地貌学教学课件

地貌学引言

一、地貌的定义

地貌：地球的面貌，面……貌……，指地球表面高低起伏的形态。

地貌学：是研究地球表面的形态特征、成因、分布及其发育规律的科学。

二、地貌形成和发育的基本因素

1.地貌营力：分为内营力与外营力

⑴内营力：指地球内能所产生的作用力，主要表现为地壳运动、岩浆活动与地震。

⑵外营力：指太阳辐射能通过大气、水和生物作用并以风化作用、流水作用、冰川作用、

风力作用、波浪作用等形式表现的力。

⑶内、外营力在地貌形成过程中的作用

①内力作用的总趋势是加大地表起伏，形成地球表面的巨大起伏形态，表一些巨型，大型

的地貌形态主要都是内力作用的结果。

②外力在地貌形成过程中是不断地把高地上的风化物质搬运到低地,逐渐夷平高地和填平

洼地，使地表的起伏平坦化。所以外力作用的总趋势是夷平地表。它能破坏高地形成侵

蚀地貌，也可在洼地堆积形成堆积地貌。

③内力和外力在地貌发育过程中始终是同时出现;彼此消长，作用效果相反;相互作用，相互

影响的。

④在某个具体时期和具体地区，这两种力总是不平衡的，通常是其中之一占优势。

⑤在地球表面的长期演化过程中，内力作用与外力作用无论在数量上还是在强度上都具

有同等重要的意义。

2.岩性和地质构造

⑴地质构造是地貌形态的骨架，在地质构造影响下，出现各类构造地貌。

⑵岩性的差异形成不同的抗蚀力，因此，在同一外力作用区，岩性差异也可形成不同的地

貌形态。

3.内外力作用时间

在其它条件相同的情况下，作用时间长短不同亦会出现不同的地貌形态，显示出地貌发育

的阶段性。

4.人类活动对地貌的影响

人类活动对地貌发育的影响有两种方式：

⑴是通过改变地貌发育条件加速或延缓某种地貌过程；

⑵是直接干预地貌过程，甚至改变地貌发育方向。

三、地貌学研究的意义

1.解释地貌的发育和演化规律。

2.根据地貌分析地质构造特征，为找矿找水服务。

3.根据地貌分析地质构造的活动性质，揭示新构造活动和活动断层的活动规律，预报地震和

地震危险区。

第一章风化作用与坡地重力地貌

第一节风化作用

地表岩石与矿物在太阳辐射、大气、水和生物作用下，理化性质发生变化，矿物成分改变,

从而形成新物质的过程，称为风化作用。

一、风化作用的类型

岩石风化过程可分为物理风化、化学风化和生物风化三种类型。

1.物理风化：

指地表岩石被机械破坏、岩石疏松崩解成碎屑，物理状态发生变化，而化学性质几乎没有改变。

(1)卸荷剥离

岩石卸荷释重而引起的剥离作用

大量的证据表明，现在位于地表的岩石以前曾被埋在地下20km以下深度。在瑞士的阿尔卑

斯山脉，据推算在最近300（）万年中地表被剥蚀了大约30km,也就是说现在出露于地表的岩石

在3000万年前位于地下30km的深度。

（2）因温度变化而引起岩石体积发生膨胀与收缩作用

（3）外来晶体在岩石裂隙中的挤压作用

冰楔作用

重结晶作用

2.化学风化

化学风化：水、水溶液以及空气中的氧气、二氧化碳等对岩石产生的化学破坏作用。改变了岩

石的化学成分和物理性质，形成松散的土层。

（1）溶解作用

（2）水解作用

（3）水化作用

（4）碳酸盐化作用

（5）氧化作用

3.生物风化

（1）生物的物理风化

①根劈作用

②穴居动物的挖掘和穿凿活动

③人类活动

（2）生物的化学风化

①分泌物腐蚀

②微生物作用

小结

各种风化作用在自然界不是单独进行的，往往是同时进行，相互影响,相互促进的.

物理风化作用使岩石发生机械破碎，加大孔隙度，岩石表面积增加，有利于水，空气，微生物的侵

入.因此，物理风化作用促进了化学风化作用的进行；

而化学风化作用不仅改变了岩石的化学成分，而且破坏了其结构，减弱了矿物之间的凝聚力,

又有利于物理风化的进行,它也是物理风化作用的继续和深入.

二、风化壳

1.有关概念

残积物：残留在原地基岩之上的风化物称为残积物。

风化壳：由残积物构成的地表不连续的覆盖层称为风化壳。

土壤：风化壳的表层经过风化作用，形成能生长植物的松散表土，称为土壤

2.风化壳的发育阶段

在有利的条件下，岩浆岩风化过程：

（1）物理风化为主的阶段:岩（碎）屑型风化壳

岩石在暴露之初，主要以机械破碎产生粗粒岩屑为主。（P198图②）

（2）化学风化为主的阶段：

元素迁移序列：C1,S—Ca,Na,Mg,K—SiOM胶体），P,Mn,Te,Al,Ti—SiO&（石英）

①化学风化的早期阶段：

硫酸盐常在地势低洼的地方富集，形成硅铝一硫酸盐型风化壳;碳酸盐常在原地富集形成硅铝

一碳酸盐型风化壳。此阶段以钙质富集为特点，故又称富钙阶段。

②化学风化的中期阶段：

碳酸盐已经被大量淋滤流失，胶体SiO2也开始迁移，硅铝酸盐分解为各种粘土矿物，在这些

风化物中，硅铝相对富集,故又称富硅铝阶段。组成的风化壳称为硅铝粘土型风化壳或高岭土型

风化壳。

③化学风化的晚期阶段

化学风化经过一个相当长的时期以后，硅酸盐矿物已全部被分解，可迁移元素基本上都被析

出，几乎丧失了全部盐类和呈胶体状态的SiO2，残留下难以迁移的Te,Al等的化合物。风化

壳中由于富含FezCh而呈红色，称铁铝型风化壳或砖红壤型风化壳。

3.影响风化壳发育的因素

(1)气候条件：气温、降水

①极地和高山寒冷气候区:岩屑型风化壳

②温带半干旱和沙漠地带:硅铝-氯化物-硫酸盐型风化壳

③温带草原气候:硅铝-碳酸盐型风化壳

④温带森林气候,硅铝-粘土型风化壳

⑤热带，亚热带湿热气候:砖红壤风化壳

(2)地貌条件：起伏较大的山区不利于发育风化壳；风化壳呈垂直地带性。

(3)岩性：化学成分

(4)时间：风化作用时间直接影响到风化壳的发育阶段。

①化学风化的早期阶段：

硫酸盐常在地势低洼的地方富集，形成硅铝一硫酸盐型风化壳;碳酸盐常在原地富集形成硅铝

一碳酸盐型风化壳。此阶段以钙质富集为特点，故又称富钙阶段。

②化学风化的中期阶段：

碳酸盐已经被大量淋滤流失，胶体SiO2也开始迁移，硅铝酸盐分解为各种粘土矿物，在这些

风化物中，硅铝相对富集,故又称富硅铝阶段。组成的风化壳称为硅铝粘土型风化壳或高岭土型

风化壳。

③化学风化的晚期阶段

化学风化经过一个相当长的时期以后，硅酸盐矿物已全部被分解，可迁移元素基本上都被析

出，几乎丧失了全部盐类和呈胶体状态的SiO2，残留下难以迁移的Te,Al等的化合物。风化壳

中由于富含Fez()3而呈红色，称铁铝型风化壳或砖红壤型风化壳。

3.影响风化壳发育的因素

(1)气候条件：气温、降水

①极地和高山寒冷气候区:岩屑型风化壳

②温带半干旱和沙漠地带:硅铝-氯化物-硫酸盐型风化壳

③温带草原气候:硅铝-碳酸盐型风化壳

④温带森林气候,硅铝-粘土型风化壳

⑤热带，亚热带湿热气候:砖红壤风化壳

(2)地貌条件：起伏较大的山区不利于发育风化壳；风化壳呈垂直地带性。

(3)岩性：化学成分

(4)时间：风化作用时间直接影响到风化壳的发育阶段。

第二节坡地重力地貌

坡地：坡度大于2度的地面称为坡地。故坡地占据着地球上80%以上的面积。

坡地重力地貌：坡面上的岩土体在重力作用及地表水地下水影响下沿坡向下运动形成一系列独

特的地貌，即坡地重力地貌«

一、崩塌

L崩塌的定义：陡峭山坡上的岩体，土体或碎屑层，主要在重力作用下突然发生急剧的崩落，

翻转和滚落，在坡脚形成倒石堆或岩屑堆的现象，称为崩塌。

2.崩塌的特点

(1)发生突然

(2)速度块

(3)破坏性大

(4)形成倒石堆

3.崩塌的形成条件

(1)地貌条件

崩塌只能发生于陡峻的斜坡地段。

(2)地质条件

主要是受岩性，结构(节理、裂隙)和构造(断层)的影响。

(3)气候条件

崩塌是和强烈的物理风化作用密切相关的，因而，在一些日温差，年温差较大的干旱，半干旱地区,

易形成崩塌。

(4)触发因素

暴雨，强烈的融冰化雪，爆破，地震及人工开挖坡脚等是引起崩塌的触发因素。

4.崩塌地貌

(1)崩塌崖壁

(2)倒石碓：崩塌的物体在坡角地带形成的堆积体，称为倒石堆。

倒石碓的特点：

第一、倒石堆的坡面坡度一般较大，坡度决定于组成倒石堆碎屑物质的休止角。

第二、倒石堆的组成物质特征：

①组成物质的岩性与坡地的岩性有关

②组成物质一般分选性极差，但因重力分选作用，堆顶物质较细，底部边缘物质较粗。

崩落停止后，岩堆经风化可发育土壤和生长植被，

峡谷两侧最易发生崩落，巨大的崩塌岩块常使峡谷难于通行。大规模的崩塌俗称山崩。

5.崩塌的治理

加固、削坡、减重。

二、滑坡

1.定义：坡面上大量土体，岩体或其它碎屑堆积物，主要在重力和水的作用下，沿一定的滑动面做

整体下滑的现象称为滑坡。

2.滑坡的地貌特征

①滑坡体

②滑动面

③滑坡壁与滑坡台阶

④滑坡舌与滑坡鼓丘

⑤滑坡湖与滑坡洼地

⑥滑坡裂缝

滑坡形态示意图

1,滑坡体;2.滑动面;3.滑坡壁;4.滑坡阶地;5.滑坡整斤;6.滑坡洼地;7.滑坡裂缝

图5-6滑坡形态示意（据D.J.伐尔奈斯）

3.滑坡的形成条件

（1）岩性

主要发生在遇水易软化的软弱地层上

（2）构造软弱结构造产状上倾向与坡向一致，如节理面，断层面，不整合面等

（3）地貌主要通过临空面和坡度

（4）气候主要是通过降水和冰的融化

（5）地下水

（6）地震与人为因素

4.滑坡的类型

按物质组成可分为：

①土质滑坡；

②岩质滑坡

按滑动面与岩体结构面之间的关系可分为：

①同类土滑坡；

②顺层滑坡；

③切层滑坡

按滑体厚度可划分为：

①浅层滑坡

②中层滑坡；

③深层滑坡

按滑动年代分为：

①古滑坡；

②老滑坡；

③新滑坡；

④发展中的滑坡

按运动形式可分为：

①牵引式滑坡；

②推动式滑坡

5.滑坡的发育阶段

①蠕动变形阶段

斜坡后壁开始形成拉张裂缝，地表水下渗加强，二侧出现剪切裂缝，滑动面逐渐形成.这一阶段的

时间有长有短，短的几天，长的几年。

②剧烈滑动阶段

滑动面已形成，滑坡体与滑床完全分离;各种裂缝相继出现，裂缝错距加大;滑坡后壁出露面积越

来越大;滑坡体前缘形成滑坡舌与滑坡鼓丘;坡脚渗出大股浑浊泉水。此时预示滑坡即将滑动。

在其他触发因素的诱发下，将产生剧烈滑动。

③渐趋稳定阶段

土体压实,裂缝逐渐闭合，滑坡壁变缓，形成马刀树.

6.滑坡的治理

(1)排水

(2)削坡、减重

(3)坡麓修建挡土墙

(4)危险地带打桩、浇注水泥

第二章构造地貌

1.构造地貌:是在构造影响下形成的地貌，它的作用力主要是内力，故又称为内力地貌。

2.构造地貌的分类系统可分成三个等级：

第一级称全球构造地貌，它是世界上最巨型的地貌，只有大陆和洋底两大单元。

第二级称大地构造地貌，它是大陆或洋底之内的大型地貌，如大陆内的褶皱山系和大陆裂谷,

洋底中的洋中脊及大洋盆地中的海盆和海岭等等。

第三级称地质构造地貌，规模最小，是叠加在大地构造地貌之上的中小型地貌，如褶皱山系

中的背斜和向斜褶曲地貌等等。

第一节全球构造地貌

一、大陆与洋底

、从自然地理学的角度地球表面由大陆和海洋两个最大的地貌单元组成。从构造地貌学的观点

看地球表面由大陆与洋底构成。

1.洋底——水深一般超过3000m的大洋底部。占地球总面积的55%。洋底地壳厚度薄，是玄武

岩质，上覆薄层深海沉积物或缺乏。

2.大陆

(1)陆地——地壳密度小，厚度大，二氧化硅含量大。表层为沉积岩，变质岩和火山岩，其下

为花岗岩质的基础，再下面为玄武岩质层。大陆面积占地球总面积的29%。

(2)大陆边缘洋底与大陆之间的过渡地带。指陆地周围水深小于3000m的海底，占地球

总面积的16%。大陆边缘的地壳具过渡性质，大部分地方接近陆壳。

二、陆壳与洋壳的特征

L地球的结构：同心圆结构(莫霍面，古登堡面)

2.地壳的分层：花岗岩层(硅铝层)，玄武岩层(硅镁层)，分界面为康拉德面。

3.陆壳与洋壳的区别：

(1)厚度：陆壳厚度大，一般在30-50km,最后达70km；洋壳厚度小，只有5-15km。

(2)组成差别：陆壳为双层结构，洋壳大部分为单层结构。

我们说大陆边缘从属于大陆，主要原因是其地壳大部分接近陆壳，但厚度〈30km。

三、全球构造地貌的形成

(一)特点

根据京生代的构造运动特点，可将地球表面分为带状分布的构造活动带和位于构造活动带之

间的相对稳定区。

1.构造活动带

全球有三条规模巨大的构造活动地貌带：

①环太平洋大陆边缘带

②地中海一喜马拉雅山脉带

③洋脊裂谷带

共同特点是地形高差起伏悬殊，新生代岩层发生显著形变错位，火山与岩浆活动强烈，岩层

显著变质以及频繁的地震活动等。

2.相对稳定区

在构造活动带之间是相对稳定的区域。地形起伏较缓，新生代岩层形变错位不强，很少有新

生代火山岩浆活动，地震活动弱。

这种稳定区内最稳定的是洋底深海平原区和大陆上由古老地盾构成的高原和平原区。

（二）成因

1.勒比雄将全球分为六大板块一太平洋板块，欧亚板块，印度洋板块，非洲板块，美洲板块

和南极洲板块。

板块之间的边界活动带是由上述三大构造活动带组成。

洋脊裂谷带的生成反映了两侧洋壳板块的分离，环太平洋大陆边缘主要反映了洋壳板块与陆

壳板块的汇聚，喜马拉雅山突出反映了两侧陆壳板块的碰撞过程。

地幔物质由于对流运动在大洋中脊轴部上涌，使二侧板块发生平移分离运动，而在对流下沉

区则发生板块汇聚和碰撞。

第二节大地构造地貌

一、洋底构造地貌

（-）大洋中脊（洋脊）

1.大洋中脊是洋底的重要地形，是地球上最长的海底山脉，全长约80000公里。在大西洋，太

平洋，印度洋均有分布，并相互连通。其上水深约3000~4000米。

2.洋脊的地形较为复杂，由两列平行脊峰和中间的洋脊裂谷构成，并被一系列横向转换断层切

断成不连续的段落。

3.洋脊裂谷是地慢物质上涌地方,是地球上规模最大的新生代玄武岩岩浆喷发溢流活动带，是

新洋壳形成地带，伴有频繁的浅源地震。

（―）大洋盆地

大洋盆地位于大洋中脊两侧，向外与大陆边缘相接。它是洋壳从洋脊向外迁移过程中形成的O

这里构造运动相对平静,岩浆活动微弱，缺少地震活动.其中主要地貌类型有：

1.海岭

海岭是大洋盆地内部大型正地形的总称。

其成因类型有火山海岭，断裂海岭和陆壳海台等。

大洋3地中被海岭分隔开的低地，又称海盆。平均水深5000~6000米，其原始状态为大约

300米起伏的丘陵地形，主要是化学沉积和生物沉积，速率较慢，约0.2厘米/千年。

二、大陆构造地貌

（-）大陆边缘构造地貌

大陆边缘是陆地与洋底之间的过渡地带.水深在0〜3KM。包括大陆架和大陆坡两部分。

1.大陆架

（1）大陆架：是指被海水淹没的大陆延伸部分。

（2）特点

A.地形平坦（平均坡度有0.1°）,向海微倾。

B.宽度不等，与所临地貌有关。

C,表面多被沉积物覆盖。

D.边缘平均水深130mo

E.分布着各种陆地地貌与海岸地貌。

2.大陆坡

(1)大陆坡：大陆架前缘向洋盆过渡的巨大斜坡。

(2)特点

A.大陆架边缘的深度在100~150米左右，全球平均是130米。

B.坡度各地不一。

C.宽度各地不一。

D.许多大陆坡的表面崎岖不平。

3岛弧与海沟

(1)形成：岛弧与海沟在构造上是岩石圈板块相撞的产物。洋底一侧的洋壳以一定角度向大

陆边缘一侧陆壳下面俯冲，在俯冲带位置上形成了海沟。与岛弧伴生，主要分布在太平洋周围。

(2)海沟的特点：

A.是地球表面最低的地方，成狭长槽状洼地，长约1000千米，宽40〜70千米，一般深度为5~

8千米，最深的马里亚纳海沟深达11022米。

B.海沟是地球上地质活动最剧烈的区域，很多的大地震和海啸就产生于海沟。

C.海沟靠大洋一侧坡度较缓和，一般为3。〜8°,靠大陆边缘的一侧坡度很陡一般大于10°

D.典型的海沟是弧形的，凸面向着毗邻的大洋盆。

(二)陆地构造地貌

1.陆地构造地貌分区

(1)板块边界构造活动带的构造地貌

①新生代褶皱山带

新生代板块的碰撞俯冲作用形成的。这里构造活动强烈，有频繁的地震，某些地段还有近

期的火山活动。阿尔卑斯山脉，喜山脉。

②大陆裂谷带

陆壳受拉张作用正发展为新的板块边界构造活动带。地震显著，裂谷低地有火山喷发与熔岩

溢流活动，它与洋脊裂谷相同，都处在地球内部物质对流上涌的张裂地带上。大陆裂谷的存

在预示着新洋壳和新大洋盆地的生长。

(2)板块内部构造活动带的构造地貌

①褶皱块断山脉

②断块山与断陷谷

(3)板块内部稳定区的构造地貌

该区长期以来构造宁静，新生代构造运动大多表现为大面积的拱起和拗陷。

如果大面积的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，形态单一，起伏

不大；如果在大面积的拱起区内有一定的构造差异活动，则地形起伏较为复杂。

大面积的拗陷区经长期堆积则形成广阔的堆积平原。

2.陆地构造地貌类型

(1)山地

①概念：山地是一统称，是由山岭及其间的谷地或山间洼地组合而成。山地的绝对高度和相对

高度(>200m)都较大。

山岭：长条形、具有明显分水岭特征的山地。

山脉：沿某一方向延伸的山岭系统，一般由几条山岭组合而成。

山系：由山脉组成的规模更大的山地系统，延伸方向大致相同，成因上相互联系。

②形成：山地是地壳上升地区经外力切割而形成。

③丘陵：丘陵的绝对高度和相对高度均较上述小，我国一般是指海拔高度500m以下，相对高

度不超过200m的高低起伏的低矮山丘。

(2)平原与高原

①平原是一种广阔的平缓的地貌类型,海拔高度一般200m以下。多是在内力产生的沉降和外力

发生堆积条件下形成的。

据作用营力的不同，可分为熔岩平原，溶蚀平原，冲积平原和海成平原等。

按作用性质不同，可分为构造平原，剥蚀平原，剥蚀-堆积平原，堆积平原等。

②高原是指海拔高度在1000m以上，比附近低地高出500m以上的广大平坦的地面。

较大的高原是新构造运动大面积抬升的结果。

它以较大的高度区别于平原，又以较平缓的地面和较小的起伏区别于山地。

(3)盆地

盆地是一种复合地貌类型，由周围的山地或高原和中部的平原(或低矮的丘陵)所组成。

它是构造差异运动的产物，周围的抬升和盆地内部的相对沉降形成明显的对照。

第三节地质构造地貌

地质构造地貌：是指不同地质构造和不同岩层的差别抗蚀力而形成的地貌。

一、水平岩层的构造地貌

1.构造高原与方山

二、褶皱地貌

1.单斜地貌

(1)单面山

(2)猪背山(脊)

(3)单斜构造上的水系

2.背斜与向斜地貌

(1)顺地形

(2)逆地形

(3)短轴背斜与短轴向斜交替出现

地层由老到新

背斜、向针背斜'成谷、向斜成山示春

3.穹隆地貌

核部为老岩层，翼部为较新岩层，岩层自中心向四周倾斜的浑圆形构造，称为穹隆构造；其平

面形态呈圆形或椭圆形，长/宽小于3/1。

三、断层构造

L断层崖

⑴形态影响因素

⑵断层三角面

⑶断层线崖

2.断层谷

(1)特点

(2)几种形式

3.断块地貌

(1)断块山地

(2)断陷谷地

四、岩浆岩构造地貌

1.侵入岩体地貌

(1)岩浆沿裂隙上升：岩脉、岩墙、岩床。

(2)岩浆沿管道上升：岩盘、岩株、岩基。

2.火山地貌

根据火山活动状况将火山分为：

活火山：现在尚在活动或周期性活动的；

死火山：史前曾经喷发而有史以来不再活动的；

休眠火山：有史以来曾经有过活动，但长期以来处于静止状态的。

根据火山的形状将火山分为：锥形火山、盾形火山

海岸地貌

1.概念：海洋与陆地的接触带是海洋与陆地相互作用的地带，称为海岸带。

2.海岸带的组成

海岸।潮间带|水下岸坡

海岸线是陆地与海面的交界线，一般将平均高潮线当作海岸线，也有人将平均低潮线称为

海滨线。

水下岸坡的下限相当于1/2波长的水深处，通常约10-20米。

第一节海蚀作用与海蚀地貌

一、海蚀作用

浪冲击(最大60T/M2)和岩石裂缝中空气压缩作用

2.磨蚀作用

3.溶蚀作用

二、海蚀地貌(P322图)

1.海蚀穴(洞)

海崖的坡脚处，经常遭受波浪水流的冲磨而形成的凹坑或凹槽，一般宽度大于深度者称海蚀

穴，深度大于宽度者称海蚀洞。它常沿多节理或抗蚀力较弱的部位沿岸断续分布。

鸥穴：孟姜女脚印

崖

海蚀崖：海蚀穴在波浪冲蚀下不断扩大，当其上方的岩石悬空时，发生崩塌，形成海蚀崖，

海岸因此而后退。

3.海蚀平台:沿岸向海微倾的平坦台地，它的后缘贴近高潮面，前缘位于低潮面以下。

海蚀平台形成后，若因陆地上升或海面下降而高出海面，就变成海蚀阶地；若陆地下沉或海

面上升，则沉入水中成为水下阶地。

4.海蚀拱桥

突出在海中岬角的两侧，发育相向的海蚀洞，经长期侵蚀最后相互贯通，形成海蚀拱桥。

5海蚀柱

）蚀拱桥进一步受蚀，拱桥顶发生崩塌，残存的桥墩成为残留于海中的柱状岩体，称海蚀柱。

三、岩性和构造对海岸的影响

1.岩性对海岸地貌发育的影响

坚硬一岬角，但很少发育海蚀平台；软弱一海湾；中等强度发育海蚀平台；结构疏松的岩层

组成的海岸海蚀崖不发育。

2.地质构造对海岸发育的影响

构造线与海岸直交、平行、斜交……

第二节海岸带的泥沙运动极其形成的地貌

一、泥沙横向移动极其所形成的地貌

1.中立点（线，带）的概念（图）

假设条件：波浪前进方向与岸向垂直，波浪力大小不变，水下岸坡为平直的斜坡，海岸由相同

成分和相同粒级的松散物质组成。

中立线附近，沉积物作等距离往返运动；中立线以上主要作向岸运动；中立线以下主要作向

海运动。

2.均衡剖面的塑造

中立线以上，由于物质的不断堆积，坡度逐渐加大，重力切向分量作用越来越大；中立线以

下，由于物质的不断堆积，坡度逐渐变小，重力切向分量作用越来越小。最后，水下岸坡形成

一条统一的凹形曲线，在这条曲线上，所有的泥沙都在原地随进，退流做等距离来回摆动，全

部处于中立状态，这条凹形曲线称为海岸的均衡剖面。

均衡剖面是理想化的海岸剖面，实际剖面只能与之接近，达到暂时、相对的中立状态。

3.泥沙横向运动所形成的堆积地貌

（1）水下堆积阶地：分布在岸坡的坡脚，由中立点以下向海移动的泥沙堆积而成。

（2）海滩与滨岸堤：海蚀物质经过横向向岸移动沉积而成，其形成由海岸的地形控制。没有

自由空间则形成海滩，剖面呈下凹型；有自由空间形成滨岸堤，剖面呈上

凸型。

（3）水下沙坝：一种大致与海岸平行呈直线或弧线的水下堤状堆积物，有时为一条，有时为

几条。水下沙坝形成于破浪带内，是破浪的产物。其形成后不断加宽、加高。

（4）离岸堤与潟（XI）湖：是激浪流的产物。中立线以上向岸运动的泥沙，如果泥沙特别多,

在没到达岸边就发生堆积，当堆积到一定程度而高出水面即形成

离岸堤。离岸堤与海岸间的水域即称潟湖。离岸堤可向岸移动形

成滨岸堤。

二、泥沙的纵向运动及其堆积地貌

1.泥沙的纵向运动（图）

当波浪前进方向与海岸线斜交时，波浪作用方向与重力切向分量的方向不在同一条直线上,

泥沙颗粒就沿着波浪作用力与重力切向分量的合力作z字形前移。这样，泥沙颗粒实际移动方

向近于同岸线平行，或者说沿海岸产生一段位移，泥沙的这种运动方式称为泥沙的纵向运动。

在中立带泥沙质点仅作平行海岸的纵向位移。在中立带以上岸坡，泥沙质点除沿岸位移外，

还向岸方上移。在中立带以下岸坡，泥沙质点在纵向移动的同时还离岸下移。

2.泥沙流形成的地貌

（1）沉积物流：在长时间之内，具有一定总方向的沉积物总体沿海岸移动现象称为沉积物流

或泥沙流。或大量泥沙在与岸线斜交的波浪作用下，沿海岸朝某一方向做长期总体的纵向移动。

波向线与岸线成45°时，搬运量最大。

（2）沉积物流在沿岸移动过程中，由于海岸线方向变化，造成沉积物流容量减小，产生沉积

物堆积，形成各种堆积地形。常见的有下列几种情况（图）

①海岸向海转折形成滨岸堆积地形：三角形海滩

②海岸向陆转折形成砂嘴堆积地形：砂嘴

③岸外屏障作用形成的堆积地形：岬角影响形成拦湾坝；岛屿影响形成连岛砂坝和陆连岛。

④波浪传入海湾形成的堆积地形：湾口坝，湾中坝等。

（砂嘴、拦湾坝和湾口坝等进一步发展可封闭海湾形成潟湖，故泥沙的横向、纵向运动都能

形成潟湖，也可以说潟湖是两者共同作用形成的。）

第四节海岸的分类

海岸，根据其形态和成因，大体可分为基岩海岸、砂（砾）质海岸、淤泥质海岸和生物海岸。

一、基岩海岸

岩石海岸是以岩石为主体的海岸。

岩石海岸由于受到海浪、海风和阳光的长期作用，往往会产生各种各样的风化现象。

其中，以海水的侵蚀最显著，因此岩石海岸普遍存在着海蚀地貌。其特征为地势陡峭，岸线

曲折，水深流急。

二、砂（砾）质海岸

又称堆积海岸，由平原的堆积物质被搬运到海岸边，又经波浪或风改造堆积而成。

其特征为：组成物质以松散的砂（砾）为主，岸滩较窄而坡度较陡。

三、淤泥质海岸

又称平原海岸，主要由河流携带入海的大量细颗粒泥沙在潮流与波浪作用下输运、沉积而成。

其特征为：岸滩物质组成多属粘土、粉砂等；岸线平直，地势平坦。

四、生物海岸

（一）珊瑚礁海岸

1.珊瑚礁：由石珊瑚虫和其他造礁和礁栖生物（如石灰藻、层孔虫、有孔虫、海绵、贝类等）

的骨骼及它们分泌的有机质、粘结碳酸盐碎屑而形成的多孔隙岩体称生物礁。由于石

珊瑚虫分泌的钙质骨骼是生物礁的主体，所以通常称生物礁为珊瑚礁。

2.珊瑚生长的环境条件

（1）要求生长在暖水中：最适宜水温为25℃〜30℃,下限为18℃,上限为36℃。

（2）要求有充足的光照：珊瑚主要与虫黄藻共生，才能生长良好。虫黄藻是一种植物，它要

进行光合作用，就需要有充足的光照条件。

（3）有适当的盐度：珊瑚可在27%。〜40%。的盐度中生长，最适宜盐度是36%。。

（4）要求水体运动更新：不断扰动或运动的水体含有较多的溶解氧和饵料，有利于珊瑚的生

长。

（5）要有适宜的附着基底：一般坚实的基底，利于珊瑚的固着生长。泥沙质底质容易被波浪

和水流掀动，不利于珊瑚的固着。

（6）要有较高的透明度：清晰透明的海水利于珊瑚生长，相反，浑浊的水体，由于含有大量

的悬浮物质（泥沙），不利于珊瑚的呼吸与生长，甚至会令其窒息死亡。

3.珊瑚礁类型（图）

（1）岸礁：也称裙礁：边缘礁，礁体紧贴海岸发育，以礁坪形式出现，向海一侧为陡坡。

（2）堡礁：也称堤状礁、离岸礁。堡礁是距海岸有一定距离、平行海岸分布的堤状礁体，它

与陆地之间隔以潟湖或带状浅海。

（3）环礁：礁体围绕海底较大隆起边缘生长，连接或断续成环状，中间被包围成一潟湖（潟

湖水深小于100米，多数小于60米），这样展布的礁体称环礁。

4.珊瑚礁发育理论

1842年达尔文首先提出环礁的成因，后来在1874年出版的《珊瑚礁的结构和类型》一书中系

统地提出珊瑚礁发育的沉降说。

他认为珊瑚礁的发育经历了三个阶段：

第一阶段：岛屿(尤其是火山岛)沿岸生成环绕海岸并与岛屿相连的岸礁

第二阶段：岛屿下沉，珊瑚礁继续均匀地上长，其外侧因生境好，饵料丰富氧气充足，比内部

增长得快，随着岛屿下沉，珊瑚礁与海岸分开，成为堡礁，二者之间出现潟湖或浅海

第三阶段：岛屿完全沉入海中，珊瑚仍向上生长，便形成环绕潟湖的环礁。

(-)红树林海岸

红树林(Mangrove)是发育在热带和亚热带潮坪上的耐盐性和喜盐性植物群落，由红树丛林与

沼泽潮滩相伴而组合成的海岸称红树林海岸。

1.红树林生长环境和繁殖特点

(1)生长环境：

①它要求适宜的水温：25℃〜28℃为适宜水温，最冷月平均温度＞20℃

②它要求生长在淤泥质海滩：这种底质含有高水分、高盐分、大量硫化氢、钙质以及缺氧环境,

植物残体处于半分解状态，有利于红树林的生存。淤泥质海滩富含有机质，利于红树林生长

③要求处于低能环境：如河口、海湾、潟湖等无波浪作用或作用微弱的环境，这种环境有利于

红树林种子幼苗的生长。

(2)繁殖特点

红树植物具有胎生现象，它的种子成熟后，可留在树上发芽，从果实中伸出长约20〜30厘米

下垂的胚轴，形似纺锤状或棍棒状。当幼苗成熟后，在重力或其他外力作用下落插入泥土中，

快者几个小时后可伸出根系固定自己，若落入海水中漂浮几十天后遇到适宜生境，也可繁殖生

长。此外，还有一些红树还具有无性繁殖能力，它们被砍后，其茎上可生出新的植株来。

2.红树林的护岸作用和促淤作用

(1)护岸作用：由于红树林有发达的根系(支柱根、板状根、呼吸根)，可屹立于海滩上，经

受风浪和潮流的侵袭作用，保护海岸不受侵蚀。

(2)促淤造陆作用：在红树林生长的地方，淤积层的淤积速度可达3〜4厘米/年，向海前进率

可达44〜173米/年。

第四章流水地貌

引言

1.流水地貌：是地表流水作用形成的地貌。地表流水作用的类型是互不相同的，它们造就的

地貌也存在着差别。地表的流水作用可以根据其特征的差异分为以下几种类型：坡面流水作用

和河流流水作用。

2.地表流水的分类

据运动形式分为：面状水流、线状水流

据水流的持续性分为：暂时性水流、经常性水流

第一节流水作用

一、河流的环流作用

1环流

(1)概念

(2)成因：地球自传偏向力、弯道水流的离心力

(3)类型

2旋涡流：横向环流与水流向下游的纵向流动结合起来就形成单向螺旋流

二、流水的侵蚀作用

(1)概念

（2）侵蚀作用方式：掀起地表松散颗粒、磨蚀、溶蚀

（3）流水侵蚀作用分类

A片状侵蚀

B线状侵蚀

下切侵蚀（下切）、侧方侵蚀（侧蚀）、溯源侵蚀。

下切侵蚀主要是通过底部辐射型的双向环流来完成的。

侧方侵蚀主要是通过单向环流和底部辐聚型的双向环流来完成的。

下切侵蚀与侧方侵蚀并不是分离开进行的，它们是同时进行的。

长江上游由于河流下切侵蚀形成两岸陡峭的河谷地貌

三、流水的搬运作用

流水在流动过程中携带泥沙和移动河床砾石移动的作用，称为流水搬用作用。流水的搬用作用

主要有如下几种方式：

（-）推移流水使河床泥沙或砾石沿地面滚动或滑动的方式移动称为推移，被推动的物质称

为推移质。

（二）跃移以跃移方式搬运的物质称为跃移质

（三）悬移以悬移方式被搬运的物质称为悬移质

（四）溶解（化学）搬运

四、流水的堆积作用

流水的能量，当流水的流量，流速发生变化时，其能量减小。

1.引起堆积的因素

流速减小、流量减小、泥沙增多。

2.冲积物：流水堆积作用在沟谷中留下的沉积物。

第二节暂时性流水地貌

—、坡面流水地貌

（~）坡面径流与坡地发育

1.坡面径流

2.坡地发育

山坡蚀低说

山坡蚀退说

（-）坡面流水地貌

1.不明显冲刷带2.冲刷带3.淤积带

坡积裙

坡积物；在坡麓地带，由于坡度变缓、大部分水下渗等原因，致使碎屑物质堆积，形成坡

积物。

£积裙：坡积物连片分布于坡麓形成类似展开的裙裾的地貌，就是坡积裙。

坡积裙的特点：

A纵剖面形态呈中部微凹的倾斜曲线。

B岩性与坡地上部基岩岩性相同。

C磨圆度极低（因搬运距离短）。

D略具分选性和倾斜层理。

二、沟谷流水地貌

沟谷：由沟谷水流侵蚀形成的长条状的凹地，长度几米至几十公里不等。

沟谷流水的特点

①流量变化极大，暴涨暴落；

②水流湍急，侵蚀力很强；

③含沙量大，可能形成泥石流。

(一)沟谷流水的侵蚀地貌

按照沟谷横剖面和纵剖面的形态特征，可将沟谷分为如下几类：

1、纹沟

2、细沟：沟谷发育的早期形态，规模较小，宽一般不足0.5m,深几厘米至十几厘米，长数米

至数十米。横剖面呈浅V形，纵剖面与坡面一致。由于沟谷较浅，一般容易平覆。

3、切沟：细沟发育而成，沟深达0.5〜2m,横剖面呈V形，沟缘明显，纵剖面与沟谷所在的

坡面大体一致，沟床出现小规模的跌水和陡坎，沟头溯源侵蚀较快。

4、冲沟：切沟进一步发展而成，横剖面呈V形或槽形，宽深可达数米至数十米，纵剖面与斜

坡完全不相一致，沟底可有多级跌水，沟头的溯源侵蚀和沟底的向下侵蚀都很强烈，沟坡不断

崩塌后退，是沟谷发育最强烈的阶段。

5、坳沟：沟谷发育到衰老阶段的形态。横剖面呈宽浅的槽形，沟坡较缓，沟缘剖面平滑，纵

剖面亦甚平缓，沟底和沟坡常有茂密的自然植被，沟底可有较厚的堆积物覆盖，动力过程趋于

平衡状态。

洪积扇

(二)沟谷流水的堆积地貌

1.洪积扇：是干旱半干旱地区由季节性或突发性洪流在山口堆积而成的扇形堆积体。洪水河流

携带大量泥沙，砾石搬运物，到出山口由于坡度急剧变缓、水流分散和下渗、水量减少、流速

减缓，动能降低，因而大量的碎屑物散开形成以出山口为顶点，向外辐射状的扇形堆积体。

常年径流也可形成类似扇形地貌，称冲积扇。两者并无明显界线，主要是发育环境不同。

2.洪积扇的形态特征

(1)平面形态扇形

(2)表面被流水切割成放射状沟网

(3)规模大

(4)倾角小

冲出锥由间歇性洪流堆积物组成，呈半圆锥

形，锥顶坡度略大，向下逐渐变缓，分选差，磨圆度低，面积通常不足100(W。

3.洪积扇的物质组成

名称位置颗粒粗细厚度透水性其它

(1)扇顶相顶部粗(砾石)大强透镜体

(2)扇中相中部较细中中透镜体

(砾石、砂、粉砂)

(3)扇缘相边缘细小差透镜体

(亚沙土、亚黏土)

泥石流

(三)泥石流

1.定义：是一种含有大量泥、沙、石块和水混合的特殊洪流。泥石流是种地质灾害。

2.形成泥石流的条件：

(1)固体松散物质储备丰富；

(2)坡面坡度与沟谷纵比降较大；

(3)可从高强度降水或冰雪融水获得充足的水源供给。

3.泥石流的类型：稀性与粘性泥石流

粘性泥石流稀性泥石流

固体物质体积>40%体积15%—40%

含量

重量>L5T/m3重量vIST/n?

搬运介质泥浆水

固液相物质移动速度同液态物质相对固态

运动特征很多的龙头，阵流性的物质快

堆积形成泥石流扇，表一次性的，无明显的

面起伏不平龙头

堆积物处于粘性泥

石流堆积与洪积扇

4.泥石流作用形成的地貌特点

(1)源头和上游地区

以侵蚀作用为主，沟谷宽而深，横剖面多为宽而陡的槽形。

(2)中游地区

多表现为峡谷，若峡谷岩性单一，则……泥痕…；若岩性不一，则宽…窄…，多级跌水,

泥石流物质。

(3)下游地区

位于山麓或谷口地带，以堆积为主，形成泥石流扇形地。

泥石流作用形成的地貌类型：

(1)泥石流沟谷(2)泥石流扇

0峡谷

、•有水沟床

一〜无水沟床

…分区界线

「二流域界线

1.泥石流供给区；2.泥石流通过区；

泥石流堆积区；4.泥石流堵塞河流而成的深潭，宽谷

圉5-11泥石流流域示意图

第三节河流地貌

一、河谷的基本形态

1.定义：河谷是经河流长期作用而形成的线状延伸的凹地。

2.河谷的组成：河谷通常由谷坡与谷底组成。

除强烈下切的山区河谷外，谷坡上还常发育阶地。山地河流的谷底仅有河床，而平原、盆

地河流谷底则发育河床和河漫滩。

河谷的形态

(1)隘谷

(2)V形谷

(3)河漫滩河谷

二、河床地貌

(-)河床纵剖面

L概念：河床纵剖面是指由河源至河口的河床底部最深点的连线。从宏观看，纵剖面是一条上

凹形的曲线，它的上游坡度大而下游坡度小。但微观看，曲线上每一段都并非平整，而是呈阶

梯状高低起伏的。

2.侵蚀基准面与河床纵剖面的关系

(1)河流侵蚀基准面：河流的下切侵蚀并不是无止境的，往往受到某一基面(Base-level)

的控制，河流下切到这一基面后即失去侵蚀能力，这一基面是个水平面，称为河流侵蚀基准面。

①河流的终极侵蚀基准面

海平面对河流侵蚀深度还是有一定限制作用，任何一条河流都不可能出现河床全部低于海平面

的现象。因此，海平面一般就认为是河流的终极基准面，或称永久侵蚀基准面。

②局部(地方)侵蚀基准面

局部河段下切的下限。如果河流注入湖泊，或支流汇入主流，那么湖面或主流水面就成为该河

或支流的侵蚀基准面。就一条河流各河段而言，造成急流或瀑布的坚硬岩坎可作为其上游河段

的侵蚀基准面。这些侵蚀基准面存在时间较短，影响范围也较局部，因而统称为临时侵蚀基准

面，或局部侵蚀基准面。

③侵蚀基准面与河床纵剖面的关系

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

都会引起纵剖面的演变。

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

源侵蚀。

侵蚀基准面上升它对河流的影响只有一定的距离，该距离取决于回水高度、河流比降及流速等,

在这距离内，一般发生堆积，而在此以上影响不到。

从总的看，河流下游，特别是河口地区，堆积旺盛，河床比降减小，加上侵蚀基准面的影响，

下切受到限制。在河流上游，特别在河源处，水量较小，下切力也弱，只有在河流的中游下切

最强。因为这里水量和流速都较大，有足够的力量进行侵蚀和搬运泥沙，所以河床纵剖面的基

本形态是呈上凹形曲线。但因原始地形、地质构造、地壳运动和局部水力等影响，这条曲线不

是平滑的。

3.河床平衡剖面

在河流长期作用下，河床纵剖面发展到一定阶段时，就趋向于平衡，这时的纵剖面称为平衡剖

面。所谓平衡主要是指“动力平衡”，平衡时的河流侵蚀力与河床阻力相等，即河流既不侵蚀,

也不堆积，水流动力正好消耗在搬运泥沙和克服水流内外摩擦阻力上，此时由河流上游带来的

泥沙等于河流带走的泥沙，即冲淤平衡。

当外界环境发生变化时河床的平衡剖面将受到破坏。但是河流的自动调节作用会促使河床发生

相应的调整，使河流达到新的平衡。不过这种平衡是暂时的和相对的，而不平衡是长期的和绝

对的。达到“动力平衡”的河床纵剖面形态，大致呈一上凹形的抛物曲线，但从微观看，它仍

然是阶梯式的或波状起伏的。

（二）沙波

L概念：是冲积河床上常见的主要由细纱组成的波状微地貌。

2.成因

（1）水流脉动

（2）流量或水面坡度增加到一定程度

3.特点：波高仅数厘米，波形不对称。

4.发展：当流量或水面坡度进一步增加，沙波可发展为沙垄。波高以米计，波长以百米计。流

量或水面坡度再增，推移质转化为悬移质，沙垄消失。

4.类型：

（1）顺行沙波

（2）逆行沙波：当费落德数（P58）超过0.8H（水很浅）时形成，波形对称，波幅较大。

（三）浅滩与深槽

1.概念：

浅滩：泥沙或砾石堆积体，枯水期可出露水面，而平水期没入水中；如边滩、心滩、江心洲

（平水期出露）。

深槽：河床中水深较大的河槽部分；在曲流河床中分布于凹岸。

2.形成：淤积与冲刷。

3.浅滩分类：边滩、心滩、沙埃。

心滩是复式环流作用下在江心堆积而成的。

心滩淤积高度超过中水位，便成为江心洲。

心滩和边滩在一定条件下可以相互转化。

4.浅滩、深槽的变化

（1）浅滩：洪淤、枯冲

(2)深槽：洪冲、枯淤

(四)石质浅滩与深槽、岩槛与壶穴为山区河床所特有。

石质浅滩与深槽与平原地区的浅滩与深槽在形态上相似，只是组成物质是有基岩或粗大乱石。

两者相间分布。

岩槛是横亘于河底的坚硬基岩处。其下常为瀑布或跌水。壶穴(深潭)是基岩河床中被水流冲

磨的深穴。

(五)冲积河床的平面形态

L顺直型(顺直微弯型)

2.弯曲型

(1)成因：弯道横向环流作用

(2)类型:

自由曲流、深切曲流。

河漫滩或冲积平原上，河流凹岸的侵蚀与凸岸的堆积持续进行，可形成自由摆动的河曲，

离堆山

深切曲流位于山区，通常原来旧有弯曲河道，由于后期地壳上升导致河流下切而成。若下切

的同时有较强烈的侧蚀，可是河道曲率加大，发生裁弯取直，被废弃曲流环绕的孤山即离堆

山

牛扼湖

随着曲流弯曲系数的增大，弯曲河段上、下游愈来愈接近，形成狭窄的曲流颈。洪水时曲流

颈被冲开，河道裁弯取直，废弃的河道积水成为牛扼湖

3.分汉型河床(江心洲型)

(1)特点：河身呈宽窄相间莲藕状，窄段为单一河槽，宽段河槽中则有一个或几个江心洲，

水流分成多股。

(2)成因

(3)发展

4.散乱型河床(游荡型)

(1)特点：河床顺直而宽浅，水流散乱，洲滩星罗棋布，河叉密布，河床游荡不定。遇到洪

水，洲滩发生变形，河床经常改道，平面摆动幅度大。

(2)成因

河床多由砂和粉沙组成，抗冲蚀度弱，河流含沙量大，沉积迅速，使河床不断淤高成为地上河。

三、河漫滩

(-)河漫滩

1.有关概念

(1)河床：河床是平水期河水所站的谷底部分。

(2)河漫滩：则是汛期洪水淹没而平水期露出水面的河床两侧的谷底部分。

2特征

河漫滩具二元结构，下部为较粗的河床沉积物，上部为较细的河漫滩沉积；河漫滩占据了谷

底的大部分，滩面向内侧缓缓倾斜。

3.形成和发育

①滨河床浅滩阶段：

最原始的河漫滩是出现在年青时

期的V形谷内，由于河流的侧向侵蚀，

使谷坡逐渐后退，谷底开始展宽，在

河弯的凸岸处形成狭窄的和由粗大砾

石所组成的滨河床浅滩。

②雏形河漫滩阶段

随着侧向侵蚀作用的不断进行，凹岸继续后退，凸岸处雏形浅滩不断扩大加高，以致在河流平

水期也大片露出，发展成为雏形河漫滩。

这时，因河谷仍比较窄，洪水时水深和流速仍然较大，在谷底的堆积物仍以粗粒的推移质如砾

石和砂等为主，而悬移质如泥和粉沙则被水流带往下游。

③河漫滩阶段

雏形河漫滩形成以后，谷底进一步扩宽，滩面再度淤高，洪水时由于滩面水深变浅而流速减小,

洪水中的大量悬移质就可以在那里沉积下来，构成由粉砂及粘土组成的沉积层。这样雏形河漫

滩就发展成为真正的河漫滩。

河漫滩的形成过程

■仄河流迁移方向；一前期河谷位置；

4,.河床相冲根物；心.河漫海相冲积物

a.小边冲；b.大边滩；c.河漫津

图5-16河漫滩的形成(据E.B.桑采尔)

(-)河漫滩上的微地貌

1.滨河床沙坝：在弯曲型的河床中，凹岸被蚀，凸岸堆积主要发生洪水期，所以河床的侧向移

动往往是跃进式进行的.一次洪水作用使凹岸发生强烈侵蚀，相应地凸岸发生强烈堆积，形成

一条顺岸弯曲的沙坝,称为滨河床沙坝。

2.迂回扇

在多次洪水作用下，随着河曲的发展，凸岸形成一系列弧形垄岗状沙坝与洼地相间的扇形地,

称为迂回扇。迂回扇上垄岗的辐聚方向指向河流下游，向上游辐散。

四、河流阶地

(-)概念：由于河流下切，河床不断加深，原先的河漫滩地面超出一般洪水期水面，呈阶梯

状分布于河谷两侧的，称为河流阶地。

(-)阶地的形态特征(P68)

1.阶梯状，分为阶地面和阶地坡。

2.级数由下向上数，阶地越老级数越大。

3.阶地往往是不连续的不完整的。

4.河流两侧的阶地不一定对称。

(三)阶地的成因

1.构造运动

2.气候变化

气候变化能影响到河流中的水量和含沙量等，从而引起河流作用性质的变化，在河谷中形成

阶地。

(1)干湿变化：气候变干时，河床堆积填高；气候变湿时，下切作用加强，下切干燥时期堆积的

冲积层形成阶地。

(2)冰期，间冰期变化所形成的阶地：冰期时，上游加积，下游下切加强形成阶地；间冰期时,

上游下切加强形成阶地，下游堆积或形成埋藏阶地。

3.侵蚀基准面下降:海面下降或局部基面下降

(四)阶地的类型

L侵蚀阶地：由基岩构成，有时阶地面

上残留极薄层河流冲积物。它多发育在河谷上游及山区河谷中。这种阶地的阶地面是河流侵蚀

削平不同的岩层而成。

2.堆积阶地：阶地全由河流冲积物所组

成，一般在河流的中下游最为常见。可分为上叠阶地、内叠阶地。

3.基座阶地：阶地由两种物质组成，上部是河流冲积物，下部是基岩。它是由于河流下切的

深度超过了原冲积层的厚度，切到基岩内部而形成的。它分布于新构造运动上升显著的山区。

4.埋藏阶地：指早期形成的阶地被后期冲积物覆盖而埋入地下的类型，这种阶地不显露于地

面，多出现在下游段。

(五)非河流作用形成的阶地(假阶地)

1.构造阶地

2.冲积锥、洪积扇阶地

3.滑坡阶地

五、河谷的不对称

1.地形总倾斜方向的影响：河流横穿或斜穿坡面

2.构造和岩性影响：单斜构造

3.构造运动影响：河流两侧不等量升降

4.地球自转偏向力的作用

5.小气候的影响

第五节河口地貌

一、河口及其分段

1.河口区：河流入海(或湖)的地区是河流与海洋或湖相互作用之处，称为河口区。

2.入海河口的分段

(1)近口段：潮区界至潮流界

(2)河口段：潮流界至口门

(3)口外海滨段：口门至三角前缘坡

此分段界线随河流洪枯水位和潮流力量的消长，位置会发生变动。

二、河口区的水动力特征和泥沙运动

1.河口区是由河川水流与潮流相结合的双向水流作用作为动力条件。

2.咸淡水相互混合：絮凝作用。

进入河口区的泥沙，粒径小。在淡水中发生电离现象，从而使颗粒带上负电荷，彼此之间

因斥力而保持分散状态，呈胶体状。在河口区内，与海水混合后，带有负电荷的泥沙胶体与

海水中的离子发生离子交换，使部分泥沙颗粒之间发生吸引，颗粒变大，泥沙沉降。

3.河口区的波浪作用

三、三角洲

三角洲：河口处泥沙堆积呈扇形向海伸展，所形成的冲积平原叫做三角洲。它最早用于尼罗

河口平原，因其平面形态很像希腊字母△,故称之。现代三角洲的概念，包括了各

种形状的河口堆积体，已成陆的三角洲平原和水下三角洲。

(一)三角洲形成的基本条件

1.丰富的泥沙来源：

年输沙量/年径流量>0.24,即S/W>0.24

2.海洋的侵蚀搬运能力较小

3.口外海滨区地势平坦,水深较浅

（二）三角洲的发育过程

1.水下三角洲阶段：

（发育河口沙坝与沙嘴）

由一系列水下浅滩和边滩、河口沙坝构成。河流自出口门之后，在宽浅的口外海滨，能量消

耗，泥沙发生堆积，形成水下浅滩、河口沙坝，以及水下汉道。同时，口门两侧亦发育了水

下边滩。这时，口外海滨仍为一连续水体。

2.沙岛与汉道形成阶段

（河口沙岛形成）

河口沙坝和边滩，不断接受陆源及海源物质的沉积而增高，逐渐露出水面，变成沙岛和沙

咀。原来的连续的水面也被沙岛分割成几股汉道，汉道的两岸有时形成天然堤，堤间是低平

的小海湾、泻湖或沼泽洼地。洪水泛滥时，这些低洼地带淤积泥沙和死亡了的植物而发育了

泥炭层。这样，洼地便逐渐消失成了沙岛的组成部分。

3.三角洲形成阶段

（河汉废弃，沙岛合并、并岸）

被沙岛分割的各股汉道，由于水量分配、输沙特征以及侵蚀和堆积的不均匀性，必然使得

某些汉道发展成为主河道，而另一些支汉道由于水流不畅，引起淤塞和消亡，并导致了沙岛的

联合或并岸。这样，沙岛、沙咀通过塞支、并连，最后成为三角洲平原。

这种三角洲发育模式，往往由于河口水流、波浪和潮汐作用的差异而造成多种类型。

（三）三角洲沉积结构：三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲三带。

（1）三角洲平原相：它是三角洲成陆部分，以河流作用为主，但受海洋动力作用影响。沉积

物具有陆相环境的基本特征，但环境复杂多变，沉积物类型多，岩相变化

大。沉积物以粉沙为主，有明显的水平层理和交错层理，间夹粘土及泥炭,

含有陆相贝壳。

（2）三角洲前缘相：为水下三角洲斜坡堆积，它随着三角洲向海延伸为河、海交互沉积。沉

积物质以粘土质粉砂为主，时有粘土与粉砂夹层，沙的含量渐少，有较薄

斜层理和波状层理，该层上界是三角洲平原的水边线，下界在理论上为波

浪基面，实际上是以沙为主和以泥为主的沉积物分界线。

（3）前三角洲相：位于波浪基面以下，主要为海相沉积。河流带来的最细小的悬移质和胶体

物质在三角洲的最前端的浅海海底沉积，以淤泥与粘土为主组成。具水平层

理，往往是石油的生油层。

实际上，三角洲向沉积结构，远较上述情况复杂，因为在三角洲发育过程中，随着三角洲

不断向海伸展，沉积层也随之有叠置现象。老的三角洲为多个三角洲叠加而成。

（四）三角洲的类型

按河口水流、波浪和潮汐作用在河口区的相对强度，将三角洲分为河流型三角洲、波浪型

三角洲和潮汐型三角洲三种类型。它们之间还存在着一系列过渡型三角洲。所以，世界各地

的三角洲，都可根据河流、波浪和潮流的三者关系，在三角洲图形中找出其相应的位置。

1.河流型三角洲

（1）扇形三角洲：产生在河流作用占优势的河口区，此处河流泥沙丰富，口外海滨区水浅。

河口分汉出放射状水系，岸线再经波浪修饰，使其形态似扇形。

（2）鸟爪形三角洲：在弱潮河口，波浪和潮汐作用很弱，河流作用占绝对优势，大量来沙在

几股从不同方向入海的分汉河口迅速堆积，形成远远向海伸出的长条形的

沙坝、沙咀。它们之间多为海湾、潟湖和沼泽地，整个岸线非常曲折，外

形犹如鸟爪，如密西西比河三角洲。

2.波浪型三角洲

河流作用和潮汐作用较弱，但波浪作用较强的河口，河流输入三角洲前缘沉积的泥沙很快

被波浪作用再改造，岸线比较平直，因此只有在主流河口附近才有较多的堆积，形成明显向

海突出的尖头形。因河口突出沙咀形似鸟嘴，故又称鸟嘴形三角洲。如意大利的台伯河、西

班牙的埃布罗河三角洲。(尖头形三角洲)。

3.潮汐型三角洲

在潮汐作用较强，波浪和河流作用较弱的河口区形成。这种三角洲的各汉流口门处，均因

潮汐作用强而成港湾式，有顺流展布的砂坝，砂坝之间为冲蚀的潮汐水道，水道内有许多浅

滩，如巴布亚湾三角洲。

四、河口湾

1.成因：河口湾是指海水淹没的河口，它的形成主要是冰后期海面上升的结果，但也有因河

口区构造下沉所成。

2.特点：河口湾的地貌形态呈喇叭状或漏斗状，水深自外向内变小。湾内盐淡水混合，往往

出现双向环流，所产生的沉积物一部分来自河流，另一部分来自潮流。沉积物的分布

特征与河口湾的形态、水文和水深条件等有关。

3发展：河口湾的发展有两个方向，一是河流输沙量较大时，河口湾将被泥沙充填而变成三角

洲，如长江、多瑙河和密西西比河三角洲等都是由古代河口湾演变而成；二是河流输

沙量少或构造下沉时，河口湾都将得到保持。

第六节流域地貌

-：水系和水系类型

1.水系是指一条干流及其所属各级支流共同组成的河流系统.

2.类型

①树技状水系

②平行状水系

③格状水系

④羽状水系

⑤放射状水系、向心状水系

⑥环状水系

⑦梳状水系

二、分水岭的迁移和河流袭夺

1.分水岭的迁移：分水岭位置向另一侧发生缓慢的移动的现象。

2.原因：因分水岭两侧坡地上岩性强弱不同，坡度大小不一，降水量和植被覆盖度不等，以

及距基准面距离远近不同，导致两侧坡地剥蚀速度和河流侵蚀速度的明显差异。

3.结果：分水岭的迁移，导致侵蚀力强的河流，溯源侵蚀切穿分水岭，把分水岭另一侧侵蚀

能力弱的河流上游掠夺过来，使原来流入其他流域的大量水流改流入切穿分水岭的河

流，称为河流袭夺(Rivercapture),也叫“掠水”。掠水的河流叫作袭夺河，被掠

去水流的河流称被夺河。

三、流水侵蚀地貌的演化

1.戴维斯的侵蚀循环学说