《地貌学》教案.doc

地貌学教案 第一章 绪 论 本章重点、难点内容： 1地貌学的性质2内外力、岩性及构造等因素对地貌形成和发育的影响本章内容：一、地貌学的研究对象、内容及意义(一)、地貌学的研究对象地貌学是研究地球表面的形态特征、成因、分布及其发育规律的科学。地貌学的研究对象是地球表面的形态。(二)地貌学的研究内容包括地球表面各种形态的特征、地貌的起因、地貌的演化过程、地貌的内部结构和地貌的空间分布规律等各方面。(三)与相关学科的关系 从历史的角度看，它脱胎于自然地理学和地质学，是属于二者之间的边缘学科。 另外，任何一种外力作用在塑造地貌形态的同时，也形成第四纪堆积物。因此，地貌学、第四纪地质学常从不同的角度去研究同一对象。(四)地貌学的研究意义揭示地表形态在内外力相互作用、岩性和地质构造以及作用时间三方面影响下的发生和发展规律，以便在人类生产活动中合理地利用有利的地貌条件，改造不利的地貌条件。二、地貌形成和发育的基本因素(一)地貌形成的营力(动力)地貌形成的营力主要是两种内力和外力。1.内力在地貌形成中的作用内力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。内力作用的总趋势是加大地表起伏，形成地球表面的巨大起伏形态。地表一些巨型、大型的地貌形态主要都是内力作用的结果。2.外力在地貌形成中的作用外力作用是指地球表面以太阳能、重力能、日月引力能为能源，通过大气、流水和生物等外力所起的作用。按照外力的性质可分为流水作用、风力作用以及生物作用、人类活动的作用等；按照外力的作用方式可分为风化作用、剥蚀作用、搬运作用、沉积作用、成岩作用、块体运动等。由于外力作用的能量来源主要是太阳能，因而外力作用具有明显的地带性特征；另外，在某种地貌的形成过程中，常常不是由单一的外营力起作用，而是由多种外营力组成一定的外力组合同时起作用，这属于气候地貌学的研究内容。外力在地貌形成过程中是不断地把高地上的风化物质搬运到低地，逐渐夷平高地和填平洼地，使地表的起伏平坦化。所以外力作用的总趋势是夷平地表。它能破坏高地形成侵蚀地貌，也可在洼地堆积形成堆积地貌。3.内、外力相互作用在地貌形成中的作用内力和外力在地貌发育过程中始终是同时出现；彼此消长、作用效果相反；相互作用、相互影响的。(二)岩性和地质构造地质构造是地貌形态的骨架，在地质构造影响下，出现各类构造地貌。岩性的差异形成不同的抗蚀力，因此，在同一外力作用区，岩性差异也可形成不同的地貌形态。(三)内外力作用时间在其它条件相同的情况下，作用时间长短不同亦会出现不同的地貌形态，显示出地貌发育的阶段性。(四)人类活动对地貌的影响人类活动对地貌发育的影响通常有两种方式：一是通过改变地貌发育条件加速或延缓某种地貌过程；二是直接干预地貌过程，甚至改变地貌发育方向。三、地貌学的发展简史(一)我国古代地貌知识的积累：有关地貌学知识反映在我国的一些古典文献中，如禹贡、水经注、梦溪笔谈、徐霞客游记等。(二)近代地貌学的发展地貌学是近百年来发展起来。此期在地貌学理论上贡献较大、影响较为深远的人物是美国学者W戴维斯和德国学者彭克,他们是当代地貌学的奠基人。1.侵蚀循环学说侵蚀循环学说是戴维斯于1899年创立的关于地形发育的主要理论。他认为地貌的发育要素有三个构造、时间和营力，地貌的演化体现了这三者之间的函数关系，这一提法抓住了地貌演化过程的实质。他通过对外营力作用下的地貌的研究，把地理循环分为“风蚀循环”、“冰蚀循环”、“水蚀循环”、“海蚀循环”等。而在每种循环中，又把地貌的发育分为青年期、壮年期和老年期：一个短暂而起伏迅速增加的青年期，一个起伏最强烈、地形变化最大的壮年期，以及起伏微弱而时间无限长的老年期。地理循环指出了地貌发育的阶段性。戴维斯的侵蚀循环学说能够较为全面地概括地貌发育的因素，是地貌学中第一个系统阐述地貌发展的古典理论，对地貌学的发展曾起着积极的推动作用。但其不足之处是，在思想方法上过于简单化，忽视了地貌发育过程中许多因素的变化。实际地貌的发育是非循环模式，而是旋迴性的；同时，他把地壳上升和侵蚀作用人为地分开，也是一个严重的失误；其次，他只注意到河流的下切作用，而忽视了其它形式的流水作用。2.彭克的“地形分析”学说该学说与戴维斯的观点不同，他认为地貌是内外力同时相互作用下的产物。研究地貌学的主要目的就是通过分析地貌形态去了解内外力之间的相互关系，以便确定地壳运动的性质。地貌分析的具体方法是分析斜坡形态。(三)地貌学的现状1.研究领域不断扩大。2.分支地貌学科发展较快。3.与相邻学科相互交叉、相互渗透。4.研究手段和方法提高很快。四、地貌学的实践意义(一)农业生产方面(二)工程建设方面(三)矿产普查方面 第二章 构造地貌 本章重点、难点内容： 1板块构造学说对全球构造地貌成因之分析 2海底构造地貌类型 3陆地构造地貌类型4不同构造形式的地貌特征本章内容： 构造地貌是主要由岩石圈构造运动造成的地表形态。即通过地壳变动、岩浆活动和地质构造所形成的地貌。由于它是地球内部物质运动的产物，所以也称为内营力地貌。 按构造地貌的规模可分为三级： 全球构造地貌大陆和洋底。 大地构造地貌如大陆上的褶皱山脉、大型拱起高原，洋底的洋中脊、海岭和深海平原等；是地壳运动、大地构造的表现。地质构造地貌指由断裂、褶皱和火山等作用形成的地貌；有的是地质构造经外力剥蚀出露的产物。 第一节 全球构造地貌一、地球的形状 地球的形状为一接近扁率1:298的旋转椭球体(大地水准面的形状)。二、大陆与洋底 洋底水深一般超过3000 m的大洋底部。占地球总面积的55。洋底地壳厚度薄，是玄武岩质，上覆薄层深海沉积物或缺乏。 大陆大陆地壳密度小、厚度大、二氧化硅含量大。表层为沉积岩、变质岩和火山岩，其下为花岗岩质的基础，再下面为玄武岩质层。大陆面积占地球总面积的29。大陆边缘洋底与大陆之间的过渡地带。指陆地周围水深小于3000 m的海底，占地球总面积的16。大陆边缘的地壳具过渡性质，大部分地方接近陆壳。三、全球构造地貌的形成 (一)特点 根据新生代的构造运动特点，可将地球表面分为带状分布的构造活动带和位于构造活动带之间的相对稳定区。 1构造活动带 全球有三条规模巨大的构造活动地貌带： 环太平洋大陆边缘带 地中海喜马拉雅山脉带 洋脊裂谷带 共同特点是地形高差起伏悬殊，新生代岩层发生显著形变错位，火山与岩浆活动强烈，岩层显著变质以及频繁的地震活动等。 2相对稳定区 在构造活动带之间是相对稳定的区域。地形起伏较缓，新生代岩层形变错位不强，很少有新生代火山岩浆活动，地震活动弱。这种稳定区内最稳定的是洋底深海平原区和大陆上由古老地盾构成的高原和平原区。 (二)成因 勒比雄将全球分为六大板块太平洋板块、欧亚板块、印度洋板块、非洲板块、美洲板块和南极洲板块。除太平样板块完全属洋壳构成外，其它五个板块范围兼有陆壳和洋壳部分。板块之间的边界活动带是由上述三大构造活动带组成。这些边界地貌反映了两侧板块性质与活动的特点。洋脊裂谷带的生成反映了两侧洋壳板块的分离，环太平洋大陆边缘主要反映了洋壳板块与陆壳板块的汇聚，喜马拉雅山突出反映了两侧陆壳板块的碰撞过程。板块的分离与汇聚运动是以地球内部物质对流运动为基础的。整个地壳和上地幔组成的岩石圈板块随着地球内部物质对流运动而运动。由于对流运动在大洋中脊轴部上涌，使两侧板块发生平移分离运动，而在对流下沉区则发生板块汇聚和碰撞，以致形成三种板块边界构造活动带不同的构造和地貌特征。 第二节 海底构造地貌 一、洋底构造地貌 (一)大洋中脊(洋脊) 大洋中脊是洋底的重要地形，是地球上最长的海底山脉，全长约80000千米。在大西洋、太平洋、印度洋均有分布，并相互连通。其上水深约30004000米。洋脊的地形较为复杂，由两列平行脊峰和中间的洋脊裂谷构成，并被一系列横向转换断层切断成不连续的段落。 洋脊裂谷是地幔物质上涌地方，是地球上规模最大的新生代玄武岩岩浆喷发溢流活动带，是新洋壳形成地带，伴有频繁的浅源地震。当地幔物质上涌时，洋脊顶部受拉张而形成纵向的洋脊裂谷。同时，岩浆溢出，新洋壳不断地在中脊顶部形成，并不断向两侧扩展，因而离洋脊越远，洋底年龄越老。洋脊上缺乏深海沉积物，保存了熔岩溢流、火山喷发及转换断层所造成的原始地形。 (二)大洋盆地大洋盆地位于大洋中脊两侧，向外与大陆边缘相接。它是洋壳从洋脊向外迁移过程中形成的。这里构造运动相对平静，岩浆活动微弱，缺少地震活动。其中主要地貌类型有： l海岭海岭是大洋盆地内部大型正地形的总称。其成因类型有火山海岭、断裂海岭和陆壳海台等。 2深海平原 大洋盆地中被海岭分隔开的低地，又称海盆。平均水深50006000米，其原始状态为大约300米起伏的丘陵地形，主要是化学沉积和生物沉积，速率较慢，约0.2厘米/千年。 3海沟 海沟在构造上是岩石圈板块相撞的产物。洋底一侧的洋壳以一定角度向大陆边缘一侧陆壳下面俯冲，在俯冲带位置上形成了海沟。与岛弧伴生，主要分布在太平洋周围。二、大陆边缘构造地貌大陆边缘是陆地与洋底之间的过渡地带。水深在03千米。包括大陆架和大陆坡两部分。根据新生代板块构造运动与构造地貌特征，大陆边缘可分为稳定型和活动型二大类。 (一)稳定大陆边缘 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，故又称为大西洋型大陆边缘。在其复杂的断块构造的基底上通常有几千米以上的中、新生代陆源碎屑沉积物，形成宽阔的大陆架，大陆架的外侧至大洋盆地为大陆坡。此类大陆边缘基本上无火山活动，也极少有地震活动，反映了新生代构造运动相对平静的特点。板块构造理论认为，这种稳定大陆边缘过去是大陆裂谷两侧的陆壳。早期它作为板块边界具有强烈构造活动特征。后期则随洋底扩张逐渐远离，中部形成大洋盆地，其两侧接受来自陆地的大量沉积，成为稳定的大陆边缘。 (二)活动大陆边缘 在太平洋周围最为典型，故又称为太平洋型大陆边缘。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，世界上 6070的活火山以及绝大部分深源地震都分布在这个地带，同时还有频繁的中、浅源地震。靠大洋一侧震源深度较浅，靠大陆一侧较深。 板块构造理论认为，这里是大洋板块与大陆板块冲撞挤压的地带，当大洋板块自洋脊向两侧移动时，由于洋壳板块的岩石密度大，位置较低，遇到大陆板块时，便俯冲到大陆板块之下，在俯冲带上形成深海沟以及与其平行的山脉成岛链。根据活动大陆边缘的地形特征，可分为以下二类： 1安第斯型大陆边缘： 以太平洋的东岸最为典型。由海沟与边缘山脉组成，大陆架非常狭窄。 2东亚型大陆边缘以东亚的大陆边缘最为典型。自海向陆依次出现海沟、岛弧和弧后盆地，构造复杂多样。第三节 陆地构造地貌一、陆地构造地貌分区 (一)板块边界构造活动带的构造地貌1新生代褶皱山带新生代板块的碰撞俯冲作用形成的。这里构造活动强烈，有频繁的地震，某些地段还有近期的火山活动。2大陆裂谷带陆壳受拉张作用正发展为新的板块边界构造活动带。地震显著，裂谷低地有火山喷发与熔岩溢流活动，它与洋脊裂谷相同，都处在地球内部物质对流上涌的张裂地带上。大陆裂谷的存在预示着新洋壳和新大洋盆地的生长。 (二)板块内部构造活动带的构造地貌1褶皱块断山脉2断块山与断陷谷 (三)板块内部稳定区的构造地貌。该区长期以来构造宁静，新生代构造运动大多表现为大面积的拱起和拗陷。如果大面积的拱起区内缺少构造差异活动，经长期侵蚀形成高原或低山丘陵，形态单一，起伏不大；如果在大面积的拱起区内有一定的构造差异活动。则地形起伏较为复杂。大面积的拗陷区经长期堆积则形成广阔的堆积平原。二、陆地构造地貌类型 (一)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。“山脉”仅限于带状延伸的山地。山地的绝对高度和相对高度都较大，山地的顶部常有古老的夷平面存在，而阶段性抬升，又致使山地出现多层地貌的特征。山地是地壳上升地区经外力切割而形成。由于内外力作用强度的不同和变化，山地的绝对高度和相对高度均有很大的差异。据此将山地分为极高山、高山、中山、低山。据相对高度大小可分为深切割、中切割和浅切割或高起伏、中起伏和低起伏的高山、中山或低山。 丘陵的绝对高度和相对高度均较上述小，我国一般是指海拔高度500m以下、相对高度不超过200m的高低起伏的低矮山丘。 据作用营力的不同，可将上述山地分为火山形成的、流水作用的、岩溶作用的、冰川作用的等类型。同时，在这些不同类型的山地上，叠复着有关外力作用形成的次一级地貌类型。 (二)平原与高原平原是一种广阔的平缓的地貌类型，海拔高度一般200m以下。多是在内力产生的沉降和外力发生加积条件下形成的。据作用营力的不同，可分为熔岩平原、溶蚀平原、冲积平原和海成平原等；按作用性质不同，可分为构造平原、剥蚀平原、剥蚀-堆积平原、堆积平原等。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。规模较大的高原是新构造运动大面积抬升的结果。它以较大的高度区别于平原，又以较平缓的地面和较小的起伏区别于山地。盆地是一种复合地貌类型，由周围的山地或高原和中部的平原(或低矮的丘陵)所组成。它是构造差异运动的产物，周围的抬升和盆地内部的相对沉降形成明显的对照。三、地质构造地貌地质构造地貌是指不同地质构造和不同岩层的差别抗蚀力而形成的地貌。(一)水平岩层构造地貌当地面未受切割时，地貌上表现为同一岩性构成的平原或高原；在受切割的情况下，顶部岩层较硬时，常形成桌状台地、平顶山和方山。软硬岩层互层时，在差异风化作用和重力作用下，常形成层级状山地。在我国广东、福建、江西、湖南、浙江和安徽等地，在老第三纪红色砂砾岩组成的水平岩层地区，经流水沿垂直节理的侵蚀、重力作用、溶蚀作用等，常形成陡崖、深谷、平顶山地组合的丹霞地貌。(二)单斜地貌 发育在构造盆地的边缘、穹窿高地的边缘、褶曲两翼等的单向倾斜岩层上的地貌，统称为单斜地貌。地貌形态上表现为单斜山(或猪背山)与单斜谷。 单面山的形态特征：顺岩层走向延伸，两坡不对称。单斜构造区的水系特征：顺向河、次成河、逆向河和再顺向河。 (三)褶曲地貌 背斜山和向斜谷是构造与地形相吻合的，称为顺地形；向斜山与背斜谷是构造与地形相反的，称为逆地形(或倒置地形)。 由短轴背斜和短轴向斜组成的倾伏褶曲，经外力侵蚀破坏后，地表出现之字形转折的单面山和单斜谷。 (四)穹窿构造地貌 成因上有二种类型：1侵入岩体上升或拱曲运动2由塑性盐体、粘土组成核心的穹窿构造(五)断裂地貌(断层地貌) 1断层崖：是指断层活动所形成的陡崖。 断层崖壁表面的岩石风化侵蚀，使崖壁后退、坡度变缓，最终可使断层崖消失。在断层崖破坏的早期阶段，由于受横切断层崖的沟谷和河流的侵蚀，完整的断层崖被分割出许多三角形的断层崖，称断层三角面。与此同时，这些河流携带大量的物质在下降盘堆积，形成沿断层线分布的一系列洪积扇。这种由一系列断层三角面和洪积扇交错分布的地貌特征，往往是断层存在的地貌特征之一。 2断层线崖除活动断层直接形成的断层崖以外，还有一种是沿夷平的古老断层线位置发育的断层崖称为断层线崖。这种断层崖不是断层活动造成的，它们的形成是断层崖夷平之后，由于两盘岩石的抗蚀力不同，一侧被蚀为谷，另一侧残留成山，古老断层被揭露出来，并沿断层线发育成断层崖。 3断层谷 断层带是岩层的破碎地带，河流等外力常利用这种软弱地带发育成谷地，称为断层谷。断层谷两侧地层不对应，地形也不对称，谷地在平面上较顺直。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。 (六)火山与熔岩地貌火山：由喷发的岩浆和固体碎屑堆积而成的一种地貌形态。1. 火山的喷发形式：裂隙式喷发：是熔岩经一较窄的裂隙溢出地表。中心式喷发：是气体、固体碎屑和熔融岩浆沿一管道喷出，在地表形成火山锥和火山口。2. 火山的结构：火山锥、火山口、火山喉管火山锥：火山喷发时，有大量气体、熔融的岩流和固体碎屑，它们通过火山通道从地球深部喷发出来，大量碎屑物质随气体喷到空中，再落下来积成锥形的火山体，称为火山锥。火山口：火山锥顶上的凹陷部分，它位于火山通道上部，平面近圆形，口大底小呈漏斗状。火山喉管：岩浆从地下喷出时的中央通道，称为火山喉管。3. 火山的类型：马尔式火山、维苏威式火山、夏威夷式火山。4. 活火山和死火山：活火山：现代仍然活动的火山。死火山：第四纪以来已有较长时间没有活动的较古老的火山。5. 泥火山和隐火山：泥火山：由于地下气体喷出而带出大量的泥浆堆积而成。隐火山：指火山喷发的岩浆未能到达地表，在地下聚集所产生的现象。熔岩地貌：熔岩丘、熔岩垄岗、熔岩盖、熔岩隧道、熔岩堰塞湖和熔岩湖等。1.熔岩丘:由熔岩组成的圆形或椭圆形的小丘，它的高度从几米到十几米，长几十米。2.熔岩垄岗：熔岩沿地表流动形成长条形的垄岗地形，它的长度和宽度不等。3.熔岩盖：在地形平缓的地区，熔岩从中心向四周流动，形成广阔的熔岩原野。4.熔岩隧道：当熔岩表层冷却开始固结时，便形成一层硬壳，流动速度减慢乃至停止，熔岩内部尚未固结的液态仍处在不断的流动状态，当无新的熔岩流补充时，熔岩内部便形成空洞，称为熔岩隧道。5.熔岩堰塞湖：熔岩溢出地表后，常流在河谷内，阻塞河谷，形成熔岩堤坝，使上游河谷积水成湖，称为熔岩堰塞湖。6.熔岩湖：在火山口洼地，有液态的熔岩，它的下部和火山管道相连，四周为凝结成固态的熔岩构成的堤坝而阻挡其外流，便形成熔岩湖。 第三章 坡地地貌 本章重点、难点内容： 1风化及风化壳对地貌发育的影响 2崩塌的发生条件3滑坡的地貌特征及发生条件 第一节 风化作用与风化壳一、风化作用 地表岩石和矿物受温度变化、大气、水溶液和生物的影响所发生的一切物理状态和化学成分的变化称为风化作用。它是一切外营力作用的先导。 通常把风化作用分为物理、化学和生物风化作用三种。而生物风化作用就其本质而言，可纳入物理风化和化学风化之中。 (一)物理风化作用 是指岩石发生物理疏松崩解等机械破坏过程，一般不引起化学成份的改变。产生物理分化作用的原因有： 岩石卸荷释重而引起的剥离作用 外来晶体在岩石裂隙中的挤压作用 因温度变化而引起岩石体积发生膨胀与收缩作用 生物活动对岩石机械风化作用的影响 (二)化学风化作用 岩石、矿物与大气圈、水圈、生物圈中的各种化学组分发生一系列的化学反应，从而改变了岩石的矿物成分和化学成分，这种作用称为化学风化作用。 影响化学风化作用的因素很多，最重要的是水、大气和温度。 化学风化作用的类型有：溶解作用、水解作用、水化作用、碳酸盐化作用、氧化作用、生物化学风化作用等。 以上各种风化作用在自然界不是单独进行的，往往是同时进行、相互影响、相互促进的。物理风化作用使岩石发生机械破碎，加大孔隙度，岩石表面积增加，有利于水、空气、微生物的侵入。因此，物理风化作用促进了化学风化作用的进行；而化学风化作用不仅改变了岩石的化学成分，而且破坏了其结构，减弱了矿物之间的凝聚力，又有利于物理风化的进行，它也是物理风化作用的继续和深入。二、风化壳 (一)风化壳的概念及其特征 残留在原地基岩之上的风化物称为残积物。 被风化了的岩石圈的疏松表层称为风化壳。 风化壳按其平面形态特征可分为面状、线状、囊状和复合型风化壳等几种类型。风化壳在剖面上具有明显的垂直分带性。自上而下可划分为土壤层、风化土层(全风化带)、风化碎石带(强风化带)、风化块石带(弱风化带)、风化裂隙带(微风化带)以及原岩。各带之间都是逐渐过渡的。 (二)风化壳的发育阶段 1物理风化为主的阶段：发育岩(碎)屑型风化壳，岩石以破碎为主,元素很少迁移,碎屑的化学成分基本与母岩一致.是风化的开始阶段,在特殊气候条件(寒冷和干旱气候)下风化可能长期停留在这一阶段. 2化学风化为主的阶段： 化学风化的早期阶段：硫酸盐常在地势低洼的地方富集，形成硅铝一硫酸盐型风化壳；碳酸盐常在原地富集形成硅铝一碳酸盐型风化壳，故又称富钙阶段。化学风化的中期阶段：硅铝酸盐分解为各种粘土矿物。在这些风化物中，硅铝相对富集，故又称富硅铝阶段。组成的风化壳称为硅铝粘土型风化壳或高岭土型风化壳化学风化的晚期阶段：Al2O3.2SiO2.2H2O+nH2O Al2O3. nH2O+ 2SiO2.H2O最后残留的多为铁、铝、锰的氧化物及耐风化的石英，在这些风化物中，铝铁相对富集，故又称为富铝铁阶段。所形成的风化壳称为铁铝型风化壳或砖红壤风化壳。 (三)影响风化壳发育的因素 1气候条件 不同的气候条件下，具有不同的水热环境，风化壳的发育阶段和风化壳的类型均不一样，使得风化壳具有明显的水平地带性： 极地和高山寒冷气候区：岩屑型风化壳 温带半干旱和沙漠地带：硅铝-氯化物-硫酸盐型风化壳 温带草原气候：硅铝-碳酸盐型风化壳 温带森林气候：硅铝-粘土型风化壳 热带、亚热带湿热气候：砖红壤风化壳2地貌条件 不同的地貌条件，影响到风化作用及残积物的分布。在地面起伏较大、新构造运动较强烈的山区及地势低洼的地方均不利于风化壳的发育，只有在准平原上、分水岭的鞍部以及较平坦的地区，才有可能发育成巨厚的残积型风化壳；高大山区会形成风化壳类型的垂直分带性。 3岩性和时间：母岩的成分影响风化壳的发育。风化作用时间直接影响到风化壳的发育阶段。 第二节 坡地地貌 坡面上的岩土体在重力作用及地表水地下水影响下沿坡向下运动称为块体运动，并形成一系列独特的地貌，即坡地重力地貌。一、崩塌(一)崩塌及其特征 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。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。 特征：发生突然；速度块；破坏性大；形成倒石堆。(二)崩塌的类型1山崩：山坡上规模巨大的崩塌。2塌岸：发生在河岸、湖岸、海岸的崩塌。3散落：岩屑沿斜坡向下做滚动或跳跃式的连续运动。(三)崩塌的形成条件 1地貌条件坡度对崩塌的影响最为明显，崩塌只能发生于陡峻的斜坡地段。崩塌作用主要发生在河流强烈切割、地势高差较大、地形破碎、坡度陡峻的高山峡谷区，特别是河流的上游、河流强烈侧蚀的凹岸，以及海蚀崖、湖蚀崖和水库的库岸等处。 2地质条件 主要是受岩性、结构和构造的影响。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。 3气候条件 崩塌是和强烈的物理风化作用密切相关的，因而，在一些日温差、年温差较大的干旱、半干旱地区，易形成崩塌。 4触发因素暴雨、强烈的融冰化雪、爆破、地震及人工开挖坡脚等是引起崩塌的触发因素。(四)崩塌地貌 坡上部为切入山坡呈围椅状的陡坎地形，称为崩塌壁。其下为崩塌体位移时刨出浅的沟槽。坡下平缓地带为锥形的倒石堆或岩屑堆。 倒石堆由巨大的岩块、碎石和岩粉等崩积物组成，大小混杂，无层理，岩性成分与组成陡坡的岩性一致，碎屑呈角砾状，分选性极差。二、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。 (一)滑坡的地貌特征 滑坡体：滑坡体是斜坡上沿弧面滑动的块体。滑坡体的平面呈舌状，它的体积大小不一，最大可达数立方公里。 滑动面与滑动带：滑动面是滑坡体与斜坡主体之间的滑动界面，又称主滑动面。滑动面大多是弧形的。滑动面上往往可以看到滑坡滑动时留下的磨光面和擦痕，在紧邻滑动面两侧土体中可见到拖曳构造现象。滑动带是平行滑动面受揉皱及剪切的破碎地带。 滑坡壁与滑坡台阶：滑坡壁是滑坡体向下滑动时，在斜坡顶部形成的陡壁，它的相对高度表示垂直下滑的距离。滑坡台阶是滑坡体滑动时，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。滑坡舌与滑坡鼓丘：滑坡舌是滑坡前缘形如舌状的凸出部分。滑坡鼓丘是滑坡过程中滑坡体的前端受到了阻碍而鼓起的小丘，其内部常见到由滑坡推挤而形成的一些小型褶皱或逆冲断层。滑坡湖与滑坡洼地：有些大巨型的滑坡，当后壁为含水层时，有大量地下水排出，则可能形成半月形的滑坡湖；滑坡洼地是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。滑坡裂缝：滑坡裂隙是滑坡即将滑动时或者滑动过程中形成的裂隙。根据受力情况不同,滑坡裂缝可以分为以下四种：(1)张拉裂缝.在斜坡将要发生滑动的时候,由于拉力的作用,在滑坡体的后部产生一些张口的弧形裂缝。(2)鼓张裂缝.滑坡体在下滑的过程中,如果滑动受阻或上部滑动较下部为快,则滑坡下部会向上鼓起并开裂。(3)剪切裂缝：滑坡体两侧和相邻的不动岩土体发生相对位移时,会产生剪切作用；或滑坡体中央部分较两侧滑动快而产生剪切作用,都会形成大体上与滑动方向平行的裂缝。(4)扇形张裂缝：滑坡体向下滑动时,滑坡舌向两侧扩散,形成放射状的张开裂缝,成为扇形裂缝,也称滑坡前缘放射状裂缝。 (二)滑坡的形成条件1斜坡的地貌特征：斜坡的高度、坡度和外形是决定滑动力大小的主要因素。 2斜坡的组成物质与地质结构： 滑坡主要发生在由松散堆积层构成的较陡斜坡上。松散地层中的滑坡，多与粘土夹层有关；基岩滑坡较少见。基岩中的滑坡，多发生在页岩、泥质灰岩以及千枚岩、片岩等岩层分布区。斜坡内的各种地质软弱面常构成滑动带的软弱面。3地下水的作用：地下水可使土(岩)体发生复杂的物理化学过程而失去稳定，从而产生滑坡，地下水丰富的斜坡易发生滑坡。 4促使滑坡滑动的因素： 斜坡形态的改变：斜坡形态的改变可能会破坏斜坡的稳定性，使滑坡体发生滑动。 大气降水和地下水的变化：降雨时，会将一部分水分渗透到土壤中，将其浸润而使之滑动；地下水沿滑动面运动，会使摩擦系数减小，阻力降低，从而促使滑坡的发生。 震动影响：地震时对滑坡起触发作用，一次大地震，常常形成许多规模巨大的滑坡。 (三)滑坡的类型及其发育阶段 l滑坡的类型 按物质组成可分为：土质滑坡；岩质滑坡 按滑动面与岩体结构面之间的关系可分为：同类土滑坡；顺层滑坡；切层滑坡 按滑体厚度可划分为：浅层滑坡；中层滑坡；深层滑坡 按滑动年代分为：古滑坡；老滑坡；新滑坡；发展中的滑坡 按运动形式可分为：牵引式滑坡；推动式滑坡 2 滑坡的发育阶段蠕动变形阶段斜坡后壁开始形成拉张裂缝，地表水下渗加强，二侧出现剪切裂缝，滑动面逐渐形成。这一阶段的时间有长有短，短的几天，长的几年。剧烈滑动阶段滑动面已形成，滑坡体与滑床完全分离；各种裂缝相继出现，裂缝错距加大；滑坡后壁出露面积越来越大；滑坡体前缘形成滑坡舌与滑坡鼓丘；坡脚渗出大股浑浊泉水。此时预示滑坡即将滑动。在其他触发因素的诱发下，将产生剧烈滑动。渐趋稳定阶段土体压实，裂缝逐渐闭合，滑坡壁变缓，形成马刀树。但滑坡体的稳定可以是暂时的，也可能是长久的，主要取决于引起滑坡的主要因素是否消失。 3古滑坡的识别 辨别古滑坡的形态标志主要有： 滑坡壁遗迹 反坡台阶、池沼或湿地 坡脚出现渗泉、大弧石或弧形突出的堆积体 斜坡上单沟转向与双沟同源 岩层倾向异常及埋藏高度的变化滑坡泥、擦痕、滑动面和被填塞的裂缝 第三节 坡面径流一、坡面径流的形成与作用大气降水或冰雪融化时，在倾斜坡面上所形成的薄层状的水流。坡面径流是地表水流形成的初期阶段，它具有水层薄、流路广、作用时间和流程短等特点。 坡面径流的形成受降水强度、蒸发量、土壤渗透率和地形条件等因素的影响。在其形成初期呈漫流状态，之后发展为无数细小股流沿坡度最大方向流动。 坡面径流对坡地的作用主要表现为冲刷、搬运和堆积三种方式。影响坡面径流作用强度的因素主要有： 气候：取决于降雨量和降雨强度。 地形：a坡度：坡度愈大，流速加快，冲刷能力增强，但坡度加大却又使坡地单位面积上的受雨量减小，造成冲刷能力的相应减弱。据观测，在坡度小于200的范围内，坡面径流的冲刷能力，随着坡度的加大而迅速增大；大于200冲刷能力乃有增加；至400左右达到最大值；此后，冲刷能力就随着坡度的加大而递减。 b坡长：一般坡长愈长，沿程流量不断增加，冲刷能力相应增强，但随着坡长的增加，水流搬运的泥沙量随之增多，水流因耗能而可能使冲刷能力变小，甚至产生泥沙的堆积。 C斜坡形态 斜坡组成物质：影响到斜坡的抗蚀力和渗透率。一般松散物质组成的斜坡较基岩易冲刷。 植被：防止雨滴对坡面的直接冲击；减少坡面径流量；降低径流速度；根系和有机质固结土壤，增大抗蚀力。二、坡面径流作用形成的地貌 (一)不明显冲刷带 位于接近分水岭的斜坡顶部，地貌类型以浅凹地为代表。 (二)冲刷带 位于斜坡中部，冲刷作用最强，形成一系列与坡向一致的平行侵蚀纹沟。 (三)淤积带 在坡麓地带，由于坡度变缓，坡面径流流速减小，并有大部分水体渗入地下，水流携带的大量碎屑物质在坡麓发生堆积。堆积下来的物质叫坡积物。坡积物围绕坡麓堆积形成形如裙边的堆积地形，称为坡积裙。 坡积裙的纵向剖面形态呈中部微凹的倾斜曲线，上部坡度较大，一般6080，向下逐渐变缓。前缘常与河谷底部、山间盆地或山前平原相连接。 坡积物的岩性与所在坡地的基岩相同，机械组分一般由粉砂、砂和块砾等碎屑物质组成，自顶部向前缘机械组分由粗变细，碎屑物的磨圆度很差，分选性不好，在垂直剖面上稍具层理结构。斜坡在坡面径流的长期作用下，坡地不断后退，高度不断降低，坡麓的堆积逐渐增多，地势日趋和缓。 第四节 沟谷水流及其所形成的地貌 沟谷水流由面状水流发展而成，属暂时性线状水流。它是在暴雨或冰雪大量融化时形成的瞬时洪流。流速快，流量变化大，暴涨暴落，含沙量大，泥沙粒径大小不一。在干旱、半干旱地区的草原或山麓地带分布尤为广泛。一、侵蚀沟谷的发育 侵蚀沟谷是指暂时性线状水流侵蚀形成的深浅不一、长度不等的长条形负向地形。 侵蚀沟谷主要是暂时性线状水流不断冲刷、刻切斜坡而形成。根据侵蚀沟谷的纵横剖面形态特征和演变过程，可把沟谷的发育分为以下三个阶段： 1切沟：由细沟发展而成。宽深约1-2米，横剖面呈V字形，沟缘明显，沟底纵剖面与所在坡面大致平行，沟底无稳定的堆积物。 2冲沟：由于向源侵蚀，沟头后退，沟谷增长，沟头产生陡坎和跌水。由于侧蚀作用，沟槽加宽，横剖面呈宽展V字形。沟底纵剖面与原始斜坡坡面不一致，呈凹弧曲线，沟谷下端有部分堆积物存在。3坳沟：沟谷不再下切加深，纵剖面坡度相当平缓，沟底有沉积物覆盖。沟坡平缓，没有明显的沟缘，横剖面是宽浅的U字形。这种宽浅的干谷称为坳沟。在冲沟的发育过程中，若沟底下切到潜水面以下，冲沟就发育为具有经常性水流的河谷。二、沟谷水流形成的地貌组合 沟谷水流所形成的地貌具有明显的垂直分带性，自上游到下游可分为以下三部分： (一)集水盆 指沟谷上游的小型盆状集水洼地。 (二)沟谷主干 它是集水盆地水、沙的通路。具有谷深、坡陡、沟床纵向坡降大、跌水发育等特点。 (三)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(湿润地区小规模的扇形地称冲积扇或冲积锥)。 1洪积扇的成因 沟谷水流在流出山口后，由于坡度变缓，流速减慢，并形成散流，加之蒸发和下渗，水量减少，搬运能力大大减弱，致使大量物质发生堆积，形成以沟口为顶点的向山前倾斜的扇状堆积地形。山麓地带的洪积扇不断扩大而彼此相互联合，就形成广阔的山前洪积平原(或称山前倾斜平原)。 2洪积扇的分布 洪积扇发育典型而广泛的地区是干旱、半干旱地区的山麓地带。3洪积扇的特征：