與水有關(guān)的其他陸地地貌_地質(zhì)與巖土力學基

情景6　地表水的地質(zhì)作用與地貌

【學習目標】

1.了解地球水分循環(huán)系統(tǒng)，重點掌握陸地水系統(tǒng)。

2.熟悉流水地質(zhì)作用及流水地貌類型。

3.了解海洋地貌的分類以及海洋沉積。

4.理解水與各種地貌的關(guān)系，掌握各種地貌特點。

【能力要求】

1.會分析各種水分系統(tǒng)的關(guān)系。

2.能夠分析形成各種地貌的流水作用。

3.能夠思考各種工程與環(huán)境的關(guān)系，特別是會分析水與工程及環(huán)境的關(guān)系。

【必要的理論知識與資料】

6.1　概述

在地球的地質(zhì)作用系統(tǒng)中，外動力地質(zhì)作用的最大或者根本動力來自太陽。在巨大的地球表層系統(tǒng)里，最為重要和活躍的可變因子是水。地球系統(tǒng)的各種相對運動使得相應(yīng)地質(zhì)作用更為復(fù)雜。

地球是一個水球，龐大的水體占據(jù)地球表面絕大部分面積，浩瀚的海洋平均深度3800m，蘊藏著巨大的能量，以吸收轉(zhuǎn)化釋放熱能、蒸發(fā)降落水分和自由流動及參與生態(tài)活動展現(xiàn)其最大的作用、功用;而陸地的河流、湖泊、池沼、水庫及各種暫時性水體也呈現(xiàn)出復(fù)雜多樣的作用形式，成為陸地表面最為廣泛而深刻的作用力。

我們必須明白地表水體的運動模式，明白地球表面水體的各種作用特點，明白地表水體各種狀態(tài)以及相互關(guān)系。認識當下的地表水存在和運動是分析當下各種地質(zhì)作用的需要，也是幫助我們認識地質(zhì)歷史時期地質(zhì)作用的需要，有助于我們對巖石、地層和第四紀地質(zhì)的分析。

從大氣中的水分運動到地表的河流湖沼以及地下水，再到巨大的海洋，水參與到地質(zhì)運動的方方面面(圖6－1)。這些水體不同程度限制人類的活動，水以利害雙向性與人相關(guān)，人類的一切活動都離不開水。水的利好性在生態(tài)系統(tǒng)里居多，但是對于工程建設(shè)，我們更應(yīng)該重視這些以蠶食力、破壞力的面目出現(xiàn)的水作用。

在地表作用系統(tǒng)里，水以其流動性和三態(tài)相而成為最活躍的系統(tǒng)組分之一和最強大的作用力因子，土建工程建設(shè)避不開這個因子，時刻與之發(fā)生矛盾(圖6－2)，水利工程建設(shè)更是以其為主要對象來調(diào)整人類目的和自然現(xiàn)狀的關(guān)系。處理與水的矛盾是工程建設(shè)的重要任務(wù)。

圖6－1　地球水體循環(huán)和地表水運動

圖6－2　地表水與人類的相關(guān)性

對于地表水的作用，人類有許多觀察和分析系統(tǒng)，例如天氣氣象系統(tǒng)，河流水文系統(tǒng)，海浪洋流系統(tǒng)，水庫灌溉系統(tǒng)，工業(yè)與民用給排水系統(tǒng)，生態(tài)用水調(diào)整系統(tǒng)，災(zāi)害預(yù)警系統(tǒng)等等，這些各別的系統(tǒng)以其各自相對封閉、相對簡單和完整性來完成自我的工作任務(wù)和提供有用的信息，也可以相互提供信息和構(gòu)筑更大的水信息系統(tǒng)。還有更多地為單項工程和目標設(shè)計的應(yīng)用觀察分析和科學研究觀察分析系統(tǒng)。搜集和整合各種系統(tǒng)信息才可能有最佳的分析和各種針對性的方案和研究、設(shè)計。

研究水體與地球其他物質(zhì)體的矛盾，我們肯定不能只盯著水體，矛盾的兩方面都是應(yīng)該觀察和分析的重點，以水與巖土的矛盾來說，我們就必須認真觀察兩方面的起始、變化、終結(jié)。矛盾的雙方與環(huán)境構(gòu)成了完整的系統(tǒng)。在相對固定的空間點上，有水體的來去，有巖土的來去，他們的變化就是地球物質(zhì)系統(tǒng)的狀態(tài)變化。這些變化有的很快，有的相對緩慢，對于運動快慢以及運動狀態(tài)，人們有多樣的概念來描述和表達。對于水體的描述有諸如河流、湍流、暴雨、洪水、泉水、湖泊、冰川、海洋等等，對于巖土的描述有平原、溝道、洪積扇、河岸、沙土、山體等等，對于環(huán)境的描述有干旱、濕熱、森林、草原等等，這些因子無不互相表達，所以，研究水體就不能只見水體，不見其他。

在水與巖土的矛盾中，觀察巖土自身就顯得相當重要。巖土在與水體作用中的各種表現(xiàn)與狀態(tài)呈現(xiàn)出相對穩(wěn)定性和運動緩慢性，這樣就便于人們觀察分析。例如通過河岸的緩慢變化來分析河流，通過洪積扇來分析洪水，通過坡積物來分析降雨與沖刷，通過海岸來分析潮汐海浪。

研究地表綜合現(xiàn)象和變化規(guī)律的學科有地貌學、環(huán)境學等，地貌學就是研究地球形貌變化的一個學科。從宏大的海陸形態(tài)到微小的沙波紋，都是地貌學的研究領(lǐng)域。地貌變化的主因是地質(zhì)作用的內(nèi)外兩方面，地貌是一種外在呈現(xiàn)和表達，是外相。因而，我們必須了解地貌學的一些基本原理和地貌形態(tài)，綜合了解各種地貌成因。通過對各種地貌的分析來判斷地球水體的各種運動，這是一種知己知彼的研究思路和方法，同樣也可以用來預(yù)判人為干擾下的地貌發(fā)展變化以及對人類建設(shè)的反向影響。例如通過對長江三峽地質(zhì)地貌的分析來研究長江水體在地質(zhì)歷史上的作用力與作用形式，明確了長江水體的運動特點和作用力以及作用形式然后指導(dǎo)三峽工程建設(shè)，而三峽工程建設(shè)又是一種人為擾動，產(chǎn)生新的地質(zhì)地貌現(xiàn)象，擾動后的長江三峽綜合體又以新的作用方式展現(xiàn)自我并以新的姿態(tài)作用于人類工程。地貌現(xiàn)象永遠是當下的一種適應(yīng)和調(diào)整，是對歷史結(jié)果的修正與改變，也是面向未來的征兆與預(yù)示。

6.2　陸地水系統(tǒng)

陸地水與我們的生存和工程建設(shè)最為密切，也方便我們研究與分析，它流淌與環(huán)繞在我們周圍，已有的知識使我們對它有高度概括的了解。應(yīng)該明白陸地水不是封閉的系統(tǒng)，但是有相對封閉的因子，封閉性以利我們縮小觀察范圍，而開放性自然是幫助我們建立聯(lián)系。認識觀察的角度不同，將會有不同的概念，我們就以傳統(tǒng)的流域、水系概念系統(tǒng)來展開我們的學習。

6.2.1　流域

流域就是水流動的區(qū)域，也有說是河水流經(jīng)的區(qū)域。強調(diào)了河水，即否定了沒有河水的區(qū)域，強調(diào)了區(qū)域、地域，也可能淡化了流水以及流動性。

陸地上一切區(qū)域皆可能流水，皆可能形成水流，皆可能形成我們俗稱的河流，那一切區(qū)域都可能稱之為流域。今天這個區(qū)域無水、少水，不能說以前也是，也不等于未來也是，我們有了這樣的認識，就會尋找以前的歷史，也會對未來推測預(yù)判。

6.2.2　分水嶺

分水嶺是指相鄰兩個流域之間的山嶺或高地(圖6－3)。在分水嶺地區(qū)，由大氣降水形成的地表徑流，分別流入山嶺或高地兩側(cè)的河流。其實每一個微地形都在分水，而分水嶺是一種極限和分區(qū)標志。

圖6－3　流域分水嶺和干支流

由于分水嶺兩側(cè)的坡度常常是不對稱的，因而直接影響著兩側(cè)河流向源侵蝕的速度。向源侵蝕速度快的一側(cè)，河流源頭便較快地向分水嶺伸展，使分水嶺不斷降低，并向坡度較緩的一側(cè)移動，最終切穿分水嶺。于是河床高程較低而侵蝕能力強的河流把另一側(cè)河床高程較高而侵蝕能力弱的河流上游河段搶奪過來，使原來流入其他流域的部分河流改為流入切過分水嶺的河流，造成搶水，又稱河流襲奪(圖6－4)。若分水嶺兩側(cè)坡度比較一致，兩側(cè)河流向源侵蝕的速度也大體相同，則不會發(fā)生搶水，只是均勻地降低分水嶺高度。所以，以分水嶺這樣相對確定和堅固的自然分區(qū)也是可變的，大的地質(zhì)構(gòu)造更是會徹底改變河流及流域系統(tǒng)。

圖6－4　溯源(向源)侵蝕、河流襲奪及對流域改變

6.2.3　水系

在某一流域范圍內(nèi)，主干河流源遠流長，擁有眾多大小不同的各級支流，形成復(fù)雜的脈絡(luò)相通的同一系統(tǒng)，總稱為水系。水系中干流與各級支流的組合形式，稱為水系模式。它是各種內(nèi)、外地質(zhì)營力作用的產(chǎn)物，受流域內(nèi)原始地形坡度、巖石性質(zhì)、地質(zhì)構(gòu)造、新構(gòu)造運動和自然環(huán)境其他因素的控制，在平面上表現(xiàn)為有規(guī)律的排列組合。通過對水系模式的分析研究，可以推測流域內(nèi)地質(zhì)構(gòu)造和地殼新構(gòu)造運動的大致情況。也有助于對流域水文動態(tài)的分析預(yù)測。發(fā)現(xiàn)水系模式也是一切數(shù)理建模的基礎(chǔ)。常見的有下列幾種以幾何狀態(tài)命名的水系模式(圖6－5)。

圖6－5　水系類型

(1)樹枝狀水系。樹枝狀水系是指支流較多而不規(guī)則，支流與主流及支流與支流之間均以銳角相交，排列形式似樹枝狀的水系模式。主要發(fā)育在地質(zhì)構(gòu)造簡單、巖性均一、地勢平緩的地區(qū)。

(2)格狀水系。格狀水系是指支流與主流及支流與支流之間均以直角或近似直角相交，排列形式似方格狀的水系模式。

(3)平行狀水系。平行狀水系是指各支流相互平行或大致平行排列，形成平行嶺谷地貌的水系模式。常發(fā)育于受較大的地質(zhì)構(gòu)造控制的平行嶺谷地區(qū)和平緩的單斜巖層或傾斜式構(gòu)造上升的地區(qū)。例如，我國橫斷山脈中的水系是典型的平行狀水系。

(4)輻合水系。輻合水系是指發(fā)育在盆地中或構(gòu)造沉陷地區(qū)的河流，形成由四周山嶺向盆地或構(gòu)造沉陷區(qū)中心匯集的水系模式。例如我國塔里木盆地、四川盆地等地區(qū)的水系為輻合水系。

(5)放射狀和環(huán)狀水系。放射狀和環(huán)狀水系是指發(fā)育在穹窿構(gòu)造或火山錐上的河流，形成順坡向四周呈放射狀外流的水系模式。如果穹窿構(gòu)造的地層巖性軟硬相間，河流侵蝕破壞穹窿山，其支流沿出露的軟巖走向發(fā)育，注入環(huán)形主流，放射狀水系即轉(zhuǎn)化為環(huán)狀水系。

(6)羽毛狀水系。羽毛狀水系是指支流短小而密集，與主流呈直角相交的水系模式。它多發(fā)育在斷陷谷中或斷層崖的一側(cè)，或是線狀褶皺地區(qū)。例如流經(jīng)甘肅、陜西的渭河及其支流是較典型的羽毛狀水系。

(7)網(wǎng)狀水系。是指河道縱橫交錯、無規(guī)律可循、呈網(wǎng)狀分布的水系模式。大多發(fā)育在沿海平原或河口三角洲地區(qū)。

一般情況下，人們是以具體的河流來區(qū)分水系，如長江水系，黃河水系等。黃河水系就是黃河干流、支流和流域內(nèi)的湖泊、沼澤或地下暗河彼此連接組成的龐大系統(tǒng)。黃河發(fā)源于青海省巴顏喀拉山北麓，流經(jīng)青海省、四川省、甘肅省、寧夏回族自治區(qū)、內(nèi)蒙古自治區(qū)、陜西省、山西省、河南省和山東省9省區(qū)，于山東省墾利縣注入渤海。全長5464km，流域面積75.2萬km2。這樣的水系概念是屬于區(qū)域性和實體性的。每一個大的水系里面一定有許多的幾何水系模式，如黃河水系里就有部分支流屬于樹枝狀水系、羽毛狀水系等。

6.3　地表流水地質(zhì)作用及流水地貌

地表流水來源主要有雨水、冰雪融水、泉水等。地表流水流動方式分為坡流、溝道洪流等暫時性流水和河流這樣的永久性流水(河流、湖泊、沼澤、塘庫等)。

雨雪在降落到地表的時候已經(jīng)開始了它的地質(zhì)作用，擊打沖蝕地面，下滲和地面產(chǎn)流，然后依據(jù)地形變化和其他影響因素流動，不斷在動能勢能之間轉(zhuǎn)換，也不斷對外產(chǎn)生作用，動能的大小跟流水的流量、流速相關(guān)，流量、流速越大，流水的動能越大，對地表的改造速度就越大，相應(yīng)的表達就是流水的地質(zhì)作用也越強。

地面流水分為層流、紊流、環(huán)流三種基本流態(tài)。層流——水質(zhì)點呈平行層狀，不互相混合，流動的層與層之間界線不交錯。紊流——水質(zhì)點呈不規(guī)則運動，并且相互干擾，在水層與水層之間產(chǎn)生大小不一的漩渦現(xiàn)象。河水運動的基本方式是紊流。環(huán)流——水質(zhì)點作螺旋形運動，它在過水橫斷面上的投影為環(huán)狀，普遍存在于河灣處，是由流水的慣性離心力作用產(chǎn)生的，它是造成河流凹岸侵蝕，凸岸堆積的主要原因。

現(xiàn)代地貌(高山峽古、廣闊平原)主要是由流水地質(zhì)作用形成的，地面流水是分布最廣泛的地質(zhì)外營力，是塑造大地面貌的雕塑家。地面流水地質(zhì)作用分為侵蝕作用、搬運作用、沉積作用。

6.3.1　暫時性流水

6.3.1.1　片流

降水或冰雪融化后一部分滲入地下，或積于局部地表，其余的順斜坡流動的面狀水流稱為片流，一般的片流屬暫時性水流。我們觀察大雨中的平滑圓弧雨棚頂部，就是這樣的現(xiàn)象。它是薄層狀、網(wǎng)狀細流。片流作用強度與降水大小、斜坡坡度、入滲、坡面植被等有關(guān)。

片流對坡面產(chǎn)生剝皮式的破壞作用，叫片流的洗刷作用，結(jié)果使高處被削低。

如果斜坡巖性軟弱(例如黃土、粘土等)、植被稀少、片流強度大，則坡面洗刷作用強，水土流失就嚴重，反之亦然。

片流攜帶的松散物質(zhì)會在平緩低地或坡麓(坡腳)地帶堆積下來，形成的松散堆積物，稱為坡積物。坡積物的特點:①成分為巖屑、礦屑、沙礫或礦質(zhì)黏土，與坡上基巖密切相關(guān)。②碎屑顆粒大小混雜，分選性差，層理不明顯(圖6－6)。

圖6－6　斜坡上的作用分帶(A弱洗刷帶，B強洗刷帶，C、D堆積帶)

圍繞坡麓分布的一系列坡積物貌似衣裙，稱為坡積裙。坡積裙經(jīng)過很長的累積可厚達十多米。坡積物與洪積物有明顯區(qū)別。溝坡的坡積物往往會被大的洪水沖刷帶走(圖6－7)。

圖6－7　坡積裙、溝道坡積物

6.3.1.2　洪流

片流會聚到溝谷，形成沿溝谷流動的暫時性水流稱為洪流。洪流常常挾帶著大量泥沙和石塊，猶如咆哮的巨龍，呼嘯而下，不可阻擋，加深和拓寬溝谷，迅速改變沿途地形地貌，并帶來巨大災(zāi)難。挾帶著泥沙和石塊的洪流又稱為泥(石)流。

洪流的沖刷作用將坡面凹地沖刷成兩壁陡峭的溝谷。多次沖刷兩側(cè)形成許多小沖溝，共同構(gòu)成了沖溝系統(tǒng)。當沖溝下切到地下水面時，便形成了小溪。

洪流流出山地進入平原時，豁然開朗，流速降低，水流分散，所挾帶的大量物質(zhì)堆積于山前，形成扇形(半錐形)分布的洪積物，地貌上稱為洪積扇。

洪積物的特點:①溝口附近堆積多，厚度大，顆粒粗大，越向外堆積越少越薄，顆粒細小，具明顯的分帶性。②磨圓度差，分選性較差，可見斜層理和交錯層理。③堆積的地形是錐狀時，稱為洪積錐(沖積錐)，呈扇形時稱為洪積扇(圖6－8)。

洪積扇的規(guī)模從幾平方公里到上百平方公里不等(圖6－9)。

從洪積扇(錐)頂?shù)竭吘?，分為扇?錐頂)、扇中(扇形)和扇緣(滯水)三個帶，沉積粒度由粗變細。扇緣因粒度最細，構(gòu)成隔水層，使上游下滲的地下水富集，甚至溢出地表形成泉水，成為居民點集中的地方。

6.3.1.3　溝谷地貌

在流水作用下，溝谷呈現(xiàn)豐富的狀態(tài)、形象。按溝谷的發(fā)育程度溝谷可分為以下幾類:

圖6－8　分析洪積物、汶川銀杏鄉(xiāng)遭泥石流現(xiàn)場

圖6－9　洪積扇和洪積群

(1)紋溝:由細小的網(wǎng)狀流水侵蝕而成，流路經(jīng)常變化，沒有明顯的溝緣，其縱剖面與坡面的坡度一致。

(2)細溝:是由坡地上的細股水流侵蝕而成，寬度與深度相等或略大于深度，有固定的位置，縱剖面的坡度與坡地坡度基本一致，沒有明顯的溝緣。

(3)切溝:是由侵蝕(下蝕)能力較強的有一定水量的水流侵蝕而成。溝谷的深度明顯，縱剖面的坡度與坡地的坡度有顯著差別，橫剖面上有明顯的溝沿，呈“V”字型。

(4)沖溝:下切到達一定基準面，側(cè)蝕變強，呈現(xiàn)一種相對穩(wěn)定的狀態(tài)，主要以搬運溝道物質(zhì)和洪水物質(zhì)為主，深度較大，長度多在數(shù)千米至數(shù)十千米，其縱剖面的坡度與坡地的坡度不一致，多呈下凹形態(tài)。深度有時大于寬度，橫剖面呈“U”型。

(5)坳溝:是沖溝發(fā)展到一定程度以后，溯源侵蝕和下切侵蝕能力降低的產(chǎn)物。其縱剖面的坡度比較平緩，溝床上有沉積物覆蓋。溝坡也相當平緩，溝沿再次變得不甚明顯。也可以說是溝道發(fā)育的老年期，接受沉積多于搬運。

圖6－10　紋溝、切溝、沖溝

上述溝谷類型在演化上具有方向性(圖6－10)，但是由于地質(zhì)、氣候、坡度、植被等條件的影響，有些地段可能總是處于某一類型時期，有些也可以循環(huán)出現(xiàn)以前的發(fā)育階段。溝谷是工程建設(shè)最常遇見的復(fù)雜地形，一般溝谷沒有河谷那么危險，但是也是充滿變性，缺乏對溝谷研究和對溝谷問題的重視，將會發(fā)生更多和更頻繁的地質(zhì)問題和工程問題。

6.3.2　長流水——河流

6.3.2.1　河流概述

河流:經(jīng)常流水或常年流水的河谷。相應(yīng)的還有時令性的河流，是介于長流水與暫時性流水的過渡概念。

河流所流經(jīng)的槽狀地形稱為河谷。從河流橫斷面看河谷是由谷底和谷坡兩大部分組成的。谷底包括河床及河漫灘。河床是指平水期水占據(jù)的谷底，或稱河槽;河漫灘是河床兩側(cè)洪水時才能淹沒的谷底部分，而枯水時則露出水面。谷坡是河谷兩側(cè)的岸坡。谷坡上部常年洪水不能淹沒并具有陡坎的沿河平臺叫階地，但并不是所有的河段都有。谷肩(谷緣)是谷坡上部的轉(zhuǎn)折處。谷麓(谷腳、坡麓)是谷坡與谷底之間的轉(zhuǎn)折處(圖6－11)。

由于不同的地質(zhì)作用，河谷橫斷面還呈現(xiàn)對稱和不對稱，峽谷和寬谷等。

圖6－11　河谷橫斷面要素圖、不同類型的河谷橫斷面

從河流縱斷面看，河流一段分為河源，上、中、下游，河口。例如長江發(fā)源于“世界屋脊”——青藏高原的唐古拉山脈各拉丹冬峰西南側(cè)。長江干流宜昌以上為上游，長4504km，流域面積100萬km2(其中直門達至宜賓稱金沙江，長3464km)。宜賓至宜昌河段習稱川江，長1040km。宜昌至湖口為中游，長955km，流域面積68萬km2。湖口以下為下游，長938km，流域面積12km2。于崇明島以東注入東海(圖6－12)。

圖6－12　長江縱剖面圖

從河流縱向看，河段還分為順直型、順直微彎型、蜿蜒型、分汊型、游蕩型等。

陸地上的任何一條河流，都經(jīng)歷了很長時期的發(fā)展演變。大體可分為幼年期、壯年期和老年期三個階段。在不同的發(fā)展階段中，具有不同的地貌特征。

(1)幼年期河流的地貌特征。在河流發(fā)育的早期階段，由于地殼的迅速上升，河流深切侵蝕作用劇烈，大多形成狹窄的“V”形河谷。谷坡陡峭，河流縱剖面陡而傾斜，起伏不勻，谷底幾乎全被河床所占據(jù)。

(2)壯年期河流的地貌特征。河流進入壯年期階段后，水流均勻而平靜，基本上無急流瀑布，河流縱剖面上的明顯起伏也已消失。隨著河流側(cè)蝕作用的加強，河谷逐漸拓寬，谷坡平緩，山脊渾圓，地勢起伏緩和，由原來的坡峰深谷演變?yōu)榈颓饘捁取?/p>

(3)老年期河流的地貌特征。河流發(fā)展到老年階段后，地質(zhì)作用以側(cè)向侵蝕和堆積作用為主，下蝕作用已很微弱，河水流速緩慢，堆積作用旺盛，形成寬廣的河漫灘，使河床深度逐漸淤淺，灘上湖泊、沼澤密布，汊河發(fā)育，河流在自身的堆積物上迂回擺動，形成河曲，游蕩，甚至無主流。

6.3.2.2　河流地質(zhì)作用

河流流水的地質(zhì)作用是指流水所具有的能量對地球巖土物質(zhì)等的作用，能量一般分動能和勢能，在河流里，水的動能勢能同時存在，不斷轉(zhuǎn)換，不斷消耗，在此過程中，改變了水體本身和相對的河岸河床等物質(zhì)。具體說就是河水流動時，對河床進行沖刷破壞，并將所侵蝕的物質(zhì)帶到適當?shù)牡胤匠练e下來的過程，稱為河流地質(zhì)作用。河流地質(zhì)作用可分為侵蝕作用、搬運作用和沉積作用。河流的侵蝕作用、搬運作用和沉積作用在整條河流上同時進行，相互影響。在河流的不同段落上，三種作用進行的強度并不相同，常以某一種作用為主。

(1)侵蝕作用。

河水及其所攜帶的碎屑物質(zhì)，在河水流動過程中，不斷沖刷破壞河谷、加深河床的作用，稱為河流的侵蝕作用(圖6－13)。河流侵蝕作用的方式，包括機械侵蝕和化學溶蝕兩種。前者是河流侵蝕作用的主要方式，后者只在可溶巖類地區(qū)的河流才表現(xiàn)得比較明顯。按照河流侵蝕作用的方向，分垂直侵蝕、側(cè)方侵蝕和向源侵蝕三種。

圖6－13　侵蝕作用示意圖、渦流作用形成的凹坑

①垂直侵蝕作用。河流在垂直方向上對河底的沖刷作用，稱為底蝕作用，又稱為下蝕作用。常形成峽谷、急流、瀑布，一般在河流的上游，河底縱坡降大，水流速度快，底蝕作用表現(xiàn)得最為強烈。加上巖石性質(zhì)構(gòu)造條件的影響，常形成峽谷，急流和瀑布。

河流能不能無止境的下蝕呢?

河流的下蝕作用并非無止境的，下蝕作用的極限平面稱為侵蝕基準面，如海平面(終極)。湖面、支流注入主流的河面高度也是基準面(局部)。人工工程諸如水庫、堤壩也成為所控水域的基準面(局部)(圖6－14)。

下蝕作用可使跨河建筑物(橋墩)的地基以及沿河建筑物如公路、引水渠等的基礎(chǔ)破壞，應(yīng)將這些建筑物基礎(chǔ)砌置深度大于下蝕作用的深度，并對基礎(chǔ)采取保護措施。

圖6－14　基準面

河流在其形成的初期，多急流與瀑布，河流縱剖面不平滑。由于下蝕和溯源侵蝕作用，河床上的突起被削去，凹坑被填平，急流和瀑布消失，河流縱剖面逐漸演變成為平滑的曲線，稱為平衡剖面。均夷化是河流發(fā)展的總趨向。也是導(dǎo)致地表最終夷平的原因。但是，由于自然地理條件與地殼運動的變化，河流的流速、流量、河床形狀及坡度等都在不斷改變，平衡狀態(tài)常被打破。水壩的建立，能破壞河流在演化中建立起來的自然平衡狀態(tài)。

②側(cè)方侵蝕作用。河流流動的過程中，由于河床的巖性、微地形及地質(zhì)構(gòu)造的影響，河流不可能是平直的，會發(fā)生彎曲。在河曲范圍內(nèi)的水流方向和流速有別于河床平直地段范圍內(nèi)的水流方向和流速。在河曲地段范圍內(nèi)河流的水流成橫向環(huán)流。產(chǎn)生橫向環(huán)流的原因主要是與河流彎曲處水流的離心力和地球自轉(zhuǎn)所產(chǎn)生的慣性力(科里奧利力)有關(guān)。

河流中最大流速是在水面下水深的3/10處，最大流速各點的流線叫主流線。在平面上它的位置與河床最深處的延伸方向是一致的。主流線上的動能最大。在彎曲的河道中主流線交錯地偏向河流的左岸或右岸，于是對稱的橫向環(huán)流遭到破壞，而形成不對稱的主流線偏向凹岸的單向橫向環(huán)流。橫向環(huán)流引起凹岸的側(cè)向侵蝕沖刷，岸坡的下部被掏空，上部失穩(wěn)而垮落，致使河流不斷向凹岸及下游推移。側(cè)蝕作用的產(chǎn)物，隨同橫向環(huán)流的底流，不斷地在凸岸或下游適當?shù)攸c堆積下來。

河流在水平方向沖蝕河岸，使岸坡不斷坍塌后退，河床左右擺動，從而加寬河谷的作用，稱為側(cè)蝕作用或旁蝕作用。

河床在寬闊的谷底中猶如長蛇爬行般的迂回曲折、左右擺動。這種極度彎曲的河床，稱為蛇曲。蛇曲進一步發(fā)展，使同側(cè)相鄰的兩個河彎的凹岸逐漸靠攏，當洪水切開兩個相鄰河彎的狹窄地段時，河水便從上游河彎直接流入下游相鄰的河彎，形成河流的自然裁彎取直。中間被廢棄的彎曲河道，逐漸淤塞斷流，變?yōu)楹?，叫做牛軛湖?！叭旰訓(xùn)|三十年河西”就是因為河流的側(cè)向侵蝕、裁彎取直、河流改道等原因造成的(圖6－15、6－16)。

為了保護河岸不被掏蝕破壞的防護措施可分兩類:①直接防護邊岸不受沖蝕作用的措施如拋石、鋪砌、混凝土塊堆砌、混凝土板、護岸擋墻、岸坡綠化等。②調(diào)節(jié)徑流以改變水流方向、流速和流量的措施。如為改變河水流向，則可興建各類導(dǎo)流工程如丁壩、橫墻等。

圖6－15　河曲及牛軛湖示意圖

Ⅰ－原始河道;Ⅱ－雛形彎曲河道;Ⅲ－蛇曲河道;Ⅳ－截彎取直后的河道及牛軛湖;1、2、3－河道演變過程

圖6－16　河流侵蝕制造的多樣景觀

③向源侵蝕作用。又稱溯源侵蝕作用，是指由于河流下切的侵蝕作用而引起的河流源頭向河間分水嶺不斷擴展伸長的現(xiàn)象。向源侵蝕的結(jié)果是使河流加長，擴大河流的流域面積、改造河間分水嶺的地形和發(fā)生河流襲奪。當兩條河流向同一分水嶺溯源侵蝕時，有可能發(fā)生河流甲溯源侵蝕進入河流乙的河谷內(nèi)，因甲河床比乙河床低，于是河流甲把河流乙的水奪走，這種現(xiàn)象稱河流的襲奪。河流乙叫斷頭河，河流甲叫襲奪河。

(2)搬運作用。

河流的搬運作用是指河流將自身侵蝕河床的產(chǎn)物，以及上游各種暫時性水流帶入的泥砂和其他外力作用送入河流中的物質(zhì)轉(zhuǎn)移到其他地方的過程。河流的侵蝕和堆積作用，在一定意義上都是通過搬運過程來進行的。河水搬運能量的大小，決定于河水的流量和流速，在一定的流量條件下，流速是影響搬運能量的主要因素。

河流搬運的方式可分為物理搬運和化學搬運兩大類。

①物理搬運:指河流對碎屑物質(zhì)的搬運，又稱為機械搬運。根據(jù)流速、流量和被搬運碎屑物質(zhì)的不同，可分為懸浮式、跳躍式和滾動式三種方式。懸浮式搬運是指顆粒細小的砂和粘性土懸浮于水中或水面，順流而下。跳躍式搬運的物質(zhì)一般為塊石、卵石和粗砂，它們有時被急流、渦流卷入水中向前搬運，有時則被緩流推著沿河底滾動。滾動式搬運的主要是巨大的塊石、礫石，它們只能在水流強烈沖擊下，沿河床底部緩慢向下游滾動。

物理搬運是河流最主要的搬運方式，其搬運能力的大小和碎屑顆粒大小、水動力強弱有關(guān)。流速、流量增加，物理搬運量也增加，搬運的碎屑顆粒粒徑也增大。按埃里定律，搬運物質(zhì)重量與流速的六次方成正比，即流速增加一倍，搬運能力增加64倍。河流的物理搬運量是非常巨大的，據(jù)測算，全世界河流每年輸入海洋的泥沙量約200億t，我國黃河每年輸入渤海的泥沙量約18億t，長江每年也有約5億t的泥沙輸入黃海。

河流在搬運過程中，把原來顆粒大小不同、輕重混雜的碎屑物質(zhì)按比重和粒徑的不同分別集中在一起，這就是河流的分選作用。此外，被搬運物質(zhì)與河床之間、被搬運物質(zhì)互相之間，都不斷發(fā)生摩擦、碰撞，使其逐漸變圓、變細，稱為河流的磨蝕作用。良好的分選性和磨圓度是河流沉積物區(qū)別于其他成因沉積物的重要特征。

河流中游一般主要作用是搬運，河谷也往往可能呈現(xiàn)“U”型，如長江三峽一帶，雖然依然在進行侵蝕作用，但是它必須把來自中上游的侵蝕物搬離，否則，水流就不能順暢宣泄。

②化學搬運:指河流對可溶解的鹽類或膠體物質(zhì)的搬運。其搬運能力的大小取決于河流流量及河水的化學性質(zhì)，與流速關(guān)系較小。一般情況下，流動河水的溶解量遠遠沒有飽和，因此，不管流速發(fā)生多大的變化，也難使可溶性物質(zhì)發(fā)生沉淀現(xiàn)象，多被搬運到湖、海盆地中，當條件適當時在湖、海盆地中產(chǎn)生沉積。

(3)沉積作用。

河水在搬運過程中，由于流速和流量的減小，搬運能力也隨之降低，而使河水在搬運中的一部分碎屑物質(zhì)從水中沉積下來的過程，稱為河流的沉積作用。由此形成的堆積物，稱為河流的沖積物(層)。

由于河流在不同地段流速降低的情況不同，各處形成的沉積層就具有不同特點。

在山區(qū)，河流底坡陡、流速大，沉積作用較弱，河床中沖積層多為巨礫、卵石和粗砂。

當河流由山區(qū)進入平原時，流速驟然降低，大量物質(zhì)沉積下來，形成沖積扇。沖積扇的形狀和特征與前述暫時性流水洪積扇相似，但河流沖積扇規(guī)模較大，沖積層的分選性及磨圓度更高。河流沖積扇常分布在大山的山麓地帶。沖積扇往往靠河流洪水得以強化。

沖積物及其特點:①具有良好的分選性(粗大的先沉積，細小的后沉積)。②具有較好的磨圓度。③成層性較好。④常具有韻律性二元結(jié)構(gòu)(圖6－17):下部為河床沉積(粗碎屬)，上部為河漫灘沉積(泥質(zhì)和粉沙)，在坡面上有規(guī)律的交替出現(xiàn)。⑤常具有波痕，沙丘和交錯層理等構(gòu)造。通過沉積物也可以判讀古河流流向(圖6－18)。

圖6－17　河流相二元結(jié)構(gòu)

圖6－18　通過沉積物判讀河流流向

沉積的主要類型:①心灘(江心洲)是河水從窄束段流入開闊段時，流速減小，致使較粗部分在河底中部淤積，逐漸形成心灘。②邊灘是單向環(huán)流將凹岸掏蝕的物質(zhì)帶到凸岸形成的小規(guī)模沉積灘，僅在洪水期被淹沒。③河漫灘是邊灘變寬，加高且面積擴大的產(chǎn)物。在丘陵和平原區(qū)，其寬度在數(shù)米到數(shù)十公里以上，并普遍發(fā)育有河流沖積物二元結(jié)構(gòu)。在大河的中下游地區(qū)，由于河底長期往復(fù)擺動河漫灘不斷發(fā)展擴大并連在一起。從而形成廣闊的沖積平原，如長江中下游平原。④三角洲(河口沉積)形成于河流入海的河口處，流速幾乎降到零，河流攜帶的泥砂絕大部分都要沉積下來。若河流沉積下來的泥沙量被海流卷走，或河口處地殼下降的速度超過河流泥沙量的沉積速度，則這些沉積物不能保留在河口或不能露出水面，這種河口則形成港灣。更多的情況是大河河口都能逐漸積累沖積層，它們在水面以下呈扇形分布，扇頂位于河口，扇緣則伸入海中，沖積層露出水面的部分形如一個其頂角指向河口的倒三角形，故稱河口沖積層為三角洲。

6.3.2.3　河流階地

河流階地作為河流地質(zhì)作用獨特產(chǎn)物，對研究河流發(fā)展演變有很重要的意義，同時，也是水利工程行業(yè)的關(guān)注點，水利工程包括許多道路工程都是依托階地搞建設(shè)。

(1)階地成因。

河流階地是在構(gòu)造運動與河流的侵蝕、堆積作用的綜合作用下形成的。

新構(gòu)造運動影響是最常見原因。地殼上升，原河谷相應(yīng)抬升，河流比降增大，河流發(fā)生強烈下切，原先谷底被河流切開，相對抬升的原谷底成為階地。洪水不再能夠淹沒。

地殼上升是間歇性的，穩(wěn)定時期，中游段河流以旁蝕和堆積為主，上升時則以下蝕為主，這樣就形成多級階地(圖6－19)。同樣，海面下降，引起河流下切、溯源侵蝕，也能形成階地;相反，地殼下降或海面上升，則形成堆積平原，并埋藏原先的河谷或階地，稱為埋藏河谷和埋藏階地。

圖6－19　河流的多級階地

氣候變化也有影響。氣候變遷主要反映在河流水量與含沙量變化，從而影響河流侵蝕與堆積過程。氣候干旱，河流水量減少、搬運能力就減弱，植被減少、物理風化增強，易于沖刷，從而增加河流流域來沙量，使河流產(chǎn)生大量堆積。氣候濕潤，河流水量增大，流域內(nèi)植物繁茂，含沙量降低，河流下蝕，形成階地。干冷冰期，海面下降，河流下游的侵蝕也能形成階地。這種由于氣候變遷形成的階地，稱為氣候階地。

(2)階地的類型。

一般在工程實踐中都是根據(jù)成因和階地組成物質(zhì)的不同，把階地分為侵蝕階地、基座階地和堆積階地三種類型(圖6－20)。

圖6－20　河谷要素及階地示意圖

①侵蝕階地。

主要是由河流的侵蝕作用形成的(由于地殼急劇上升、河流下蝕很快而成的)，多由基巖組成，又叫基巖階地。階地的階面和階坡由基巖構(gòu)成，階面保存有不厚的沖積層或殘余沖積礫石。其工程性質(zhì)為階地面較狹窄，但強度高，穩(wěn)定性較好。

②基座階地。

在地殼相對穩(wěn)定、下降和再度上升的過程中形成的，是侵蝕階地和堆積階地的過渡類型。階面和階坡上部為沖積物，階坡下半部露出基座。基座可以是基巖也可以是比沖積層老的松散堆積物。其工程性質(zhì)為由基巖和沖積層兩部分組成，但基巖上部沖積物覆蓋厚度一般較小，整個階地主要由基巖組成，承載力較高。

③堆積階地。

如果河流下切尚未切穿原來的基巖谷底，此時形成的階地往往全部由松散沖積層構(gòu)成，稱為堆積階地。由河流的沖積物組成，又稱沖積階地或沉積階地。河流側(cè)向侵蝕拓寬河谷后，由于地殼下降，有大量的沉積物發(fā)生堆積;地殼上升后，河流在堆積物中下切，形成堆積階地。

埋藏階地也是堆積階地的一種類型，是原有階地由于新構(gòu)造運動沉降等原因而被新的堆積物所掩埋的結(jié)果，埋藏階地在地表并無表現(xiàn)，其階地結(jié)構(gòu)可分為兩種，一種是上疊階地，其河流下切深度逐漸減小，側(cè)蝕作用逐漸減弱而形成的。另一種是內(nèi)疊階地，其河流下切的深度超過堆積物的厚度直達基巖而形成的。

6.3.3　地表積水——湖泊、沼澤

地表水是陸地生態(tài)系統(tǒng)的生命線，大量的陸地水存貯于湖泊沼澤水庫池塘之中，這些相對靜止的地表水體提供豐富的生態(tài)需求，同時這些水體也有獨特的地質(zhì)作用。

6.3.3.1　湖泊

陸地上洼地積水形成的、水域比較寬廣、換流緩慢的水體叫湖泊。湖泊是地質(zhì)構(gòu)造運動、冰川作用、河流沖淤的產(chǎn)物。湖泊因其換流異常緩慢而不同于河流，又因與大洋不發(fā)生直接聯(lián)系而不同于海。在流域自然地理條件影響下，湖泊的湖盆、湖水和水中物質(zhì)相互作用，相互制約，使湖泊不斷演變。

湖泊主要通過入湖河川徑流、湖面降水和地下水而獲得水量。湖泊分不流通湖(無地表或地下出口)和流通湖(有地表或地下出口)兩種。

引起湖水運動的力主要有風力、水力梯度及造成水平或垂直密度梯度引起的力。

湖泊沉積物主要是由碎屑物質(zhì)(黏土、淤泥和砂粒)、有機物碎屑、化學沉淀或是這些物質(zhì)的混合物所組成。每一種沉積物的相對數(shù)量取決于流域的自然條件、氣候以及湖泊的相對年齡。湖泊中主要的化學沉積物有鈣、鈉、碳酸鎂、白云石、石膏、石鹽以及硫酸鹽類。含有高濃度硫酸鈉的湖泊稱為苦湖，含有碳酸鈉的湖泊稱為堿湖。

湖泊的地質(zhì)作用與海洋的相似，不過規(guī)模要小得多，尤其是淺水的湖泊，剝蝕和搬運作用都很微弱，相對來說，主要是沉積作用。湖泊沉積物主要來源于河流、岸邊侵蝕以及生物堆積。湖泊沉積一般厚度較大而且穩(wěn)定，層序較清楚，具有完整、大型的水平層理，層位較全而連續(xù)，常可作為地層的標準剖面。

(1)淡水湖沉積。

①機械沉積。淡水湖機械沉積物來源包括湖岸的剝蝕產(chǎn)物和河流攜帶的泥沙。在湖濱地帶和淺水區(qū)，河水入湖后水流速度陡降使泥沙沉積下來，粗大的沙礫多堆積在湖口，形成三角洲。三角洲相沉積中有明顯的斜層理，層理向湖心逐漸變緩。三角洲不斷向湖心伸展擴大，致使湖泊淤實終成湖成平原。

在湖泊中心部位的深水區(qū)，水動力較弱，沉積物以粘土和亞粘土為主，含有碳酸鹽和有機質(zhì)。

湖泊沉積物在水平方向上可以分為四個帶，從湖心到湖岸分別為:軟泥帶，由亞粘土和粘土組成;沙質(zhì)軟泥內(nèi)帶，由細沙和粉沙組成，碳酸鹽含量很高;沙帶;湖濱外帶，由礫石組成。

②化學沉積?；瘜W沉積作用主要發(fā)生在湖心地區(qū)和深水區(qū)，它是通過湖水的各種化學作用和膠體的凝聚使各種鹽類、粘土礦物沉積而形成軟泥的過程。

③生物沉積。在湖泊周圍的淺水地段生長著各種植物。湖泊中的這些動植物死亡后的殘體與泥沙一起沉淀，導(dǎo)致沉積物中有機質(zhì)含量大增，形成灰色、灰黑色的有機質(zhì)淤泥或泥炭層。這些泥炭經(jīng)過變質(zhì)作用可以形成煤礦。

(2)鹽湖沉積。

鹽湖的機械沉積與淡水湖相同，所不同的只是在沉積物中經(jīng)常含有可溶性鹽類。

(3)湖泊按成因分類。

構(gòu)造湖:構(gòu)造盆地上經(jīng)儲水而形成的湖泊。其特點是湖形狹長、水深而清澈，如云南高原上的滇池、洱海和撫仙湖;青海湖、新疆喀納斯湖等。(再如著名的東非大裂谷沿線的馬拉維湖、坦噶尼喀湖、維多利亞湖)構(gòu)造湖一般具有十分鮮明的形態(tài)特征，即湖岸陡峭且沿構(gòu)造線發(fā)育，湖水一般都很深。同時，還經(jīng)常出現(xiàn)一串依構(gòu)造線排列的構(gòu)造湖群。

火山口湖:系火山噴火口休眠以后積水而成，其形狀是圓形或橢圓形，湖岸陡峭，湖水深不可測，如長白山天池深達373m，為我國第一深水湖泊。

堰塞湖:由火山噴出的巖漿、地震引起的山崩和冰川與泥石流引起的滑坡體等壅塞河床，截斷水流出口，其上部河段積水成湖，如五大連池、鏡泊湖等。

巖溶湖:是由碳酸鹽類地層經(jīng)流水的長期溶蝕而形成巖溶洼地、巖溶漏斗或落水洞等被堵塞，經(jīng)匯水而形成的湖泊，如貴州省威寧縣的草海。

冰川湖:是由冰川挖蝕形成的坑洼和冰磧物堵塞冰川槽谷積水而成的湖泊。如新疆阜康天池，又稱瑤池，5A級風景旅游區(qū)。還有北美五大湖、芬蘭、瑞典的許多湖泊等。

風成湖:沙漠中低于潛水面的丘間洼地，經(jīng)其四周沙丘滲流匯集而成的湖泊，如敦煌附近的月牙湖，四周被沙山環(huán)繞，水面酷似一彎新月，湖水清澈如翡翠。

河成湖:由于河流擺動和改道而形成的湖泊。它又可分為三類:一是由于河流擺動，其天然堤堵塞支流而潴水成湖。如鄱陽湖、洞庭湖、江漢湖群(云夢澤一帶)、太湖等。二是由于河流本身被外來泥沙壅塞，水流宣泄不暢，潴水成湖。如蘇魯邊境的南四湖等。三是河流截彎取直后廢棄的河段形成牛軛湖。如內(nèi)蒙古的烏梁素海。

海成湖:由于泥沙沉積使得部分海灣與海洋分割而成，通常稱作瀉湖，如里海、杭州西湖、寧波的東錢湖。約在數(shù)千年以前，西湖還是一片淺海海灣，以后由于海潮和錢塘江挾帶的泥沙不斷在灣口附近沉積，使灣內(nèi)海水與海洋完全分離，海水經(jīng)逐漸淡化才形成今日的西湖。

潟湖:是一種因為海灣被沙洲所封閉而演變成的湖泊，所以一般都在海邊。這些湖本來都是海灣，后來在海灣的出?？谔幱捎谀嗌吵练e，使出?？谛纬闪松持?，繼而將海灣與海洋分隔，因而成為湖泊。(“潟”這個字少見于現(xiàn)代漢語，是鹵咸地之意。由于很多人不懂得“潟”這個字，所以經(jīng)常都把它寫錯成為了“瀉湖”。)①具有防洪的功能:潟湖可宣泄區(qū)域排水，因而很少發(fā)生水災(zāi)。②保護海岸的功能:由于外有沙洲的阻擋可防止臺風風暴潮侵蝕沖刷海岸。③是天然的養(yǎng)殖場:潟湖是魚、蝦、貝和螃蟹的孕育場，也是鄰近漁民的天然養(yǎng)殖場。④由于潟湖外側(cè)往往有沙洲作為防波堤，其內(nèi)風平浪靜，因此有時可以改建為人工港。

著名的潟湖有七股潟湖、戈佐內(nèi)海、科勒潟湖。

(4)按湖水所含鹽度分:

淡水湖:湖水礦化度小于或等于1g/L;

微(半)咸水湖:湖水礦化度大于1g/L，小于35g/L;

咸水湖:湖水礦化度大于或等于1g/L，小于50g/1;

鹽湖或鹵水湖:湖水礦化度等于或大于50g/L;

干鹽湖:沒有湖表鹵水，而有湖表鹽類沉積的湖泊，湖表往往形成堅硬的鹽殼;

沙下湖:沙下湖是以全年內(nèi)均無表面鹵水為特征的一類鹽湖。在其鹽類沉積的頂部往往有或厚或薄的浮土和流沙覆蓋，全年均無地表徑流的補給。

(5)我國湖泊的退化。

中國著名的淡水湖有高郵湖、鄱陽湖、洞庭湖、太湖、洪澤湖、巢湖等。咸水湖有青海湖以及納木錯湖等(圖6－21)。

圖6－21　納木錯湖、長白山天池、洞庭湖

中國的湖泊按成因有河跡湖(如湖北境內(nèi)長江沿岸的湖泊)、海跡湖(即睸湖，如西湖)、溶蝕湖(如云貴高原區(qū)石灰?guī)r溶蝕所形成的湖泊)、冰蝕湖(如青藏高原區(qū)的一些湖泊)、構(gòu)造湖(如青海湖、鄱陽湖、洞庭湖、滇池等)、火山口湖(如長白山天池)、堰塞湖(如鏡泊湖)等。

湖泊是重要的國土資源，具有調(diào)節(jié)河川徑流、發(fā)展灌溉、提供工業(yè)和飲用的水源、繁衍水生生物、溝通航運，改善區(qū)域生態(tài)環(huán)境以及開發(fā)礦產(chǎn)等多種功能，在國民經(jīng)濟的發(fā)展中發(fā)揮著重要作用同時，湖泊及其流域是人類賴以生存的重要場所，湖泊本身對全球變化響應(yīng)敏感，在人與自然這一復(fù)雜的巨大系統(tǒng)中，湖泊是地球表層系統(tǒng)各圈層相互作用的聯(lián)結(jié)點，是陸地水圈的重要組成部分，與生物圈、大氣圈、巖石圈等關(guān)系密切，具有調(diào)節(jié)區(qū)域氣候、記錄區(qū)域環(huán)境變化、維持區(qū)域生態(tài)系統(tǒng)平衡和繁衍生物多樣性的特殊功能。

自20世紀50年代以來，我國湖泊在自然和人為活動雙重脅迫作用下，其功能發(fā)生了劇烈的變化，總體趨勢是湖泊在大面積的萎縮乃至消失，貯水量相應(yīng)驟減，湖泊水質(zhì)不斷惡化，湖泊生態(tài)系統(tǒng)嚴重退化，給區(qū)域經(jīng)濟和社會可持續(xù)發(fā)展帶來嚴重威脅(圖6－22)。

歷史上著名的羅布泊曾是一個浩瀚大湖，曾經(jīng)有數(shù)萬平方公里，后期數(shù)據(jù)有5200km2，1931年測得面積為1900km2，1962年航測仍有660.0km2。隨后塔里木河水庫修建，河岸兩邊人口激增，湖泊快速干涸。1972年的衛(wèi)片反映已完全干涸，成為廣袤的干鹽灘，寸草不生，人跡罕至。

圖6－22　羅布泊、萎縮的艾比湖和干旱下的洞庭湖

處于新疆北部的艾比湖在20世紀40年代，湖面面積為1200km2，貯水量30.0×108m3，到1950年湖泊面積尚有1070km2，到了20世紀80年代面積急劇縮小到500km2，平均水深2～3m，貯水量也相應(yīng)減少到7.0×108m3。進入上個世紀90年代以來，位于艾比湖旁的精河縣浮塵天氣平均達到112天，是60年代的9倍，每年降塵達289t/km2。

昔日的居延海沿岸素有居延綠洲之稱，是我國著名的駱駝之鄉(xiāng)，該湖在歷史上最盛時面積曾達2600km2，秦漢時期湖面仍保留有760km2。1958年，西居延海面積267.0km2，平均水深2.0m，蓄水量5.34×108m3;東居延海面積35.0km2，平均水深2.0m，蓄水量0.70×108m3，1961年秋，因河流斷流無水補給，西居延海干涸，湖床龜裂成鹽堿殼。東居延海也于1963年干涸;及至1982年因水源補給偶有改善，湖泊出現(xiàn)返春現(xiàn)象，水域面積恢復(fù)達到23.6km2，水深1.8m;此后，1984年、1988年、1992年和1994年，又相繼數(shù)度干涸，地下水位下降，導(dǎo)致居延綠洲沙化嚴重，同時，大片干涸的湖底沉積物成為沙塵暴的物質(zhì)來源。

塔里木河中游地區(qū)對水資源的過渡截流利用，使塔里木河和孔雀河下游斷流后，地下水位從1959年至1979年間下降了4～6m，胡楊林地的流沙增加了48.4%，胡楊林因無水澆灌而成片死亡。

在人煙稀少的青藏高原，湖泊也普遍萎縮，湖泊水位下降，湖水咸化。如在高原腹地無人區(qū)的可可西里，海拔4650m的茍仁錯1990年湖面積為23.5km2，平均水深在1.3m以上，到1998年夏該湖已全部干涸，其入湖河流已斷流，原來出露的泉水也已干枯。我國最大湖泊青海湖，其水位從1956年到1988年共下降了3.35m，湖面積減少了301.6km2，隨著水位下降，湖面萎縮，湖水礦化度也在增加。

由于地殼升降運動，氣候變遷和形成湖泊的其他因素的變化，湖泊會經(jīng)歷縮小和擴大的反復(fù)過程，不論湖泊的自然演變通過哪種方式，結(jié)果終將消亡，但一般是一個漫長的歷史過程。但是人類無序開發(fā)導(dǎo)致的自然湖泊加速消亡是生態(tài)災(zāi)難，直接的受害者是人類自己，人類不應(yīng)該用湖泊最終會消亡來掩飾自己的錯誤行為，而是應(yīng)該更加謹慎地維護和保護湖泊，為自己創(chuàng)造優(yōu)越的生存環(huán)境。

6.3.3.2　沼澤

湖泊一旦形成，就受到外部自然因素和內(nèi)部各種過程的持續(xù)作用而不斷演變。入湖河流攜帶的大量泥沙和生物殘骸年復(fù)一年在湖內(nèi)沉積，湖盆逐漸淤淺，變成陸地，或隨著沿岸帶水生植物的發(fā)展，逐漸變成沼澤。沼澤是指地表過濕或有薄層常年或季節(jié)性積水，土壤水分幾達飽和，生長有喜濕性和喜水性沼生植物的地段。廣義的沼澤泛指一切濕地;狹義的沼澤則強調(diào)泥炭的大量存在。中國的沼澤主要分布在東北三江平原和青藏高原等地，俄羅斯的西伯利亞地區(qū)有大面積的沼澤，歐洲和北美洲北部也有分布。地球上最大的泥炭沼澤區(qū)在西伯利亞西部低地，它南北寬800km，東西長1800km，這個沼澤區(qū)堆積了地球全部泥炭的40%。

水分狀況是沼澤形成與發(fā)展的主要因素。氣候和地貌條件直接或間接決定了地表水的數(shù)量和分布。年降水量大于蒸發(fā)量的地區(qū)，空氣濕度大，在一些平坦的低地上和第四紀冰川作用形成的湖區(qū)(如北美、北歐、西歐)和低地或新構(gòu)造運動緩慢沉降區(qū)、凍土區(qū)，由于排水不暢，地表可常年處于過濕狀態(tài)。這種過濕狀態(tài)改變了土壤通氣狀況，抑制了土壤動物和微生物的生命活動能力，破壞了土壤和大氣、植物之間的正常物質(zhì)交換，使得在這種缺氧條件下，土壤中礦物質(zhì)的潛育化過程和有機物質(zhì)的泥炭化過程得到發(fā)展，因而形成了沼澤。熱帶地區(qū)氣溫高，植物殘體分解快，不利于泥炭的積累。但在雨量多、濕度大、植物的生產(chǎn)量高、常年積水的低洼地也能形成泥炭。因此，水分條件是形成沼澤的首要條件，地貌是形成沼澤的基礎(chǔ)。

沼澤既是土地資源，又有寶貴的泥炭和豐富的生物資源，此外它在保持地區(qū)生態(tài)平衡等方面，也具有一定意義。不能將沼澤看成“荒地”，盲目進行開墾。應(yīng)根據(jù)沼澤類型和分布地區(qū)的特點，把合理開發(fā)利用與保護結(jié)合起來。

分布在河源區(qū)的大面積沼澤，是水的貯藏體，具有蓄水保水作用，對涵養(yǎng)水源，調(diào)節(jié)河川徑流和河流補給起一定作用，它可以減少一次降雨對河流的補給量，削弱河流洪峰值和延緩洪峰出現(xiàn)時間，還使當年水不至完全流出，延長匯水時間。因此應(yīng)加以保護。

沼澤是天然的大水庫，它通過水面蒸發(fā)和植物的蒸騰作用，增加大氣濕度，調(diào)節(jié)降雨，有利于森林和農(nóng)作物生長、促進農(nóng)、林、牧業(yè)的發(fā)展，同時對人體健康也有良好作用。因此，開發(fā)沼澤必須十分小心，防止因開發(fā)而破壞地區(qū)的生態(tài)平衡。

另一方面，富養(yǎng)沼澤的地面較平坦，其中泥炭層薄的沼澤地，有一定潛在肥力，經(jīng)過排水疏干可改良成牧場，也可以開墾成為農(nóng)田?？刹捎没焱翂荷澈屯谂潘疁系确绞礁脑煺訚傻兀N植蔬菜和水稻，這在許多國家獲得成功。

6.4　海洋地質(zhì)作用

6.4.1　海洋概述

我們已經(jīng)知道了海洋在地球上所扮演的角色，作為海洋與巖土大陸的直接關(guān)系，海岸線或海岸帶就是作用的最前沿，中國大陸海岸線自鴨綠江口至北侖河口，長達1.8萬多公里，如果加上5000多座大小島嶼的海岸線，總長3.2萬多公里。沿海一帶是現(xiàn)代文明的聚居地，人類的許多建設(shè)都在此處，因而必須對海洋地質(zhì)作用有所了解。何況對于大陸地質(zhì)來說，滄海桑田都已熟知，明白海洋活動也有利于對大陸地質(zhì)的理解。

海洋地質(zhì)作用是由海水的運動和海水的物理化學性質(zhì)決定的。

海水的運動是海洋地質(zhì)作用的最主要的動力。造成海水運動的動力主要有風、海水的密度差、溫度差、月引力和地震等。海水的運動按其運動形式分為:波浪、潮汐、洋流和濁流。

海水是含有氯、鈉、鎂、鈣、硫、鉀元素和氯化鈉、碳酸鈣、硫酸鎂等化合物的咸水;世界各大洋的一般鹽度為33‰～38‰，平均為35‰，海水的pH值在7.6～8.4之間。海水中的氣體主要有氧、二氧化碳和硫化氫。

對海洋的地質(zhì)作用影響較大的物理性質(zhì)有:①海水的溫度;②海水的密度;③海水的壓力。

海洋生物種類繁多，依照生活方式，海洋生物可劃分為三類:固著或在海底生活的底棲類生物，如珊瑚、海星;游泳生物，如魚類;漂浮于海水上部，隨波逐流的浮游生物，如某些藻類。海洋生物是海洋有機質(zhì)及其沉積物的主要來源。

根據(jù)海水深度，并結(jié)合海底地形和生物群特征，可將海洋分為濱海、淺海、半深海及深海等4個環(huán)境分區(qū)(圖6－23)。

圖6－23　海洋環(huán)境分區(qū)

6.4.2　海洋各環(huán)境分區(qū)的地質(zhì)作用

海洋的剝蝕作用是指由海浪、海水的溶解作用和海洋生物的活動等因素引起的海岸及海底巖石的破壞作用，簡稱為海蝕作用。海蝕作用的方式可分為:機械、化學、生物三種。

搬運作用可分為機械搬運和化學搬運。

海洋是物質(zhì)的最終沉積場所，從本質(zhì)上說，沉積作用乃是海水地質(zhì)作用的主要方式，這也是地質(zhì)歷史上海洋沉積物數(shù)量很大的原因。海洋沉積物主要來源于大陸，其次是火山、生物和宇宙物質(zhì)。

6.4.2.1　濱海

濱海是海陸過度的地帶，其范圍是位于平均高潮線與平均低潮線的水域。濱海既受潮汐的影響也受波浪作用的影響，還受地面流水地質(zhì)作用的影響。濱海區(qū)的海水溫度有晝夜變化，鹽度也隨水流通暢的程度及氣候條件而變化。

海岸帶:風暴浪所及的上限到波浪作用所及的下界的區(qū)域(圖6－24)。

海岸按巖性可分為基巖海岸、礫質(zhì)海岸、砂質(zhì)海岸、泥質(zhì)海岸四類。

海洋的剝蝕作用以機械剝蝕作用為主，對海岸的改造起著決定性的作用。濱海及海岸帶是海蝕作用最強烈的地帶，形成了豐富的海蝕地貌(圖6－25)。

海蝕槽:由基巖組成的海岸一般地形比較陡峭，在岸壁基部與海平面的接觸處，因受波浪的頻頻沖擊可形成沿水平方向展布的凹穴。若形成洞穴則稱海蝕穴。

圖6－24　海岸分帶與風景

海蝕崖:隨著海蝕作用的進一步進行，海蝕凹槽不斷擴大，其上的巖石因支撐力減小而不穩(wěn)定發(fā)生重力崩塌，形成陡峭的崖壁。

波切臺:海蝕崖形成后，其基部巖石還繼續(xù)受海水的剝蝕，又形成新的海蝕凹槽→海蝕崖。如此反復(fù)，海蝕崖不斷向陸地方向節(jié)節(jié)后退，在海岸帶形成一個向上微凸并向海洋方向微傾斜的平臺。

而被破壞下來的碎屑物質(zhì)搬運至水面以下沉積下來形成波筑臺。

圖6－25　海蝕地貌

在海岸線向陸后退和波切臺擴展的過程中，由于組成基巖海岸巖性的差異或海岬和海灣的相間出現(xiàn)、地質(zhì)構(gòu)造的影響以及海蝕作用方向的不同等原因，海蝕作用在海岸帶上可形成海蝕穹、海蝕柱、海蝕橋等地形。

海蝕平臺因海蝕作用而不斷展寬，使波浪沖擊崖基時要經(jīng)過越來越長的距離，致使波能的消耗也越來越大。當平臺寬度大到使波浪的全部動能消耗殆盡時，海蝕作用即趨于停止，此時基巖海岸的橫剖面成上凸形曲線，線上各點的侵蝕強度趨于零，此剖面稱為巖岸海蝕平衡剖面。

砂質(zhì)海岸的改造是由波浪和潮流引起的，進浪可攜帶沙粒向海岸方向運動，海水退回時底流又把部分砂礫帶回海中。中立點:以剖面上某點為界，該點沉積物處于不移動狀態(tài)。

在濱海及淺海的近岸部分，以波浪搬運為主;波浪搬運，主要在海岸帶，分橫向和縱向搬運兩種形式;潮流搬運，主要發(fā)生在海峽、河口灣等水道狹窄的海域及泥灘上的潮水溝中，流速快。

濱海的沉積作用產(chǎn)生了。

(1)海灘沉積(波切臺上、近岸邊)(圖6－26)。

礫灘——礫石組成的海灘，礫石成分常與海岸巖性一致，主要是巖岸海蝕下來的礫石。

沙灘——最常見的海灘，沙岸地區(qū)，砂成分以石類為主。

泥灘——泥質(zhì)地面。

圖6－26　沙灘

圖6－27　潟湖與沙壩

(2)沿岸堤、沙壩和沙嘴沉積。

沙壩、沙嘴沉積——波浪、沿岸流的作用形成的由礫堆積的線狀崗。

沙咀——一端入海的砂崗，常見于海灣處，它的形成主要是沿岸流的作用。

沙壩——平行海岸離岸有一定距離的垅崗，可露出海面也可在海面之下，波浪與底流相遇，外濱海典型的堆積物。

(3)潮坪沉積。

潮坪是發(fā)育在無強烈的波浪作用而以潮汐作用為主的平緩海岸地帶，包括潮上帶(泥坪)、潮間帶(泥沙混合坪)和潮下帶(沙坪)，其主體主要位于潮間帶。

(4)潟湖沉積(圖6－27)。

在適宜的條件下，砂壩不斷加寬、加高，使海的邊緣或海灣與外海隔離或半隔離，則形成了潟湖。潟湖是短暫的地質(zhì)現(xiàn)象?，F(xiàn)代潟湖是第四紀冰后期海侵的產(chǎn)物，其形成僅6000 ～7000年歷史。潟湖形成以后接受沉積物的充填。潟湖被沉積物質(zhì)填滿，便轉(zhuǎn)化成潮灘或低平陸地。

6.4.2.2　淺海

淺海是自平均低潮線以下至水深130～200m之間的海域。海水運動以波浪作用為主;淺海水溫受季節(jié)的影響;多數(shù)淺海海水鹽度正常，且變化不大;淺海海水的含氧充足，海水中懸浮質(zhì)多;淺海海洋生物豐富，多為底棲生物。

在近海有狹窄海道的地區(qū)潮流的搬運作用明顯增強;

淺海是海洋中最主要的沉積場所，由于海水較淺、海底起伏小、生物繁茂，離大陸近，陸源物質(zhì)豐富，所以淺海的碎屑沉積、化學沉積和生物沉積都很發(fā)育。

(1)碎屑沉積作用。

淺海碎屑沉積物主要來源于大陸，部分來自濱海;沉積物中礫石較少，以砂、粉砂和泥質(zhì)為主;沉積動力主要是波浪，其次是潮流和洋流。

(2)化學沉積作用。

淺海區(qū)是化學沉積和生物化學沉積的主要場所。淺海的化學沉積物主要有碳酸鹽、硅質(zhì)、鋁、鐵、錳氧化物和氫氧化物、膠磷石和海綠石等。

殘留沉積是指大陸架上那些與現(xiàn)代淺海環(huán)境不相適應(yīng)的沉積，是該地在成為淺海以前形成的沉積物。

①碳酸鹽沉積。

在淺?；瘜W沉積物中，碳酸鹽類所占比重最大，主要為灰?guī)r和白云巖。碳酸鹽沉積的原因是溫度升高或壓力降低，這樣引起海水中CO2含量減少，重碳酸鈣過飽和形成CaCO3沉淀。在海水動蕩的條件下，碳酸鈣以一定的質(zhì)點(如巖屑)為核心呈同心圓狀生長，形成鮞粒狀沉積物，成巖后形成鮞狀灰?guī)r。已固結(jié)或弱固結(jié)的碳酸鈣被波浪沖碎并搓成扁長形團塊，膠結(jié)成巖后，形成竹葉狀灰?guī)r。

②硅質(zhì)沉積。

海水中的硅質(zhì)一部分來自大陸，它們以溶解硅(H3SiO4－)和懸浮硅兩種形式搬運;另一部分硅質(zhì)來源于海底火山作用、海水的溶解作用及生物活動。當硅膠進入海洋后，在溫度較低、偏堿性的環(huán)境中，逐步凝聚而沉積下來，形成蛋白石，進一步脫水形成燧石。燧石常呈結(jié)核狀、透鏡狀或條帶狀產(chǎn)出，顏色多樣。

③鋁、鐵、錳及海綠石沉積。

海水中的鋁、鐵、錳等主要來自大陸。濕熱氣候區(qū)強烈的化學風化作用，使Al、Fe、Mn以膠體狀態(tài)隨河流遷入海中，在近岸地帶遇電解質(zhì)而凝聚沉積，在近岸區(qū)，因海水動蕩，易形成鮞狀結(jié)構(gòu)或豆狀、腎狀結(jié)構(gòu)。海成鋁土礦是由鋁的氫氧化物組成，鐵質(zhì)沉積物主要為赤鐵礦和褐鐵礦，而錳質(zhì)沉積物則以水錳礦、硬錳礦的形式出現(xiàn)。海綠石是一種綠色粘土礦物，是由海水中硅、鋁、鐵的膠體吸附鉀離子而成。

④磷質(zhì)沉積。

磷主要以HPO42－的形式存在于海水中，表層海水含磷量低，難以沉積。海洋的下層由于有機物體的分解富含磷質(zhì)，當富含磷質(zhì)的海水隨上升洋流到達淺海區(qū)后，因壓力減小，溫度升高，CO2的含量降低，磷質(zhì)發(fā)生沉積，形成膠磷石［Ca3(PO4)2］。膠磷石和其他沉積物共同組成磷灰?guī)r。當含磷量較高時形成磷礦床。

⑤海綠石沉積。

海綠石是海洋中的自生礦物，是海水沉積物的標志礦物。

(3)生物沉積作用。

由于淺海中生物大量繁殖和死亡，它們的骨骼和外殼就在適宜的環(huán)境下沉淀下來，形成生物沉積巖。主要有:貝殼灰?guī)r、有孔蟲灰?guī)r、硅藻巖等，最常見的是珊瑚礁灰?guī)r。

①生物礁。

是指在海底原地增殖、營群體生活的生物，如珊瑚、苔蘚蟲和層孔蟲等的骨骼、外殼以及某些沉積物在海底形成的隆起狀堆積體。

在淺海沉積中有特殊意義，珊瑚蟲對生活環(huán)境有較嚴格的選擇，只能生活在20℃左右的海水中，并且要求水質(zhì)清澈、鹽度正常，水深不超過50m，水流通暢而不激烈動蕩。在這種環(huán)境中，珊瑚蟲不斷繁生，其骨骼逐漸堆積成礁。

如果珊瑚環(huán)繞島的岸邊生長，形成岸礁;

如果珊瑚礁平行海岸分布，與岸間有一個較寬的水道，則成為堡礁;

珊瑚圍繞海底隆起的邊緣生長則形成環(huán)狀的礁體，稱為環(huán)礁。

②生物碎屑沉積。

生物硬體可直接構(gòu)成沉積物，生物硬體的成分主要是鈣質(zhì)，其次為硅質(zhì)和磷質(zhì)，其經(jīng)海水搬運沉積時可與其他沉積物混雜或集中堆積。

6.4.2.3　半深海

位于200～2000m間的海域，相當于大陸坡之上的海域。海水運動以洋流為主，生物貧乏，以浮游生物為主。在半深海和深海則以洋流搬運作用為主。

距大陸較遠，受陸地因素影響小，水深壓力大，海底黑暗，底棲生物極少，海水動力弱，一般只有粒徑小于0.005mm的陸源懸浮物在此沉積。僅局部地帶有濁流作用。濁流可將淺海堆積的粗粒沉積物帶往深海溝沉積。此外，海底火山噴出物、宇宙物質(zhì)和冰山攜帶粗粒物可在半深海、深海中沉積。因此半深海、深海帶的沉積物多為泥質(zhì)和生物殘骸為主的軟泥沉積、濁流沉積、海底熱液硫化物和錳結(jié)核。

(1)軟泥。

粒度介于粉砂級與泥質(zhì)級之間的沉積物。分布最廣泛。有藍色軟泥、紅色軟泥、綠色軟泥。

(2)其他沉積物。

珊瑚碎屑沉積廣泛分布于低緯度區(qū)的大陸坡上部，由珊瑚砂和珊瑚泥組成，珊瑚碎屑多來自大陸架邊緣的堡礁。

6.4.2.4　深海

水深大于2000m的廣大海域。海水運動以洋流為主，懸浮物較少，海洋生物貧乏，以浮游生物為主。在半深海和深海則以洋流搬運作用為主。洋流搬運，在深海區(qū)，流速較小。

洋流的剝蝕作用主要分布在大洋底流分布區(qū)，深海海谷是大洋底流的主要剝蝕地形。

深海海水運動一般不強烈，以緩慢流動的洋流為主，不僅機械作用微弱，化學作用也很緩慢。深海沉積作用與沉積物的來源有密切地關(guān)系，深海沉積主要有以下一些類型:

(1)深海陸源沉積物——沉積物來源于大陸，主要分布在大陸邊緣包括濁積物、冰川沉積物、風運物，另外還有宇宙來源物質(zhì)如隕石等。

(2)深海生物源沉積物——可以分為鈣質(zhì)軟泥沉積和硅質(zhì)軟泥沉積，其分布范圍與生物種類分布密切相關(guān)。

(3)深海粘土——主要分布在東北太平洋中部地區(qū)，由于遠離大陸，各種沉積物都很少，沉積速率較低，因此沉積物中的宇宙物質(zhì)豐度略高。

(4)錳結(jié)核(錳結(jié)殼)——錳結(jié)核是深海沉積的一種多金屬元素聚合體，生長在深海底沉積物表面經(jīng)常含有Cu、Cd、Co、Ni、Mo等元素。呈渾圓、不規(guī)則球狀或土狀，直徑小于1～20cm，平均約8cm，一般為淡褐至土黑色，比重2.1～3.1。內(nèi)部通常圍繞核心呈同心圈狀構(gòu)造，核心為生物骨骼、微隕石、紅粘土、礦物或巖石碎片等。

錳結(jié)殼呈皮殼狀覆蓋在海底巖石上，厚約數(shù)厘米，以高Co含量為特征。

(5)多金屬軟泥。

多金屬軟泥是一種富含多種金屬的為固結(jié)泥質(zhì)沉積物，分布在深海底較淺處，如紅海等。多金屬軟泥中各種金屬主要以硫化物的形式存在，其金屬含量很高。

6.4.3　濁流及其地質(zhì)作用

濁流是指清澈水體中沿底部運動的一股被泥沙攪和的水團，其相對密度一般在1.5～2.0以上。

濁流形成的原因

濁流在海底深處難觀察，對濁流的重要證據(jù)是1929.12.18大西洋底紐芬蘭附近的一次地震后海底電纜的破壞。

6.4.3.1　濁流的侵蝕和搬運作用

強烈地沖刷海底，比重大，流速快，在大陸坡形成橫切大陸坡的海底峽谷，大量的沉積物(碎屑)在大陸坡角下形成深海扇，淺水生物化石碎屑被帶入深海。

6.4.3.2　濁流的沉積作用

當濁流流出海底峽谷谷口進入平緩、開闊的大陸裙時，其流速驟減，濁流、搬運物便隨之發(fā)生沉積。濁流沉積物簡稱濁積物。

濁積物由典型的陸源碎屑組成，以巖屑和石英為主，含少量長石、云母和海綠石等，常含淺海生物群的遺體，但缺少遠洋生物群的遺體，碎屑粒度以砂級為主，次為粉砂級，也有泥和礫石;碎屑的磨圓和分選中等至較好。濁積物經(jīng)成巖作用形成的巖石叫濁積巖。

6.5　與水有關(guān)的其他陸地地貌

地表的一切地質(zhì)活動、地質(zhì)作用都有水的參與，一切現(xiàn)成的地貌都有水的塑造作用，因水參與的程度不同而有鮮明的地貌特征。水利水建工程如果要涉足不同的地貌單元、地貌類型，應(yīng)該充分注意環(huán)境的組成因子，注意所成的地貌的根本原因。符合和順應(yīng)地貌發(fā)展規(guī)律，就會少許多的工程地質(zhì)問題、工程環(huán)境問題，而逆環(huán)境的一切人類意愿以及與環(huán)境反差太大的工程疏漏都是導(dǎo)致問題的根本原因。

6.5.1　黃土地貌

黃土是第四紀形成的陸相淡黃色粉砂質(zhì)土狀堆積物。一般認為是干旱風成的，也有在后期流水作用下形成的次生水成黃土。黃土分馬蘭黃土、離石黃土和午城黃土，離石黃土淺紅黃色，較午城黃土為淺，較馬蘭黃土為深，離石黃土與午城黃土又統(tǒng)稱為“老黃土”。

黃土在世界上分布相當廣泛，占全球陸地面積的十分之一，成東西向帶狀斷續(xù)地分布在南北半球中緯度的森林草原、草原和荒漠草原地帶。

中國是世界上黃土分布最廣、厚度最大的國家，其范圍北起陰山山麓，東北至松遼平原和大、小興安嶺山前，西北至天山、昆侖山山麓，南達長江中、下游流域，面積約63萬km2。其中以黃土高原地區(qū)最為集中，占中國黃土面積的72.4%，一般厚50～200m(甘肅蘭州九州臺黃土堆積厚度達到336m)，發(fā)育了世界上最典型的黃土地貌。

現(xiàn)代黃土地貌是黃土堆積物遭受強烈侵蝕的產(chǎn)物。風是黃土堆積的主要動力，侵蝕以流水作用為主。黃土塬、梁、峁等地貌類型(圖6－28)主要由堆積作用形成;各種溝谷則是強烈侵蝕的結(jié)果。黃土區(qū)的侵蝕有古代和現(xiàn)代之分?，F(xiàn)代侵蝕是指人類歷史近期發(fā)生的地貌侵蝕過程，它和古代侵蝕的主要區(qū)別是有人為因素的參與，表現(xiàn)為侵蝕速度的加快。古代侵蝕純?yōu)樽匀磺治g，其速率通常是緩慢的?，F(xiàn)代侵蝕和古代侵蝕在多數(shù)地區(qū)以大規(guī)模農(nóng)耕興起時期為界?，F(xiàn)代侵蝕都以溝道流域為基本單元。溝道流域內(nèi)，谷緣線以上的谷間地和以下的溝谷地侵蝕特點是不相同的。

圖6－28　黃土地貌塬、梁、峁

谷間地侵蝕以暴雨徑流沖刷為主，基本上沒有重力侵蝕，梁峁頂部風蝕較強，下部和塬邊多發(fā)生切溝和潛蝕。谷間地水力侵蝕方式和強度受自然因子(降雨徑流、地面物質(zhì)組成、地貌形態(tài)和植被)和人為因子的綜合影響:①一般是降雨量和降雨強度越大，侵蝕愈強。當降雨量和降雨強度達到一定值時，侵蝕強度一般是隨坡長增加而增強，但在長度較大的坡地上，沿程有強弱交替變化特點。②坡度越大，坡面水流的動能越大，坡面物質(zhì)的穩(wěn)定性越差，侵蝕也越強。但是，坡地上徑流沖刷強度與坡度大小的關(guān)系較為復(fù)雜。在黃土高原區(qū)，常出現(xiàn)坡度超過15°后侵蝕量劇增;超過25°～28°后侵蝕量又減少。③植被具有削弱降雨徑流侵蝕力和提高地面抗蝕力的功能。黃土高原的自然植被遭受人為長期破壞，以致侵蝕程度愈演愈烈。④黃土結(jié)構(gòu)疏松、質(zhì)地均勻、抗蝕力低，是造成黃土區(qū)強烈侵蝕的重要原因。黃土高原北部黃土中大于0.05mm粒徑的顆粒較多，抗蝕力較低;中部黃土含0.05～ 0.005mm顆粒較多，其抗蝕力比北部稍大;南部黃土含小于0.005mm粒徑的顆粒較多，抗蝕力相對較強。表現(xiàn)在黃土高原降雨量南部大于北部，而侵蝕強度南部反而小于北部。⑤人為的因素，這種影響是多方面的。谷間地侵蝕的方式和強度是由分水嶺向下逐漸變化和加強的。梁峁頂部和斜坡上部以濺蝕、片蝕(包括風力吹蝕)和細溝侵蝕為主，侵蝕強度較小;斜坡中部發(fā)生淺溝和細溝侵蝕，強度比其上方坡面大5～10倍，斜坡下部發(fā)生切溝以后，侵蝕強度更大。

黃土溝谷的谷坡坡度多在35°以上，是水流由谷間地匯入溝床的通道，因而這里的水力侵蝕、重力侵蝕和潛蝕都很活躍，常產(chǎn)生泥流。溝谷地的侵蝕過程包括溝床下切，谷坡擴展和溝頭前進。其中，溝床下切和側(cè)蝕是導(dǎo)致谷坡擴展的重要原因。擴展方式，在谷緣陡崖處以塊體運動和懸溝、切溝侵蝕為主;在谷坡中下部多數(shù)是水流沖刷、潛蝕和瀉溜。黃土區(qū)溝頭前進的方式以崩塌和滑塌為主，尤以小型滑塌眾多。溝頭上方坡面的匯水面積越大，坡度越大，溝頭前進的速度越快。溝谷地是黃土溝道流域現(xiàn)代侵蝕最活躍的場所，其侵蝕強度在黃土丘陵區(qū)約較谷間地大50%～70%，在黃土塬區(qū)則比谷間地大10～20倍。

6.5.1.1　地貌特征

典型的黃土地貌有以下特征:①溝谷眾多、地面破碎。中國黃土高原素有“千溝萬壑”之稱，多數(shù)地區(qū)的溝谷密度在3～5km/km2以上，最大達10km/km2，比中國其他山區(qū)和丘陵地區(qū)大1～5倍。溝谷下切深度為50～100m。溝谷面積一般占流域面積的30%～50%，有的地區(qū)達到60%以上，將地面切割為支離破碎景觀。地面坡度普遍很大，大于15°的約占黃土分布面積的60%～70%，小于10°的不超過10%。②侵蝕方式獨特、過程迅速。黃土地貌的侵蝕外營力有水力、風力、重力和人為作用。它們作用于黃土地面的方式有面狀侵蝕、溝蝕、潛蝕(或稱地下侵蝕)、泥流、塊體運動和挖掘、運移土體等。其中潛蝕作用造成的陷穴、盲溝、天然橋、土柱、碟形洼地等，稱為“假喀斯特”。強烈的溝谷侵蝕或地下水浸泡軟化土體，使上方土體向坡下方蠕移，形成泥流，只有在黃土區(qū)才易見到。黃土的抗蝕力極低，因而黃土地貌的侵蝕過程十分迅速。黃土丘陵坡面的侵蝕速率為1～5cm/a，高原區(qū)溝頭前進速率一般為1～5m/a，個別溝頭達到30～40m/a，甚至一次暴雨沖刷成一條數(shù)百米長度的侵蝕溝。黃河每年輸送到下游的大量泥沙中，有90%以上來自黃土高原。黃土高原河流輸沙量大于5000t/(km2·a)的區(qū)域約占黃土高原面積的65.6%，其中陜北窟野河的神木水文站至溫家川水文站區(qū)間輸沙量達到35000t/(km2·a)。③溝道流域內(nèi)有多級地形面。一般有三級:各流域的最高分水嶺為第一級，其頂面高程彼此相近，為黃土的最高堆積面;降低60～80m為第二級;再降低40～60m為第三級。各級地形面的地層結(jié)構(gòu)互不相同。構(gòu)成第一級地形面的黃土地層層序完整;第二級地形面離石黃土上部地層(中更新世晚期)較第一級地形面趨薄，甚至消失;第三級地形面多數(shù)地面只有馬蘭黃土(晚更新世)堆積。第二級和第三級地形面可以分別構(gòu)成完整的谷形，第三級地形面之下是現(xiàn)代溝谷。此外，在較大的河溝內(nèi)，還有兩級發(fā)育不良的河溝階地，其中第二級階地比較明顯，第一級階地僅見于局部地點。溝道流域黃土地貌層狀結(jié)構(gòu)，是黃土地貌發(fā)育歷史過程的記錄。

6.5.1.2　地貌類型

黃土地貌類型主要有:黃土溝間地，包括黃土塬、梁、峁、墹地、坪地、洑地等;黃土溝谷，有細溝、淺溝、切溝、懸溝、沖溝、坳溝(干溝)、河溝等;黃土潛蝕地貌，包括黃土碟、黃土陷穴(有漏斗狀、豎井狀、串珠狀)、黃土橋、黃土柱等。

(1)黃土溝間地。

黃土塬為頂面平坦寬闊的黃土高地，又稱黃土平臺。其頂面平坦，邊緣傾斜3°～5°，周圍為溝谷深切，它代表黃土的最高堆積面。目前我國面積較大的塬有隴東董志塬、陜北洛川塬和甘肅會寧的白草塬。塬的成因多樣，或是在山前傾斜平原上黃土堆積所成，如秦嶺中段北麓和六盤山東麓的緩傾斜塬(稱為靠山塬);或是河流高階地被溝谷分割而成，如晉西鄉(xiāng)寧、大寧一帶的塬;或是在平緩分水嶺上黃土堆積形成，如延河支流杏子河中游的楊臺塬;或是在古緩傾斜平地上由黃土堆積形成，如董志塬、洛川塬;或是黃土堆積面被新構(gòu)造斷塊運動抬升成塬(稱為臺塬)，如汾河和渭河下游谷地兩側(cè)的塬。

黃土梁為長條狀的黃土丘陵。梁頂傾斜者為斜梁。梁頂平坦者為平梁。丘與鞍狀交替分布的梁稱為峁梁。平梁多分布在塬的外圍，是黃土塬被溝谷分割生成，又稱破碎塬。六盤山以西黃土梁的走向，反映了黃土下伏甘肅系地層構(gòu)成的古地形面走向，其梁體寬厚，長度可達數(shù)公里至數(shù)十公里;六盤山以東黃土梁的走向和基巖面起伏的關(guān)系不大，是黃土堆積過程中溝谷侵蝕發(fā)育的結(jié)果。

黃土峁為溝谷分割的穹狀或饅頭狀黃土丘。峁頂?shù)拿娣e不大，以3°～10°向四周傾斜，并逐漸過渡為坡度15°～35°的峁坡。若干個峁大體排列在一條線上的為連續(xù)峁，單個的叫孤立峁。連續(xù)峁大多是河溝流域的分水嶺，由黃土梁侵蝕演變而成;孤立峁或者是黃土堆積過程中侵蝕形成，或者是受黃土下伏基巖面形態(tài)控制生成。

老溝谷(距今約10萬年形成)中由黃土堆積成的平坦谷地稱黃土。為溝谷分割后的平地稱黃土坪。沿溝呈條狀分布的破墹地稱洑地(有的稱壕地)。

(2)黃土溝谷。

有細溝、淺溝、切溝、懸溝、沖溝、坳溝(干溝)和河溝等7類。前4類是現(xiàn)代侵蝕溝;后兩類為古代侵蝕溝;沖溝有的屬于現(xiàn)代侵蝕溝，有的屬于古代侵蝕溝，時間的分界線大致是中全新世(距今3000～7000年)。

細溝深幾厘米至10～20cm，寬十幾厘米至幾十厘米，縱比降與所在地面坡降一致。大暴雨后，細溝在農(nóng)耕坡地上密如蛛網(wǎng)。

淺溝深0.5～1.0m，寬2～3m?？v比降略大于所在斜坡的坡降，橫剖面呈倒人字形，耕墾歷史越久，坡度與坡長越大的坡面上，淺溝的數(shù)目越多。它是由梁、峁坡地水流從分水嶺向下坡匯集、侵蝕的結(jié)果。

切溝深一兩米至十多米，寬二三米至數(shù)十米?？v比降略小于所在斜坡坡降，橫剖面尖“V”字形，溝坡和溝床不分，溝頭有高1～3m陡崖。它是坡面徑流集中侵蝕的產(chǎn)物，或者是潛蝕發(fā)展而成，多出現(xiàn)在梁、峁坡下部或谷緣線附近，其溝頭常與淺溝相連。如果淺溝的匯水面積較小，未能發(fā)育為切溝，匯集于淺溝中的水流匯入溝谷地時，常在谷緣線下方陡崖上侵蝕成半圓筒形直立狀溝，稱為懸溝。

沖溝深10多米至40～50m，寬20～30m至百米，長度可達百米以上?？v剖面微向上凹，橫剖面“V”字形，其谷緣線附近常有切溝或懸溝發(fā)育。老沖溝的谷坡上有坡積黃土，溝谷平面形態(tài)呈瓶狀，溝頭接近分水嶺;新沖溝無坡積黃土，平面形態(tài)為楔形，溝頭前進速度較快。大多數(shù)沖溝由切溝發(fā)展而成。

坳溝又稱干溝。它和河溝是古代侵蝕溝在現(xiàn)代條件下的侵蝕發(fā)展。它們的縱剖面都呈上凹形，橫剖面為箱形，谷底有近代流水下切生成的“V”字形溝槽。坳溝和河溝的區(qū)別是:前者僅在暴雨期有洪水水流，一般沒有溝階地;后者多數(shù)已切入地下水面，溝床有季節(jié)性或常年性流水，有溝階地斷續(xù)分布。

(3)黃土潛蝕地貌。

流水由地面徑流沿著黃土中的裂隙和孔隙下滲進行潛蝕，破壞了黃土的原有結(jié)構(gòu)或使土粒流失、產(chǎn)生洞穴，最后引起地面崩塌。包括以下類型:

黃土碟為濕陷性黃土區(qū)碟形洼地。由流水下滲浸泡黃土，在重力的影響下土層逐漸壓實，引起地面沉陷而成。形狀為圓形或橢圓形，深1至數(shù)米，直徑10～20m，常形成在平緩的地面上。

黃土陷穴為黃土區(qū)漏陷溶洞。由流水沿黃土層節(jié)理裂隙進行潛蝕而成，多分布在地表水容易匯集的溝間地邊緣和谷坡。根據(jù)形態(tài)分為3種:①漏斗狀陷穴，口大底小，深度不超過10m。②豎井狀陷穴，呈井狀，深度可超過20～30m;③串珠狀陷穴，幾個陷穴連續(xù)分布成串珠狀，各陷穴的底部常有孔道相通。它與黃土碟不同，各種陷穴都有地下排水道和出水口。兩個或幾個陷穴由地下通道不斷擴大，使通道上方的土體不斷塌落，未崩塌的殘留土體形如橋梁，稱為黃土橋(圖6－29)。

黃土柱為黃土溝邊的柱狀殘留土體。由流水不斷地沿黃土垂直節(jié)理進行侵蝕和潛蝕以及黃土的崩塌作用形成，有圓柱狀、尖塔形，高度一般為幾米到十幾米。

圖6－29　小型黃土侵蝕現(xiàn)象與地貌

黃土是適于植物生長的土質(zhì)。黃土富于直立性，其中的天然洞穴曾是原始人類的住處，也為現(xiàn)代人建筑住宅提供了有利條件。但是，強烈的現(xiàn)代侵蝕破壞了當?shù)氐耐恋刭Y源，給工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)迅速發(fā)展造成障礙;大量泥沙入河，淤塞河道，妨礙水力資源順利開發(fā)，并使下游河道經(jīng)常泛濫成災(zāi)。黃河的淤積和泛濫問題主要是黃土高原地區(qū)水土流失引起，三門峽水庫的地質(zhì)問題也是緣由黃土侵蝕造成河流泥沙量過多。在黃土區(qū)興修水利工程要時刻注意黃土特性，避免水分與黃土的劇烈矛盾，發(fā)展灌溉也應(yīng)該以滴管、微灌等現(xiàn)代灌溉方式來解決，渠系工程必須嚴格注意防滲，避免泄露造成的潛蝕等。在黃土區(qū)的溝道建設(shè)、邊坡建設(shè)也要注意侵蝕速度和加強保護。

6.5.2　風沙地貌

沙漠是地球上十分有名的嚴酷環(huán)境，也是缺水的代名詞，世界上的沙漠主要分布在熱帶、亞熱帶干旱區(qū)(如北非撒哈拉沙漠)和溫帶干旱區(qū)(如我國西北地區(qū)的沙漠)。

不同沙漠成因有別，但是透過原巖風化作用和對砂質(zhì)沉積巖規(guī)律的理解，知道了沙粒的來龍去脈，以及它們的匯集規(guī)律，對于我們分析當下地表沙漠一定有幫助。

沙粒的存在因風化殘積，風化搬運，風化堆積，殘積肯定是相對簡單和第一義，是比較意義上的相對不變位置。對某一具體巖土空間來說，殘積代表了一種相對的終極意味，即所有的巖石化為沙粒的時候，它幾乎再難進行下去，例如變?yōu)槭⑸?。當然，它還可以因為碰撞，摩擦，碎裂，向更微細演化，直至在有水情況下成為水溶膠，進入液體狀態(tài)。

在非干旱地區(qū)，只要有豐富充足的沙源、平坦裸露的地表和一定強度的風力，也能形成各種風沙地貌。特別是在古河道(如我國豫東平原的黃河古道)和現(xiàn)代沙質(zhì)海岸(如我國北戴河海濱)，常可見到沙丘分布。

沙從殘積風化到離開原地需要動力，水作為動力的話就進入河流作用，演化為河流地貌，而干旱地帶是缺乏水分的，要搬運沙粒就要尋找新的自然力，剩下的只有風力了，生物的能力是遠退其后的。

風對地表的作用就是風蝕作用，風蝕作用包括吹蝕作用和磨蝕作用。風吹地面，由于風壓力和氣流的紊動作用而引起沙粒吹揚，這種作用稱為吹蝕。在干旱地區(qū)，并不是所有的風都能進行吹蝕的，只有當風力達到使沙粒移動的臨界速度時才能起作用，這種風稱為起沙風。

起沙風與沙粒粒徑、地表性質(zhì)等因素有關(guān)。就沙粒粒徑來說，以0.1～0.25mm為主的干燥裸露的沙地，起沙風速一般為4～5m/s(離地面高2m處的風速)左右。起沙風通過所挾帶的沙粒，對地面進行磨蝕，如對巖石表面發(fā)生摩擦和在孔隙中旋磨。風挾帶沙粒對地表的作用稱風沙作用(圖6－30)。

起沙風挾帶沙粒運動就是風的搬運作用。它往往是通過風沙流而表現(xiàn)出來的。風沙流是含有沙粒的運動氣流。風沙流運動是一種貼近地面的沙粒搬運現(xiàn)象。搬運沙量絕大部分是在離地面30cm的高程內(nèi)通過的，而其中特別集中在近地面0～10cm的氣流層中。

阻止風沙流的自然物只能是耐旱的沙生植物，人為工程很難面對龐大的自然體，在線性工程旁邊做線性工程保護也是可以的。不同沙丘地貌部位在生態(tài)上需要不同的耐旱沙生植物，人為恢復(fù)植被需要科學的生態(tài)試驗。

圖6－30　沙塵暴

沙漠區(qū)的生態(tài)破壞在湖泊單元我們已經(jīng)知道，不科學不合理的人類水利工程是加劇沙漠生態(tài)惡化的最大元兇，水利工作者應(yīng)該牢記深刻的教訓(xùn)。

當風力減弱或風沙流前進遇到障礙物使風速減小時，可以使沙粒發(fā)生堆積，這種現(xiàn)象稱為風積作用。風力堆積的碎屑物稱為風積物。風積物的主要類型有風沙堆積和風成黃土。風沙堆積通常就是風成沙，往往組成各種沙丘。

風積物的主要特征有:粒級多為粘土到沙;粒度非常均一，分選很好，磨圓度高，礦物成分以石英為主，也有少量的長石和各種重礦物顆粒。因而在水分條件可以滿足部分植物生理需求的情況下，這些沙漠區(qū)的肥力水平也是極低的。引水壓沙恢復(fù)植被也是比較困難的。

風沙作用形成的主要類型有風蝕地貌(風蝕殘丘、雅丹地貌、風城、風蝕谷、風蝕洼地、石蘑菇等)和風積地貌(沙丘、沙壟、沙山等)(圖6－31)。

圖6－31　各種風沙地貌

平坦的地面以及開闊的內(nèi)陸盆地，有利于氣流的運行。同時盆地內(nèi)一般堆積有比較豐厚的碎屑物質(zhì)，為沙丘的形成提供了重要物質(zhì)來源。如我國西北地區(qū)的沙漠，大部分布在廣大的內(nèi)陸盆地中。

干旱區(qū)雨量稀少，蒸發(fā)強烈，土質(zhì)干燥，地表植被稀疏或完全裸露。因此有利于氣流對地面的直接作用，從而引起沙粒的吹揚，沙丘的移動，使地面受到風沙的侵蝕。干旱地區(qū)風的強度和頻度都較大。如我國西北受蒙古高壓的影響，盛行強勁的西北風;另外，干旱地區(qū)由于地面裸露，受強烈的日照后地面溫度急劇升高，造成強烈的上升氣流，因此易出現(xiàn)強烈的狂風。這些都為風沙地貌的發(fā)育提供了基本的條件。

沙丘的移動是通過組成沙丘的沙粒在迎風面的吹揚和在背風面的堆積來實現(xiàn)的。沙丘移動速度與風速有關(guān)。沙丘移動速度還受沙丘體積(高度)的影響，在風力相同的情況下，沙丘體積愈大，移動速度就愈慢。

另外，沙丘移動還受植被、沙丘的水分和下伏地面等因素的影響。沙丘上植物的生長，使風速減小，從而使沙丘移動速度減慢;在地面濕潤情況下，沙丘移動速度要比干燥時小，等等。

我國沙丘平均移動速度，慢速的＜5m/a;中速的為5～10m/a;快速的＞10m/a。

風沙流動對于沙漠及其邊緣地區(qū)的農(nóng)業(yè)、交通與工程建設(shè)都有嚴重的危害。風沙流動包括風沙流和沙丘移動兩個方面。風沙流的危害方式主要有吹蝕、沙打和沙埋;沙丘移動的危害主要是造成大規(guī)模的沙埋。與風沙作斗爭，最重要的是要制止沙丘移動(圖6－32)。因此，研究風沙地貌類型和風沙移動規(guī)律，對防止沙害具有重大意義。

圖6－32　治沙生態(tài)措施與工程措施

6.5.3　冰川地貌

冰川是陸地上終年緩慢流動著的巨大冰體，主要分布于兩極和高山的終年積雪區(qū)。它遠離人類生活，卻是現(xiàn)代文明最為寶貴的自然資源。它的變化對于生態(tài)的啟示意義極其巨大，對于約束現(xiàn)代文明的盲目混亂腳步有警示牌的作用。冰川可以說是自然留給人類的最后潔白和清涼。

現(xiàn)代冰川覆蓋著陸地11%的面積。冰川是高緯度地區(qū)和中、低緯度高山地區(qū)地貌變化、發(fā)展的主要外動力。

當高緯度地區(qū)或低緯度高山區(qū)降水時，降落和保存的水分多處于固體狀態(tài)，形成積雪。由于該區(qū)域氣溫低，一年之內(nèi)難以將積雪融化或升華，進而長年累月地積累起來，形成終年積雪區(qū)，稱為雪原。在地球陸地某一海拔高度上，年降雪量等于年消融量，這一高度的界限稱雪線。在雪線以上的地帶，全年冰雪的積累量大于消融量，常年積雪;雪線以下的地帶，全年積雪量小于消融量，冰雪無法積累，只能季節(jié)性積雪。

雪線以上的終年積雪區(qū)，在低洼處年復(fù)一年聚積起來，下部積雪受上部積雪的壓力，加上陽光照射使表層雪融化，順孔隙滲透到下部再凍結(jié)成冰，于是底部積雪逐漸變成淺藍色透明的冰層，稱為冰川冰。冰川冰積到一定厚度，在上部冰雪的壓力和重力作用下順地面斜坡從高處向低處或冰層厚處向薄處緩慢流動，就形成冰川(圖6－33)。

圖6－33　雪原、雪線與山谷冰川

全球氣候變化與冰川有密切關(guān)系。

氣候寒冷，陸地上流水凍結(jié)，發(fā)育大規(guī)模冰川的時期，叫冰期。全球氣溫回升，降雪量減少，降雨量增加，冰川消融，冰川大規(guī)模后退，冰川縮小，氣候溫暖濕潤，這一時期，稱為間冰期。一個冰期與相鄰的間冰期組合成一個冰川周期。第四紀氣候以全球大幅度的周期性冷暖變化為特征，表現(xiàn)為冰川作用的盛衰和氣候帶的移動，即冰期和間冰期的更替。我國主要有鄱陽、大姑、廬山和大理四個冰期?，F(xiàn)為最后一次冰期以后，稱為冰后期。

冰川的擴大與縮小是氣候變化的指示器，冰川積雪的反饋作用對氣候也有重要影響。冰川是固體水庫，它的消融一方面對河川徑流起著補給和調(diào)節(jié)作用，另一方面為干旱區(qū)工農(nóng)業(yè)提供了水源。

6.5.3.1　冰川類型

按冰川的規(guī)模、運動性質(zhì)及所處的地貌條件，把冰川分為山岳冰川、大陸冰川和過渡型冰川。

(1)山岳冰川。主要分布于中、低緯度的高山地帶。山岳冰川發(fā)育在雪線以上的常年積雪區(qū)，沿山坡或槽谷呈線狀向下游緩慢流動。根據(jù)冰川形態(tài)、發(fā)育階段和地貌特征的差異，進一步分為:

①冰斗冰川。分布在雪線附近呈斗狀的洼地中，由冰雪積累而形成。規(guī)模不大，外形像一個湯匙，三面皆為陡峭的山坡環(huán)繞，只是在出口處流出短短的冰舌。

②懸冰川。短小的冰舌懸掛在山坡上，稱為懸冰川。

③山谷冰川。在谷地中呈帶狀的冰川。是規(guī)模最大的一種山岳冰川。以雪線為界，山谷冰川具有明顯的冰雪積累區(qū)和消融區(qū)。

(2)大陸冰川。發(fā)育在高緯度地區(qū)的冰川，不受地形影響，幾乎覆蓋于整個極地的陸地上，又稱冰蓋。大陸冰川占整個冰川的98%以上，冰層厚度可達3000m以上。

(3)過渡型冰川。

①山麓冰川。一條或幾條山谷冰川或復(fù)式山谷冰川流出山口，在山麓帶擴展或匯合成一片廣闊的冰原，叫山麓冰川。

②平頂冰川。又叫高原冰川或冰帽，其發(fā)育在雪線以上起伏和緩的高原或高山夷平面上。分布于高山地區(qū)的邊緣山地或高緯度地區(qū)的高原。這類冰川規(guī)模差別較大，面積數(shù)十至數(shù)千平方公里不等。

6.5.3.2　冰川的地質(zhì)作用

(1)冰川的剝蝕作用。冰川對地表具有很大的侵蝕破壞能力。冰蝕作用包括挖掘作用與磨蝕作用。

①挖掘作用。由于冰川自身的重量和冰體運動，致使底床基巖破碎，冰雪融水滲入節(jié)理，凍融交替，從而使裂隙擴大，巖塊不斷破碎，冰川就像推土機鏟土一樣，把松動的石塊挖起，并與冰凍結(jié)一起帶走。

②磨蝕作用。指冰川運動時，凍結(jié)在冰體中的大量巖石碎塊像鐵犁和銼刀一樣不斷地對冰床進行的削磨和刻蝕。冰川的磨蝕作用可在基巖上形成帶有擦痕的磨光面，冰川擦痕與冰川運動方向大致平行。

(2)冰川的搬運作用。冰川侵蝕產(chǎn)生的大量松散巖屑和由山坡上崩落下來的碎屑，進入冰川體后，隨冰川運動向下游搬運，稱為冰川的搬運作用。被冰川搬運的物質(zhì)稱冰運物。冰川搬運的方式，一為推運，即冰川前端以巨大推力像推土機一樣將地面物質(zhì)向前推進;另一種為載運，是浮載于冰川表面或內(nèi)部的物質(zhì)隨冰川一起運動。

①呈固體搬運，搬運力強，能將巨大的巖塊搬至遠處，這種巨大的巖塊稱為冰漂礫。

②冰運物在搬運途中彼此位置變化不大，因此磨圓作用十分微弱，在底部或冰蝕谷兩側(cè)的冰運物與冰床及其相鄰的巖石相互磨蝕，使冰運物顆粒逐漸變細，在大碎屑顆粒上可見冰擦痕。

③沒有分選作用，粗細碎屑一起搬運。

④可逆坡搬運。由于冰川是準塑性體、運動不易轉(zhuǎn)彎，直接可以頂滑上坡。

(3)冰川的堆積作用及冰磧物。冰川搬運力隨其消融而逐漸減弱時，冰運物便逐漸堆積下來。冰川直接堆積的物質(zhì)叫冰磧物。根據(jù)冰磧物在冰川體內(nèi)的不同位置，可分為表磧、內(nèi)磧、底磧、側(cè)磧、中磧、前磧和終磧。出露在冰川表面的叫表磧;夾在冰內(nèi)的叫內(nèi)磧;分布在冰川底部的叫底磧;分布在冰川邊緣的叫側(cè)磧;兩條冰川匯合后，側(cè)磧合并構(gòu)成中磧;位于冰川邊緣前端的冰磧物，叫做前磧;隨著冰川向前推進在冰川末端圍繞冰舌的前端的冰磧物，叫終磧(尾磧)。

冰磧物的特點:

①都由碎屑物組成;

②分選性極差，粗大的石塊和細的泥土混雜在一起，不具層理;

③磨圓度差，碎屑多具棱角;

④有的冰磧石和冰漂礫上可見磨光面或冰擦痕;

⑤冰磧內(nèi)保存有寒冷地區(qū)植物的孢子和花粉;

⑥碎屑物無定向排列。

冰磧物棱角鮮明，顆粒粗大，磨圓程度低。風積物顆粒細小，分選性好，一般是輕質(zhì)巖石的遺留品。沖積物介于兩者之間，分選較好，顆粒有大有小，分布有規(guī)律，磨圓好。

6.5.3.3　冰川地貌

冰川是準塑性體，冰川的運動包含內(nèi)部的運動和底部的滑動兩部分，是進行侵蝕、搬運、堆積并塑造各種冰川地貌的動力。但它不是塑造冰川地貌的唯一動力，是與寒凍、雪蝕、雪崩、流水等各種應(yīng)力共同作用。冰川地區(qū)的地貌景觀一般分冰蝕地貌、冰磧地貌和冰水堆積地貌三大類型(圖6－34)。

圖6－34　冰川遺跡:石陣，漂礫，冰斗湖

(1)冰蝕地貌。由冰川侵蝕作用塑造的地貌叫做冰蝕地貌。

①冰斗、刃脊和角峰。冰斗位于冰川的源頭，是一個圍椅狀洼地，三面是陡峭的巖壁，向下坡有一開口，開口處常有一高起的巖檻。冰川消退后，冰斗內(nèi)往往積水成湖叫冰斗湖。隨著冰斗的進一步擴大，斗壁后退，兩個冰斗或冰川谷地間的嶺脊不斷變窄，最后形成薄而陡峻、刀刃狀的鋸齒形山脊，稱為刃脊。當不同方向的數(shù)個冰斗后壁后退，發(fā)展成為棱角狀的陡峻山峰，叫做角峰。

②冰川谷。冰川谷的橫剖面似U形，稱為U形谷或槽谷，它是山岳冰川在運動過程中形成的谷地。

③冰蝕盆地與羊背石。在一些節(jié)理、片理或斷層發(fā)育的巖石分布地區(qū)，冰川的掘蝕作用較強烈，冰蝕作用的結(jié)果，常導(dǎo)致洼地的形成，這種低洼的地形叫冰蝕盆地。

在冰川基床上由基巖組成的小丘，常成群分布，遠望如匐匐的羊群，故名羊背石。羊背石長軸方向與冰流方向一致，向冰川上游方的一坡由于受冰川的磨蝕作用，坡度小，有許多擦痕;向冰川下游方，坡度較陡。每一小丘平面上呈橢圓形，兩坡不對稱。

(2)冰磧地貌。當冰川消融后，冰川所攜帶的大量冰磧物就地堆積，形成各種冰磧地貌。

①冰磧丘陵(基磧丘陵)。在冰川后退過程中，由于冰體逐漸消融，原來的表磧、內(nèi)磧和中磧都沉落到冰川谷底，和底磧一起合稱基磧。這些冰磧物受冰川谷底地形起伏的影響或受冰面和冰內(nèi)冰磧物分布的影響，形成波狀起伏的丘陵，稱冰磧丘陵或基磧丘陵。

②側(cè)磧堤。隨著冰川的退卻，山谷兩側(cè)的側(cè)磧在槽谷兩旁沉落，形成了與冰川流向平行的長條狀冰磧堤崗，叫做側(cè)磧堤。

③終磧堤(尾磧堤)。分布于冰川前緣地帶，當冰川末端的補給和消融處于相對平衡狀態(tài)時，冰磧物在冰舌前端不斷沉積下來，形成與河川流向近于垂直的弧形長堤，稱終磧堤(尾磧堤)。

④鼓丘。分布在終磧堤內(nèi)緣由冰磧物組成的橢圓形高地，長軸與冰流方向一致。因冰川流動過程中冰運物過多或受冰床基巖阻擋而堆積形成。

(3)冰水堆積地貌。冰川所攜帶的物質(zhì)受到冰融水的搬運和分選，會依照顆粒的大小，堆積成層，形成冰水沉積物和各種地貌，稱為冰水堆積地貌。它既保留了冰川作用的痕跡，又具備河流堆積物的一些特征。

①蛇形丘。蛇形丘是一種狹長而曲折的壟崗地形，它蜿蜒伸展如蛇，故稱蛇形丘。在冰川消融時期，冰融水很多，它們沿冰川裂隙滲入冰下，在冰川底部流動，形成冰下隧道，隧道中的冰融水攜帶許多沙礫，沿途搬運過程中將不斷堆積，填充冰隧道。待冰全部融化后，隧道中的沉積物就顯露出來，形成蛇形丘。

②冰礫阜、冰礫阜階地和鍋穴。冰礫阜是一種圓形或不規(guī)則的小丘，由有層次并經(jīng)分選的細粉砂組成，表面通常有一層薄的冰磧層覆蓋。它是冰面上小湖或小河的沉積物，在冰川消融后沉落于冰川谷中而成。

在冰川兩側(cè)，由于巖壁和側(cè)磧吸熱而使附近冰體融化，形成冰側(cè)河流，并帶來大量冰水物質(zhì)。當冰川全部融化后，這些冰水物質(zhì)就堆積在冰川谷的兩側(cè)，形成冰礫阜階地。

鍋穴是冰水沉積區(qū)內(nèi)的一種圓形洼地，常與冰礫阜相伴而生，規(guī)模較小，周圍壁陡直。它是埋在砂礫中的死冰塊融化引起的塌陷所形成。

③冰水扇和外沖平原。冰融水從冰川兩側(cè)或冰面、底部流向冰川前端時，由于地形展寬，坡度變緩，冰水攜帶大量沙礫物質(zhì)沉積下來，在終磧堤的外圍堆積成扇形堆積體，叫冰水扇。相鄰冰水扇擴展相聯(lián)形成冰水沖積平原，又名外沖平原。

④冰川湖與季候泥(紋泥)。冰川湖是由冰川挖掘成的洼坑和冰磧物堵塞冰川槽谷積水而成的一類湖泊。冰川湖有明顯的季節(jié)變化，夏季冰融水增多，攜帶大量物質(zhì)進入湖泊，一些砂和粉砂級的顆粒很快沉積下來，顏色較淡;秋冬季節(jié)，融水減少，一些長期懸浮湖水中的細粒粘土才開始沉積，顏色較深。這樣，一年內(nèi)在湖泊內(nèi)就沉積了粗細兩層沉積物，叫季候泥，又稱紋泥，是淡水湖內(nèi)具有明顯季節(jié)性變化特征的沉積。

6.5.4　凍土地貌

凡處于零溫或負溫，并含有冰的各種土(巖)，統(tǒng)稱為凍土。凍土按其凍結(jié)時間的長短，可分為季節(jié)凍土和多年凍土兩類。前者指冬季凍結(jié)、夏季全部融化的土層;后者指凍結(jié)持續(xù)多年，甚至可達數(shù)萬年的土層。冬季凍結(jié)，一二年不融化的土層稱為隔年凍土(一般厚10～20cm)。它是上述兩類凍土之間的過渡類型。

自極地向低緯度方向，多年凍土分布的特征是上限逐漸加大，厚度不斷減小。年平均地溫相應(yīng)升高。在北極諸島，上限趨近地面，凍土厚度達1000m以上，年平均地溫低達－15℃;在連續(xù)凍土帶南部，厚度減至100m以內(nèi)，地溫增至－3～－5℃左右;在南界附近(約北緯48°)，凍土層厚度僅1～2m，地溫接近0℃。我國東北北部大興安嶺一帶屬北半球多年凍土帶南緣，大約每向北移110km，多年凍土年平均地溫下降1～1.5℃，厚度增加20m左右。

中低緯度高山高原地區(qū)的凍土分布，主要受海拔高程的控制。一般來說，海拔愈高，凍土上限深度愈小，厚度愈大，地溫愈低。例如在我國境內(nèi)，海拔每升高100～150m，凍土上限深度減小0.2～0.3m，厚度增加30m，年平均地溫降低1℃。此外，高山高原凍土帶亦受緯度變化的影響，如青藏高原地區(qū)大約南移100～200km，地溫升高0.5～1℃，凍土厚度減小10～20m。由此看來，由高度控制的凍土動態(tài)變化遠較由緯度控制的為劇烈，這是和自然地帶總的分布狀況相一致的。

世界上凍土總面積占陸地總面積的25%。我國凍土的總面積約占全國總面積的22.3%，分布在東北北部山區(qū)、西部高山區(qū)及青藏高原。凍土在地球上的分布，具有明顯的緯度地帶性和垂直地帶性規(guī)律。

凍土區(qū)占據(jù)地球陸地大量面積，許多地區(qū)已經(jīng)是現(xiàn)代文明的中心區(qū)，極端凍土地帶的人類活動也越來越頻繁，凍土對人類的影響也日益明顯。在土建工程中，季節(jié)性凍土影響工程施工以及工程安全(圖6－35)，因而了解凍土規(guī)律是很有必要的。

圖6－35　青藏鐵路穿越永久凍土區(qū)和工程措施、凍脹鼓丘

6.5.4.1　凍土的影響因素

(1)氣候。凍土形成首先取決于溫度，只有在土層的溫度低于0℃以下時才能形成凍土。

(2)地形。主要表現(xiàn)在坡向和坡度上。陽坡日照時間長，受熱和水分蒸發(fā)多于陰坡，所以陽坡的凍土厚度比陰坡薄。凍土的發(fā)育，隨著坡度減小而減弱。

(3)巖性特點。含細顆粒和粘土多的土體以及泥炭，熱容量大，導(dǎo)熱率低，不易透水，利于凍土的形成;相反，對于顆粒粗大的砂土，不利于凍土的發(fā)育。

(4)植被與雪蓋。冬季，植被和雪蓋阻止土層中的熱量散失;夏季，植被和雪蓋可減少太陽對土體的輻射，進而使得地面溫差減小。

6.5.4.2　凍土的基本特征

多年凍土一般可以分為上下兩層:上層為冬凍夏融的活動層，下層是常年不化的永凍層。活動層每年凍結(jié)時均由上層開始，上層土的凍結(jié)膨脹，就會對下面未凍結(jié)的含水土層施加壓力，使未凍結(jié)層在剛性的永凍層上面發(fā)生塑性流動而產(chǎn)生揉皺變形，這一現(xiàn)象稱為凍融擾動構(gòu)造。

6.5.4.3　凍土地貌

凍融作用是指凍土層中的地下水和地下冰在氣溫周期性的正負變化影響下，不斷發(fā)生相變和遷移，使土層反復(fù)凍融，導(dǎo)致土體或巖層破壞、擾動和移動等現(xiàn)象，而在地表留下獨有的凍土地貌。

(1)雪蝕洼地與山原階地。在山地積雪洼地中，積雪場周圍及其底部的基巖，遭受著凍融作用強烈地破壞，重力與融水將凍融風化碎屑物向下搬運，因而形成了碟形雪蝕洼地。

山原階地常常分布在由基巖構(gòu)成的夷平山頂周圍。階地面平坦，多被薄層凍融風化碎屑物所覆蓋;階坎坡度較陡，基巖裸露，凍融風化強烈。

(2)石海、石河和石冰川。

①石海。在凍土地區(qū)山頂夷平面或緩坡等平坦地貌部位，基巖受凍裂風化，產(chǎn)生大量巨石、角礫，就地成片分布，形成石海。

②石河。山坡上寒凍風化產(chǎn)生大量碎屑滾落到溝谷，在重力和凍融作用下，發(fā)生整體運動，形成石河。

③石冰川。當冰川退縮后，聚集在冰斗和U形谷中的冰磧物，在凍融作用下順谷地下移，形成石冰川，

(3)多邊形土。當凍土活動層凍結(jié)后，在坡度平緩、由細粒土組成的冰緣地區(qū)，溫度繼續(xù)下降或土層干縮，便形成了被裂隙所圍繞的、中間略有突起的多邊形土。其規(guī)模大小不等，從地表平面看，呈多邊形，從剖面上看，呈楔形。

(4)石環(huán)、石圈、石帶。

①石環(huán)。是由較細粒土為圓心，周圍由較大礫石組成的一種環(huán)狀凍土地貌。石環(huán)是凍土區(qū)中顆粒大小混雜的松散砂礫層，由于飽含水分，經(jīng)頻繁凍融交替，發(fā)生物質(zhì)分異造成。

②石圈。石圈是在斜坡上變形的石環(huán)，常成橢圓形，它的前端由大石塊構(gòu)成石堤。

③石帶。在較陡的山披上，石圈前端常分開，經(jīng)凍融分選的大巖塊，集中在順坡縱長延伸的裂隙中，形成石帶。

(5)熱融地貌與融凍泥流階地。

①熱融地貌。也稱熱力喀斯特。在冰緣地區(qū)由于氣候轉(zhuǎn)暖或開墾荒地、工程建設(shè)等人類經(jīng)濟活動的影響，破壞凍土層的熱平衡，使多年凍土層上部地下冰融化，活動層加大，土體體積縮小，土層因重力壓縮而發(fā)生沉陷，形成了沉陷漏斗、淺洼地和沉陷盆地等熱融地貌。當其積水以后，則稱為熱融湖。

②融凍泥流階地。坡地上由凍融風化產(chǎn)生的碎屑物，在一定水分參與下受重力作用和反復(fù)凍融交替，順坡滑動，形成融凍泥流。融凍泥流在向下蠕動途中，通到障礙或坡度變緩時而產(chǎn)生的臺階狀堆積地貌稱泥流階地。

(6)冰核丘、冰丘。

①冰核丘。凍土層中常夾有未凍結(jié)層，未凍結(jié)層中的水分在地下慢慢凝聚成冰體，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凍結(jié)成丘狀冰體。

(7)土溜階坎。

在多年凍土區(qū)，地表濕度很大的松散沉積物，在融冰時沿坡向下流動，前端常成一陡坎，叫土溜階坎。

6.5.5　喀斯特地貌

喀斯特(KARST)即巖溶，是水對可溶性巖石(碳酸鹽巖、石膏、巖鹽等)進行以化學溶蝕作用為主，流水的沖蝕、潛蝕和崩塌等機械作用為輔的地質(zhì)作用，以及由這些作用所產(chǎn)生的現(xiàn)象的總稱。由喀斯特作用所造成地貌，稱喀斯特地貌(巖溶地貌)。

喀斯特是南斯拉夫西北部伊斯特拉半島碳酸鹽巖高原的地名，當?shù)胤Q為Kras意為巖石裸露的地方。中國是世界上對喀斯特地貌現(xiàn)象記述和研究最早的國家，早在晉代即有記載，尤以明徐宏祖(1586—1641)所著的《徐霞客游記》中的記述最為詳盡。中國也有世界上最美的喀斯特地貌(圖6－36)。

圖6－36　桂林山水

喀斯特可劃分許多不同的類型。按出露條件分為:裸露型喀斯特、覆蓋型喀斯特、埋藏型喀斯特。按氣候帶分為:熱帶喀斯特、亞熱帶喀斯特、溫帶喀斯特、寒帶喀斯特、干旱區(qū)喀斯特。按巖性分為:石灰?guī)r喀斯特、白云巖喀斯特、石膏喀斯特、鹽喀斯特。此外，還有按海拔高度、發(fā)育程度、水文特征、形成時期等不同的劃分等。由其他不同成因而產(chǎn)生形態(tài)上類似喀斯特的現(xiàn)象，統(tǒng)稱為假喀斯特，包括碎屑喀斯特、黃土和粘土喀斯特、熱融喀斯特和火山巖區(qū)的熔巖喀斯特等。它們不是由可溶性巖石所構(gòu)成，在本質(zhì)上不同于喀斯特。

6.5.5.1　巖溶及巖溶作用過程

巖溶作用是指在可溶性巖石地區(qū)，在地表水和地下水的化學過程(溶解和沉淀)和物理過程(流水的侵蝕和沉積，重力崩塌等)的共同作用下，對可溶性巖石的破壞和改造作用。以溶解過程為主。

以碳酸鹽巖區(qū)域來說，當?shù)叵滤泻卸嗔緾O2時，就會溶解碳酸鹽巖石。由于CO2可大量來自土壤和大氣，使地下水不斷得到CO2補充，溶蝕作用就可持久進行。如果壓力降低或溫度升高，水中的CO2逸出，沉淀出CaCO3。

6.5.5.2　巖溶發(fā)育的基本條件

(1)巖石的可溶性。

可溶性巖石的存在，是形成巖溶的先決條件。巖石的可溶性取決于巖石的結(jié)構(gòu)及成分。

①巖石的成分。根據(jù)巖石的可溶性分為三類，包括:碳酸鹽類巖石(石灰?guī)r、白云巖、泥灰?guī)r等);硫酸鹽類巖石(石膏、硬石膏和芒硝);鹵鹽類巖石(鉀、鈉、鎂鹽巖石等)。它們的溶解度以鹵鹽最高，碳酸鹽類最低。但碳酸鹽巖石分布很廣，巖溶仍然是以碳酸鹽類巖石最為發(fā)育。

②巖石的結(jié)構(gòu)。晶粒愈小，相對溶解度就愈大，隱晶質(zhì)和細晶質(zhì)的溶解度比粗晶質(zhì)高;不等粒結(jié)構(gòu)比等粒結(jié)構(gòu)的相對溶解度更大。

(2)巖石的透水性。

巖石的透水性創(chuàng)造了水和可溶性巖石廣泛接觸的可能性，使溶蝕作用不限于巖石的表面，還能向深部發(fā)展。巖石的透水性取決于裂隙率和孔隙度以及巖層產(chǎn)狀。

(3)水的溶蝕性。

水的溶蝕能力主要取決于CO2的含量。其含量愈高，碳酸鹽類巖石的溶解度也愈高。

(4)水的流動性。

水流不斷循環(huán)流通，補充新鮮的CO2能更充分地進行巖溶作用。

6.5.5.3　巖溶地貌

喀斯特地貌分布在世界各地的可溶性巖石地區(qū)。占地球總面積的10%。從熱帶到寒帶、由大陸到海島都有喀斯特地貌發(fā)育。較著名的區(qū)域有中國廣西、云南和貴州等省(區(qū))，越南北部，南斯拉夫狄那里克阿爾卑斯山區(qū)，意大利和奧地利交界的阿爾卑斯山區(qū)，法國中央高原，俄羅斯烏拉爾山，澳大利亞南部，美國肯塔基和印第安納州，古巴及牙買加等地。中國喀斯特地貌分布廣、面積大。主要分布在碳酸鹽巖出露地區(qū)，面積約91～130 萬km2。其中以廣西、貴州、云南和四川青海(即云貴高原)東部所占的面積最大，是世界上最大的喀斯特區(qū)之一;西藏和北方一些地區(qū)也有分布。

喀斯特地貌在碳酸鹽巖地層分布區(qū)最為發(fā)育。該區(qū)巖石突露、奇峰林立，常見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，溶溝、落水洞、盲谷、干谷、喀斯特洼地等喀斯特負地形;地下喀斯特地貌有溶洞、地下河、地下湖等;以及與地表和地下密切相關(guān)聯(lián)的豎井、芽洞、天生橋等喀斯特地貌。

(1)地表巖溶。

①溶溝和石芽。當可溶性巖石在地表出露后，在水流的作用下，發(fā)生不均衡的溶蝕，沿層面及其他裂隙較強烈處，逐漸形成許多凹槽，稱為溶溝，其間的突起部分稱石芽。

石林是特別巨大的石芽，生成在近于水平的巨厚層或厚層石灰?guī)r之上，具有兩組以上的垂直節(jié)理，地形一般較平坦。云南路南石林，高達20～30m，密布如林，故名石林。

②溶蝕漏斗和塌陷漏斗。在兩組裂隙的交匯處或原始地形較低洼處，地下水沿裂隙向下溶蝕發(fā)展，形成碟形或圓形洼地，平面輪廓為圓形或橢圓形，其寬度較深度大，稱為溶蝕漏斗。如果地下洞穴的洞頂崩塌，形成漏斗狀的洼地，稱為塌陷漏斗。

③溶蝕洼地。溶蝕漏斗逐漸溶蝕擴大而成小型封閉洼地，平面形態(tài)為圓形或橢圓形，其長軸常沿構(gòu)造線發(fā)育，稱溶蝕洼地。

④落水洞和豎井。落水洞是連接地表水流和地下暗河的垂直管道。一般沿裂隙發(fā)育，受裂隙的形態(tài)控制，可以是垂直的，也可是傾斜的，其寬度比深度小得多。豎井是暗河頂部崩塌而形成的。豎井與一般井狀落水洞的區(qū)別在于其井壁特別陡直，往往可以從豎井中直接看到暗河的水面。

⑤巖溶盆地。又稱坡立谷或巖溶谷地，是大型的有地表河流穿過的巖溶洼地。面積較大，可達十余至上百平方公里。

⑥干谷和盲谷。水流沿落水洞或溶蝕漏斗轉(zhuǎn)入地下，遺留在地表的干涸河谷稱干谷。

在巖溶區(qū)，常見河谷上游的水流從某一陡壩下的泉眼涌出，而河流流向的前方有一陡坎阻擋，陡坎下方有一落水洞，河水沿落水洞流入地下，這種上下游封閉的谷地叫盲谷。轉(zhuǎn)入地下的河流，叫伏流。

⑦峰叢、峰林和孤峰。峰叢指成簇突起于石灰?guī)r山地或高原面上的溶蝕殘丘，峰林是基部微微相連的成群石灰?guī)r山峰，是峰叢進一步發(fā)展的結(jié)果，孤峰是孤立的石灰?guī)r山峰，是峰林進一步發(fā)展的結(jié)果。

⑧天生橋。多為水平溶洞或暗河頂部崩塌后的殘余部分。

(2)地下巖溶(圖6－37)。

圖6－37　地下溶洞景觀與天坑

①溶洞。溶洞又稱洞穴，是地下水沿著可溶性巖石的層面、節(jié)理或斷層進行溶蝕和侵蝕而成的地下管道。當?shù)叵滤刂扇苄詭r石的較小裂隙和孔道流動時，水流的溶蝕作用使裂隙不斷擴大，地下水除繼續(xù)進行溶蝕作用外，還產(chǎn)生機械侵蝕作用，加速地下孔道擴大成洞穴。

②洞穴堆積物及其形態(tài)。溶洞及其他巖溶裂隙與管道內(nèi)的堆積物，稱為洞穴堆積物。這些堆積物形成一些特殊的形態(tài)。按成因分為:

化學堆積物。地下水沿著石灰?guī)r細小的孔隙和裂隙流動時，溶解CaCO3，水流入洞穴時，壓力降低，溫度升高，水中CO2逸出，就沉淀出CaCO3。如水自洞頂下滴，邊滴邊沉淀，可形成自洞頂向下垂直生長的石鐘乳。滲出水滴落洞底后，CaCO3就在洞底沉淀并向上生長形成石筍。石鐘乳與石筍長大后連成一體，稱石柱。如果地下水沿著洞壁裂隙成層狀滲出，能沉淀成石簾、石瀑布和石幔等。

機械堆積物。包括河流沉積，湖泊沉積和崩塌沉積三種。河流沉積物是地下河沉積的小礫石和砂。湖泊沉積是一種具有極薄層理的粘土―粉砂沉積，它們是在地下湖中沉積的。崩塌沉積物是從洞頂、洞壁崩塌下來的一些碎屑堆積物，常和洞底的石灰華、粘土混雜在一起，膠結(jié)以后就成為堅硬的角礫巖。

生物堆積物。一些離水源較近，洞口向陽，出入方便的洞穴，常成為原始人類和各種動物的住所，如北京周口店北京猿人和山頂洞人，是在石灰?guī)r洞中發(fā)現(xiàn)的。在熱帶和亞熱帶的洞穴中常有鳥糞堆積。

(3)地下河和巖溶泉。

①地下河。是石灰?guī)r地區(qū)地下水沿裂隙溶蝕而成的地下水匯集和排泄的通道。

②巖溶泉。巖溶洞穴的出口處常形成泉。

喀斯特研究在理論和生產(chǎn)實踐上都有重要意義?？λ固氐貐^(qū)有許多不利于生產(chǎn)的因素，需要克服和預(yù)防，也有大量有利于生產(chǎn)的因素可以開發(fā)利用?？λ固氐V泉、溫泉富含有益元素和氣體，有醫(yī)療價值?？λ固囟囱ê凸趴λ固孛嫔细鞣N沉積礦產(chǎn)較為豐富，古喀斯特潛山是良好的儲油氣構(gòu)造?？λ固氐貐^(qū)的奇峰異洞、明暗相間的河流、清澈的喀斯特泉等，是很好的旅游資源。

特別需要指出的是，在喀斯特地區(qū)，有較強的滲漏，發(fā)展灌溉需要充分考慮土壤特點，避免渠系滲漏損失和減少農(nóng)田漫灌，應(yīng)充分發(fā)展現(xiàn)代節(jié)水灌溉新技術(shù)。在巖溶地區(qū)施工，應(yīng)該摸清地下溶洞規(guī)律、可能的塌陷，水庫的滲漏等一系列問題。

【思考題與習題】

1.討論水與環(huán)境的關(guān)系。

2.暫時性流水的類型和特點是什么?

3.工程實踐中哪些方面與暫時性流水有關(guān)?

4.河流地質(zhì)作用是怎樣的?

5.湖泊和沼澤與我們生活有什么關(guān)系?與水利工程有什么關(guān)系?

6.黃土地貌有什么特點?

7.沙漠與水利工程有哪些相關(guān)性?

8.查閱青藏鐵路修建中如何克服凍土問題。

9.巖溶地貌的形成原因是什么?地下巖溶的分布與特點是怎樣的?