地貌学全套课件

海南三亚天涯海角第八章海岸地貌

第一节

海岸的动力作用第一节海岸的动力作用一、波浪作用1.深水波浪的特性

波浪的基本要素：波峰、波谷、波长、波高，周期、波速、波峰线、波向线等。

2.浅水波浪的传播与变形

a.水质点的运动轨迹由深水区的圆形转变为椭圆形。这是由于受到海底摩阻的影响。海底摩擦阻力在波谷经过时比波峰经过时大，轨道垂直轴的下半段减少更快，故轨道的下半部扁平，上半部凸起，成馒头形。b.自水面向下不仅轨道半径逐减，而且轨道本身变得越来越扁平，到了水底，轨道的扁平度达到极限，椭圆的垂直轴等于零，水质点在一次波浪运动中只作平行于海底的往复运动。

c.水质点的运动速度也发生变化，波峰经过时水质点处于轨道的上半部，呈向岸运动，速度较快；波谷通过时水质点处于轨道的下半部，呈向海运动，速度较慢。在倾斜的水下斜坡，波浪前坡变陡，后坡变缓而使波浪速度产生差异，向岸运动速度快，向海速度慢，随着波浪离岸愈近，水深愈浅，水质点向岸和向海运动速度差异愈来愈大。波浪在浅水区的变形深水波与浅水波＜＞12L12L3.波浪破碎与近岸带波浪作用

波浪破碎界限极浅水域深水域浅水域

浅水区的波浪有三种破碎的类型：崩顶破碎、卷越破碎、激散破碎。1）崩顶破碎

崩顶破碎:波陡＝波高／波长即：＝H／L崩顶破碎2）卷越破碎

卷跃破碎:波陡中等的波浪，海底坡度中等，消能中速卷跃破碎3）激散破碎

激散破碎波陡较小的波浪，海底坡度较大，消能较快，拍岸浪拍岸浪破浪带三亚破浪带4.波浪折射波浪折射岬角波能辐聚导致侵蚀，海湾波能辐散引起堆积波浪折射波浪折射波浪的绕射岛屿………………海海岸二.潮汐与潮流作用

潮汐与潮流

潮汐的类型半日潮：在一个太阴日（24小时50分）内，有两次高潮和两次低潮，而且两相邻高潮或低潮的潮高几乎相等，涨落潮时也几乎相等。潮汐高度从赤道向两极递减，故又称为赤道潮或分点潮；全日潮：半个月内，有连续7天以上在一个太阴日内，只有一次高潮和一次低潮，这样的潮汐称为全日潮。北部湾是世界上最典型的全日潮海区之一。混合潮：在一个太阴日内，也有两次高潮和两次低潮，但潮差不等，涨潮时和落潮时也不等。

旋转潮波：

潮流分为回转流和往复流两种回转流：往复流：潮流：2.潮差与潮流对海岸地貌与沉积的影响三、近岸流:波向线波峰线1.沿岸流：2.近岸循环流体系

海岸裂流海岸裂流第二节海平面变动一.晚更世晚期和全新世冰后期的海面变动

二.海面变动与海岸发育原始海岸大体上可分为二类。曲折海岸－岸坡陡峻平直海岸－岸坡平缓

原始海岸第三节海蚀作用与海蚀地貌一.海蚀作用1.波浪的冲击和空气的压缩作用2.磨蚀作用3.溶蚀作用

波浪的侵蚀海岸溶蚀海蚀地貌高潮面低潮面海蚀平台水下岸坡海蚀崖海岸带海蚀穴二.海蚀地貌由海蚀作用所产生的地貌有：1.海蚀崖:

如海蚀崖、海蚀平台、海蚀穴、海蚀拱桥、海蚀柱等等。海蚀崖广西北海涠州岛海蚀崖与海蚀穴海蚀洞2.海蚀平台海蚀平台的成因:海蚀崖与海蚀平台海蚀平台广西北海涠州岛海蚀平台广西北海涠州岛海蚀平台3.海蚀穴：4.海蚀拱桥：5.海蚀柱：

海蚀崖与海蚀穴海蚀崖与海蚀柱海蚀拱桥与海蚀柱台湾石门洞海蚀拱桥海蚀拱桥大连“恐龙探海”海蚀拱桥与海蚀柱三.岩性和地质构造对海岸的影响

a.纵向海岸：b.横海岸：c.斜向海岸：纵海岸（亚得里亚海）台湾清水断层海岸断层海岸岬湾海岸第四节海岸带的泥沙运动及其地貌一.沉积物的横向移动与平衡剖面的塑造中立线的概念1）波浪前进的方向与海岸直交，而且它的作用力一直不变；2）海岸的原始坡度均一，成平直的斜坡；3）海岸由同样成分和粒度的松散物质组成，这样的话，沙粒向岸、向海起动速度恒定；2.均衡剖面的塑造

泥沙横向移动与均衡剖面ABC中立点松散沉积岸平衡剖面的形成二.沉积物的纵向移动及形成的地貌1.水下岸坡上的纵向移动2.沿岸纵向移动

3.沉积物流及其形成的地貌

沙嘴（三亚）沙嘴与拦湾坝拦湾坝与泻湖a.海岸线向海转折而形成的堆积地貌海堤b.海岸向陆转折而形成的地貌陆地海洋c.海岸外侧有掩蔽而形成的堆积地貌岛屿………………海海岸第五节堆积海岸与海岸堆积地貌根据海滩沉积物的组成，可分为砾石海滩、沙质海滩，同时把堡岛与淤泥质海滩也放在本节一起讨论。一.砾石海滩

砾石的形状取决于它的三个轴的相对大小，每个砾石都具有a轴(长轴)、b轴(最大宽度)、c轴(最大厚度)。三轴互相垂直，砾石的形状就是根据三轴之间的比例关系来表示。球度＝扁平度用扁平系数衡量扁平系数＝此外砾石的磨圆度是砾石被磨圆的程度，用磨圆系数表示磨圆系数＝r：砾石最尖突处的内切圆的曲率半径

由于a、b、c三轴的变化，海滩砾石的形状也是多样的，扁平状、圆盘状、球状、杆状，或是其它特殊形状。但不管怎样，海滩砾石的扁平度和磨圆度比河流高。各种形状的砾石，由于沉降速度的差异，而堆积在海滩剖面的不同部位，这是砾石形态在海滩剖面横向上的分布差异。

砾岸，崂山

砾滩主要发育于波浪作用强烈、并有充足物源的地区。该图为我国浙江舟山群岛本岛东岸的塘头砾滩。

二.沙质海滩

沙岸，三亚广西北海银滩海滩典型的沙质海滩可分为海岸沙丘带、后滨、前滨、临滨等地貌单元。1.海岸沙丘：2.后滨与滩肩：

海岸沙丘3.前滨与滩脊

4.滩角(滩尖)

矿物成熟度：普陀山千步沙5.临滨(近滨)与水下沙坝

三.淤泥质海岸

高潮滩－泥质带；中潮滩－沙泥混合带；低潮滩－沙质带。

1954年普斯麦－“沉积滞后效应”；

1957年斯特拉顿“冲刷滞后效应”；

1961年普斯麦－“潮流时速的不对称”；除了上述原因外，低潮线附近波能也相应较大，使部分泥沙被掀起，细粒物质随涨潮流向滩上运移也是一个因素。自潮上带至潮下带，各带沉积作用和搬运作用也由一定的差异。潮下带－以潮流的推移作用为主；低潮滩－主要是潮流的推移作用和浅水的片流的冲刷作用（落潮流）；中潮滩－推移作用与悬浮沉降作用相互作用；高潮滩－悬浮沉降作用为主；潮上带－除大潮高潮时被水淹没外经常受暴露蒸发作用。粉沙淤泥质海岸潮滩上一种最显著的地貌单元是潮沟，潮沟向陆一端呈树枝状分汊。潮沟主要由落潮流侵蚀而成，潮沟中由于水流速度较快，因此沟中能沉降比滩面更粗的沙和由于侵蚀滩面而成的泥砾。苏北粉砂淤泥质海岸天津粉砂淤泥质海岸图为我国崇明岛南岸的潮滩四.堡岛与泻湖1.堡岛堡岛是平行于海岸且与岸线之间有泻湖相隔的狭长沙岛。由堡岛拦围的海岸也是一种较普遍的海岸类型。世界海岸线约有13％属堡岛海岸。例美国海岸大约由47％都围有某种类型的堡岛。堡岛海岸的形成要有一定的条件：1）丰实的物质来源2）中等波能(波高0.6-1.5m)3）潮差<4m(更多潮差<2m)

强潮岸线（潮差＞4M）—堡岛不发育，发育······

弱潮岸线（潮差＜2m）—堡岛发育，特点是长、直、潮汐通道少，冲越扇发育，一般涨潮三角洲大于退潮三角洲。中潮岸线（潮差2～4m）－堡岛具有短且发育受限制的鼓槌形。堡岛的成因：

1.水下沙坝向上堆积而成；

2.沿岸流形成沙嘴，而后受侵蚀分割而成；

3.海岸沙脊－海面上升和或陆地区域性下沉使其与大陆分离；2.泻湖泻湖以堡岛为屏障与大海相隔，以潮汐通道与大海相通，在弱潮地区的泻湖中，由于潮汐通道少，泻湖水体与开阔海的联系受到限制，故泻湖的水体或是半咸水或是超盐度的。中潮地区的泻湖水体通过潮汐通道与开阔海水体之间不断发生水体交换，所以泻湖水体盐度正常。堡岛：图为大西洋沿岸的大堡岛第六节生物作用形成的海岸1.珊瑚礁海岸达尔文用下沉学说来说明岸礁、堡礁、环境是同一序列，它们是在生长过程中岛屿下沉不同阶段的产物。珊瑚礁海岸类型岸礁堡礁环礁岸礁与堡礁堡礁与珊瑚海（礁湖）1堡礁与珊瑚海（礁湖）礁湖环礁2.红树林海岸

红树林是生长在潮间带的耐盐植物。分布在热带、亚热带的滨海地区，构成一种独特的生物海岸。图为深圳沿海地区的红树林。珠海红树林景观“胎生”的红树湛江发达的根系海南海南红树林景观东寨港红树林自然保护区-海南的红树林以琼山、文昌为最，其中文昌市的东寨港红树林保护区是游人去得最多的景区之一。面积4000多公顷，是我国建立的第一个红树林保护区。

红树林是热带、亚热带滨海泥滩上特有的常绿灌木或乔木的植物群落，其大部分树种属于红树科,生态学上通称为红树林，是能生长于海水中的绿色植物。世界上红树有23科81种,海南有23科，41种,最高者达10米。这里的红树林生长良好，涨潮时分，茂密的红树林树干被潮水淹没，只露出翠绿的树冠随波荡漾，成为壮观的“海上森林”，有水鸟展翅其间，游人可乘小舟深入林中。

红树林中自然食物丰富，加之红树林里气候湿和，是众多动物生息繁衍的理想天地。水里，鱼虾蟹蚌，群群族族，种多类繁；林间，白鹭、海鸡、水鸭、白鹤、八哥、画眉、乌鸥、老鹰、野猪、黄猄、刺猬、狐狸、兔子等二十多种飞禽走兽群结族聚，朝夕闻鸟歌，子夜传兽啸，真可谓天然动物乐园。

东寨港红树林东寨港红树林码头东寨港红树林东寨港红树林第二章构造地貌

构造地貌学，实质上就是研究内力在地貌形成中的作用，研究地壳运动、大地构造单元、各种地质构造类型与现代地表形态之间的关系。构造地貌学可以从两方面来看：一方面是从构造（内力）这个因素来解释现代地貌；另一方面是根据目前的地貌表现来分析地壳的构造。这两种不同的研究角度也反映在近代地貌学的发展历史中。前者正是Davis的所谓“解释性描述”，后者即W·penck的所谓“形态分析法”。当然，不论是从构造来解释地貌，或是从地貌来分析构造，都是同时结合着外力因素，来加以考虑的因为地貌是内外营力相互作用的结果。第一节全球构造地貌一.地球的形状二.大陆与洋底

1.特征----图

2.地壳均衡—指组成地壳较轻的物质，漂浮在下部较重的物质之上，并按阿基米德原理，力求达到平衡状态。地壳均衡作用被用来解释地壳表面大陆与海洋、山岭与低高低起伏的基本原因，同时用来作为解释地壳运动的原因之一。大陆不断经受侵蚀，侵蚀的物质经搬运而堆积于海洋，引起重力的重新分配，均衡作用不断地进行调整，故认为它是地壳运动动力的一个方面。均衡破坏---均衡补偿---均衡调整1.大陆与洋底的形态特征划分大陆与大洋的海岸线,并非真正是大洋与大陆的界线,因为海岸线受潮汐的变化而发生移动,同样如果气候发生变化,海岸线也会发生迁移.陆地上观察到的岩层与构造往往海下延伸,我们通常所说的大陆架即是大陆向海洋的自然延伸部分,它实际上是大陆的一部分,我们平常见到的海岸线则往往很少与地质界线吻合.如果我们把现代的海面算作零点水准面,以此为基点来计算陆地的高度和海洋深度,那么,我们就可以根据各级高度深度所占的面积,用统计的方法绘成陆高海深曲线,一目了然地把地球表面的特征概括地反映出来.如图：纵坐标表示海拔高度，横坐标表示地球表面的百分比或地球表面积。柱状图显示出双峰分布：靠近海平面的峰与大陆相对应；而另一个大约在5000m深度的峰与海洋盆地相对应。山区与海沟只表面很小的一部分。大陆与洋盆是地球表面的两个基本单元，可以明显地分为两级地形阶梯。第一级

1000m~-200m；第二级-3000m~-6000m。第一级是大陆，其中一部分是陆棚，陆棚是大陆边缘的浅水地带，是大陆由于沉降或海蚀而被水淹没的部分，第二级大部分是洋底。高出第一级之上的高山只占地表很小一部分，位于第二级的海洋深渊的面积则更小，如果将陆地夷平，削去山岭，把物质填入陆上低地，那么被夷平的陆地表面的平均海拔高度为850m，如果海洋的水体按大洋面积成等厚水层分布的话，那么大洋中海水的平均深度为3800m。大陆地形的基本单元中，最惹人注目的是山岭，地表的山岭形成两个山带，一个沿太平洋按经线方向伸展，另一个主要按纬线方向展布，横贯欧亚大陆，延伸到巽他群岛。在研究大陆基本地形单元时，可以发现，几乎每一大陆可分为三个带，即中央平原带和两边的隆起带，这在南北美洲特别明显。大洋洲的澳大利亚主要高原也濒临东部和西部，中间则为低地。非洲和欧亚大陆也有类似情景。海洋中的情况恰恰与大陆相反，洋底地形的一个重要特点是：在各大洋的中央都有隆起的水下山岭，这种海岭具有与陆上高山类似的性质，虽然各大洋中的海岭在形态上比较杂乱，但在结构上都有一定的共同性，其次，大洋的最深处（？）并不在大洋的中央，而是在它的边缘，紧接着大陆或者毗连着列岛，也就是说（？）并不贴近海岭。由此可见，海洋中央为隆起区，边缘为凹陷，大陆中央为低地，而边缘为隆起，整个地壳就好像是巨大褶皱，有隆起地带与凹陷地带交互更替所组成。大家在地质学的学习中，已经了解到，大陆地壳主要有上部的花岗岩层和下部的玄武岩质层组成，在花岗岩层之上，还广泛分布着沉积岩层和火山岩等，地壳上层岩类的主要成分是硅和铝所以地壳的上层也称硅铝层。它仅在大陆上存在，因而使一个不连续的圈层。地壳的下层，由玄武岩质层组成，其主要成分仍是硅和铝，但铁和镁的含量显著增加，因而也称硅镁层。陆地与洋底均有分布。是一个连续的圈层。上下层之间为不太清晰的地震波不连续面（？）大陆边缘的地壳厚度15~30km，性质为过渡性地壳。2.地壳均衡

地壳均衡—指组成地壳较轻的物质，漂浮在下部较重的物质之上，并按阿基米德原理，力求达到平衡状态。地壳均衡作用被用来解释地壳表面大陆与海洋、山岭与低地高低起伏的基本原因，同时用来作为解释地壳运动的原因之一。大陆不断经受侵蚀，侵蚀的物质经搬运而堆积于海洋，引起重力的重新分配，均衡作用不断地进行调整，故认为它是地壳运动动力的一个方面。地壳的均衡作用包括：均衡破坏---均衡补偿---均衡调整两种理论：普拉特（Pratt）：认为地壳下部存在一均衡面，均衡面以下的物质密度较大而均一，均衡面之上物质密度不均，为了保持均衡，密度低的地方地势升高，密度高的地方地势降低，所以高山高原地区的地壳密度小于平原和低地。艾利（Airy）：认为均衡面以上的地壳物质密度相同，但均衡深度不等，所以均衡面不是普拉特所说的如一水平面，而是深度不等的起伏面。为了保持均衡，需要进行均衡补偿，即地壳表面上高起的部位底部沉降较深。地壳上部的高山巍然耸立，而其地面以下部分沉降较深，形成所谓“山根”。近年来，在世界不同地区进行重力测量的结果，反映高山高原区属重力负异常，表明质量不足，而平原低地则属于重力重力正异常，表明质量有余。

上图为普拉特模式，下图为艾里模式。右图为芬兰—斯堪的纳维亚的冰后期地面回升。点线是推测的，单位cm／100年。两种理论相互补充实事上由于组成地壳物质密度是不均匀的，高山高原隆起多余的质量被深部质量不足所补偿。平原低地、大洋盆地，地表低洼而深部软流圈层也较凸起，底部物质的剩余足以补偿上部质量的不足。所以地壳上的高山、高原、低地，它们组成的物质密度不同，在地球表面呈明显的起伏，同时它们下部的莫霍面也有相应的起伏。地壳均衡现象是存在的，但是均衡现象不是永固不变的。内力作用，如构造运动；外力作用，如侵蚀堆积作用，以及新第三纪以来气候变化，大冰流的进退等均能改变地壳的重力平衡，打破原有的均衡状态。在内外力破坏原有的均衡均衡状态过程中，地壳下部作可塑性流动的软流层不断进行水平的垂直的运动。在这种补偿运动进行时，新构造运动以不同的性质进行活动。冰川均衡作用第四纪冰期间冰期冰流的负荷与卸荷的交替，为“地球均衡作用的伟大试验场”冰期时巨量的水分以固态冰的形式贮存于大陆地表，形成平均厚度2~3km的大冰流，它使占地球表面面积71％的海洋失去约厚100m的水层。数千米厚的大陆冰流的重量破坏了地壳的平衡，引起地壳的沉陷，如南极洲、格陵兰因厚层冰流的重压，两大陆块的中部均被压沉至海面以下。冰期消失后，地壳迅速均衡回升，但有些地区剩余的均衡回升还没有终止。北美劳伦泰具厚冰流，半径达1800km，中心厚度达4000m，巨大的负荷影响到200km以下的深部，在这个深度上发生均衡作用。冰川均衡作用（续）教材p8图2-5反映了欧洲北部斯堪的纳维亚冰后期近1万年来均衡上升的恢复程度，均衡上升迄今仍在进行，但速度已减慢。现已证实，冰流愈厚的地方，冰后期的回升量愈大。冰川均衡理论，经过一个多世纪以来的研究和争论，现已证实它基本上还是正确的，并且根据冰川均衡影响范围的数量，来研究地壳和地幔的弹性和粘滞性。这是因为第四纪冰流负荷所施加的巨大压力，非一般的模拟试验所能顺利解决的。水均衡作用第四纪冰流消融，融水回归海洋，海底增加了负荷而引起显著的变形，称为水均衡作用。水均衡自上世纪70年代以来为从事第四纪海陆升降运动、海面变化的研究者所重视。冰流消退，导致陆地上升洋底下沉，海面升高80~130m。一些大的湖泊的出现或消失，同样也会引起均衡作用的发生。大型水库蓄水后诱发的地震，实则上也是水均衡调整的一种反映。三.全球构造地貌的形成1.特点：世界上三条规模巨大的活动构造地貌带环太平洋大陆边缘带地中海---喜马拉雅山脉带洋脊裂谷带

它们的共同特点是地形高差悬殊，火山与岩浆活动强烈，地震活动频繁，岩层变质、错位。还有各自特点，如环太平洋大陆边缘带，集中了世界上60％活火山大部分深源地震，并伴有频繁的浅源、中源地震。地中海-喜马拉雅带地震频繁、岩层挤压、呈现大规模逆掩推覆体。洋脊裂谷带则海底火山和岩浆喷发溢流普遍，并伴有频繁浅源地震。

在新生代构造强烈活动带之间，是比较稳定的区域相对来说，火山、岩浆活动都比较弱，当然在稳定的区域内部，也有一些新生代构造活动比较明显的地区，它们往往处于古生代、中生代构造运动强烈活动的地带，新生代的构造活动以块断运动为特征，地貌上呈现断块山地。

2.成因—板块的俯冲和碰撞是导致山脉形成的动力，许多构造山系分布在现代板块的边缘，也有些构造山系分布在早期板块的边缘。

四.内外力作用的关系外力作用—地球表面在阳光、重力、空气、流水和生物等作用下发生的作用。它包括风化作用、块体运动、流水、冰川、风力、海洋的波浪、潮汐等的侵蚀、搬运和堆积作用，以及生物、人类活动的作用。它可以促进内力作用，产生新构造运动。为什么?深海沉积速度最小，—外力作用最弱—说明洋底地貌基本是内力作用的产物。以大陆架为代表的大陆边缘沉积速度变化较大，—其物质来源于陆地的侵蚀，因而与陆地的侵蚀速度大体相当。第二节海底的构造地貌

从上一节可以了解到大陆与洋盆的生成与变动，皆起因于板块运动，它们的次一级构造及其地貌表现，无论是陆上还是海底的大地貌都是属于同一种成因—构造成因，而且同陆上构造地貌相比，一般的外力作用的影响降低到最小的程度，因而使海底的构造地貌有罪纯净的表现，只有一些外力作用，如潮流、海流、海底滑坡及浊流在力所能及的范围内对局部的海底进行细微的塑造。浩瀚的海洋，长久以来在人们的心目中是很神秘的，然而经过了长时间的努力，随着探测新技术的不断发明，人类终于踏上了了解洋底的进程。要认识洋底，首先总要了解洋底究竟有多深，为了掌握海洋的深度，人类已经化了几百年的努力。海底主要可分出下列地貌区：

——大陆边缘、洋盆、大洋中脊一.大陆边缘带活动的大陆边缘和稳定的大陆边缘活动的大陆边缘—太平洋型大陆边缘（东亚型、安第斯型）稳定的大陆边缘—大西洋型大陆边缘大陆边缘带的各种地貌单元大陆架大陆坡大陆隆岛弧~海沟系大陆边缘大陆边缘是陆地与洋底之间的过渡地带，水深在0~3km。即厚而轻的陆壳与薄而重的洋壳之间的接触地带，位于滨岸地带与深洋底之间，与大陆、洋盆组成地球上一级构造地貌单元。狭义的大陆边缘主要指淹没于海水之下的大陆延续部分，即大陆架、大陆坡。常用的广义大陆边缘还包括大陆隆、海沟等。陆架陆坡的基底为大陆型地壳，而海沟和陆隆多为大洋型地壳。对于大陆边缘的研究，可以为大陆与洋盆的形成及演化提供大量的信息。大陆边缘频临大陆物质源地，是全球最大的沉积区，尤其是大西洋型大陆边缘，接受了大量的沉积，形成大陆隆，是世界大洋中最庞大的陆源沉积体，大陆边缘的沉积占海洋沉积总量的一半以上，巨厚的沉积层中拥有大量的石油和天然气，陆架油气已开采并将继续开发，陆坡、陆隆也具有良好的油气远景。1.活动的大陆边缘：具有地震活动强烈，火山作用活跃的特点，这类大陆边

缘主要分布在太平洋周围，构成近乎连续的环带，往往与深海沟毗邻，故称

之太平洋型大陆边缘。

它可以分为两类：a.由海沟与陆缘山脉组成的安第斯型大陆边缘；

b.有海沟、火山岛弧和弧后盆地组成的东亚型大陆边缘。

2.稳定的大陆边缘：没有构造活动的迹象，有宽阔的大陆架及其巨厚的陆

源碎屑沉积，大西洋的大部分边缘均为稳定地大陆边缘，故亦称之为大西洋

型大陆边缘。

3.上述太平洋型、大西洋型两种不同的大陆边缘是由于海底张的两种不同

情况所造成。

大西洋型大陆边缘大西洋型大陆边缘安第斯型大陆边缘东亚型大陆边缘陆架的特点及影响陆架地形的各种作用1.特点：平均宽度—约70km，宽的可达数百km，而巴伦支海陆架宽达1300km。我国渤海、黄海完全属于陆架，东海、南海陆架也相当宽广。外缘平均水深130m,深的可达180m。陆架最平坦的地方约在-70m附近。陆架在大约６０％的地形剖面中可有20m左右的隆起地形。陆架在大约35％的地形剖面中可有20m左右的凹地形。平均坡度1.2‰。1.大陆架影响陆架地形的各种作用冰川作用海平面变化的影响珊瑚生长和生物碎屑堆积残留沉积2.大陆坡面积约占海底总面积的12％；陆坡上界水深多在100~200m，下界约在1500~3500m；全球平均坡度４°１７′；沉积物粒度小于陆架，其中泥占60％，沙占25％，岩石和砾占10％，贝壳与生物软泥约占5％。在坡度较大或洋流冲刷强烈的地方，分布着卵石，有时则基岩裸露。各大河口附近的陆坡，覆盖有河流冲积物。陆坡较平缓的地方一般分布有淤泥沉积。陆坡的沉积常由于海底滑坡的作用而形成褶皱。陆坡上的显著地貌类型—海底峡谷海底峡谷形态与陆上大峡谷类似，深度很大，（1500-2000m）谷璧陡立。这些海底峡谷深切在基岩内，谷首伸入陆架外缘，谷尾一直延展到洋底，谷内往往是浊流流动的通道，有些海底峡谷，其上方伸入陆架后，与陆上大河入海后向水下延伸的部分衔接。有些海底峡谷与陆上河流并无联系，或者说在海底峡谷发育的地方，陆上并无大河。海底峡谷的成因—浊流理论

1929年大西洋大滩地震后发生的海底电缆折断。F、H、I、J、K、L表示

电缆所在位置及编号，斜线区域表示地震及该区较为密集分布的电缆即时折断，数字代表等深线。海底峡谷的前端常发育有巨型扇状沉积体，称为深海扇，它是由浊流沉积而成。3.大陆隆又名大陆基、大陆麓。坡度缓，一般为0.1~1°左右，水深4000~5000m，面积占洋底总面积的5.3％。位于稳定的大陆边缘的大陆坡的坡麓，在无海沟的地区发育较好，如大西洋、印度洋沿岸，而在海沟广布的太平洋地区几乎缺失。大陆隆由浊流和海底的滑动作用所形成的深海沉积物所组成，表层沉积物主要是粉沙质粘土，最厚的地方可达10km以上，其沉积总量超过了大陆架。4.岛弧~海沟系在活动的太平洋型大陆边缘上，没有大陆隆，一般具有一条边缘海沟。海沟平均宽度40~70km,长度可达数百km以上，它是地球表面最深的地方，一般深度5000~8000m，最深的马里亚纳海沟深达11km以上。海沟并不只是大洋底部的下凹部分，而必须是与岛弧走向平行延伸的，反过来说，岛弧也并不只是那种线状隆起部分，而必须是与海沟相伴存在，这就是所谓岛弧~海沟系这一名称的由来。在太平洋北面和西侧，有阿留申群岛、千岛群岛、日本群岛、流球群岛等岛弧，与其相伴随的有阿留申海沟、千岛海沟，日本海沟、琉球海沟等······岛弧~海沟系是地球表面最活跃的活动带；

它具有下列特点：是地震最频繁的地区，洋脊处仅有浅源地震，而海沟附近不但有浅源地震，而且有中源、深源地震，全世界地震能量的95％是由发生在岛弧周围的地震所释放出来的。是全世界最活跃的火山带，全世界活火山有一半以上是分布在太平洋周围的岛弧~海沟地带。岛弧附近有热流值，尤其在岛弧的内侧，海沟地区则热流值较低，高热流值地区是与火山带的位置有关的。岛弧—海沟系马里亚纳海沟马里亚纳群岛二.洋盆—深海平原与海岭

1.特点：特点1—稳定的大陆边缘······大陆隆邻接平坦的深海平原，深海平原上有分散的海山（往往是老的火山），偶而也见从大陆隆上的海底峡谷延伸而来的沟道。特点2—毗连活动性大陆边缘······洋底地势起伏，除有高达数km的海山外，测深调查还揭示了大量高度不超过几百米的深海丘陵。那么为什么会产生上述差异呢？2.洋底火山与火山链洋底火山线形排列—年龄递变，如太平洋上的夏威夷群岛，由西北向东南线形排列，西北端年龄最老，向东南不断变新。夏威夷群岛位于板块内部，这里既不是板块的分离边界，也不是板块的汇聚边界，为什么会喷发出一系列的火山呢？加拿大的威尔逊等板块学者从火山岛到由老到、新线形排列的关系中热点—地幔柱假说······

热点~地幔柱的概念是上世纪七十年代板块理论的一个新发展

有关热点~地幔柱的本质和形成机理，还有待深入的研究。固定的“热点”3.平顶海山和珊瑚礁又名盖约特（guyot）。普林斯顿大学地质系第一任系主任。那么平顶海山是怎么形成的？

4.断裂海岭与陆壳海台断裂海岭：指断裂活动造成的海岭。如印度洋的东经90°海岭，南北延伸达3000km，走向挺直。有人认为它是一条巨大的地垒构造海岭，为印度板块北移过程中走向滑动断层的产物。陆壳海台：指地壳厚度大，由中间型地壳或花岗岩陆壳的洋底块状高地。如新西兰海台、北大西洋的罗卡尔海台、南大西洋的福克兰海台······5.深海平原也称海盆。它是大洋中被海岭分隔开的低地，水深5~6km，其上有数百米~千米沉积物，所以地形平坦，靠近大陆的深海平原上，若无海沟隔开，来自大陆边缘的浊流沉积作用往往造成深海扇形地。三.大洋中脊大洋中脊也称中央海岭。它是地球上最大、最长的山系，这条洋底山系在太平洋、大西洋、印度洋连续延伸，并展入北冰洋，成为环球山系，总长度约8万km，大洋中脊顶部水深约2000~3000m,高出两侧洋盆约1~3km，个别出露海面成为岛屿，如冰岛。中脊宽度不一，宽者可达3~4km，总面积约占洋底面积的32.8％。由此可见，大洋中脊是全球最宏大的构造单元，虽然大西洋中脊发现较早，但直到1956年，才由拉蒙特地质研究所的尤因和希曾首先指出，整个世界大洋底部横贯着一条大洋中脊体系。意义及特点:三、大洋中脊的差异东太平洋海隆：坡度和缓，在0.001％~0.002％，逐渐过渡到深海平原，宽度可达2000~4000km，顶部未出现如大西洋中脊那样显著的裂谷，但平行隆顶方向有许多低矮的海脊和海槽。大西洋中脊：宽1000~2000km，轴部都出现明显的裂谷。印度洋中脊许多地方出现中央裂谷，两侧也有许多与轴向平行的海脊与海槽。大西洋中脊扩张速度较慢，两翼岩石圈有充分的时间冷却、沉陷，故中脊边坡较陡。东太平洋海隆、印度洋中脊东南支，扩张较快，边坡较平缓。可见，中脊的形态取决于海底扩张的速度、扩张的过程。转换断层与平移断层的区别什么是转换断层？第三节陆地构造地貌一.陆地构造地貌分区

1.板块边界构造活动带的构造地貌

a.碰撞与褶皱山脉的形成

b.拉张与大陆裂谷的产生

2.板块内部构造活动带的构造地貌

a.褶皱块断山脉

b.断块山与断陷谷3.板块内部稳定区的构造地貌

一.陆地构造地貌分区

1.板块边界构造活动带的构造地貌

a.碰撞与褶皱山脉的形成

汇聚型板块边界乃是褶皱造山运动的策源地。

喜马拉雅山珠穆朗玛峰，8844.43mb.拉张与大陆裂谷的产生

坦噶尼喀湖东非大裂谷（6500km

）中段大裂谷的角马群大裂谷的长颈鹿大裂谷的斑马群一.陆地构造地貌分区2.板块内部构造活动带的构造地貌

a.褶皱块断山脉－

b.断块山与断陷谷－断块山天山（褶皱块断山脉）天山太行山麓（断块山）断陷谷断陷谷几种断陷盆地剖面特征a.地堑断陷盆地b.簸箕式半地堑断陷盆地c.复式半地堑断陷盆地d.复式地堑式断陷盆地3.板块内部稳定区的构造地貌长期以来构造宁静，新生代构造运动大多表现为大面积的拱起或拗陷。如在大面积拱起区内缺少构造差异活动，经长期侵蚀形成高原或低山丘陵，如鄂尔多斯高原、河西走廊以北的北山，但内部如有一定的构造差异活动，地形起伏就较复杂，四川盆地东部丘陵，就是板块内部稳定区内因褶皱作用而成。大面积拗陷区经长期堆积形成广阔的堆积平原，如华北平原。二.陆地构造地貌类型1.山地－教材p1812.高原与平原3.盆地在一般的地貌分类中，没有高原、盆地的类型，因为高原、盆地都是区域复合类型，是高度综合的概念。山地是陆地表面具有较大海拔高度的正地形。按山地海拔高度不同，又分为：低山：海拔500~1000m；中山：海拔1000~3500m；高山：海拔3500~5000m；极高山：海拔＞5000m；丘陵：一般指海拔高度在500m下，相对高度不超过200m的低矮山丘。台地：指周围有陡坎的平顶高地。顶面坡度一般小于7°，起伏和缓，构造抬升是其主要成因。珠穆朗玛峰天山太行山黄山莲花峰，1873m

中山黄山莲花峰，1873m中山北岳山西恒山，2017m

西岳陕西华山，2200m

东岳山东泰山，1545m

中岳河南嵩山，1590m

湖南衡山，1290m

低山丹霞山，最高618m

丘陵紫金山天文台海拔448m低丘与台地千岛湖青藏高原内蒙古高原云贵高原黄土高原成都平原东北平原珠江三角洲平原

四川盆地盆地也是一种复合地貌类型，它由周围的山地或高原和中部的平原（或低矮的丘陵）所组成。盆地是构造运动差异的产物，周围的抬升和盆地内部的相对沉降形成明显的对照。三.地质构造地貌1.断裂地貌

a.断层崖

b.断层线崖

c.断层谷

d.掀斜山2.皱褶地貌

a.单斜地貌

b.背斜地貌与向斜地貌

c.穹窿山地地貌3.火山与熔岩地貌a.火山口b.火山锥c.熔岩丘d.熔岩垄岗e.熔岩台地和熔岩高原f.熔岩隧道g.熔岩堰塞湖华山的断层崖a.断层崖－指断层一侧的地盘抬高后，沿断层线延伸的陡崖。断层三角面庐山龙首崖断层谷——重庆天坑地缝断陷谷掀斜山：指断层上升盘翘起所成的山体。山体因不等量抬升,其主脊总是靠近断层一侧，形成一坡短而陡、另一坡缓而长的不对称形态。单面山，台湾东海岸单面山，台湾宜兰海岸庐山含鄱口－单面山单斜岩层中岳——河南嵩山自古华山一条路顺地形——背斜山巫峡庐山顺地形——向斜谷逆地形—

示意图向斜山背斜谷穹窿山地喷发中的火山－冰岛非洲的乞力马扎罗火山海南岛北部的死火山长白山休眠火山－天池火山口与寄生火山口五大连池火山锥与熔岩原火山熔岩流滚滚熔岩流熔岩结构熔岩表面形态五大连池绳状熔岩垄岗地貌熔岩流入海夏威夷镜泊湖五大连池因1719—1721年火山喷发，堵塞嫩江支流小白河而成5个相连的湖泊，＞600km2锥形火山第三章风化作用与坡地重力地貌引言风化作用是一种常见的自然现象，它几乎出现在所有的陆地表层，风化系指地壳表面的岩石在水、空气、阳光和生物等的长期联合作用下，发生的崩解和分解现象，按性质不同可分为物理风化、化学风化和生物风化，这种自然地质作用，总称为风化作用。风化作用也可以发生在海底，在海水的作用下进行，有人称之为海底风化作用。如：黑云母海绿石，火山灰蒙脱石，就是海底风化作用的结果。在这一章中主要讨论大陆地表的风化作用。

风化作用对地貌的形成和发展是有很大的影响，它不仅和其它营力一样对地表进行着塑造，而且还为其它外营力作用创造了必要的条件。岩石在风化作用下变得破碎，流水、风、冰雪和破碎岩块在重力作用下，发生侵蚀、搬运、堆积。所以说风化作用是其它外营力的先锋。

岩石经风化以后，改变了它原来的物理、化学性质，特别是降低了它的力学强度，从而造成了山体边坡的不稳定性和建筑地基的不均匀沉陷现象。风化后的岩石，在流水，冰川、风等其它外营力的作用下，被侵蚀、搬运、堆积，进一步造成地表的各种起伏，由于岩石的抵抗风化的能力有差异，所以抗蚀力也有差异，抗蚀力强的岩石相对突起，抗蚀力弱的岩石相对凹下，这样造成了所谓的差别侵蚀地貌。

一句话，风化作用的实质是环境变了，为了与新的环境求得平衡，适应新的环境而发生的变化意义：学科······；工程建设上······；寻找矿产······

岩石在风化过程中，扩大了孔隙和裂隙，由于风化裂隙的沟通性较好，有利于大气降水的渗入，所以在有较厚风化层的风化裂隙中，能找到较好的地下水。它属于孔隙、裂隙的潜水类型故埋藏较浅，水量一般不大，但常年不干。特别是在历经多次构造变动的岩浆岩和变质岩地区，这种类型的地下水湿较为普遍的。寻找风化层内的地下水，地貌条件非常重要，因为风化层中的地下水总是随地形的起伏，有高处向低处流，集中于面积较大的低洼处，群山怀抱的洼地中心、围椅形的山谷出口、两山夹一沟的沟口、几条沟口交汇处、山扭头的扭弯内侧以及大山坡脚等地都是风化层潜水汇集的有利地段。

地下水水量的大小，取决于风化层的厚度、地表汇水面积的大小。潜水面的形状往往和地形差不多，具有山高水高的特点，所以出现了“五台山上水不断，泰山顶上处清泉”的现象。有些岩石在一定的气候和地形条件下能直接风化成矿床。岩石经过化学风化后，某些较重的、相对稳定的原生矿物，集聚而成为有工业价值的风化矿床，称残积矿床。如水晶，有些岩石经过化学风化后，产生某些次生的相对稳定的矿物，残留在原地成为有工业价值的风化矿床称残余矿床，如高岭土矿、铝土矿。有些岩石在化学风化的过程中，一些易溶矿物被地下水带到风化壳的下层，因介质条件变化而发生交代作用或沉淀作用，形成风化矿床，称淋积矿床。如锰矿、褐铁矿等。

风化作用可以导致某些元素在风化壳中集中，形成风化成因的矿床，（Fe、Al、Mn、Ni······）等金属矿产；金刚石、刚玉、水晶、高岭石、粘土等非金属矿产。虽然风化作用的产物掩盖了大量矿床的露头，给找矿工作带来很大的困难，但残积物和风化矿床却也是寻找有关原生矿床的重要线索。如在某段残积物中发现某些元素相对富集，出现这种元素分布的异常现象，即指示出在残积物的下部含有此类元素的矿床或矿石。因为风化作用可以造成矿床的氧化露头和在矿体附近土壤覆盖层中造成次生地球化学异常，所以研究风化作用的地球化学，可以根据矿床氧化带特征提出判断深部矿床的标志以及为地球化学次生晕找矿方法提供理论基础。同时风化作用又为土壤形成提供了条件，所以有关风化作用地球化学知识对找矿和农业都有很大意义。我国是一个多山的国家，山地、丘陵约占全国面积的三分之二，坡地上的风化碎屑和不稳定的岩体、土体，由于重力作用所形成各种坡地重力地貌，它们的形成过程，即块体运动，包括崩塌、错落、滑坡和蠕动等，在山区的工农业及交通、国防等生产建设中，都不同程度地遇到崩塌、滑坡等自然灾害，有时切断道路、毁坏厂矿、阻塞河道、损坏农田，给生产带来一定的影响，因此，对于块体运动的研究，探索其运动规律，采取某些工程、生物的措施，对于防止和减少损失，同样具有重要的实际意义。第一节风化作用的地貌意义一.风化作用1.物理风化（导致岩石物理性质变化）

a.卸荷裂隙

b.热力风化

c.冻融风化2.化学风化（岩石和矿物被破坏、分解，元素发生分离，导致岩石化学成分发生变化）a.溶解作用（溶解度分五类）b.水解作用

c.水化作用

d.碳酸盐化作用

f.

氧化作用3.生物风化

a.生物的物理风化

b.生物的化学风化

风化作用：岩石形成以后，一旦出露地表，与形成时的环境不同，物理化学条件都发生了变化，在这种环境下必然产生新的矛盾。这种在地表常温常压条件下，由于气温的变化、水的作用和生物活动等因素的影响而使岩石发生物理状态及化学成分变化的作用，称风化作用。一般可分为物理风化、化学风化、生物风化。它们之间往往是互相影响、互相促进的。不过在不同气候区常常以某一风化类型起主导作用。1.物理风化：是指岩石在地表环境中由大变小、由粗变细的机械破碎，岩石化学成分并未变化，这种风化作用称物理风化。太阳辐射、水的冻融以及盐类的结晶等而产生的机械崩解过程，它使岩石从比较完整的固结状态变为较松散的破碎状态，使岩石的孔隙度和表面积增大，导致岩石物理性质发生变化，（如岩石的颗粒、比重、密度、孔隙度、裂隙度、含水量、透水性、胀缩性等变化）。热力风化冻融风化

物理风化的结果导致：大块岩石

小块岩石；完整岩石分散岩石；体积变化：a.单个体积由大变小；

b.总体积大；表面积由小变大。2.化学风化：是指岩石在水和水溶液的化学作用影响下所起的破坏作用。它不仅使岩石破碎，还使岩石的矿物成分、化学成分发生显著的变化，形成新的矿物。在炎热而潮湿的气候区化学风化最未显著，速度也最快。由于岩石及产生化学风化的因素不同，作用的方式也不同，主要有：溶解、水解、水化、碳酸盐化、氧化等几种方式。水是一种很好的溶剂，很多矿物能溶解于其中，由于矿物的化学性质不同，它们的溶解度也不同。常见的造岩矿物，按溶解度的大小排列顺序如下：食盐＞石膏＞方解石＞橄榄石＞辉石＞角闪石＞滑石＞蛇纹石＞绿帘石＞长石＞黑云母＞白云母＞石英。因此，溶解作用对于由方解石、石膏、岩盐等易溶性矿物组成的岩体破坏性很大。溶解作用增加了岩石的孔隙，破坏了岩石的结构，消弱了岩石抵抗风化的能力，有利于物理风化的进行。a.溶解作用b.水解作用（续1）在风化带的各种化学反应中，水解占据首位。水解为水的电离产生的H+、

OHˉ与矿物的离子之间发生交换的反应。一般水中存在游离的H+、

OHˉ，而一些弱酸强碱或强酸弱碱所组成的盐类矿物在水中出现离解成带不同电荷的离子，这些离子分别与水中含有的H+、OHˉ发生反应，形成含OHˉ的新矿物，称水解作用。造岩矿物的大部分属硅酸盐或铝硅酸盐，是弱酸强碱盐，易于发生水解。对于硅酸盐矿物，尤其是长石，水解是最特征的反应。形成的高岭土残留在原地，二氧化硅呈胶体状态与氢氧化钾一起随水逐渐流失。水解作用：（续2）

在水解反应中，H+

离子起着决定性的作用，它将金属K+

、Na+

、Ca2+等排挤出铝硅酸盐，从而破坏了矿物的晶格构造。水解时OH-离子与金属阳离子一道通过地表水流直至进入海洋，使后者的碱度增大，而同铝硅酸盐阴离子结合的H+

离子则进入粘土矿物，这些粘土矿物一般都是难溶解的弱酸性物质。因此，总体上可以说，水解反应的酸性部分聚集于大陆的表面，而碱性部分进入世界海洋。

返回c.水化作用

水化作用是指水与一些不含水的矿物相化合，水参与到矿物的晶格中去改变了原来矿物的分子结构，形成新的矿物。最常见的水化作用的例子是：

CaSO4＋2H2O→CaSO4·2H2O

硬石膏石膏水化作用的产生是由于组成矿物的离子半径不等，晶架不稳固，为了保持结晶格架的坚固性，又不改变其电性，故吸收中性水分子到结晶格架中来变得稳固。水化作用中水分子的加入，与一般水的混入不同，这些水分子只有在高温条件下才能重新逸出。水化作用的结果不只是产生含水新矿物，还导致矿物硬度降低、体积增大，这将对周围岩石产生很大压力，加速了岩石的破坏，从而促进了物理风化的进行。

d.碳酸盐化作用：自然界中的水多数属含碳酸、硫酸、硝酸以及各种有机酸类的水溶液，如水吸收大气和土壤中的CO2后，就形成了碳酸，碳酸与岩石中的金属离子发生反应形成碳酸盐，这种作用称为碳酸盐化作用。在碳酸盐化的影响下，矿物部分或全部发生溶解，含于其中的金属则转变为碳酸盐。通过水解硅酸盐发生分解时，常伴随着碳酸的作用。例如：正长石经水解产生氢氧化钾，如遇碳酸则产生易溶的钾的碳酸盐随水流失，部分SiO2以胶体状转入溶液，随水流失，高岭石则残留在原地。碳酸盐化作用在石灰岩地区最为明显，将在Karst一章中再详细讨论。

请问高岭土与高岭石有何不同？

e.氧化作用：岩石中的氧化作用：通常是在水的参与下，通过空气和水中游离氧而实现的。氧化反应是导致许多含低价铁的硅酸盐和大部分的硫化物风化分解的重要过程。温度愈高，氧化作用愈强。在所有的矿物中，硫化物是最易于发生氧化而转变为硫酸盐的矿物。有些硫化物被氧化后，还会形成硫酸，加速岩石的化学风化。如：黄铁矿经氧化形成褐铁矿。应该指出，只有位于地下水面以上的岩层，氧化作用才能强烈进行。位于地下水面以下的岩层，水中游离氧很少，氧化作用很难进行，因为它处于还原的环境。近几十年来，对于细菌参与氧化和还原反应的问题，已进行了许多研究。已经查明，自然界中存在一类铁氧化细菌，它能把Fe2+氧化为Fe3+,另一类硫氧化细菌能将硫化物氧化为硫酸盐。3.生物风化

a.生物的物理风化：

b.生物的化学风化：生物的生命活动产物：CO2O2、有机酸等强烈地影响着岩石的风化过程，影响着周围环境的PH值，Eh等一系列物理化学条件，从而影响岩石矿物的分解与合成。生物在新陈代谢过程中，分泌出各种有机酸、碳酸、硝酸等酸类物质以分解矿物如：山区基岩上生长的蓝绿藻、苔藓与地衣之类，能分泌出有机酸与CO2；菌类能够利用空气中的氮制造硝酸；岩石和土壤中的微生物能够分泌大量的有机酸它们对岩石的解离都起着很大的作用。三类风化作用及多种风化方式都具有独立意义。但许多情况下它们相伴而生，相互影响、促进，共同破坏着岩石。

黄山生物风化生物风化华山生物风化潮州古城墙生物风化山东崂山的花岗岩石蛋球状风化花岗岩石蛋二.风化壳风化壳的概念风化壳的分带及特征

a.全风化带---岩石完全变色、结构完全破坏，仅外观保持岩体状态，用手压成散沙状。

b.强风化带---岩石大部分变色、结构大部分破坏、矿物变质，形成次生矿物，岩体完整性较差。

c.弱风化带---岩石部分变色、部分岩体结构已遭破坏，部分矿物变质，形成了沿裂隙面的风化夹层，凤凰裂隙发育，岩体的完整性较强。

d.微风化带---岩石沿节理面已变色、岩石结构未变，与新鲜岩石不易区别。那么是否在所有的地方都能看到四个风化带吗？

3.风化壳的类型岩屑型风化壳（物理风化为主的阶段）岩石在物理风化作用下，在原地碎裂，形成岩屑型风化壳，其化学风化作用微弱，元素迁移能力也弱，组成残积层的岩石成分与母岩基本一致，风化壳上层粒径细小，向下逐渐变粗，最下部是具风化裂隙的基岩，风化裂隙常随深度数量逐渐减少。风化壳剖面与下伏基岩之间呈过渡关系。该类风化壳主要形成于寒冷气候和干旱地带，由于气温低、干旱，化学元素极不活跃，有微弱的化学风化作用，使部分硅酸盐矿物风化成水云母和水绿泥石等风化程度低的矿物。化学风化为主的阶段a.化学风化的早期阶段（富钙阶段）（硅铝—碳酸盐型及硅铝—硫酸盐型风化壳）岩石中的K、Na、Ca、Mg等元素，在酸的作用下往往形成碳酸盐、硫酸盐、氯化物等，氯化物最先被淋溶，硫酸盐次之，硫酸盐在一定的条件下常在地表较低的地方富集，形成硅铝-

硫酸盐型风化壳。而碳酸盐是比氯化物、硫酸盐相对难溶的盐类，常在原地富集，称为富钙阶段，形成硅铝-碳酸盐风化壳这种风化壳颜色多呈黄、灰黄色，类似黄土，故又称黄土风化壳。

b.化学风化的中期阶段（富硅铝阶段）（硅铝粘土型风化壳或高岭土风化壳）氯化物、硫酸盐大部分被淋溶迁移，碳酸盐也大量淋滤失，甚至一些溶为胶体状的SiO2也开始迁移，硅铝酸盐被分解为高岭土、蒙脱石等粘土矿物残留原地，由于硅铝相对富集，故又称硅铝-粘土型风化壳，该类风化壳大多呈灰色。c.化学风化的晚期阶段（富铁铝阶段）（铁铝型风化壳或砖红壤风化壳）风化壳发育到晚期，化学风化作用进行较为彻底的情况下，硅酸盐矿物已全部被分解，可迁移的元素均已析出残留下来的铁铝化合物，如：AI2O3、Fe2O3以及耐风化的石英。风化壳中由于富含三氧化二铁，所以呈红色，称铁铝型风化壳或砖红壤型风化壳。4.风化作用的基本规律风化作用有着明显的规律性，主要反映在它和气候、岩性、构造、及地貌条件等的关系上。气候条件—影响风化的主要气候要素是雨量和温度。雨量控制着化学风化所不可缺少的水的多少，而温度则影响化学反应的速度，尤其是有机物质的分解速度。气候还控制着植物的数量和类型，在不同的气候条件下，生长着不同类型的植物群落从而对风化产生不同的影响，造成不同气候地带中生物风化强度的巨大差异。化学风化在高温多雨的热带，一般进行得非常强烈，而在中等雨量和温度有季节性变化的温带气候条件下的强度就有减少。在干燥和北极的条件下，化学风化最不发育，而物理风化占主导地位。气候的地带性决定了风化壳的不同类型。

在高山高纬地区，由于湿度大，稳度低，物理风化作用强烈，尤其是冰劈作用起了主导作用，在这种作用下，岩石破碎，遍地是岩屑和岩堆地形。物理风化过程快，化学风化过程由于温度底而很微弱。但在终年被冰雪覆盖得地方或气温经常在0°以下的地方物理风化也较弱。只有大部分时间在冰点上下波动的气候区，物理风化才最强烈。为什么？在一些年温差和日温差都很剧烈的干旱区，物理风化十分强烈，化学风化相对较小。如兰新铁路新疆境内有些地方，新开的非常新鲜而完整的花岗岩路堑，几年时间就完全风化破碎并发生崩塌，可见物理风化速度之快。对于潮湿而又炎热的热带和亚热带地球来说，化学风化作用相对比较强烈。因为潮湿和高温是有利于化学作用的，因此湿热地区的风化壳是比较厚的。对于温湿地区来说，物理和化学风化都有，但都不如其它地方强烈，物理风化不如冷湿和温差大的地区，化学风化不如湿热地带活跃，但两者合在一起也是很强烈的。岩性、构造和时间—岩石的成分、结构和构造对风化壳的发育有很大的影响。岩性或者说岩石的相对稳定性，也就是大家常常提到的岩石的“软”和“硬”，它不完全取决于岩石或矿物的硬度，更不取决于一般物理意义上的“软硬”，我们这里指说的岩性主要指岩石抵抗风化剥蚀的能力，它取决于岩石的一系列物理特性和化学特性它包括:a.成分的单一性或复杂性，b.岩石及组成矿物的热容量与导热率，c.孔隙度和裂隙度，d.透水性，e.可溶性。更重要的是，上述各因素在岩石相对稳定性方面的作用大小，在不同的地理环境下，首先是不同的气候条件下是各不相同的。在某一种气候条件下，岩石A的稳定性大于B，可是到了另一种气候条件下，也许B的稳定性大于A。比如，石灰岩在气候湿润的西南，是一种稳定性较低的岩石，因为那里主要进行着化学溶解过程，岩石＿和＿起较大的作用。但是石灰岩在气候干燥的西北，就成为一种稳定性较高的岩石，因为那里主要进行着物理风化过程，岩石成分的＿或＿，岩石及其矿物＿和＿就具有较大的意义。总的说来之，凡是矿物成分复杂，深色矿物较多，颗粒粗大，具有斑状结构和疏松多孔的岩石，要比矿物成分简单，浅色矿物多，细粒均质和坚硬致密的块状岩石的物理、化学风化的速度快得多。所以基性岩、超基性岩要比酸性岩易风化的多。岩浆岩矿物的稳定性的顺序恰是同它们在鲍文反应系列中的顺序相反。对沉积岩、变质岩而言，页岩、砂岩、千枚岩等是比较容易风化的，而石英岩是比较难风化的。岩石的节理、层理、裂隙等各种软弱结构面也最易遭受风化。

风化作用持续的时间长短，直接影响到风化壳的发育程度。形成一定厚度的砖红壤型风化壳，常常需要几十万年至百万年的时间。地形地貌—地形影响水、热条件的重新分配，从而影响风化作用的强度。同时地形还控制着风化产物的转移。风化过程与地貌条件的关系十分密切。地貌条件不仅通过影响气候、水文和植被状况来间接影响风化过程外，塌本身还直接影响到风化过程，例如，在山区，物理剥蚀作用可使岩石碎块转移，其速度有时超过岩块遭受化学分解的速度。所以风化层是不厚的，往往新鲜岩石不断暴露。在这里，化学风化主要局限于分解被剥蚀的岩块。因而在地面起伏较大、新构造运动较强烈的山区剥蚀作用较强，残积物不易保存，不利于风化壳的发育。在地形低洼的地方又是风化碎屑物不断堆积的场所，也不利于风化壳的形成和保存。

只有在准平原上、分水岭的鞍部以及较平坦的地方，那里剥蚀作用不强，地壳又长期比较稳定，才有可能发育成巨厚的残积型风化壳。坡向对于风化过程也有很大的影响，在向阳坡上，温差和湿差都比阴坡为大，所以风化过程的强度和风化层的厚度都比阴坡的要大，但如考虑到植被和侵蚀过程的影响，情况可能相反。风化过程的强度和风化层的厚度，既有联系又有区别，有的地方是风化过程越强，风化层越厚；而又的地方则由于剥蚀作用的原因，风化过程很强，但风化层的厚度不一定很大。相对高度较大的山地，气候的垂直分带十分明显，导致风化壳也具有明显的垂直分带现象。此外，风化层的底板起伏常与地形的起伏相一致。

岩石的风化作用本质上只有物理风化和化学风化两种基本类型，（因为生物风化可以包含在物理风化与化学风化中），它们彼此是紧密联系的。物理风化，加大岩石的孔隙度，使岩石获得较好的渗透性，这样就更有利于水分、气体和微生物的等的侵入。岩石崩解为较小的颗粒，使表面积增大，更有利于化学风化作用的进行。从这个意义上说，物理风化是化学风化的前驱。在化学风化过程中，不仅岩石的化学性质发生变化，而且也包含着岩石的物理性质的变化。物理风化只能使颗粒破碎到一定的粒径，而化学风化却能进一步使颗粒分解破碎到更细小的粒径（直至胶体溶液与真溶液），同样从这个意义上说，化学风化是物理风化的继续和深入。实际上，物理风化和化学风化在自然界往往是同时进行、互相影响、互相促进的。因此风化作用是一个复杂的、统一的过程，只有在具体条件和阶段上，物理风化和化学风化才有主次之分。

风化作用的地貌意义：

1.一切外营力的先锋，其他外营力的前提；

2.风化作用是有选择性的，不同岩石抵抗风化的能力是有差异的（即选择性风化）；

3.差异取决于：矿物的成分，岩石的热容量、导热率、岩石的结构、岩石的孔隙度、裂隙度、岩石的透水性、可溶性。

4.上述作用取决于气候条件：干旱区：以物理风化为主，起作用的主要是岩石的成分、热容量、导热率、岩石的结构。湿热区：以化学风化为主，起作用的主要是岩石的孔隙度、裂隙度、透水性、可溶性。第二节坡地重力地貌一.块体运动概述我国是一个多山的国家，因此坡地地貌问题在我国占有十分重要的地位，在山区开展大规模的工农业建设和国防建设，遇到了不少坡地地貌问题。如滑坡、山崩、泥石流等，这些地貌过程，有时切断道路、毁坏厂矿、阻塞河道、损坏农田、掩埋村镇，给国家、人民造成了巨大的损失，因此从生产建设上来说，要求对坡地地貌进行很好的研究。从地貌学学科本身来说，坡地发育过程是地貌学的基本理论问题之一，一直为国际、国内所重视，我国交通部和铁道部所属的一些生产科研单位，结合交通建设中遇到的坡地问题，开展了大量的研究，生产实践的需要推动着坡地问题的研究、发展。这是一张斜坡上动力体系发育过程的模式示意图A、B岩石碎块从陡崖下落、顺坡下移；E:蠕动；F:分块体移动C.D:岩屑流在斜坡上作较快速的移动；G:岩体沿滑动面的移动；

H:处在水面之下的饱和状态的砂或淤泥的移动1.坡地物质的移动过程坡地重力地貌是指坡面上的风化碎屑、不稳定的岩体、土体在重力并常有水分参与作用下，以单个落石、碎屑流或整个土体、岩体沿坡向下运动所导致的一系列独特的地貌。坡地变形主要通过坡地物质的移动来实现，坡度物质的移动过程，大体可以分为两大类：块体运动—指主要依靠物质本身的重力所发生的，如崩塌，在重力和水的作用下发生的滑坡等现象。坡地流水作用—指主要依靠流水作为介质的坡地物质移动过程，此过程在流水地貌一章要详细阐述。一般说来，在以上两大类中都有快速的灾变过程和缓慢的渐变过程。不论是强烈的灾变过程，还是缓慢的渐变过程，都能破坏工农业生产建设，尤其是第一类影响最大，破坏性最强。

块体运动，在工程界把它们和洪水、地震等一起称为不良物理地质现象，工程自然病害，交通部门还把它叫做路基病害。这些不良的物理地址质现象，根据它们运动的性质，可以分为若干类型。如：崩塌、错落、滑坡、泥石流、蠕动等，这些也是最常见的。块体运动的基本力学过程，可以作如下分析：

TGN

(2.关于坡地的稳定性问题对于那些没有粘聚力的沙层或粘聚力值很小的松散堆积层来说内摩擦角与休止角时一致的，当坡地的坡角θ小于物质的那摩擦角时，坡地是稳定的，若θ＞φ时，坡地是不稳定的。若存在软弱结构面的话，则软弱结构面的倾向和坡向是否一致时很重要的。当两者一致时，易于造成位移。但发生与否，还要看软弱结构面的倾角大小和坡地倾角的关系而定。当软弱结构面的倾角大于坡地的倾角时坡地是稳定的，若软弱结构面的倾小于坡地的坡角时，坡地是不稳定的，两者大体相等时，坡地处于临界状态。二.块体运动

1.蠕动蠕动时指斜坡上的土体、岩体和它们的风化物质在重力的作用下，顺坡向下发生的十分缓慢的移动现象。速度每年小的只有若干毫米，大的可达几十厘米。位移量虽然很小，但长期的积累也会给生产建设带来危害。根据蠕动体的性质、规模，可将蠕动分为两类：松散层蠕动、岩层蠕动。松散层蠕动—松散层蠕动是指斜坡上的土体，由于冷热干湿变化而引起体积胀缩，并在重力作用下发生缓慢的顺坡向下移动。引起松散层蠕动的因素有：

a.温差变化和干湿变化（寒冷地区冻融作用）

b.粘土含量（干湿变化对粘土的影响特别大）

c.坡度（25°～30°）过小？过大？

基岩岩层蠕动—暴露于地表的岩层在重力的作用下发生的十分缓慢的移动。岩层上部及其风化碎屑层顺坡向下呈弧形弯曲，但并不扰乱层序。引起岩层蠕动的原因及特征：

a.湿热地区—干湿和温差变化，寒冷地区湿冻融交替

b.岩层蠕动多发生在坡度较陡（35°～45°）主要在页岩、千枚岩、片岩、粘土岩等柔性岩层组成的山坡上。

c.蠕动深度一般小于3～5m。

蠕动斜坡上的碎屑物质在热胀冷缩的反复作用下移动的示意图2.崩塌

a.特征—陡峻的山坡上，岩块、土体、或碎屑层，在重力作用下，发生沿坡向下倾倒、崩落现象，在坡脚处形成倒石堆或岩屑堆。

b.崩塌形成条件和触发因素—松散层组成的坡地，当坡度超过它的休止角时则可发生崩塌，一般要大于45°，由坚硬岩石组成的坡地，一般要在50°～60°才会发生崩塌。

据铁道部第一设计院的研究，大型的崩塌，都发生在大于100m

以上的陡坡上，小于25m的崩塌一般都是小型的，可见坡地的高度制约着崩塌的规模。c.从地质条件条件来说—主要发生在节理发育、构造破碎的坚硬岩层上，特别是垂直节理发育或坚硬岩层与软弱岩层互层出现，易造成崩塌，（这是为什么）岩层的各种结构面与坡向一致更易发生崩塌。基岩海岸地区波浪的侵蚀形成海蚀洞穴，上部岩块也会崩塌下来。d.从气候条件分析—在一些日温差、年温差较大的干旱、半干旱地区、高山或高纬地区强烈的物理风化，导致岩石风化破碎，容易造成崩塌。e.触发因素—暴雨、强烈的融冰化雪、爆破、地震以及人工开挖坡脚等都是崩塌的触发因素。

白岩崩塌

2002年8月24日凌晨1时58分，清江茅坪滑坡后部（高程约560m）左侧白岩危岩体发生了一次方量约25万方的山体崩塌。崩塌时刻产生的地震，周围几公里内居民均有感觉。巨大的灰岩块石从相对高差200m的崖壁倾泻而下，呈舌状堆积于茅坪滑坡520－560m高程一带。崩塌发生后的8月26日，可以发现茅坪滑坡中后部的诸多变化：高程485m一带出现一条长数十米的跌坎状地裂缝，跌坎高1m；高程460m一幢土木平房已严重开裂并向后倾斜。崩塌体前缘附近见大量地裂缝。危岩体主要由二叠系栖霞组巨厚层状石灰岩组成，危岩体下伏泥盆系、石炭系软弱的砂页岩夹煤层，煤层厚0.5~2.5m，平均厚1.5m。上世纪七十年代，危岩体下伏石炭系内有大规模采煤活动，至2000年12月停止一切乱采活动。几十年的采掘活动，极大破坏了白岩危岩体的完整性。危岩体顶部发育大量拉裂缝，近年自然冲沟干枯，树木枯萎。整个危岩体体积估计超过1000万m3，其崖脚高程在510~620m，崖顶高程在650~800m。此次发生的崩塌，体积超过20万m3，其中后壁宽170m，倾角近直立达