与水有关的其他陆地地貌

与水有关的其他陆地地貌_地质与岩土力学基

情景6　地表水的地质作用与地貌

【学习目标】

1.了解地球水分循环系统，重点掌握陆地水系统。

2.熟悉流水地质作用及流水地貌类型。

3.了解海洋地貌的分类以及海洋沉积。

4.理解水与各种地貌的关系，掌握各种地貌特点。

【能力要求】

1.会分析各种水分系统的关系。

2.能够分析形成各种地貌的流水作用。

3.能够思考各种工程与环境的关系，特别是会分析水与工程及环境的关系。

【必要的理论知识与资料】

6.1　概述

在地球的地质作用系统中，外动力地质作用的最大或者根本动力来自太阳。在巨大的地球表层系统里，最为重要和活跃的可变因子是水。地球系统的各种相对运动使得相应地质作用更为复杂。

地球是一个水球，庞大的水体占据地球表面绝大部分面积，浩瀚的海洋平均深度3800m，蕴藏着巨大的能量，以吸收转化释放热能、蒸发降落水分和自由流动及参与生态活动展现其最大的作用、功用;而陆地的河流、湖泊、池沼、水库及各种暂时性水体也呈现出复杂多样的作用形式，成为陆地表面最为广泛而深刻的作用力。

我们必须明白地表水体的运动模式，明白地球表面水体的各种作用特点，明白地表水体各种状态以及相互关系。认识当下的地表水存在和运动是分析当下各种地质作用的需要，也是帮助我们认识地质历史时期地质作用的需要，有助于我们对岩石、地层和第四纪地质的分析。

从大气中的水分运动到地表的河流湖沼以及地下水，再到巨大的海洋，水参与到地质运动的方方面面(图6－1)。这些水体不同程度限制人类的活动，水以利害双向性与人相关，人类的一切活动都离不开水。水的利好性在生态系统里居多，但是对于工程建设，我们更应该重视这些以蚕食力、破坏力的面目出现的水作用。

在地表作用系统里，水以其流动性和三态相而成为最活跃的系统组分之一和最强大的作用力因子，土建工程建设避不开这个因子，时刻与之发生矛盾(图6－2)，水利工程建设更是以其为主要对象来调整人类目的和自然现状的关系。处理与水的矛盾是工程建设的重要任务。

图6－1　地球水体循环和地表水运动

图6－2　地表水与人类的相关性

对于地表水的作用，人类有许多观察和分析系统，例如天气气象系统，河流水文系统，海浪洋流系统，水库灌溉系统，工业与民用给排水系统，生态用水调整系统，灾害预警系统等等，这些各别的系统以其各自相对封闭、相对简单和完整性来完成自我的工作任务和提供有用的信息，也可以相互提供信息和构筑更大的水信息系统。还有更多地为单项工程和目标设计的应用观察分析和科学研究观察分析系统。搜集和整合各种系统信息才可能有最佳的分析和各种针对性的方案和研究、设计。

研究水体与地球其他物质体的矛盾，我们肯定不能只盯着水体，矛盾的两方面都是应该观察和分析的重点，以水与岩土的矛盾来说，我们就必须认真观察两方面的起始、变化、终结。矛盾的双方与环境构成了完整的系统。在相对固定的空间点上，有水体的来去，有岩土的来去，他们的变化就是地球物质系统的状态变化。这些变化有的很快，有的相对缓慢，对于运动快慢以及运动状态，人们有多样的概念来描述和表达。对于水体的描述有诸如河流、湍流、暴雨、洪水、泉水、湖泊、冰川、海洋等等，对于岩土的描述有平原、沟道、洪积扇、河岸、沙土、山体等等，对于环境的描述有干旱、湿热、森林、草原等等，这些因子无不互相表达，所以，研究水体就不能只见水体，不见其他。

在水与岩土的矛盾中，观察岩土自身就显得相当重要。岩土在与水体作用中的各种表现与状态呈现出相对稳定性和运动缓慢性，这样就便于人们观察分析。例如通过河岸的缓慢变化来分析河流，通过洪积扇来分析洪水，通过坡积物来分析降雨与冲刷，通过海岸来分析潮汐海浪。

研究地表综合现象和变化规律的学科有地貌学、环境学等，地貌学就是研究地球形貌变化的一个学科。从宏大的海陆形态到微小的沙波纹，都是地貌学的研究领域。地貌变化的主因是地质作用的内外两方面，地貌是一种外在呈现和表达，是外相。因而，我们必须了解地貌学的一些基本原理和地貌形态，综合了解各种地貌成因。通过对各种地貌的分析来判断地球水体的各种运动，这是一种知己知彼的研究思路和方法，同样也可以用来预判人为干扰下的地貌发展变化以及对人类建设的反向影响。例如通过对长江三峡地质地貌的分析来研究长江水体在地质历史上的作用力与作用形式，明确了长江水体的运动特点和作用力以及作用形式然后指导三峡工程建设，而三峡工程建设又是一种人为扰动，产生新的地质地貌现象，扰动后的长江三峡综合体又以新的作用方式展现自我并以新的姿态作用于人类工程。地貌现象永远是当下的一种适应和调整，是对历史结果的修正与改变，也是面向未来的征兆与预示。

6.2　陆地水系统

陆地水与我们的生存和工程建设最为密切，也方便我们研究与分析，它流淌与环绕在我们周围，已有的知识使我们对它有高度概括的了解。应该明白陆地水不是封闭的系统，但是有相对封闭的因子，封闭性以利我们缩小观察范围，而开放性自然是帮助我们建立联系。认识观察的角度不同，将会有不同的概念，我们就以传统的流域、水系概念系统来展开我们的学习。

6.2.1　流域

流域就是水流动的区域，也有说是河水流经的区域。强调了河水，即否定了没有河水的区域，强调了区域、地域，也可能淡化了流水以及流动性。

陆地上一切区域皆可能流水，皆可能形成水流，皆可能形成我们俗称的河流，那一切区域都可能称之为流域。今天这个区域无水、少水，不能说以前也是，也不等于未来也是，我们有了这样的认识，就会寻找以前的历史，也会对未来推测预判。

6.2.2　分水岭

分水岭是指相邻两个流域之间的山岭或高地(图6－3)。在分水岭地区，由大气降水形成的地表径流，分别流入山岭或高地两侧的河流。其实每一个微地形都在分水，而分水岭是一种极限和分区标志。

图6－3　流域分水岭和干支流

由于分水岭两侧的坡度常常是不对称的，因而直接影响着两侧河流向源侵蚀的速度。向源侵蚀速度快的一侧，河流源头便较快地向分水岭伸展，使分水岭不断降低，并向坡度较缓的一侧移动，最终切穿分水岭。于是河床高程较低而侵蚀能力强的河流把另一侧河床高程较高而侵蚀能力弱的河流上游河段抢夺过来，使原来流入其他流域的部分河流改为流入切过分水岭的河流，造成抢水，又称河流袭夺(图6－4)。若分水岭两侧坡度比较一致，两侧河流向源侵蚀的速度也大体相同，则不会发生抢水，只是均匀地降低分水岭高度。所以，以分水岭这样相对确定和坚固的自然分区也是可变的，大的地质构造更是会彻底改变河流及流域系统。

图6－4　溯源(向源)侵蚀、河流袭夺及对流域改变

6.2.3　水系

在某一流域范围内，主干河流源远流长，拥有众多大小不同的各级支流，形成复杂的脉络相通的同一系统，总称为水系。水系中干流与各级支流的组合形式，称为水系模式。它是各种内、外地质营力作用的产物，受流域内原始地形坡度、岩石性质、地质构造、新构造运动和自然环境其他因素的控制，在平面上表现为有规律的排列组合。通过对水系模式的分析研究，可以推测流域内地质构造和地壳新构造运动的大致情况。也有助于对流域水文动态的分析预测。发现水系模式也是一切数理建模的基础。常见的有下列几种以几何状态命名的水系模式(图6－5)。

图6－5　水系类型

(1)树枝状水系。树枝状水系是指支流较多而不规则，支流与主流及支流与支流之间均以锐角相交，排列形式似树枝状的水系模式。主要发育在地质构造简单、岩性均一、地势平缓的地区。

(2)格状水系。格状水系是指支流与主流及支流与支流之间均以直角或近似直角相交，排列形式似方格状的水系模式。

(3)平行状水系。平行状水系是指各支流相互平行或大致平行排列，形成平行岭谷地貌的水系模式。常发育于受较大的地质构造控制的平行岭谷地区和平缓的单斜岩层或倾斜式构造上升的地区。例如，我国横断山脉中的水系是典型的平行状水系。

(4)辐合水系。辐合水系是指发育在盆地中或构造沉陷地区的河流，形成由四周山岭向盆地或构造沉陷区中心汇集的水系模式。例如我国塔里木盆地、四川盆地等地区的水系为辐合水系。

(5)放射状和环状水系。放射状和环状水系是指发育在穹窿构造或火山锥上的河流，形成顺坡向四周呈放射状外流的水系模式。如果穹窿构造的地层岩性软硬相间，河流侵蚀破坏穹窿山，其支流沿出露的软岩走向发育，注入环形主流，放射状水系即转化为环状水系。

(6)羽毛状水系。羽毛状水系是指支流短小而密集，与主流呈直角相交的水系模式。它多发育在断陷谷中或断层崖的一侧，或是线状褶皱地区。例如流经甘肃、陕西的渭河及其支流是较典型的羽毛状水系。

(7)网状水系。是指河道纵横交错、无规律可循、呈网状分布的水系模式。大多发育在沿海平原或河口三角洲地区。

一般情况下，人们是以具体的河流来区分水系，如长江水系，黄河水系等。黄河水系就是黄河干流、支流和流域内的湖泊、沼泽或地下暗河彼此连接组成的庞大系统。黄河发源于青海省巴颜喀拉山北麓，流经青海省、四川省、甘肃省、宁夏回族自治区、内蒙古自治区、陕西省、山西省、河南省和山东省9省区，于山东省垦利县注入渤海。全长5464km，流域面积75.2万km2。这样的水系概念是属于区域性和实体性的。每一个大的水系里面一定有许多的几何水系模式，如黄河水系里就有部分支流属于树枝状水系、羽毛状水系等。

6.3　地表流水地质作用及流水地貌

地表流水来源主要有雨水、冰雪融水、泉水等。地表流水流动方式分为坡流、沟道洪流等暂时性流水和河流这样的永久性流水(河流、湖泊、沼泽、塘库等)。

雨雪在降落到地表的时候已经开始了它的地质作用，击打沖蚀地面，下渗和地面产流，然后依据地形变化和其他影响因素流动，不断在动能势能之间转换，也不断对外产生作用，动能的大小跟流水的流量、流速相关，流量、流速越大，流水的动能越大，对地表的改造速度就越大，相应的表达就是流水的地质作用也越强。

地面流水分为层流、紊流、环流三种基本流态。层流——水质点呈平行层状，不互相混合，流动的层与层之间界线不交错。紊流——水质点呈不规则运动，并且相互干扰，在水层与水层之间产生大小不一的漩涡现象。河水运动的基本方式是紊流。环流——水质点作螺旋形运动，它在过水横断面上的投影为环状，普遍存在于河湾处，是由流水的惯性离心力作用产生的，它是造成河流凹岸侵蚀，凸岸堆积的主要原因。

现代地貌(高山峡古、广阔平原)主要是由流水地质作用形成的，地面流水是分布最广泛的地质外营力，是塑造大地面貌的雕塑家。地面流水地质作用分为侵蚀作用、搬运作用、沉积作用。

6.3.1　暂时性流水

6.3.1.1　片流

降水或冰雪融化后一部分渗入地下，或积于局部地表，其余的顺斜坡流动的面状水流称为片流，一般的片流属暂时性水流。我们观察大雨中的平滑圆弧雨棚顶部，就是这样的现象。它是薄层状、网状细流。片流作用强度与降水大小、斜坡坡度、入渗、坡面植被等有关。

片流对坡面产生剥皮式的破坏作用，叫片流的洗刷作用，结果使高处被削低。

如果斜坡岩性软弱(例如黄土、粘土等)、植被稀少、片流强度大，则坡面洗刷作用强，水土流失就严重，反之亦然。

片流携带的松散物质会在平缓低地或坡麓(坡脚)地带堆积下来，形成的松散堆积物，称为坡积物。坡积物的特点:①成分为岩屑、矿屑、沙砾或矿质黏土，与坡上基岩密切相关。②碎屑颗粒大小混杂，分选性差，层理不明显(图6－6)。

图6－6　斜坡上的作用分带(A弱洗刷带，B强洗刷带，C、D堆积带)

围绕坡麓分布的一系列坡积物貌似衣裙，称为坡积裙。坡积裙经过很长的累积可厚达十多米。坡积物与洪积物有明显区别。沟坡的坡积物往往会被大的洪水冲刷带走(图6－7)。

图6－7　坡积裙、沟道坡积物

6.3.1.2　洪流

片流会聚到沟谷，形成沿沟谷流动的暂时性水流称为洪流。洪流常常挟带着大量泥沙和石块，犹如咆哮的巨龙，呼啸而下，不可阻挡，加深和拓宽沟谷，迅速改变沿途地形地貌，并带来巨大灾难。挟带着泥沙和石块的洪流又称为泥(石)流。

洪流的冲刷作用将坡面凹地冲刷成两壁陡峭的沟谷。多次冲刷两侧形成许多小冲沟，共同构成了冲沟系统。当冲沟下切到地下水面时，便形成了小溪。

洪流流出山地进入平原时，豁然开朗，流速降低，水流分散，所挟带的大量物质堆积于山前，形成扇形(半锥形)分布的洪积物，地貌上称为洪积扇。

洪积物的特点:①沟口附近堆积多，厚度大，颗粒粗大，越向外堆积越少越薄，颗粒细小，具明显的分带性。②磨圆度差，分选性较差，可见斜层理和交错层理。③堆积的地形是锥状时，称为洪积锥(冲积锥)，呈扇形时称为洪积扇(图6－8)。

洪积扇的规模从几平方公里到上百平方公里不等(图6－9)。

从洪积扇(锥)顶到边缘，分为扇顶(锥顶)、扇中(扇形)和扇缘(滞水)三个带，沉积粒度由粗变细。扇缘因粒度最细，构成隔水层，使上游下渗的地下水富集，甚至溢出地表形成泉水，成为居民点集中的地方。

6.3.1.3　沟谷地貌

在流水作用下，沟谷呈现丰富的状态、形象。按沟谷的发育程度沟谷可分为以下几类:

图6－8　分析洪积物、汶川银杏乡遭泥石流现场

图6－9　洪积扇和洪积群

(1)纹沟:由细小的网状流水侵蚀而成，流路经常变化，没有明显的沟缘，其纵剖面与坡面的坡度一致。

(2)细沟:是由坡地上的细股水流侵蚀而成，宽度与深度相等或略大于深度，有固定的位置，纵剖面的坡度与坡地坡度基本一致，没有明显的沟缘。

(3)切沟:是由侵蚀(下蚀)能力较强的有一定水量的水流侵蚀而成。沟谷的深度明显，纵剖面的坡度与坡地的坡度有显著差别，横剖面上有明显的沟沿，呈“V”字型。

(4)冲沟:下切到达一定基准面，侧蚀变强，呈现一种相对稳定的状态，主要以搬运沟道物质和洪水物质为主，深度较大，长度多在数千米至数十千米，其纵剖面的坡度与坡地的坡度不一致，多呈下凹形态。深度有时大于宽度，横剖面呈“U”型。

(5)坳沟:是冲沟发展到一定程度以后，溯源侵蚀和下切侵蚀能力降低的产物。其纵剖面的坡度比较平缓，沟床上有沉积物覆盖。沟坡也相当平缓，沟沿再次变得不甚明显。也可以说是沟道发育的老年期，接受沉积多于搬运。

图6－10　纹沟、切沟、冲沟

上述沟谷类型在演化上具有方向性(图6－10)，但是由于地质、气候、坡度、植被等条件的影响，有些地段可能总是处于某一类型时期，有些也可以循环出现以前的发育阶段。沟谷是工程建设最常遇见的复杂地形，一般沟谷没有河谷那么危险，但是也是充满变性，缺乏对沟谷研究和对沟谷问题的重视，将会发生更多和更频繁的地质问题和工程问题。

6.3.2　长流水——河流

6.3.2.1　河流概述

河流:经常流水或常年流水的河谷。相应的还有时令性的河流，是介于长流水与暂时性流水的过渡概念。

河流所流经的槽状地形称为河谷。从河流横断面看河谷是由谷底和谷坡两大部分组成的。谷底包括河床及河漫滩。河床是指平水期水占据的谷底，或称河槽;河漫滩是河床两侧洪水时才能淹没的谷底部分，而枯水时则露出水面。谷坡是河谷两侧的岸坡。谷坡上部常年洪水不能淹没并具有陡坎的沿河平台叫阶地，但并不是所有的河段都有。谷肩(谷缘)是谷坡上部的转折处。谷麓(谷脚、坡麓)是谷坡与谷底之间的转折处(图6－11)。

由于不同的地质作用，河谷横断面还呈现对称和不对称，峡谷和宽谷等。

图6－11　河谷横断面要素图、不同类型的河谷横断面

从河流纵断面看，河流一段分为河源，上、中、下游，河口。例如长江发源于“世界屋脊”——青藏高原的唐古拉山脉各拉丹冬峰西南侧。长江干流宜昌以上为上游，长4504km，流域面积100万km2(其中直门达至宜宾称金沙江，长3464km)。宜宾至宜昌河段习称川江，长1040km。宜昌至湖口为中游，长955km，流域面积68万km2。湖口以下为下游，长938km，流域面积12km2。于崇明岛以东注入东海(图6－12)。

图6－12　长江纵剖面图

从河流纵向看，河段还分为顺直型、顺直微弯型、蜿蜒型、分汊型、游荡型等。

陆地上的任何一条河流，都经历了很长时期的发展演变。大体可分为幼年期、壮年期和老年期三个阶段。在不同的发展阶段中，具有不同的地貌特征。

(1)幼年期河流的地貌特征。在河流发育的早期阶段，由于地壳的迅速上升，河流深切侵蚀作用剧烈，大多形成狭窄的“V”形河谷。谷坡陡峭，河流纵剖面陡而倾斜，起伏不匀，谷底几乎全被河床所占据。

(2)壮年期河流的地貌特征。河流进入壮年期阶段后，水流均匀而平静，基本上无急流瀑布，河流纵剖面上的明显起伏也已消失。随着河流侧蚀作用的加强，河谷逐渐拓宽，谷坡平缓，山脊浑圆，地势起伏缓和，由原来的坡峰深谷演变为低丘宽谷。

(3)老年期河流的地貌特征。河流发展到老年阶段后，地质作用以侧向侵蚀和堆积作用为主，下蚀作用已很微弱，河水流速缓慢，堆积作用旺盛，形成宽广的河漫滩，使河床深度逐渐淤浅，滩上湖泊、沼泽密布，汊河发育，河流在自身的堆积物上迂回摆动，形成河曲，游荡，甚至无主流。

6.3.2.2　河流地质作用

河流流水的地质作用是指流水所具有的能量对地球岩土物质等的作用，能量一般分动能和势能，在河流里，水的动能势能同时存在，不断转换，不断消耗，在此过程中，改变了水体本身和相对的河岸河床等物质。具体说就是河水流动时，对河床进行冲刷破坏，并将所侵蚀的物质带到适当的地方沉积下来的过程，称为河流地质作用。河流地质作用可分为侵蚀作用、搬运作用和沉积作用。河流的侵蚀作用、搬运作用和沉积作用在整条河流上同时进行，相互影响。在河流的不同段落上，三种作用进行的强度并不相同，常以某一种作用为主。

(1)侵蚀作用。

河水及其所携带的碎屑物质，在河水流动过程中，不断冲刷破坏河谷、加深河床的作用，称为河流的侵蚀作用(图6－13)。河流侵蚀作用的方式，包括机械侵蚀和化学溶蚀两种。前者是河流侵蚀作用的主要方式，后者只在可溶岩类地区的河流才表现得比较明显。按照河流侵蚀作用的方向，分垂直侵蚀、侧方侵蚀和向源侵蚀三种。

图6－13　侵蚀作用示意图、涡流作用形成的凹坑

①垂直侵蚀作用。河流在垂直方向上对河底的冲刷作用，称为底蚀作用，又称为下蚀作用。常形成峡谷、急流、瀑布，一般在河流的上游，河底纵坡降大，水流速度快，底蚀作用表现得最为强烈。加上岩石性质构造条件的影响，常形成峡谷，急流和瀑布。

河流能不能无止境的下蚀呢?

河流的下蚀作用并非无止境的，下蚀作用的极限平面称为侵蚀基准面，如海平面(终极)。湖面、支流注入主流的河面高度也是基准面(局部)。人工工程诸如水库、堤坝也成为所控水域的基准面(局部)(图6－14)。

下蚀作用可使跨河建筑物(桥墩)的地基以及沿河建筑物如公路、引水渠等的基础破坏，应将这些建筑物基础砌置深度大于下蚀作用的深度，并对基础采取保护措施。

图6－14　基准面

河流在其形成的初期，多急流与瀑布，河流纵剖面不平滑。由于下蚀和溯源侵蚀作用，河床上的突起被削去，凹坑被填平，急流和瀑布消失，河流纵剖面逐渐演变成为平滑的曲线，称为平衡剖面。均夷化是河流发展的总趋向。也是导致地表最终夷平的原因。但是，由于自然地理条件与地壳运动的变化，河流的流速、流量、河床形状及坡度等都在不断改变，平衡状态常被打破。水坝的建立，能破坏河流在演化中建立起来的自然平衡状态。

②侧方侵蚀作用。河流流动的过程中，由于河床的岩性、微地形及地质构造的影响，河流不可能是平直的，会发生弯曲。在河曲范围内的水流方向和流速有别于河床平直地段范围内的水流方向和流速。在河曲地段范围内河流的水流成横向环流。产生横向环流的原因主要是与河流弯曲处水流的离心力和地球自转所产生的惯性力(科里奥利力)有关。

河流中最大流速是在水面下水深的3/10处，最大流速各点的流线叫主流线。在平面上它的位置与河床最深处的延伸方向是一致的。主流线上的动能最大。在弯曲的河道中主流线交错地偏向河流的左岸或右岸，于是对称的横向环流遭到破坏，而形成不对称的主流线偏向凹岸的单向横向环流。横向环流引起凹岸的侧向侵蚀冲刷，岸坡的下部被掏空，上部失稳而垮落，致使河流不断向凹岸及下游推移。侧蚀作用的产物，随同横向环流的底流，不断地在凸岸或下游适当地点堆积下来。

河流在水平方向冲蚀河岸，使岸坡不断坍塌后退，河床左右摆动，从而加宽河谷的作用，称为侧蚀作用或旁蚀作用。

河床在宽阔的谷底中犹如长蛇爬行般的迂回曲折、左右摆动。这种极度弯曲的河床，称为蛇曲。蛇曲进一步发展，使同侧相邻的两个河弯的凹岸逐渐靠拢，当洪水切开两个相邻河弯的狭窄地段时，河水便从上游河弯直接流入下游相邻的河弯，形成河流的自然裁弯取直。中间被废弃的弯曲河道，逐渐淤塞断流，变为湖泊，叫做牛轭湖。“三十年河东三十年河西”就是因为河流的侧向侵蚀、裁弯取直、河流改道等原因造成的(图6－15、6－16)。

为了保护河岸不被掏蚀破坏的防护措施可分两类:①直接防护边岸不受冲蚀作用的措施如抛石、铺砌、混凝土块堆砌、混凝土板、护岸挡墙、岸坡绿化等。②调节径流以改变水流方向、流速和流量的措施。如为改变河水流向，则可兴建各类导流工程如丁坝、横墙等。

图6－15　河曲及牛轭湖示意图

Ⅰ－原始河道;Ⅱ－雏形弯曲河道;Ⅲ－蛇曲河道;Ⅳ－截弯取直后的河道及牛轭湖;1、2、3－河道演变过程

图6－16　河流侵蚀制造的多样景观

③向源侵蚀作用。又称溯源侵蚀作用，是指由于河流下切的侵蚀作用而引起的河流源头向河间分水岭不断扩展伸长的现象。向源侵蚀的结果是使河流加长，扩大河流的流域面积、改造河间分水岭的地形和发生河流袭夺。当两条河流向同一分水岭溯源侵蚀时，有可能发生河流甲溯源侵蚀进入河流乙的河谷内，因甲河床比乙河床低，于是河流甲把河流乙的水夺走，这种现象称河流的袭夺。河流乙叫断头河，河流甲叫袭夺河。

(2)搬运作用。

河流的搬运作用是指河流将自身侵蚀河床的产物，以及上游各种暂时性水流带入的泥砂和其他外力作用送入河流中的物质转移到其他地方的过程。河流的侵蚀和堆积作用，在一定意义上都是通过搬运过程来进行的。河水搬运能量的大小，决定于河水的流量和流速，在一定的流量条件下，流速是影响搬运能量的主要因素。

河流搬运的方式可分为物理搬运和化学搬运两大类。

①物理搬运:指河流对碎屑物质的搬运，又称为机械搬运。根据流速、流量和被搬运碎屑物质的不同，可分为悬浮式、跳跃式和滚动式三种方式。悬浮式搬运是指颗粒细小的砂和粘性土悬浮于水中或水面，顺流而下。跳跃式搬运的物质一般为块石、卵石和粗砂，它们有时被急流、涡流卷入水中向前搬运，有时则被缓流推着沿河底滚动。滚动式搬运的主要是巨大的块石、砾石，它们只能在水流强烈冲击下，沿河床底部缓慢向下游滚动。

物理搬运是河流最主要的搬运方式，其搬运能力的大小和碎屑颗粒大小、水动力强弱有关。流速、流量增加，物理搬运量也增加，搬运的碎屑颗粒粒径也增大。按埃里定律，搬运物质重量与流速的六次方成正比，即流速增加一倍，搬运能力增加64倍。河流的物理搬运量是非常巨大的，据测算，全世界河流每年输入海洋的泥沙量约200亿t，我国黄河每年输入渤海的泥沙量约18亿t，长江每年也有约5亿t的泥沙输入黄海。

河流在搬运过程中，把原来颗粒大小不同、轻重混杂的碎屑物质按比重和粒径的不同分别集中在一起，这就是河流的分选作用。此外，被搬运物质与河床之间、被搬运物质互相之间，都不断发生摩擦、碰撞，使其逐渐变圆、变细，称为河流的磨蚀作用。良好的分选性和磨圆度是河流沉积物区别于其他成因沉积物的重要特征。

河流中游一般主要作用是搬运，河谷也往往可能呈现“U”型，如长江三峡一带，虽然依然在进行侵蚀作用，但是它必须把来自中上游的侵蚀物搬离，否则，水流就不能顺畅宣泄。

②化学搬运:指河流对可溶解的盐类或胶体物质的搬运。其搬运能力的大小取决于河流流量及河水的化学性质，与流速关系较小。一般情况下，流动河水的溶解量远远没有饱和，因此，不管流速发生多大的变化，也难使可溶性物质发生沉淀现象，多被搬运到湖、海盆地中，当条件适当时在湖、海盆地中产生沉积。

(3)沉积作用。

河水在搬运过程中，由于流速和流量的减小，搬运能力也随之降低，而使河水在搬运中的一部分碎屑物质从水中沉积下来的过程，称为河流的沉积作用。由此形成的堆积物，称为河流的冲积物(层)。

由于河流在不同地段流速降低的情况不同，各处形成的沉积层就具有不同特点。

在山区，河流底坡陡、流速大，沉积作用较弱，河床中冲积层多为巨砾、卵石和粗砂。

当河流由山区进入平原时，流速骤然降低，大量物质沉积下来，形成冲积扇。冲积扇的形状和特征与前述暂时性流水洪积扇相似，但河流冲积扇规模较大，冲积层的分选性及磨圆度更高。河流冲积扇常分布在大山的山麓地带。冲积扇往往靠河流洪水得以强化。

冲积物及其特点:①具有良好的分选性(粗大的先沉积，细小的后沉积)。②具有较好的磨圆度。③成层性较好。④常具有韵律性二元结构(图6－17):下部为河床沉积(粗碎属)，上部为河漫滩沉积(泥质和粉沙)，在坡面上有规律的交替出现。⑤常具有波痕，沙丘和交错层理等构造。通过沉积物也可以判读古河流流向(图6－18)。

图6－17　河流相二元结构

图6－18　通过沉积物判读河流流向

沉积的主要类型:①心滩(江心洲)是河水从窄束段流入开阔段时，流速减小，致使较粗部分在河底中部淤积，逐渐形成心滩。②边滩是单向环流将凹岸掏蚀的物质带到凸岸形成的小规模沉积滩，仅在洪水期被淹没。③河漫滩是边滩变宽，加高且面积扩大的产物。在丘陵和平原区，其宽度在数米到数十公里以上，并普遍发育有河流冲积物二元结构。在大河的中下游地区，由于河底长期往复摆动河漫滩不断发展扩大并连在一起。从而形成广阔的冲积平原，如长江中下游平原。④三角洲(河口沉积)形成于河流入海的河口处，流速几乎降到零，河流携带的泥砂绝大部分都要沉积下来。若河流沉积下来的泥沙量被海流卷走，或河口处地壳下降的速度超过河流泥沙量的沉积速度，则这些沉积物不能保留在河口或不能露出水面，这种河口则形成港湾。更多的情况是大河河口都能逐渐积累冲积层，它们在水面以下呈扇形分布，扇顶位于河口，扇缘则伸入海中，冲积层露出水面的部分形如一个其顶角指向河口的倒三角形，故称河口冲积层为三角洲。

6.3.2.3　河流阶地

河流阶地作为河流地质作用独特产物，对研究河流发展演变有很重要的意义，同时，也是水利工程行业的关注点，水利工程包括许多道路工程都是依托阶地搞建设。

(1)阶地成因。

河流阶地是在构造运动与河流的侵蚀、堆积作用的综合作用下形成的。

新构造运动影响是最常见原因。地壳上升，原河谷相应抬升，河流比降增大，河流发生强烈下切，原先谷底被河流切开，相对抬升的原谷底成为阶地。洪水不再能够淹没。

地壳上升是间歇性的，稳定时期，中游段河流以旁蚀和堆积为主，上升时则以下蚀为主，这样就形成多级阶地(图6－19)。同样，海面下降，引起河流下切、溯源侵蚀，也能形成阶地;相反，地壳下降或海面上升，则形成堆积平原，并埋藏原先的河谷或阶地，称为埋藏河谷和埋藏阶地。

图6－19　河流的多级阶地

气候变化也有影响。气候变迁主要反映在河流水量与含沙量变化，从而影响河流侵蚀与堆积过程。气候干旱，河流水量减少、搬运能力就减弱，植被减少、物理风化增强，易于冲刷，从而增加河流流域来沙量，使河流产生大量堆积。气候湿润，河流水量增大，流域内植物繁茂，含沙量降低，河流下蚀，形成阶地。干冷冰期，海面下降，河流下游的侵蚀也能形成阶地。这种由于气候变迁形成的阶地，称为气候阶地。

(2)阶地的类型。

一般在工程实践中都是根据成因和阶地组成物质的不同，把阶地分为侵蚀阶地、基座阶地和堆积阶地三种类型(图6－20)。

图6－20　河谷要素及阶地示意图

①侵蚀阶地。

主要是由河流的侵蚀作用形成的(由于地壳急剧上升、河流下蚀很快而成的)，多由基岩组成，又叫基岩阶地。阶地的阶面和阶坡由基岩构成，阶面保存有不厚的冲积层或残余冲积砾石。其工程性质为阶地面较狭窄，但强度高，稳定性较好。

②基座阶地。

在地壳相对稳定、下降和再度上升的过程中形成的，是侵蚀阶地和堆积阶地的过渡类型。阶面和阶坡上部为冲积物，阶坡下半部露出基座。基座可以是基岩也可以是比冲积层老的松散堆积物。其工程性质为由基岩和冲积层两部分组成，但基岩上部冲积物覆盖厚度一般较小，整个阶地主要由基岩组成，承载力较高。

③堆积阶地。

如果河流下切尚未切穿原来的基岩谷底，此时形成的阶地往往全部由松散冲积层构成，称为堆积阶地。由河流的冲积物组成，又称冲积阶地或沉积阶地。河流侧向侵蚀拓宽河谷后，由于地壳下降，有大量的沉积物发生堆积;地壳上升后，河流在堆积物中下切，形成堆积阶地。

埋藏阶地也是堆积阶地的一种类型，是原有阶地由于新构造运动沉降等原因而被新的堆积物所掩埋的结果，埋藏阶地在地表并无表现，其阶地结构可分为两种，一种是上叠阶地，其河流下切深度逐渐减小，侧蚀作用逐渐减弱而形成的。另一种是内叠阶地，其河流下切的深度超过堆积物的厚度直达基岩而形成的。

6.3.3　地表积水——湖泊、沼泽

地表水是陆地生态系统的生命线，大量的陆地水存贮于湖泊沼泽水库池塘之中，这些相对静止的地表水体提供丰富的生态需求，同时这些水体也有独特的地质作用。

6.3.3.1　湖泊

陆地上洼地积水形成的、水域比较宽广、换流缓慢的水体叫湖泊。湖泊是地质构造运动、冰川作用、河流冲淤的产物。湖泊因其换流异常缓慢而不同于河流，又因与大洋不发生直接联系而不同于海。在流域自然地理条件影响下，湖泊的湖盆、湖水和水中物质相互作用，相互制约，使湖泊不断演变。

湖泊主要通过入湖河川径流、湖面降水和地下水而获得水量。湖泊分不流通湖(无地表或地下出口)和流通湖(有地表或地下出口)两种。

引起湖水运动的力主要有风力、水力梯度及造成水平或垂直密度梯度引起的力。

湖泊沉积物主要是由碎屑物质(黏土、淤泥和砂粒)、有机物碎屑、化学沉淀或是这些物质的混合物所组成。每一种沉积物的相对数量取决于流域的自然条件、气候以及湖泊的相对年龄。湖泊中主要的化学沉积物有钙、钠、碳酸镁、白云石、石膏、石盐以及硫酸盐类。含有高浓度硫酸钠的湖泊称为苦湖，含有碳酸钠的湖泊称为碱湖。

湖泊的地质作用与海洋的相似，不过规模要小得多，尤其是浅水的湖泊，剥蚀和搬运作用都很微弱，相对来说，主要是沉积作用。湖泊沉积物主要来源于河流、岸边侵蚀以及生物堆积。湖泊沉积一般厚度较大而且稳定，层序较清楚，具有完整、大型的水平层理，层位较全而连续，常可作为地层的标准剖面。

(1)淡水湖沉积。

①机械沉积。淡水湖机械沉积物来源包括湖岸的剥蚀产物和河流携带的泥沙。在湖滨地带和浅水区，河水入湖后水流速度陡降使泥沙沉积下来，粗大的沙砾多堆积在湖口，形成三角洲。三角洲相沉积中有明显的斜层理，层理向湖心逐渐变缓。三角洲不断向湖心伸展扩大，致使湖泊淤实终成湖成平原。

在湖泊中心部位的深水区，水动力较弱，沉积物以粘土和亚粘土为主，含有碳酸盐和有机质。

湖泊沉积物在水平方向上可以分为四个带，从湖心到湖岸分别为:软泥带，由亚粘土和粘土组成;沙质软泥内带，由细沙和粉沙组成，碳酸盐含量很高;沙带;湖滨外带，由砾石组成。

②化学沉积。化学沉积作用主要发生在湖心地区和深水区，它是通过湖水的各种化学作用和胶体的凝聚使各种盐类、粘土矿物沉积而形成软泥的过程。

③生物沉积。在湖泊周围的浅水地段生长着各种植物。湖泊中的这些动植物死亡后的残体与泥沙一起沉淀，导致沉积物中有机质含量大增，形成灰色、灰黑色的有机质淤泥或泥炭层。这些泥炭经过变质作用可以形成煤矿。

(2)盐湖沉积。

盐湖的机械沉积与淡水湖相同，所不同的只是在沉积物中经常含有可溶性盐类。

(3)湖泊按成因分类。

构造湖:构造盆地上经储水而形成的湖泊。其特点是湖形狭长、水深而清澈，如云南高原上的滇池、洱海和抚仙湖;青海湖、新疆喀纳斯湖等。(再如著名的东非大裂谷沿线的马拉维湖、坦噶尼喀湖、维多利亚湖)构造湖一般具有十分鲜明的形态特征，即湖岸陡峭且沿构造线发育，湖水一般都很深。同时，还经常出现一串依构造线排列的构造湖群。

火山口湖:系火山喷火口休眠以后积水而成，其形状是圆形或椭圆形，湖岸陡峭，湖水深不可测，如长白山天池深达373m，为我国第一深水湖泊。

堰塞湖:由火山喷出的岩浆、地震引起的山崩和冰川与泥石流引起的滑坡体等壅塞河床，截断水流出口，其上部河段积水成湖，如五大连池、镜泊湖等。

岩溶湖:是由碳酸盐类地层经流水的长期溶蚀而形成岩溶洼地、岩溶漏斗或落水洞等被堵塞，经汇水而形成的湖泊，如贵州省威宁县的草海。

冰川湖:是由冰川挖蚀形成的坑洼和冰碛物堵塞冰川槽谷积水而成的湖泊。如新疆阜康天池，又称瑶池，5A级风景旅游区。还有北美五大湖、芬兰、瑞典的许多湖泊等。

风成湖:沙漠中低于潜水面的丘间洼地，经其四周沙丘渗流汇集而成的湖泊，如敦煌附近的月牙湖，四周被沙山环绕，水面酷似一弯新月，湖水清澈如翡翠。

河成湖:由于河流摆动和改道而形成的湖泊。它又可分为三类:一是由于河流摆动，其天然堤堵塞支流而潴水成湖。如鄱阳湖、洞庭湖、江汉湖群(云梦泽一带)、太湖等。二是由于河流本身被外来泥沙壅塞，水流宣泄不畅，潴水成湖。如苏鲁边境的南四湖等。三是河流截弯取直后废弃的河段形成牛轭湖。如内蒙古的乌梁素海。

海成湖:由于泥沙沉积使得部分海湾与海洋分割而成，通常称作泻湖，如里海、杭州西湖、宁波的东钱湖。约在数千年以前，西湖还是一片浅海海湾，以后由于海潮和钱塘江挟带的泥沙不断在湾口附近沉积，使湾内海水与海洋完全分离，海水经逐渐淡化才形成今日的西湖。

潟湖:是一种因为海湾被沙洲所封闭而演变成的湖泊，所以一般都在海边。这些湖本来都是海湾，后来在海湾的出海口处由于泥沙沉积，使出海口形成了沙洲，继而将海湾与海洋分隔，因而成为湖泊。(“潟”这个字少见于现代汉语，是卤咸地之意。由于很多人不懂得“潟”这个字，所以经常都把它写错成为了“泻湖”。)①具有防洪的功能:潟湖可宣泄区域排水，因而很少发生水灾。②保护海岸的功能:由于外有沙洲的阻挡可防止台风风暴潮侵蚀冲刷海岸。③是天然的养殖场:潟湖是鱼、虾、贝和螃蟹的孕育场，也是邻近渔民的天然养殖场。④由于潟湖外侧往往有沙洲作为防波堤，其内风平浪静，因此有时可以改建为人工港。

著名的潟湖有七股潟湖、戈佐内海、科勒潟湖。

(4)按湖水所含盐度分:

淡水湖:湖水矿化度小于或等于1g/L;

微(半)咸水湖:湖水矿化度大于1g/L，小于35g/L;

咸水湖:湖水矿化度大于或等于1g/L，小于50g/1;

盐湖或卤水湖:湖水矿化度等于或大于50g/L;

干盐湖:没有湖表卤水，而有湖表盐类沉积的湖泊，湖表往往形成坚硬的盐壳;

沙下湖:沙下湖是以全年内均无表面卤水为特征的一类盐湖。在其盐类沉积的顶部往往有或厚或薄的浮土和流沙覆盖，全年均无地表径流的补给。

(5)我国湖泊的退化。

中国著名的淡水湖有高邮湖、鄱阳湖、洞庭湖、太湖、洪泽湖、巢湖等。咸水湖有青海湖以及纳木错湖等(图6－21)。

图6－21　纳木错湖、长白山天池、洞庭湖

中国的湖泊按成因有河迹湖(如湖北境内长江沿岸的湖泊)、海迹湖(即睸湖，如西湖)、溶蚀湖(如云贵高原区石灰岩溶蚀所形成的湖泊)、冰蚀湖(如青藏高原区的一些湖泊)、构造湖(如青海湖、鄱阳湖、洞庭湖、滇池等)、火山口湖(如长白山天池)、堰塞湖(如镜泊湖)等。

湖泊是重要的国土资源，具有调节河川径流、发展灌溉、提供工业和饮用的水源、繁衍水生生物、沟通航运，改善区域生态环境以及开发矿产等多种功能，在国民经济的发展中发挥着重要作用同时，湖泊及其流域是人类赖以生存的重要场所，湖泊本身对全球变化响应敏感，在人与自然这一复杂的巨大系统中，湖泊是地球表层系统各圈层相互作用的联结点，是陆地水圈的重要组成部分，与生物圈、大气圈、岩石圈等关系密切，具有调节区域气候、记录区域环境变化、维持区域生态系统平衡和繁衍生物多样性的特殊功能。

自20世纪50年代以来，我国湖泊在自然和人为活动双重胁迫作用下，其功能发生了剧烈的变化，总体趋势是湖泊在大面积的萎缩乃至消失，贮水量相应骤减，湖泊水质不断恶化，湖泊生态系统严重退化，给区域经济和社会可持续发展带来严重威胁(图6－22)。

历史上著名的罗布泊曾是一个浩瀚大湖，曾经有数万平方公里，后期数据有5200km2，1931年测得面积为1900km2，1962年航测仍有660.0km2。随后塔里木河水库修建，河岸两边人口激增，湖泊快速干涸。1972年的卫片反映已完全干涸，成为广袤的干盐滩，寸草不生，人迹罕至。

图6－22　罗布泊、萎缩的艾比湖和干旱下的洞庭湖

处于新疆北部的艾比湖在20世纪40年代，湖面面积为1200km2，贮水量30.0×108m3，到1950年湖泊面积尚有1070km2，到了20世纪80年代面积急剧缩小到500km2，平均水深2～3m，贮水量也相应减少到7.0×108m3。进入上个世纪90年代以来，位于艾比湖旁的精河县浮尘天气平均达到112天，是60年代的9倍，每年降尘达289t/km2。

昔日的居延海沿岸素有居延绿洲之称，是我国著名的骆驼之乡，该湖在历史上最盛时面积曾达2600km2，秦汉时期湖面仍保留有760km2。1958年，西居延海面积267.0km2，平均水深2.0m，蓄水量5.34×108m3;东居延海面积35.0km2，平均水深2.0m，蓄水量0.70×108m3，1961年秋，因河流断流无水补给，西居延海干涸，湖床龟裂成盐碱壳。东居延海也于1963年干涸;及至1982年因水源补给偶有改善，湖泊出现返春现象，水域面积恢复达到23.6km2，水深1.8m;此后，1984年、1988年、1992年和1994年，又相继数度干涸，地下水位下降，导致居延绿洲沙化严重，同时，大片干涸的湖底沉积物成为沙尘暴的物质来源。

塔里木河中游地区对水资源的过渡截流利用，使塔里木河和孔雀河下游断流后，地下水位从1959年至1979年间下降了4～6m，胡杨林地的流沙增加了48.4%，胡杨林因无水浇灌而成片死亡。

在人烟稀少的青藏高原，湖泊也普遍萎缩，湖泊水位下降，湖水咸化。如在高原腹地无人区的可可西里，海拔4650m的苟仁错1990年湖面积为23.5km2，平均水深在1.3m以上，到1998年夏该湖已全部干涸，其入湖河流已断流，原来出露的泉水也已干枯。我国最大湖泊青海湖，其水位从1956年到1988年共下降了3.35m，湖面积减少了301.6km2，随着水位下降，湖面萎缩，湖水矿化度也在增加。

由于地壳升降运动，气候变迁和形成湖泊的其他因素的变化，湖泊会经历缩小和扩大的反复过程，不论湖泊的自然演变通过哪种方式，结果终将消亡，但一般是一个漫长的历史过程。但是人类无序开发导致的自然湖泊加速消亡是生态灾难，直接的受害者是人类自己，人类不应该用湖泊最终会消亡来掩饰自己的错误行为，而是应该更加谨慎地维护和保护湖泊，为自己创造优越的生存环境。

6.3.3.2　沼泽

湖泊一旦形成，就受到外部自然因素和内部各种过程的持续作用而不断演变。入湖河流携带的大量泥沙和生物残骸年复一年在湖内沉积，湖盆逐渐淤浅，变成陆地，或随着沿岸带水生植物的发展，逐渐变成沼泽。沼泽是指地表过湿或有薄层常年或季节性积水，土壤水分几达饱和，生长有喜湿性和喜水性沼生植物的地段。广义的沼泽泛指一切湿地;狭义的沼泽则强调泥炭的大量存在。中国的沼泽主要分布在东北三江平原和青藏高原等地，俄罗斯的西伯利亚地区有大面积的沼泽，欧洲和北美洲北部也有分布。地球上最大的泥炭沼泽区在西伯利亚西部低地，它南北宽800km，东西长1800km，这个沼泽区堆积了地球全部泥炭的40%。

水分状况是沼泽形成与发展的主要因素。气候和地貌条件直接或间接决定了地表水的数量和分布。年降水量大于蒸发量的地区，空气湿度大，在一些平坦的低地上和第四纪冰川作用形成的湖区(如北美、北欧、西欧)和低地或新构造运动缓慢沉降区、冻土区，由于排水不畅，地表可常年处于过湿状态。这种过湿状态改变了土壤通气状况，抑制了土壤动物和微生物的生命活动能力，破坏了土壤和大气、植物之间的正常物质交换，使得在这种缺氧条件下，土壤中矿物质的潜育化过程和有机物质的泥炭化过程得到发展，因而形成了沼泽。热带地区气温高，植物残体分解快，不利于泥炭的积累。但在雨量多、湿度大、植物的生产量高、常年积水的低洼地也能形成泥炭。因此，水分条件是形成沼泽的首要条件，地貌是形成沼泽的基础。

沼泽既是土地资源，又有宝贵的泥炭和丰富的生物资源，此外它在保持地区生态平衡等方面，也具有一定意义。不能将沼泽看成“荒地”，盲目进行开垦。应根据沼泽类型和分布地区的特点，把合理开发利用与保护结合起来。

分布在河源区的大面积沼泽，是水的贮藏体，具有蓄水保水作用，对涵养水源，调节河川径流和河流补给起一定作用，它可以减少一次降雨对河流的补给量，削弱河流洪峰值和延缓洪峰出现时间，还使当年水不至完全流出，延长汇水时间。因此应加以保护。

沼泽是天然的大水库，它通过水面蒸发和植物的蒸腾作用，增加大气湿度，调节降雨，有利于森林和农作物生长、促进农、林、牧业的发展，同时对人体健康也有良好作用。因此，开发沼泽必须十分小心，防止因开发而破坏地区的生态平衡。

另一方面，富养沼泽的地面较平坦，其中泥炭层薄的沼泽地，有一定潜在肥力，经过排水疏干可改良成牧场，也可以开垦成为农田。可采用混土压沙和挖排水沟等方式改造沼泽地，种植蔬菜和水稻，这在许多国家获得成功。

6.4　海洋地质作用

6.4.1　海洋概述

我们已经知道了海洋在地球上所扮演的角色，作为海洋与岩土大陆的直接关系，海岸线或海岸带就是作用的最前沿，中国大陆海岸线自鸭绿江口至北仑河口，长达1.8万多公里，如果加上5000多座大小岛屿的海岸线，总长3.2万多公里。沿海一带是现代文明的聚居地，人类的许多建设都在此处，因而必须对海洋地质作用有所了解。何况对于大陆地质来说，沧海桑田都已熟知，明白海洋活动也有利于对大陆地质的理解。

海洋地质作用是由海水的运动和海水的物理化学性质决定的。

海水的运动是海洋地质作用的最主要的动力。造成海水运动的动力主要有风、海水的密度差、温度差、月引力和地震等。海水的运动按其运动形式分为:波浪、潮汐、洋流和浊流。

海水是含有氯、钠、镁、钙、硫、钾元素和氯化钠、碳酸钙、硫酸镁等化合物的咸水;世界各大洋的一般盐度为33‰～38‰，平均为35‰，海水的pH值在7.6～8.4之间。海水中的气体主要有氧、二氧化碳和硫化氢。

对海洋的地质作用影响较大的物理性质有:①海水的温度;②海水的密度;③海水的压力。

海洋生物种类繁多，依照生活方式，海洋生物可划分为三类:固着或在海底生活的底栖类生物，如珊瑚、海星;游泳生物，如鱼类;漂浮于海水上部，随波逐流的浮游生物，如某些藻类。海洋生物是海洋有机质及其沉积物的主要来源。

根据海水深度，并结合海底地形和生物群特征，可将海洋分为滨海、浅海、半深海及深海等4个环境分区(图6－23)。

图6－23　海洋环境分区

6.4.2　海洋各环境分区的地质作用

海洋的剥蚀作用是指由海浪、海水的溶解作用和海洋生物的活动等因素引起的海岸及海底岩石的破坏作用，简称为海蚀作用。海蚀作用的方式可分为:机械、化学、生物三种。

搬运作用可分为机械搬运和化学搬运。

海洋是物质的最终沉积场所，从本质上说，沉积作用乃是海水地质作用的主要方式，这也是地质历史上海洋沉积物数量很大的原因。海洋沉积物主要来源于大陆，其次是火山、生物和宇宙物质。

6.4.2.1　滨海

滨海是海陆过度的地带，其范围是位于平均高潮线与平均低潮线的水域。滨海既受潮汐的影响也受波浪作用的影响，还受地面流水地质作用的影响。滨海区的海水温度有昼夜变化，盐度也随水流通畅的程度及气候条件而变化。

海岸带:风暴浪所及的上限到波浪作用所及的下界的区域(图6－24)。

海岸按岩性可分为基岩海岸、砾质海岸、砂质海岸、泥质海岸四类。

海洋的剥蚀作用以机械剥蚀作用为主，对海岸的改造起着决定性的作用。滨海及海岸带是海蚀作用最强烈的地带，形成了丰富的海蚀地貌(图6－25)。

海蚀槽:由基岩组成的海岸一般地形比较陡峭，在岸壁基部与海平面的接触处，因受波浪的频频冲击可形成沿水平方向展布的凹穴。若形成洞穴则称海蚀穴。

图6－24　海岸分带与风景

海蚀崖:随着海蚀作用的进一步进行，海蚀凹槽不断扩大，其上的岩石因支撑力减小而不稳定发生重力崩塌，形成陡峭的崖壁。

波切台:海蚀崖形成后，其基部岩石还继续受海水的剥蚀，又形成新的海蚀凹槽→海蚀崖。如此反复，海蚀崖不断向陆地方向节节后退，在海岸带形成一个向上微凸并向海洋方向微倾斜的平台。

而被破坏下来的碎屑物质搬运至水面以下沉积下来形成波筑台。

图6－25　海蚀地貌

在海岸线向陆后退和波切台扩展的过程中，由于组成基岩海岸岩性的差异或海岬和海湾的相间出现、地质构造的影响以及海蚀作用方向的不同等原因，海蚀作用在海岸带上可形成海蚀穹、海蚀柱、海蚀桥等地形。

海蚀平台因海蚀作用而不断展宽，使波浪冲击崖基时要经过越来越长的距离，致使波能的消耗也越来越大。当平台宽度大到使波浪的全部动能消耗殆尽时，海蚀作用即趋于停止，此时基岩海岸的横剖面成上凸形曲线，线上各点的侵蚀强度趋于零，此剖面称为岩岸海蚀平衡剖面。

砂质海岸的改造是由波浪和潮流引起的，进浪可携带沙粒向海岸方向运动，海水退回时底流又把部分砂砾带回海中。中立点:以剖面上某点为界，该点沉积物处于不移动状态。

在滨海及浅海的近岸部分，以波浪搬运为主;波浪搬运，主要在海岸带，分横向和纵向搬运两种形式;潮流搬运，主要发生在海峡、河口湾等水道狭窄的海域及泥滩上的潮水沟中，流速快。

滨海的沉积作用产生了。

(1)海滩沉积(波切台上、近岸边)(图6－26)。

砾滩——砾石组成的海滩，砾石成分常与海岸岩性一致，主要是岩岸海蚀下来的砾石。

沙滩——最常见的海滩，沙岸地区，砂成分以石类为主。

泥滩——泥质地面。

图6－26　沙滩

图6－27　潟湖与沙坝

(2)沿岸堤、沙坝和沙嘴沉积。

沙坝、沙嘴沉积——波浪、沿岸流的作用形成的由砾堆积的线状岗。

沙咀——一端入海的砂岗，常见于海湾处，它的形成主要是沿岸流的作用。

沙坝——平行海岸离岸有一定距离的垅岗，可露出海面也可在海面之下，波浪与底流相遇，外滨海典型的堆积物。

(3)潮坪沉积。

潮坪是发育在无强烈的波浪作用而以潮汐作用为主的平缓海岸地带，包括潮上带(泥坪)、潮间带(泥沙混合坪)和潮下带(沙坪)，其主体主要位于潮间带。

(4)潟湖沉积(图6－27)。

在适宜的条件下，砂坝不断加宽、加高，使海的边缘或海湾与外海隔离或半隔离，则形成了潟湖。潟湖是短暂的地质现象。现代潟湖是第四纪冰后期海侵的产物，其形成仅6000 ～7000年历史。潟湖形成以后接受沉积物的充填。潟湖被沉积物质填满，便转化成潮滩或低平陆地。

6.4.2.2　浅海

浅海是自平均低潮线以下至水深130～200m之间的海域。海水运动以波浪作用为主;浅海水温受季节的影响;多数浅海海水盐度正常，且变化不大;浅海海水的含氧充足，海水中悬浮质多;浅海海洋生物丰富，多为底栖生物。

在近海有狭窄海道的地区潮流的搬运作用明显增强;

浅海是海洋中最主要的沉积场所，由于海水较浅、海底起伏小、生物繁茂，离大陆近，陆源物质丰富，所以浅海的碎屑沉积、化学沉积和生物沉积都很发育。

(1)碎屑沉积作用。

浅海碎屑沉积物主要来源于大陆，部分来自滨海;沉积物中砾石较少，以砂、粉砂和泥质为主;沉积动力主要是波浪，其次是潮流和洋流。

(2)化学沉积作用。

浅海区是化学沉积和生物化学沉积的主要场所。浅海的化学沉积物主要有碳酸盐、硅质、铝、铁、锰氧化物和氢氧化物、胶磷石和海绿石等。

残留沉积是指大陆架上那些与现代浅海环境不相适应的沉积，是该地在成为浅海以前形成的沉积物。

①碳酸盐沉积。

在浅海化学沉积物中，碳酸盐类所占比重最大，主要为灰岩和白云岩。碳酸盐沉积的原因是温度升高或压力降低，这样引起海水中CO2含量减少，重碳酸钙过饱和形成CaCO3沉淀。在海水动荡的条件下，碳酸钙以一定的质点(如岩屑)为核心呈同心圆状生长，形成鲕粒状沉积物，成岩后形成鲕状灰岩。已固结或弱固结的碳酸钙被波浪冲碎并搓成扁长形团块，胶结成岩后，形成竹叶状灰岩。

②硅质沉积。

海水中的硅质一部分来自大陆，它们以溶解硅(H3SiO4－)和悬浮硅两种形式搬运;另一部分硅质来源于海底火山作用、海水的溶解作用及生物活动。当硅胶进入海洋后，在温度较低、偏碱性的环境中，逐步凝聚而沉积下来，形成蛋白石，进一步脱水形成燧石。燧石常呈结核状、透镜状或条带状产出，颜色多样。

③铝、铁、锰及海绿石沉积。

海水中的铝、铁、锰等主要来自大陆。湿热气候区强烈的化学风化作用，使Al、Fe、Mn以胶体状态随河流迁入海中，在近岸地带遇电解质而凝聚沉积，在近岸区，因海水动荡，易形成鲕状结构或豆状、肾状结构。海成铝土矿是由铝的氢氧化物组成，铁质沉积物主要为赤铁矿和褐铁矿，而锰质沉积物则以水锰矿、硬锰矿的形式出现。海绿石是一种绿色粘土矿物，是由海水中硅、铝、铁的胶体吸附钾离子而成。

④磷质沉积。

磷主要以HPO42－的形式存在于海水中，表层海水含磷量低，难以沉积。海洋的下层由于有机物体的分解富含磷质，当富含磷质的海水随上升洋流到达浅海区后，因压力减小，温度升高，CO2的含量降低，磷质发生沉积，形成胶磷石［Ca3(PO4)2］。胶磷石和其他沉积物共同组成磷灰岩。当含磷量较高时形成磷矿床。

⑤海绿石沉积。

海绿石是海洋中的自生矿物，是海水沉积物的标志矿物。

(3)生物沉积作用。

由于浅海中生物大量繁殖和死亡，它们的骨骼和外壳就在适宜的环境下沉淀下来，形成生物沉积岩。主要有:贝壳灰岩、有孔虫灰岩、硅藻岩等，最常见的是珊瑚礁灰岩。

①生物礁。

是指在海底原地增殖、营群体生活的生物，如珊瑚、苔藓虫和层孔虫等的骨骼、外壳以及某些沉积物在海底形成的隆起状堆积体。

在浅海沉积中有特殊意义，珊瑚虫对生活环境有较严格的选择，只能生活在20℃左右的海水中，并且要求水质清澈、盐度正常，水深不超过50m，水流通畅而不激烈动荡。在这种环境中，珊瑚虫不断繁生，其骨骼逐渐堆积成礁。

如果珊瑚环绕岛的岸边生长，形成岸礁;

如果珊瑚礁平行海岸分布，与岸间有一个较宽的水道，则成为堡礁;

珊瑚围绕海底隆起的边缘生长则形成环状的礁体，称为环礁。

②生物碎屑沉积。

生物硬体可直接构成沉积物，生物硬体的成分主要是钙质，其次为硅质和磷质，其经海水搬运沉积时可与其他沉积物混杂或集中堆积。

6.4.2.3　半深海

位于200～2000m间的海域，相当于大陆坡之上的海域。海水运动以洋流为主，生物贫乏，以浮游生物为主。在半深海和深海则以洋流搬运作用为主。

距大陆较远，受陆地因素影响小，水深压力大，海底黑暗，底栖生物极少，海水动力弱，一般只有粒径小于0.005mm的陆源悬浮物在此沉积。仅局部地带有浊流作用。浊流可将浅海堆积的粗粒沉积物带往深海沟沉积。此外，海底火山喷出物、宇宙物质和冰山携带粗粒物可在半深海、深海中沉积。因此半深海、深海带的沉积物多为泥质和生物残骸为主的软泥沉积、浊流沉积、海底热液硫化物和锰结核。

(1)软泥。

粒度介于粉砂级与泥质级之间的沉积物。分布最广泛。有蓝色软泥、红色软泥、绿色软泥。

(2)其他沉积物。

珊瑚碎屑沉积广泛分布于低纬度区的大陆坡上部，由珊瑚砂和珊瑚泥组成，珊瑚碎屑多来自大陆架边缘的堡礁。

6.4.2.4　深海

水深大于2000m的广大海域。海水运动以洋流为主，悬浮物较少，海洋生物贫乏，以浮游生物为主。在半深海和深海则以洋流搬运作用为主。洋流搬运，在深海区，流速较小。

洋流的剥蚀作用主要分布在大洋底流分布区，深海海谷是大洋底流的主要剥蚀地形。

深海海水运动一般不强烈，以缓慢流动的洋流为主，不仅机械作用微弱，化学作用也很缓慢。深海沉积作用与沉积物的来源有密切地关系，深海沉积主要有以下一些类型:

(1)深海陆源沉积物——沉积物来源于大陆，主要分布在大陆边缘包括浊积物、冰川沉积物、风运物，另外还有宇宙来源物质如陨石等。

(2)深海生物源沉积物——可以分为钙质软泥沉积和硅质软泥沉积，其分布范围与生物种类分布密切相关。

(3)深海粘土——主要分布在东北太平洋中部地区，由于远离大陆，各种沉积物都很少，沉积速率较低，因此沉积物中的宇宙物质丰度略高。

(4)锰结核(锰结壳)——锰结核是深海沉积的一种多金属元素聚合体，生长在深海底沉积物表面经常含有Cu、Cd、Co、Ni、Mo等元素。呈浑圆、不规则球状或土状，直径小于1～20cm，平均约8cm，一般为淡褐至土黑色，比重2.1～3.1。内部通常围绕核心呈同心圈状构造，核心为生物骨骼、微陨石、红粘土、矿物或岩石碎片等。

锰结壳呈皮壳状覆盖在海底岩石上，厚约数厘米，以高Co含量为特征。

(5)多金属软泥。

多金属软泥是一种富含多种金属的为固结泥质沉积物，分布在深海底较浅处，如红海等。多金属软泥中各种金属主要以硫化物的形式存在，其金属含量很高。

6.4.3　浊流及其地质作用

浊流是指清澈水体中沿底部运动的一股被泥沙搅和的水团，其相对密度一般在1.5～2.0以上。

浊流形成的原因

浊流在海底深处难观察，对浊流的重要证据是1929.12.18大西洋底纽芬兰附近的一次地震后海底电缆的破坏。

6.4.3.1　浊流的侵蚀和搬运作用

强烈地冲刷海底，比重大，流速快，在大陆坡形成横切大陆坡的海底峡谷，大量的沉积物(碎屑)在大陆坡角下形成深海扇，浅水生物化石碎屑被带入深海。

6.4.3.2　浊流的沉积作用

当浊流流出海底峡谷谷口进入平缓、开阔的大陆裙时，其流速骤减，浊流、搬运物便随之发生沉积。浊流沉积物简称浊积物。

浊积物由典型的陆源碎屑组成，以岩屑和石英为主，含少量长石、云母和海绿石等，常含浅海生物群的遗体，但缺少远洋生物群的遗体，碎屑粒度以砂级为主，次为粉砂级，也有泥和砾石;碎屑的磨圆和分选中等至较好。浊积物经成岩作用形成的岩石叫浊积岩。

6.5　与水有关的其他陆地地貌

地表的一切地质活动、地质作用都有水的参与，一切现成的地貌都有水的塑造作用，因水参与的程度不同而有鲜明的地貌特征。水利水建工程如果要涉足不同的地貌单元、地貌类型，应该充分注意环境的组成因子，注意所成的地貌的根本原因。符合和顺应地貌发展规律，就会少许多的工程地质问题、工程环境问题，而逆环境的一切人类意愿以及与环境反差太大的工程疏漏都是导致问题的根本原因。

6.5.1　黄土地貌

黄土是第四纪形成的陆相淡黄色粉砂质土状堆积物。一般认为是干旱风成的，也有在后期流水作用下形成的次生水成黄土。黄土分马兰黄土、离石黄土和午城黄土，离石黄土浅红黄色，较午城黄土为浅，较马兰黄土为深，离石黄土与午城黄土又统称为“老黄土”。

黄土在世界上分布相当广泛，占全球陆地面积的十分之一，成东西向带状断续地分布在南北半球中纬度的森林草原、草原和荒漠草原地带。

中国是世界上黄土分布最广、厚度最大的国家，其范围北起阴山山麓，东北至松辽平原和大、小兴安岭山前，西北至天山、昆仑山山麓，南达长江中、下游流域，面积约63万km2。其中以黄土高原地区最为集中，占中国黄土面积的72.4%，一般厚50～200m(甘肃兰州九州台黄土堆积厚度达到336m)，发育了世界上最典型的黄土地貌。

现代黄土地貌是黄土堆积物遭受强烈侵蚀的产物。风是黄土堆积的主要动力，侵蚀以流水作用为主。黄土塬、梁、峁等地貌类型(图6－28)主要由堆积作用形成;各种沟谷则是强烈侵蚀的结果。黄土区的侵蚀有古代和现代之分。现代侵蚀是指人类历史近期发生的地貌侵蚀过程，它和古代侵蚀的主要区别是有人为因素的参与，表现为侵蚀速度的加快。古代侵蚀纯为自然侵蚀，其速率通常是缓慢的。现代侵蚀和古代侵蚀在多数地区以大规模农耕兴起时期为界。现代侵蚀都以沟道流域为基本单元。沟道流域内，谷缘线以上的谷间地和以下的沟谷地侵蚀特点是不相同的。

图6－28　黄土地貌塬、梁、峁

谷间地侵蚀以暴雨径流冲刷为主，基本上没有重力侵蚀，梁峁顶部风蚀较强，下部和塬边多发生切沟和潜蚀。谷间地水力侵蚀方式和强度受自然因子(降雨径流、地面物质组成、地貌形态和植被)和人为因子的综合影响:①一般是降雨量和降雨强度越大，侵蚀愈强。当降雨量和降雨强度达到一定值时，侵蚀强度一般是随坡长增加而增强，但在长度较大的坡地上，沿程有强弱交替变化特点。②坡度越大，坡面水流的动能越大，坡面物质的稳定性越差，侵蚀也越强。但是，坡地上径流冲刷强度与坡度大小的关系较为复杂。在黄土高原区，常出现坡度超过15°后侵蚀量剧增;超过25°～28°后侵蚀量又减少。③植被具有削弱降雨径流侵蚀力和提高地面抗蚀力的功能。黄土高原的自然植被遭受人为长期破坏，以致侵蚀程度愈演愈烈。④黄土结构疏松、质地均匀、抗蚀力低，是造成黄土区强烈侵蚀的重要原因。黄土高原北部黄土中大于0.05mm粒径的颗粒较多，抗蚀力较低;中部黄土含0.05～ 0.005mm颗粒较多，其抗蚀力比北部稍大;南部黄土含小于0.005mm粒径的颗粒较多，抗蚀力相对较强。表现在黄土高原降雨量南部大于北部，而侵蚀强度南部反而小于北部。⑤人为的因素，这种影响是多方面的。谷间地侵蚀的方式和强度是由分水岭向下逐渐变化和加强的。梁峁顶部和斜坡上部以溅蚀、片蚀(包括风力吹蚀)和细沟侵蚀为主，侵蚀强度较小;斜坡中部发生浅沟和细沟侵蚀，强度比其上方坡面大5～10倍，斜坡下部发生切沟以后，侵蚀强度更大。

黄土沟谷的谷坡坡度多在35°以上，是水流由谷间地汇入沟床的通道，因而这里的水力侵蚀、重力侵蚀和潜蚀都很活跃，常产生泥流。沟谷地的侵蚀过程包括沟床下切，谷坡扩展和沟头前进。其中，沟床下切和侧蚀是导致谷坡扩展的重要原因。扩展方式，在谷缘陡崖处以块体运动和悬沟、切沟侵蚀为主;在谷坡中下部多数是水流冲刷、潜蚀和泻溜。黄土区沟头前进的方式以崩塌和滑塌为主，尤以小型滑塌众多。沟头上方坡面的汇水面积越大，坡度越大，沟头前进的速度越快。沟谷地是黄土沟道流域现代侵蚀最活跃的场所，其侵蚀强度在黄土丘陵区约较谷间地大50%～70%，在黄土塬区则比谷间地大10～20倍。

6.5.1.1　地貌特征

典型的黄土地貌有以下特征:①沟谷众多、地面破碎。中国黄土高原素有“千沟万壑”之称，多数地区的沟谷密度在3～5km/km2以上，最大达10km/km2，比中国其他山区和丘陵地区大1～5倍。沟谷下切深度为50～100m。沟谷面积一般占流域面积的30%～50%，有的地区达到60%以上，将地面切割为支离破碎景观。地面坡度普遍很大，大于15°的约占黄土分布面积的60%～70%，小于10°的不超过10%。②侵蚀方式独特、过程迅速。黄土地貌的侵蚀外营力有水力、风力、重力和人为作用。它们作用于黄土地面的方式有面状侵蚀、沟蚀、潜蚀(或称地下侵蚀)、泥流、块体运动和挖掘、运移土体等。其中潜蚀作用造成的陷穴、盲沟、天然桥、土柱、碟形洼地等，称为“假喀斯特”。强烈的沟谷侵蚀或地下水浸泡软化土体，使上方土体向坡下方蠕移，形成泥流，只有在黄土区才易见到。黄土的抗蚀力极低，因而黄土地貌的侵蚀过程十分迅速。黄土丘陵坡面的侵蚀速率为1～5cm/a，高原区沟头前进速率一般为1～5m/a，个别沟头达到30～40m/a，甚至一次暴雨冲刷成一条数百米长度的侵蚀沟。黄河每年输送到下游的大量泥沙中，有90%以上来自黄土高原。黄土高原河流输沙量大于5000t/(km2·a)的区域约占黄土高原面积的65.6%，其中陕北窟野河的神木水文站至温家川水文站区间输沙量达到35000t/(km2·a)。③沟道流域内有多级地形面。一般有三级:各流域的最高分水岭为第一级，其顶面高程彼此相近，为黄土的最高堆积面;降低60～80m为第二级;再降低40～60m为第三级。各级地形面的地层结构互不相同。构成第一级地形面的黄土地层层序完整;第二级地形面离石黄土上部地层(中更新世晚期)较第一级地形面趋薄，甚至消失;第三级地形面多数地面只有马兰黄土(晚更新世)堆积。第二级和第三级地形面可以分别构成完整的谷形，第三级地形面之下是现代沟谷。此外，在较大的河沟内，还有两级发育不良的河沟阶地，其中第二级阶地比较明显，第一级阶地仅见于局部地点。沟道流域黄土地貌层状结构，是黄土地貌发育历史过程的记录。

6.5.1.2　地貌类型

黄土地貌类型主要有:黄土沟间地，包括黄土塬、梁、峁、墹地、坪地、洑地等;黄土沟谷，有细沟、浅沟、切沟、悬沟、冲沟、坳沟(干沟)、河沟等;黄土潜蚀地貌，包括黄土碟、黄土陷穴(有漏斗状、竖井状、串珠状)、黄土桥、黄土柱等。

(1)黄土沟间地。

黄土塬为顶面平坦宽阔的黄土高地，又称黄土平台。其顶面平坦，边缘倾斜3°～5°，周围为沟谷深切，它代表黄土的最高堆积面。目前我国面积较大的塬有陇东董志塬、陕北洛川塬和甘肃会宁的白草塬。塬的成因多样，或是在山前倾斜平原上黄土堆积所成，如秦岭中段北麓和六盘山东麓的缓倾斜塬(称为靠山塬);或是河流高阶地被沟谷分割而成，如晋西乡宁、大宁一带的塬;或是在平缓分水岭上黄土堆积形成，如延河支流杏子河中游的杨台塬;或是在古缓倾斜平地上由黄土堆积形成，如董志塬、洛川塬;或是黄土堆积面被新构造断块运动抬升成塬(称为台塬)，如汾河和渭河下游谷地两侧的塬。

黄土梁为长条状的黄土丘陵。梁顶倾斜者为斜梁。梁顶平坦者为平梁。丘与鞍状交替分布的梁称为峁梁。平梁多分布在塬的外围，是黄土塬被沟谷分割生成，又称破碎塬。六盘山以西黄土梁的走向，反映了黄土下伏甘肃系地层构成的古地形面走向，其梁体宽厚，长度可达数公里至数十公里;六盘山以东黄土梁的走向和基岩面起伏的关系不大，是黄土堆积过程中沟谷侵蚀发育的结果。

黄土峁为沟谷分割的穹状或馒头状黄土丘。峁顶的面积不大，以3°～10°向四周倾斜，并逐渐过渡为坡度15°～35°的峁坡。若干个峁大体排列在一条线上的为连续峁，单个的叫孤立峁。连续峁大多是河沟流域的分水岭，由黄土梁侵蚀演变而成;孤立峁或者是黄土堆积过程中侵蚀形成，或者是受黄土下伏基岩面形态控制生成。

老沟谷(距今约10万年形成)中由黄土堆积成的平坦谷地称黄土。为沟谷分割后的平地称黄土坪。沿沟呈条状分布的破墹地称洑地(有的称壕地)。

(2)黄土沟谷。

有细沟、浅沟、切沟、悬沟、冲沟、坳沟(干沟)和河沟等7类。前4类是现代侵蚀沟;后两类为古代侵蚀沟;冲沟有的属于现代侵蚀沟，有的属于古代侵蚀沟，时间的分界线大致是中全新世(距今3000～7000年)。

细沟深几厘米至10～20cm，宽十几厘米至几十厘米，纵比降与所在地面坡降一致。大暴雨后，细沟在农耕坡地上密如蛛网。

浅沟深0.5～1.0m，宽2～3m。纵比降略大于所在斜坡的坡降，横剖面呈倒人字形，耕垦历史越久，坡度与坡长越大的坡面上，浅沟的数目越多。它是由梁、峁坡地水流从分水岭向下坡汇集、侵蚀的结果。

切沟深一两米至十多米，宽二三米至数十米。纵比降略小于所在斜坡坡降，横剖面尖“V”字形，沟坡和沟床不分，沟头有高1～3m陡崖。它是坡面径流集中侵蚀的产物，或者是潜蚀发展而成，多出现在梁、峁坡下部或谷缘线附近，其沟头常与浅沟相连。如果浅沟的汇水面积较小，未能发育为切沟，汇集于浅沟中的水流汇入沟谷地时，常在谷缘线下方陡崖上侵蚀成半圆筒形直立状沟，称为悬沟。

冲沟深10多米至40～50m，宽20～30m至百米，长度可达百米以上。纵剖面微向上凹，横剖面“V”字形，其谷缘线附近常有切沟或悬沟发育。老冲沟的谷坡上有坡积黄土，沟谷平面形态呈瓶状，沟头接近分水岭;新冲沟无坡积黄土，平面形态为楔形，沟头前进速度较快。大多数冲沟由切沟发展而成。

坳沟又称干沟。它和河沟是古代侵蚀沟在现代条件下的侵蚀发展。它们的纵剖面都呈上凹形，横剖面为箱形，谷底有近代流水下切生成的“V”字形沟槽。坳沟和河沟的区别是:前者仅在暴雨期有洪水水流，一般没有沟阶地;后者多数已切入地下水面，沟床有季节性或常年性流水，有沟阶地断续分布。

(3)黄土潜蚀地貌。

流水由地面径流沿着黄土中的裂隙和孔隙下渗进行潜蚀，破坏了黄土的原有结构或使土粒流失、产生洞穴，最后引起地面崩塌。包括以下类型:

黄土碟为湿陷性黄土区碟形洼地。由流水下渗浸泡黄土，在重力的影响下土层逐渐压实，引起地面沉陷而成。形状为圆形或椭圆形，深1至数米，直径10～20m，常形成在平缓的地面上。

黄土陷穴为黄土区漏陷溶洞。由流水沿黄土层节理裂隙进行潜蚀而成，多分布在地表水容易汇集的沟间地边缘和谷坡。根据形态分为3种:①漏斗状陷穴，口大底小，深度不超过10m。②竖井状陷穴，呈井状，深度可超过20～30m;③串珠状陷穴，几个陷穴连续分布成串珠状，各陷穴的底部常有孔道相通。它与黄土碟不同，各种陷穴都有地下排水道和出水口。两个或几个陷穴由地下通道不断扩大，使通道上方的土体不断塌落，未崩塌的残留土体形如桥梁，称为黄土桥(图6－29)。

黄土柱为黄土沟边的柱状残留土体。由流水不断地沿黄土垂直节理进行侵蚀和潜蚀以及黄土的崩塌作用形成，有圆柱状、尖塔形，高度一般为几米到十几米。

图6－29　小型黄土侵蚀现象与地貌

黄土是适于植物生长的土质。黄土富于直立性，其中的天然洞穴曾是原始人类的住处，也为现代人建筑住宅提供了有利条件。但是，强烈的现代侵蚀破坏了当地的土地资源，给工农业生产迅速发展造成障碍;大量泥沙入河，淤塞河道，妨碍水力资源顺利开发，并使下游河道经常泛滥成灾。黄河的淤积和泛滥问题主要是黄土高原地区水土流失引起，三门峡水库的地质问题也是缘由黄土侵蚀造成河流泥沙量过多。在黄土区兴修水利工程要时刻注意黄土特性，避免水分与黄土的剧烈矛盾，发展灌溉也应该以滴管、微灌等现代灌溉方式来解决，渠系工程必须严格注意防渗，避免泄露造成的潜蚀等。在黄土区的沟道建设、边坡建设也要注意侵蚀速度和加强保护。

6.5.2　风沙地貌

沙漠是地球上十分有名的严酷环境，也是缺水的代名词，世界上的沙漠主要分布在热带、亚热带干旱区(如北非撒哈拉沙漠)和温带干旱区(如我国西北地区的沙漠)。

不同沙漠成因有别，但是透过原岩风化作用和对砂质沉积岩规律的理解，知道了沙粒的来龙去脉，以及它们的汇集规律，对于我们分析当下地表沙漠一定有帮助。

沙粒的存在因风化残积，风化搬运，风化堆积，残积肯定是相对简单和第一义，是比较意义上的相对不变位置。对某一具体岩土空间来说，残积代表了一种相对的终极意味，即所有的岩石化为沙粒的时候，它几乎再难进行下去，例如变为石英砂。当然，它还可以因为碰撞，摩擦，碎裂，向更微细演化，直至在有水情况下成为水溶胶，进入液体状态。

在非干旱地区，只要有丰富充足的沙源、平坦裸露的地表和一定强度的风力，也能形成各种风沙地貌。特别是在古河道(如我国豫东平原的黄河古道)和现代沙质海岸(如我国北戴河海滨)，常可见到沙丘分布。

沙从残积风化到离开原地需要动力，水作为动力的话就进入河流作用，演化为河流地貌，而干旱地带是缺乏水分的，要搬运沙粒就要寻找新的自然力，剩下的只有风力了，生物的能力是远退其后的。

风对地表的作用就是风蚀作用，风蚀作用包括吹蚀作用和磨蚀作用。风吹地面，由于风压力和气流的紊动作用而引起沙粒吹扬，这种作用称为吹蚀。在干旱地区，并不是所有的风都能进行吹蚀的，只有当风力达到使沙粒移动的临界速度时才能起作用，这种风称为起沙风。

起沙风与沙粒粒径、地表性质等因素有关。就沙粒粒径来说，以0.1～0.25mm为主的干燥裸露的沙地，起沙风速一般为4～5m/s(离地面高2m处的风速)左右。起沙风通过所挟带的沙粒，对地面进行磨蚀，如对岩石表面发生摩擦和在孔隙中旋磨。风挟带沙粒对地表的作用称风沙作用(图6－30)。

起沙风挟带沙粒运动就是风的搬运作用。它往往是通过风沙流而表现出来的。风沙流是含有沙粒的运动气流。风沙流运动是一种贴近地面的沙粒搬运现象。搬运沙量绝大部分是在离地面30cm的高程内通过的，而其中特别集中在近地面0～10cm的气流层中。

阻止风沙流的自然物只能是耐旱的沙生植物，人为工程很难面对庞大的自然体，在线性工程旁边做线性工程保护也是可以的。不同沙丘地貌部位在生态上需要不同的耐旱沙生植物，人为恢复植被需要科学的生态试验。

图6－30　沙尘暴

沙漠区的生态破坏在湖泊单元我们已经知道，不科学不合理的人类水利工程是加剧沙漠生态恶化的最大元凶，水利工作者应该牢记深刻的教训。

当风力减弱或风沙流前进遇到障碍物使风速减小时，可以使沙粒发生堆积，这种现象称为风积作用。风力堆积的碎屑物称为风积物。风积物的主要类型有风沙堆积和风成黄土。风沙堆积通常就是风成沙，往往组成各种沙丘。

风积物的主要特征有:粒级多为粘土到沙;粒度非常均一，分选很好，磨圆度高，矿物成分以石英为主，也有少量的长石和各种重矿物颗粒。因而在水分条件可以满足部分植物生理需求的情况下，这些沙漠区的肥力水平也是极低的。引水压沙恢复植被也是比较困难的。

风沙作用形成的主要类型有风蚀地貌(风蚀残丘、雅丹地貌、风城、风蚀谷、风蚀洼地、石蘑菇等)和风积地貌(沙丘、沙垄、沙山等)(图6－31)。

图6－31　各种风沙地貌

平坦的地面以及开阔的内陆盆地，有利于气流的运行。同时盆地内一般堆积有比较丰厚的碎屑物质，为沙丘的形成提供了重要物质来源。如我国西北地区的沙漠，大部分布在广大的内陆盆地中。

干旱区雨量稀少，蒸发强烈，土质干燥，地表植被稀疏或完全裸露。因此有利于气流对地面的直接作用，从而引起沙粒的吹扬，沙丘的移动，使地面受到风沙的侵蚀。干旱地区风的强度和频度都较大。如我国西北受蒙古高压的影响，盛行强劲的西北风;另外，干旱地区由于地面裸露，受强烈的日照后地面温度急剧升高，造成强烈的上升气流，因此易出现强烈的狂风。这些都为风沙地貌的发育提供了基本的条件。

沙丘的移动是通过组成沙丘的沙粒在迎风面的吹扬和在背风面的堆积来实现的。沙丘移动速度与风速有关。沙丘移动速度还受沙丘体积(高度)的影响，在风力相同的情况下，沙丘体积愈大，移动速度就愈慢。

另外，沙丘移动还受植被、沙丘的水分和下伏地面等因素的影响。沙丘上植物的生长，使风速减小，从而使沙丘移动速度减慢;在地面湿润情况下，沙丘移动速度要比干燥时小，等等。

我国沙丘平均移动速度，慢速的＜5m/a;中速的为5～10m/a;快速的＞10m/a。

风沙流动对于沙漠及其边缘地区的农业、交通与工程建设都有严重的危害。风沙流动包括风沙流和沙丘移动两个方面。风沙流的危害方式主要有吹蚀、沙打和沙埋;沙丘移动的危害主要是造成大规模的沙埋。与风沙作斗争，最重要的是要制止沙丘移动(图6－32)。因此，研究风沙地貌类型和风沙移动规律，对防止沙害具有重大意义。

图6－32　治沙生态措施与工程措施

6.5.3　冰川地貌

冰川是陆地上终年缓慢流动着的巨大冰体，主要分布于两极和高山的终年积雪区。它远离人类生活，却是现代文明最为宝贵的自然资源。它的变化对于生态的启示意义极其巨大，对于约束现代文明的盲目混乱脚步有警示牌的作用。冰川可以说是自然留给人类的最后洁白和清凉。

现代冰川覆盖着陆地11%的面积。冰川是高纬度地区和中、低纬度高山地区地貌变化、发展的主要外动力。

当高纬度地区或低纬度高山区降水时，降落和保存的水分多处于固体状态，形成积雪。由于该区域气温低，一年之内难以将积雪融化或升华，进而长年累月地积累起来，形成终年积雪区，称为雪原。在地球陆地某一海拔高度上，年降雪量等于年消融量，这一高度的界限称雪线。在雪线以上的地带，全年冰雪的积累量大于消融量，常年积雪;雪线以下的地带，全年积雪量小于消融量，冰雪无法积累，只能季节性积雪。

雪线以上的终年积雪区，在低洼处年复一年聚积起来，下部积雪受上部积雪的压力，加上阳光照射使表层雪融化，顺孔隙渗透到下部再冻结成冰，于是底部积雪逐渐变成浅蓝色透明的冰层，称为冰川冰。冰川冰积到一定厚度，在上部冰雪的压力和重力作用下顺地面斜坡从高处向低处或冰层厚处向薄处缓慢流动，就形成冰川(图6－33)。

图6－33　雪原、雪线与山谷冰川

全球气候变化与冰川有密切关系。

气候寒冷，陆地上流水冻结，发育大规模冰川的时期，叫冰期。全球气温回升，降雪量减少，降雨量增加，冰川消融，冰川大规模后退，冰川缩小，气候温暖湿润，这一时期，称为间冰期。一个冰期与相邻的间冰期组合成一个冰川周期。第四纪气候以全球大幅度的周期性冷暖变化为特征，表现为冰川作用的盛衰和气候带的移动，即冰期和间冰期的更替。我国主要有鄱阳、大姑、庐山和大理四个冰期。现为最后一次冰期以后，称为冰后期。

冰川的扩大与缩小是气候变化的指示器，冰川积雪的反馈作用对气候也有重要影响。冰川是固体水库，它的消融一方面对河川径流起着补给和调节作用，另一方面为干旱区工农业提供了水源。

6.5.3.1　冰川类型

按冰川的规模、运动性质及所处的地貌条件，把冰川分为山岳冰川、大陆冰川和过渡型冰川。

(1)山岳冰川。主要分布于中、低纬度的高山地带。山岳冰川发育在雪线以上的常年积雪区，沿山坡或槽谷呈线状向下游缓慢流动。根据冰川形态、发育阶段和地貌特征的差异，进一步分为:

①冰斗冰川。分布在雪线附近呈斗状的洼地中，由冰雪积累而形成。规模不大，外形像一个汤匙，三面皆为陡峭的山坡环绕，只是在出口处流出短短的冰舌。

②悬冰川。短小的冰舌悬挂在山坡上，称为悬冰川。

③山谷冰川。在谷地中呈带状的冰川。是规模最大的一种山岳冰川。以雪线为界，山谷冰川具有明显的冰雪积累区和消融区。

(2)大陆冰川。发育在高纬度地区的冰川，不受地形影响，几乎覆盖于整个极地的陆地上，又称冰盖。大陆冰川占整个冰川的98%以上，冰层厚度可达3000m以上。

(3)过渡型冰川。

①山麓冰川。一条或几条山谷冰川或复式山谷冰川流出山口，在山麓带扩展或汇合成一片广阔的冰原，叫山麓冰川。

②平顶冰川。又叫高原冰川或冰帽，其发育在雪线以上起伏和缓的高原或高山夷平面上。分布于高山地区的边缘山地或高纬度地区的高原。这类冰川规模差别较大，面积数十至数千平方公里不等。

6.5.3.2　冰川的地质作用

(1)冰川的剥蚀作用。冰川对地表具有很大的侵蚀破坏能力。冰蚀作用包括挖掘作用与磨蚀作用。

①挖掘作用。由于冰川自身的重量和冰体运动，致使底床基岩破碎，冰雪融水渗入节理，冻融交替，从而使裂隙扩大，岩块不断破碎，冰川就像推土机铲土一样，把松动的石块挖起，并与冰冻结一起带走。

②磨蚀作用。指冰川运动时，冻结在冰体中的大量岩石碎块像铁犁和锉刀一样不断地对冰床进行的削磨和刻蚀。冰川的磨蚀作用可在基岩上形成带有擦痕的磨光面，冰川擦痕与冰川运动方向大致平行。

(2)冰川的搬运作用。冰川侵蚀产生的大量松散岩屑和由山坡上崩落下来的碎屑，进入冰川体后，随冰川运动向下游搬运，称为冰川的搬运作用。被冰川搬运的物质称冰运物。冰川搬运的方式，一为推运，即冰川前端以巨大推力像推土机一样将地面物质向前推进;另一种为载运，是浮载于冰川表面或内部的物质随冰川一起运动。

①呈固体搬运，搬运力强，能将巨大的岩块搬至远处，这种巨大的岩块称为冰漂砾。

②冰运物在搬运途中彼此位置变化不大，因此磨圆作用十分微弱，在底部或冰蚀谷两侧的冰运物与冰床及其相邻的岩石相互磨蚀，使冰运物颗粒逐渐变细，在大碎屑颗粒上可见冰擦痕。

③没有分选作用，粗细碎屑一起搬运。

④可逆坡搬运。由于冰川是准塑性体、运动不易转弯，直接可以顶滑上坡。

(3)冰川的堆积作用及冰碛物。冰川搬运力随其消融而逐渐减弱时，冰运物便逐渐堆积下来。冰川直接堆积的物质叫冰碛物。根据冰碛物在冰川体内的不同位置，可分为表碛、内碛、底碛、侧碛、中碛、前碛和终碛。出露在冰川表面的叫表碛;夹在冰内的叫内碛;分布在冰川底部的叫底碛;分布在冰川边缘的叫侧碛;两条冰川汇合后，侧碛合并构成中碛;位于冰川边缘前端的冰碛物，叫做前碛;随着冰川向前推进在冰川末端围绕冰舌的前端的冰碛物，叫终碛(尾碛)。

冰碛物的特点:

①都由碎屑物组成;

②分选性极差，粗大的石块和细的泥土混杂在一起，不具层理;

③磨圆度差，碎屑多具棱角;

④有的冰碛石和冰漂砾上可见磨光面或冰擦痕;

⑤冰碛内保存有寒冷地区植物的孢子和花粉;

⑥碎屑物无定向排列。

冰碛物棱角鲜明，颗粒粗大，磨圆程度低。风积物颗粒细小，分选性好，一般是轻质岩石的遗留品。冲积物介于两者之间，分选较好，颗粒有大有小，分布有规律，磨圆好。

6.5.3.3　冰川地貌

冰川是准塑性体，冰川的运动包含内部的运动和底部的滑动两部分，是进行侵蚀、搬运、堆积并塑造各种冰川地貌的动力。但它不是塑造冰川地貌的唯一动力，是与寒冻、雪蚀、雪崩、流水等各种应力共同作用。冰川地区的地貌景观一般分冰蚀地貌、冰碛地貌和冰水堆积地貌三大类型(图6－34)。

图6－34　冰川遗迹:石阵，漂砾，冰斗湖

(1)冰蚀地貌。由冰川侵蚀作用塑造的地貌叫做冰蚀地貌。

①冰斗、刃脊和角峰。冰斗位于冰川的源头，是一个围椅状洼地，三面是陡峭的岩壁，向下坡有一开口，开口处常有一高起的岩槛。冰川消退后，冰斗内往往积水成湖叫冰斗湖。随着冰斗的进一步扩大，斗壁后退，两个冰斗或冰川谷地间的岭脊不断变窄，最后形成薄而陡峻、刀刃状的锯齿形山脊，称为刃脊。当不同方向的数个冰斗后壁后退，发展成为棱角状的陡峻山峰，叫做角峰。

②冰川谷。冰川谷的横剖面似U形，称为U形谷或槽谷，它是山岳冰川在运动过程中形成的谷地。

③冰蚀盆地与羊背石。在一些节理、片理或断层发育的岩石分布地区，冰川的掘蚀作用较强烈，冰蚀作用的结果，常导致洼地的形成，这种低洼的地形叫冰蚀盆地。

在冰川基床上由基岩组成的小丘，常成群分布，远望如匐匐的羊群，故名羊背石。羊背石长轴方向与冰流方向一致，向冰川上游方的一坡由于受冰川的磨蚀作用，坡度小，有许多擦痕;向冰川下游方，坡度较陡。每一小丘平面上呈椭圆形，两坡不对称。

(2)冰碛地貌。当冰川消融后，冰川所携带的大量冰碛物就地堆积，形成各种冰碛地貌。

①冰碛丘陵(基碛丘陵)。在冰川后退过程中，由于冰体逐渐消融，原来的表碛、内碛和中碛都沉落到冰川谷底，和底碛一起合称基碛。这些冰碛物受冰川谷底地形起伏的影响或受冰面和冰内冰碛物分布的影响，形成波状起伏的丘陵，称冰碛丘陵或基碛丘陵。

②侧碛堤。随着冰川的退却，山谷两侧的侧碛在槽谷两旁沉落，形成了与冰川流向平行的长条状冰碛堤岗，叫做侧碛堤。

③终碛堤(尾碛堤)。分布于冰川前缘地带，当冰川末端的补给和消融处于相对平衡状态时，冰碛物在冰舌前端不断沉积下来，形成与河川流向近于垂直的弧形长堤，称终碛堤(尾碛堤)。

④鼓丘。分布在终磧堤内缘由冰磧物组成的椭圆形高地，长轴与冰流方向一致。因冰川流动过程中冰运物过多或受冰床基岩阻挡而堆积形成。

(3)冰水堆积地貌。冰川所携带的物质受到冰融水的搬运和分选，会依照颗粒的大小，堆积成层，形成冰水沉积物和各种地貌，称为冰水堆积地貌。它既保留了冰川作用的痕迹，又具备河流堆积物的一些特征。

①蛇形丘。蛇形丘是一种狭长而曲折的垄岗地形，它蜿蜒伸展如蛇，故称蛇形丘。在冰川消融时期，冰融水很多，它们沿冰川裂隙渗入冰下，在冰川底部流动，形成冰下隧道，隧道中的冰融水携带许多沙砾，沿途搬运过程中将不断堆积，填充冰隧道。待冰全部融化后，隧道中的沉积物就显露出来，形成蛇形丘。

②冰砾阜、冰砾阜阶地和锅穴。冰砾阜是一种圆形或不规则的小丘，由有层次并经分选的细粉砂组成，表面通常有一层薄的冰碛层覆盖。它是冰面上小湖或小河的沉积物，在冰川消融后沉落于冰川谷中而成。

在冰川两侧，由于岩壁和侧碛吸热而使附近冰体融化，形成冰侧河流，并带来大量冰水物质。当冰川全部融化后，这些冰水物质就堆积在冰川谷的两侧，形成冰砾阜阶地。

锅穴是冰水沉积区内的一种圆形洼地，常与冰砾阜相伴而生，规模较小，周围壁陡直。它是埋在砂砾中的死冰块融化引起的塌陷所形成。

③冰水扇和外冲平原。冰融水从冰川两侧或冰面、底部流向冰川前端时，由于地形展宽，坡度变缓，冰水携带大量沙砾物质沉积下来，在终碛堤的外围堆积成扇形堆积体，叫冰水扇。相邻冰水扇扩展相联形成冰水冲积平原，又名外冲平原。

④冰川湖与季候泥(纹泥)。冰川湖是由冰川挖掘成的洼坑和冰碛物堵塞冰川槽谷积水而成的一类湖泊。冰川湖有明显的季节变化，夏季冰融水增多，携带大量物质进入湖泊，一些砂和粉砂级的颗粒很快沉积下来，颜色较淡;秋冬季节，融水减少，一些长期悬浮湖水中的细粒粘土才开始沉积，颜色较深。这样，一年内在湖泊内就沉积了粗细两层沉积物，叫季候泥，又称纹泥，是淡水湖内具有明显季节性变化特征的沉积。

6.5.4　冻土地貌

凡处于零温或负温，并含有冰的各种土(岩)，统称为冻土。冻土按其冻结时间的长短，可分为季节冻土和多年冻土两类。前者指冬季冻结、夏季全部融化的土层;后者指冻结持续多年，甚至可达数万年的土层。冬季冻结，一二年不融化的土层称为隔年冻土(一般厚10～20cm)。它是上述两类冻土之间的过渡类型。

自极地向低纬度方向，多年冻土分布的特征是上限逐渐加大，厚度不断减小。年平均地温相应升高。在北极诸岛，上限趋近地面，冻土厚度达1000m以上，年平均地温低达－15℃;在连续冻土带南部，厚度减至100m以内，地温增至－3～－5℃左右;在南界附近(约北纬48°)，冻土层厚度仅1～2m，地温接近0℃。我国东北北部大兴安岭一带属北半球多年冻土带南缘，大约每向北移110km，多年冻土年平均地温下降1～1.5℃，厚度增加20m左右。

中低纬度高山高原地区的冻土分布，主要受海拔高程的控制。一般来说，海拔愈高，冻土上限深度愈小，厚度愈大，地温愈低。例如在我国境内，海拔每升高100～150m，冻土上限深度减小0.2～0.3m，厚度增加30m，年平均地温降低1℃。此外，高山高原冻土带亦受纬度变化的影响，如青藏高原地区大约南移100～200km，地温升高0.5～1℃，冻土厚度减小10～20m。由此看来，由高度控制的冻土动态变化远较由纬度控制的为剧烈，这是和自然地带总的分布状况相一致的。

世界上冻土总面积占陆地总面积的25%。我国冻土的总面积约占全国总面积的22.3%，分布在东北北部山区、西部高山区及青藏高原。冻土在地球上的分布，具有明显的纬度地带性和垂直地带性规律。

冻土区占据地球陆地大量面积，许多地区已经是现代文明的中心区，极端冻土地带的人类活动也越来越频繁，冻土对人类的影响也日益明显。在土建工程中，季节性冻土影响工程施工以及工程安全(图6－35)，因而了解冻土规律是很有必要的。

图6－35　青藏铁路穿越永久冻土区和工程措施、冻胀鼓丘

6.5.4.1　冻土的影响因素

(1)气候。冻土形成首先取决于温度，只有在土层的温度低于0℃以下时才能形成冻土。

(2)地形。主要表现在坡向和坡度上。阳坡日照时间长，受热和水分蒸发多于阴坡，所以阳坡的冻土厚度比阴坡薄。冻土的发育，随着坡度减小而减弱。

(3)岩性特点。含细颗粒和粘土多的土体以及泥炭，热容量大，导热率低，不易透水，利于冻土的形成;相反，对于颗粒粗大的砂土，不利于冻土的发育。

(4)植被与雪盖。冬季，植被和雪盖阻止土层中的热量散失;夏季，植被和雪盖可减少太阳对土体的辐射，进而使得地面温差减小。

6.5.4.2　冻土的基本特征

多年冻土一般可以分为上下两层:上层为冬冻夏融的活动层，下层是常年不化的永冻层。活动层每年冻结时均由上层开始，上层土的冻结膨胀，就会对下面未冻结的含水土层施加压力，使未冻结层在刚性的永冻层上面发生塑性流动而产生揉皱变形，这一现象称为冻融扰动构造。

6.5.4.3　冻土地貌

冻融作用是指冻土层中的地下水和地下冰在气温周期性的正负变化影响下，不断发生相变和迁移，使土层反复冻融，导致土体或岩层破坏、扰动和移动等现象，而在地表留下独有的冻土地貌。

(1)雪蚀洼地与山原阶地。在山地积雪洼地中，积雪场周围及其底部的基岩，遭受着冻融作用强烈地破坏，重力与融水将冻融风化碎屑物向下搬运，因而形成了碟形雪蚀洼地。

山原阶地常常分布在由基岩构成的夷平山顶周围。阶地面平坦，多被薄层冻融风化碎屑物所覆盖;阶坎坡度较陡，基岩裸露，冻融风化强烈。

(2)石海、石河和石冰川。

①石海。在冻土地区山顶夷平面或缓坡等平坦地貌部位，基岩受冻裂风化，产生大量巨石、角砾，就地成片分布，形成石海。

②石河。山坡上寒冻风化产生大量碎屑滚落到沟谷，在重力和冻融作用下，发生整体运动，形成石河。

③石冰川。当冰川退缩后，聚集在冰斗和U形谷中的冰碛物，在冻融作用下顺谷地下移，形成石冰川，

(3)多边形土。当冻土活动层冻结后，在坡度平缓、由细粒土组成的冰缘地区，温度继续下降或土层干缩，便形成了被裂隙所围绕的、中间略有突起的多边形土。其规模大小不等，从地表平面看，呈多边形，从剖面上看，呈楔形。

(4)石环、石圈、石带。

①石环。是由较细粒土为圆心，周围由较大砾石组成的一种环状冻土地貌。石环是冻土区中颗粒大小混杂的松散砂砾层，由于饱含水分，经频繁冻融交替，发生物质分异造成。

②石圈。石圈是在斜坡上变形的石环，常成椭圆形，它的前端由大石块构成石堤。

③石带。在较陡的山披上，石圈前端常分开，经冻融分选的大岩块，集中在顺坡纵长延伸的裂隙中，形成石带。

(5)热融地貌与融冻泥流阶地。

①热融地貌。也称热力喀斯特。在冰缘地区由于气候转暖或开垦荒地、工程建设等人类经济活动的影响，破坏冻土层的热平衡，使多年冻土层上部地下冰融化，活动层加大，土体体积缩小，土层因重力压缩而发生沉陷，形成了沉陷漏斗、浅洼地和沉陷盆地等热融地貌。当其积水以后，则称为热融湖。

②融冻泥流阶地。坡地上由冻融风化产生的碎屑物，在一定水分参与下受重力作用和反复冻融交替，顺坡滑动，形成融冻泥流。融冻泥流在向下蠕动途中，通到障碍或坡度变缓时而产生的台阶状堆积地貌称泥流阶地。

(6)冰核丘、冰丘。

①冰核丘。冻土层中常夹有未冻结层，未冻结层中的水分在地下慢慢凝聚成冰体，使地面隆起，形成冰核丘。

②冰丘。是地表水或地下水溢出河湖的冰面和地面并冻结成丘状冰体。

(7)土溜阶坎。

在多年冻土区，地表湿度很大的松散沉积物，在融冰时沿坡向下流动，前端常成一陡坎，叫土溜阶坎。

6.5.5　喀斯特地貌

喀斯特(KARST)即岩溶，是水对可溶性岩石(碳酸盐岩、石膏、岩盐等)进行以化学溶蚀作用为主，流水的冲蚀、潜蚀和崩塌等机械作用为辅的地质作用，以及由这些作用所产生的现象的总称。由喀斯特作用所造成地貌，称喀斯特地貌(岩溶地貌)。

喀斯特是南斯拉夫西北部伊斯特拉半岛碳酸盐岩高原的地名，当地称为Kras意为岩石裸露的地方。中国是世界上对喀斯特地貌现象记述和研究最早的国家，早在晋代即有记载，尤以明徐宏祖(1586—1641)所著的《徐霞客游记》中的记述最为详尽。中国也有世界上最美的喀斯特地貌(图6－36)。

图6－36　桂林山水

喀斯特可划分许多不同的类型。按出露条件分为:裸露型喀斯特、覆盖型喀斯特、埋藏型喀斯特。按气候带分为:热带喀斯特、亚热带喀斯特、温带喀斯特、寒带喀斯特、干旱区喀斯特。按岩性分为:石灰岩喀斯特、白云岩喀斯特、石膏喀斯特、盐喀斯特。此外，还有按海拔高度、发育程度、水文特征、形成时期等不同的划分等。由其他不同成因而产生形态上类似喀斯特的现象，统称为假喀斯特，包括碎屑喀斯特、黄土和粘土喀斯特、热融喀斯特和火山岩区的熔岩喀斯特等。它们不是由可溶性岩石所构成，在本质上不同于喀斯特。

6.5.5.1　岩溶及岩溶作用过程

岩溶作用是指在可溶性岩石地区，在地表水和地下水的化学过程(溶解和沉淀)和物理过程(流水的侵蚀和沉积，重力崩塌等)的共同作用下，对可溶性岩石的破坏和改造作用。以溶解过程为主。

以碳酸盐岩区域来说，当地下水中含有多量CO2时，就会溶解碳酸盐岩石。由于CO2可大量来自土壤和大气，使地下水不断得到CO2补充，溶蚀作用就可持久进行。如果压力降低或温度升高，水中的CO2逸出，沉淀出CaCO3。

6.5.5.2　岩溶发育的基本条件

(1)岩石的可溶性。

可溶性岩石的存在，是形成岩溶的先决条件。岩石的可溶性取决于岩石的结构及成分。

①岩石的成分。根据岩石的可溶性分为三类，包括:碳酸盐类岩石(石灰岩、白云岩、泥灰岩等);硫酸盐类岩石(石膏、硬石膏和芒硝);卤盐类岩石(钾、钠、镁盐岩石等)。它们的溶解度以卤盐最高，碳酸盐类最低。但碳酸盐岩石分布很广，岩溶仍然是以碳酸盐类岩石最为发育。

②岩石的结构。晶粒愈小，相对溶解度就愈大，隐晶质和细晶质的溶解度比粗晶质高;不等粒结构比等粒结构的相对溶解度更大。

(2)岩石的透水性。

岩石的透水性创造了水和可溶性岩石广泛接触的可能性，使溶蚀作用不限于岩石的表面，还能向深部发展。岩石的透水性取决于裂隙率和孔隙度以及岩层产状。

(3)水的溶蚀性。

水的溶蚀能力主要取决于CO2的含量。其含量愈高，碳酸盐类岩石的溶解度也愈高。

(4)水的流动性。

水流不断循环流通，补充新鲜的CO2能更充分地进行岩溶作用。

6.5.5.3　岩溶地貌

喀斯特地貌分布在世界各地的可溶性岩石地区。占地球总面积的10%。从热带到寒带、由大陆到海岛都有喀斯特地貌发育。较著名的区域有中国广西、云南和贵州等省(区)，越南北部，南斯拉夫狄那里克阿尔卑斯山区，意大利和奥地利交界的阿尔卑斯山区，法国中央高原，俄罗斯乌拉尔山，澳大利亚南部，美国肯塔基和印第安纳州，古巴及牙买加等地。中国喀斯特地貌分布广、面积大。主要分布在碳酸盐岩出露地区，面积约91～130 万km2。其中以广西、贵州、云南和四川青海(即云贵高原)东部所占的面积最大，是世界上最大的喀斯特区之一;西藏和北方一些地区也有分布。

喀斯特地貌在碳酸盐岩地层分布区最为发育。该区岩石突露、奇峰林立，常见的地表喀斯特地貌有石芽、石林、峰林、喀斯特丘陵等喀斯特正地形，溶沟、落水洞、盲谷、干谷、喀斯特洼地等喀斯特负地形;地下喀斯特地貌有溶洞、地下河、地下湖等;以及与地表和地下密切相关联的竖井、芽洞、天生桥等喀斯特地貌。

(1)地表岩溶。

①溶沟和石芽。当可溶性岩石在地表出露后，在水流的作用下，发生不均衡的溶蚀，沿层面及其他裂隙较强烈处，逐渐形成许多凹槽，称为溶沟，其间的突起部分称石芽。

石林是特别巨大的石芽，生成在近于水平的巨厚层或厚层石灰岩之上，具有两组以上的垂直节理，地形一般较平坦。云南路南石林，高达20～30m，密布如林，故名石林。

②溶蚀漏斗和塌陷漏斗。在两组裂隙的交汇处或原始地形较低洼处，地下水沿裂隙向下溶蚀发展，形成碟形或圆形洼地，平面轮廓为圆形或椭圆形，其宽度较深度大，称为溶蚀漏斗。如果地下洞穴的洞顶崩塌，形成漏斗状的洼地，称为塌陷漏斗。

③溶蚀洼地。溶蚀漏斗逐渐溶蚀扩大而成小型封闭洼地，平面形态为圆形或椭圆形，其长轴常沿构造线发育，称溶蚀洼地。

④落水洞和竖井。落水洞是连接地表水流和地下暗河的垂直管道。一般沿裂隙发育，受裂隙的形态控制，可以是垂直的，也可是倾斜的，其宽度比深度小得多。竖井是暗河顶部崩塌而形成的。竖井与一般井状落水洞的区别在于其井壁特别陡直，往往可以从竖井中直接看到暗河的水面。

⑤岩溶盆地。又称坡立谷或岩溶谷地，是大型的有地表河流穿过的岩溶洼地。面积较大，可达十余至上百平方公里。

⑥干谷和盲谷。水流沿落水洞或溶蚀漏斗转入地下，遗留在地表的干涸河谷称干谷。

在岩溶区，常见河谷上游的水流从某一陡坝下的泉眼涌出，而河流流向的前方有一陡坎阻挡，陡坎下方有一落水洞，河水沿落水洞流入地下，这种上下游封闭的谷地叫盲谷。转入地下的河流，叫伏流。

⑦峰丛、峰林和孤峰。峰丛指成簇突起于石灰岩山地或高原面上的溶蚀残丘，峰林是基部微微相连的成群石灰岩山峰，是峰丛进一步发展的结果，孤峰是孤立的石灰岩山峰，是峰林进一步发展的结果。

⑧天生桥。多为水平溶洞或暗河顶部崩塌后的残余部分。

(2)地下岩溶(图6－37)。

图6－37　地下溶洞景观与天坑

①溶洞。溶洞又称洞穴，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管道。当地下水沿着可溶性岩石的较小裂隙和孔道流动时，水流的溶蚀作用使裂隙不断扩大，地下水除继续进行溶蚀作用外，还产生机械侵蚀作用，加速地下孔道扩大成洞穴。

②洞穴堆积物及其形态。溶洞及其他岩溶裂隙与管道内的堆积物，称为洞穴堆积物。这些堆积物形成一些特殊的形态。按成因分为:

化学堆积物。地下水沿着石灰岩细小的孔隙和裂隙流动时，溶解CaCO3，水流入洞穴时，压力降低，温度升高，水中CO2逸出，就沉淀出CaCO3。如水自洞顶下滴，边滴边沉淀，可形成自洞顶向下垂直生长的石钟乳。渗出水滴落洞底后，CaCO3就在洞底沉淀并向上生长形成石笋。石钟乳与石笋长大后连成一体，称石柱。如果地下水沿着洞壁裂隙成层状渗出，能沉淀成石帘、石瀑布和石幔等。

机械堆积物。包括河流沉积，湖泊沉积和崩塌沉积三种。河流沉积物是地下河沉积的小砾石和砂。湖泊沉积是一种具有极薄层理的粘土―粉砂沉积，它们是在地下湖中沉积的。崩塌沉积物是从洞顶、洞壁崩塌下来的一些碎屑堆积物，常和洞底的石灰华、粘土混杂在一起，胶结以后就成为坚硬的角砾岩。

生物堆积物。一些离水源较近，洞口向阳，出入方便的洞穴，常成为原始人类和各种动物的住所，如北京周口店北京猿人和山顶洞人，是在石灰岩洞中发现的。在热带和亚热带的洞穴中常有鸟粪堆积。

(3)地下河和岩溶泉。

①地下河。是石灰岩地区地下水沿裂隙溶蚀而成的地下水汇集和排泄的通道。

②岩溶泉。岩溶洞穴的出口处常形成泉。

喀斯特研究在理论和生产实践上都有重要意义。喀斯特地区有许多不利于生产的因素，需要克服和预防，也有大量有利于生产的因素可以开发利用。喀斯特矿泉、温泉富含有益元素和气体，有医疗价值。喀斯特洞穴和古喀斯特面上各种沉积矿产较为丰富，古喀斯特潜山是良好的储油气构造。喀斯特地区的奇峰异洞、明暗相间的河流、清澈的喀斯特泉等，是很好的旅游资源。

特别需要指出的是，在喀斯特地区，有较强的渗漏，发展灌溉需要充分考虑土壤特点，避免渠系渗漏损失和减少农田漫灌，应充分发展现代节水灌溉新技术。在岩溶地区施工，应该摸清地下溶洞规律、可能的塌陷，水库的渗漏等一系列问题。

【思考题与习题】

1.讨论水与环境的关系。

2.暂时性流水的类型和特点是什么?

3.工程实践中哪些方面与暂时性流水有关?

4.河流地质作用是怎样的?

5.湖泊和沼泽与我们生活有什么关系?与水利工程有什么关系?

6.黄土地貌有什么特点?

7.沙漠与水利工程有哪些相关性?

8.查阅青藏铁路修建中如何克服冻土问题。

9.岩溶地貌的形成原因是什么?地下岩溶的分布与特点是怎样的?