙橫向和縱向運動共同形成的一種大型海岸類型，由沙壩(堡島)與潟湖組成，是一種組合地貌體係。沙壩(堡島)—潟湖體係是海岸的一個重要類型，約占世界海岸的13%(見圖8-13)。

　　當泥沙的橫向運動形成的水下沙壩不斷加積或海平麵下降，露出水麵後就成為海岸沙壩，如果其與海岸不相連則稱為離岸堤，長度短的稱為離岸島或島狀壩。有些大型的海岸沙壩可與岸相連。離岸堤也稱堡島。離岸堤可由激浪流加高達數米高，堤頂受風吹揚，常形成規模不同的沙丘。離岸堤大小尺度相差很大，寬度自10米到1000米不等，長幾千米至幾十千米，最長的如墨西哥灣的離岸堤，長達1800千米。離岸堤與陸地之間的較封閉或半封閉水體稱潟湖，常有潮汐通道與外海相通。海岸沙壩的另一個成因是它也可以由泥沙的縱向運動形成，如沙嘴可發育成沙壩。世界上大多數海岸沙壩—潟湖海岸的形成與大洋海麵上升有關，隨著海麵上升，波浪對水下斜坡侵蝕並將物質帶到岸邊堆積而形成海岸沙壩。此外，由於海麵上升或陸地下沉，也可使原來的沿岸堤與大陸分離而成為離岸堤。

　　潟湖由於位於波影區內，水體寧靜，沉積物細，因而潟湖沿岸常發育泥灘，泥灘上可生長植物。如有小河從陸地注入潟湖，也可帶來一些陸源沙體堆積。

　　在一般情況下，沙壩(堡島)—潟湖常形成在中潮差和小潮差的海岸。沿岸漂流或泥沙來源比較豐富，為沙壩塑造提供物質基礎;沿海平原與陸架相毗連的坡度都比較平緩。

　　沙壩(堡島)—潟湖體係由沙壩(堡島)、潟湖、潮汐通道(TidalInlet)和潮成三角洲(Tidaldeltas)——包括漲潮三角洲及落潮三角洲等主要地貌單元組成(圖8-36)。潟

　　二、潮汐作用為主的海岸

　　以潮汐作用為主形成的典型的海岸是粉砂淤泥質平原海岸，它由粉砂、淤泥為主(d=0.05～0.01毫米)組成，沉積物的分布與沙質海岸相反，即自高潮灘到潮下帶上部，物質從細到粗變化。這類海岸的主要地貌特征是岸線平直，岸坡平緩，淺灘寬廣，主要受潮流作用。粉砂淤泥質平原海岸由三部分構成，自陸向海分為：①沿岸海積或衝積平原，平原地勢平坦，地貌類型單調，靠近河流處有廢棄河道、牛軛湖、天然堤、沙丘等殘留形態，近海處為鹽沼窪地;②潮灘，位於平原外圍向海方，潮灘坡度約1‰，它構成粉砂淤泥質海岸的主要部分;③水下岸坡，位於潮灘以外，坡度僅0.1‰，平緩的水下岸坡上偶有2～3米起伏的沙質或貝殼砂的淺灘或窪地，表明已有波浪作用介入。

　　粉砂淤泥質平原海岸主要分布在泥沙供應豐富而又比較掩蔽的堆積岸段，如大河下遊平原，地質構造上的沉降區，岸外有沙洲、堡島等掩護的區域或一些有細物質供給的港灣內。粉砂淤泥質平原海岸的發育過程是由於波浪及潮流掀動和攜帶泥沙，特別是漲潮流速大於落潮流速的情況下，由於漲潮流的流速快、水量大，常掀起大量淤泥成為懸浮物質，隨漲潮流向岸推進，在此過程中，當流速逐漸減低，泥沙就沿途沉積。而落潮時，由於流速小，挾沙能力低，泥沙不能全部帶走，於是每次潮後都有一部分泥沙沉積在海岸帶，逐漸形成粉砂淤泥質海岸。

　　粉砂淤泥質平原海岸的主要地貌單元是潮灘。受潮汐作用造成水位周期性變化的影響，使潮灘在動力作用、地貌和沉積上具有分帶特征。潮灘按海麵位置變化分為潮上帶、潮間帶和潮下帶三部分(圖8-37)。大潮高潮位以上屬潮上帶，大潮低潮位以下屬潮下帶，它屬水下岸坡範圍，高、低潮位之間為潮間帶，潮灘以潮間帶為主體。潮灘的寬度不一，自幾千米到幾十千米不等，我國蘇北潮灘寬20～30千米。潮灘上的微地貌有潮汐溝和貝殼堤。潮汐溝是潮灘上發育的小型溝穀係統，分布在潮間帶，落潮後出露。潮汐溝呈樹枝狀或平行溝狀。樹枝狀潮溝向陸方分叉，向海方彙集延伸。它是漲退潮流衝刷而成的。貝殼堤是激浪流在高潮線附近的堆積體。由於粉砂海灘最適宜各種貝類繁殖，在一定強度的激浪的作用下可將貝殼從潮灘中挖掘出來並被帶到高潮線附近堆積成沿岸堤。因此可以根據粉砂淤泥質海岸古貝殼堤的位置來推斷古海岸線的變遷。

　　此外，潮灘上還發育有各種形態的流痕和沙波微地形，它們反映潮流和波浪作用的特征。

　　在有強潮流以及豐富砂質供應海岸，如河口區、平原海岸外圍，尤其是有古三角洲發育的海岸地區的水下岸坡深水區，常發育與潮流方向一致的線狀沙體，稱潮流沙脊。沙脊高10～30米，長1～20千米，沙脊間為深槽。沙脊呈平行狀、放射狀、雁行狀排列。沙脊主要由細砂組成，其餘為粉砂、粘土等。潮汐沙脊的形成原因與強潮流以及垂直方向上產生的橫向環流作用有關。

　　三、生物作用形成的海岸

　　(一)珊瑚礁海岸

　　由石珊瑚蟲和其他造礁和礁棲生物(如石灰藻、層孔蟲、有孔蟲、海綿、貝類等)的骨骼及它們分泌的有機質、粘結碳酸鹽碎屑而形成的多孔隙岩體稱生物礁。由於石珊瑚蟲分泌的鈣質骨骼是生物礁的主體，所以通常稱生物礁為珊瑚礁。珊瑚礁主要分布在南、北回歸線之間及暖流流經的海區，集中分布在中、西太平洋與印度洋及大西洋的熱帶海區。在我國，主要分布在海南島沿岸，南海諸島的東沙、中沙、西沙與南沙群島以及澎湖群島和台灣島沿岸。世界珊瑚礁總麵積約60萬平方千米，占世界0～30米深的淺海總麵積的15%。其中澳大利亞東北部的大堡礁總麵積就占了21.5萬平方千米。全世界的珊瑚礁每年生產出30億噸左右碳酸鈣。

　　1.珊瑚生長的環境條件。

　　(1)要求生長在暖水中：最適宜水溫為25℃～30℃，下限為18℃，上限為36℃。

　　(2)要求有充足的光照：珊瑚主要與蟲黃藻共生，才能生長良好。蟲黃藻是一種植物，它要進行光合作用，就需要有充足的光照條件。

　　(3)有適當的鹽度：珊瑚可在27‰～40‰的鹽度中生長，最適宜鹽度是36‰。

　　(4)要求水體運動更新：不斷擾動或運動的水體含有較多的溶解氧和餌料，有利於珊瑚的生長。

　　(5)要有適宜的附著基底：一般堅實的基底，利於珊瑚的固著生長。泥沙質底質容易被波浪和水流掀動，不利於珊瑚的固著。

　　(6)要有較高的透明度：清晰透明的海水利於珊瑚生長，相反，渾濁的水體，由於含有大量的懸浮物質(泥沙)，不利於珊瑚的呼吸與生長，甚至會令其窒息死亡。

　　2.珊瑚礁類型。

　　(1)岸礁：也稱裙礁：邊緣礁，礁體緊貼海岸發育，以礁坪形式出現，向海一側為陡坡(圖8-38)。

　　在我國，岸礁主要分布在海南島與台灣島沿岸，斷續分布。海南島岸礁主要分布在東岸(文昌—瓊海)，南岸(陵水—三亞)和西北岸(八所—臨高)等地。其中東岸的岸礁發育最好，總長約30千米，最寬處從高潮線至水下斜坡有4千米。世界上現代最長的岸礁分布在紅海沿岸，長達2700千米，礁坪向海伸到-1200米處。

　　(2)堡礁：也稱堤狀礁、離岸礁。堡礁是距海岸有一定距離、平行海岸分布的堤狀礁體，它與陸地之間隔以潟湖或帶狀淺海，現代最大堡礁為澳大利亞大堡礁，長1600千米，寬40～120千米。在我國海南島西北岸有離岸島礁(濱外島礁)三個，分布在臨高(鄰昌島)和儋縣(大鏟，小鏟)。島上有沙丘，礁坪向海方邊緣分布有礫灘(堤)。

　　(3)環礁：礁體圍繞海底較大隆起邊緣生長，連接或斷續成環狀，中間被包圍成一潟湖(潟湖水深小於100米，多數小於60米)，這樣展布的礁體稱環礁。它主要分布於大洋和濱外廣海中。現代全世界海洋中有環礁330多座，絕大部分分布在印度洋和太平洋，大西洋僅10個。我國的環礁分布於南海，主要在西沙、中沙和南沙地區。

　　環礁由礁環與潟湖組成。礁環指繞潟湖分布的環狀礁體，它往往被若幹潮汐通道割開，如我國永樂環礁。礁環由若幹塊礁坪(礁盤)組成，上麵往往有沙島或沙洲發育;潟湖水深一般幾十米，內有礁墩發育，潟湖底有各種粗細的珊瑚碎屑沉積(圖8-39)。

　　3.珊瑚礁發育理論。

　　1842年達爾文首先提出環礁的成因，後來在1874年出版的《珊瑚礁的結構和類型》一書中係統地提出珊瑚礁發育的沉降說。他認為珊瑚礁的發育經曆了三個階段(圖8-40)。第一階段：島嶼(尤其是火山島)沿岸生成環繞海岸並與島嶼相連的岸礁;第二階段：島嶼下沉，珊瑚礁繼續均勻地上長，其外側因生境好，餌料豐富氧氣充足，比內部增長得快，隨著島嶼下沉，珊瑚礁與海岸分開，成為堡礁，二者之間出現潟湖或淺海;第三階段：島嶼完全沉入海中，珊瑚仍向上生長，便形成環繞潟湖的環礁。

　　近期研究表明，冰後期海平麵的變化與海底擴張對珊瑚礁的發育有巨大的影響。

　　(二)紅樹林海岸

　　紅樹林(Mangrove)是發育在熱帶和亞熱帶潮坪上的耐鹽性和喜鹽性植物群落，由紅樹叢林與沼澤潮灘相伴而組合成的海岸稱紅樹林海岸。紅樹林植物有廣義和狹義概念之分，廣義紅樹林包括紅樹科植物和半紅樹種類，狹義紅樹林隻包括紅樹科植物，以木本紅樹為主。

　　1.紅樹林生長環境和生長特點。

　　(1)生長環境：①它要求適宜的水溫：25℃～28℃為適宜水溫，最冷月平均溫度>20℃;②它要求生長在淤泥質海灘：這種底質含有高水分、高鹽分、大量硫化氫、鈣質以及缺氧環境，植物殘體處於半分解狀態，有利於紅樹林的生存。淤泥質海灘富含有機質，利於紅樹林生長;③要求處於低能環境：如河口、海灣、潟湖等無波浪作用或作用微弱的環境，這種環境有利於紅樹林種子幼苗的生長。

　　(2)生長特點：①生理特點：其葉子具有很高滲透壓，可高達160～320個大氣壓，由於滲透壓高，紅樹植物可從土壤濃度大的沼澤鹽漬土中吸取水分和養料。此外，紅樹植物的葉子肥厚，具有肉質化和革質化，既能有效地儲存水分，又可以抵擋熱帶地區強烈的光照;②繁殖特點：紅樹植物具有胎生現象，它的種子成熟後，可留在樹上發芽，從果實中伸出長約20～30厘米下垂的胚軸，形似紡錘狀或棍棒狀。當幼苗成熟後，在重力或其他外力作用下落插入泥土中，快者幾個小時後可伸出根係固定自己，若落入海水中漂浮幾十天後遇到適宜生境，也可繁殖生長。此外，還有一些紅樹還具有無性繁殖能力，它們被砍後，其莖上可生出新的植株來;③根係特點：紅樹林具有發達的根係，它有三種根：A.支柱根，一棵紅樹可能有幾十根支柱根，它們使紅樹牢固地屹立於海岸。B.板狀根，由氣根發展而成，形如板星放射狀，繞其莖直立於土中，起加強固著能力。C.呼吸根，它從側根中生長出來，呈直立狀，蛇曲匍匐狀，起支持和通氣作用。

　　2.我國紅樹林海岸特征。

　　(1)與淤泥質海岸伴生。

　　(2)有明顯的分帶性，自海向陸，可分出：①白灘帶(沒有植物生長)，這一帶普遍有潮溝切割，寬約500～1000米，最大可達2000米，坡度約4‰～6‰，底質為淤泥質粉砂;②灘地紅樹林(海灘紅樹林)帶，一般寬200～500米，最寬可達2千米以上，為紅樹林生長最好地帶，灘麵也有潮溝切割;③半紅樹林(海岸半紅樹林)帶，一般寬100米左右，由耐鹽性的陸生植物和半紅樹林構成;④陸生植物帶，多為桉樹、木麻黃(圖8-41)。

　　(3)有發達的潮溝係統：紅樹林海岸的動力以潮流為主，灘麵上有發達的潮溝，它們長短不一，寬窄各異，迂回曲折，形成溝網，有些可伸入陸地很深，潮溝溝壁圓緩，低潮時潮溝變得狹小，高潮時充滿水流，可漫溢到溝旁灘地。

　　3.紅樹林的護岸作用和促淤作用。

　　(1)護岸作用：由於紅樹林有發達的根係，可屹立於海灘上，經受風浪和潮流的侵襲作用，保護海岸不受侵蝕。

　　(2)促淤造陸作用：在紅樹林生長的地方，淤積層的淤積速度可達3～4厘米/年，向海前進率可達44～173米/年。

　　第四節 影響海岸發育的因素

　　由於海岸帶是海陸相互作用頻繁的地帶，因而海岸發育受到各種海陸因素的影響。從全球變化的角度來看，在影響海岸發育的諸多因素中，以地質因素和海平麵變化所起的作用較為重要，影響的範圍也十分廣泛，下麵作簡要闡述。

　　一、地質因素

　　組成海岸帶的岩石或物質的類型及其抗侵蝕能力、岩層的產狀、地質構造和海岸地區的地殼運動在很大程度上影響著海岸的發育特征與演化過程，在研究海岸動態和形態時，應對上述地質因素給予足夠的重視。

　　(一)地質結構對海岸的影響

　　地質結構包括岩石性質、岩層產狀和地質構造三方麵，它們對海岸的發育過程和形成的海岸形態的影響是十分顯著的。

　　1.岩性與岩層產狀對海蝕作用的影響。

　　(1)岩性：組成海岸帶的基岩，往往因岩性的差別而有不同的抗蝕力，從而影響岸線的輪廓。在堅硬的岩石岸段，海蝕後退緩慢，常以岬角或半島的形態突出向海。某種岩性可產生具有特色的陡崖形態，如在英國的蘭士厄因半島，城堡狀的陡崖與立方狀節理發育的花崗岩有關;北愛爾蘭的圓狀陡崖則發育在玄武岩上。此外，暗色礦物組成的岩石吸熱性能大，其所含的鐵質易於氧化並被雨水帶走，因而可形成低地;淺色礦物組成的岩石相對突出成為高地。岩石結構的不同也可以使海岸地貌形態多樣化。具有粗粒結構或顆粒大小不均勻的岩石，遭受風化、海蝕作用後，影響到加入海岸帶的碎屑物的數量和泥沙粒徑的大小。

　　由不同岩性的岩石頻繁交替組成的一段海岸，常常表現為岬灣交錯的港灣式海岸或孤形海岸。

　　(2)岩層產狀：海岸帶岩層的產狀也是影響海岸發育的因素之一，不同傾向和傾角必然加速或延緩海蝕過程。

　　當海岸帶岩層呈水平或輕微向海或向陸傾斜時，如果其他條件相似，則海蝕過程極為強烈。波浪對基岩進行侵蝕時，層狀岩石中的軟岩很快被蝕挖空，其上覆硬岩往往因失去支持而崩塌，岸線因此而後退。

　　如果向海傾斜的岩層由透水層和不透水層共同組成時，常常因海蝕後退而加速透水層的被挖蝕，在海岸帶出現滑坡海岸。如在英國南部，海岸滑坡是經常發生的。那裏的海岸岩層由透水的白堊和上綠砂組以及不透水的灰泥質粘土組成。如果岩層向海傾斜的角度較大時，在岸坡上還可發育階梯狀海蝕平台。當軟硬相間的岩層以較大的傾角向陸傾斜時，在水下岸坡處常形成壟脊狀形態。

　　2.地質構造對海岸發育的影響。

　　冰後期海進所淹沒的沿岸陸地，其地質構造的性質和構造線延伸的方向與海岸的形態和性質關係很大。地質構造是影響海岸輪廓的主要因素，它往往決定了海岸原始的形態。在褶皺區，若海岸岸線方向平行於構造線(如褶皺的軸向)，則形成縱海岸。斷層麵走向與岸線一致的斷層海岸也屬於此類海岸。這種海岸的岸線平直、少港灣和半島或者是沿岸島嶼的排列與岸線平行。縱海岸以亞得裏亞海東岸的達爾馬堤亞最為典型，故這類海岸又稱達爾馬堤亞式海岸。

　　當海岸岸線方向與構造線方向近於垂直時，則形成橫海岸。這種海岸如果不同岩性頻繁交替以及陸地地形起伏大而瀕臨岸邊時，岸線呈曲折的鋸齒狀，多岬角、港灣，海灣、半島、島嶼的排列與岸線垂直。典型的橫海岸如西班牙的裏亞斯海岸。裏亞斯港灣原是沿較軟弱岩層地帶被河流塑造的河穀，後在海水入侵後才成為港灣;附近的岬角和半島原是河穀兩側較堅硬的岩層。

　　當岸線方向與構造線方向呈銳角相交時，形成斜向海岸。其特征是高起的地形單元成雁列式展布，岸線曲折呈不對稱的鋸齒狀。斜海岸的例子是阿爾巴尼亞海岸及薩哈林島西南岸等。我國的華南沿岸，由北東和北西兩組交叉構造線的影響，具有縱、橫海岸的地形特征，如平行海岸的島嶼與深入內陸的溺穀地形。有人將這類海岸稱為X型海岸。在斷裂帶發育地區，由於多組斷層線的存在，海岸線常常急劇轉折，分割很深。半島和港灣常呈菱角狀，岸壁陡峭。

　　(二)地殼運動對海岸的影響

　　海岸地區的地殼運動，特別是地殼的升降運動，在海岸地貌的發育與演化方麵起著極重要的影響。地殼的垂直運動，必然造成海麵的相對升降和地勢發生變化，這就使得岸線位置發生改變，從而引起海岸輪廓的改變。而沿岸地區地殼的升降運動引起的海岸線位置的遷移和地勢的改變必然會使海岸帶物質重新產生遷移和海岸環境的改變，導致海岸剖麵的重新塑造，並遺留下一係列古海岸形態的遺跡。一般來講，海岸的上升會引起水下岸坡的變淺，而大大地促進了沉積作用。多級古海成階地的存在往往是該地區地殼上升的結果，同時也反映了古海岸線的變遷。當海岸下沉時，水下岸坡變深，使波浪到達海崖前保存著巨大的能量，後來才消耗在對陡崖的衝蝕中。在下沉過程中還形成各種埋藏地貌。

　　海岸地區的地殼運動也影響入海河流河口地帶地貌的發育，如地殼上升，促進了河流的下切活動，沿河口向上遊發育侵蝕階地。在緩慢下沉的河口段常發育三角洲，如黃河三角洲、密西西比河三角洲、恒河三角洲。而迅速下沉區則形成溺穀灣及水下峽穀。如法國的塞納河，歐洲的易北河、萊茵河和我國東部大陸架上沉溺的古遼河、古海河和古長江等水下古河穀。

　　局部地殼運動對海岸的影響相對於全球性的事件(如冰期、間冰期和板塊運動)引起的全球海平麵變化的影響來說是局部的，但由於各地海岸的地殼運動性質與強度不同，加上全球性海平麵變化的影響，對各地海岸的影響是複雜多樣的。

　　二、海平麵變動

　　海平麵的變動，導致海岸相對升降，引起海岸線的進退進而影響海岸的侵蝕和沉積過程以及海岸地貌的發育和演化。對現代海岸地貌影響最深刻的海平麵變動就是全新世海平麵的變動。冰後期以後，隨著氣候轉暖，大量冰川融化，世界海麵迅速上升，使岸線向陸不斷推移。至距今約6000年左右上升率減小，自那以後至今，世界各地海平麵雖有過多次小幅度的波動，但較全新世前期穩定得多，這就為現代海岸地貌的塑造提出了一個相對穩定的動力條件。因而，現今世界海岸是近6000年以來發育起來的。

　　1.晚更新晚期以來的海平麵變動。

　　全球最近一次大冰期約始於7.4萬年前，距今約1.8萬年時達最盛期，當時世界海平麵比現今約低130～150米左右。世界各地的大陸架當時大多屬於大陸的一部分。那時我國的渤海、黃海、東海和南海的陸架幾乎為一片遼闊的平原，台灣島與大陸也連成一片。

　　距今1.7～0.7萬年前，隨著全球氣候轉暖，進入冰後期海侵階段，世界海平麵迅速上升。到距今約6000年前，海麵上升速率減小，從那以後，海平麵逐漸趨於穩定或僅有小幅度的波動。關於距今6000～7000年以來海平麵變動有幾種不同的觀點，其中以費爾布裏奇(Fairbridge)、謝帕德(Shepard)和菲斯克(Fisk)等人的觀點最具代表性。費爾布裏奇(1961)等認為距今5000～6000年前，當時的海麵比現今海麵高出3～5米，此後，海麵不斷波動，最後達到現今海麵水平。謝帕德(1963)認為海麵是持續上升的，現今海麵是全新世最高海麵，並仍在緩慢上升之中。菲斯克(1961)則認為冰後期海麵上升，到距今3000～5000年前已達到現今海麵位置，此後處於穩定狀態(圖8-42)。

　　進入80年代以來，我國不少學者根據渤海灣西岸發育的四列貝殼堤(高程均高於現海麵)和海南島、南海北部分布於潮上帶的珊瑚礁樣品的高程及相應的14C測年數據以及在日本琉球群島、西太平洋中部的珊瑚島和東南亞沿岸等地的沉積物與海蝕地形的分布高程及其年代資料，認為我國沿海存在過全新世高海麵。但也有研究者持各種反對意見，不少人認為不存在一條全球海平麵變化相一致的曲線，各地區應有反映本地區海平麵變化的曲線。有關這方麵的爭論尚有待深入的研究。

　　海平麵變化除了由於全球氣候變化引起的全球性變化外，還可因全球性的構造運動如板塊運動造成大洋容積變化而引起的全球性變化。此外，還有局部地區的地殼運動引起的區域性海平麵變動。

　　2.海平麵變化與海岸發育。

　　海平麵變動的直接效應就是引起海岸的相對升降。由氣候因素變化引起的全球性海平麵變動對各地海岸的影響是普遍的，它造成的後果與地殼垂直運動對海岸發育的影響相似，隻不過是它造成的影響是十分深刻的且範圍波及全球，並且留下非常一致的同期沉積物及各種水上和水下地貌遺跡。

　　海麵升降首先造成岸線的進退以及海岸物質的重新運動或沉積，引起海岸剖麵的重新塑造。海麵上升，會使水下岸坡深度增大，從而增大到達岸邊的波浪能量，海岸因此而遭受侵蝕，被蝕物質被帶到水下岸坡下方堆積(圖8-43)。

　　海麵下降，會使水下岸坡變淺。在堆積海岸，如果原來的水下岸坡處於平衡狀態，則水下岸坡的中間大部分會受蝕變深，被蝕物質大部分向岸移動並沉積在岸邊，物質相對較粗。小部分較細物質則向水下斜坡基部移動並沉積下來(圖8-44)。

　　在基岩海岸，隨著海麵上升，原海麵以上的部分不斷受蝕，水邊線向岸移動。由於水深較大，海蝕產物在水中擴散，岸坡下的堆積不明顯。因此，基岩海岸的海蝕剖麵僅上部受改造，下部仍保持原有形態(圖8-45a)。如果海蝕速度與海麵上升速度相當時，海岸剖麵的上部將成45°的坡度(圖8-45b)。如果海蝕崖後退的速度不變，而海麵上升速度逐漸減慢，則水下斜坡較平緩。如果海麵上升速度大於海蝕速度，則水下斜坡較陡(圖8-45c)。

　　第五節 海岸分類

　　海岸分類是海岸地貌的基礎性工作，同時也是海岸地貌製圖的重要依據，在一定程度上反映了海岸地貌研究的水平。由於海岸帶是海陸相互作用的交接地帶，海岸發育受到很多種因素的影響，形成多種多樣的海岸類型和地貌類型。目前，還沒有一個公認的劃分係統，各種分類法的出發點不同，所以有許多種分類法。李希霍芬(V.Richthofen)早在1886年提出按形態、構造、海岸線特征的“三分法”。約翰遜(D.W.Johnson)於1919年用成因為主的以新構造升降為指標分出上升、下沉、中性和複式海岸四類。他們的分類在早期都有過一定的影響，但現已不用。下麵簡述幾種主要的分類。

　　一、F.謝帕德的海岸分類

　　F.謝帕德(Shepard)依據近代地質過程影響海岸的程度，先於1951年提出原生海岸和次生海岸兩個一級海岸的概念。原生海岸是指由陸上內外營力、火山作用或構造運動形成，沒有被海洋作用所改造;次生海岸是指由現代海岸作用或海洋生物作用造成。1973年他在上述分類方案的基礎上作了修改與補充，他根據海岸發育上具有最大影響的營力，對兩個一級海岸進一步劃分，把原生海岸分為五大類十三亞類，次生海岸分為三大類十一亞類：

　　(一)原生海岸

　　1.陸地侵蝕海岸。

　　(1)裏亞斯式(溺穀)海岸。

　　(2)沉溺的冰蝕海岸。

　　(3)沉溺的岩溶地貌海岸。

　　2.陸地堆積海岸。

　　(4)河流堆積海岸。

　　(5)冰川堆積海岸。

　　(6)風積海岸。

　　(7)地滑海岸。

　　3.火山海岸。

　　(8)熔岩流海岸。

　　(9)火山碎屑海岸。(10)火山體海岸。

　　4.地殼運動形成的海岸。(11)斷層海岸。

　　(12)褶皺海岸。

　　(13)沉積噴出體海岸。5.冰川海岸。

　　(二)次生海岸

　　1.浪蝕海岸。

　　(1)海浪切直的海崖海岸。(2)浪蝕形成的不規則海岸。2.海積海岸。

　　(3)沙壩海岸。

　　(4)三角岬海岸。

　　(5)海灘平原。

　　(6)泥灘或鹽質濕地海岸。3.生物建造海岸。

　　(7)珊瑚礁海岸。

　　(8)龍介蟲礁海岸。

　　(9)牡蠣礁海岸。

　　(10)紅樹林海岸。

　　這一分類考慮到內力、外力作用、物質和形態，但一級海岸分為原生海岸和次生海岸過於牽強。

　　二、瓦倫丁的海岸分類

　　瓦倫丁(Valentin，1952)首先將海岸分為前進海岸(陸地增加)與後退海岸(海增加)兩類。前進海岸又分為上升海岸和堆積海岸(包括生物建造海岸、海洋和三角洲堆積作用推進的海岸);後退海岸又分為下沉海岸和侵蝕後退海岸。其分類圖解見圖8-46。

　　三、B.П.曾科維奇的海岸分類

　　B.П.曾科維奇(Зенкович)1954年提出的分類如下：

　　(一)原生海岸

　　1.未受海岸改變的海岸。

　　(1)斷層海岸。

　　(2)峽灣海岸。

　　(3)岩礁海岸。

　　(4)裏亞斯海岸。

　　(5)達爾馬堤海岸。

　　2.受不同程度改變了的海岸。

　　(1)港灣海岸。

　　(2)均夷海岸。

　　(二)堆積海岸

　　1.低平原海岸。

　　(1)海成的。

　　(2)衝積的。

　　(3)拉依金式。

　　(4)潟湖海岸。

　　(5)切割堆積海岸。

　　2.三角洲海岸。

　　(1)邊緣夷平的。

　　(2)無大海衝積物的外緣切割三角洲海岸。

　　(3)有大海衝積物的外緣切割三角洲海岸。

　　(三)其他海岸

　　曾科維奇的分類雖然重視了海岸動態與形態，強調了波浪作用，但忽視了構造因素，而第三類“其他海岸”更是概念模糊不清。曾科維奇的分類傳入我國後，50年代後期曾產生較大的影響。

　　四、D.L.茵曼和C.E.諾斯特羅姆的海岸分類

　　茵曼和諾斯特羅姆(InmanandNordstrom，1971)關於海岸的構造和形態分類，是在板塊構造學說問世後，按板塊構造的觀點進行海岸分類的一種嚐試。他們認為板塊構造對海岸分類具有重大意義，根據海岸地貌與板塊構造的相關性，提出了具有構造含義的海岸分類，而形態分類則隻考慮大陸架寬度和相鄰陸地的地形起伏。具體分類如下：

　　(一)按板塊分

　　1.板塊前緣碰撞海岸。

　　(1)大陸碰撞海岸。

　　(2)島弧碰撞海岸。

　　2.板塊後緣拖曳海岸。

　　(1)新板塊後緣拖曳海岸。

　　(2)非洲式板塊後緣拖曳海岸。

　　(3)美洲式板塊後緣拖曳海岸。

　　3.邊緣海海岸

　　(二)按形態分

　　1.山地海岸。

　　2.狹窄大陸架海岸。

　　(1)平原海岸。

　　(2)丘陵海岸。

　　3.寬廣大陸架海岸。

　　(1)平原海岸。(2)丘陵海岸。4.三角洲海岸。5.礁海岸。

　　這一分類方案強調了板塊構造對海岸發育的影響，並且將大陸架、海灘、濱岸帶統一考慮。

　　五、A.L.布龍的海岸分類

　　A.L.布龍的分類，他除了強調海岸陸地地形的動力特征及成因的發展外，還引入了一個時間尺度，這是與以前所有分類法不同的地方。用圖式表示為三軸相互垂直的立體模式(圖8-47)：侵蝕和沉積，上升和下沉各用一個軸，加上時間尺度一個軸。該圖可表示海岸的曆史和現狀，反映海岸發育的全過程，並適用於各種不同尺度區域範圍，是一個可變的圖式，給人以新的啟示。

　　第九章 應用地貌

　　地貌是地理環境中一個基本因素，人類在生產鬥爭中必然要接觸到有關地貌的問題。因此，地貌學在經濟建設和改造自然工作中的作用是十分重要的。地貌學在生產實踐中的應用很廣，可以這麼說，地貌學是農業資源開發利用和農業生產布局與區劃，城市規劃和城市化建設，旅遊資源開發利用和建設，砂礦資源開發，環境資源開發利用和環境保護，以及大型工程建設等各方麵都需要的基本知識。

　　二次大戰後，特別是60年代以來，地貌學在服務於國民經濟建設、應用於生產實際方麵做了大量的工作，取得了豐碩的成果，並在地貌學領域內逐漸發展形成一門重要的分支學科——應用地貌學。目前，應用地貌學大致主要有下麵三個應用方向：①環境地貌;②災害地貌;③工程地貌。

　　第一節 環境地貌

　　環境是人類賴以生存的地球麵，即包括岩石圈、水圈、大氣圈及生物圈的地球表層係統。環境是由許多環境因子構成的，各環境因子之間相互影響、相互製約和相互滲透。任何因子在數量或形式上的改變，都將影響其他因子，並最終影響到整個環境係統的平衡。因此，對環境的研究，必須揭示各環境因子之間的相互關係，而對各環境因子的研究，必須評價其影響效應。

　　地貌(體)是自然環境的重要組成要素，也可稱其為地球表層係統的固體下墊麵，它以形態起伏、物質組成和動態演變過程來影響環境。但是，地貌作為環境因子，與其他因子相比，具有一定的特殊性，即地貌對環境的影響在數量上相對穩定，在時間上滯後明顯。因此，地貌的環境意義在很長一段時間內，未能引起人們的重視。

　　本世紀50年代以來，隨著人口迅猛增長，對自然資源的需求更高，而對能源和糧食的需求更顯得突出。人們極少考慮或不考慮環境容量限製，常常是掠奪式地開掘礦產，砍伐森林植被，狩獵動物，甚至使某些礦源枯竭，珍稀動物瀕臨滅絕，破壞生態平衡。常常是不自覺地突破人類—自然環境生態係統各要素或總體的閥值(Threshold，或稱臨界值)。隨之而來的是突發性災害產生。僅就地貌要素而言，淺明的實例是江河上遊森林植被的盲目砍伐，招致滑坡、泥石流和山崩等突發性災害地貌過程。城市、工礦區過度開采地下水，不僅使水資源枯竭，還將引起地麵沉陷。而水土流失、沙漠化等都導致環境質量惡化，生態環境失去平衡，不能向良性方向發展循環。環境問題的日益嚴重，迫使人們把注意力集中於對環境問題的研究，人們也逐漸認識到，地貌和地貌過程影響到整個環境生態係統的平衡。地貌與其他環境因子相互作用，給環境以極大影響。有時甚至決定了環境生態向著良性方向發展或者惡性方向發展。因此，需要開展環境地貌研究。

　　環境地貌是把地貌環境作為環境景觀生態鏈的一個重要環節和人類—自然環境係統中的一個因素來進行研究，探討地貌與人類—自然環境係統的相互作用和聯係。地貌環境是一個開放的能量係統，人類—自然環境係統，可以通過改變係統內部或外部能量、物質的輸入或輸出，製造物質和能量轉移或轉化的途徑，對地貌環境施加影響。人類活動的影響在未超過地貌環境的自身調節能力時，地貌環境有能力自我調節，一旦超過調節能力時，地貌環境將發生退化，產生災難性後果，形成地貌災害，對人類—自然環境係統產生影響。這方麵的研究，主要包括地貌環境退化的發生機製和不同表現，特別是地貌環境退化發生的臨界值，從而為預測災害出現的可能性，並加以因勢利導或提出防治對策，為環境保護和國土整治等提供科學依據。

　　環境地貌研究的一個非常重要的方麵，是地貌環境在自然資源、環境資源形成與分布中的作用。在自然環境中，地貌通過其表麵形態(如坡度、坡向、坡形等)、空間展布(如海拔高度、相對高度、山體走向等)以及各種不同形態的類型組合(如盆地、山地、丘陵等)，組成千姿百態的地表景觀，對各種自然資源的形成與分布具有重大的影響。例如，地貌因素影響地表產流及徑流強度，影響水係分布及水係形態，影響河川徑流補給方式(雨水補給、冰雪融水補給或地下水補給);地貌差異造成不同的地下水的補給、徑流和排泄條件，進而影響地下水的分布特征。因而地貌影響到水資源的形成、總量、分布和變化等多個方麵。地貌類型、地貌形態和地貌過程等地貌因素，決定著土地資源的種類、分布，以及利因方式和利用程度，還直接影響到土地資源利用的便利程度和經濟效益。砂礦資源的形成和分布與地貌關係密切。砂礦的形成以原生礦床為基礎，原生礦床經過風化作用而崩解破碎成鬆散的碎屑物，它們或在重力作用下順坡移動，或為地表徑流衝刷、搬運至坡麓或河穀。在河流的發育、變化過程中，碎屑物受流水的作用而搬運、磨碎和沉積，一部分隨河流進入海洋或湖泊，再為波浪、潮流所改造。一些碎屑物質還被冰川所搬運、改造。砂礦的這些形成過程，其實都是地貌過程，可見砂礦資源與地貌發育有著密不可分的聯係。因此，研究地貌的發育及其形態特征，是開發利用砂礦資源必不可少的工作。石油和天然氣的形成、保存和分布也與一定的地貌條件有關。石油往往儲存在地下的穹窿構造中，它們在地表常有特殊的地貌表現，通過地貌研究可以幫助了解地下儲油構造的分布。

　　此外，地貌本身也是一種資源，如港口、交通建設、城鎮布局、旅遊地的開發，都必須依賴於適宜的地貌條件。這類的研究，是將地貌的影響與景觀生態係統相聯係，綜合分析地貌環境意義及其對人類的影響，為自然資源的完善利用和環境資源的形成、演變提供科學依據。

　　第二節 災害地貌

　　在科學技術日益發展的今天，人類利用自然資源能力不斷提高的同時，全球性的自然災害與人為災害頻繁出現，給人民的生命財產造成極大的損失。因此，對災害現象的研究已引起人們的極大關注。1987年召開的第32屆聯合國大會通過了“國際減輕自然災害十年”(簡稱“國際減災十年”)的決議，把1990—2000年的十年作為研究、治理自然災害的活動期，以教育和提醒人們重視環境保護，預防災害，盡力避免一切災害的產生。在各種自然災害中，有一類為災害地貌(或地貌災害)。關於災害地貌的定義目前國內還沒有統一的認識。延軍平(1990)在《災害地理學》一書中，提出了“廣義地貌災害”是由外營力作用導致的地表固體物質運動所產生的有害過程和現象;“狹義地貌災害”指山地災害，包括滑坡、泥石流、崩塌等災害過程和現象。他還劃分了地貌災害的主要類型。根據運動物質的形態分為：①塊體運動災害：滑坡、崩塌、雪崩、陷落等;②顆粒運動災害：沙漠運移擴大、塵暴等;③液固混合運動災害：水土流失、泥石流等;根據外營力條件分為：①重力地貌災害：滑坡、崩塌等;②流水地貌災害：水土流失等。③風力地貌災害：沙漠擴大、塵暴等;④岩溶地貌災害：陷落等。唐曉春(1990，1991，1994)則認為，災害地貌是指對人類的生活及生存環境造成直接和間接災害性影響的地貌現象的總稱。並根據造成災害的地貌特征的不同，劃分出山地災害地貌、平原災害地貌、岩溶災害地貌、風沙及黃土災害地貌、海岸災害地貌和地質構造災害地貌等六種基本類型。我們在這裏把災害地貌定義為由地貌營力作用產生的成災過程短暫的突變性災害。它主要有：火山、地震、崩塌、滑坡、泥石流、塌陷等。

　　這些災害突發性強，來勢凶猛，頃刻成災，造成嚴重損失。如，據聯合國統計，從1900—1985年，世界地震死亡265萬人，約占各種自然災害造成死亡總人數的58%，年經濟損失約幾十億美元。1976年7月28日7.8級的唐山大地震，瞬間摧毀了這個有150萬人口的工業城市，死亡24萬多人，直接經濟損失超過300億元，為世間罕見的大災難。研究估計美國加州1979—2000年間因滑坡造成的損失達200億美元。1970年5月30日秘魯楊格鎮附近暴發泥石流，致死1.8萬人。1985年11月13日哥倫比亞火山噴發，產生冰雪融化泥石流，吞噬了2.5萬人，被列為當年全世界重大事件之一。1958年甘肅平涼市紙坊溝暴發泥石流，使上萬人喪生。湖南恩口煤礦排水產生地麵塌坑共達6100個(1972—1986)，損毀農田9500畝。

　　鑒於火山、地震又作為災害地質現象，在《環境地質學》教科書中一般都有較多介紹，故此不再贅述。在本節中簡要論述崩塌、滑坡、泥石流和岩溶塌陷四種災害地貌。

　　一、崩塌

　　崩塌是指斜坡上的岩土塊體，在重力作用下，突然發生沿坡向下急劇傾倒、崩落現象。崩塌的運動速度很快，有時可以達到自由落體的速度。崩塌的體積可以從小於1立方米直到若幹1億立方米。如川藏公路1968年發生的拉月大崩塌，就有600米厚的岩層發生崩塌。一個典型的崩塌，必須具備母體、破裂壁、錐形堆積體等基本要素(圖9-1)。

　　形成崩塌的基本條件主要有地形、地質和氣候條件等。地形條件包括坡度和坡地相對高度。坡度對崩塌的影響最明顯，一般說來，由鬆散碎屑組成的坡地，當坡度超過它的休止角時則可出現崩塌。由堅硬岩石組成的坡地，坡度一般要在50°～60°以上時才能出現崩塌。崩塌發生的最佳地形坡度是45°～60°之間。在節理和斷層發育的山坡上，岩石破碎，很易發生崩塌。當地層傾向和山坡坡向一致，而地層傾角小於山坡坡度時，常沿地層層麵發生崩塌。軟硬岩性的地層呈互層時，較軟岩層易受風化，形成凹坡，堅硬岩層形成陡壁或突出成懸崖，易發生崩塌。崩塌通常發生在降雨季節。很多崩塌發生在暴雨時或暴雨後不久。暴雨增加了岩體負荷，破壞了岩體結構，軟化了粘土層夾層，減低了岩體之間的聚結力，加大下滑力並使上覆岩塊失去支撐而引起崩塌。

　　崩塌下落的大量石塊、碎屑物或土體都堆積在陡崖的坡腳或較開闊的山麓地帶，形成的崩塌堆稱倒石堆(岩屑堆或岩堆)。由於倒石堆是一種傾卸式的急劇堆積，所以它的結構多呈鬆散、雜亂、多孔隙、大小混雜而無層理。倒石堆塊體的大小從錐底到錐尖逐漸減小;先崩塌的岩土塊堆積在下麵，後崩塌的蓋在上麵。由於每次崩塌的強弱不同，形成碎屑大小不等的近似互層，因此，有時在倒石堆剖麵上可以看到假層理現象。

　　在山區經常發生崩塌，使村莊、道路和渠道常受破壞，造成災害。防治首要的工作是圈定崩塌區和近期可能發生崩塌區的範圍，查明與成災密切有關崩塌體的詳細情況，然後再製定處理措施。如果倒石堆正在發育，在工程建設規劃時應盡量避開或繞過，對表層、局部的不穩定岩體，可采用清挖、錨固、網包或欄檔等工程加固處理。對已基本穩定的倒石堆，通過適當的地基加固處理，可考慮利用。要注意的是必須防止地表水的集中和大量的滲入。通過地下擋水或排水工程有效降低其地下水位，對提高倒石堆的整體穩定性將有重要的意義。

　　二、滑坡

　　滑坡係指構成斜坡上的岩土體在重力作用下失穩，沿著坡體內部的一個(或幾個)軟弱麵(滑動麵)發生剪切而產生整體性下滑的現象。

　　(一)滑坡要素

　　通常一個發育完全的比較典型的滑坡，一般具有以下幾個要素：

　　1.滑坡體：斜坡上向下滑動的那部分岩(土)體稱為滑坡體。它以滑動麵與下伏未滑動地層分隔開來。滑坡體雖有局部的土石鬆動破碎，但因呈整體下滑，移位之後，基本保持原有的層位關係和節理、構造的特點。滑坡體的規模大小不一，從幾十立方米到幾億立方米不等。如臥龍寺滑坡體積2000萬立方米，雅礱江滑坡體6800萬立方米，1922年雲南綠勸崩塌性滑坡體達2億立方米。

　　2.滑動麵和滑動帶：滑坡體沿其滑動的麵稱滑動麵。在均質土體中滑動麵呈圓弧形。滑動麵有時隻有一個，有時有幾個，故可分出主滑動麵和分支滑動麵。沿滑動麵有時可見擦痕及磨光麵。有時在滑動麵附近的土體有一層明顯揉皺的結構擾動帶，稱為滑動帶。滑動帶的厚薄不一，從幾厘米到數米不等。

　　3.滑坡床(滑床)：指滑動麵以下的穩定岩土體。滑坡床與地麵的交界線稱為滑坡周界，它圈定了滑坡作用的範圍。

　　(二)滑坡地貌形態

　　在滑坡體內，有以下幾種主要地貌形態(圖9-2)：

　　1.滑坡壁和滑坡台階：滑坡體與坡上方未動土石體之間，由一半圓形的圍椅狀陡崖分開，這個陡崖稱為滑坡壁。一般坡度為60°～80°，高度數厘米至數米不等。滑坡壁是滑動麵的出露部分，它的高度代表滑坡下滑的距離。滑坡壁上常留有擦痕。

　　滑坡體下滑時，由於上下各段滑動速度的差異，或滑動時間的先後不同，常產生分支滑動麵，把滑坡體分裂成幾塊滑體，滑體之間相互錯斷，構成階梯狀的地麵，叫滑坡台階。因滑體沿弧形滑動麵滑動，故滑坡台階原地麵皆向內傾斜呈反坡地形。這種反坡地形可由“醉漢樹”(“醉林”)反映出來。

　　2.滑坡窪地與滑坡湖：滑坡體向下移時，在滑坡體與滑坡壁間由於土體外移以及滑坡體的反向傾斜而形成月牙形窪地，有時積水成湖，稱滑坡湖。此外，在滑坡台階與鼓丘之間亦可有低窪凹地分布。

　　3.滑坡舌和滑坡鼓丘：在滑坡體的前緣，形如舌狀地突出部分稱滑坡舌。有時因前麵受阻，同時又受到後方土體的壓力作用，被擠壓而鼓起成弧形土脊，稱滑坡鼓丘。土脊上分布有扇狀張裂隙，脊內土層常有褶皺構造形態。

　　4.滑坡裂縫：滑坡地麵裂縫縱橫交錯，甚為破碎，按裂縫展布方向、位置、性質，可劃分為四種：①後緣拉張裂縫;②前緣(下部)鼓張裂縫;③兩側羽狀剪切裂縫;④中部橫向“凸”型裂縫。

　　(三)滑坡的類型

　　按物質組成可以將滑坡分成土質滑坡和岩質滑坡兩大類。前者又可分粘土滑坡、黃土滑坡和碎屑堆積層滑坡(穀坡碎屑堆積)。後者可分為風化岩漿岩滑坡、沉積層滑坡和變質片岩滑坡等。不同岩性滑坡，其工程地質力學性質不同。

　　按滑動麵與岩體結構麵之間的關係可劃分為：①同類土滑坡;②順層滑坡;③切層滑坡。按滑坡體厚度可劃分為：①淺層滑坡(厚度僅數米);②中層滑坡(厚度為數米到20米左右);③深層滑坡(厚度在20米以上)。這樣劃分便於進行穩定性評價和確定防治措施。

　　按運動形式可分為牽引式滑坡和推動式滑坡。滑坡體前部(下部)首先開裂起動滑移，而後牽引中、上部岩土體依次開裂滑移的滑坡，稱之為牽引式滑坡。滑坡體先從後緣(斜坡上部)開裂，滑坡體後部的巨大勢能逐漸向中、前部推進，在滑坡體前部滑移麵附近產生應力集中，當滑坡體前部的抗剪能力支持不住滑動體推力時便產生滑動，這種滑坡稱為推動式滑坡。由於這兩種滑坡的力學機製和運動形式不同，對它們的整治措施也不一樣。若是牽引式滑坡，隻需針對前部第一塊坡體設置抗滑工程就能防治以後的幾塊滑動;若是推動式滑坡，就需對整個滑體作防治工程。

　　(四)滑坡治理措施

　　我國廣大人民群眾和科技人員，在同滑坡長期鬥爭的過程中，積累了豐富的經驗，總結出了夯填、排水、護坡、減重、支擋等許多整治滑坡的有效方法。總的來說，治理滑坡的措施大致可分為兩大類：一是消除或減輕水對滑坡的作用，即排除滑坡地表水、地下水和防止水對坡腳掏蝕;二是增加滑坡的重力平衡條件，即改變滑坡外形，降低滑坡重心和修建支擋建築物而增加滑坡抗滑力(圖9-3)。

　　三、泥石流

　　泥石流是山區常見的一種突發性災害，是介於崩塌、滑坡等塊體運動與挾沙水流運動之間的一係列連續流動現象(過程)。它是由大量泥沙、石塊等固體物質與水相混合組成，沿山坡或溝穀流動的一種特殊洪流(固液兩相流)。其中固體物質的體積含量大多超過15%，最高可達80%左右，容重一般大於1.30噸/立方米，大者可達2.30噸/立方米。巨大的泥石流暴發時，山穀雷鳴，地麵顫動，呈粘性或塑性狀的泥石流體，沿著陡峻的溝道，前阻後擁，穿峽出穀，往往在幾分鍾至幾小時內，將數十萬至上千萬立方米的固體物質，從山上搬出山外，對沿程農田、道路和城鎮造成很大破壞。

　　泥石流形成的條件頗多，概括起來主要有三個，即失穩的大量鬆散岩土物質(固體碎屑)，相應水體和促使這兩者迅速起動、彙集、混合、運動和停積(或遭稀釋消亡)的地貌條件。

　　地貌條件對泥石流的發生、發展所起的主要作用有二：一為通過地勢(或底床)條件為泥石流提供位能，賦與泥石流一定的侵蝕、搬運和堆積能量;二為在坡地或溝道的一定演變階段內，提供足夠數量的物質(水體和土體)。泥石流之所以常常暴發於山區，就在於某些山區具備上述兩個條件。

　　一條發育比較完善的泥石流溝穀，大多有形成區(包括清水區和固體物質補給區)、流通區和堆積區三部分(圖9-4)。

　　(一)泥石流類型

　　泥石流可以從不同的角度進行分類。根據泥石流的流體性質可分為粘性泥石流(層流性泥石流)、過度性泥石流和稀性泥石流(紊流性泥石流)三類。

　　(1)粘性泥石流：泥石流的固體物質含量較高，一般占40%～60%，容量≥2噸/立方米。其中粉砂、粘土含量較多，泥漿粘度≥10泊。泥石流中的水和固體物質稠成一個整體，做等速運動，大石塊在泥漿中呈懸浮狀態，液、固兩相流體無垂直交換，屬層流性質。在其流動過程中，往往出現陣性，前鋒高而陡，形成高幾米至十幾米的“龍頭”，容易產生溝穀阻塞等現象。粘性泥石流的整體運動性強，流速快，具有強大的衝擊、碰撞、爬高能力及衝刷、淤埋能力，故破壞性極大。

　　(2)稀性泥石流：泥石流的固體物質含量較低，一般為15%～40%，容重1.5～1.8噸/立方米。其中粉砂、粘土含量較少，泥漿粘度<5泊。稀性泥石流中的水和固體物不稠結成一體，而且相互分離，其運動速度不一致;液、固兩相流體有垂直交換現象，具紊流性質，它與含沙量大的洪流，在動力特點上差別不大，但仍具有相當大的衝擊、碰撞、爬高能力和衝刷、淤埋能力，因此破壞力也相當大。

　　(3)過渡性泥石流：泥石流的特征介於上述兩類之間，其粘度為5～10泊，容重為1.8～2.0噸/立方米;流態由紊流到似層流均可能出現，具有很大的衝擊、碰撞和爬高能力及衝刷、淤埋能力，因此破壞性很大。

　　此外，根據泥石流物質組成的差別，可分為水石流、泥流和泥石流三種類型;根據引起泥石流的激發因素(成因)，可分為冰川泥石流、暴雨泥石流、地震泥石流、崩塌—滑坡泥石流、湖庫潰決泥石流、火山泥石流和人為泥石流等類型;根據泥石流活動場所的地貌形態，可分為溝穀型泥石流和山坡型泥石流兩種類型。

　　(二)泥石流的治理

　　從國內外泥石流治理的方案與措施來看，泥石流的治理基本上采用綜合治理。泥石流治理措施主要分為生物措施和工程措施兩大類。其中工程措施又包括治水、治土、排導、停淤和農田工程五類措施;生物措施包括林業、農業和牧業三類措施(表9-1)。

　　四、岩溶地麵塌陷

　　岩溶區地麵塌陷是主要災害地貌之一，它是指因岩溶洞穴和空隙的發生、存在與發展而引起其上方地麵產生塌陷的地貌現象。產生塌陷的地表岩石並非隻限於可溶岩，它可以包括各類岩石和各種土，其發生的原因包括自然的和人為的兩個方麵。但本節側重於由人類活動誘發的岩溶塌陷。據初步統計，已知我國主要的岩溶塌陷地點有800多處，其塌陷

　　表9-1 泥石流綜合治理措施一覽表

　　據吳積善等，1993。

　　溶蝕裂隙和洞穴是地麵塌陷物質的運移通道或貯存場所，又是水流或氣流活動的途徑。它們是塌陷形成的基礎(圖9-5)。所以，塌陷的強度和岩溶發育程度有關。

　　塌陷可由自然因素和人為因素誘發(表9-2)。

　　表9-2 岩溶地麵塌陷誘發因素

　　據袁道先等，1994。

　　岩溶塌陷是一種破壞性地貌形態，其發育大致可分為土洞、塌陷、調整和休止四個階段(圖9-6)。

　　塌陷的形成機製較複雜。但經過係統的岩溶地貌研究是能較準確地認識導致塌陷的主因，區分出危害程度不同的岩溶塌陷區，並可建立預布係統進行監測。

　　對不同的誘發主因，可采取不同的預防措施，在大多數情況下，防治的重點都是集中在對岩溶地下水性狀變化的控製。主要的方法有：

　　(1)開采地下水前，要認真勘察，合理布井和建井，嚴格控製抽水降深與抽水強度。

　　(2)對有關的礦山，應控製疏幹排水的強度，及時處理坑道突水，設地下防滲帷幕攔截地下水，以及防止地表水灌入地下。

　　對已出現的岩溶塌陷坑，可根據不同情況與要求，采用填堵、跨越、灌漿、圍封、加蓋等工程處理

　　第三節 工程地貌

　　工程地貌是地貌學的實用研究方向之一。它研究地貌環境對工程建設的設計、施工及使用的影響，也即進行工程的地貌環境評價。當然，隨著新科學技術的引入及社會需求的變化，工程地貌研究的範圍也在不斷擴大。顯而易見，在工程設計階段就必須回答這樣一個問題——建築場地的地形如何利用。現階段工程地貌的理論與實踐，可以回答以下三個相互關聯的問題：①在給定的地貌環境下，能否規劃設計工程建築;②在地形近期及遠期變化中，建築物的狀況如何?③工程建築的建設及使用的後果(包括生態後果)如何?

　　本節簡要介紹地貌環境對農業生產、水利工程、道路工程、海岸工程等工程建築勘測設計，以及城市建設等方麵的影響。

　　一、地貌與農業

　　農業是人類與自然界關係最密切的一個產業。地貌條件直接影響著農業生產的好壞，因此，通過對地貌條件的具體詳細分析，從各種地貌的類型、要素、發育過程等方麵，量和質的特征及其變化規律，判斷它們在農業生產上的利與弊、直接與間接的影響關係，從而提出合理利用地貌條件和改造不利地貌條件的可能途徑，為農業生產布局中確定新的或調整現有的各種農業用地、農作物布局、農田基本建設措施，因地製宜發展農、林、牧、副、漁綜合經濟等提供科學依據。

　　從地貌學為農業生產服務的實踐經驗來看，農業地貌的研究可從以下幾個方麵著手進行：①研究地貌在時空分布上的變化規律，研究地區地貌的發生、發展過程，特別是當前所處的發育階段、未來發展趨勢;在空間上要研究地貌條件分布的水平層次及立體結構，它們的主要特征及分布規律;②分區進行綜合性與差異性的對比，包括對地貌單要素的分析和對地貌綜合體的研究，以及有關自然條件的研究;③要找出影響農業生產的主導地貌因素，抓住主要矛盾，使研究深化;④確定出最適宜的農業生產發展的模式，選出最佳的農業布局方案。具體來說，其內容包括以下幾個方麵：①地貌條件的農業評價;②地貌類型組合的農業評價;③地表組成物質的農業評價;④現代地貌過程的農業評價;⑤農業地貌區劃。

　　自然界是一個有機的整體，地貌作為自然條件的一個基本因素，與其他因素之間有著密切的聯係。因此，在農業地貌研究中，在評價農業地貌條件的同時，還須注意到其他自然因素如氣候、土壤、水文、植被等的作用。隻有用綜合分析的觀點和方法進行研究，才能取得較好的結果，使地貌學為農業生產發揮更大的作用。

　　二、地貌與工程建設

　　各種工程建設都要考慮地貌條件，但地貌學最廣泛的應用是在水利工程、道路工程和海岸工程等建設中。如水利工程中有關水庫及壩址、開鑿引水渠道時地貌條件的評價和選擇，道路工程中的選線和海岸工程中的港口選址、開挖深水航道、海岸防護等，都必須運用地貌學的知識。

　　(一)地貌與水利工程

　　在水利工程建設中，地貌學主要應用在堤壩、水庫和引水工程等的勘測設計方麵。在河流上修築堤壩蓄水建水庫，通過水庫調控，達到更好地利用水資源的目的。而修壩建水庫首先要選擇一個地貌環境條件優良的壩址。從地貌環境條件來說，選擇水庫壩址時，一般應做到充分利用天然地形，根據經濟與安全的原則加以考慮。大體上主要考慮下列幾個方麵：①在地形條件上，壩址應盡可能選擇河穀較窄、庫內平坦廣闊的地形。這種壩址一般來說能起到蓄水量大而工程量較小的效果。②分析河穀邊坡地貌過程，存在邊坡不穩定、處理工程量較大的地段，不宜選取壩址。③從防滲漏的角度考慮，岩溶地區的壩址應盡量選擇在有隔水層的橫穀、且岩層傾向上遊的河段為宜，同時還應考慮水庫是否有嚴重的滲漏問題，庫區最好是強透水層底部有隔水岩層的縱穀，且兩岸的地下分水嶺較高。在岩溶地區當無隔水層可以利用的情況下，壩址應盡可能選在弱岩溶化地段。

　　引水工程是一種線型水利工程建築物，它本身可由渠道、輸水隧洞、渡槽、倒虹吸管道、閘門、跌水和瀉槽等一係列結構物組成。其中渠道是最主要的引水建築物，它一般為開敞式。一條引水渠道往往是很長的，它具有跨越地貌單元多而廣的特點。引水渠道工程是嚴格受渠水縱坡降控製的線型建築物，所以在選擇線路時，應合理利用地形條件，因為它主要影響到工程的投資和施工條件。一般情況下，引水渠道線路應盡量繞避高山、深穀和地形切割強烈、衝溝發育的丘陵山區。渠道應盡可能在寬階地麵、黃土塬麵以及平緩斜坡和平緩分水嶺等地形上較平坦的地段通過，盡量避免或減少高填方和深挖方。如果無法繞避高山、深穀等地段時，考慮到修建盤山渠道線路過長和施工不便的情況，應采用輸水隧洞和渡槽、倒虹吸管道等工程形式，以盡可能短的距離穿越。此外，許多災害地貌現象及其過程，對引水線路也有很大影響，如滑坡、崩塌、泥石流和岩溶現象與過程等。一般地說，線路應繞避滑坡和崩塌發育地段，在峽穀和高陡斜坡地段尤需引起重視。岩溶地區的引水線路應繞避溶洞、落水洞和溶蝕漏鬥強烈發育帶，使之在岩溶化程度相對較弱的地段通過，減少滲漏和邊坡的穩定。

　　(二)地貌與道路工程

　　道路是陸地交通運輸的幹線，它主要由公路和鐵路共同組成的運輸網絡。在道路工程建設中，地貌學的應用是極其重要的一個方麵。

　　道路是一種處於大自然環境的線型結構物，它具有線路伸展長，跨越地貌景觀多而廣的特點。影響道路建設的自然因素是眾多的，最重要的首推地貌形態類型及地形高度和坡度。

　　對新建道路來說，無論是公路還是鐵路，擬定線路是首要的先行工程。在道路選線過程中，地貌條件是最基礎要素，它常決定著線路走向段的擷取或舍棄。線路選定的好壞，直接關係到道路工程的造價、施工難度和車輛的運營條件等。因此，在選線時盡可能利用有利的地貌條件，避開不利地貌因素，為道路工程建設提供盡可能好的地貌環境，以期減少線路工程病害，順利完成施工和不留隱患。

　　地形對道路選線、線型設計和道路類型的確定有著非常密切的關係。在平原地區，由於其最主要的特征是地麵高度變化微小，相對高差不大，這對線路的選取是極為有利因素。但也應看到，一般來說平原地區土地利用率都比較高，農田廣布，居民點稠密;有的還存在著眾多大小湖泊，河網極為發育的特點。無疑，這對選線會成為較嚴重的障礙因素。因此，平原地區就選線而言，地形平坦，路線平直，縱麵幾何線形指標較易達到較高的要求標準，但由於地麵障礙因素頻繁，造成選線中處理地物的幹擾是相當複雜的。

　　在山地區，其地形的特點在短短距離內相對高差可以是很大的，坡度均較陡峭，流水湍急，地形錯綜複雜。這種地形區段的線路，一般都顯得彎多坡陡、起伏頻繁，土石方和各種防護工程量都很大，加之地質和氣候條件也比較複雜。因此，路基和邊坡的穩定，以及行車安全等都會受到很大影響。在山地區，如何善於利用地形布線是做好山區選線的關鍵。從總體上說，在山地區，地形對選線往往起著極大的控製作用。其中，地形坡度對選線影響具有特殊重要性。地形坡度是影響道路平麵的控製因素。在山地區，地麵自然坡度都大於限製坡度(表9-3、表9-4)，如果選取較陡的限製坡度，其優越之處是線路長度縮短，工程投資減少，但運營較困難;若選用較平緩的限製坡度，其優越性在於運營能力大大增加，但線路拉長了，工程投資就增大。目前山區的選線，一般都傾向較緩的限製坡度。

　　表9-3 鐵路線路縱向坡度與最小曲率半徑

　　注：山區鐵路線路的曲率半徑不小於250米。

　　表9-4 公路線路縱向坡度與最小曲率半徑

　　道路建成後，由於對原來處於自然平衡狀態的地貌體發生了人為破壞性改造變動，因而隨著道路運營的增加出現各種災害地貌現象，往往成為影響道路運營安全的最大病害。諸如邊坡滑動、崩塌、泥石流等。這些地貌病害的出現，常造成道路運營受阻，嚴重者甚至使線路被迫改移，或廢棄重建。因此，對線路地貌災害，無論是在道路投建之前、之中，或在道路建成後，都必須嚴格采取正確的防護措施，力求避免和減輕其危害，是道路建設中最為重要的環節，因為它是路況保障的要害所在。

　　(三)地貌與海岸工程

　　海岸工程包括港口建設和為改善航運或防止海岸侵蝕而設計建造的丁壩、防波堤、導流堤工程等。其中，港口建設是最重要的海岸工程。

　　港口建設包括陸域的倉庫、堆場、房屋、道路設施及碼頭;水域的港池、錨地和航道。影響港口建設的因素很多，如水文氣象條件(潮汐、潮流、風和波浪等)、陸域麵積、工程地質等狀況，以及貨物轉運條件等。港口是水陸或水上運輸的轉運點，因此，水域的水深和船舶泊穩條件成為港口建設最重要的因素。而水深和泊穩條件，則與海岸地貌特征和港灣類型有密切的關係(表9-5)。

　　三、地貌與城市建設

　　城市是人口高度密集的區域，也是一定區域的社會經濟發展中心。城市的建設和發展受到多種因素的製約，而地貌則是重要因素之一。它對城市的影響是多方麵的，無論新建城市或舊城市的發展擴建，在城市的選址、城區土地利用的選擇、城市區域內各種管道設置、公共場地(包括公園綠地等)和城市的整體布局以及城建整體經濟核算等，這些都在不同程度上受到地貌狀況的影響。

　　城市作為人為的地貌作用形成的巨大建築群體，坐落在自然的下墊麵上，它在形成和發展過程中無疑要受到作為下墊麵的地表形態的影響和製約，因此，城市分布的地貌部位和地貌類型、地形的坡度等對城市的形態、空間結構及經濟發展等產生著巨大的影響。

　　(一)城市分布的有利地貌部位和類型

　　城市在形成與發展過程中，地形位置的選擇對城市的形態特征和城市的發展前途有重要的影響。有利於城市的形成與發展的地貌部位和類型可以有以下幾種：①河流的彙合處;②平原或盆地底部;③兩大地貌區的分界處;④河穀階地;⑤海濱和島嶼。

　　(二)地形坡度對城市發展的製約

　　從城市的形成與發展來看，平緩地形是最有利於城市發展的外部條件之一;從城市內部的空間結構來看，平緩地形也是最為有利的因素;從城市的整體建設角度來考慮，平緩地形對城建也極為有利，丘陵地區較困難，山地區的城建則需要更大的經濟投資和工程措施，同時城市發展往往也受到限製。當然，所謂平緩地形也不能過於平坦低蕩，否則也會變成為不利因素，因為當地麵坡度小於0.3%時，往往不利於地表水的排泄，甚至會造成地表水的不良瀦聚。

　　表9-5 華南港灣類型與建港條件

　　在城市建設中，不同的建築物對地形坡度有不同的要求，而不同的地形坡度可以適應不同的建設活動，從而形成不同的土地利用空間結構。從表9-6大致可以了解有關不同地形坡度對城市建設活動和土地利用情況的影響。

　　一般來說，超過一定坡度的地形，在城市中往往被視為適宜於建設或不太適宜於建設的用地。所以坡度較大和切割較破碎的地段(塊)，在城市建設中被視為複雜地形。在坡度較大為複雜地形的地段，首先要考慮的是建設費用比平緩地段高，城市規劃中的各種內部空間結構處理也較複雜。在城市建設中對所謂複雜地形的確定，主要是根據構成複雜地形本身的坡度大小，各種用地之間的相對高度和分割狀況。例如，在進行城市規劃時依據用地的地形高差和幹道網的平均坡度，並把這兩項指標值具體地結合起來，就可將地形的複雜程度劃分為下列三個等級：

　　表9-6 不同地形坡度對城市建設的影響

　　不太複雜的地形：起伏較小的丘陵地(平均坡度小於5%，其高差為20～100米)，主要對城市功能分區劃分和某些街道與道路定線的選擇具有影響。

　　較為複雜的地形：起伏較大的丘陵地(平均坡度大於5%，其高差小於200米)，除影響城市結構劃分外，對交通線路和人行交通係統以及公共中心體係具有影響。

　　十分複雜的地形：山地區(平均坡度大於5%，其高度超過200米)，對城市形態及內部結構的形成具有決定性的作用，包括城市用地發展方向的選擇及其功能分區的劃分。這種十分複雜的地形，由於高差和坡度均較大，對城市建設的影響是重大的，經常要造成城市市區的分割。

　　在複雜地形的地區，進行城市建設規劃或城市進行擴建時，對地形進行分析並編製地形要素與形態簡化圖是很有實用意義的。

　　第十章 地貌發育的理論問題

　　第一節 地貌發育的重要理論

　　關於地貌的演化，不同學派有不同模式，有些學者認為地貌演化是在一定的演化序列中進行，按地貌組合變化可分為不同階段。另一些學者則認為整個陸地表麵是自我調整的，這種自然調整與發生在斜坡上及河道中的過程相適應，也與自然界一般規律相適應，當一個因素改變，其他因素通過自我調整，這樣盡管地表發生了物質、能量的變化，但總的地貌形態及坡度則不改變。這兩種看法就形成了地貌發育的兩種模式，第一類是序列演化方式的地貌組合變化，以戴維斯(W.M.Davis)、彭克(W.Penck)和金(L.C.King)為代表;與之對立的另一類是動力平衡或穩定平衡理論，以哈克(J.T.Hack)為代表。

　　此外，與地貌發育有關的理論還有馬爾科夫(K.K.Mapkoв)提出的地貌水準麵學說;斯特拉勒(A.N.Strahler)、喬利(R.J.Chorley)等建立的地貌係統論;舒姆(S.A.Schumm)和利奇特(R.W.Lichty)提出的地貌發育的三個時間尺度理論，這個理論包容了地貌演化及動力平衡理論兩者;舒姆又提出了流域係統中的地貌閾及複雜反應理論;等等。以上這些理論的主要部分在本節中分別加以簡介。

　　一、侵蝕循環學說

　　這是戴維斯於1899年據其對北美的河流地貌觀察，在環境條件上作了一些簡化，建立起第一個係統性地貌隨時間而演化的模式。該模式的假定前提是：①位於潮濕溫帶;②岩性均一;③起始地形是平原;④地殼僅是在開始時有一次急速上升，其後進入長期的穩定。他按生命順序，把整個過程分為幼年、壯年、老年三個時期，各期地貌有明顯的差異(圖10-1)。幼年期是河流迅速深切地麵，形成峽穀，並擴展其河穀係統;地麵遭受切割，但仍保持著不少上升前原始平坦地麵，造成山地峽穀、山頂和緩地麵並存的地貌。壯年期是原始上升的高地麵被全部蝕去，峽穀因河流側蝕作用加強，使穀坡逐漸擴展而變成緩坡寬穀;主河(幹流)的縱剖麵開始達到平衡剖麵。這時地貌上表現為丘陵寬穀。老年期則丘陵進一步削蝕降低，河流的幹流和大部分支流都達到了平衡剖麵，下蝕作用已很微弱，代之以側蝕和堆積為主，形成寬廣的衝積平原(河漫灘、泛濫平原)，整個地麵微緩起伏，隻有個別硬岩地段，因抗蝕性強而保留下來，成為低矮孤立的殘丘(稱蝕餘山)。

　　戴維斯的侵蝕循環的最終地貌是高差小、坡度緩、高程接近海麵的呈波狀起伏的地麵，稱為“準平原”，標誌著一次有順序的演變行將結束。隨後，若有另一次地殼急速上升發生，則地貌將按上述順序作又一次的演化，故名之為循環，並把這個突變稱為“地貌回春”。隨著討論的深入，他補充了名之為“循環中斷”的概念，指的是：在循環尚未結束時，地殼出現了上升，開始了新一次循環，使原本的循環不能繼續下去。在這個以河流作用為中心的循環發育模式建立後，戴維斯按營力的不同，發展出包括冰川、海岸、岩溶和風力在內的多個侵蝕循環模式。

　　戴氏的侵蝕循環論(原稱“地理循環”)，從一開始提出就麵對不少批評。在動力學派出現(本世紀60年代)以前，主要的批評分別來自小彭克(1924)和金(1953)。其實，他們的模式隻是對循環論作補充(圖10-2)。小彭克的批評要點在於地殼運動的假定，他認為開始地殼是緩慢上升，後來才逐漸加速至最大值，然後變為長期穩定。他強調剝蝕速率與上升速率的對比決定地麵的形狀，因此，在開始時當這兩個速率相近，就會形成“初始準平原”，它與加速上升轉入長期穩定後所成的“終極準平原”不同。他還推論連續上升山地會形成階狀的前緣坡。金氏的批評集中在準平原的發育方式上，他認為是按斜坡側向後退的方式進行，而不是下蝕變低變緩，其結果是形成“山足剝蝕平原”。

　　應該指出，戴維斯的侵蝕循環是假定構造運動(上升之後)和氣候條件不變的情況下進行的;而這一過程又是周而複始的、封閉的、循序進行的循環。實際上，構造運動、氣候條件都隨著時間而變化，地貌的發展是旋回性的，每一旋回都有所不同，不可能是簡單的重複。此外，戴維斯的侵蝕循環的模式又過於簡化，不能解釋地貌在短期內的變化。在某一個具體時段地貌發展過程會發生不斷偏離長期發展趨勢的情況，不能認為一個侵蝕循環，地麵始終因河流的下切而降低，坡麵始終因剝蝕而逐漸夷平，河流同樣有淤積加高的時候，高地同樣有因地殼均衡補嚐而上升的時候。

　　盡管如此，畢竟戴維斯的“侵蝕循環”說是地貌學中第一個係統闡述地貌演化的古典理論，一度對地貌學的影響很大。

　　二、山坡發育理論

　　W.彭克在《地形分析》(1924)一書中，提出了山前階梯狀地形及坡麵發育的原理。他認為山前梯坡形態是構造運動與剝蝕作用兩個變量的函數。彭克把坡麵發育的原始地麵，即一個上升前長期受剝蝕所形成的起伏微緩的準平原稱為初始準平原，並用上升發展階段、均勻發展階段和下降發展階段來區分地貌發育的階段性，以反映某時間內構造運動的不同形式，指出穀坡形態(凸坡、凹坡、直坡)可以反映地殼上升和剝蝕作用之間的對比關係。山地梯坡經過長期發展演變後，最終將出現一個由孤立的島山、殘丘、基坡、穀底平原組成的起伏極小的準平原，稱終極準平原。終極準平原形成後可以又經曆非常緩慢的上升而又變回到初始準平原，從而開始一個新的形態係列。初始準平原和終極準平原都具有平坦的特點，而其主要區別是前者的穀坡為凸形，後者的穀坡為凹形。

　　W.彭克認為，山坡形態取決於構造運動和剝蝕作用之間的對比關係。在地殼加速上升，河流下切強烈的山坡(上升量>剝蝕量)，它的形態呈上凸形;而上升變緩慢，下切作用減弱時(上升量=剝蝕量)，山坡形態為直線形;當地殼不再上升，處於停頓穩定階段(上升量<剝蝕量)，山坡形態則變為下凹形。坡麵發育的主要方式是斜坡的平行後退。在山地上升運動減弱，河流下切趨於停頓之後，側蝕作用相應顯得突出。山坡的上部陡坡段因受重力影響後退，並始終作等坡平行後退，呈直線坡形，但坡段愈變愈短，彭克將這一係列平行後退的坡麵稱之為重力坡。山坡的下部(坡麓)隨著山坡的平行後退，麵積逐漸擴大，形成十分平緩的基坡，兩坡之間有一坡折，重力坡和基坡連起來整個山坡則呈凹形(圖10-3)。如此長期發展，在山前形成極平緩的基岩坡麵，稱山足剝蝕麵。

　　彭克提出的山前梯坡形態分析原理，是構造—剝蝕相關理論的一個代表，它把在時間進程中內外力的數量關係，和自然界最廣泛的山坡形態聯係起來考慮，重視了內外力的相互作用，是該理論的可取之處。但是，該理論沒有考慮氣候、岩性等對山坡形態的影響。例如，有人對美國境內山坡的統計分析表明，在幹旱區山坡短，上部呈凸形，下部呈凹形;向潮濕區過渡，山坡加長，且成近直線形(T.J.Toy，1977)。可見不能簡單根據山坡形態來推斷地殼運動。

　　三、山麓夷平循環理論

　　山麓夷平循環理論又稱外成侵蝕循環說。“外成”簡單地表示“在表麵”或近地麵的。該理論是1948年南非地貌學家金(L.C.King)根據他在幹旱、半幹旱及熱帶草原氣候下的非洲一些地區的研究，提出的一個與戴維斯不同的侵蝕循環理論，以說明有孤山(島山)散布的廣大侵蝕平原的成因。金把那裏的地貌景觀分為兩種基本單元：第一種是在穀底的、與現代河道或者古河道相鄰的平緩凹坡，其坡度在1°～7°間，凹坡有著岩石的基底，發現的證據指出：這種平緩的凹坡隨著時間的進展逐漸消耗與其相鄰的高地麵擴大自己的麵積，它與相鄰的高地之間有一尖銳的坡析，形成這種山麓平原(麓原，pediment)的過程統稱“麓原作用”(Pedimenetation)。第二種單元是圍繞著大部分高地的陡坡，其形成與單麵山或斷層無關，而是侵蝕形成的。其坡度變化於15°～30°之間，當它被侵蝕而後退時，其坡度並不減小，故金稱之為“陡崖後退”或“蝕退”作用。陡崖後退和麓原作用都是山麓夷平循環的一部分，金把它分為幾個階段(圖10-4)。

　　(1)青年期：山麓夷平循環開始於原先就形成的聯合麓原(pediplain)的上升，而非更為複雜的構造上升，原有的河流(永久河或暫時河)向著新的侵蝕基準迅速下切;後來，下切作用減弱了，在穀底形成小的麓原，因陡崖後退造成麓原擴大，但原來山麓平原的殘留物在所有的山頂都有保留，這是青年期的標誌。在青年期的晚期，許多河間地變成島山，許多島山又變成渾圓的穹丘及孤丘。

　　(2)壯年期：島山的數目更為減少，因其逐漸被蝕為孤丘並最後消失掉，於是相鄰穀中的麓原聯合起來。然而即使在壯年期晚期，少數殘留島山也可達300米(較周圍低地)，而其頂部也常殘留早期麓原的小塊痕跡。可見，在青年期時由於河流下切，地勢曾經增大，在壯年期時或者地勢減小或局部保留地勢不變。

　　(3)老年期：殘留山非常稀少，到處地勢減小。整個景觀被平緩的麓原統治著。聯合麓原(pediplain)就是循環的最終形態。

　　麓原的擴展和聯合過程稱之為麓原化，其所造成的地形稱之為山麓侵蝕麵平原或聯合麓原。從對形成過程的描述中可見，所有的麓原和山麓侵蝕麵平原都具有穿時性(即這些地麵並非都是同一年代所形成者)。山麓侵蝕麵平原的主要特征是凹坡剖麵，而其上發育的侵蝕殘餘丘則具有陡峭的周邊坡。

　　金認為他的理論是除了冰川條件外的普遍的地貌發育模式。金的另外的重要概念還有：山麓夷平循環初始條件為海麵的降低。金根據地貌發育的時間先後，在南非劃分出幾個這種麓原麵(多循環地形)：①岡瓦納麵，形成於中生代(大陸分裂漂移之前);②非洲麵，形成於早第三紀(大陸分裂漂移之後);③後非洲麵，形成於晚第三紀至第四紀;④剛果麵，形成於第四紀。

　　四、地貌水準麵學說

　　該學說是前蘇聯地貌學家馬爾科夫於1948年在所著《地貌學基本問題》一書中提出來的。

　　現在，大部分地貌學家和地質學家都認為，外力過程的地貌作用可以認為在數量上是和內力過程的地貌作用相當的。外力的作用基本上在於夷平地形，力求降低由內力所形成的高地和填平由內力所形成的凹地。結果外力創造了一定的水準麵，或者說地貌水準麵。

　　馬爾科夫認為，有多少種特殊表現出來的外力過程，也就有多少種地貌水準麵。在每一個地貌水準麵的範圍內，相應的地貌過程是主導性的地貌過程。他在地貌水準麵中，分出四個基本的水準麵：①海蝕—堆積水準麵;②剝蝕水準麵，或侵蝕準平原水準麵;③雪線水準麵;④山頂麵水準麵。

　　海蝕—堆積水準麵：它大致相當於海蝕平原。根據水下斜坡動力均衡剖麵的形成過程出發，很顯然，在任意情況下，海浪和擊浪的作用將形成平坦的地麵，它具有朝向海洋的緩和傾斜。這種地麵將會逐漸地擴大，一般的情況下是向陸地推進，結果形成微微傾斜的水下平原，它的剖麵大致接近於水下斜坡的均衡剖麵。馬爾科夫建議把水下斜坡均衡剖麵稱之為海蝕—堆積水準麵或海蝕準平原。

　　曾科維奇(B.П·Зeнкoвиц)計算出，在海平麵穩定的條件下，水下平原最大的可能寬度是300千米。但是，如果海平麵上升的話，它就能夠賦予海浪以補充性的衝量去擴展水下平原。因此，要使海蝕—堆積水準麵占據較大空間，就必須同時具有下列兩個因素：海蝕—堆積過程和地殼升降運動。海蝕作用和海積作用僅僅在海侵的條件下，才能形成寬廣的微微波狀起伏的傾斜平原。

　　剝蝕水準麵：河流的侵蝕和堆積作用，歸根結底引起地形的普遍夷平。高地在流水侵蝕作用下逐漸降低，河流往往具有愈來愈平緩的縱剖麵。地麵愈接近於平麵，這種剖麵也愈平緩。由此可見，河流縱剖麵可以提供出關於該地地形的概念。馬爾科夫認為，當河流達到了均衡剖麵時，那麼這個地區就將處於侵蝕—堆積過程的最終階段，也就是達到侵蝕—堆積水準麵或者剝蝕水準麵。侵蝕—堆積水準麵，根據馬爾科夫的理解，是準平原的同義詞。

　　雪線水準麵：雪線是一個麵，在這個麵上，降落的和融化的雪的量是平衡的。雪線下界在地球上具有不同的高度，這決定於地區的緯度和海陸位置(近海或於內陸)。雪線決定著一定的地貌的形成過程，如冰凍風化、土流、冰川等的分布。處於冰凍作用的高峰易於蝕低，因冰凍碎屑易於形成且易於被移去，使風化作用更新，故可形成齊一峰頂線。

　　山頂麵水準麵：這一概念是阿·彭克(A.Penck)提出來的。他認為，山上升愈快，山頂破壞得就越快;因此，連接地球上各山的項點可以得出一個上部剝蝕麵(後改用山頂麵)，在此麵上地殼運動造成的上升與剝蝕作用造成的山體降低相平衡，任何山頂不可能高出它。上部剝蝕水準麵的位置，按阿·彭克的意見，取決於下列因素：風化強度、岩石性質和上升速度。故每個地區高山都有一個極限高度，在此限度上的上升與風化剝蝕的降低以等速進行。

　　確定和分析這四種地貌水準麵，將特別有助於對地殼最新運動情況的判斷。值得注意的是，對後兩種水準麵，一直存在較大的爭論。至於對地貌水準麵的最大的爭論，主要集中於其控製及擴展的可能範圍問題。

　　五、地貌係統論

　　世上任何事物都在某方麵存在著某種程度的聯係。所謂“係統”，指的是彼此有密切聯係的一組事物。所謂“研究”，就是找出事物之間的聯係。為了有效地研究某個或某種事物，而把與之密切有關的事物集中在一起作研究，從認識論上看，這就是係統論，從方法論上看，這就是係統研究法。一般地把係統論的觀點與方法用於地貌研究，已有很長曆史。如：各種地貌分類係統的建立。按分類係統而進行的部門地貌學研究。從多種因素出發，對某一地貌的成因、演變和發展作綜合分析，以及地貌長期發育模式的建立。但在地貌學中亮旗明幟地引入係統論(斯特拉勒、喬利和肯尼迪等人)，則是近30年的事，其所取得的主要認識是：

　　(1)一個地貌係統是這樣的機構，在這機構裏，一個以上的作用與一個以上的地形相互反應，這些作用和地形單獨地或一同地行動，從而建造出這個地貌景觀複合體。

　　(2)地貌是一個龐大、複雜、多分支、多等級係統。在全球範圍內，每一個地貌形態都是一個較大形態的組成部分;每一個係統都是一個較大係統的組成部分。如今，在地貌係統中，至少已確立出三類主要的係統：形態係統、能量—物質流係統和作用—反應係統。

　　(3)絕大多數的地貌係統屬開放性係統，其內部具有自我調節作用，以力求達到動力均衡狀態。

　　(4)若要全麵、正確地認識某個地貌形態，必須把它看成是某個較之為大的地貌係統的組成部分，而且，這個係統是在朝著動力平衡狀態發展。

　　(5)地貌形態的規模等級不同，其發育的時間尺度、主導作用營力、理論依據和研究方法都隨之而不同。

　　(6)地貌的變化沒有固定的方向和順序，一切都取決於當時和當地的具體條件。

　　(7)對地貌的研究，隻宜采用方法上的均變觀點，不能采用作用、速率和狀態上的均變觀點。

　　(8)地貌變化過程的總特征，是漸變中有突變，均變中有災變。當內部漸變的積累超過係統的臨界值(閾值)時，就轉化為突變;當外部較大係統出現突變時，在較小係統裏就表現為災變。較小突變常可被自我調節所吸收，而大的災變則把係統推到朝新均衡狀態發展的過程。

　　地貌係統論的引入，導致了地貌學動力學派的形成，為地貌發育建立許多係統模式、動力模式和參數定量計算公式，使地貌研究成果能達到直接用於工程建設和解決環境保護與治理問題。

　　六、地貌的動力平衡概念

　　50年代以來，由斯特拉勒(1952)、哈克(1960)和喬利(1962)等人提出一種用來解釋地貌發育的理論。認為隻要剝蝕過程的控製因素不變，地形經過自我調整過程，就不會隨時間而變化，即不發生地貌演化，這種地貌將是“獨立於時間外的”。換言之，地貌並不像戴維斯認為隨時間遷移而出現幼、壯、老等不同階段。

　　地貌非演化的論點來源於地貌發育的全新理論，即“動力平衡”概念。哈克等人的動力平衡理論認為，一個地區的所有各個地形幾何要素(如起伏、坡長、平均坡度和最大坡度、溝床坡度等)，存在著內在的緊密聯係，在適宜的條件下，所有主要要素如穀底、穀坡和分水嶺都以同一速度被夷低。出現這樣的現象需要微妙的動力平衡。以坡地發育為例，就要求坡地被剝蝕的強度恰巧等於將所有碎屑物被運走的速度。顯然，能否出現動力平衡取決於一係列控製因素，如岩性、節理、傾角、滲透性、氣候、植被、上升量等;這些因素並非恒定不變，因此動力平衡隨時間在變化著。但是，也會在某些時段內，這些因素不發生變化，那麼地貌外形就並不隨時間而變化。而且，即使這些因素變化，地貌也不一定循同一方向演化，以致出現像戴維斯所說準平原那樣的特定形式的地貌。

　　圖10-5所示動力平衡的更迭。一個地區上、下為堅硬砂岩，中夾鬆軟的頁岩，在各種動力條件綜合作用中，岩性是變動的因素。如其他動力因素不變，在上層砂岩發育平頂山地、V形穀地貌(圖10-5A)，下蝕至頁岩層中，發育圓匠淺穀地貌(圖10-5B)，再蝕至砂岩層時，又出現平頂山地、V形穀地貌(圖10-5C)。從圖示可知，這個地區因岩性變化出現兩種不同動力平衡狀態而調整了地貌形態。另外，如在均一岩性地區因氣候、河流作用的變化，動力平衡出現新的情況，地貌也相隨發生變化。事實上各個因素的變化可以更為複雜，但在理論上說，地貌也相應分別發生複雜的調整過程。同時，也須注意，變化著的因素之間會發生相互抵消作用，甚至使地貌總的外形不發生明顯變化。

　　但是，在上述圖示中，如果當地貌發育至刻蝕頁岩區時，整區地麵接近侵蝕基準麵，則地麵會較快地發育成準平原。

　　總之，在深入研究地貌的發育模式與過程中，動力平衡概念的提出，對拓寬我們對地貌演化分析的思路有益。

　　第二節 地貌係統的基本特性

　　一、封閉係統與開放係統

　　進行係統分析時，首先要確定：研究的中心對象(主題)和係統的邊界。例如，研究的主題是某流域的地貌，其係統的邊界就是分水嶺。然後是研究該係統的能量和物質的輸入、流動與輸出等情況，確定此係統屬封閉性的或屬開放性的。若能量和物質僅在係統的邊界內流動，則該係統屬封閉係統;若能量和物質是越過邊界流動，既流入又流出，則該係統屬開放係統。如：流域地貌係統屬開放係統。因為降雨帶著水、動能和勢能進入流域地麵，侵蝕土和岩石，搬運著沙泥沿河道流動，最後經河口離開流域，彙入海洋，顯示了物質和能量越過係統的邊界，流進流出。熔岩流出地表後，其溫度梯度逐漸降低至零，其物質逐漸凝固，這個地貌係統可被視為封閉係統。

　　二、係統的等級性

　　係統按其主從、因果和主次等關係可分出一係列的等級。以流域地貌為例，按彙流關係可分出不同等級的支流係統。每一條河，從上遊至下遊可分出集水盆地、運送河道和河口堆積區三個分係統。集水盆地可分河穀和穀間地。河穀可分出穀坡和穀底。穀底又可分河漫灘和河槽。河槽又可分河岸、邊灘、河床、心灘。河床可細分出淺灘、深槽、深潭。淺灘上有沙波，沙波由波脊、波麵、波槽組成。這一係列的等級組成一個流域地貌大係統。要研究其中的每一個地貌形態，都必須聯係與之有關的形態和係統作分析，此外還要聯係有關的動力係統和作用—反應係統研究。

　　三、自變因素與他變因素

　　係統由多個因素構成。這些因素按其變化的主從關係，可分為自變和因變兩大類。如：河流上遊係統中，在影響地形的侵蝕方麵，時間、初始的地形、地質和氣候屬自變因素，而取決於這些自變因素的植被和它們一起影響著徑流和含沙量，屬他變因素。此他變因素與前述自變因素共同影響水係地貌和坡地發育。與此同時，這些因素又突出地影響流域的物質—能量流係統。由此可見自變與他變關係的複雜性與相對性，對某種因素是他變的因素，在相對於另一因素時，可能成了自變的。

　　四、正反饋與負反饋

　　在同一係統內，任何一個被作用的因素對作用於它的因素都產生一種反作用，稱為“反饋”。一些反饋能加強原作用，而另一些反饋會減弱原作用。對前者可稱為“正反饋”，對後者稱為“負反饋”。在地貌係統中，絕大部分的反饋屬負反饋，故總的表現為削弱、抑製和使作用與被作用達到均勢、平衡。如：地殼上升使河流坡降變陡，坡降變陡使河水流速加快，流速加快使河床下蝕速率加大，而下蝕速率加大會導致河流坡降變緩，從而使流速變小，下蝕速率降低，也就是說產生了負反饋。通過這種不斷的負反饋，河流坡降會逐漸減低到一個穩定值，此時，河床既不被堆高又不被蝕低，亦即達到穩定狀態——動力均衡狀態。這種均衡是通過係統內部自動進行，顯示了地貌係統具有自我調節功能，隻要環境條件穩定保持得足夠長，就會出現不隨時間而變化的穩態地形。

　　五、靜穩定狀態與動穩定狀態

　　係統的總發展都是努力要達到不隨時間而改變的穩定狀態，差別的是：開放係統往動穩定狀態發展，而封閉係統往靜穩定狀態發展。動穩定態指的是：輸入不變時，內部結構不變，輸出亦不變;輸入改變時，內部結構和輸出均隨之作相應的改變，其目的在於使係統達到新的穩定狀態——自由能(可做功的能)最大，熵(不做功的能)最小，經調整後的內部結構和輸出將達到新的穩定狀態。靜穩定態指的是：無輸入，無輸出，自由能最小，熵最大。

　　六、地貌形態的平衡與時間尺度

　　在地貌係統裏，可觀察到四種動力與地形的平衡：靜態平衡、穩態平衡(靜態均值平衡)、動態平衡(動態均值平衡)、衰減平衡。它們的出現與觀察的時間尺度有關。由此可分出：靜態平衡時間(暫時)、穩態平衡時間(短期)、動態平衡時間(長期)和循環時間(輪回期)四種時間尺度，它們分別與上述的四種平衡相對應(圖10-6)。

　　(1)地貌的靜態平衡隻是暫時(以10-3年為單位)能見到的平衡，地貌的形狀穩定，幾乎不變。如：枯水期河水位穩定時，帶著沙泥的河水不斷流動，但在數小時內，會觀測不出河床地形的變化。

　　(2)地貌的穩態平衡是短時期內(以月為單位)能見到的平衡。地貌形狀數據雖圍繞穩定的平均值作小波動，但在此時間段內基本穩定。如：一次洪水引起河床的蝕底，但在隨後平、枯水期中，經堆積而複原。

　　(3)地貌的動態平衡是在長時期(按百年、千年計)才會顯示出的平衡。其地貌數據的短期平均值逐漸降低。如：成千上萬次的洪水侵蝕和枯水堆積，河床坡降逐漸變緩，處於動力均衡的狀態。

　　(4)地貌的衰減平衡是經十分漫長的時期(百萬、千萬年計)才會顯現的平衡。整個地麵不斷削低、變緩，其演化是以達到衰減平衡和夷平地麵為目的。如：河床接近於侵蝕基準麵，其坡度變得很小，以至侵蝕變為最小。

　　動力學派的地貌發育模式是與前三種時間尺度和平衡相適應，而循環學派的模式則適合於輪回期和衰減平衡，即漫長時期的，甚至是地質時期的地貌發育。

　　七、地貌生成的能源係統與作用係統

　　從圖10—7可知：

　　(1)地貌作用有三種總能源：太陽的輻射能，地球冷卻和放射性蛻變的熱能，太陽係引力的轉動能。

　　(2)太陽輻射能通過大氣循環和水循環把能量帶到地表，轉化為流水、冰川、風力、風化、洋流和波浪等外力作用。地球熱能經地熱流及應力表現為地殼運動、地震、岩漿侵入和火山噴發等內力作用。太陽係轉動能經海潮，加入於洋流與波浪作用，經固體潮，加入於地熱作用，即既參與外力作用又參與內力作用。從總能量值看，雖然地殼運動的能量值尚未能確定，但至少可以認為外力作用與內力作用同等重要。

　　(3)氣候條件(主要是氣溫和降水)強烈控製流水、風化、風力和冰川等作用，氣候的地帶性和地區性在地貌發育上會有明顯的表現。

　　(4)從總體上看，內力作用是加大地球表麵的起伏，而外力作用則是減少地表的起伏，所以，地貌是內力與外力相互作用的產物。值得注意的是，內力作用會影響外力作用。如：斷裂和地層褶皺控製水係的發育。山脈的上升會引起氣候條件的變化，導致外力作用的改變。在某一地方，外力剝蝕使地殼減薄或外力堆積使地殼加厚，都會破壞該處地殼的重力平衡，引起地殼的升降運動。由此可見，內、外力作用之間還存在著一定的轉化關係。

　　八、地貌形態的敏感性與複元性

　　在地貌係統中，能量—物質流輸入的變化，會引起係統內地貌形態的變化和能量—物質流輸出的變化。由於反饋與內部調整作用，使得輸入與地貌在變化過程曲線的形狀特征上有所不同。其中一個明顯差異在於，地貌變化的峰(或穀)值出現時間滯後於輸入。滯後時間(“鬆弛時間”)的長短顯示了地貌形態敏感性的強弱，並可用敏感係數表示(圖10-8)。

　　對輸入的一個突變，地貌形態需要有一定的時間才能複元，這個複元時間的長短顯示了地貌形態複元性的好壞，並可用複元率數表示(圖10—9)。

　　第十一章 區域地貌調查與製圖

　　第一節 地貌野外調查

　　地貌野外調查是地貌研究的重要方法之一，調查目的主要有三種：

　　(1)為生產及工程建設：地貌學研究的最終目的是為解決生產建設上的實際問題，如農業上的土地利用規劃，城建規劃，公路及鐵路的選線，水庫、機場及港口選址，水土流失的整治，泥石流和滑坡的預防與治理等都要作出地貌調查及評估。

　　(2)為地貌學的理論研究：地貌理論是從實踐中總結出來的，如過去提出的地理發育循環論、山前平原發育論、流水侵蝕水準麵論和流水地貌發育階段論等，都是地貌學家通過長期地貌調查之後總結出來的。

　　(3)為編製地貌圖件：地貌圖編製是一項非常複雜而細致的工作，它要通過多種環節和手段才能得到，其中野外調查和填圖是製圖過程中的一個重要環節，有時隻有通過調查才能取得最基本和最可靠的素材。

　　野外調查的基本要求是：

　　(1)確定調查區內的地貌類型及其特征、分布、麵積和界線。

　　(2)確定地貌的成因，尤其是地質構造、新構造運動以及氣候、水文、植被、土壤等對地貌發育的影響。

　　(3)確定地貌發育過程與演變。

　　(4)測定地貌發育年齡，主要是自第三紀以來的相對年齡與絕對年齡。

　　(5)提出對不同的地貌類型的利用評價和改造意見。

　　一、地貌調查程序

　　地貌調查可分為三個階段：準備階段、野外調查階段和總結階段。

　　(一)準備階段

　　1.確定調查任務。

　　每次地貌調查都有專門任務，為解決某種項目或某個地區地貌而進行，因任務不同，所調查的內容、方法和手段也不同。

　　2.收集資料。

　　全麵收集前人有關調查區的地貌、地質和自然地理等方麵資料，並加以研究整理，提出與本次調查有關問題，以便在調查中解決。此外，還要收集衛片和航片，加以解譯，以便對調查區的地貌得到初步了解。選擇調查區的地形圖底圖也是一項重要工作，因為它是地貌調查的主要依據之一，選用地形圖底圖時應當用較大的比例尺，便於較準確地定位和進行野外填圖。選定地形圖之後，同樣要先作判讀工作。

　　3.製定調查計劃，具體內容有：

　　(1)提出調查的目的要求。

　　(2)介紹調查區的地理概況，包括區位、自然地理、地質構造、自然災害及交通等。

　　(3)提出調查方法和技術要求、器材裝備、工作量、工作人員的配備、經費及時間安排。

　　4.提出預期成果。

　　(二)野外調查階段

　　主要進行路線和點的觀測，詳細記錄觀測內容，填繪和測量地貌圖和剖麵圖，采集樣品等，具體做法是：

　　1.踏勘。調查開始時，應先對調查區作全麵概括的了解。為此，先選擇多條方向不同路線作初步勘察。踏勘路線要盡量穿越地貌類型多的、橫切河穀和山地走向的、剖麵露頭好的地區。最後確定主要調查路線，以便詳測。

　　2.路線詳測：這是調查中的最重要環節，做法是在路線上選擇有代表性的觀察點詳細觀察，進行記錄、填圖、測量剖麵圖、采樣、照相及素描等。調查路線可能有多條，每條路線的觀察點有多個，當完成了所有觀察點的觀察時，也就是完成了總的調查任務。

　　3.階段性資料整理：目的是及時清理記錄內容，校正錯誤，並對資料作初步歸納分析，以便發現問題，及時深入或補漏，糾正填圖上的錯漏;對采集的樣品應按測試要求，進行分類整理，有的可作初步鑒定。

　　(三)整理階段

　　1.資料的整理：主要把野外記錄進行複核校正、歸納和綜合分析，寫成調查報告。

　　2.樣品處理：將野外采集的樣品如岩礦、土樣、化石、古土壤等，按分析要求進行鑒定和實驗室分析測試，其結果應寫入調查報告中，作為成果內容之一，此外對照片應進行挑選、剪接或放大，並注上攝影地點內容，附入調查報告中。

　　3.編繪圖件：包括地貌類型圖、剖麵圖和柱狀圖(有鑽孔的觀察點)等，應將這些野外草圖與前人的圖件對比，修改補充，最後確定其內容，並按製圖標準清繪成圖，作為調查的重要成果之一。

　　4.編寫調查報告：調查報告是地貌調查的主要成果，內容應包括下列各點：

　　(1)前言：包括調查目的要求、調查區位置、麵積、采用的調查方法與手段、調查日期、完成的調查項目和成果。

　　(2)調查區的地理概況：包括地勢、氣候、水文等自然地理概況及交通概況。

　　(3)區域地質概況：主要是影響地貌發育的地質構造、新構造運動及地質發展史概要。

　　(4)地貌分析：是調查報告的重點部分，內容包括地貌類型的劃分及各類地貌特征、分布，地貌發育原因(與地質構造、新構造運動、岩性和第四紀沉積物、外力作用等關係)，地貌發育過程，地貌發育年代等。

　　(5)結束語：指出調查區內地貌的最重要特征，發育規律或模式，地貌的利用與改造意見，存在問題等。

　　(6)附上有關圖件和照片。

　　二、地貌調查內容

　　地貌調查的內容隨任務不同而有所區別，但一般著重於地貌形態、地貌的組成物質、地貌成因、地貌過程、地貌類型之間的關係及地貌年齡等方麵內容。

　　(一)地貌形態的觀測

　　地貌形態的觀測主要是形態特征和形態計量兩方麵：

　　1.形態特征的描述。

　　即定性分析，按地貌等級的不同，分三個層次描述。首先是大型地貌，如山地、高原、丘陵、台地、盆地和平原等的描述;然後是次級地貌，如穀地、階地、洪積扇、河漫灘等描述;再次是地貌要素的分析，所謂地貌要素，即組成某種地貌的最基本單元(棱、角、麵)，如階地由階地麵及斜坡組成;山由山頂(棱)、山坡(麵)和山麓三者組成。

　　2.形態計量的描述。

　　即定量分析，如果要對形態特征作深入描述時，必須要作計量描述，如說“山高坡陡”，山高究竟是1000米抑或8000米，坡陡究竟是40°抑或90°?都要作量的表示。因此有關地貌的麵積、長度、高度、寬度、坡度、深度、密度等等，都要用數據說明。這些數據可用儀器測量或在地形圖、航片等量測後獲得。

　　(二)地貌組成物質的分析

　　地貌組成物質對於解釋地貌的成因有著重大意義，如階地因組成物質的不同而劃分出侵蝕、堆積和基座三種階地。分析組成物質時，首先區別開是岩石抑或是第四紀鬆散沉積物。若是岩石，則應判斷屬哪種岩類，它的軟硬程度、組成礦物、岩石的結構和構造等對地貌的影響。若是鬆散沉積物，則應確定它的成因類型，隻有這樣才能分析沉積地貌的成因。

　　(三)地貌的成因分析

　　地貌的生成，除了組成物質影響外，還有構造、營力(內、外力)和時間(時間長短)等影響。構造和內力對地貌的影響主要是在中生代之後，特別是新構造運動影響為最重要，它主要表現為地殼升降、斷裂、火山和地震活動等。外力作用主要是對等級較低的地貌。由於地貌形成的因素是多方麵的，因此要善於運用綜合觀點與主導因素觀點進行分析。如華南的衝溝和崩崗地貌的發育與風化殼的性質及其厚度，降雨量及降雨強度，植被覆蓋度，人為作用及新構造上升活動等多方麵有關，其中又以植被、風化殼、降雨及人為因素影響最大。

　　(四)研究地貌之間的相互關係

　　地貌是在一定自然條件下形成的，但隨著時間的推移而發生變化，因此地貌既有新生性，也有繼承性，它們之間有一定的成因關係。如現代雪線以上出現的冰鬥，往往與構造上升或氣候變冷有關;山地中出現多級夷平麵又與地殼多次上升有關。

　　(五)現代地貌過程的觀察

　　某些地貌在曆史時期內發生迅速的變化，如崩塌、滑坡、沙丘移動、海岸侵蝕、泥石流、地陷、風化殼侵蝕(水土流失)等等;它們作用時間短，都可能造成地貌災害，在地貌調查中都應詳細觀察，並進行儀器測量，其資料對於生產建設和防治工作均有重要意義。

　　(六)地貌年齡的確定

　　地貌年齡包括絕對年齡和相對年齡二種，前者是指地貌形成的距今具體年齡，後者是指地貌形成的先後順序，即屬早或晚，老或新的相對關係。

　　相對年齡的確定方法主要有：

　　1.相關沉積法。

　　要確定調查區內侵蝕地貌的年齡，可利用相鄰的沉積地貌內沉積物年齡去確定侵蝕地貌的年齡。這是因高地的侵蝕與低地的堆積有著對應的關係，而且時間一致，因此如果知道了沉積物的年齡，那麼侵蝕地貌的年齡也可確定。

　　2.年界法。

　　要得知侵蝕麵的年齡，首先要了解侵蝕麵上堆積物的年齡，因為侵蝕麵的年齡是在該麵的岩層生成之後與覆蓋在該麵之上的堆積物年齡之間。

　　3.位相法。

　　按地貌的發生規律，位置越高的地貌年齡越老，如河流第三級階地比第二級老，第一級階地又比第二級新。

　　4.地貌對比法。

　　它與地層對比法類似，相近的兩種高度相同的地貌，生成時代可以相同，如石灰岩區的水平溶洞與鄰近河流階地對比。

　　5.岩相過渡法。

　　同一成因的堆積物類型，其岩相可能有差別，但時代應該相同，如同一時期的洪積物，由扇頂至扇緣，由粗變細，逐漸過渡，如果知道當中一段的年齡，則它段年齡亦可斷定，整個洪積扇的年齡也因而得知。

　　兩種相鄰的沉積地貌，如潟湖與攔灣壩，雖沉積相和地貌形態不同，但沉積時代應大致相同，因兩種地貌沉積物的接觸關係是犬牙交錯的。

　　絕對年齡的測定法：絕對年齡則需在野外采集有關沉積物的樣品，再通過實驗室分析才能得出，常用的測定方法有潟14C法、鉀—氬法、鈾係法、裂變徑跡法和熱釋光法等(表11-1)。

　　三、地貌調查方法

　　(一)調查路線和點的選擇

　　1.調查路線的選擇。

　　地貌調查路線的選擇關係到調查質量的好壞，好的路線既節省人力、財力和時間，又能提高效率，取得好的效果。調查路線的多寡視調查麵積大小及要求詳簡而定。調查路線的選擇原則一般有兩個：

　　(1)路線應穿越調查區的各種地貌類型，以便對每種類型獲得詳細的了解。

　　(2)通過的路線能揭露地貌發育與地質相關的問題，為此調查路線有兩條：①路線垂直於山地走向：山地走向一般與地質構造或岩層走向一致，垂直於地質走向就能在短距離內測察到各種構造形態或岩性的變化，以及它們對地貌的影響。這種路線最為重要，它通常沿順向穀，再順向穀或逆向穀進行。②路線平行於山地走向：這種路線是橫穿順向穀或逆向穀等進行，它對於了解山前地區的地貌如河穀、溝穀、洪積扇的發育及新構造運動對地貌的影響等具有較大的作用。

　　2.觀測點的選擇。

　　觀測點是設立在調查路線上，它是地貌調查的最基本點，完成了各個點的觀測也就達到了路線調查的目的。點的選擇原則是：

　　表11-1 第四紀絕對年齡測定簡表

　　*主要根據W.S.布羅克爾，1965。

　　**主要根據D.拉爾，1971。

　　(1)具有代表性及典型性的地貌類型點：通過類型點的分析也就得知調查區內同類地貌的狀況。對於侵蝕地貌點，要注意選擇岩性和構造明顯的地點，對於堆積地貌點，要注意選擇第四紀堆積物清晰，顆粒結構和構造明顯，化石多和厚度大的地點。

　　(2)地貌類型之間的轉折點：它對解釋相鄰兩種地貌的差別具有重要意義，為此要注意轉折點的地質構造、岩性、堆積物或侵蝕作用的變化。

　　(3)地貌特殊點：該類地貌有異於相鄰的地貌，它是調查中的一種補充。

　　(4)人類活動影響明顯的地貌點，某些地貌的發育受人類活動影響甚大，如滑坡、崩塌、塌陷、水土流失等災害性地貌點，尤其要詳加了解。

　　(二)主要調查研究方法

　　1.地質學分析方法。

　　地貌的發育受地質影響很大，因此利用地質學的理論和方法去分析地貌，無疑會對調查起著重大作用。

　　(1)地質構造分析。老地質構造對地貌的影響主要在早期，以後隨著時間延長，構造遭受嚴重破壞而對地貌的影響逐漸減弱甚至消失。現代地貌主要受新構造影響。新構造類型主要有斷塊構造和拱拗構造。

　　斷塊構造在地貌上有斷塊山、斷陷盆地及穀地。斷塊山的特征主要表現在山前活動斷裂帶上，它常因斷塊急劇隆起而地形反差加大，山勢挺拔而峻峭，在硬岩組成的活動斷裂帶上，常發育出一係列斷層崖和斷層三角麵，在斷層麵上常有錯動的證據，如擦痕、矽化岩等。在軟岩的斷裂帶上，雖然斷層崖不發育，但斷層破碎帶上的斷層角礫、糜棱岩等明顯。斷塊山前常發育有多級洪積扇、斷陷穀、斷陷盆地等負地貌。

　　斷陷盆地有大有小，要分析斷陷盆地的活動強度可從沉積岩相的類型、厚度和韻律等方麵入手。沉積相有五種：①快速下陷與快速沉積，沉積物中富含不穩定礦物，顆粒分選性差。②快速下陷和緩慢沉積，即下陷速度大於沉積速度，從而造成深水沉積。③緩慢下陷與緩慢沉積，沉積物長期處於水動力的作用，反複移動，造成不穩定礦物和有機質減少，交錯層理發育，多沉積小間斷，顆粒分選良好。④下陷小於沉積，沉積物高出水麵並遭受侵蝕，形成地層不整合或假整合接觸。⑤孤立構造盆地的沉積，蒸發量大於集水量，形成鹽類沉積物，如石膏、岩鹽等。從沉積相可推斷斷陷活動的強度。

　　沉積物厚度可作為分析斷陷幅度的指標，其方法是進行沉積厚度對比，即找出不同地點的沉積層厚度，並作出等厚度圖，這樣就可了解盆地內各部分的活動程度。如果把各地點相同時代的沉積厚度作比較，則更能了解同一時代盆地內各部分的活動狀況。

　　斷陷穀地是絕大多數與斷塊山相伴生，成為兩個斷塊間的結合帶。它的特征是穀地兩側常有多級階地及出露第四紀沉積物，在沉積物中可找到斷層形跡。根據階地高度及沉積物厚度，可推算斷陷穀升降差異活動的強度。

　　拱拗構造包括拱隆背斜、拗陷盆地和拗陷穀地三種類型，拱隆背斜在地貌上表現為夷平麵和階地麵的高度不一致。如鄂西高原為一拱隆背斜的地形，它存在二級夷平麵，第一級稱鄂西期夷平麵，高1500米，生成於第三紀初;第二級稱山原期夷平麵，高1000米，形成於上新世末或第四紀初。山原期夷平麵在三峽中部最高，約1000米，向西至重慶歌樂山降至500～600米，向東至宜昌以東荊州為120～140米，再東至沙市已傾伏於平原之下。同樣通過鄂西至川東階地的分析，亦可得出拱隆的結論，如宜昌至重慶的五級階地高度，都是在中部最高，向東西二側降低。

　　拗陷盆地是一寬緩的向斜式構造，它常與拱隆構造相連，成為在統一應力場作用下的負向構造單元，有時也伴有斷層，但非沉陷的主導因素。如鄂西拱隆背斜以東的江漢平原為一拗陷盆地，拗陷盆地中心在潛江至通海口一帶，其沉積厚度在270米以上。由此向東往西變薄。

　　另外，新構造運動上升區會使河道發生改向、倒流、分叉、襲奪，河流作橫向遷移，上升一側支流數目增加，下降一側侵蝕加強，上升區河流下切複活等現象。還有山前洪積扇出現上疊、側疊和串珠狀等都表示新構造運動所致。

　　(2)岩石和岩相分析法。岩石是組成地貌的物質基礎，它的產狀和岩性對地貌發育有著直接影響。其中岩性的影響主要是指岩石的軟硬(即抗壓強度)、粒度、化學成分、孔隙度、裂隙度、風化形式和風化速度等方麵。

　　岩相分析主要是對第四紀鬆散沉積物的分析，它對於研究第四紀沉積地貌有著特別重要的意義。它不僅解決沉積物的成因類型，而且還可恢複古地理環境。反映沉積環境的沉積相有海相、陸相、河流相、湖泊相等等。由於沉積物受外力控製，在不同的外力條件下，搬運介質(如河流、暴流、湖泊、冰川、風力、海洋、地下水等)不同，沉積方式和結果也不一樣，表現在顆粒大小、顆粒形態、沉積構造等都有所不同，根據這些特征，就可識別它們的搬運介質、沉積方式和環境。具體方法是通過剖麵對沉積物的厚度、顏色、顆粒、層理等作分析。通過沉積物的分析，即可確定成因類型(表11-2)及其沉積環境。

　　表11-2 第四紀堆積物成因類型的劃分

　　引自盧登仕。

　　2.生物環境分析法。

　　生物的生長、發育及其分布範圍是與地理環境密切關聯的，一定的生物類型生活在一定的地理條件下，特別是溫度、濕度等氣候條件更有決定性意義。如果發現古生物化石今日所處位置與其所反映的地理環境不協調，那麼，就應查明為什麼產生這種不協調?一般來說，主要是受氣候變化的影響。然而，造成氣候變化的原因有兩種：其一，世界性的氣候變冷(如冰期)或變暖(如間冰期);其二，構造運動改變了生物化石產地的垂直高度(一般每升高100米，溫度降低0.5℃～0.55℃)，即化石形成後，化石產地發生了上升或下降的垂直運動，因而生物位置的氣溫就不同於原來化石形成時那個位置的氣溫了。我們利用這個氣溫變化值，按氣溫垂直變化率就可得到地殼運動升降的高度值。在研究高山或高原地區的垂直地殼運動時，這一方法具有重要的意義，如對我國青藏高原上升運動的研究就廣泛運用了此法。又如應用珠江三角洲在順德桂洲田下埋藏的鱷魚骨骼年代14C2540年，以及新會大林鱷魚骨骼年代14C3020年數據，說明三千多年前珠江三角洲的前緣至少推進到順德至新會一線。

　　利用古生物資料可證明華北平原和蘇北海濱自晚新生代以來曾經下降了1000多米;利用南海西北部(西沙群島)海底珊瑚礁的厚度及其年代，可證明該地自中新世以後南海地台瓦解和下沉了1251米，並造成海洋。又如利用植物孢子、花粉確定沉積地層的古氣候;可利用微體化石(如有孔蟲、介形蟲、矽藻等)的優勢種屬，鑒別出沉積物的水體環境，是否屬鹹水、淡水抑或鹹淡水交換環境等等。

　　土壤是氣候地帶性的產物，某種類型的土壤或風化殼反映了一定的自然環境，如灰鈣土代表溫帶森林植被的土壤，黑土代表溫帶草原植被的土壤，褐色土代表半幹旱氣候的土壤，紅壤代表濕潤氣候的土壤，等等。因此，根據古土壤的類型可以恢複古氣候和古自然環境。在世界其他許多地方的黃土中，其埋藏土在早更新世時期近於紅壤型，如捷克、法國等地;在中、晚更新世和我國一樣，分別為褐土型和黑土型土壤。總的來看，黃土中埋藏的古壤層，是在溫濕氣候下形成的，反映黃土堆積過程(Q1-Q3)中氣候曾經出現過由幹冷(黃土堆積)至溫濕(古土壤發育)的變化。而且根據古土壤的分布特征得知古地麵的起伏狀況。又如根據海拔4000多米的青藏高原上分布的紅土，說明自上新世以來該高原上升了3000多米，在此之前的高原海拔僅在千米以下，正如現代亞熱帶紅土分布的高度一樣。

　　4.外力分析法。

　　外力作用是地貌形成的重要力量之一，特別是對中、小型地貌影響更為明顯。因此，在地貌成因分析中，要充分運用外力因素，例如海南島東北部海岸帶分布的長大而高(>50米)沙壟，是風力堆積所成，並非地殼上升影響。又如幹旱和半幹旱地區的湖岸(如新疆艾比湖)，有多級階地保存，這是湖泊幹涸、縮小所致。在廣州七星崗的古海崖，原是第四紀海侵期的產物，現今海岸線雖然已退至南麵105千米之外，但按今海麵高度推算，海洋作用仍然可及，表示該地的古海崖為珠江三角洲向前堆移的遺跡，並非海岸上升而成。

　　5.曆史考古及古文獻分析法。

　　這是借助考古文物及古文獻資料說明曆史時期地貌的內外力作用、地貌的堆積(地層)年代及地貌的演變等。考古文物以人類活動及文化活動遺址為主(如古石器、銅鐵器、陶瓷器、貝丘、建築物等)。古文獻有全國性的，但更多的是地方誌書。

　　例如，考古發現陝西的秦始皇陵墓陶俑現埋深6米(秦王嬴政死於公元前210年，至今2180餘年)，下降速率約每年2.7毫米。又如黃河下遊強烈的堆積，使平原淤高，城池湮沒，巨鹿、開封、商丘、淮陽、定陶、巨野和徐州等古城，一般埋深5～7米，大者超過10米，這些都是從大量考古挖掘和史載資料中取得的。

　　6.地貌填圖和查訪。

　　地貌填圖是地貌調查中的一項重要工作，隨著調查工作的進行，應將地貌類型的範圍、界線、特征等逐一填繪在調查底圖上，以便日後地貌分析。人類活動影響明顯的地貌點，特別是某些災害性地貌點，發生時間近者僅在數百年甚至數十年內，人們對它的了解仍很清楚，為此應進行當地查訪，這對研究曆史時期地貌的發育會有較大的幫助。

　　7.圖片判讀和儀器測量。

　　首先是航片和衛片的解譯，它可加快地貌調查的進度和提高調查質量，地形圖判讀更是地貌調查中不可缺少的方法。對重要的地貌點，還必須進行儀器測量，如關於地貌升降和水平位移的測量，滑坡、泥石流的測量，衝溝的侵蝕和形變測量，海岸帶衝淤測量，沙丘移動的測量和重要地貌剖麵的測量等等，以便取得精確數據來進行地貌分析。

　　8.其他。

　　包括照相、素描和樣品采集等。照相和素描是地貌調查的輔助手段，對地貌分析起著生動直觀作用。采集樣品的目的是為了取得測驗數據，以便更好地分析地貌。樣品測驗的項目有物理的、化學的或年代的。由於測驗目的和要求不同，所以采集的位置、數量、重量、大小、采集方式、包裝等都有不同的規格。

　　第二節 地貌製圖

　　一、地貌圖的類型及編圖原則

　　地貌圖是地貌研究和地貌調查的成果，它能全麵而直觀地反映出製圖區內的地貌特征、類型及其分布，具有比文字更富於表現力和可量性等優點，因此它廣泛應用於科研、軍事和生產建設上。

　　(一)地貌圖的類型：地貌圖的類型按劃分指標不同而分下列各類：

　　1.按內容分類。

　　(1)普通地貌圖：它是以反映地貌的綜合特征為製圖指標的圖件，其中又分地貌類型圖和地貌區劃圖二種。

　　(2)部門地貌圖：按地貌形成的營力和研究的某種目的為指標的，它又分：①形態類型圖：按不同的內、外力作用所製成的地貌圖如火山地貌圖、構造地貌圖、流水地貌圖、岩溶地貌圖、沙漠地貌圖、冰川地貌圖、海岸地貌圖等等。②專門地貌圖：它為研究某種專題或解決某一生產實際問題而製的圖，如地麵坡度圖、地麵切割深度圖、河流或溝穀密度圖、岩溶程度圖、海岸侵蝕速度圖、衝溝發展速度圖、沙丘移動速度圖、滑坡發展圖等。這些圖多數以形態計量為主。③地貌年齡圖。

　　2.按地貌發展分類。

　　(1)古地貌圖。

　　(2)地貌現狀圖。(3)地貌預測圖。

　　3.按地貌圖的用途分類。

　　(1)一般地貌圖：滿足生產部門一般性的地貌學要求的，如普通地貌圖。(2)專用地貌圖：為解決生產部門某種專門性的地貌學要求的，如農業地貌圖、工程地貌圖、砂礦地貌圖等。

　　4.按製圖使用的標誌詳簡程度分類。

　　(1)解析圖：表示單一地貌形態或單一要素的圖，如地麵坡度圖、衝溝分布圖。(2)綜合圖：表示多種地貌形態或多種要素的圖，如地貌類型圖。

　　5.按比例尺大小分類。

　　(1)小比例尺地貌圖：比例尺小於1∶1000000。

　　(2)中比例尺地貌圖：比例尺在1∶200000～1000000之間。

　　(3)大比例尺地貌圖：比例尺大於1∶200000。

　　(二)地貌圖編圖原則

　　1.要有明確的目的性：因編圖目的不同，圖的內容及製作方法也有區別。

　　2.製圖內容要重點突出：根據不同的製圖要求，製圖內容應有所側重，如專門地貌圖，隻要表示單一形態或要素即可。如果是類型圖，則要反映各種地貌特征、類型及地貌結構等等。

　　3.地貌圖的分類係統和圖例係統要合科學性：地貌分類係統要符合地貌的生成發展規律原則，分類係統和圖例係統的好壞關係到成圖的質量。目前我國在1988年所訂的“中國1∶100萬地貌圖製圖規範”(初稿，含分類係統)，可作為製圖參考。

　　4.製圖方法因比例尺不同而應有所區別：大比例尺的地貌圖因其直接應用性強，內容要求具體詳細，故製圖方法上以野外填圖為主。而中小比例尺地貌圖多用於規劃及指導工作上，故內容要求比較概括，製圖方法上以室內綜合編圖為主。

　　5.圖例設計要合理美觀，使內容得到充分反映。

　　二、地貌類型圖的編製

　　地貌類型圖是最常用的地貌圖，它是以地貌類型為主要標誌而製成的圖件，編製程序可分為準備階段、野外填圖和室內清圖三個階段。

　　(一)製圖程序

　　1.準備階段。

　　(1)選擇底圖：底圖是作為分析製圖區的地貌、野外填圖和室內清圖的基礎圖件。因此底圖的選擇是否適當，直接關係到成圖的質量。好的底圖要求有精度較高的地形圖，它應有等高線、幾何投影、坐標及比例尺等。選擇底圖的比例尺，應根據製圖目的要求而定，如果用於基層生產部門的，應選用大比例尺;如果用於指導生產或進行規劃的，則用中小比例尺。但要指出，成圖的中、小比例尺，在起草時應用比它大的比例尺，如成圖是1∶50萬的，起草時用的底圖應該是1∶20萬，甚至1∶10萬。因為較大的比例尺能在圖上標出較多的內容，類型界線和地物位置也較準確地標出，當最後縮成1∶50萬的成圖時，內容會較豐富，界線等也較準確，當然部分內容因過多而會被刪除。

　　(2)進行地形圖(底圖)的判讀和衛片、航片的解譯。

　　(3)對其他圖件的分析：包括與製圖區有關的圖件如地質構造圖、岩性圖、第四紀地質圖、水文地質圖、氣候圖、土壤圖、植被圖等都是獲得地貌製圖信息的資料。

　　2.野外填圖階段。

　　野外填圖的內容和方法與地貌野外調查大致相同，但尤須注意詳細標定各類地貌界線及地貌特征，對典型的地貌剖麵要作詳細測量。

　　3.室內清圖階段。

　　(1)首先將野外填圖的原始資料與室內資料作分析對比和複核校正。

　　(2)確定製圖區內的各種地貌類型，按分類係統訂出製圖區的分類係統及相應的圖例係統。

　　(3)進行圖例設計。

　　(4)按訂出的圖例最後清繪成圖。

　　(5)如果要求成圖的比例尺小於填圖的比例尺時，應先將後者初步清繪，再進一步查看哪些內容過繁，給予精簡，最後縮小到成圖的要求。成圖後允許保留的最小麵積為0.4平方厘米，長形的最小麵積為0.6平方厘米。

　　(二)製圖成果

　　1.主要是地貌類型圖(附剖麵圖或柱狀圖)。

　　2.附上地貌類型圖說明書：它的內容要求簡練，具體包括：

　　(1)區域地理概況：製圖區區域自然地理概況及研究程度。

　　(2)製圖的依據文獻、製圖過程。

　　(3)地貌結構與形成：①地貌的基本特征。②地貌形成因素：大地構造、新構造運動及外力作用的影響。

　　(4)地貌類型的分析(重點)：製圖區的圖例係統和各類地貌的形態特征以及計量分析。

　　(5)地貌發育史。

　　(6)地貌與生產建設的關係：地貌與農、林業，地貌與城市規劃及工程建築，地貌與旅遊，地貌與礦產。

　　(7)結束語。說明書的最後附主要參考文獻。

　　(三)地貌類型圖的地貌分類係統

　　擬定地貌分類係統是製圖過程中的一個重要步驟，所謂地貌分類係統是將世界上各種大小地貌接形態成因原則，組合成不同等級的類型係統，在這個係統內的各種地貌，既有它本身的獨立性，又反映了它們之間的相關性。但目前世界上尚無統一的分類係統，原因是各家對分類原則的掌握不同，加上內、外力作用在分類中如何結合是個複雜問題，因此給分類帶來一定的困難。但大多數人認為大型地貌主要取決於內力因素，中小型地貌則以外力因素為主導。我國的地貌分類係統在1980—1988年編製全國1∶100萬地貌圖時，曾經在“中國1∶100萬地貌圖製圖規範”(草稿)中擬出。現將要點介紹如下：

　　該分類係統將地貌分成五級：

　　第一級以全球構造為分類指標，將全世界劃分為陸地地貌和海底地貌兩大類。

　　第二級以大地構造為分類指標，在陸地中分出四大類：即平原、台地、丘陵及山地。在海底中又分出四大類：即大陸架、大陸坡、大陸裾及深海平原。

　　山地：以高度形態為指標，山地的海拔高度在500米以上，其中又可分出極高山、高山、中山和低山(表11-3);按相對高度(起伏高度)來劃分，可分出極大起伏的、大起伏的、中起伏的和小起伏的山地。

　　表11-3 中國山地和丘陵的等級係統

　　以成因為指標，山地可劃分為：方山、褶皺山、單斜山、穹窿山、斷塊山、褶皺—斷塊山、火山。

　　丘陵：以相對高度為指標，高度在200米以下，其中又分高丘陵和低丘陵。分布在平原上的丘陵海拔高度在500米以下。

　　平原：以高度為指標，平原在我國的高度為600米(如成都平原)以下，其中又分為窪地，低平原和高平原(表11-4)。以形態為指標，可分為平坦的、傾斜的、起伏的(波狀)和凹狀的平原。以成因為指標，又可分為堆積平原和侵蝕平原。

　　表11—4 我國平原的劃分

　　台地：按高度為指標，高度大於當地的平原，其中相對高度大於100米的稱為高台地，小於100米的稱低台地。按形態為指標，可分為平坦的、傾斜的和起伏的台地。

　　高原：按高度為指標，海拔高度大於1000米的、四周為急坡、地麵近平坦或略有起伏的高地。按成因為指標可分為侵蝕剝蝕的、構造的、熔岩的、石灰岩溶蝕侵蝕的、黃土堆積的高原等。

　　第三級以某種營力(內力或外力)作為指標分出的形態成因類型，在陸地中分出：火山地貌(內營力作用)、流水地貌、湖成地貌、幹燥地貌、風成地貌、黃土地貌、岩溶地貌、冰川地貌、冰緣地貌、海成地貌(以上為外營力作用)十類。

　　第四級以營力作用為指標分出的地貌基本形態類型。

　　第五級以營力作用為指標，在第四級基礎上分出的地貌次級形態類型，如第三級流水地貌之下分出第四級的衝積平原、洪積平原、河穀平原、三角洲、侵蝕剝蝕平原等等，第四級衝積平原之下又分出第五級的河漫灘、決口扇等等。

　　(四)圖例係統及圖例設計

　　1.圖例係統。

　　圖例係統是用各種方式表達製圖區內的地貌類型、地貌形態等等的具體形式。

　　圖例係統的內容及其排列次序如下：

　　(1)地貌類型：隻根據製圖區內所出現的類型(不論陸地的或海底的)進行係統的等級排列，即首先按地貌分類中的第Ⅲ級——再依次為第Ⅱ級——第Ⅳ級——第Ⅴ級依次排出(按中國1∶100萬地貌圖)。例如：

　　流水地貌

　　平原

　　三角洲平原

　　衝積平原

　　河漫灘

　　決口扇

　　……

　　台地

　　……

　　丘陵

　　……

　　低山

　　……

　　中山

　　……

　　高山

　　……

　　極高山

　　……

　　湖成地貌

　　……

　　(2)地貌形態：它隻反映地貌的形態的圖例，而不計算地貌麵積。這些圖如山峰、山脊線、夷平麵、丹霞地貌、衝溝、峽穀、崩塌、峰林、暗河、角峰、沙丘、火山口、海石崖及洞、珊瑚礁、沼澤等等。

　　(3)岩石類型：主要指組成地貌類型的岩石或沉積物的圖例，如花崗岩、玄武岩、石灰岩、紅層、變質岩、第四紀鬆散沉積物等。

　　(4)地貌類型劃分的高度或坡度指標。

　　(5)第四紀沉積物(包括碎屑物、泥灰層、化石等)的相對年齡及絕對年齡。(6)其他：與類型圖有關的重要圖例，如河流、地貌界線、政區界線、主要公路、鐵路、隧道、主要城鎮及居民點等。

　　2.圖例設計。

　　圖例是以顏色、符號、代號、數字等表達圖的內容的形式。表達的內容包括圖例係統中的地貌類型、地貌形態、岩類、地貌年代、化石等。

　　(1)顏色的設計：多用顏色表達地貌類型，每種色相代表一種類型，不同類型的色差(如平原與丘陵)要明顯。設計色相時應盡量考慮接近自然界顏色，如火山地貌用金紅色，平原地貌用綠色，風成地貌用黃色等等。

　　地貌亞類的顏色，應當用色階表示出來，地勢越高的地貌，色階的顏色也越深，如山地用褐色，亞類由低山——中山——高山的色階由淺褐至深褐。

　　(2)符號的設計：它可表達地貌類型、地貌形態、岩類、年代、化石點等等。表達形式可用線條、點及象形符號等。其中線條又有垂線、斜線、水平線、波紋線、實線、虛線、單線、雙線等等。符號設計時應注意幾點：①符號盡量接近自然狀態，既要形象直觀，又要簡單易繪，而且在圖上的容積要小，如台地用水平線，洪積扇用扇形，溶蝕窪地用封閉小圓圈，山峰用三角形等等。②符號盡量使用國際或國內已統一的或慣用符號。③具有特別重要的地貌形態符號，可不按圖的比例標出，如海蝕洞形態很小，但可按此原則處理。④運用符號的疏密、粗細、多少等來表達地貌的質和量，如粗或密線表示高的地貌，粗點與細點分別表示粗粒和細粒堆積物，衝溝強烈發育地點線條密集等。

　　(3)代號及數字的應用：代號(如英文、俄文字母)和數字(阿拉伯數字或羅馬數字)均可表示地貌類型、岩類、地質年代、地形高度、坡度、地貌查對年代等等。如以英文字母所代表的地貌類型：F為流水地貌，L為湖成地貌，A為幹燥地貌，E為風成地貌，H為黃土地貌，K為岩溶地貌，P為冰川地貌，M為海成地貌，V為火山地貌，SH為大陸架，SL為大陸坡，R為大陸裾，P為深海盆地等。

　　(4)綜合表示：有時為了更清晰無誤地表達地貌圖上的各種特征，往往將顏色、代號或數字綜合一起使用，如在綠色圖斑上疊加代號及數字F11，解釋是：綠色為示平原，F為示流水地貌，1為示平原，小1為示平原的次級地貌三角洲。總的解釋是流水作用的三角洲平原。

　　三、地貌區劃圖

　　地貌區劃是將地球上地貌形態及成因近似的地貌類型進行組合，成為一個地貌區，這個地貌區具有地區性特征，它在世界上是不可重複的，如長江三角洲平原區，它在全球隻有一個。這種表達地貌區的劃分的圖，稱為地貌區劃圖。要編製地貌區劃圖，必須對區劃理論有所了解。

　　(一)地貌區劃原則

　　地貌區劃的原則，至今在國內、外尚未取得一致意見，但多數人認為進行區劃要遵循下列原則：

　　1.形態學原則。

　　地貌形態是區劃的最重要內容，一個地貌區不是指單一的地貌類型態，而往往由兩個以上的形態組合。

　　2.發生學(成因)原則。

　　形態與成因有著不可分割的關係，但形態相似的地貌，成因不一定相同，隻有成因相近的地貌，其發展方向才會相似，對於區劃才有意義。

　　3.綜合因素與主導因素原則。

　　影響區劃的自然因素是多方麵的，有構造的、內力的、外力的，區劃時必須綜合分析，但更重要的是找出導致區域差異的主導因素。該原則總的趨勢是高級的地貌區以內力作用為主，低級的地貌區以外力作用為主。

　　4.地區(區域性)原則：地貌區劃是按區域劃分，但不等於地貌類型的劃分，因為一個地貌區內可能有多種地貌類型，這些類型都是在鄰近和相距不遠的範圍內出現，而且有一定的成因關係，如陝北的“黃土高原與丘陵區”，以黃土成因為主，除高原地貌之外，還有丘陵及少數低山。

　　地貌區劃的種類根據要求不同，可分為普通地貌區劃和部門地貌區劃二種。前者以地貌類型為基礎的區劃;後者以某種地貌或某種計量為指標的區劃，如農業地貌區劃等。

　　(二)地貌區劃的等級係統

　　根據地貌區劃的要求和麵積大小的不同，區劃可分出若幹等級，如1959年的“中國地貌區劃”，把全國地貌劃分為四級，由高級至低級的劃分是：

　　第一級稱地貌區：地貌形態和新構造運動的表現一致。

　　第二級稱地貌地區：“地貌地區”之間的差別比各“地貌區”差別小。

　　第三級稱地貌省：不論形態和地質構造上更加單純，它們之間的差別比各地貌地區之間的差別小，同一“省”內地質構造的相同性越來越大，外力作用所造成的形態上差別逐漸占重要地位。由上可見，越到低級區，地質構造越相同，地貌形態和類型組合也越簡單。1962年廣東省地貌區劃的等級係統劃分是：

　　零級行星級地貌區(七大洲)

　　第一級地貌區域(地貌國)

　　第二級地貌大區

　　第三級地貌地區(地貌省)

　　第四級地貌州

　　第五級地貌區

　　(三)地貌區劃的命名

　　區劃的命名以反映區內地貌特征和不重複性為原則，名稱既不能太簡單，也不能太複雜，並應包括三種含義，即地區、成因和形態特點。如“藏南(示地區)冰蝕侵蝕(示成因)高山(示形態)區”。但有時因地貌成因複雜，為補救名稱的表達不足，往往在正名之後加一個副名，如“東南沿海低山與丘陵區”(發育在地台隆起帶上，中度隆起，侵蝕剝蝕的低山與丘陵)。

　　四、地貌剖麵圖

　　地貌剖麵圖是地貌調查研究的成果，它能生動具體地反映了地貌特征、類型組合、地貌發育順序、地貌與地質關係等內容的圖件。地貌剖麵圖的種類主要有：

　　(一)實測剖麵圖

　　這種剖麵圖用儀器測量，精度較高，使用價值較大。它往往是在地貌調查、研究時，選擇有代表性的剖麵圖測量繪製而成。測量的剖麵圖要求露頭較好，岩層較齊全，有一定厚度和含化石(可作區間對比)的地層剖麵。

　　當剖麵是基岩時，隻須表示地貌特點、基岩岩性及其地質時代、構造及產狀等即可。如果剖麵圖是由第四沉積物組成時，除表示地貌外，還須對沉積物的岩性、成因、年代、構造、化石及古文物產出部位等作詳細劃分和表示。

　　(二)信手剖麵圖

　　這種剖麵圖的內容、圖式與實測剖麵相同，其優點是繪製迅速，並且可將剖麵上某些重要但不很明顯的現象作合理的誇大，使其更突出地表現出來。缺點是準確性較低。

　　(三)綜合剖麵圖

　　這種圖是依靠在作者擁有大量實際資料和大量實測剖麵圖、信手剖麵圖的基礎上製成的，它的特點是按作者要求，突出地反映該區地貌發育與地質的關係，因此它不是實測剖麵圖或信手剖麵圖的縮影或簡單的合並。

　　(四)在已有圖件上編製剖麵圖

　　編製這種剖麵圖的前提是在已有的圖件如地形圖、地貌類型圖、地質構造圖、岩性圖、第四紀地質圖的基礎上才能製作的。步驟是：

　　(1)首先在地形(地貌)圖上截取有代表性的地貌剖麵線，按等高線投影方法，製成地麵起伏曲線。

　　(2)在曲線下方按比例長度繪出基線，並標出剖麵圖兩端基點A，B以及方向，在左方作出垂直比例尺。

　　(3)根據資料在地麵起伏曲線之下填入岩性、產狀、岩層時代或第四紀沉積物結構、構造及其年代等。

　　(4)在曲線與基線之間，用垂線分劃出各種地貌類型，並用文字寫出類型名稱;在曲線之上標出重要地名、山峰、河流等等。

　　(5)在剖麵圖之下或左、右側列出圖例、水平比例及圖名(圖11-1)。

　　(五)連續剖麵圖

　　為了表示重要地貌段在短距離內的變化，可把一些簡單的剖麵圖編製成連續的剖麵(圖11—2)，它是由幾個長度相等的平行剖麵組成。這些剖麵按次序排列，由於具有同等的空間，所以能顯示出一種幾乎是立體形象的圖形。製圖的剖麵應位於一條與水平麵成45°的夾角線上為好，因為夾角過小，一部分剖麵可能被遮擋。剖麵越密，地形起伏的表示也越清楚。剖麵曲線製成後也可填入地質和構造等內容。

　　海岸帶主要由陸域堆積平原、潮間帶(灘塗)、水下岸坡3個地貌基本單元組成。