地貌学教案

第一篇：地貌学教案

《地貌学》教案 23,25

第一章

1.地貌学是研究地球表面形态特征成因分布及其发育规律的学科.2.地貌学发展影响因素:地貌形成的营力(内:构造岩浆变质地震,外:流水海浪冰川风力重力人类)岩性和地质构造,内外力作用时间，人类活动

3.戴维斯“地理循环”学说:地貌发育三要素(构造时间营力)彭克<地形分析>地貌是内外力共同作用下结果 魏格那的扳块构造学说

4.地貌学实践意义:农业生产,工程建设

第二章

1.按构造地貌的规模可分为三级:全球构造地貌(大陆和洋底)大地构造地貌(大陆上的褶皱山脉,大型拱起高原,洋底的洋中脊,海岭和深海平原等)地质构造地貌(断裂褶皱和火山等作用形成的地貌)

2.构造活动带:①环太平洋大陆边缘带②地中海——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。

3.洋底构造地貌:大洋中脊(洋脊);大洋盆地:海岭,深海平原,海沟 4.大陆边缘构造地貌

大陆边缘可分为稳定型和活动型二大类:稳定大陆边缘(以大西洋两侧的美洲与欧洲,非洲大陆边缘较为典型.大陆边缘基本上无火山活动,少有地震活动,反映了新生代构造运动相当平静的特点.这种稳定大陆边缘过去是大陆裂谷两侧的陆壳.作为板块边界具有强烈构造活动特征.后期随洋底扩张逐渐远离,中部形成大洋盆地,两例接受来自陆地的大量沉积,成为稳定的大陆边缘)活动大陆边缘(在太平洋周围最为典型.整个大陆边缘由海沟与岛弧或边缘山地组成，是构造运动最强烈的板块边界,活火山以及大部分深源地震在这个地带,频繁的中浅源地震.靠大洋一侧震源深度较浅,靠大陆一侧较深.根据活动大陆边缘的地形特征，可分安第斯型大陆边缘:由海沟与边缘山脉组成，大陆架非常狭窄.东亚型大陆边缘:自海向陆依次出现海沟岛弧弧后盆地)

5.陆地构造地貌类型 山地: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.平原:平原是一种广阔的平缓的地貌类型,海拔高度一般20Om以下.多是在内力产生的沉降和外力发生加积条件下形成的.高原: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.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.6.地质构造地貌

水平岩层构造地貌:桌状台地,平顶山,方山,层级状山地,丹霞地貌 单斜地貌:猪背山 褶曲地貌 穹窿构造地貌

断裂地貌(断层地貌）1．断层崖2．断层线崖3．断层谷4．断块山与断陷盆地：是在地垒和地堑的构造基础上形成的。

火山与熔岩地貌1．火山地貌：火山口、火口湖、火山锥。2．熔岩地貌：熔岩丘、熔岩垄岗、熔岩台地和熔岩高原、熔岩隧道、熔岩堰塞湖等。

7.地壳均衡理论:岩石圈浮在密度较大的软流圈之上,且地表高程为地壳密度和厚度变化的函数理论,地壳均衡解释了大陆和洋盆之间高度差异以及更小规模地貌现象和高度差异

第三章 风化作用与坡地重力地貌

1.风化作用:物理风化作用(球状风化);化学风化作用(P30)2.风化壳的发育阶段:物理风化为主的阶段：岩（碎）屑型风化壳;化学风化为主的阶段①化学风化的早期阶段(富钙阶段)②化学风化的中期阶段(富硅铝阶段)③化学风化的晚期阶段(富铝铁阶段)3.重力和运动状况:蠕动,崩塌,滑坡

崩塌:陡峻斜坡上的岩土体、石块和碎屑层等，主要在重力作用下，突然快速地向坡下崩落，在坡麓形成倒石堆，这一过程称为崩塌。发生突然；速度块；破坏性大；形成倒石堆。

滑坡: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。

滑坡的类型(物质组成①土质滑坡②岩质滑坡;滑动面与岩体结构面之间关系①同类土滑坡②顺层滑坡③切层滑坡;滑体厚度①浅层滑坡②中层滑坡③深层滑坡;滑动年代①古滑坡②老滑坡③新滑坡④发展中滑坡;运动形式①牵引式滑坡②推动式滑坡)蠕动:土层岩层和它们风化碎屑物在重力作用下顺坡向下发生缓慢移动现象.分类:疏松散碎蠕动.引起原因:强干湿温差变化,一定黏土量,一定坡度;基岩岩层蠕动.引起原因:湿热由于干湿和温差变化,寒冷由于溶洞作用

4.辨别古滑坡形态标志①滑坡壁遗迹②反坡台阶,池沼或湿地③坡脚出现渗泉,弧石或弧形突出的堆积体④斜坡上单沟转向与双沟同源⑤岩层倾向异常及埋藏高度的变化⑥滑坡泥、擦痕、滑动面和被填塞的裂缝

第四章 流水地貌

1.沟谷的发育分为以下三个阶段:切沟,冲沟,坳沟

2.沟谷水流形成的地貌组合:自上游到下游可分为以下三部分:集水盆,沟谷主干,洪积扇:暂时性沟谷水流挟带的大量泥沙、碎屑物质在出山口处堆积的扇形堆积体称为洪积扇.3．洪积扇物质组成与内部结构特征：自扇顶至扇缘可分为三个相带：扇顶相:位于洪积扇顶部,通常表现为舌状叠覆的砾石堆积体,砾石粒径大堆积层厚度大,分选差,透水性强,其间发育有砂,亚粘土等物质充填废弃河道而形成的充填构造.扇中相:位于洪积扇的中部，组成物质比扇顶细，主要由砾石、砂和 粉砂组成，扁平的砾石呈叠瓦状向上游倾斜，常见交错层理。扇缘相：位于洪积扇边缘部分。组成物质较细，由亚砂土、亚粘土组成，具有水平层理和波状层理。地下水往往在该地带溢出地面，局部地段产生地表滞水和沼泽化等现象。

4.泥石流形成的基本条件:要有大量松散的固体物质;要有充足的水源;有利的地形条件

5.泥石流的类型(泥石流物质结构流态特点:粘性泥石流-泥石流做等速运动;阵流现象;形成沟谷阻塞现象;有高而陡的龙头.稀性泥石流-泥石流做不等速运动;不易形成沟谷阻塞和阵流现象;无明显龙头.泥石流物质组成:泥流,泥石流,水石流.泥石流激发因素:冰川泥石流,暴雨泥石流,地震泥石流)6.河道水流运动特征 层流与紊流 环流 旋涡流 7.河流作用

(一）河流的侵蚀作用(下蚀作用:流水加深河床与河谷,使河床高度不断降低的作用称为下蚀作用或称下切侵蚀,垂直侵蚀.溯源侵蚀作用:河流在下切过程中所形成的坡折,河流的源头,受到流水的侵蚀不断向上游或河间地地带推进.侧蚀作用:流水拓宽河床和河谷的作用称侧蚀作用)(二)河流的搬运作用:方式主要有推移,跃移,悬移(搬运量大)溶解质搬运.8.河流的侵蚀基准面:控制河流下切侵蚀的水平面.侵蚀基准面可分①终极侵蚀基准面:把海平面作为外流河的-②局部侵蚀基准面:指局部河段下切侵蚀的界限.9.河床的均衡剖面

当河床的侵蚀和堆积达到平衡状态时，这时的河床纵剖面呈现为 一条圆滑均匀的凹形剖面，这条凹形剖面称为河床的均衡剖面。河床的均衡剖面是一条理想化的河床纵剖面

（三）冲积河床的平面形态 1．顺直微弯型 2．弯曲型 3．分汊型

4．游荡型（散乱型）

三、河漫滩:当河流洪水泛滥时,除河床以外谷底部分被淹没,被淹的河底滩称为河漫滩.（二）河漫滩的类型 1．河曲型河漫滩 2．汊道型河漫滩 3．堰堤式河漫滩 4．平行鬃岗式河漫滩

四、阶地

（二）河流阶地的成因

阶地在发育过程中必须经过二个阶段：①河流以侧蚀作用或堆积作用为主，形成宽广的谷底。②河流下蚀作用加强，河床位置降低，两侧谷底位置相对抬高而成为阶地。引起河流下蚀作用加强的原因主要有： 1．构造运动 2．气候变化

（1）干湿变化（2）冰期、间冰期变化所形成的阶地 3．侵蚀基准面下降:海面下降或局部基面下降

（三）河流阶地类型P70 1．侵蚀阶地 2·堆积阶地 3.非旋回性阶地

五、河谷的不对称

1．地形总倾斜方向的影响 2．构造和岩性影响 3．构造运动影响 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、入海河口的分段P73依据以及特点 1．近口段 2．河口段 3．口外海滨段

（二）三角洲的发育过程(条件)1．水下三角洲阶段： 2．沙岛与汊道形成阶段： 3．三角洲形成阶段：

（三）三角洲的沉积结构

从沉积相的角度，按照河口区水动力、沉积物和生物组合等，一个完整的三角洲沉积体系可分以下三部分。1．三角洲平原相 2．三角洲前缘相 3．前三角洲相

（四）三角洲的分类P78 按三角洲的形态特征。可分为：①鸟足状三角洲。如密西西比和三角洲。②扇形三角洲。③尖头状三角洲。如意大利的台伯河三角洲和西班牙的埃布罗河三角洲。④岛屿状三角洲。如恒河三角洲。按河流作用与海洋作用的对比关系，可分为：①高度建设性三角洲；②高度破坏性三角洲。

按河口水流、波浪和潮汐作用的相对强度，可分为：①河流型，②波浪型，③潮汐型

第六节 流域地貌

分水岭迁移的结果，有时使得溯源侵蚀能力强的河流夺取了另一侧河流的上游段，这种水系的演变现象称为河流袭夺。

袭夺他河的河流叫袭夺河。被袭夺的河流称为被夺河。1．戴维斯的侵蚀循环学说P84

第五章 喀斯特地貌

在可溶性岩石分布地区由喀斯特作用所形成的地貌称为喀斯特地貌。

在世界分布:广,面积大,占地球面积1/10 研究意义:水文与水资源;矿产资源;旅游考古资源;水库漏水;地基塌陷;农业

一、喀斯特作用的化学机制 CaCO3＋CO2＋H2O→Ca2++2HCO3-

三、喀斯特水的动态

1．垂直渗透带（充气带）垂直溶洞 2．季节变动带（过渡带）垂直与水平地下溶洞 3．水平流动带（饱水带）水平溶洞 4．深部滞流带（承压带）蜂窝状小溶洞

喀斯特地貌影响因素:气候(温度);构造发育程度;可溶性岩石;水流动

第二节 喀斯特地貌

一、地表喀斯特地貌 1． 2． 3． 4． 5． 石芽与溶沟： 溶斗与落水洞：

溶蚀洼地与溶蚀谷地： 干谷、盲谷和地下河： 峰丛、峰林和孤峰：

二、地下喀斯特地貌 溶洞的溶蚀地貌

溶洞的堆积地貌:化学,机械,生物

洞穴化学堆积：石钟乳、石笋、石柱、石幕、石灰华等。

第三节 喀斯特地貌的发育

一、喀斯特地貌的发育阶段(简答)1．早期

当石灰岩上的非溶性盖层被剥除后,石灰岩体露出地面,喀斯特地貌开始发育.地面上出现石芽溶沟,并有少量的溶斗落水洞出现,以地表水系占优势.2．中期 形成复杂的地下水系和地下洞穴系统.地表广泛发育溶蚀洼地干谷盲谷溶斗等.出现许多溶蚀洼地,溶蚀谷地,峰丛和峰林等地貌.3．晚期

广泛发育地表水系.整个地面发育成宽广的溶蚀平原,平原上堆积着石灰岩残积红土及孤峰与残丘.二、喀斯特地貌的地带性(简答)1．热带及亚热带季风型

高温多雨,雨热同期,喀斯特作用强度大,速度快,喀斯特地貌发育广泛而典型.2．地中海型

此带夏季干热,冬季湿冷,水热条件不及热带,故喀斯特地貌发育不如热带典型,但比温带强,几乎所有的喀斯特地貌都可以在这里发育.3．温带型

水热条件不及上述二类型,有明显的干季,喀斯特作用不强,地貌不明显.以溶隙溶孔和小型溶洞为主.喀斯特泉较发育.4．寒带及高山型

气温低,地表终年冻结或季节性冻结,喀斯特作用受到限制,只有少数的圆洼地和小型溶斗,在永冻层以下有时也有地下水流和小溶洞生成.5．干燥型

气候干旱,喀斯特作用无法进行.为古遗迹.第六章 风成地貌及黄土地貌

第一节 风 沙 流

干旱、半干旱地区，风在与沙质地表相互作用的过程中所形成的含沙的气流称为风沙流。第二节 风蚀地貌

一、风蚀作用:风经过地表时由于风压力作用,将地表松散沉积物者基岩上风化物吹走,使地面破坏的作用.二、风蚀地貌形态 1．石窝：

2．风蚀蘑菇和风蚀柱： 3．风蚀谷和风蚀残丘：

4．风蚀雅丹:不是发育在基岩上发育在古代河湖相土状堆积物中 5．风蚀洼地

第三节 风积地貌

世界沙漠分布:是陆地面积1/10在西南亚北美 主要沙漠类型:P112

第五节 黄土地貌

黄土是第四纪时期形成的一种特殊的土状堆积物。2．黄土的特性

颜色为灰黄色或棕黄色；质地均一，以粉沙为主，细沙和粘粒较少；矿物成分以石英、长石和碳酸盐类为主，富含碳酸钙；无沉积层理，垂直节理发育，孔隙度大，具有湿陷性和潜蚀作用；含埋藏古土壤层；抗蚀力较小。

以上为原生黄土的特性，次生黄土往往具有沉积层理，粒度变化较大，孔隙度低，无明显的湿陷性。

三、黄土地貌的类型

沟谷和沟间地是黄土地貌的主要类型，其形成，一方面系现代的流水侵蚀作用和重力作用的影响，另一方面受黄土覆盖前的古地貌影响。

（一）黄土沟谷地貌:切沟冲沟河沟

（二）黄土沟间地地貌 1．黄土塬 2．黄土梁 3．黄土峁

黄土梁和黄土峁经常密集的分布在一起，统称为黄土丘陵。4．黄土涧

（三）黄土潜蚀地貌

黄土潜蚀作用所形成的地貌主要有黄土碟、黄土陷穴、黄土桥、黄土柱等。

第七章 冰川地貌(冰蚀,冰,冰水堆积)

第一节 冰川的形成与演化

（一）雪线:影响雪线高度的因素主要有:气温,降水量,地形

（二）成冰作用

在雪线以上的常年积雪经一系列的“变质作用”才能形成冰川冰。这一过程称为成冰作用。

二、冰川的运动

冰川的运动主要是通过冰川内部的塑位变形和基底滑动来实现的。对于中低纬的小冰川而言，以基底滑动为主；而高纬大陆冰川则以塑性变形为主。

三、冰川类型及其演化

（一）山岳冰川:冰斗冰川,悬冰川,山谷冰川,山麓冰川,平顶冰川

（二）大陆冰川:冰盾和冰盖

第二节 冰蚀作用与冰蚀地貌

一、冰蚀作用

1．冰川的挖蚀作用 2．冰川的磨蚀作用

二、冰蚀地貌 1．冰斗、刃脊和角峰 2．槽谷和峡湾

3．羊背石:由冰蚀作用形成的石质,长轴方向与冰川运动方向平行,指示冰川运动方向.第三节 冰川搬运、堆积作用与冰川堆积地貌

三、冰碛地貌 1．冰碛丘陵 2.侧碛堤

3.终碛垄（终碛堤、前碛堤）4.鼓丘:由冰碛物组成

四、冰水堆积地貌 1.蛇形丘

2.冰砾阜、冰砾阜阶地和锅穴 3.冰水扇、冰水平原和冰湖三角洲

第四节 第四纪冰期

一、冰期与间冰期

四次全球性的冰川作用:奥陶纪冰期,前寒武纪冰期,石炭二叠纪冰期,第四纪冰期 李四光把我国境内第四纪冰川作用划分为鄱阳,大姑,庐山和大理冰期.与阿尔卑斯山区的贡兹(群智)民德,里斯和玉木冰期相当.二、冰期的划分

1．冰碛物的岩性组合和风化程度 2．间冰期沉积 3．冰川堆积地貌 4．冰蚀地貌

通过上述方法划分冰期时，要注意各种方法所得结果的互相验证，重视冰川地貌类型组合或冰川沉积系列的分析。

第八章 海岸地貌 第一节 海岸的动力作用

一、波浪作用

（一）深水波浪的特性

是指水深大于1/2波长的水深处的波浪。可视其运动不受海底摩擦的影响。

1．深水区的波浪运动是通过水质点在一定空间范围内作圆周运动来实现的。

随时间的变化，水质点在轨道上的位相也发生变化，从而产生波浪的向前传播。波浪的传播只是波形与能量的传播，水质点仍在原地做圆周运动。

2．波浪在向前传播的同时，能量也向下部水层传播。

自海面向下随深度按等差级数增加，水质点运动轨道的直径（波高）则以等比级数减小。当海底深度大于波长时，波浪对海底作用已很微弱（1/2波长处仅有表层的1/24）。

由风直接作用下形成的波浪称为风浪，其运动轨迹为不封闭的圆形或椭圆形（受温度、密度、风力的变化等影响）。风浪在风停息 后或离开风区向外传播就转变为涌浪，其运动轨道为封闭的圆形。

（二）浅水波浪的传播与变形

当波浪传播到海底深度小于1/2波长水深处，受海底摩擦的影响，波浪发生变形，转变为浅水波浪。1.运动轨道的变形

水质点的运动轨道由深水区的圆形轨道变为呈不对称的上凸下扁的椭圆形轨道。

自水面向下轨道半径不断减小，轨道变得愈来愈扁平，到海底，水质点仅作平行于底面的直线形振荡运动。2.波浪破碎

轨道的不对称，也使得波形呈现出不对称性。在向岸传播过程中，波形不对称愈益显著，前坡愈变愈陡，后坡愈显平缓；轨道上半部波动流速大，下半部波动流速小，使得向岸的波动流速大于向海的，愈近海岸，波动流速的不对称愈显著。当波谷的速度赶不上波峰的速度时，即发生波浪的翻转破碎，波峰与波谷的分离，即波浪破碎。3.波浪折射

当波浪传播进入浅水区，如波向线与等深线或岸线不垂直而成一偏角，则波向线将逐渐偏转，趋向于与等深线和岸线垂直，这种现象称波浪折射。

二、潮汐与潮流作用

l.潮汐的周期性涨落影响海岸带的侵蚀和堆积作用： 戴维斯据海岸带潮差大小，把海岸分为： 弱潮海岸：潮差＜2m，多发育河流三角洲、堡岛等

中潮海岸：潮差2-4m，多发育潮汐三角洲、潮汐通道、潮滩、盐沼等

强潮海岸：潮差＞4m，多发育有潮滩、盐沼等为主的地貌组合。2.潮汐的周期性涨落，引起海面的定期升降，使波浪作用范围扩大： 按潮汐引起的水位变化，可把海岸带划分为潮上带、潮间带和潮下带。

三、近岸流 1.沿岸流

分布在破浪带与岸线之间，流动方向与局部海岸线平行的一股海流。其成因有两种：

①当波峰线与岸线斜交时，由于波浪折射作用，在波浪带与岸线之间产生一股与岸线平行的沿岸流。

②河流入海，咸淡水混合，在盛行风的作用下形成沿岸流。如长江和钱塘江入海后形成的浙闽沿岸流和黄海沿岸流等。2.近岸循环流

近岸循环流由自外海缓慢输送到碎浪带的整体水流、沿岸流和离岸向外的裂流三部分组成。

波峰线与岸线平行或斜交（沿岸流的雍水作用）均可形成。

二、海蚀地貌 1.海蚀穴、海蚀洞 2.海蚀崖 3.海蚀平台 4.海蚀拱桥 5.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 2.地质构造对海岸发育的影响 第四节 海岸带的泥沙运动及其地貌

（一）中立点（线、带）的概念：

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。

（二）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。影响均衡剖面塑造的因素：

①岸坡坡度：岸坡坡度较大时，形成海蚀型海岸；岸坡坡度较小时，形成海积型海岸；岸坡坡度中等时，形成海蚀-海积型海岸。②波浪作用力：波浪作用力变小，中立线上移，岸坡坡度变陡；波浪作用力变大，中立线下移，岸坡坡度变缓。

③泥沙粒径：粗颗粒物质组成的岸坡较陡，细颗粒物质组成的岸坡较缓。

（二）沉积物流形成的地貌P164

第二篇：地貌学电子教案[定稿]

第一章 绪论

第一节 地貌学的研究内容

一、地貌及地貌学

1、概述

固体地球表面是起伏不平的，因此他可被分成多个规模不等，起伏各异，高低有别的形态单元。就地球上最大规模的形态单元而言，是大陆与海洋的分异。在大陆上叠加着山地，平原，丘陵，高原等次一级的形态单元；而在海洋中又有大洋盆地，大洋中脊，海沟和岛弧等，在大陆的山地中，地表起伏又可被分为冲沟，河谷等小级别的形态单元。地球表面上这些各种各样的形态单元就构成了千差万别的地貌。

地貌学是研究地球表面起伏形态及其发生，发展，分布，动态规律的科学。

2、地貌与地形的差异

不同地貌有着不同的成因，如大陆和海洋，它们与整个地球内部物质构成和运动有关，确切的讲，与地壳组成和岩石圈运动相关联；而冲沟和河谷的形成和发展又与气候控制的流水相联系。因此要研究地貌的成因，演化与分布，仅分析地球表面的起伏，高低是不够的，还应注意固体地球较深部位的构成和运动规律，固体地球表面以上的大气圈的运动和气候带展布规律。所以说，地貌不仅是地球表面起伏的形态，而且还包括构成这些起伏的地壳和岩石圈物质以及作用于其上的大气和生物过程。仅研究地球表面起伏的是地形学，这就是地貌与地形的差异所在。较科学地说，地貌学是研究地貌及其成因，发展和结构的科学。

二、地貌学的研究内容

1、地貌的形态特征及物质组成

2、地貌的形成

不同地貌有着不同的成因，但概括地讲，地貌是由两种原因造成的。一是地球的内力作用，二是外力作用。所谓内力作用是指由地球内部的热能，化学能，重力能及地球旋转能引起的作用，它主要包括地壳运动，岩浆作用，变质作用，火山和地震等。外力作用是指地壳表面以太阳能，重力能，日月引力能为能源，通过大气，水，生物等形成一系列地表作用过程。外力作用按外力性质主要分为如下几类：流水作用，地下水作用，波浪作用，冰川作用，风沙作用。这些外力 作用在地貌形成上主要表现为风化，侵蚀，搬运和堆积作用。外力作用造成风化，侵蚀，搬运和堆积四个方面相互联系，不可分割。

地貌是内外营力共同作用的结果，内力作用造就地表的起伏，外力作用使地表原有的起伏不断降低变缓，因此地貌形成过程中的内外营力是一对矛盾。地貌的形成不仅取决于内外营力作用类型的差异，而且还取决于内外营力过程的对比。

3、地貌的发展

地球表面所有的地貌都不是一成不变的，它们总是处于发展变化之中。因此地貌学不仅研究的地貌特征，还研究过去的地貌和推测未来的地貌发展趋势。

古地貌：形成于地质历史时期，并与现代的构造和气候条件不相符合的地貌。历史地貌：形成于历史时期的地貌

地貌演化的基本特征：继承性，趋向性，不可逆性，变异性，阶段性

各种类型和成因的地貌在地球上的分布不是杂乱无章的，它们具有其内在的规律性，就内力为主形成的地貌来说，地貌的分布与一定的大地构造格局，构造活动相联系。以青藏高原大地构造格局来说，自南而北以次分布有喜马拉雅山脉－印度河雅鲁藏布河谷地－冈底斯山脉－藏北高原－唐古拉山脉－羌塘高原－昆仑山脉－柴达木盆地－祁连山脉。它们的形成与青藏高原自南向北的大地构造格局有关，各山脉都位于不同时期板块碰撞带上，构造相对活动，而主要的高原为具有较老结晶基地的地块，构造相对稳定并具有整体性。

各种外力作用深受气候和自然条件的影响，气候和自然环境的水平地带性和垂直地带性决定了以外力为主形成的地貌也具有水平和垂直地带性分布规律。例如，在热带湿润地区，外力作用主要为流水作用和喀斯特作用，地貌主要为流水地貌，喀斯特地貌和坡地地貌。而在雪线以上的高山和高纬度地区，气候寒冷，终年积雪，形成的地貌主要是冰川地貌。在寒带和雪线与林线之间的亚高山地区，虽不能终年形成冰川，但气温的年较差和日较差较大，地表经常处于冻融状态，形成的地貌主要是冰缘地貌和各种冻土现象。在副热带高压控制地区，降水稀少，气候干旱，地表裸露，风沙作用盛行，形成的地貌主要是荒漠地貌。

综上所述，地貌学的研究内容主要是地球表面的各种形态特征，形成地貌的内外营力作用，地貌的形成机制，演化规律，内部结构和空间分布特点。

第二节 地貌学的基本研究方法

地貌学的基本研究方法包含两个方面

一、野外研究方法

1、形态研究 包括形态的特征，组合，分布和测量。

2、组成物质研究 包括物质的颜色，形态特征（例如：球度，磨圆度等）

3、形成条件的研究 包括新构造运动状况，地质与构造特征，各种外力特征。

4、地貌过程的观测

5、地貌成因分析

二、室内研究方法

1、地形图分析

2、遥感分析

3、沉积物分析 粒度分析 化学分析 矿物分析 扫描电镜分析

4、模拟研究

5、年代分析

C14测年 自然界中存在C12，C13，C14三种碳同位素，其中C14不稳定发生衰变，假定自然界中C14含量不变，加之C14有一定半衰期约5568年，就可以测定一些与自然界不发生碳同位素交换的地质样品的年龄。

K－Ar法 自然界中有K39，K40，K41三种钾同位素，其中K40为长寿同位素半衰期为128，000Y。K40可通过β衰变和K层电子俘获变成Ca40和Ar40，通过测试样品中Ar40和剩余的K40的含量，可以确定样品形成年代。

铀系法 热释光 古地磁

第三节 地貌学的发展简史

一、地貌学在国外的发展概述

W.Davise学说 W.Penck学说 C.L.King学说

五六十年代部门地貌学的发展 系统地貌理论

板块构造理论对地貌学的影响

二、我国地貌学的发展

第二章 坡地地貌

坡地地貌：坡地上的岩块或土体在重力和流水作用下发生崩塌、滑动或蠕动形成的地貌，称为坡地地貌。

坡地地貌的形成与发展大致可分成两个阶段，一是坡地物质风化和岩石破裂并具备大量松散物质；二是坡地上的不稳定块体或风化碎屑在重力和流水作用下，发生迁移而形成各种坡地地貌。

第一节 风化作用

通过物理、化学、生物等作用，使地表或接近地表的岩石、矿物逐渐崩解、疏松或改变化学成分，变成岩屑和砂土，这种现象叫风化，这种作用称为风化作用。

风化作用包括物理风化、化学风化和生物风化

一、物理风化

岩石受到温度变化、冻融作用和其它机械作用力的影响，产生崩解、破碎，改变块体大小，而基本上不改变其化学成分的现象称为物理风化。

物理的或机械的破坏作用都会使岩石崩解破碎。

白天在太阳光线照射下，岩石表面很快被晒热，而其内部随深度增加，增温渐小。

在夜晚情况刚好相反，岩石表面很快散热冷却，而其内部冷却较慢，这就造 成了岩石表里的冷热不均，收缩和膨胀的不协调，日久天长便会发生裂纹和裂隙，这就是坚硬岩石崩解的开始。

顺着岩石裂隙进入雨水，冬季寒冷使水结冰，体积膨胀，扩大岩石裂隙，随之泥沙、矿物质充填缝隙。

在干旱季节，缝隙中的盐类重新结晶，也会产生很强的撑胀作用。

二、化学风化

水溶液以及空气中的氧气和二氧化碳等对岩石的作用，是岩石的化学成分发生变化而分解的过程。

化学风化包括水化作用、水解作用、碳酸化作用和氧化作用等过程。

三、水化作用

水分子与一些不含水的矿物相结合，改变原来矿物的分子结构，形成新矿物的过程。

如硬石膏经过水化作用形成石膏: CaSO4（硬石膏）+2H2O→CaSO4·2H2O（石膏）

水化作用使矿物的硬度变小、密度减轻或体积膨胀，加速岩石的分解。

四、水解作用

水解作用是化合物与水放应而发生的作用。正长石水解为高岭土：

K2O•Al2O3•6SiO2(正长石）+nH2O → Al2O3•2SiO2• 2H2O（高岭土）+4SiO2• nH2O（蛋白石）+KOH 水解的结果：

KOH随水流失，SiO2• nH2O 为胶体，次生矿物高岭土留在原地 高岭土进一步风化（亚热带、热带）：

Al2O3•2SiO2• 2H2O+ nH2O → Al2O3• nH2O(铝土矿）+ 2SiO2• 2H2O

五、碳酸化作用

碳酸化作用是指含有二氧化碳的水溶液对矿物的分解作用 石灰岩的碳酸化过程：

CaCO3 +H2O+CO2 → Ca(HCO3)2

六、氧化作用

矿物与氧化合的方应过程 黄铁矿经氧化变为褐铁矿：

FeS2(黄铁矿）+7O2+2H2O → 2FeSO4+2H2SO4 12FeSO4+3O2+6H2O →4Fe(SO4)3+4Fe(OH)3

七、生物风化

岩石在生物活动的影响下所产生的机械破坏和化学变化称为生物风化。生物的物理风化作用：生长在岩石裂隙中的植物，由于其根系逐渐加粗、增长，使岩石裂隙受到像楔子一样劈裂作用，不断地使岩石裂缝扩大加深。动物的挖掘和穿凿活动加速岩石的破碎

生物的化学风化作用：生物在新陈代谢活动中不断分泌出各种化合物，如碳酸、硝酸和各种有机酸等，对岩石起着强烈的溶蚀和破坏作用。特别是一些微生物的活动，作用非常明显，它们有的可以吸收空气中的氮制造硝酸，有的能吸收CO2制造碳酸，有的能吸收硫制造硫酸。这些酸类对岩石起到很强的腐蚀作用。

八、各种风化作用的相互关系

物理风化、化学风化和生物风化三者是紧密相联的。

物理风化使岩石的孔隙度增大，使岩石具有较好的渗透性，有利于水分、空气、微生物和植物根系的深入。

当岩石崩解为较小的颗粒，使其表面积增大，更有利于化学风化作用的进行。物理风化是化学风化的前驱和必要条件，而化学风化又是物理风化的继续和深入。

三者紧密相联、同时进行、互相影响、互相促进。

第二节 崩塌

一、崩塌作用方式

斜坡上的岩屑或块体，在重力作用下，快速向下坡移动，称为崩塌。崩塌按发生的地貌部位和崩塌方式又可分为山崩、塌岸和散落。

山崩是山岳地区常发生的一种大规模崩塌现象，山崩时，大块崩落石块和小颗粒散落岩屑同时进行，崩塌体能达数十万立方米。山崩常阻塞河流、毁坏森林和村镇。

河岸、湖岸（库岸）或海岸的陡坡，由于河水、湖水或海水的冲蚀，或地下水的潜蚀作用以及冰冻作用，在岸坡的水面位置常被掏空，使岸坡上部物体失去支持而发生崩塌，称为塌岸。

散落(Rockfalls)是岩屑沿斜坡向下作滚动或跳跃式地连续运动。其特点是散落的岩

屑连续地撞击斜坡坡面，并带有微弱的跳动和向下作旋转运动，跳动是岩屑从某一

高度崩落到下坡形成反跳，也可能是快速滚动的岩屑撞击不平整的坡面而跳起。

二、崩塌的分类

崩塌的分类可按不同的原则来考虑：一是根据坡地的物质组成分类，另一是根据崩塌的移动形式分类。

1．根据坡地的物质组成可划分为：

（1）崩积物崩塌 这类崩塌是山坡上已有的崩塌岩屑和砂土等物质，由于它们的质地很松散，当有雨水浸湿或受地震震动时，可再一次形成崩塌。（2）表层风化物崩塌 这是在地下水沿风化层下部的基岩面流动时，引起风化层沿基岩面崩塌。

（3）沉积物崩塌 有些由厚层的冰积物、冲积物或火山碎屑物组成的陡坡，由于结构松散，形成崩塌。

（4）基岩崩塌 在基岩山坡上，常沿节理面、地层面或断层面等发生崩塌 2．根据崩塌体的移动形式可划分为：

（1）散落型崩塌 在节理或断层发育的陡坡，或是软硬岩层相间的陡坡，或是由松散沉积物组成的陡坡，常常形成散落型崩塌。

（2）滑动型崩塌 这类崩塌沿一滑动面发生，有时崩塌体保持了整体形态，这种类型的崩塌和滑坡很相似。

（3）流动型崩塌 降雨时，斜坡上的松散岩屑、砂和粘土，受水浸湿后产生流动崩塌。这种类型的崩塌和泥石流很近似，实际上，这是坡地上崩塌型泥石流。

三、崩塌形成的条件

1．地形条件

地形条件包括坡度和坡地相对高度。

坡度对崩塌的影响最为明显，斜坡上的物体，它的重力切向分力和垂向分力是随着山坡坡度大小而变化的。当山坡坡度达到一定角度时岩屑重力的切向分力能够克服摩擦阻力而向下移动。一般大于33°的山坡不论岩屑大小，都将有可能发生移动。

坡地的相对高度和崩塌的规模有关，当坡地相对高度超过50m时，就可能出现大型崩塌。

不同岩性的山坡，形成崩塌的坡度也不完全相同。同一种岩性但结构不同，它们的休止角也不同，例如原生黄土的结构较致密，超过50°的坡地才会发生崩塌，而次生黄土的结构较松散，30°左右就发生崩塌。2.地质条件

岩石中的节理、断层、地层产状和岩性等都对崩塌有直接影响。

在节理和断层发育的山坡上，岩石破碎，很易发生崩塌。当地层倾向和山坡坡向一致，常沿地层层面发生崩塌。

软硬岩性的地层呈互层时，较软岩层易受风化，形成凹坡，坚硬岩层形成陡壁或突出成悬崖，也易发生崩塌。3．气候条件

气候可使岩石风化破碎，加快坡地崩塌形成的时间。

在日温差和年温差较大的干旱半干旱地区，物理风化作用较强，较短时间内岩石就会风化破碎。

例如兰新铁路一些新开挖的花岗岩路堑，仅四、五年的时间，路堑边坡岩石就遭到强烈风化，形成崩塌。

崩塌通常发生在降雨季节。根据日本1949～1959年的崩塌资料分析，绝大多数的崩塌，集中发生在6～7月的雨期和9月的台风雨期。4．地震因素

地震是崩塌的触发因素。地震时，能形成数量多而规模很大的崩塌体。例如1920年宁夏海原8.5级地震，仅在极震区就有650多处发生大规模的崩塌（其中有一部分是滑坡），地震形成的崩塌分布在上万平方公里范围内，大规模 9 的崩塌常形

成天然堤坝，阻塞河流而成湖泊，仅西吉县境内这次地震造成的崩塌就形成41个堰

塞湖，至今尚存27个。5．人为因素

在山区进行各种工程建设时，如不顾及地形条件，任意开挖，常使山坡平衡遭到破坏而发生崩塌。

另外，任意砍伐森林和在陡坡上开垦荒地也常引起崩塌。

四、崩塌堆积地貌和结构

崩塌堆积地貌——倒石堆

第三节 滑坡

概念

斜坡上的大块岩（土）体，由于地下水和地表水的影响，在重力作用下，沿着滑动面整体向下滑动，称为滑坡。

一、影响滑坡的因素（1）地下水

溶解胶结物，如黄土中碳酸钙

增加单位土体的重量

地下水运动产生动压力，使土体运动

减小滑动面摩擦系数，降低阻力（2）地表水

动力侵蚀河湖岸、海岸

渗透到土壤中，转化为地下水。（3）岩石结构与岩性

断层面、节理面、岩层不整合面、岩层层面

岩层倾向与斜坡倾向一致

松散沉积层滑坡

千枚岩、页岩、泥灰岩、片岩，遇水软化（4）地震

（5）人为因素 大型建设工程最为严重

人工挖土

人工在坡顶堆积废渣

人工爆破

引水、排水

二、滑坡的形态特征

滑坡体、滑动面、滑坡壁、滑坡裂隙、滑坡阶地、滑坡鼓丘 滑坡体

斜坡上沿弧面滑动的块体，呈舌状

醉汉树：滑坡体树木因滑动而歪斜

马刀树：滑坡体稳定一段时间，醉汉树长成弯曲形

滑动面

滑坡体与斜坡主体之间的滑动界面，又称主滑动面，多呈弧形

滑动面上可见磨光面和擦痕

可形成多级滑动面 滑坡壁

滑坡体向下滑动时，在斜坡顶部形成的陡壁。

又称破裂壁，多呈弧形 滑坡阶地

滑坡体下滑后在斜坡上形成的阶梯状地形 滑坡鼓丘

滑坡体前端受阻而鼓起的小丘

滑坡鼓丘与滑坡体之间相对低洼处可积水成湖，形成滑坡湖 滑坡裂隙

滑坡即将发生或滑动过程中形成的裂隙

环状拉张裂隙：滑坡壁后缘，是滑坡发生的先兆

平行剪切裂隙：滑动过程中形成，滑坡体不同部位滑动速度不同，与滑坡运动方向一致，多分布于滑坡体中部和两侧。

滑坡前端放射状裂隙：滑坡体前端向外围扩张而形成一些放射状裂隙。

三、滑坡的类型与发展

1.滑坡的类型

根据滑坡物质划分：黄土滑坡、黏土滑坡、碎屑滑坡、基岩滑坡

根据岩层产状和构造：顺层滑坡、构造面滑坡、不整合面滑坡

根据滑坡体厚度：浅层滑坡（数米）、中层滑坡（20以内）、深层滑坡（数十米以上）

根据触发因素：人工切坡滑坡、冲刷滑坡、超载滑坡、包水滑坡、潜水滑坡、地震滑坡

2.滑坡的发展

（1）蠕动变形阶段：平衡受破坏后，产生微小滑动，斜坡上出现拉张裂隙，地下水入渗，滑坡进一步发展，滑坡两侧出现剪切裂隙，滑动面形成。（2）滑动阶段：滑动面形成，滑坡体下滑，滑坡裂隙加大，滑坡鼓丘形成，前端常有浑浊地下水流出。

（3）停息阶段：滑坡体趋于稳定，松散土石逐渐压实，地表裂隙闭合，滑坡壁变缓，醉汉树长成马刀树（4）重新滑动

第三章 河流地貌

河流：地表线形凹槽内天然流水的通称。在中国有江、河、川、溪、涧、藏布、郭勒等不同的称呼。

河流地貌：河流的水流在流动过程中，进行侵蚀，形成各种沟谷地貌，被侵蚀的物质沿沟谷向下游搬运并堆积，形成河漫滩、冲积扇和三角洲等堆积地貌。凡由河流作用形成的地貌，称河流地貌。河流水流来自大气降水

雨水降落到地表之后，一部分蒸发返回大气层，一部分被植物吸收，一部分渗透到土壤孔隙中或岩石裂隙中成为地下水，剩下的沿地表流动，通过河流，最后汇入海洋。有时地下水流出地表，补给河流；在高山高纬地区，融雪水也补给河流。

河流中的水流是地表水流最主要的形式。河流水流受气候控制

湿润气候区，经常性流水的河流 干旱区或半干旱区，暂时性流水的河流

河流作用是塑造地貌最普遍通最活跃的外营力之一。河流作用塑造的地貌

河谷横剖面，可分谷底和谷坡两大部分 谷底包括河床和河漫滩

谷坡是河谷两侧的岸坡，常有阶地发育 谷坡与谷底的交界处，称为谷坡麓

谷坡与原始山坡或地面的交界处，称为谷肩，也称谷缘 河谷横剖面 河流纵剖面

上游：河谷狭窄，多瀑布

中游：河谷较宽，河漫滩、阶地发育

下游：河床坡度小，河谷宽浅，多曲流、叉河，发育河口三角洲和河口湾

第一节 河流流水作用

河流流水沿沟谷流动，水流动能与水量和流速的平方成正比。

水量增加或流速加大，流水作用能力加强，进行侵蚀，并将侵蚀产物向下游搬运；反之，流水作用能力减弱，便发生堆积。

流水作用三种方式：侵蚀(erosion)、搬运(transportation)和堆积(deposition)，形成相应的河流地貌。

一、横向环流和旋涡流

河流水流作用与水流结构有关，河流水流流运动形成环流和漩涡流，影响河流地貌的形成。

1.横向环流

在弯曲河道中，从凸岸由水面流向凹岸的水流（表流）和从凹岸由河底流向凸岸的水流（底流）构成一个连续的螺旋形向前移动的水流，称横向环流。

横向环流的作用

横向环流影响河流侵蚀和堆积的部位，促进曲流的进一步发展。

曲流带外侧流速大，流水对河岸的侵蚀强，侵蚀物质被搬运到下一个弯曲带，堆积在同侧河岸的凸岸。

长久持续的这种过程使河流更加弯曲。当河流弯曲到一定程度后，凹岸侵蚀，凸岸堆积的过程会加速发展。

这种过程最终将在系统自毁后结束。横向环流的类型

（1）单向横向环流

弯曲河段发生，水流受离心力作用较强向一岸偏移形成单向环流。（2）底部汇合型横向环流

洪水期，平直河道河床中部水面向上凸起，表层水流从河床中部流向两岸构成两个横向环流系统。可掏蚀两岸河床中部发生堆积。

（3）底部辐散型横向环流

枯水期，平直河段河床中部水面呈下凹形，两岸表层水流流向河床中部，构成表层汇聚、底部辐散型的横向环流。进一步侵蚀河床中部，两岸形成浅滩堆积。

（4）复合型环流

在平原分汊河流或河床底部起伏不平的地方，形成多股主流线，各自构成一横向环流，组合成复合型环流系统。

2．漩涡流

当水流绕过障碍物，如沙波的脊部、河床基岩岩槛以及各种人工建筑物时，都会产生漩涡流。

漩涡流轴线与河床垂直，掏蚀河岸。

漩涡流轴线与河床平行，沙波迎水面物质被搬运到背水面堆积下来，使沙波向前移动。

二、河流的侵蚀作用

河流水流有破坏地表并掀起地表物质的作用。

水流破坏地表有三种方式，即冲蚀作用、磨蚀作用和溶蚀作用总称为河流的侵蚀作用。

冲蚀作用

水流流过泥沙时，上部压力小，下部压力大，因而在泥沙颗粒上下产生压力差，使泥沙颗粒获得了上升力，掀起河底表层松散颗粒。

水流对泥沙还有迎面冲击力，使被掀起的泥沙向下游移动，形成侵蚀。磨蚀作用

在坡度大的山地河流中，流水可推动很大的砾石使其移动，这些砾石在移动过程中，互相撞击或磨蚀河床底部而进行侵蚀。溶蚀作用

河流侵蚀按方向可分为下切侵蚀和旁向侵蚀

下切侵蚀是水流垂直地面向下的侵蚀，能加深河床或沟床。

下切侵蚀从源头或河口开始向上游侵蚀或以瀑布的后退来实现，又称向源侵蚀（溯源侵蚀）。

旁向侵蚀是河流侧向侵蚀的一种现象。能使河岸后退，沟谷展宽，或者形成曲流。

三、河流的搬运作用

河流水流在流动过程中携带大量泥沙和推动河底砾石移动的作用，叫河流搬运作用。河流水流搬运的方式有三种。

1．推移

推移是流水使泥沙或砾石沿底面滚动或滑动。被推移的砂砾重量与它的起动水流速度的六次方成正比（M=cv6）。

山区河流在山洪爆发时可以推动巨大的石块向下移动。2．跃移

跃移是床底泥沙呈跳跃式向前搬运。3．悬移

悬移是较细小颗粒在流水中呈悬浮状态搬运。

四、河流的堆积作用

河流流水挟带的泥沙，由于河床坡度减小，水流流速变慢，水量减少和泥沙增多等都可引起搬运能力减弱而发生堆积。由流水堆积在沟谷中的沉积物称为冲积物。

五、侵蚀、搬运和堆积的相互关系

河流的侵蚀、搬运和堆积三种作用是经常发生变化和更替的。正常情况下，上游多以侵蚀作用为主，下游以堆积作用为主 如果海面下降，下游地段可转化为侵蚀作用为主

当河流水量减少，泥沙增多，河流上游的某一地段也可能出现堆积作用为主。侵蚀、搬运和堆积是同时进行的，例如弯曲河段在凹岸侵蚀，同时在凸岸就发生堆积。

第二节 河床

河床：河谷中枯水期水流所占据的谷底部分成为河床

一、河床纵坡面的形成与发展 河床纵坡面

从河源到河口河床最低点的连线，呈不规则的曲线。侵蚀基准面

河流下切侵蚀的最大深度所在的水平面，控制河流下切侵蚀的深度。侵蚀基准面的种类

海平面——鲍威尔 海底——彭克

河流岩坎、湖泊洼地、支流汇入口 侵蚀基准面影响纵剖面

基准面下降，侵蚀加强，侵蚀向上游发展，产生向源侵蚀，河床纵向坡度加大

基准面上升，河流发生堆积，纵向坡度减小 河流均衡剖面

河流的侵蚀和堆积达到平衡状态，河床纵剖面呈一条圆滑的曲线。河流具有自动调节侵蚀和堆积的能力，向着动态均衡剖面发展。

二、影响河床纵剖面发展的因素

水文情况的改变 构造运动和岩性的差异 气候变化 人类活动

（1）水文情况改变

水量、水流流速和含沙量变化，使河床发生侵蚀或堆积。

狭窄河段，过水断面较小，洪水到来时，水面上涨高度较大，对其上游段形成壅水现象，水面比降减小，流速减小，河床中发生堆积

平原河段，河谷展宽，洪水扩散，水面比降急剧变大，流速加快，河床中将发生侵蚀

（2）构造运动

升降运动导致河流纵剖面的变化

如果整个流域抬升，其效果等于侵蚀基准面下降，向源侵蚀将自河口向上游发展。

如果流域内局部地区发生差异运动，上升地段发生侵蚀，下沉地段发生堆积。发生断层，断层与河流相交且下降盘位于下游，河床中将形成陡坎（裂点）并从此处向源侵蚀，使裂点不断上移，时间愈久，上移距离愈远。

（3）岩性

不同岩石抵御侵蚀能力的差异而造成差别侵蚀。坚硬岩层段形成岩槛或跌水(water fall)。

坚硬岩层向上游方向倾斜，在河流侵蚀作用下，河床降低，岩槛就会向上游方向移动；

坚硬岩层向下游方向倾斜，下切侵蚀后，河床降低，新的岩槛比原先岩槛位置向下游方向移动



（4）气候变化

气候变化——自然环境改变——侵蚀、堆积和基准面变化

气候变干，地表径流减少，地面植被稀疏，河流中的相对含沙量增多，发生堆

积，形成加积型河床。

气候变干，可使湖面降低，地方侵蚀基准面下降，在河流的下游段可能发生侵蚀。

气候冷暖变化也影响到河床纵剖面形态变化。

冰期，河床中碎屑物增多，河床中水量大大减少，侵蚀基准面也降低。河流上游段因风化碎屑增多呈加积型河床 下游段由于侵蚀基准面下降形成侵蚀型河床。

间冰期时，河流水量增多，海水面上升，侵蚀基准面相对上升。河流中上游段下切侵蚀

河流下游段因侵蚀基准面上升而堆积。（5）人类活动

修建大坝引起河流泥沙量的变化，可以造成上游河道的加积和下游河道的下切。

三门峡水库自1960年9月建成以来，出现了库区严重淤积、库容大量减少、库区淤积上延、潼关至龙门段河床淤积抬高、黄河倒灌渭河而使土壤盐渍化以及渭河下游洪灾发生的概率增加等一系列问题。

土地利用的变化和土壤保护措施也可以引起河道形态的变化。开垦农田引起坡地的侵蚀，导致大量沉积物被搬运到河道和冲积平原。水土保持措施，水库修建和农田比例的减小，使流水不再搬运大量的泥沙，河流开始侵蚀下切到冲积平原中，河床降低

三、河床中的地形

平原河床——浅滩与深槽、沙波，山地基岩河床——壶穴、岩槛 1.浅滩与深槽

浅滩

河床底部的一些不同规模的冲积物堆积体，分布在岸边，称边滩 分布在河心，称心滩 深槽

浅滩与浅滩之间较深的河段

深槽与浅滩的形态和位置，随着河床中洪水期和枯水期水文状况的改变和横向环流的变化将产生变化和迁移。

浅滩与深槽的成因

（1）横向环流

在弯曲河道中，由于横向环流作用，凹岸侵蚀形成深槽，凸岸堆积形成浅滩（边滩）。

两弯道之间的河段，环流消失，水流搬运能力相对减弱，泥沙发生堆积也能形成浅滩。

如果河床底部呈汇合型横向环流，形成河心浅滩 如果是辐散型横向环流，河床将侵蚀形成深槽。（2）洪水

洪水波在较狭河段传播速度慢，产生壅水，水流搬运能力减弱，发生堆积而形成浅滩；

在展宽的河段，洪水波传播快，水流侵蚀搬运能力强，发生侵蚀而形成深槽。（3）主支流互相影响

洪水期主河先涨水，使支流河口以上河段产生壅水而堆积，形成浅滩； 支流带来大量泥沙堆积在主支流汇合处形成浅滩。（4）人工建筑

人工建筑使上游河床水位增高，搬运能力减弱而使泥沙堆积，形成浅滩； 不适当的截弯取直河道，流速增大，河床强烈冲刷，下泄泥沙过多，也能在取直河道出口的下游形成浅滩。

2．沙波

沙波是河床中的堆积地貌

沙波的横剖面不对称，陡坡朝向河流的下游，达30°左右，迎水面的一坡较缓。

水流搬运沙波迎水面砂粒，在背水面堆积，沙波不断向下游移动。3．壶穴与岩槛 壶穴

基岩河床中被水流冲磨的深穴，深度可达数米到几十米。

壶穴多在瀑布下方，由湍急水流冲击河床基岩而成。如果河床基岩节理发育，或是构造破碎带，水流则往往沿岩石节理面或破碎带冲击和掏蚀河床。

岩槛

基岩河床中较坚硬岩石横亘于河床底部形成的瀑布或跌水，并构成上游河段的地方侵蚀基准面。

岩槛的形成与构造或岩性有关。活动断层可形成岩槛

四、河床平面形态

平直

弯曲——曲流 分汊——辫流 1.曲流 形成原因

环流作用，一岸冲刷，另一岸堆积

河床底部泥沙堆积，使水流向另一岸

河床两岸岩性不一致

构造运动导致两岸差异

曲流带：曲流不断侧蚀，同时不断向下游迁移，迂 回形成曲流带 曲流颈：河床弯曲愈来愈大，上下河段愈来愈近，形成狭窄的曲流颈 截弯取直：洪水冲开曲流颈，或者实施人工截弯取直，如荆 江河段的截弯取直

牛轭湖：截弯取直后废弃的弯曲河道形成牛轭湖 自由曲流和深切曲流

自由曲流：又称迂回曲流。发育在冲积平原，河谷宽阔，河床不受河谷约束，自由迂回摆动

深切曲流：发育在山区，曲流形成后，地壳上升，曲流深切到基岩中。分为嵌入曲流和内生曲流

嵌入曲流：地壳急剧上升，曲流保持原形切入基岩 内生曲流：地壳缓慢抬升，曲流在下切过程中进行侧蚀。

曲流发生截弯取直后，被废弃的河道所环绕的孤立小山丘，称为离堆山。2.辫流

河床分汊，宽窄相间，形似发辫 形成原因和发育部位

（1）心滩的作用

（2）河口三角洲地区形成辫流

（3）截弯取直后，新老河道同时存在

第三节 河漫滩

洪水时期淹没河床以外的谷底部分，称为河漫滩。平原河流河漫滩宽广，分布于河流两侧或凸岸。山地河流河漫滩狭窄，高度较高

一、河漫滩的形成与发育

在横向环流的作用下，洪枯水位交替作用，逐渐形成河漫滩

V型河谷→凹岸、凸岸→凸岸堆积→凸岸浅滩→凸岸浅滩展宽→雏形河漫滩→洪水期淹没→细粒物质覆盖→河漫滩

二、河漫滩的结构

二元结构

上层：洪水期沉积的细沙和黏土物质，称为河漫滩相冲积物 下层：河床侧向侵蚀沉积的粗砂和砾石，称为河床相冲积物

三、自然地理条件对河漫滩发育的影响

水文 植被 气候 地质 地形 1.水文条件

洪水上涨高度大，有利发育 持续时间长，有利发育

涨落速度快，流速快，形成局部环流，加大河漫滩的起伏 2.地面植被

影响水土流失和河水含沙量 3.气候

影响降水的季节分配和河流的补给状况

干旱气候区，降水集中，水位变化大，且植被稀 疏，河水含沙量大，有利于河漫滩的发育

4.地质、地形条件 岩性、地表物质结构

地面起伏大，河谷深切而破碎，河流含沙量大，河漫滩发育 地面起伏平缓，切割程度差，泥沙少，不利于河漫滩发育。

第四节 泥石流

泥石流：山地沟谷中含大量松散固体碎屑的洪流。特点

暴雨或融雪时突然爆发

运动速度快

历时短暂（数小时）

源头常有滑坡或崩塌

出口处有堆积扇

属于自然灾害，破坏作用大

一、形成条件

与地质、地形、气象、水文关系密切 固体物质来源

构造破碎带的碎屑物质

岩石风化碎屑物质

高山冰碛物

地震造成的崩塌滑坡 水体来源：降雨，冰雪融化 沟谷坡度： 一般较大，10—30% 人类活动

二、泥石流的类型

（1）根据固体物质划分

泥流：粉砂和黏土为主，泥沙含量大于810kg/m3, 悬浮力大

泥石流：泥沙和石块组成，固体物质含量大，侵蚀、搬运和堆积能力强 水石流：水和石块组成，泥沙少，无黏性（2）根据诱发因素

降雨型：年降雨量大的地区，夏季暴雨常 诱发泥石流 融雪型

溃决型：高山冰湖溃决而形成 地震型

三、泥石流的地貌作用

1.泥石流沟谷的地貌作用 上游：侵蚀为主 中游：搬运为主

游：堆积为主，出口处有堆积扇 2.对主河道的影响

河流两侧发育有多条泥石流，则

1）大量堆积物涌进河道，迫使河流左右摇摆，侧蚀作用加强，曲流发育

2）河谷形态发生变化，河道变窄，河床填高，形成险滩，阻塞河道，形成拦河坝和堰塞湖。

第五节 洪（冲）积扇

一、成因与形态特征

山地河流携带的大量泥沙和砾石在山麓带发生堆积，形成半锥形的堆积体，平面呈扇形，称洪（冲）积扇。

干旱区发育的洪积扇面积大于湿润区的冲积扇面积。扇顶：洪积扇出山口部位 扇缘：外缘部位

扇中：扇顶到扇缘之间的地带

二、结构

从平面看，从扇顶到扇缘堆积物颗粒由粗变细 从垂直看，从底部到顶部由细变粗 实际结构多是砂砾互层结构 从扇顶到河床的沉积结构 扇顶——粗砾石 扇中——砂砾石 扇缘——细砂粘土

河漫滩——河漫滩相沉积或冲积平原沉积 河床——河床相成绩

第六节 冲积平原

形成过程与地貌特征

构造沉降区由河流带来大量冲积物堆积而形成。沉积厚度大，如华北平原达5000米以上。河道宽浅

根据地貌部位和作用营力可分为三部分：

山前平原

中部平原 滨海平原

山前平原：位于山前地带，河流比降急剧减小而发生大量堆积，各条河流的冲积扇相连而形成洪积—冲积倾斜平原

中部平原：冲积平原的主体，坡度平缓，河流分叉，河流两侧因泥沙堆积形成天然堤，河床淤积填高形成地上河（悬河），河流决口、改道，形成决口扇。

滨海平原：冲积—海积平原，海积层和冲积层相互叠压。

第七节 河口区地貌

河口区： 河流入海或入湖的区域，河流与海洋或湖泊相互作用。三角洲：河流携带泥沙超过海洋的搬运能力

三角湾（三角港）：海洋的侵蚀作用大于堆积作用，形成喇叭形的河口。1．三角洲的形成条件 堆积作用超过侵蚀作用而形成（1）河流带来大量泥沙

河流年输沙量约等于或大于年径流量的1/4，就能形成三角洲；（2）河口附近的海洋侵蚀搬运能力较小，河流带来的泥沙将沉积下来，有利于三角洲的形成；

（3）口外海滨区水深较浅，坡度平缓，一方面对波浪起消耗作用，另方面浅滩出露水面，有利于河流泥沙堆积。

2．三角洲的发育过程

当河流进入海洋时，形成较大的水面比降，尤其在洪水期这种现象更为明显，因

而在河口前方发生强烈冲刷，形成深坑，并把冲刷的物质带到浅海，形成心滩。

如果河流入海处的水下坡度平缓，流速很慢，河流所携带的一部分冲积物便发生沉积，河口两侧形成沙嘴，河口的前方水下斜坡上形成沙坝。

沙坝和心滩发展成堆积岛，使河床分汊，三角洲进一步增长。

在三角洲生长过程中，三角洲外缘不断向海伸展，在三角洲内部则形成许多 28 小海湾和潟湖。

潟湖因植物繁殖而成沼泽，或因泥沙填充而成低地，最后与河口沙嘴和堆积岛一起形成三角洲平原。

3．三角洲的类型（1）扇形三角洲

入海河流含沙量高，河道分汊并经常改道，口外海水较浅 中国黄河三角洲 俄罗斯的伏尔加河三角洲 埃及尼罗河三角洲等。（2）鸟爪形三角洲

潮流作用、沿岸的海流和波浪作用都很微弱 河流挟沙量较高并分成几股汊河入海，各汊河口泥沙迅速堆积构成向海伸出较长的沙嘴，平面形态像鸟足 美国的密西西比河三角洲（3）尖头形三角洲

河流流入海洋或湖泊时，只有一条主河道，没有汊流或者虽有汊流但规模不大，因而在主河道河口两侧堆积成沙嘴，向海中突出形成尖头形三角洲。

意大利的台伯河三角洲 西班牙的埃布罗河三角洲（4）岛屿形三角洲 河流含沙量不多 有潮汐作用

泥沙堆积成许多向海伸延的垄状沙滩和沙坝 沙坝之间为冲蚀的潮汐水道

星罗棋布的沙洲和沙岛以及纵横交错的汊河构成三角洲的主体，故称岛屿形三角洲

恒河三角洲是典型

第八节 河流阶地

河流阶地：河流下切侵蚀，原先的河谷底部（河漫滩或河床）超出一般洪水位以上，呈阶梯状分布在河谷谷坡上，这种地形称为河流阶地。

阶地按地形单元划分为：

阶地面、阶地陡坎、阶地前缘和阶地后缘阶地高度是从河床水面起算，阶地宽度指阶地前缘到阶地后缘间的距离，阶地级数从下往上依次排列。

河流阶地沿河分布不连续 多保留在河流的凸岸

由于构造运动、气候变化和支流注入等因素影响，同一级阶地的相对高度在不同河段也有不同。

一、河流阶地的成因

形成河流阶地必须具有两个条件： 较宽阔的谷底 河流下切侵蚀

河流下切侵蚀是构造运动、气候变化和侵蚀基准面下降等原因造成的。由于河流下切侵蚀的原因不同，阶地的形态和结构也不一致。

（1）构造升降运动

当地壳上升时，河床纵剖面的位置相对抬高，水流下切侵蚀，力图使新河床达到原先位置，靠近谷坡两侧的老谷底就能形成阶地。

（2）气候变化对阶地形成的影响 主要反映在河流中水量和含沙量的变化。气候变干，河流水量少，含沙量相对增多，同时地面植被也少，坡面侵蚀加强，带到河流中的泥沙量增多，河流发生堆积。

气候变湿，河流中水量增多，含沙量相对减少，发生侵蚀。

由于气候干湿变化引起堆积作用和侵蚀作用的交替，就形成河流阶地。冰期与间冰期的交替出现使温度发生变化，也可形成阶地。（3）侵蚀基准面下降形成的阶地

侵蚀基准面下降引起河流下切侵蚀，最先发生在河口段，然后不断向源侵蚀，在向源侵蚀所能达到的范围，一般都会形成阶地，阶地的高度从下游向上游逐渐减小。

二、河流阶地的类型

1．根据阶地结构和形态特征划分的阶地类型（1）侵蚀阶地

由基岩组成，在阶地面上没有或只有零散冲积物，所以又称基岩阶地。侵蚀阶地发育在构造抬升的山区河谷中。（2）基座阶地

基座阶地是由两层不同物质组成，上层为河流冲积物，下层为基岩或其它成因类型的沉积物。

基座阶地往往是由地壳抬升，河流下切侵蚀形成的，在形成过程中侵蚀切割的深度超过冲积物的厚度。

如果基座阶地形成以后，由于气候或构造原因，在新一轮的河流侵蚀—堆积过程中，河谷中堆积较厚的冲积物，超过阶地基座高度并把基座覆

盖起来，称覆盖基座阶地。（3）堆积阶地

堆积阶地由冲积物组成，在河流下游最常见，而且多是最新的低 阶地。

上叠阶地是阶地形成时河流下切深度较前一周期下切深度小，没有切穿冲积物，河谷底部仍保留有一定厚度的早期冲积物。

内叠阶地是在阶地形成时的下切侵蚀深度正好达到阶地前一周期的谷底。内叠阶地和上叠阶地多是气候变化形成的阶地，或是河流下切侵蚀过程中的 31 一个阶段的产物。

如河流连续下切侵蚀，上叠阶地可转换为内叠阶地再转换为基座阶地；如上叠阶地或内叠阶地形成后，河流停止下切侵蚀，则上叠阶地和内叠阶地将被保留下来。

河流阶地的类型（永定河沿河城附近）

T1：上叠阶地；T2：内叠阶地；T3：基座阶地；T4,T5：覆盖基座阶地 1.黄土；2.红色土；3.冲积砂砾石；4.坡积碎屑；5.静水堆积粘土层；6.基岩

（4）埋藏阶地 埋藏阶地可分为两种：

a.早期地壳上升，或侵蚀基准面下降，形成多级阶地，而后地壳下降或侵蚀基准面上升，发生堆积，把早期形成的阶地全部埋没形成埋藏阶地

b.地壳长期下降，不同时期的冲积物一层叠加在一层之上，形成一种假埋藏阶地。

2．根据阶地面形成时的水动力状态划分的类型（1）侵蚀状态阶地

阶地面形成时期水动力状态以侵蚀为主，冲积物厚度很薄，沉积物主要是河床相，河漫滩相不发育，砾石分选和磨圆都较差。

（2）均衡状态阶地

阶地面形成时期，河流的侵蚀和堆积处于均衡状态，河床相和河漫滩相沉积物都很发育，冲积砾石的分选和磨圆都较好。

（3）加积状态阶地

阶地面形成时期，河流以堆积作用为主，阶地冲积物厚度大，冲积物呈成层结构，其中河床相沉积物厚度较大，河漫滩相和牛扼湖相沉积物也很发育。加积状态阶地的砾石磨圆和分选不及均衡状态阶地的好，因为这时水流动力较弱，大部分砾石带到河床中很快堆积下来，没有经过长距离搬运之故。

3．根据河谷发展的轮回划分的阶地类型（1）轮回阶地（贯通阶地）

它是由于河流状态发生根本性变化，进入新的轮回阶段而形成的，这种阶地贯通全河或大部分河段。成因可能是构造的也可能是气候的。

（2）非轮回阶地（局部阶地））

它是在一个侵蚀轮回期间内，水流塑造纵剖面的过程中河床摆动形成的。如河流下切过程伴随曲流发育，则会在河流凸岸形成阶地，由于曲流来回摆动，凹岸侵蚀，在下一阶段凸岸变成凹岸时，早一时期的阶地部分或全部被侵蚀，因而阶地分布不连续且两岸也不对称，这种阶地又称曲流阶地。

如果河流摆动所达宽度等于或超过前一时期的河谷宽度时，阶地就不会保存。

第九节 河流地貌的发育

一、水系的形式

具有同一归属的水体所构成的水网系统称水系。组成水系的水体有河流、湖泊、库和沼泽等。河流的干流及其各级支流构成的网络系统又称河系。（1）树枝状水系

树枝状水系是主流两侧有支流发育，而且支流与主流之间以及各级支流之间都是锐角相交，排列形式如树枝，称树枝状水系。

这类水系在岩性均

一、地形微微倾斜的地区最为发育，在地壳较稳定地区和水平岩层地区也较多见。

（2）格状水系支流

与主流呈直角相交或近于直角相交的水系，称格状水系。

格状水系和地质构造有一定关系，如在褶皱构造区，主河发育在向斜轴部，支流来自向斜的两翼，它们往往以直角相交。

在多组直交节理或断层构造地区，河流沿构造线发育，也可形成格状水系。（3）平行状水系 各条河流平行排列。

在地貌上呈平行的岭谷，往往受区域大构造或山岭走向和地面倾向控制。如在单斜岩层或掀斜构造上升的地区，主流的流向与岩层走向一致或与构造的轴向一致时，则在主流的顺岩层倾向的一侧或沿掀斜地面形成很多平行的支流。

支流大多与主流直角相交，这种水系又称梳状水系。（4）放射状水系

在穹隆构造地区或火山锥上，各河流顺坡向四周呈放射状外流，形成放射状水系。

（5）环状水系

穹隆构造山被侵蚀破坏后，沿穹隆山周围发育的河流，形成环状，称环状水系。

（6）向心状水系

在盆地或沉陷区，河流由四周山岭流向盆地中心集中到主流，形成向心状水系。

（7）网状水系

三角洲地区河道交错，形成网状水系。（8）倒钩状水系

在支流汇入主流附近或在支流的上游呈多次90°的大转弯形成倒钩状。这种水系多是由于新构造运动而迫使河流改道或流向改变造成的。

二、分水岭迁移和河流袭夺

分水岭：是指把相邻两个水系分隔开来的河间高地。山岭 高原

缓丘：水系发育过程中，各水系的侵蚀速度不同，可使分水岭迁移和河流袭夺。

1．分水岭的迁移

在坡度较大一侧的河流，溯源侵蚀力强，速度快，河流先伸入分水岭地区进行侵蚀，使分水岭降低，并不断向侵蚀力弱速度慢的一坡移动，称为分水岭迁移。

原因

（1）构造因素的影响

不对称的褶皱两翼、岩性的差别或断层的影响等，都可使分水岭两侧地形不对称。

（2）相邻两流域的侵蚀基准面的位置高低不同，或分水岭到侵蚀基准面的距离不等，使两坡坡度和坡长不同，两侧河流的溯源侵蚀速度也不一致，形成分水岭两坡不对称。

2．河流袭夺

分水岭的迁移导致分水岭一坡的河流夺取另一坡河流的上游段，这种水系演变现象，称河流袭夺。

河流袭夺的原因 分水岭迁移

新构造运动：发生局部新构造隆起，河流不能保持原来流路，于是河流上游段被迫改道，流到另外河流中去。

分水岭迁移是主动的河流袭夺，新构造运动造成河流改道是被动的河流袭夺 袭夺河：夺水的河流 被夺河：被夺水的河流称

断头河：被夺河的下游因上游改道而源头截断

袭夺弯：在发生河流袭夺的地方，河道往往形成突然的转弯

跌水与阶地：袭夺弯附近有时形成跌水，这是袭夺河的河床位置低于被夺河造成的。跌水随时间推移而不断向被夺河上游移动，并下切形成阶地，这种阶地 35 只分布在从袭夺弯到跌水之间。

风口：断头河与被夺河之间，在河流发生袭夺之前原是一条连通的河谷，河流袭夺后，成为新水系分水岭，但仍保存河谷形状，称为风口。风口内可以找到过去河谷的冲积物。

三、河流地貌的发育

假定某一地区的原始地貌是一个平原，经地壳运动而被抬升，到一定的高度后抬升停止。

（1）河流地貌发育的初始阶段，称幼年期阶段。

河流沿被抬升的原始倾斜地面发育，水文网稀疏，在河谷之间存在着宽广平坦的分水地。

随着河流的下切侵蚀加强，河流纵比降开始加大，形成跌水，横剖面呈狭窄的“V”字形，谷坡变陡，河道也渐渐增多，地面分割加剧，河谷加深，谷坡的剥蚀速度相对大于河流下切速度，河谷不断展宽。

（2）河流地貌发育的均衡阶段，又称壮年期阶段。

谷坡不断后退，使分水岭两侧的谷坡日益接近，终于相交，原来宽平的分水地面最后变成狭窄的岭脊。

壮年期阶段的主河一般都已达到均衡状态。到壮年期最后阶段，较小的支流也渐渐达到均衡状态，这时的河谷比较开阔，山脊也浑圆低矮。

（3）河流地貌发育的终极阶段，又称老年期阶段。

河流停止下切侵蚀，分水岭将渐渐下降，地面呈微微起伏的波状地形，河谷展宽，蜿蜒曲折，形成曲流或截弯取直形成牛扼湖。

如果有局部坚硬岩石区，因抗侵蚀力强或一些

较高地面尚未被完全侵蚀殆尽而成突出的山丘，孤立在平缓起伏地形之上，称为侵蚀残丘。

整个地面称为准平原，它代表河流地貌发育的终极阶段。影响河流地貌发育的复杂因素：（1）地壳上升的同时，河流开始下切；（2）地壳运动的方向和强度经常变化；

（3）河流地貌在长期形成发展过程中的自然地理条件的变化；

36（4）河流侵蚀作用和堆积作用的统一性；（5）地貌发育的长期发展趋势和短期发展的变异

第四章 岩溶地貌

岩溶：地下水和地表水对可溶性岩石的化学作用和物理作用及其形成的水温现象和地貌现象。

岩溶地貌：又称名喀斯特（karst）。它来源于欧洲斯洛文尼亚共和国（原南斯拉夫西北部）的喀尔斯高原。喀尔斯高原是一个石灰岩地区，岩石裸露，形态千奇百怪。

碳酸盐、硫酸盐和卤化物盐类岩石地区均可发育岩溶地貌。

第一节 岩溶作用

岩溶作用：地下水和地表水的化学作用（分解和化合）和物理作用（流水的侵蚀和沉积、重力崩塌和堆积），对岩石的破坏和改造作用。影响岩溶作用的因素

1、气候因素

气温、降水和气压等方面

气温高，水的电离度大，溶蚀力强；但二氧化碳含量降低，溶蚀作用弱。降水量大，地表水和地下水丰富，溶蚀力强 气压高，二氧化碳含量大，溶蚀力强 2.、生物因素

生物——有机质——二氧化碳——溶蚀作用

3、地质因素

岩石成分、岩石结构、地质构造 可溶性岩石—碳酸盐、硫酸盐、卤化盐 碳酸盐岩分布最广

碳酸盐岩——石灰岩、白云岩、硅灰岩、泥灰岩 藻类——有机酸——溶蚀 岩石结构：晶粒小，溶解度大 地质构造：岩层产状、断层、节理

第二节岩溶水

通常把岩溶化岩体中的地下水总称岩溶水。

包气带：分布在土层（岩层）表面，空隙中除水外还有空气的充填。包 气带中的水随季节而变化，属于不稳定的地下水。饱水带：岩石空隙中全部充满了水。饱水带和包气带之间的界面，称潜水面，它也是随外界条件的变化而升降的。通常所说的地下水位指的就是潜水面。

上层滞水：地下水的一种特殊情况，包气带中位于局部隔水层之上的重力水。潜水：埋藏在地表下第一个稳定隔水层上具有自由水面的重力水，这个自由水面 就是潜水面，潜水面与隔水层之间为含水层。

承压水：位于第一隔水层之下的，充满在两个隔水层之间的水。具有压力，喷泉 多数是承压水造成的。

一、岩溶水的分布特征

空隙水 裂隙水 溶隙水（溶洞）

二、岩溶水的分带

1、垂直循环带（地下水位，构造抬升幅度）

2、过渡循环带（季节变动带）

渗入垂直带中的水量及其时间分配，在一年内降水量大且分配集中。垂直带中水运动速度快，地下水位上涨也快，过渡带厚度大。地块的岩溶化愈强，地下水扩散快，地下水位上涨幅度小。河水位的涨幅高，地下水位也随之增高，过渡带厚度就大。

3、水平循环带（饱水带）

4、深部循环带（滞流带）

地下水的运动不受当地河流基准面的影响，而受地质条件控制，流向更远更低的区域侵蚀基准面方向。

该带的有承压性，地下水运动极为缓慢，以至停滞，岩溶作用非常微弱。

第三节 地表岩溶形态

一、溶沟和石芽

溶沟：地表水流在可溶性岩石的表面沿着层面或裂隙流动，不断溶蚀和冲刷，形成的小型槽状凹地；

石芽：溶沟间的凸起部分，称为石芽

溶沟是负地貌类型，而石芽是正地貌类型。

石林：高大的石芽

二、落水洞和竖井

落水洞：开口于地面而通往地下深处裂隙、地下河或溶洞的洞穴，是地表水流入地下的进口。

竖井：由落水洞进一步向下发育而成。也叫“天坑”、“喀斯特井”、“天然井”等。深度数十米至数百米。

三、漏斗

岩溶地面上的一种口大底小的圆形碗碟状或倒锥状的洼地。

直径一般数米至数十米（100米以内），深数米至数十米。

底部常有通道通往地下，因此起着集水和消水的作用。

分为溶蚀漏斗、沉陷漏斗和塌陷漏斗三种。

四、溶蚀洼地

四周为低山丘陵和峰林包围的封闭洼地。

五、岩溶盆地

大型溶蚀洼地，又名坡立谷，这一词来源于南斯拉夫，意即溶蚀平原。

常生成在地壳运动长期相对稳定的地区，代表岩溶发育的后期阶段，多在热带气候条件下形成。

一般面积较大，长达数十至百余公里。底部平坦，有地表河流通过，堆积有 40 冲积、坡积及溶蚀残余的各类沉积物。四壁一般被峰林包围。

广西东部溶蚀平原较多，它是岩溶地区的主要农业区。

六、干谷、盲谷和伏流

干谷是岩溶地区干涸的河道。

地表水因渗漏或因地壳抬升而通过落水洞转入地下，则地表原来的河谷变成干谷；

有时由于河流发生地下裁弯取直的现象，而使地表原来弯曲的河段变为干谷。

当地面河转入地下河时，河谷的前方常有石灰岩壁所阻，岩壁的脚下是地下河入口，这种向前没有道路的河谷就叫盲谷。

七、峰丛、峰林和孤峰

峰林：高耸林立的石灰岩山峰，相对高度100-200米，直径小于高度，坡度大，分布于平原上。

峰丛：连座的山峰和期间的洼地组成，山峰形似锥形，洼地呈多边形。

第四节 地下岩溶形态

一、洞穴

又称溶洞，是地下水沿着可溶性岩石的层面、节理或断层进行溶蚀和侵蚀而成的地下孔道。

1.形态特征

形态多样，大小不一

水平洞穴

垂直

阶梯状

袋装

多层

洞内经常有水，地下河、地下湖、地下瀑布

2.洞穴堆积物（1）化学堆积物

碳酸钙沉淀，可形成石钟乳、石笋、石柱、石幕和泉华 石钟乳

又名“钟乳石”，倒挂在溶洞顶部向下生长的一种碳酸钙沉淀物。当地表水或降水沿着溶岩裂缝下渗至洞顶时，因水的蒸发及二氧化碳的散失，使溶在水中的碳酸钙沉淀下来，慢慢增长，具有同心圆状结构，形状如钟乳，故名“石钟乳”。

石笋

溶洞底部直立的一种碳酸钙沉淀物，它是由洞顶的水滴到洞底后，水分蒸发，水中的碳酸钙沉淀下来，由少积多，由下向上增长，形如笋状，所以叫石笋。

石柱

石钟乳和石笋各自向对方伸展，最后连接起来，形成石柱。

石幕

碳酸钙呈片状沉积，如同帷幕一样展开，称为石幕。

泉华

泉水中出露的碳酸钙沉积物。（2）机械堆积物

河流沉积：砾石、砂、泥沙

湖泊沉积：黏土—粉砂

崩塌沉积：碎屑堆积物（3）生物堆积物

古人类、哺乳动物的化石、石器、骨器等。

二、地下河和岩溶泉

1.地下河

（1）与当地侵蚀基准面相适应，分布于主要河流两岸，规模大，水量丰富。

（2）穿山式地下河，地下河水面与地表河水面等高，连接相连溶蚀盆地中的地表河的通道

（3）悬挂式地下河，高于当地侵蚀基准面，主要受隔水层阻挡而形成，分布于峰丛洼地地区，规模小。地下河的影响

引起地表塌陷而造成灾害

地下水资源

旅游资源

科学研究

2.岩溶泉

岩溶地区出露的泉水

（1）暂时性泉

位于垂直循环带（包气带），降水、融雪补给

（2）周期性泉

位于水平循环带（饱水带），泉的涌水量呈周期性变化

（3）涌泉

深部含水层，流量稳定

第五节 岩溶地貌发育和地貌组合

地带性与阶段性

一、岩溶地貌发育的地带性特征

1.热带岩溶

高温多雨，水分循环快，生物化学作用旺盛，岩溶作用非常强烈 规模较大的溶蚀盆地和洼地，峰丛和峰林，石芽和石林，地下洞穴发育

2.温带岩溶

温带季风气候区岩溶

雨季集中，时间短，地表岩溶不发育，地下溶洞发育，如华北地区寒武—奥陶灰岩

温带干旱气候区

降雨少，岩溶作用微弱，地下可形成小溶洞

3.寒带和高山气候区

岩溶作用非常缓慢

祁连山区有石灰华堆积

二、岩溶地貌发育的阶段性

气候和地质条件不变，由上升的石灰岩高地开始，幼年期——青年期——壮年期——老年期 1.幼年期

石灰岩裸露，地表水开始进行溶蚀作用

出现石芽、溶沟和少量漏斗 2.青年期

河流进一步下切，纵剖面趋于均衡，地表水大部分转为地下水。

漏斗、落水洞、干谷、盲谷、溶蚀洼地、地下溶洞、地下河等广泛发育 3.壮年期

河流下切侵蚀停止（遇到隔水层阻挡）

溶洞进一步扩大，发生塌陷，地下河又转变为地表河，溶蚀洼地、溶蚀盆地、峰丛、峰林发育 4.老年期

不透水岩层出露地面，地面高度接近地方侵蚀基准面，地表水系发育，形成宽广平原，同时平原上残留孤峰和残丘

三、岩溶地貌发育的变异

气候和地质条件的变化

1.阻碍岩溶的进一步发育，破坏早期岩溶地貌，岩溶地貌和其他外营力作用地貌共存。青藏高原第三纪岩溶发育，第四纪时寒冷，岩溶地貌收到破坏，形成残留岩溶地形

2.促进岩溶地貌的发育

湘西沣水中游分水岭地区，地壳上升，地下水下降，形成较厚的垂直循环带，分水岭岩溶进一步发育。

3.气候和地质条件相差不大，处于不同岩溶发育阶段的相邻区域，岩溶地貌有差别。

云贵高原：古峰林遭受破坏而降低，变得浑圆

与广西盆地的过渡带（广西乐业）：处于地下水强烈垂直循环带，继续溶蚀，形成高大的峰林和深达400-500米的圆筒形洼地。

第五章 冰川地貌

冰川：重力作用使冰川冰流动，成为冰川。

界冰川面积1622万平方公里，占陆地面积11% 现代冰川水量占全球淡水69%，全部融化，可是海平面上升60多米。

第一节 冰川和冰川作用

一、雪线

年降雪量等于消融量，处于平衡状态。

雪线以上终年积雪，雪线以下季节性积雪 影响雪线高度的因素

温度：长期在0度以下，低纬度雪线高，高纬度雪线低

降水量：雪线最高不在赤道，而在副高，这里降水少。海洋性气候降水多，雪线低

地形（坡度和坡向）：喜马拉雅山南坡雪线低，北坡雪线高。

二、冰川形成过程

新雪——粒雪——冰川冰——冰川

新雪（晶体）——圆球化——粒雪（密度大）——压实——密度增大（0.84g/cm3)——失去透气性和透水性——冰川冰——流动——冰川

三、冰川的类型

1、根据气候条件和冰川温度状况

海洋性冰川：暖冰川，海洋性气候区，降 水丰富（2000~3000mm)，雪线低。冰川补给量大，运动速度快，大约100m/a,侵蚀力强，尾部多深入森林带。

2、大陆性冰川

冷冰川，大陆性气候区，降水少，粒雪线降水量1000mm以下。冰川不极少，运动速度慢，大约50m/a, 尾部不会越过森林上限，侵蚀作用弱，冰川地貌发育不典型。

雪线位置高，可高出森林1000m以上，冰川与森林（灌木）之间出现裸地，积雪少，温差大，冻融作用强，发育冻土地貌。

2、按冰川的形态、规模和所处的地形条件分类

45（1）山岳冰川

发育在高山上，主要分布在中低纬度高山地区。

冰斗冰川：雪线附近或以上，三面陡峭，下方有短小冰舌。悬冰川

发育在山坡上的短小冰川，冰斗向外溢出，形成短小冰舌悬挂在山坡上，规模小，取决于冰斗的供给量。

山谷冰川：大量冰体从冰斗溢出进入山谷形成山谷冰川，单独一条叫单式山谷冰川，几条汇合叫复式山谷冰川。（2）大陆冰川

在两极地区发育的冰川，面积、厚度大。

冰盾：中心凸起

冰盖：规模更大，表面有起伏，如格陵兰和南极冰盖。

南极冰盖东部：最厚4267米，平均海拔2610米，压力大，冰川从中心向四周流动。

（3）平顶冰川

发育在起伏平缓的高地上，形如薄饼。

周围伸出许多冰舌，覆盖整个山顶或大部分，称为冰帽，如斯堪的纳维亚半岛、冰岛、祁连山区等地有冰帽发育。（4）山麓冰川

山谷冰川从山谷流出，在山麓汇合成宽广的冰原，叫山麓冰川，如阿拉斯加太平洋沿岸

不同类型冰川可相互转化

气候变冷

山岳冰川——山麓冰川——大陆冰川

四、冰川运动

速度慢，一年几十到几百米。

冰川运动分为内部运动和底部滑动，产生强大作用力，进行搬运和侵蚀。

五、冰川的侵蚀、搬运和堆积作用

1、侵蚀作用

拔蚀作用：底部基岩沿节理反复冻融而松动，与冰川一起向前运动并把岩石带走。

磨蚀作用：可在几眼上形成带有擦痕的光滑面。

2、搬运作用

被搬运的碎屑物叫冰碛物

表碛

内碛

底碛

侧碛

终（尾）碛

3、堆积作用

冰碛物：粒径大小与基岩、形成时代、搬运距离等有关

第二节 冰川地貌

冰蚀地貌 冰碛地貌 冰水堆积地貌

一、冰蚀地貌

1、冰斗、刃脊和角峰

冰斗：冰川源头，雪线附近，围椅状洼地

刃脊：相连冰斗之间的山峰，呈刀刃状

角峰：几个冰斗后壁交汇的山峰

2冰川谷和峡湾

冰川谷：U形谷，槽谷，两侧有谷肩，谷壁平直而陡立。纵剖面由岩坎和冰蚀洼地交替构成阶梯状，在节理发育处侵蚀成洼地。

峡湾：高纬度地区，冰川深入海洋，在岸边侵蚀成很深的槽谷，后被海水入侵，形成峡湾。

3.羊背石、冰川磨光面和冰川擦痕

羊背石：冰川基床上由基岩组成的小丘，远望如羊群。椭圆形，长轴方向与 47 冰流方向一致，上游方向磨蚀强，坡度缓，有擦痕。

二、冰碛地貌

冰碛丘陵（基碛丘陵）侧碛堤 终碛堤

鼓丘：基岩核心和冰砾泥组成的小丘

三、冰水堆积地貌

冰川融水将冰碛物在搬运堆积，形成冰水堆积地貌。

冰水湖：水体和沉积物有明显的季节变化。不同季节沉积物颜色和粗细不同，叫季候泥。

蛇形丘：狭长而曲折的垄岗地形。

第三节 冰川地貌的组合与发育

第四纪冰期及其对地貌发育的影响 四个冰期、三个间冰期、一个冰后期

一、冰川分布范围

第四纪大冰期最盛时在北半球有三个主要大陆冰川中心 斯堪的那维亚冰川中心：冰川曾向低纬伸展到51°N左右； 北美冰川中心：冰流曾向低纬伸展到38°N左右；

西伯利亚冰川中心：冰层分布于北极圈附近60°—70°N之间，有时可能伸展到50°N的贝加尔湖附近。

估计当时整个地球有24％—32%的面积为冰所覆盖，海平面下降了130米，全球气温比现在低5-7度。

二、第四纪冰期的影响

冰川均衡作用:冰期因压力大，地壳沉陷，冰川消退后地壳迅速回升，这种地壳升降运动称为冰川均衡作用。

冰后期地壳普遍上升，如瑞典、荷兰、哈得逊湾等地地壳上升。

第六章 冻土地貌

第一节 冻土

冻土：零度或零度以下，含有冰的地标冻结土层，地表没有积雪，地面裸露，称为冻土。冻土的分布

极地、亚极地和中低纬度的高山、高原地区，大陆性气候，气温低，降水少。（全球）总面积3500万平方公里，占陆地面积的25%，主要分布在俄罗斯，加拿大。我国东北、西北、青藏高原，215万平方公里，占全国22.3%。冻土的厚度

多年冻土分上下两层，上层：夏季融化，冬季冻结，活动层 下层：常年冻结，永冻层

冻土厚度从高纬到低纬逐渐减薄，北极厚1000米以上，海拔越高，冻土层越厚，永冻层埋深越浅，每升高100米，埋深减小0.2米。

影响冻土厚度的因素

气候：大陆性半干旱气候有利于冻土的形成

岩性：黏土、泥炭的导热率低，不易透水，有利于冻土形成；砂土导热率高，易透水，不利于形成

坡向和坡度

植被和雪盖：夏季减少地面受热，冻土厚度加大

第二节 冻土地貌

冻融作用下形成各种冻土地貌

一、石海、石河、石冰川

石海：大片巨石角砾

石河：滚落到沟谷，在重力作用下整体运动

石冰川：冰川消退后，聚集在冰斗和冰川谷中的冰碛物，在冻融作用下顺谷

地下移，形成石冰川。

二、多边形构造土

在第四纪松散沉积物的平坦地面上，由冻融和冻胀作用，使地面形成多边形裂隙，构成网状，称为多边形构造土。

从剖面看，裂隙呈楔形，根据填充物的不同，又分为冰楔和砂楔。

三、石环、石圈和石带

1.石环：以较细粒土和碎石为核心，周围以较大砾石为缘边的一种环状冻土地貌。多发于在河漫滩或洪积扇的边缘。

四、冰核丘

冻土层中夹有未冻结层，其中的水分慢慢凝结成冰体，使地表膨胀隆起，形成冰核丘。

五、热喀斯特洼地

温度升高，地下冰融化，引起地面塌陷而形成各种洼地。热喀斯特湖：热喀斯特洼地积水成湖，称为热喀斯特湖。

第三节 冻土地貌的发育

空间差异

冻土的发育不仅与温度有关，也与湿度有关，表现出地带性特征（水平和垂直地带性）。

海洋性气候区： 降水丰富，积雪厚，多年冻土不发育。

大陆性干旱气候区：降水稀少，地表和地下水贫乏，除石海、石河外，冻土不发育。

半干旱气候区：气温低，有少量降水，最适合冻土发育，面积、厚度大，各种冻土地貌齐全。

第三篇：地貌学实习报告

地貌学实习报告

——永安实习区喀斯特地貌专题

学院：资源与环境科学学院专业：11地理科学学号：110904040姓名：张作奇

一、摘要

永安市位于福建省中西部，地处武夷山脉和戴云山脉之间的中断，属福建省三明市管辖。我们在学习了喀斯特地貌知识的基础上，通过对永安实习区鳞隐石林的观察进一步分析喀斯特地貌的特征及成因，更加确切的认定地质、地貌、气候是决定喀斯特地貌的决定性因素，为已学理论知识提供实际的证据。永安地区的交通旅游业占有相当的地位，闻名省内外的主要旅游景点有风景秀丽的桃源洞和石林风景区，通过这次实习对喀斯特地貌的调查，对于深入了解喀斯特地貌的成因及特征具有特殊的意义。

二、关键词

喀斯特地貌，地貌特征，成因分析，永安实习区石林风景区

三、正文

引言：2012年10月13日这天对永安石林风景区进行观察。通过这次对地貌的调查，对于

更好地了解喀斯特地貌的特征及其地貌的成因。

1.实习区自然地理概况

永安市位于福建省中西部，地处武夷山脉和戴云山脉之间的中断，东经116°56′―117°46′，北纬25°33′―26°13′；地理坐标X：27―45，Y：67－93公里，属福建省三明市管辖。

永安市是福建省中西部的交通和文化中心之一，是鹰厦铁路的必经要冲，全区铁路、公路四通八达,除鹰厦铁路外,还有永安至加福、永安至福建水泥厂铁路,以及永安至泉州、永安至清流、永安至闽西诸县的公路,其他次一级公路贯穿全区,故交通十分方便。永安地区是我国华南区比较典型的低山丘陵区，全区山脉连绵起伏，一般高程在800米至1100米以上。由于新构造运动的影响，该区河谷水系十分发育，主干河流为沙溪，上游称九龙溪，支流称文川溪，其他大小河流沟谷遍布全区，水力资源十分丰富。永安地区属华南地区比较典型的中亚热带海洋性季风气候，年平均气温19℃以上，最高气温达41℃，最低气温为－7.6℃。全年以7月份气温最高。全区雨量充沛，年平均降雨量为1600－1700毫米。一般三月至六月为全年的雨季。

永安地区的自然资源十分丰富。除了有十分丰富的水力资源外，尚有丰富多样的矿产资源，以煤、重晶石和石灰石为主，主要分布于加福、丰海、李坊和坑边一带，其中李坊重晶石矿为我国华南地区罕见的特大型矿床；坑边石灰石矿是上市公司福建水泥股份有限公司（福建水泥）的主要矿产地，该地区是福建省主要的矿产地之一。此外，由于全区90％以上的地表均被植被所覆盖，因此，森林资源也十分丰富，是上市公司永安林业股份有限公司（永林股份）的主要原料产地。

永安也是福建省的一个重要的工农业生产基地，主要工业有福建水泥厂、福建维尼伦厂和永安火电厂、永安机床厂、永安造纸厂以及加福煤矿、丰海煤矿等。此外，近年来大小乡镇企业，如竹木器加工、小五金等蓬勃兴起。农业生产也占有比较重要的地位，主要经济作物有水稻、小麦、甘蔗、烟叶、竹笋等。

此外，永安地区的交通旅游业也占有相对的地位，闻名省内外的主要旅游景点有风景秀丽的桃源洞和石林风景区，尚有众多的地下喀斯特溶洞，如十八洞、石洞寒泉、黑风洞和小陶的甘露洞等。

鳞隐石林景区是典型的喀斯特地貌，景区内包括鳞隐石林、洪云石林、十八洞等风景片区，总面积1.85平方公里，独特的喀斯特地貌造就了地上石林、地下迷宫的奇异景观，规模仅次于著名的云南石林，堪称全国第二，外景多姿壮观，似天然盆景，内似地下迷宫，侧景则秀丽别致，有“天然石头动物园之美称”，被评为国家重点风景名胜区。景中的岩石表面多呈鱼鳞状，又因“鳞隐”取“天故隐其迹”之意，故而得名。石林最初的开发可追溯至清雍正年间，由当地名士赖翘千、赖允升两兄弟历时六年在其中修整出道路，并建造了亭台楼阁及书院。

2.地貌特征

2.1地表喀斯特地貌特征

2.1.1溶沟和石芽

地表水对可溶性岩石的表面裂隙进行溶蚀和冲蚀作用，是可溶性岩石表面形成一些石制沟槽，称为溶沟，相邻溶沟之间的凸起的石脊，称为石芽。景区内耸立着是芽、石柱、石锥、石笋400多座，最高36米，怪石拟人状物、千姿百态，其景点有三鼎石、望天石、石猿抱桃、接吻石、黑熊抱竹、石龟探洞等50多处。

2.1.2石林

石芽高度大于1米称为石林。石林发育于石炭－二叠纪的石灰岩里，高的达36米，低者2－3米，形态各异。

2.1.3溶斗和落水洞

地表水沿着稠密而垂直的裂隙向下渗透，在渗透过程中对周围岩石进行溶蚀，有时伴随有冲刷、塌陷，使地面形成漏斗状洼地，称为漏斗，溶斗和落水洞是喀斯特地面上发育最广泛的漏陷地貌。溶斗是现代喀斯特作用下的产物，起着汇集地表水的作用。溶斗按其成因可分出溶蚀溶斗及塌陷溶斗两种类型。溶蚀溶斗：它是地表径流沿裂隙密集地段溶蚀而成。它的深度不大，斗缘也不明显，外形多成碟状。石林景区内的溶斗几乎是这种类型的。落水洞是喀斯特地区从地表通到地下溶洞的通道叫落水洞，落水洞按其形态可分为两种：裂隙状落水洞和井状落水洞，裂隙状落水洞这种落水洞在石林景区内分布最广。

2.2地下喀斯特地貌特征

十八洞位于鳞隐石林入口处的弥勒佛像内，主洞长217米，不计其数。洞中有洞，状若迷宫。洞中钟乳千姿百态，从岩溶裂隙和落水洞向地下深处渗透的水，在向下渗的同时也对周围岩石起到溶蚀作用，扩大其空间，形成大小不一的溶洞。地下水不断雕刻可溶性岩石，同时又在不停地塑造喀斯特地貌的奇特形态，当含有碳酸氢钙的水从溶洞顶的裂隙渗出时，水中的二氧化碳散逸到空气中，易溶的碳酸氢钙转变为碳酸钙附在洞顶上，形成从洞顶向下悬垂的钟乳石；当水滴落到洞底，形成从洞底向上突起的石笋，石钟乳和石笋不断生长，相互接起来，形成石柱。

3.地貌成因分析

3.1地质条件

石林发育于石炭－二叠纪的石灰岩里，根据区域不整合面、沉积构造、构造迹象和岩浆活动的特点，可划分为加里东旋回、印支旋回、燕山旋回和喜马拉雅旋回等四个构造层。该地区断裂，褶皱发育良好。喀斯特作用是否能够进行主要取决于岩石的可溶性和水的溶解力。但喀斯特作用的深入程度则受岩石的透水性和水的流动性的影响。而岩石的透水性取决于岩石的孔隙度和裂隙度。即与岩石的岩性和地质构造有关。对岩石透性影响最大的是裂隙度。构造是控制岩石透水性的重要因素。

石芽是水流沿平行的或斜交的构造裂隙上溶蚀冲刷而成，多分布在山坡上。溶洞是地下水沿可溶性岩体各种裂隙溶蚀，侵蚀扩大而成的地下空间。溶洞的发育，初期是地下水沿着细小的裂隙，以后随着溶隙的扩大和流量流速的增加，地下水除了溶蚀外，还产生机械侵蚀，于是溶隙迅速扩大与合倂，形成管道式的流水，如地下河。溶洞的发育受构造影响很大。首先，溶洞是沿各种构造裂隙溶蚀、侵蚀出来的。其次，岩层的构造

形态，如褶曲、倾斜或水平等对溶洞的发育也有明显影响。因为各种构造的岩层层面，都是地下水的良好通道，它为溶蚀作用开创了空间条件，加上层面稳定，延伸又远，所以下渗水流能够深入地下，发育出规模较大的洞穴。

3.2地貌条件

石林发育于石炭－二叠纪的石灰岩里，上石炭统：船山组。该地层广泛分布于黑风口、田螺岩、狮子岩、大小力岩及大湖一带，为一套浅海相碳酸盐岩建造，岩性为深灰色－灰黑色厚－巨厚层状微晶灰岩，上部含少量燧石结核和白云质灰岩。本组石灰岩厚度大，质地纯是永安地区喀斯特地貌发育的地带。

3.3气候条件

喀斯特地貌受气候条件影响很大，特别是气温和降水直接或间接影响喀斯特水的径流量和溶解的速度。永安地区属于亚热带季风气候，夏热冬温，夏雨较集中，无明显干季。我国南方高温多雨，动植物繁殖较快，水流动快，二氧化碳补充也快。水是喀斯特作用不可缺少的条件，水对碳酸盐类岩石的溶解主要是水中含有二氧化碳在起作用。水中二氧化碳的来源主要有三个方面：即大气中的二氧化碳，有机成因的二氧化碳和无机成因的二氧化碳。化学反应的速度是随温度的升高而加速的，溶解速度随温度升高而增高。亚热带喀斯特地貌的发育是在高温多雨的环境下进行的。高温下化学反应速度快，碳酸钙的溶解量增大。植被丰富，是鳞隐石林的三大特征之一。使生物成因的二氧化碳增加，多雨会使喀斯特水的循环速度加快，使地下水的二氧化碳含量不断补充，溶蚀力得到加强。水不仅对可溶性岩石发生溶蚀作用，而且还发生机械冲蚀和搬运作用，从而促进喀斯特地貌的发育。

结束语：

野外实践教学是高等学校地理科学专业（师范类）的一个重要的教学环节。永安的石林是大自然留给我们的珍贵遗产，为我们了解古地理环境和地貌的发展历史留下了宝贵的证据，野外的实习将我们从课程中学到的知识与现实的地貌有机的结合起来，对已经学习到知识更加的深入。通过野外的实习熟练的掌握课堂中学到的知识，运用到实际中，与实际有机的相结合起来，把书本的知识吸收为自己的财富，野外实习在检验我们是否掌握相关知识的同时也让我们体会到了自然地理的各方面知识作为专业的基础知识在运用中起着决定性的作用，所以务必要夯实基础，才能够谈规划。为将来成为一名合格的初高中地理教师打下坚实的基础。

第四篇：地质地貌学实习报告

一、实习目的：

1、为了熟悉火成岩、沉积岩、变质岩的各种结构、构造特征，以及当地地质构造、河流地貌、岩溶地质作用等各种地质地貌；

2、使我们进一步巩固地质地貌学的基本原理，学习并把握野外地质地貌调查研究的基本方法和基本技能，加深我们对课堂理论知识的理解，形成比较完整的学科理论教学体系，为学习其他课程打下必要的基矗

3、野外考察实习使我们对地质地貌学有一个感性直观地熟悉，锻炼了我们探究的能力和野外勘查实验的能力。

4、通过对各种地质地貌的观察，认知并了解典型的地质地貌特征，能对野外的地质地貌构象作出基本的解释，并能做出公道的推算当地的地质演变历史。

二、实习概况：

本次实习共五天：

5月9号老师在教室给我们先容了我们本次实习的地点、实习目的及实习时应留意的事项，并先容了古武当山、京娘湖、莲花洞各地区的自然地理，让我们有个初步的了解，并让我们课下多搜集这方面的资料。5月10号我们在莲花洞实习，在这里形成了奇异的喀斯特的地貌。洞内可见石钟乳，石柱，在山顶可看到竹叶状灰石、鲕粒灰言冬在山下又有地下暗河。5月11号我们来到了京娘湖，熟悉并鉴别沉积岩的层理、层面结构，老师并先容了河流的地质作用和河谷的形成。

5月12号到达古武当山，我们了解了片麻岩等岩石的结构、及构造特征和各种地质构造：褶皱构造、断层构造。

5月13号回到学校，把自己做的笔记进行了整理，写完实习报告。

三、实习内容：

1、实习前的预备：

5月9号，老师告诉我们要往武安实习，实习地点有三个：莲花洞、京娘湖、古武当山。要熟悉火成岩、沉积岩、变质岩的各种结构、构造特征，以及当地地质构造、河流地貌、岩溶地质作用等各种地质地貌，比如：片麻岩、鲕状灰岩、竹叶状灰岩等岩石的熟悉，识别节理、断层，层理、层面构造，河谷发育及形成等。已让我们有目的的实习。实习时留意安全，不能掉队，一切活动应集体行动。

接着老师先容了古武当山、京娘湖、莲花洞各地区的自然地理，让我们有个初步的了解，并让我们课下多搜集这方面的资料。﹙1﹚地形地貌

区域位于太行山东麓南段，西连太行山地，东接华北平原，为太行山与华北平原过渡带。西部、西北部和中部鼓山为陡峻的断块山地，山峦起伏，向东逐渐过渡为丘陵、平原。总的地势是西北、西部高，东南、东部低。

第五篇：地质地貌学实习报告

地质地貌学实习报告

一、实习概况

1、实习目的与任务

地质地貌实习是我们专业基本教学实习环节。通过此次实习，使我们进一步巩固地质地貌学的基本原理，学习并掌握野外地质地貌调查研究的基本方法和基本技能，加深我们对课堂理论知识的理解，形成比较完整的学科理论教学体系，为学习其他课程打下必要的基础。

野外考察实习使我们对地质地貌学有一个感性直观地认识，锻炼了我们探究的能力和野外勘查实验的能力。

通过对各种地质地貌的观察，认知并了解典型的地质地貌特征，能对野外的地质地貌构象作出基本的解释，并能做出合理的推算当地的地质演变历史。

2、实习概况

（1）实习地点（其一）：贵州关岭花江大峡谷

花江大峡谷：关岭花江大峡谷风景名胜区，位于贵州省中部偏西南，安顺市西部，贵州关岭布依族苗族自治县县城西南面。东北与镇宁县接壤，西南以北盘江为界和晴隆、兴仁、贞丰三县相邻。花江大峡谷风景名胜区西北起岗乌镇的毛草坪，东南至板贵乡的三江口。全长79公里，平均宽3.8公里，面积300平方公里。共分为5个景区，即夹山景区、铁索桥景区、下瓜寨景区、盘江桥景区和古生物化石景区。

花江大峡谷风景名胜区主峰旧屋基大坡海拔1850米，景区最低点是北盘江和打邦河的交汇合处，海拔仅370米。山高、峡深、水急、壮美的自然景观与古朴浓郁的民族风情、神秘久远的海百合、龙化石构成“雄奇、宏大、险峻、神秘”的鲜明特色，这里是典型的喀斯特岩溶地貌，碳酸岩石出露分布广泛，岩溶面积92%。岩溶极为发育，形态类型多样，峰林、峰丛、孤峰、石林、溶洞、溶丘、瀑布、暗流、伏流、洼地、漏斗、奇石和千姿百态的钙质一应俱全，形成贵州喀斯特地貌类型最为齐全的的亚热带岩溶景观博物馆。

（2）实习单位：09级环境与生命科学系地理科学专业一班 姓名：王斌 学号：0812090100

3（3）实习时间：2010年6月5号——2010年6月10号

（4）实习器材；地质罗盘，地质锤；放大镜，皮尺等

（5）指导老师：莫世江教授、丁卫红老师等

（6）实习分组：09地理（1）班第一组

（7）实习路线；毕节学院——安顺市——黄果树瀑布——关岭县城——关岭国家地质公园——花江大峡谷——兴义市——万峰林——石林——织金洞——毕节学院

二、实习内容

1、花江大峡谷地质地貌概况

地球的裂缝——花江大峡谷地处贵州高原南部，向广西低山丘陵过渡的斜坡地带，在地质构造上位于杨子台褶带中的黔南古断褶来之西部，出露地层中三叠纪地层分布广泛，岩性以碳酸岩层为主，这是形成岩溶地貌的基础。经过多次造山运动，地壳隆升，海水消退，出露的海沉积物中碳酸钙含量高，经水的溶解和风化剥蚀，发育成各种奇观，如溶洞、奇石等，这些奇观主要是奇特的喀斯特地貌奇。

花江大峡谷经历了漫长的地质演变过程，燕山运动奠定了其发展演化的基础。通过一系列的造山运动，形成了大峡谷复杂的地形地貌和独特的地质构造，特别是其独特的地质遗迹，较全面的揭示了该区域的白垩纪古地理的原貌及其发展过程。

该区域地层的形成为早白垩纪早期，其岩石类型分别由沉积岩和火山岩组成，形成了一个集沉积岩、火山岩、接触变质岩、古生物化石等多种地质现象为一体的综合性地质宝库。

2、喀斯特发育情况

花江大峡谷是典型的喀斯特岩溶地貌，碳酸岩石出露分布广泛，岩溶面积92%，号称贵州省境内喀斯特地貌类型最为齐全的的亚热带岩溶景观博物馆。岩溶极为发育，形态类型多样，峰林、峰丛、孤峰、石林、溶洞、溶丘、瀑布、暗流、伏流、洼地、漏斗、奇石和千姿百态的钙质一应俱全，形成贵州喀斯特地貌类型最为齐全的的亚热带岩溶景观博物馆。

3、该地区喀斯特地貌形成条件和发育的主要因素

(1)岩石的透水性：水渗入可溶性岩石内部是加速岩石溶解和地质作用的重要因素.(2)地下水的运动： 地下水排水条件好，交替作用强，喀斯特发展速度快；地下水运动缓慢，则情况相反，溶解的碳酸钙不能及时带走，停滞的地下水很快成为饱和溶液而失去再溶蚀能力。

（3)水的溶解能力：净水溶解能力是比较低的，当水中合有碳酸时，溶解能力加强。自然界碳酸的来源很多，主要来自空气中大量的二氧化碳(CO2)和雨水的化合，以及土壤层中各种生物化学作用产生的二氧化碳与水的化合。此外，气候和岩石成分、结构、产状、厚度等，对喀斯特的发育也有很大的影响。

4、沉积构造

在大峡谷的山体上随处可见的沉积构造也是远古时期地壳活动留下的印记。当时湖泊流水中携带的大量泥沙一层层沉积下来，形成现在的岩石，不同的层理交织在一起，看上去好像一幅幅浑然天成的山水画。早期形成的沉积岩与火山喷发的岩浆接触后，在高温高压的环境条件下发生变质，又形成了颜色丰富、妖娆多姿的接触变质岩。

5、地质构造

在花江大峡谷一带进行实地的考察，观察该区域的初露岩石的形状，结合书本已学的地质学知识，可以形象的进行如下概括：

地质构造主要分为两大类，四小类：

一是褶皱，包括背斜和向斜两种形态；其中岩层向上拱起的是背斜，向下弯曲的是向斜。

二是断层，包括地垒（断层上升岩层）和地堑（断层下降岩层）两种。

6、地质罗盘的使用方法

在使用前必须进行磁偏角的校正。

因为地磁的南、北两极与地理上的南北两极位置不完全相符，即磁子午线与地理子午线不相重合，地球上任一点的磁北方向与该点的正北方向不一致，这两方向间的夹角叫磁偏角。

地球上某点磁针北端偏于正北方向的东边叫做东偏，偏于西边称西偏。东偏为(+)西偏为(-)。

地球上各地的磁偏角都按期计算，公布以备查用。若某点的磁偏角已知，则一测线的磁方位角A磁和正北方位角A的关系为A等于A磁加减磁偏角。应用这一原理可进行磁偏角的校正，校正时可旋动罗盘的刻度螺旋，使水平刻度盘向左或向右转动，(磁偏角东偏则向右，西偏则向左)，使罗盘底盘南北刻度线与水平刻度盘0--180度连线间夹角等于磁偏角。经校正后测量时的读数就为真方位角。

（二）目的物方位的测量

是测定目的物与测者间的相对位置关系，也就是测定目的物的方位角(方位角是指从子午线顺时针方向到该测线的夹角)。

测量时放松制动螺丝，使对物觇板指向测物，即使罗盘北端对着目的物，南端靠着自己，进行瞄准，使目的物，对物觇板小孔，盖玻璃上的细丝，对目觇板小孔等连在一直线上，同时使底盘水准器水泡居中，待磁针静止时指北针所指度数即为所测目的物之方位角。(若指针一时静止不了，可读磁针摆动时最小度数的二分之一处，测量其它要素读数时亦同样)。

若用测量的对物觇板对着测者(此时罗盘南端对着目的物)进行瞄准时，指北针读数表示测者位于测物的什么方向，此时指南针所示读数才是目的物位于测者什么方向，与前者比较这是因为两次用罗盘瞄准测物时罗盘之南、北两端正好颠倒，故影响测物与测者的相对位置。

为了避免时而读指北针，时而读指南针，产生混淆，放应以对物觇板指着所求方向恒读指北针，此时所得读数即所求测物之方位角。

（三）岩层产状要素的测量

岩层的空间位置决定于其产状要素，岩层产状要素包括岩层的走向、倾向和倾角。测量岩层产状是野外地质工作的最基本的工作方法之一，必须熟练掌握。

1.岩层走向的测定

岩层走向是岩层层面与水平面交线的方向也就是岩层任一高度上水平线的延伸方向。

测量时将罗盘长边与层面紧贴，然后转动罗盘，使底盘水准器的水泡居中，读出指针所指刻度即为岩层之走向。

因为走向是代表一条直线的方向，它可以两边延伸，指南针或指北针所读数正是该直线之两端延伸方向，如NE30度与SW210度均可代表该岩层之走向。

2.岩层倾向的测定

岩层倾向——是指岩层向下最大倾斜方向线在水平面上的投影，恒与岩层走向垂直。

测量时，将罗盘北端或接物觇板指向倾斜方向，罗盘南端紧靠着层面并转动罗盘，使底盘水准器水泡居中，读指北针所指刻度即为岩层的倾向。

假若在岩层顶面上进行测量有因难，也可以在岩层底面上测量仍用对物觇板指向岩层倾斜方向，罗盘北端紧靠底面，读指北针即可，假若测量底面时读指北针受障碍时，则用罗盘南端紧靠岩层底面，读指南针亦可。

3．岩层倾角的测定

岩层倾角是岩层层面与假想水平面间的最大夹角，即真倾角，它是沿着岩层的真倾斜方向测量得到的，沿其它方向所测得的倾角是视倾角。视倾角恒小于真倾角，也就是说岩层层面上的真倾斜线与水平面的夹角为真倾角，层面上视倾斜线与水平面之夹角为视倾角。野外分辨层面之真倾斜方向甚为重要它恒与走向垂直，此外可用小石于使之在层面上滚动或滴水使之在层面上流动，此滚动或流动之方向即为层面之真倾斜方向。

测量时将罗盘直立，并以长边靠着岩层的真倾斜线，沿着层面左右移动罗盘，并用中指搬动罗盘底部之活动扳手，使测斜水准器水泡居中，读出悬锥中尖所指最大读数，即为岩层之真倾角。

岩层产状的记录方式通常采用下面的方式：

既方位角记录方式，如果测量出某一岩层走向为3100，倾向为2200，倾角350，则记录为NW3100／SW∠350或3100／SW∠350或2200∠350。

野外测量岩层产状时需要在岩层露头测量，不能在转石(滚石)上测量，因此要区分露头和滚石。区别露头和滚石，主要是多观察和追索并要善于判断。

测量岩层面的产状时，如果岩层凹凸不平，可把记录本平放在岩层上当作层面以便进行测量。

7、花江大峡谷石漠化情况及其治理方案

（1）石漠化

石漠化即喀斯特荒漠化或石化，与我国西北一带沙漠化现状相似，是土地劣化演变的极端形式之一。广西和贵州等地原本就有大面积的碳酸岩分布，又由于不断地开荒种地，破坏了原有植被，需千万年才能形成的瘠薄土层经风吹雨打迅速流失，最后地表只剩下不能种任何植物的石块。我国西部石漠化速度相当快，其中广西碳酸岩占全区土地总面积的37．8％，石漠化以每年3％—6％的速度递增。石山地区不但形成“山光人穷，穷山恶水”的恶性循环，且由于土壤稀薄、缺水易旱，也是造林绿化中最难啃的“硬骨头”。花江大峡谷地区也与此类似，治理石漠化当务之急！

（2）成因机理

一、花江大峡谷区域碳酸盐岩系的抗风蚀能力强，成土过程缓慢。据资料显示，每形成1 cm厚的风化土层需要4000余年，慢者需要8500年，较非岩溶区慢1O～80倍，这是西南岩溶山区土层浅薄、易出现石漠化的客观背景条件和基本原因。

二、山多坡陡的地表结构不利于水土资源的保存。西南岩溶山区地表崎岖破碎，山多坡陡。山多坡陡的地表结构加剧了斜坡体上水、土、肥的流失，某些人类活动扰动的激发下，使大片岩溶山地变成石漠化。

三、岩溶山区特殊的土体剖面结构加 剧了斜坡上的水土流失和石漠化。岩溶山区土壤剖面中通常缺乏C层(过渡层)，在基质碳酸盐母岩和上层土壤之间，存在着软硬明显不同的界面，使岩土之间的粘着力与亲和力大为降低，一遇降雨激发便极易产生水土流失和石漠化。

四、降水的影响。西南岩溶山区年均降雨量多在900～1 300 mm，暴雨集中在春季(约占4O)和夏季(占55％以上)。春季和初夏季的暴雨正是大面积坡耕地的中耕播种季节，农作物(玉米、油菜、绿肥等)正处于幼苗阶段，疏松的坡土得不到很好的覆盖，故春季和初夏季暴雨加剧了石漠化的发展。

五、人口增长过快，农业人口多，土地负荷压力大。西南岩溶山区是少数民族聚集区，农业人口比重大，增长速度快。人口增长快、密度大，加上素质低，使西南岩溶山区陷人人口增加一过度开垦一土壤侵蚀性退化一石漠化扩展一经济贫困的恶性循环中。

六、对土地掠夺式经营，耕种方式落后。乱砍滥伐、滥垦滥耕、铲草皮、挖树根、烧秸秆等在山区经常发生，对土地掠夺式经营造成了严重的水土流失和土地石漠化。此外，耕种方式水分环比泥沙环比山地石率环比西南岩溶山区三分之一的旱耕地仍采用落后的顺坡耕种方式，加剧了水土流失和石漠化。

（3）合理的治理方案

一是采取砌坎培土的方式，增加土层厚度；二是采取林农混种的方式，实行以耕代抚；三是采取兴修蓄水池方式，保证林竹生长供水需要；四是采取封山禁牧的方式，禁止人畜践踏，增加林草植被；五是有条件的地方，实行土壤改良、施肥，促进林竹生长。

四、多部门联动。石漠化综合治理是一个系统工程，关系到贫困山区生态环境的改善、群众的脱贫致富和新农村建设，仅靠林业部门一家的努力难以达到效果。因此，政府把林业、国土、财政、农业、粮食、水利、畜牧等相关部门的力量进行整合，实现多部门联动治理。一是积极开展林下种草。结合当地重点发展以花椒为种植的在石漠化综合治理地区开展林下种情况下，种草养畜，增加了农户收入，调动了广大群众石漠化综合治理积极性。二是配套完善改土工程。该区域的石漠化治理区域主要集中在立地条件较差的陡坡耕地富集区，要投入较大力度。三是加强农村能源建设。岩溶区群众生产生活能源主要靠薪材，长期随意樵采是造成石漠化的主要原因之一，也是治理的难点之一。

三、实习心得

此次教学实习我们在实习指导老师的指导下，顺利完成了教学实习的安排，达到了实习的目地和要求。为我们日后从事相关工作提供了一个难得的锻炼机会。

通过此次教学实习，我们不仅巩固了自己的理论知识，而且极大的锻炼了我们的实践操作能力。实习中有许多知识课本上是没有的，我们学到了更加明确可行的操作技术和应用理论。如何充分灵活利用自己课堂知识进行实际操作，锻炼自己的实践操作能力，这次教学实习给了我们一个充分锻炼的自己的机会。

通过着此次教学实习，我们不仅巩固了自己的理论知识，而且极大的锻炼了我们的实践操作能力。走出校园，走进大自然的怀抱，感受大自然的魅力。这次野外实习我们不但欣赏了xx秀美的自然景色，调查了解马地质地貌的类型和地质变化，而且学习并掌握了野外地质地貌实习的一些调查研究方法，提高了我们的知识应用与实践能力。在野外实习的过程中，虽然非常的劳累，但看到如此的美丽的自然景色，实习后的成果心里还是非常愉悦。这次教学实习让我们受益匪浅。

但同时在调查过程中我们也发现xx旅游开发一些不合理现象，存在着不少问题。例如北部的大山,南部的、宝安山、团山,由于长期垦殖,过度放牧及人类经济活动综合影响,水土流失严重,土壤干旱贫瘠,岩石裸露,原生植被破坏殆尽,只有赤松、栎类稀疏分布,河流及山沟两侧有零星枫杨、槐树等等。因此如何充分利用xx天然的资源优势，实现经济、社会、生态的大丰收是开发者应慎重考虑的。

目前花江大峡谷旅游开发刚刚拉开了序幕，我们相信开发者会充分合理利用花江大峡谷的天然自然资源和人类的智慧，让自然保护区焕发出新的乐章，实现经济、社会、生态三方面和谐发展，造福人类。