一、地形地貌
地貌是地表面高低起伏的状态。地形是地表起伏和地物的总称。地形起伏的大势一般称为地势。
（一）概论
1．地貌形态
地貌形态主要由形状和坡度不同的地形面、地形线和地形点等形态基本要素构成一定集合形态的地表高低起伏。小者如扇形地、阶地、斜坡、垅岗、岭脊、洞、坑等，称为地貌基本形态；大者如山岳、盆地、平原、沙漠，称为地貌组合形态。凡高于周围的形态称为正形态，反之称为负形态，正、负形态是相对的。
地貌形态测量指标主要有：高度（分为绝对高度、相对高度）、坡度、地面破坏程度（常用的有地面切割密度、地面切割深度和地面破坏程度等）。高度＋坡度反映地貌形态。
2．地貌成因
地表形态是多种多样的，成因也不尽相同，但都是内、外动力地质作用对地壳综合作用的结果。内动力地质作用造成了地表的起伏，控制了海陆分布的轮廊及山地、高原、盆地和平原的地域配置，决定了地貌的构造格架。而外动力（流水、风力、太阳辐射能、大气和生物的生长和活动等）地质作用，通过多种方式，对地壳表层物质不断进行风化、剥蚀、搬运和堆积，从而形成了现代地面的各种形态。简言之，内动力决定了地貌的基本结构，外动力则在这个基础上，不断对它们进行雕塑。
3．地貌分类
按规模大小，地貌可分为巨型地貌、大型地貌、中型地貌和小型地貌。
（1）巨型地貌
巨型地貌即地球上的大陆和洋盆，这是两个最大的对立的地貌单元。
（2）大型地貌
大型地貌即大陆和洋盆中的山地、平原等，它们的成因取决于其大地构造基础、新构造运动与外力作用之间的对比关系。
山地是由山岭和山谷组成的形态组合，是新构造运动大于外力剥蚀作用且两者都很强烈的地带。山地的高度分类见表1－1，山地的成因分类见表1－2。
平原是目视距离（30～50km）范围内地势平坦，高差小（1～2m），或微有起伏的大面积地貌组合。平原的高度分类见表1－3，平原的成因分类见表1－4。
表1－1 山地的高度分类
表1－2 山地的成因分类
表1－3 平原的高度分类
表1－4 平原的成因分类
（3）中型地貌
中型地貌是大型地貌的一部分，常常是观察研究的对象。
山岭（由山顶、山坡和山麓组成）与谷地（有断裂活动产生的地层谷，外力作用形成的侵蚀谷、冰蚀谷和溶蚀谷等）是山地的主要次级形态，主要由外力作用形成，但受岩性、构造影响明显。
平原区的河谷地带和河间地区与平原中形成时代和成因不同的部分都属平原的次级形态。由于平原地势低平，切割不深，天然露头少，研究难度大。对平原研究必须采取地表观察与钻探、物探方法相结合。
（4）小型地貌
小型地貌主要是各种外动力作用形成的多种多样的小型剥蚀地貌和堆积地貌，也有很少一部分是内动力作用形成的，如活动断层崖、地震裂缝和火山等。根据动力作用的性质可把地貌分为风化地貌、重力地貌、水力地貌（流水地貌、湖泊地貌、沼泽地貌、岩溶地貌、冰川地貌、冻土地貌）、海岸地貌、风力地貌等。小型地貌形态是野外观察研究的主要对象。
小型地貌绝大多数形成于第四纪，其中全新世以来形成的地貌称为现代地貌；而全新世以前各地质历史时期形成的各级地貌，时代越老受后期改造越强烈，程度不同地保存着原始形态，称为残留地貌或古地貌。地表就是由不同等级、不同成因、不同形成时代和发展阶段与完整性不同的地貌叠置构成的复杂系统。
4．地貌发展的多旋回性
研究地貌发展即研究地貌的形成和演变过程，是在研究地貌静态特征的基础上，阐明地貌的动态变化过程。小地貌形态（如冲沟、曲流、滑坡、土溜、黄土冲沟和黄土陷穴等）的发展速度较快，测定这些小地貌形态的发展速度对人类活动和地质环境演化研究有重要价值。大型地貌发展的时间长，常以地质时期尺度计。由于塑造大型地貌的内外动力强弱的周期性变化，使大型地貌的发展表现出多次渐进变化和急剧变化的交替，这就是地貌发展的旋回性。
地貌形成发展的多旋回性是一种普遍现象，表现为许多层状地貌，如多级河流阶地、石灰岩地区多层溶洞、山岳地区多层夷平面。
（二）风化作用及其堆积物
1．风化作用
风化作用是指地表或接近地表的坚硬岩石、矿物在与大气、水及生物接触过程中产生物理、化学变化而在原地形成松散堆积物的全过程。根据风化作用的因素和性质可将其分为3种类型：物理风化作用、化学风化作用和生物风化作用。
原生矿物、岩石由于风化被逐步碎裂、分解以至彻底破坏转变为终极产物的步骤，大致可分3个阶段：
①早期阶段，以出现风化裂隙，岩石崩解，或极易风化矿物溶解或分解，部分组分呈真溶液随水迁移为主要特征。
②中期阶段，岩石相当碎裂，易风化和较易风化矿物进一步溶解或分解，部分组分或呈真溶液随水流失，或呈胶体溶液迁移它处凝聚形成新矿物。如各种粘土类矿物即是风化形成的过渡性产物。
③晚期阶段，原生岩石彻底破坏，过渡性矿物被继续风化分解。部分组分随水流失，部分组分凝聚堆积，形成如硅、铝、铁的氧化物或含水氧化物等风化终极产物。
风化作用阶段性的表现特征随气候条件的改变而不同。影响风化作用的因素多而复杂，但最主要的是原岩的特性、气候条件和地形3个因素。
2．残积物
残积物是地表岩石经风化作用后发生物理破坏和化学成分改变后，残留在原地的堆积物，其岩性由原岩岩屑、残余矿物和地表新生矿物组成。
由于残积物是未经搬运的，颗粒不可能被磨圆或分选，一般呈棱角状，无层理构造。而且由于其中细小颗粒往往被冲刷带走，结构疏松，故孔隙度大。
残积物的分布主要受地形的控制，主要分布在分水岭、山坡和低洼的地方，其表面较平坦，而底界起伏不平，与基岩呈过渡关系，厚度因地而异。
风化作用对岩石的破坏，首先是从地表开始，逐渐向地壳内部深入。在正常情况下，愈接近地表的岩石，风化得愈剧烈，向深处便逐渐减弱，直至过渡到不受风化，这些岩石才是所谓的新鲜岩石。这样在地壳表层便形成了一个由风化岩石构成的层，具多层结构的残积物剖面称为风化壳。风化壳剖面结构自上而下具有明显的垂直分带，依次为：土壤层、全风化的风化土层带、强风化的风化碎石带、弱风化的风化块石带和微风化的风化裂隙带，最下部为未风化岩（表1－5）。各层之间为逐渐过渡。
值得注意的是，由于风化壳的形成过程受气候、地形、岩性和构造等各种因素的影响，有些地区的风化壳发育过程不一定完全，即垂直剖面上的4个带不一定齐全，可能缺少一个带或两个带。另外，不同国家（地区）对风化壳层数的划分也会有所不同。
表1－5 岩石风化壳分带及各带基本特征
3．土壤
土壤是残积物的表层，经成土作用发育而成，即经有机酸对残积物发生生物化学作用，使土质富含腐殖质而具有肥力。残积物与土壤最根本的区别是残积物不具有肥力，其次土壤形成速度比风化壳和残积物的形成快得多。在湿热气候条件下，形成一个完整的风化壳，需要几十万年到几百万年；而在同样气候条件下，形成土壤剖面只需几十年或几百年。
（三）重力地貌及其堆积物
斜坡是地表分布最广泛的地貌基本形态，有凸形坡、凹形坡、直线坡和复合坡（凸－凹形坡）。斜坡上岩石或土的块体，在重力牵引下顺坡向下移动的地质作用，因为主要营力是重力，并不一定需要其他外动力参与，故称斜坡重力作用。由于是以岩土块体方式运动，故又称为块体运动或块体坡移。斜坡重力作用的结果使斜坡后退，坡高、坡度减小，产生大量岩土块、岩屑和土粒，供流水等其他外动力剥蚀和搬运。所以，斜坡重力作用是地表外动力剥蚀夷平作用的一个重要组成部分。这种作用常常危害交通线路，水利水电设施或工业民用建筑，规模大的甚至掩埋村镇，造成人员伤亡，成为一种地质灾害。
按斜坡上块体运动方式、运动速度和灾害性质，斜坡重力作用分为滚落、滑动和流动3种基本类型（表1－6）。
1．崩塌及其堆积物
崩塌（崩落、垮塌或塌方）是较陡斜坡（大于50°）上的岩土体在重力作用下突然脱离母体崩落、滚动和翻转运动并堆积在坡脚（或沟谷）的地质现象。产生在土体中者称土崩、坍方；产生在岩体中者称岩崩；在冰雪中则称冰崩和雪崩。崩塌借助于近地压缩空气滑行，速度很快，达5～200m/s，有时达到自由落体的速度。崩塌是一种局部的但较为严重的地质灾害。
表1－6 斜坡重力作用分类表
（1）崩塌的形成与发展和致灾过程
最初，陡坡岩（土）体由于近临空面释放应力产生与边坡平行的张性垂直裂隙，地下水浸入裂隙（包括岩石原有裂隙），使隙内风化加深，削弱岩（土）体与边坡联结力，长期风化使裂隙的宽和深与日俱增，终使岩（土）体处于临界稳定的危岩状态。一旦遭受地震、暴雨、融雪、人工不当截坡和爆破等触发，导致岩（土）体突然发生崩塌。崩塌摧毁建筑物、农田、森林、交通路线，堵塞江流，形成堰塞湖，并造成生命财产损失。
（2）崩塌地貌
在陡坡上形成的围椅状的剥蚀地貌，称崩塌陡坎（新的基岩陡坡壁）；坡下为崩塌堆积地貌，称为倒石堆，又称崩积物。倒石堆沉积无分选，由巨大落石或巨砾与砸碎的角砾和岩粉混合堆积，形态规模不等，结构松散、杂乱、多孔隙、大小混杂、无层理，岩块上有撞砸刻痕。
（3）崩塌形成条件
首先，形成崩塌必须具备一定的地形条件，一般都发生于地形坡度大于50°、高度大于30m的高陡边坡上，而且坡度越陡发生崩塌的几率就越大，同时孤立山嘴、凹形陡坡也是形成崩塌的有利地形条件。
其次，岩性坚硬的岩石易于形成崩塌，如厚层石灰岩、白云岩、花岗岩、石英岩、砂砾岩、结构密实的黄土等，这是由于越坚硬的岩石就越具有强大的抗风化能力，在风吹日晒雨淋之下能够形成高陡斜坡、孤立山嘴或凹形陡坡。
第三，崩塌体具有一定的分离面，岩层面、断层面、节理面、裂隙带等都是岩、土体稳定性最薄弱的地方，最易被分离。
第四，地震、强降雨、融雪、雷击等多种自然力量以及人类活动等，都会诱发崩塌灾害发生。
2．错落
错落是岩体沿陡坡、陡崖上平行发育的一些近于垂直（45°～70°）的破裂面（断裂、节理密集带和交叉带）发生整体下坐位移，其垂直位移大于水平位移。移动岩体基本上保持原岩结构和产状。错落与崩塌的区别在于错落岩体是沿一定近垂直的滑动面整体下坐位移，无破碎和翻滚，基部有挤压现象，有时坡顶坡度相当平缓（小于40°）。错落有时也可构成严重灾害。
3．撒落和倒石锥堆积物
撒落是山坡上的风化碎石在重力作用下，长期不断往坡下坠落的现象。撒落常大面积发生在坡度30°～50°的斜坡上，对斜坡改造起重要作用，但不造成重大灾害。撒落作用形成的剥蚀地貌，称剥蚀坡；形成的堆积地貌称倒石锥。
4．滑坡及滑坡堆积物
斜坡上岩体或土体在重力作用及水的参与下，沿着一定的滑动面或滑动带作整体下滑的现象称滑坡，又称地滑，是一种重要的工程灾害。
（1）滑坡要素
滑坡的主要组成要素有：
滑坡体——指滑坡的整个滑动部分，简称滑体。
滑坡壁——指滑坡体后缘与不动的山体脱离开后，暴露在外面的形似壁状的分界面。
滑动面——指滑坡体沿下伏不动的岩（土）体下滑的分界面，简称滑面。
滑动带——指平行滑动面受揉皱及剪切的破碎地带，简称滑带。
滑坡床——指滑坡体滑动时所依附的下伏不动的岩（土）体，简称滑床。
滑坡舌——指滑坡前缘形如舌状的凸出部分，简称滑舌。
滑坡台阶——指滑坡体滑动时，由于各种岩、土体滑动速度差异，在滑坡体表面形成台阶状的错落台阶。
滑坡周界——指滑坡体和周围不动的岩、土体在平面上的分界线。
滑坡洼地——指滑动时滑坡体与滑坡壁间拉开，形成的沟槽或中间低四周高的封闭洼地。
滑坡鼓丘——指滑坡体前缘因受阻力而隆起的小丘。
滑坡裂缝——指滑坡活动时在滑体及其边缘所产生的一系列裂缝。位于滑坡体上（后）部多呈弧形展布者称拉张裂缝；位于滑体中部两侧，滑动体与不滑动体分界处者称剪切裂缝；剪切裂缝两侧又常伴有羽毛状排列的裂缝，称羽状裂缝；滑坡体前部因滑动受阻而隆起形成的张裂缝，称鼓张裂缝；位于滑坡体中前部，尤其在滑舌部位呈放射状展布者，称扇状裂缝。
以上滑坡诸要素只有发育完全的新生滑坡才同时具备，并非任一滑坡都具有。
（2）滑坡的形成条件
1）岩性条件
滑坡主要发生在粘土岩、页岩、泥灰岩、千枚岩、板岩、片岩、风化岩浆岩、黄土及多裂隙破碎松动岩石和各种松散沉积物分布区。上述各种岩石的共同特点是：含有亲水性粘土矿物（如蒙脱石、伊利石和高岭石），易于吸水加重岩体负荷，可塑性强，使岩（土）体易于变形滑动。
2）地质构造条件
滑动面常沿层理、节理面、断裂面、不整合面、劈理面和透水层与不透水层界面发生，尤其这些构造面斜向河谷，且特别是天然或人工截坡坡度（θ）大于岩层（或土层）内摩擦角（ψ）时，下滑力大于抗滑力，沿上述构造软弱面易于发生滑坡。
3）地貌条件
一切具有效临空面的天然和人工斜坡，坡度在20°～40°间，坡脚下有河流（或海、湖浪）淘蚀地段，使岩（土）体失去支持，极易发生滑坡。
4）气候和水分条件
雨季大量地表和地下水渗入滑体和滑动面，前者加重土体负荷，后者削弱岩（土）体抗滑力并增加滑动面润滑作用，易于引发滑坡，故有“大雨大滑、小雨小滑”之说。寒冷气候区的冻融作用也是引起滑坡的原因之一。河流水位上涨浸润岸坡滑动面也易产生滑坡。
5）地震
地震引起岩（土）体内部结构变化，震动使老滑动面松动，使土层液化，这些都能诱发滑坡发生和老滑坡再活动。强烈地震震中区诱发滑坡密度最大，其灾害性有时超过地震本身，故滑坡（还有崩塌）是地震致灾的重要过程。
6）人类活动
开挖边坡，使岩（土）体失去支撑；坡上堆卸废石，加重岩（土）体负荷，均使岩（土）体下滑力增大，易导致滑坡发生。
（3）滑坡的发生过程
1）蠕动变形阶段
在重力负荷长期作用下，岩（土）体松驰，发生微小剪切位移、扭转和岩层弯曲等非弹性变形，滑体后部产生断续的张裂缝。中部开始微微蠕动向前挤压，两侧开始出现羽状裂隙，这时仅沿中部滑体蠕动区底部局部出现滑动面位移，运动速度缓慢。
2）滑动阶段
在上一阶段之后可能几天、几周或几年不等，才进入滑动阶段。首先蠕动区的后上部（牵引或主动滑坡段）在重力牵引下形成滑动面（此时从滑坡中流出浑浊水流），不断向前下部推挤，使前下部（推动或被动滑坡段）抗滑力减少和出现新的滑动面。当上、下部滑动面同时滑动且后部与边部裂隙贯通时，滑坡即进入滑动阶段。滑动时牵引滑坡段因失去后缘支撑呈阶梯状下落，形成完整的或不完整的阶状滑坡；后缘出现一系列张性裂隙，被动滑坡段则形成一系列小型逆冲断裂和褶皱，滑坡前部被推挤成滑坡丘，洼地可积成小湖沼，这一阶段中的速滑时期，滑动速度可达每分钟数米到数十米，甚至每秒几十米，但一般是速滑与稳定交替出现。滑动后的块状和变形碎石土层构成滑坡堆积物，具有小型褶皱断裂构造。
3）稳定阶段
滑动停止后，滑体重心降低，滑坡系统内能量耗尽，因挤压使土体固结性提高和水分减少，土体自重压实和裂隙消失等，使滑坡经过调整进入稳定阶段。
5．泥流
泥流是斜坡上的厚层风化土石（或黄土、红土）被水浸泡饱和后，在重力作用下往坡下转移而形成。斜坡在20°～40°之间适合泥流发育，有时大片发生，称热带（或温带）泥流。坡度大于40°时水易流失，土层不易浸润饱和，不利于泥流形成。泥流在坡下构成局部泥流阶地易与冲积阶地混淆。泥流堆积物主要是泥土与碎石混杂堆积，无分选和层理。流入沟谷的混流是稀性泥石流的重要物源。在寒冷气候区，甚至小于20°的斜坡上，由于冻土融化，碎石土层被水浸润饱和，也会发生泥流，称融冻泥流，常在斜坡上形成大片小型舌状泥流阶地群。
6．土层蠕动
斜坡上的表层岩屑，受温差或冻胀影响，在重力作用下发生顺坡缓慢移动的现象，称土层蠕动（或土爬）。其运动速度每年几毫米到几十厘米，但长期积累，也会引起墙、栅、电杆歪斜和因石块下滑而引起建筑物破坏。在坡度大于20°、小于30°的斜坡上，含水土石易于发生土爬；大于30°的斜坡水分易流失，不宜于土爬发生。
（四）流水地貌及其堆积物
地表流水是一种非常重要的外动力作用。在陆地地貌的形成与发展过程中，地形流水是一个最普遍、最活跃的因素。地表流水主要来自大气降水，由于大气降水在地球上分布较普遍，所以流水作用形成的地貌在陆地表面几乎到处都有。大气降水受不同自然地理条件控制，各地降水的性质和强度差别很大，加上其他条件的影响，致使流水地貌形态十分复杂。
地表流水可分为暂时性流水和经常性流水，前者指降水时或降水后（或融冰化雪时）很短时间内出现的流水，后者指终年保持一定水量的河流。两者不仅存在的时间有所差异，更重要的是水文状况不同，因此暂时性流水形成的地貌与河流地貌在形态上有明显的不同。根据流水在地表流动的方式可分为无槽流水和有槽流水两种。无槽流水指流水在地表流动时无固定明显的沟槽，如雨后斜坡上薄层片流和细小股流，即斜坡片流。有槽流水是指汇集在谷地中的流水，它包括暂时性流水的冲沟流水（洪流）和河流两种。由地表流水作用（包括侵蚀、堆积）所塑造的各种地貌，统称为流水地貌。流水侵蚀作用形成的地貌称为流水侵蚀地貌；流水堆积作用形成的地貌称流水堆积地貌。
流水地貌及其堆积物的研究，对于水利、工程建筑、道路桥梁建设、农田基本建设、河运航道等均有重要意义。
1．河流作用及其地貌和冲积物
（1）河流作用
河流作用指河流流水的侵蚀、搬运和堆积作用。
①侵蚀作用。河流依靠自身的动能对其边界产生的冲刷、破坏作用，包括冲蚀、磨蚀和溶蚀作用。按作用的方向分为下蚀、旁蚀和溯源侵蚀。
②搬运作用。河流把侵蚀河床基岩和谷坡岩层的产物移动到它处的作用。其中大部分是不溶于水的机械搬运，小部分是溶于水中的化学搬运。被机械搬运的碎屑物有3种运动方式——悬移、推移、跃移。
③堆积作用。被河流携带的物质停止搬运而发生的沉积作用，也称沉积作用。
河水是一种流体，具有动能，因此河流无时无刻不在对地表进行作用，使之发生变化。流水的侵蚀、搬运和堆积作用是经常变化和更替的。对一条河流来说，在正常情况下，上游以侵蚀作用为主，下游以堆积作用为主。如果河流水量减少，泥沙物质增多，在河流上游段也可以堆积作用为主。如果海面下降，下游段也可转化为以侵蚀作用为主。在同一时间，同一地段内，侵蚀和堆积作用也能同时进行，搬运作用则是联结二者的纽带。
河流水流是线状水流，从时间上分为常年性水流和季节性水流；从水流结构上则分为层流（流动的水质点彼此平行，并保持恒定的速率和方向）、紊流（流动的水质点呈不规则运动，其速率和方向不断变化）以及环流（水质点在横向上构成一个个环状向前的水流）和旋涡流（水质点围绕一个公共轴呈螺旋状水流）。无论哪种水流均能进行侵蚀、搬运和堆积作用。
（2）地貌类型
按河流作用划分，分为河流侵蚀地貌和河流堆积地貌两类。河流侵蚀地貌主要包括河床侵蚀地貌（岩槛、壶穴、深（冲）槽）、侵蚀阶地、谷坡等；河流堆积地貌主要包括河床堆积地貌（心滩和沙洲、边滩、沙嘴）、河漫滩、堆积阶地、冲积平原、三角洲，以及大多数河口地貌。
河流下切侵蚀，使原先的河谷底部（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的地形。阶地由阶地面，阶地陡坎，阶地的前缘、后缘组成。阶地按上下层次分级，级数自下而上按顺序确定，愈向高处年代愈老。阶地物质下部为砂砾石，上部为粉砂、粘土，具二元结构。河流阶地是在相对稳定堆积和迅速下切过程中形成的。由于下切侵蚀的条件不同，阶地的成因也不相同。主要成因有：气候的变化，形成气候阶地；构造运动，形成构造阶地；侵蚀基准面的变化；人类活动的影响，如水利工程建设，亦可改变基准面。
河流阶地按组成物质及其结构分为以下4类：
①侵蚀阶地。由基岩构成，阶地面上往往很少保留冲积物。
②堆积阶地。由冲积物组成，根据河流下切程度不同，形成阶地的切割叠置关系不同又可分为：上叠阶地，是新阶地叠于老阶地之上；内叠阶地，新阶地叠于老阶地之内。
③基座阶地。阶地形成时，河流下切超过了老河谷谷底而达到并出露基岩。
④埋藏阶地。即早期的阶地被新阶地所埋藏。
运用物理、化学、生物、年代学的方法研究阶地的级数、结构、年代、成因、分布的规律在科学上与经济上都有着十分重要的意义。
（3）冲积物
河流沉积作用形成的堆积物，叫做冲积物，它是组成冲积平原的堆积物。冲积物具有良好的分选性，随着搬运能力的减弱，总是粗的、比重大的先沉积，细的、比重小的后沉积。因此，在河谷内随着水流的变化，冲积物呈有规律的分布。如在河流的纵向分布上，冲积物粒径从上游到下游逐渐减小。沿河流横向分布，冲积物粒径从河床中部到岸边逐渐变细。冲积物的颗粒具有良好的磨圆度，一般都有比较清晰的层理。河流沉积物的特点，随着在河流的不同地段而不同，并且表现在不同的地貌形态上。如河床沉积、河漫滩沉积和河口区沉积等。
冲积物都是在流动的水体中以机械方式沉积的碎屑物，因而具有下列基本特征。
1）分选性较好
这是由于流水搬运能力的变化比较有规律。在一定强度的水动力状况下，只能有一定的碎屑物质沉积下来。如近河床主流线的沉积物粗，远离主流线沉积物细。然而，就某种特定条件下的沉积物本身来说，则是比较均一的。
2）磨圆度较好
较粗的碎屑物质，在搬运过程中相互之间以及碎屑物与河底之间不断摩擦，变圆滑。如河床中的卵石，常常是相当圆滑的。
3）成层性较清楚
这是由于河流的沉积作用具有规律性变化。如因河床侧向迁移，同一地点在不同时期所处的部位在变化，接受的沉积物的特征也就不一样。此外，就同一地点而言，洪水期沉积物粗而且数量多，枯水期的沉积物细而且数量少；夏季沉积物颜色较淡，冬季沉积物颜色较深，不同时期沉积物的成分也会有差别等，因而在沉积物剖面上表现了成层现象。
4）韵律性
特征类似的两种或两种以上的沉积物在剖面上有规律的交替重复出现，称为韵律性或旋回性，每一次重复就形成一个韵律。河流沉积常具有韵律性。如一个完整的韵律可以包括下部的河床沉积、中部的河漫滩沉积及上部的牛轭湖沉积。这样一个韵律代表了河床在一次侧向摆动时逐次沉积的产物。如河床反复进行侧向摆动，就可以形成若干个韵律。
5）具有流水成因的沉积构造
河流沉积物中常见有特征性的波痕、砂丘以及交错层理等原生构造。
2．斜坡片流作用和坡积物
（1）斜坡的洗刷（片蚀）作用
降雨或冰雪融化后在斜坡表面上形成的面状流水称片流。它实质上是由无数条无固定流路的细小股流泛滥成的面状流水，沿坡受重力作用往下流动，可以带走雨滴澈溅起来的泥沙，对坡面上松散的土层产生较均匀的破坏作用，即面状洗刷作用，它是水土流失的重要原因之一。片流在一般情况下并不形成明显的地貌，它只是把斜坡上的风化碎屑物质集中到低处，为其他外力作用提供可搬运的物质。
（2）斜坡洗刷带分带
斜坡洗刷带可划分为3个亚带。
1）微洗刷亚带
斜坡上近分水岭地段（无冲刷带）坡度小，汇水量有限，洗刷能力弱，坡面泥沙基本不外移。
2）弱洗刷亚带
此带坡度逐渐变陡，网状股流可以洗刷掉坡面上的松散物质，形成深约数厘米的树枝状沟槽。
3）强洗刷亚带
在斜坡中段，坡度较陡，冲刷强度最大。形成平行于坡面的侵蚀切沟。其深度不超过50cm，横剖面呈“V”形。斜坡的下部坡度较缓，片流活力减弱，片流沿坡携带的碎屑物堆积于此带，形成坡积物。
（3）坡积物
坡积物是片流和重力共同作用下，在斜坡地带堆积的沉积物，其中有时夹有冲沟和重力的粗粒堆积物。
1）坡积物岩性
坡积物岩性以片流搬运的砂、粉砂和亚粘土为主，其正态概率曲率为细一段式，通常基岩斜坡的坡积物中含有短距离搬运的角砾（甚至含有坡上老的阶地冲积砾石），角砾以棱角—次棱角为主，岩性与斜坡上基岩一致。坡积物往坡下移动，使岩屑在混合过程中，角砾被磨损、风化和破碎，可再次释出重矿物。混合移动中轻重矿物在重力与介质阻力作用下分异，轻粒在上层，运动较快，重粒下沉且运动较慢并滞后，结果形成轻重矿物在水平方向和垂向上的分异，即重矿物沉底滞后现象，使重矿物在底层基岩凹地中聚集成坡积砂矿。坡积砂矿矿物中连生体（如含锡石的石英脉）破坏程度比残积物要高。
2）坡积物结构、构造特征
由于片流往坡下运动速度逐渐变慢，在斜坡与谷地（河漫滩面或阶面）间，坡积物呈现水平与垂直方向粒度变化。近坡部分以粗粒为主，夹细粒碎石砂土透镜体，宽度和厚度不大。中部以亚砂土或亚粘土为主，夹少量碎石透镜体，宽度与厚度最大。近谷底部为亚粘土，厚度不大；有时过渡为坡积－冲积层。由于片流作用强度随季节和年变化，各带位置时有变化，在剖面中下部形成由碎石→亚砂土→亚粘土构成的韵律层。坡积物层理与坡面倾向倾角大体一致，岩屑扁平面多顺坡向排列，长轴与坡向近垂直，片流作用间隙期长时，坡积物表面发育古土壤层。随坡度降低，洗刷带上移，坡积物分布上限不断往坡上移动，并常过渡为残积－坡积层。
3）坡积物厚度
坡积物厚度与斜坡形态和坡面流速有关。
（4）坡积裙
坡积裙是坡积物围绕山坡下部形成的坡边状堆积地形。其宽度在山坡较陡处窄，缓坡地带则较宽。在平缓丘陵区坡积裙规模较大。要注意从坡面坡度、沉积物成因等方面把坡积裙与倒石锥群区别开来。
斜坡经过一系列重力作用后，从高而陡的不稳定坡逐渐演化成低而缓的稳定坡。斜坡演化受岩性、地质构造、气候、植被和人为活动影响，演变过程复杂，既有平行下降为主地区（湿润气候区），也有平行后进为主地区（干燥区），甚至同一地区平行下降和平行后退变替进行。
3．暂时性流水作用及其地貌和洪积物
（1）洪流性质与类型
沟谷中流动的水位暴涨暴落的暂时性沟谷水流统称洪流。洪流作用发生在暴雨或冰雪消融季节，历时短暂，流速大，紊动性强，流程短。根据洪流的流态及固体径流量，洪流可分为暂时性洪流和泥石流，泥石流又可分为粘性泥石流与介于洪流与粘性泥石流之间的稀性泥石流（表1－7）。
表1－7 洪流类型及洪积物类型关系
（2）暂时性洪流堆积物和地貌
由洪流形成的沉积物叫洪积物。洪积物属快速流水搬运，因此一般颗粒较粗，除砂、砾外，还有巨大的块石，分选性也差，大小混杂。因为洪流搬运距离不长，碎屑物磨圆度低，一般为次圆状或次棱角状。层理面不清，斜层理和交错层理发育。
洪积物在河口所形成的扇状堆积体叫洪积扇，又称为干三角洲，是干旱、半干旱地区暂时性山地水流出山口堆积形成的扇形地貌。洪积扇由山口向山前倾斜，扇顶部坡度5°～10°，远离山口则为2°～6°，扇顶与边缘高差可达数百米，面积从几平方千米到数十平方千米不等。一系列洪积扇互相联结形成洪积倾斜平原，又称山麓洪积平原。
冲沟又称为侵蚀沟，是发育在坡地上的小型流水侵蚀沟谷。冲出锥是暂时性冲沟水流在沟口形成的小型洪积物形态，其分布无地带－气候意义，其面积大小仅几平方米到几十平方米。冲出锥坡角比洪积扇陡，可达18°。冲出锥洪积物以砾砂夹砂土为主，分选差，岩相分异不及洪积扇明显。
洪积扇和冲出锥构成的洪积阶地，具有与河流阶地相类似的类型和意义。
（3）泥石流及其堆积物
泥石流及其堆积物是斜坡上或沟谷中松散碎屑物质被暴雨或积雪、冰川消融水所饱和，在重力作用下，沿斜坡或沟谷流动的一种特殊洪流。特点是：爆发突然，历时短暂，来势凶猛、破坏力巨大。
1）泥石流的形成条件
地形地貌条件：在地形上具备山高沟深，地形陡峻，沟床纵坡降大，沟谷形状便于水流汇集。在地貌上，泥石流的地貌一般可分为形成区、流通区和堆积区3部分：上游形成区的地形多为三面环山，一面出口为瓢状或漏斗状，地形比较开阔、周围山高坡陡、山体破碎、植被生长不良，这样的地形有利于水和碎屑物质的集中；中游流通区的地形多为狭窄陡深的峡谷，谷床纵坡降大，使泥石流能迅猛直泻；下游堆积区的地形为开阔平坦的山前平原或河谷阶地，使堆积物有堆积场所。
松散物质来源条件：泥石流常发生于地质构造复杂、断裂褶皱发育、新构造活动强烈、地震烈度较高的地区。地表岩石破碎，崩塌、错落、滑坡等不良地质现象发育，为泥石流的形成提供了丰富的固体物质来源；另外，岩层结构松散、软弱、易于风化、节理发育或软硬相间成层的地区，因易受破坏，也能为泥石流提供丰富的碎屑物来源；一些人类工程活动，如滥伐森林造成水土流失，开山采矿、采石弃渣等，往往也为泥石流提供了大量的物质来源。
水源条件：水既是泥石流的重要组成部分，又是泥石流的激发条件和搬运介质（动力来源），泥石流的水源有暴雨、冰雪融水和水库溃决水体等形式。我国泥石流的水源主要是暴雨、长时间的连续降雨等。
2）泥石流发生的规律性
季节性：泥石流发生的时间规律与集中降雨时间规律相一致，具有明显的季节性，一般发生在多雨的夏秋季节。因集中降雨的时间的差异而有所不同。
周期性：泥石流的发生受暴雨、洪水的影响，而暴雨、洪水总是周期性地出现。因此，泥石流的发生和发展也具有一定的周期性，且其活动周期与暴雨、洪水的活动周期大体相一致。当暴雨、洪水两者的活动周期与季节性相叠加时，常常形成泥石流活动的一个高潮。
3）泥石流堆积物及地貌特征
泥石流堆积物由巨砾到粘土混杂堆积组成，分选极差，与冰碛物相似。泥石流堆积物中5～20cm砾石层中砾向呈叠瓦式逆指向上游趋势，巨砾及其间充填细粒则无组构意义。泥石流堆积物无明显层理，但剖面上可辨认出不同时期泥石流沉积物之间的界面，并常见有泥包砾结构，有时有泥球、压楔等构造，0．5m以上砾石上有碰击纺锤状碰坑或擦痕。
泥石流呈舌状，一般长1～3km，最长可达50～60km，粘性越大扇形越完整，但其岩性分相不如洪积物明显。
（五）湖泊沉积物及其地貌
湖泊是陆地上的积水洼地，规模大小悬殊，巨大的湖泊有的称为海，但湖泊一般缺少潮汐作用，这是与海的最大不同之处。湖泊是大陆上的重要沉积场所，具有调节气候与洪水的重要作用。
1．湖泊成因
湖泊按其成因可分为两类：内力成因湖泊和外力作用湖泊。前者有断陷湖、坳陷湖、构造倾没湖和火山口湖等；后者有冰蚀湖、岩溶湖、风蚀湖、河成湖、堰塞湖、残留湖（残余海）和人工湖泊。
2．湖泊沉积物
湖泊按其含盐量可分为淡水湖（盐度小于0．3‰）、微咸水湖（盐度0．3‰～24．7‰）和咸水湖（盐度大于24．7‰）。湖泊沉积物类型主要有淡水湖沉积和盐湖沉积两大类。
（1）淡水湖沉积物
淡水湖沉积物以碎屑沉积物为主，化学和有机沉积物次之。
湖泊碎屑沉积受湖泊规模、湖浪冲蚀、波浪作用和湖水位变化影响。湖泊的动力与沉积环境分带导致了湖泊沉积物的环带状分布。
1）湖滨带
湖滨带是受湖浪冲蚀与波浪作用的动能较高地带，深度近于浪基面，宽度取决于水下坡度。此带以粗粒沉积为主。在岩岸和河流入湖地段，主要为砂与砂砾堆积，有时为砾石层，砾径一般以2～5cm为主，砾性取决于入湖河流砾石与湖岸基岩，砾石圆度与分选良好，扁平面呈叠瓦状排列，倾向湖心方向，倾角以小于10°为主，砂砾层理的产状亦具有与砾石层相似产状；在河流入湖地段，河湖入湖稍远处形成水下扇三角洲砂质堆积体，具有与三角洲相似结构；沿岸无河地段的缓坡沙岸，以砂质堆积为主，受波浪影响发育不对称。浅水处形成沙滩、沙洲，较陡岩岸则有砾石堆积，隐蔽处有淤泥堆积。
2）湖心带
湖心带位于湖泊中心，水体波动微弱，沉积环境较为安宁，悬移到此的细粒物不断沉积下来，形成较厚的粘土与淤泥互层，或具有隐层理的厚层粘土层。
3）过渡带
过渡带位于湖滨带和湖心带之间，是受湖水位变化影响的主要地带。洪水季节，此带水流紊动强，只有较粗的粉细砂或亚砂土沉积下来；平水期，水流紊动弱，沉积物质较细，由此而组成粗细粒沉积物构成的薄层水平层理，具有湖积物的典型结构、构造特征。
淡水湖化学沉积物受气候影响，非卤化物化学沉积物有湖成灰泥和湖成铁矿。
湖泊中生长有大量植物、藻类和软体动物，这些生物死亡后，堆积在湖底还原环境中分解，并和粘土淤泥一起组成含有机质沉积物。湖泊有机堆积物按其含碳量有：有机质淤泥，含碳量小于20%，其余为粉砂及粘土；腐泥，含碳量为20%～50%，其余为碎屑、粘土或石灰质；泥炭，含碳量大于50%。
（2）盐湖沉积物
干旱气候区的湖泊多为湖水很少外流的闭口湖，湖水长期蒸发量大于补给量时，湖泊逐渐缩小，湖水含盐度不断增大，以至淡水湖转化为微咸水湖，最后向咸水湖转变。不论何种矿化类型，盐湖成盐作用按矿物溶解度从小到大的发展顺序为：碳酸盐湖→硫酸盐湖→氯化物湖。
3．湖泊地貌
湖泊形成的地貌主要有湖阶地与湖积平原。湖阶地成环形或半环形绕湖分布，其成因与气候变化或构造运动有关。湖积平原发育在大湖周围，是湖泊大规模发展时期的产物。
（六）沼泽堆积物
1．沼泽的形成
沼泽是地表长期处于充分湿润状态，喜湿性植物丛生，并有大量泥炭和有机质淤泥堆积的地段。沼泽的形成主要由水体沼泽化和陆地沼泽化引起。
2．沼泽堆积物
沼泽堆积物由泥炭、有机质淤泥和泥砂组成。它们是在氧气不足，细菌分解微弱，CH4、CO2、H2S等气体逸出，有机酸含量增加的环境中堆积而成的。
（七）岩溶地貌及其堆积物
1．岩溶作用
岩溶作用是以地下水为主、地表水为辅，以化学过程（溶解与沉淀）为主、机械过程（流水侵蚀和沉积，重力崩塌和堆积）为辅的对可溶性岩石的破坏和改造的综合地质作用。岩溶是岩溶作用及由此产生的现象的统称。
2．岩溶作用发生的条件及其发育范围
就岩石而言，必须是可溶的，水才能进行溶蚀。其次，岩石必须是透水的，这样地表水才能转化为地下水，因为在岩溶过程中，地下水起主导作用，才能形成作为岩溶标志的地下溶洞。就水而言，首先，水必须具有溶蚀力，当水中含有CO2时，溶蚀力便会增大；其次，水必须是流动的，因为停滞的水很快就变成了饱和溶液而失去了溶蚀力。因此岩石的可溶性、透水性和水的溶蚀性、流动性就成为岩溶作用的基本条件。
岩溶作用的下限称溶蚀基准面。大规模溶蚀作用的基准面与当地大型水体面位置大体相当，但在有些地区河床以下10～80m（或更深）仍有溶洞发育；地壳上升，溶蚀基准面相应下降，岩溶化层加厚；在透水岩层与不透水岩层互层地区，厚层无裂隙贯通的不透水层顶面成为当地溶蚀基准面。
3．岩溶地貌
岩溶地貌是水对可溶性岩石以化学溶蚀作用为主所塑造的各种地表和地下的地貌。
（1）地表岩溶地貌
1）溶沟和石芽
地表水沿着可溶蚀性岩石的节理裂隙进行溶蚀和侵蚀，形成纵横交错的凹槽，称为溶沟；凹槽之间残存的突起岩石，称为石芽。两者相对高差一般不超过3m，是地表岩溶化初期阶段的产物。地表大片石芽、溶沟丛生称为溶蚀原野。
2）石林与岩溶漏斗
石林，是由密集林立的锥柱状、锥状、塔状岩体组成的地貌景观。石林相对高度为20m左右，高者达40m，是由石芽进一步发育而来的。
岩溶漏斗，即呈碗碟状或倒锥状的封闭洼地。平面形态呈圆或椭圆状，直径数米至数十米。深度数米至十余米，常成群出现、成串分布，其下往往与暗河有一定的联系，是岩溶区的特征性形态之一。成因有两类：一类是地表水沿节理裂隙溶蚀而成的溶蚀漏斗，其方向与区域裂隙优势方位相近，底部往往被溶蚀残余物质所充填，有的底部有落水洞；另一类是溶洞顶板塌陷而形成的塌陷漏斗。
石林与岩溶漏斗大致形成于同一个岩溶发展阶段。
3）峰林、峰丛与溶蚀洼地
峰林，是成群分布的山体基部分离的石灰岩山峰群。其相对高度为100～200m，高者达300m，坡度大于45°，通常是峰丛进一步发展的结果。峰丛是一种山峰基部相连的峰林，顶部为圆锥状或尖锥状的山峰，峰与峰之间常形成“U”型的马鞍地形。相对高度一般为200～300m，而高的可达600m以上。峰丛之间岩溶洼地、漏斗、落水洞很发育。峰丛与峰林的主要区别是峰丛山峰间基部相连的高度比例大于上部分开部分，而峰林则相反。
溶蚀洼地，分布在峰丛或峰林之间，呈封闭或半封闭状。平面形态为圆形或椭圆形，长轴常沿构造线发育，面积约数平方千米至数十平方千米。洼地底部呈线凹形，有时因漏斗及落水洞的分布而略有不平，表层堆积有厚度不等的残余红土及水流冲刷来的红土。溶蚀洼地与峰林同时形成，开始在峰丛之间可能形成一些由岩溶漏斗、落水洞集中的小凹地；而后小凹地水流集中，使地表及地下的岩溶作用均强烈发展，漏斗、落水洞逐步扩大，形成溶蚀洼地，面积约数平方千米（一般认为底部长度大于100m的为洼地，小于100m的漏斗）。地壳相对稳定时期越长，溶蚀洼地面积越大。有时溶蚀洼地积水，可形成湖，称岩溶湖，溶蚀洼地上常有耕地分布。
4）孤峰与岩溶平原
孤峰（也称为残丘），竖立在岩溶平原或盆地上的孤立的石灰岩山峰，是峰林进一步发展的结果。峰体低矮，相对高度为数十米至百余米不等。孤峰进一步遭受溶蚀、侵蚀，当其高度更小，仅有十几米至几十米时，被称为石丘。
岩溶平原（又名坡立谷），是指比溶蚀洼地更为广阔的地面平坦的岩溶地形。其宽度一般为数百米至数千米，面积约十余至上百平方千米，边缘较陡并有峰林分布，底部平坦，地表覆盖溶蚀残留的红土，有少数孤峰残丘，并有泉水和暗河出没。
孤峰与岩溶平原是岩溶作用晚期阶段的产物。
5）盲谷、断头河和干谷
在岩溶作用的晚期，由于落水洞和地下溶洞的发育，地表河流逐渐转入地下常出现一段有水、一段无水的现象。地表河流通过河床落水洞转入地下，形成没有地表出口的河谷，称为盲谷；而由岩壁下流出或由地下河补给的地表河流，则称为断头河。地表河因水流转入地下，所遗留的高于地下水位的干涸河道称为干谷。
断续的地表河、盲谷、湖沼和干谷组成岩溶区地表特有的水系。
6）落水洞和竖井
落水洞，是消泄地表水的近于垂直的或倾斜的洞穴，常作为地表水流入地下河的主要通道，是流水沿垂直裂隙溶蚀、侵蚀并伴有坍陷而成。其形态不一，宽度比深度小得多，宽度很少超过10m，深度则可达100m。落水洞既可直接出露于地表，也可套置于岩溶漏斗的底部。落水洞常沿构造呈线状和带状展布，是查明暗河方向发展的重要标志。落水洞进一步发展，形成深达数十米至数百米的井状管道，称为竖井。竖井也可由洞穴顶板塌陷而成。
（2）地下岩溶地貌
1）溶洞
溶洞是岩溶作用所形成的地下岩洞的统称。它是地下水沿可溶性岩体的各种构造面特别是沿着各种构造面相互交叉的地方，逐渐溶蚀、侵蚀和崩塌而拓展出来的洞穴。溶洞大小不一，形态各异。按其成因，可分为包气带洞、饱水带洞和承压带洞。
2）地下河
地下河又称暗河，是具有河流主要特性的位于岩溶区地下的有水通道。它是由地下水溶洞、地下湖、溶隙和连接它们的廊道系统组成。
3）伏流
伏流为地表河流经过地下的潜伏段。与地下河的主要区别在于伏流有明显的进出口，且进口水量为出口水量的主要来源，而地下河则无明显的进口。
4）地下湖
地下湖是指天然洞穴中具有开阔自由水面的比较平静的地下水体。它往往和地下河相连通，或在地下河的基础上，局部扩大而成，起着储存和调节地下水的作用。
4．岩溶堆积物
岩溶堆积物是指各种与岩溶作用有关的堆积物的统称。
（1）地表岩溶堆积物
1）蚀余红土
蚀余红土是地表碳酸盐岩被溶蚀后原岩中残留的粘土杂质，由于含有次生Al2O3和Fe2O3而呈红色，有时尚含有未被溶蚀的灰岩角砾。
2）石灰华
石灰华又称钙华，是指在地表由岩溶水沉积成的大孔隙次生管状、层状碳酸钙物质。
（2）地下岩溶堆积物
地下洞穴是岩溶堆积的重要场所。堆积物的种类多种多样。
1）洞穴化学沉积物
滴石，是洞中滴水形成的方解石及其他矿物沉积，形态多样，最具有代表性的是石钟乳、石笋、石柱。
流石，是洞内流水所形成的方解石及其他矿物沉积，因基底形态、流水状态的不同，流石形态各异，具有代表性的有边石、石幔、钙板等。
雾水和凝结水沉积物，即呈丛花状散布在洞壁或其他洞穴堆积物表面的石花状方解石沉积物。
毛细管水沉积，石珊瑚、石葡萄、卷曲石就是这种沉积作用的产物。
2）洞穴崩塌堆积物
洞穴崩塌堆积物是洞内伴随岩溶作用过程中从洞顶、洞壁、洞口崩塌的块石、碎石的角砾堆积物的通称。洞穴崩塌堆积物常与洞底的钙板、钟乳石碎块和蚀余红土混杂胶结成洞穴角砾岩。
3）地下河湖堆积物
溶洞中的河湖沉积物有与地表河湖沉积类似的特点，主要是具有层理的砂土和砾石，成分比较单纯；而伏流沉积的砂砾多由洞外带入，磨圆较好，岩性成分复杂。
4）动物化石堆积物
在岩溶洞穴堆积中，常含有大型的和小型的哺乳动物化石。
5）古人类化石及其文化遗存
在有利于古人类居住的洞穴中，有时有古人类化石埋藏和古文化遗存。
5．岩溶发育旋回
在溶蚀基准面不变的情况下，岩溶发育有其发生、发展和消亡的过程，从而完成一个岩溶发育旋回。地壳上升，溶蚀基准面相应下降，岩溶发育重新开始。
（八）冰川地貌及其堆积物
1．概论
地表一定厚度的积雪，经过一系列物理变化成为具可塑性的冰川冰。冰川冰可在其本身的压力及重力作用下流动，这种运动的冰川冰称为冰川。
在雪线以上的积雪，经一系列“变质”阶段而形成冰川冰，这个过程称为成冰作用。
导致冰川运动的因素，主要是冰川本身的重力和压力。取决于冰床坡度的流动，称重力流；取决于冰面坡度的流动，称压力流。前者多见于山岳冰川，后者多见于大陆冰川。由于冰川运动速度在各个部位是不协调的，所以，在冰川的运动过程中，冰川表面及冰层产生了一系列的冰川裂隙及冰层褶皱。
2．冰川类型
根据冰川形态、规模和所处地形条件，可分为以下几种冰川类型。
（1）山岳冰川类型
山岳冰川主要分布于中低纬高山地区，冰川形态严格受山岳地形的限制。按其发育规模及形态可分为：冰斗冰川及悬冰川、山谷冰川、山麓冰川。
（2）冰原、冰帽和冰盖
在微弱切割的分水岭及高原上，发育面积较大，表面平坦或下凹的冰体称为冰原，其面积可达几百平方千米。随着冰雪的积累，冰原表面由下凹转变为穹形上凸，即称为冰帽。冰帽规模一般较冰原大，最大可达5万多平方千米。面积超过此数则称为冰盖，又称大陆冰盖。冰盖厚度巨大，表面呈盾形，厚达2～3km的巨大中心多向四周流动。
3．山岳冰川剥蚀地貌
冰川中携带有岩石碎块（特别是集中在冰川底部的岩屑），对底床及两侧的基岩进行强大的磨蚀、压碎及压裂作用。此外，通过冰川的融化与再冻结，可以把已松动的岩块从基岩面上掘起，随冰川搬走，称为冰川的剥蚀作用。这些冰川剥蚀作用塑造出高山区千姿百态的冰蚀地貌。
由冰川剥蚀作用所塑造的地形称为冰蚀地形。最为明显的冰蚀地形有角峰、刃脊、冰斗、冰窖、冰川槽谷和悬谷，它们在空间上有规律地分布，是宏观上论证古冰川历史的重要证据。
4．冰碛物及冰川堆积地貌
（1）冰碛物的基本特征
由冰川直接沉积，未经其他外力特别是未经冰融水明显改造的沉积物，称为冰碛物。冰碛物的基本特征如下。
1）冰碛物的粒度成分
冰碛物粒级范围很宽，是巨砾、角砾、砾石、砂、粉砂和粘土的混杂堆积物。粒度相差悬殊，明显缺乏分选。
2）冰碛物岩性特征
冰碛物中的岩性成分，分为远源成分（来自源区）和近源成分（来自当地），多数冰碛物严格受冰川起源区及流动区基岩控制，以近源成分为主，含有少量远源物质。
3）冰碛物的构造
冰碛物一般不具层理。
4）冰碛砾石的磨圆度
冰碛石以棱角、次棱角为主，少数磨圆。
5）冰碛石形状及表面特征
基岩构造（层理、节理、断层等）控制冰碛石的基本形态，如板岩、片岩砾石为板状—楔状；玄武岩砾石为柱状和菱形体；花岗岩砾石多为立方体。这些原生块体在搬运过程中与基岩相互摩擦，在岩块表面上留下刻划的痕迹，称为冰川擦痕，具有擦痕的砾石，称为冰川条痕石。
6）冰川石英砂表面结构特征
经过冰川压碎与碾磨作用，在扫描电子显微镜下，冰川石英砂具有如下表面结构特征：棱角状外貌，贝壳状断口、平整破裂面或翻卷薄片；一组平行破裂面构成的一系列“阶梯”，有的破裂面因压力过大而扭曲变形；有的被压碎，成为细小颗粒粘附在表面上。冰川压磨作用常使石英颗粒表面上产生圆形的刻蚀“坑”、“槽”或“痕”，有时也发育平行密集的擦痕。
（2）冰碛物的成因分类
按照冰碛物的形成机理，陆地上的冰碛物主要有3种基本类型：滞碛、融出碛和流碛。
（3）冰碛地貌
1）基碛及基碛地形
当冰川融化以后，原来的冰面及冰内岩屑坠落到早已形成的滞碛上，合称基碛（或底碛）。由基碛组成的地形称为基碛地形，常见的基碛地形有底碛丘陵和鼓丘。
2）终碛堤（又称前碛堤）
当冰川末端补给与消融处于平衡时，由于冰川中部运动稍快，冰碛物就会在冰舌前端堆积成向下游弯曲的弧形长堤，称为终碛堤。
3）侧碛堤
由于冰川对谷壁的剥蚀作用及崩塌等作用，在冰川两侧及冰川表面边缘聚集了大量碎屑物质。当冰川融化时，这些物质就以融出的方式堆积在冰川谷两侧，形成与冰川平行的长堤状地形，称侧碛堤。
5．冰水沉积物及冰水堆积地貌
冰雪融化后形成的水流称为冰水。大部分冰水经过冰下河和冰侧溪沟排出冰川前缘，形成冰前河流及冰前湖泊。经冰水搬运，沉积在冰川内部或附近的堆积物，称冰水沉积物。冰水沉积物可分为冰前沉积和冰川接触沉积两类。
（1）冰前沉积
冰前沉积是冰水流出冰川以后，在冰川外围堆积起来的沉积物。其主要地貌为冰水扇、冰水冲积平原、冰水阶地及冰湖沉积（冰湖三角洲沉积和冰湖底沉积）等。
（2）冰川接触沉积
冰川接触沉积又名冰界沉积，是冰川区内或紧靠冰川的冰水沉积物。这种冰水沉积与冰碛物相互混杂、交叉和重叠，还经常受到冰流的搅动，原生堆积形态和沉积构造常被破坏，特别是沉积物四周冰的融化导致沉积物本身的崩塌或塌陷，更加剧了这种破坏程度。冰川接触沉积的最大特征之一是沉积期后变形。这种沉积构成如下几种常见地貌形态：冰阜阶地及冰砾阜、锅穴、蛇形丘。
（九）冻土地貌及其堆积物
1．概论
高纬度和高山区的降水少，温度低（年均温度在0℃以下），气候干冷，不足以形成冰川，地面仅有不厚的雪层，土层持续大量散热（年放热量大于吸热量），地温不断下降，地面形成冻结层，称冻土。有的地区年均温度虽很低，但土层中无冰，称低温寒土。每年冬冻夏融的冻土称季节冻土，多年不融的冻土称永久冻土，永久冻土有纬度冻土和高山冻土。
冻土层一般分为两层：上部为夏融冬冻的活动层（季融层）；下部为整年不融的永冻层（有时两者之间由于每年冻融深度不同存在一薄层未冻层），两者分界为永冻层上限。
2．冻土地貌和堆积物
冻土区地质营力主要是冻融作用。冻融作用包括冰冻风化、冻胀和融动引起的斜坡块体运动。冻融作用是因气温周年变化，使含水土（石）反复冻结和融化，使土层裂开、扰动、变形、破坏和流动的一种复杂过程，它造成一系列冻土小地貌和次生土层构造。
（1）冻土地貌
冻土区的地貌组合主要有：石海、石川和岩屑坡；冻融泥流阶地和堆积物（岩性为碎石与泥土混杂堆积物，分选差，无明显层理，厚度一般为1．5～4m）；冻胀丘和冰核丘；热融地形。
（2）冻融构造和构造土
冻融构造主要有冰脉、冰楔与古冰楔和冻融褶皱。在含充足水分的河滩等地的含砾（25%～35%）堆积物上部，由于冻融分选作用，使冻土层中碎石具有几何图案排列的次生构造，称构造土（或冰冻结构土），包括石多边形及其变种（石环、石圈、石带等）。
（十）海洋和海陆交替带地貌及其堆积物
海洋为地球上最大的水体，也是最大的沉积盆地。
1．海洋环境地貌和沉积物
海洋环境地貌有滨海、浅海、半深海和深海（洋盆）（图1－1）。
（1）海岸地貌
陆地和海洋的接触地带称为海岸带，通常又称海滨。海岸带分现代海岸带和古代海岸带。古代海岸带又分为上升的古海岸带（被抬升到海水面以上）和下沉的古海岸带（沉没于海水面以下）（图1－2）。
现代海岸带是由海岸、潮间带及水下岸坡3部分组成。
①海岸。是指高潮线以上狭窄的陆上地带，其陆上界线是波浪作用的上限。
图1－1 海洋环境地貌示意图
图1－2 海岸带地形结构图
②潮间带。是高、低潮线之间的地带。高潮时为海水淹没，低潮时则露出为陆地。
③水下岸坡。为低潮线以下，至波浪有效作用的下限地带。
波浪、横向流和沿岸流在海岸带形成一系列海蚀、海积地貌。
海蚀地貌。海蚀桥和海蚀柱、海蚀穴、波切台（海侵蚀阶地）。
海积地貌。横向流堆积地形（海滩、水下沙堤、离岸沙堤、水下堆积阶地）、沿岸流堆积地形（沙嘴、连岛砂坝）。
（2）海岸沉积物
在波浪作用高能环境中形成的海滩堆积物因地而异，可以有复杂多样的岩性，包括从石块、砾石、砂质、泥质、牡蛎、珊瑚、藤葫、生物贝壳碎片等到碳酸盐沉积物，也可以其中一两种为主。
（3）陆棚的主要地貌特征和沉积物
陆棚，又称大陆架，它是在正常浪基面以下，向外海与大陆斜坡相连的广阔的浅海地带，海水的深度大约为10～20m以下至200m左右，陆棚的宽度各地不一，由上千米至几千米，平均为75km，坡度一般小于4°。
在广阔平坦的陆棚上，发育很多的海底阶地、海底丘陵、洼地和盆地，如侵蚀成因的低阶地、浅的槽沟；堆积地貌有阶地、沙洲、礁、滩等。
陆棚沉积物有5类：碎屑沉积（由水、风和冰带来的）、生物沉积（主要是碳酸盐的介壳和介屑）、火山沉积（火山口附近的火山碎屑）、自生沉积（主要是磷灰石和海绿石等）和残留堆积（基岩原地风化和较老的沉积物）。从粒度上看，陆棚沉积主要是粉砂质泥、泥质粉砂和部分粗砂、细砂。
（4）大陆坡的主要地貌特征和沉积物
大陆坡是指陆棚以外至深海盆地的斜坡地带。其上界是陆棚与大陆斜坡的转折处，水深约200m左右。大陆坡的平均倾斜度为4°，一般为4°～7°，甚至可达13°，地形显著变陡。在大陆坡的下部，坡度逐步变缓，逐渐过渡为陆隆；若与大陆坡相邻处有海沟存在，则没有陆隆。大陆坡的下界约在2 000m的水深处，通常又把大陆斜坡地带称为半深海地带。
若将海水全部排掉，那么大陆斜坡将是地球上规模最大、最为壮观的斜坡地形。其上分布有界限清楚的洼地、山脊、阶梯状地形及孤立的山丘，有时被海底峡谷切过。
少量的陆源细粒物质或悬浮物质进入半深海地带，其次是火山喷发物质及生物碎屑等，但分布最广的是软泥，还有少量砂、砾、介壳和生物沉积。
（5）大洋底部的主要地貌特征和沉积物
大洋底（又称大洋盆地）是指大陆斜坡以外的广阔水域，海水深度一般为2 000～5 000m，它具有很大的海水深度变化范围。它与半深海区间的界限恰与4°等温线一致，这也是生物群的分界线。一般把大于2 000m的深水区域称为深海区。
大洋底部主要地貌有深海平原、大洋中脊、海沟和岛弧。
深海地区因有很深的海水阻隔，各种外力影响因素甚小，多为悬浮质降落沉积。主要沉积物为深海软泥（褐色软泥、钙质软泥、硅质软泥）、锰结核和浊流沉积物。
2．海陆作用交替带的地貌和堆积物
海陆作用交替带是指位于海洋和大陆之间的过渡地段，这里地貌的形成、发展和演化及堆积物的形成，明显受大陆水体（主要是河流、潮流等）与海洋水体相互作用的控制，其中河口三角洲地貌和三角洲堆积物最重要，其次为河口湾及滨海泻湖等。
（1）河口地貌和堆积物
入海河流与海水相互作用的地区，称为河口区。河口区除河流作用和波浪作用外，潮汐也起较大的作用。根据水动力特征和沉积环境，从陆到海，可把河口区分为近口段、河口段和口外海滨段。
近口段——从潮区界到潮流界之间的河段。在此段内，河水受潮汐的影响有涨落变化，表现为有一定潮差，但河水仍为单向水流，此段地貌和堆积物均属河流成因。
河口段——从潮流界到口门之间的河段。此段内河流与潮流结合形成双向水流。当涨潮流与河川径流方向相反时，涨潮流速因受河川径流下泄阻力而变小；当落潮流与河川径流方向一致时，落潮流速、流量为二者的叠加，故落潮流是河口区的重要动力。尤其在洪水季节河流的径流量和输沙量增大，对河口区地貌和堆积物的形成有重要影响。此外，此段以河床不稳定、流向多变、河道分叉和经常泛滥为主要特征，形成瓣状网流，水下浅滩、边滩、心滩和水下沙堤广泛发育，并向海伸延发展。随着堆积体的增长，露出水面形成沙嘴、沙岛和天然堤；在叉流之间形成海湾、泻湖和低地，使之逐渐转化为沼泽低地。河口段沉积常构成三角洲沉积物的平原相（或称陆上沉积层），沉积环境复杂多样，因而沉积类型多，岩相变化大。既有河流相，也有湖泊沼泽相及泻湖相沉积，其中有碎屑沉积，也有化学沉积和有机质沉积。岩性以砂为主，间有粘土或泥炭，具有明显的水平层理或交错层理。在剖面上河流相、湖泊相及沼泽相常呈复杂交互沉积。
口外海滨段——自口门向外海至水下三角洲前缘坡折处。此段以海水作用为主，除潮流外，还有波浪及靠近河口的海流影响，河流一般仅起物质供源作用。地貌表现为水下三角洲、浅滩、水下支（叉）流河道及其河口沙坝等。口外滨海沉积常构成三角洲的水下顶积层，仍以陆源碎屑沉积为主，但颗粒变细，以细砂、粉砂为主，有时夹有粘土或植物碎屑的夹层；局部可有海相生物贝壳碎屑集中。常具交错层理、波纹层理，冲刷和充填构造，潜穴和泥球等。
需要注意的是，河口区的分段界线不是固定不变的，而是随水文状况而变化。
（2）三角洲地貌和三角洲堆积物
在河流与海洋（或湖泊）的汇合处沉积形成的平面上呈三角形的堆积体，通常称为三角洲。
三角洲沉积物的平面分布，从陆向海，可分为以下3个连续的带。
三角洲平原带——三角洲的陆上部分，主要为河流、牛轭湖、决口扇、湖泊、沼泽和泻湖沉积，往往还有风成砂沉积。
三角洲前缘带——位于水边线以下，围绕三角洲平原带的边缘呈环带状分布，它处于海岸和河流带入的沉积物混合地段，经海洋作用的再改造、再分配，形成比较纯净的沙质沉积，而泥质和有机质较少。
前三角洲带——位于浪基面以下三角洲前缘的向海一方。沉积物富含有机质和泥质，它是河流搬运来的细小粘土悬浮物质和胶体溶液在海底沉积而成的，含海相化石。
三角洲沉积物的剖面结构从垂向上看，自上而下可分为顶积层、前积层和底积层。
顶积层——包括陆上和水下两部分。相当于河口段的沉积，是冲积、湖积和沼泽堆积的交互沉积。以砂、粉砂为主，间夹粘土及泥炭。有明显的水平层理、交错层理。沉积物横向和纵向变化大。顶积层是以岩性的不均一性和岩相关系的复杂性为特征。
前积层——它是水下三角洲斜坡部分的堆积物。岩性以粉砂、粘土为主，有时二者呈互层状。砂的含量减少，有机质含量增多，具有较薄的斜层理和波状层理。以含海相生物化石为主。
底积层——多为悬移的物质沉积于三角洲的最前端。主要由粘土、亚粘土组成。具有微薄的水平层理。海相生物占绝对优势，是良好的生油层。
（3）河口湾沉积物
在潮汐作用很强的海岸河口区，不能形成三角洲，通常形成喇叭状的河口湾。河口湾沉积物的一般特征如下。
海峡沉积物——当河口湾为一狭窄的水道时，潮流特别大，水也较深，因潮流的侵蚀，河口湾底特别是在潮流的主流处，常呈基岩裸露，或布满巨大的砾石，由此向外围颗粒逐渐变细。
以砂质堆积的河口湾沉积物——具有潮汐作用和河流作用的共同特征，常见海源生物介壳层夹于陆源碎屑层之中；沉积物中常具复杂多样的向陆和向海方向的倾斜层理构造和层面构造，如透镜状层理、波状层理、斜层理、交错层理、波痕和海洋生物扰动构造等。
（4）泻湖沉积物
泻湖通常是被砂嘴、离岸砂坝或生物礁所隔离出来的一部分近岸海域，常有排水口与广海相连。因而泻湖沉积属海陆过渡类型（既非正常海相也非淡水湖泊相）。且泻湖与海洋的沉积环境又有重大差别，泻湖的水体性质、生物面貌、沉积类型及其演化等，在很大程度上都受气候条件的控制。泻湖中除堆积一些细粒沉积外，在湿润气候区，由于生物繁殖、死亡和堆积，沉积物中有机质的含量较高，常形成泥炭层；在干燥气候区，则形成盐沼及盐滩。
（十一）风力地貌及其堆积物
1．风力作用特征
风力作用是干旱气候环境（年降水量250mm以下）的主要地质营力。
风搬运颗粒的运动方式有推（蠕）移（颗粒沿地面滑动和滚动）、跃移和悬移。
在风力作用区，同一时间内，一个地区是风蚀区，另一个地区是风积区，其间为风蚀风积区，各地区相应发育不同数量的风蚀地貌和风积地貌。
2．风蚀地貌
风蚀作用在地面疏松无植被覆盖的地区尤为盛行。主要风蚀地貌有如下几种。
（1）风蚀小形态
风沙吹蚀岩壁所形成的蜂窝状小形态，称为风蚀壁龛。风沙流对孤立突起岩石的长期磨蚀过程中，由于风沙主要集中在近地面部分，形成上大下小的风成蘑菇石。
（2）风蚀垄槽
在干旱地区，干涸的湖底因干缩而裂隙发育，风沿着裂隙不断吹蚀，形成垄槽地形（维吾尔语谓之“雅丹”）。
（3）风蚀洼地
松散物质组成的地面，经风吹蚀而形成的洼地。平面上多呈椭圆形，沿主风向伸长，背风面陡达30°。也有洼地呈新月形，突出的一端面对主风向。单纯由风蚀形成的洼地，规模一般较小，直径只有几十米，深度仅1m左右。
（4）风蚀谷和风城
风沿着暂时性洪水所形成的冲沟吹蚀，使谷地进一步扩大，形成风蚀谷。在长期的风蚀作用下，风蚀谷不断扩大，谷与谷之间的原始地面不断缩小，最后形成一些孤立小丘，称为风蚀残丘。在较软弱的水平岩层（或缓倾斜岩层）分布区，风蚀作用常形成一些平顶层状山丘，类似断壁残垣的千载古城，称之为风城。
3．风积地貌
前进中的风沙流在遇障碍物（植物、山体、凸起的地面或建筑物）时，就会因受阻而产生涡漩或减速，使其动能降低而发生堆积，形成各种风积地貌。风积地貌的形态与风沙流的结构、运动方向和含沙量有关。根据风沙流的结构等特征，地貌划分为4种类型。
（1）信风型风积地貌
它是在单向风或几个方向近似的风的作用下形成的各种风积地貌，主要类型有沙堆、新月形沙丘、纵向沙垄和抛物线型沙丘等。
（2）季风－软风型风积地貌
该地貌是指在两个方向相反的风交替作用时，其中一个风向占优势所形成的沙丘。这类风积地貌的排列延伸方向大都与主风向垂直，沙丘经常是前后往返或移动。季风－软风型风积地貌有新月形沙丘链、横向沙垄和梁窝状沙地等。
（3）对流型风积地貌
夏季的沙漠中常形成龙卷风，在龙卷风作用下形成的堆积地貌称为对流型风积地貌。蜂窝状沙地就是这类地貌的代表。
（4）干扰型风积地貌
该地貌是指当主要气流向前运动时，遇到山地阻挡而产生折射，引起气流干扰所形成的各种地貌，其中主要的是金字塔形沙丘。
4．荒漠
荒漠是干旱区大型地貌组合，有岩漠、砾漠（戈壁）、沙漠和泥漠。后者即干涸湖沼或龟裂地，规模一般较小。
5．风成砂
由风力搬运并堆积的砂级堆积物称为风成砂，它的主要特征如下。
（1）风成砂粒度特征
空气密度是水的1/800，即砂子在空气中运动所遇阻力是水中的1/800。所以，风砂流中砂的运动很活跃，但因空气密度小，其上升高度不大，因而沿地表形成砂的分选很好。风成砂的粒度成分主要集中在0．25～1mm的细砂部分，粉砂、粘土的含量一般不超过10%。
（2）风成砂的形态特征
风成砂的磨圆度一般较高，特别是大于0．5mm的砂粒，但很少有滚圆的颗粒，这与砂粒以跳跃为主的搬运方式有关。风成砂在搬运中由于连续的高能冲击，砂粒表面常呈毛玻璃状，无光泽，并常布有不规则的麻坑、碟形坑、裂纹及蛇曲脊等。
（3）风成砂的矿物特征
风成砂的矿物成分是由石英和长石等轻矿物组成，密度大于2．9的矿物含量很少。
（4）风成砂的化学成分
由于风力搬运使风成砂的矿物成分变化，因而其化学成分也会发生改变。随着风的吹扬，砂中的Al2O3、CaO、CaCO3和有机质成分不断减少，而SiO2和Fe2O3的含量则相应地有所增加。
（5）风成砂的结构构造
风成砂丘内部通常发育3种类型的层理构造：近水平层理、斜层理、交错层理。
6．黄土
黄土是第四纪时期形成的广泛分布的松散土状堆积物，其主要特征是：呈浅灰黄色或棕黄色，主要由粉砂组成，富含钙质，疏松多孔，不显宏观层理，垂直节理发育，具有很强的湿陷性。广义的黄土包括典型风成黄土和黄土状岩石。黄土状岩石是指除风力以外的各种外动力作用所形成的类似黄土的堆积，其特点是具有沉积层理，粒度变化大，孔隙度较小，含钙量变化显著，湿陷性不及风成黄土等。原生黄土经改造后堆积成次生黄土。
黄土主要由粒径为0．005～0．05mm的颗粒组成，其中以0．05～0．01mm的粗—中粒粉砂为主，其平均含量可达46%～60%，此外，还含有少量细砂和粘土。碎屑矿物中以轻矿物为主，主要是石英（大于50%），其次是长石（29%～31%）、碳酸盐岩矿物（10%～15%）和云母（大于2．5%）；重矿物（相对密度大于2．9）仅占4%～7%，主要有不透明金属矿物（如磁铁矿、赤铁矿等）、绿帘石、角闪石类、辉石类和其他硅酸盐矿物，重矿物主要集中在0．005～0．01mm级的颗粒中。
黄土地貌是中国半干旱区的主要地貌。按主导地质营力分为黄土堆积地貌、黄土侵蚀地貌、黄土潜蚀地貌和黄土重力地貌。堆积地貌和侵蚀地貌是黄土地貌的主体，潜蚀地貌和重力地貌重叠发生在前两者之上。
（1）黄土堆积地貌
大型黄土堆积地貌有黄土高原和黄土平原。
1）黄土高原
黄土高原分布于新构造运动的上升区，是由黄土堆积形成的高而平坦的地面。黄土高原受现代水流切割，形成下列地貌：黄土塬、黄土梁、黄土峁。黄土梁、黄土峁经常与谷沟同时并存，组成黄土丘陵。黄土丘陵比黄土塬分布广泛，水土流失严重，重力崩滑造成的地质灾害不时发生。
2）黄土平原
黄土平原分布于新构造下降区，是由黄土沉积形成的低平原，只在局部倾斜地面上发育沟谷系统。
（2）黄土侵蚀地貌
黄土侵蚀地貌主要有：黄土区大型河谷；黄土区冲沟；黄土潜蚀地貌（黄土碟、黄土陷穴、黄土井、黄土柱和黄土桥）。
（十二）人为地貌
人为地貌是人的作用在地球表面塑造的地貌体的总称，又称人工地貌。人类对地球表面地貌的作用是全面的，既有建设性的也有破坏性的；既有直接改变地貌过程和地貌类型的，也有通过人类各种社会的、生产的活动间接改变地貌的。随着人类社会经济的发展，对地球表面地貌的作用也日益增强，由此引起的对人类生存环境的反馈和影响也更频繁，这已引起世界各国的关注。例如由于工业革命、城市人口的高度密集等增强了温室效应、全球气候的变暖和海面的上升，已经危及到了人类的生产和生活。
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