地貌學教案設計

地貌學課堂教案

第一章緒論

第一節(jié)地貌學的研究內(nèi)容

?,地貌及地貌學

1.概述

固體地球表面是起伏不平的，因此他可被分成多個規(guī)模不等，起伏各異，高低有別的形態(tài)單元。就

地球上最大規(guī)模的形態(tài)單元而言，是大陸與海洋的分異。在大陸上疊加著山地，平原，丘陵，高原等次?

級的形態(tài)單元；而在海洋中又有大洋盆地，大洋中脊，海溝和島弧等，在大陸的山地中，地表起伏又可被

分為沖溝，河谷等小級別的形態(tài)單元。地球表面上這些各種各樣的形態(tài)單元就構(gòu)成了千差萬別的地貌。

地貌學是研究地球表面起伏形態(tài)及其發(fā)生，發(fā)展，分布，動態(tài)規(guī)律的科學。

2,地貌與地形的差異

不同地貌有著不同的成因，如大陸和海洋，它們與整個地球內(nèi)部物質(zhì)構(gòu)成和運動有關，確切的講，

與地殼組成和巖石圈運動相關聯(lián)；而沖溝和河谷的形成和發(fā)展又與氣候控制的流水相聯(lián)系。因此要研究地

貌的成因，演化與分布，僅分析地球表面的起伏，高低是不夠的，還應注意固體地球較深部位的構(gòu)成和運

動規(guī)律，固體地球表面以上的大氣圈的運動和氣候帶展布規(guī)律。所以說，地貌不僅是地球表面起伏的形態(tài),

而且還包括構(gòu)成這些起伏的地殼和巖石圈物質(zhì)以及作用于其上的大氣和生物過程。僅研究地球表面起伏的

是地形學，這就是地貌與地形的差異所在。較科學地說，地貌學是研究地貌及其成因，發(fā)展和結(jié)構(gòu)的科學。

二，地貌學的研究內(nèi)容

1,地貌的形態(tài)特征及物質(zhì)組成

2,地貌的形成

不同地貌有著不同的成因，但概括地講，地貌是由兩種原因造成的。一是地球的內(nèi)力作用，二是外

力作用。所謂內(nèi)力作用是指由地球內(nèi)部的熱能，化學能，重力能及地球旋轉(zhuǎn)能引起的作用，它主要包括地

殼運動，巖漿作用，變質(zhì)作用，火山和地震等。外力作用是指地殼表面以太陽能，重力能，日月引力能為

能源，通過大氣，水，生物等形成系列地表作用過程。外力作用按外力性質(zhì)主要分為如下兒類：流水作

用，地下水作用，波浪作用，冰川作用，風沙作用。這些外力作用在地貌形成上主要表現(xiàn)為風化，侵蝕，

搬運和堆積作用。外力作用造成風化，侵蝕，搬運和堆積四個方面相互聯(lián)系，不可分割。

地貌是內(nèi)外營力共同作用的結(jié)果，內(nèi)力作用造就地表的起伏，外力作用使地表原有的起伏不斷降低

變緩，因此地貌形成過程中的內(nèi)外營力是一對矛盾。地貌的形成不僅取決于內(nèi)外營力作用類型的差異，而

且還取決于內(nèi)外營力過程的對比。

3,地貌的發(fā)展

地球表面所有的地貌都不是?成不變的，它們總是處于發(fā)展變化之中。因此地貌學不僅研究的

地貌特征，還研究過去的地貌和推測未來的地貌發(fā)展趨勢。

①古地貌：形成于地質(zhì)歷史時期，并與現(xiàn)代的構(gòu)造和氣候條件不相符合的地貌。

②歷史地貌：形成于歷史時期的地貌

③地貌演化的基本特征

繼承性趨向性不可逆性變異性階段性

各種類型和成因的地貌在地球上的分布不是雜亂無章的，它們具有其內(nèi)在的規(guī)律性，就內(nèi)力為主形成

的地貌來說，地貌的分布與一定的大地構(gòu)造格局，構(gòu)造活動相聯(lián)系。以青藏高原大地構(gòu)造格局來說，自南

而北以次分布有喜馬拉雅山脈一印度河雅魯藏布河谷地一岡底斯山脈一藏北高原一唐古拉山脈一羌塘高原

一昆侖山脈一柴達木盆地一祁連山脈。它們的形成與青藏高原自南向北的大地構(gòu)造格局有關，各山脈都位

于不同時期板塊碰撞帶上，構(gòu)造相對活動，而主要的高原為具有較老結(jié)晶基地的地塊，構(gòu)造相對穩(wěn)定并具

有整體性。

各種外力作用深受氣候和自然條件的影響，氣候和自然環(huán)境的水平地帶性和垂直地帶性決定了以外力

為主形成的地貌也具有水平和垂直地帶性分布規(guī)律。例如，在熱帶濕潤地區(qū)，外力作用主要為流水作用和

喀斯特作用，地貌主要為流水地貌，喀斯特地貌和坡地地貌。而在雪線以上的高山和高緯度地區(qū)，氣候寒

冷，終年積雪，形成的地貌主要是冰川地貌。在寒帶和雪線與林線之間的亞高山地區(qū)，雖不能終年形成冰

川，但氣溫的年較差和日較差較大，地表經(jīng)常處于凍融狀態(tài)，形成的地貌主要是冰緣地貌和各種凍土現(xiàn)象。

在副熱帶高壓控制地區(qū)，降水稀少，氣候干旱，地表裸露，風沙作用盛行，形成的地貌主要是荒漠地貌。

綜上所述，地貌學的研究內(nèi)容主要是地球表面的各種形態(tài)特征，形成地貌的內(nèi)外營力作用，地貌的形

成機制，演化規(guī)律，內(nèi)部結(jié)構(gòu)和空間分布特點。

第二節(jié)地貌的構(gòu)成和形態(tài)測量

地貌的構(gòu)成

1,要素地區(qū)表面任何一種地貌都是由多次重復，彼此互相交替的各個地貌形態(tài)所組成的，而每

個形態(tài)乂都是由地貌要素構(gòu)成。地貌要素主要包括兩個方面，兒何形態(tài)要素和組成物質(zhì)要素。

①幾何形態(tài)要素

地貌的兒何要素主要分為三種：地貌面，地貌線，地貌點

地貌面根據(jù)其產(chǎn)狀可以區(qū)分為平面（傾角小于2度）和斜坡（傾角大于2度）

地貌線兩地貌相交形成的?條線，有時稱為棱。地貌線可以是直線也可以是曲線。

地貌點三個或三個以上的地貌面相交形成的點

②組成物質(zhì)要素

地貌的組成物質(zhì)要素主要分為兩種：基巖物質(zhì)，沉積物質(zhì)。

地貌的形成演化信息隱藏在構(gòu)成地貌的要素中間，分析地貌的要素特征是研究地貌形成演化的

基礎。

2,地貌的基本形態(tài)與組和形態(tài)

①基本形態(tài)由?個或兒個地貌幾何形態(tài)要素組成的形態(tài)比較規(guī)則的兒何體稱為地貌基本形態(tài)。?

個地貌基本形態(tài)是由一個單一的地貌過程形成的。例如，一個洪積扇由扇頂，扇緣和扇面組成，其形成于

溝口出山口的堆積。

②組和形態(tài)在成因上相互聯(lián)系的多個地貌基本形態(tài)有規(guī)律的組合在一起構(gòu)成的地貌形態(tài)稱為地貌

的組合形態(tài)。例如，一個河谷形態(tài)，他由河床，河漫灘，谷坡及階地四個地貌基本形態(tài)有規(guī)律的排列在河

流兩側(cè)構(gòu)成。這四個地貌基本形態(tài)在成因上相互聯(lián)系?，F(xiàn)代河床和河漫灘由現(xiàn)代河流作用形成，而階地是

由古代河流作用形成，而谷坡是因河流下切造成的坡地過程形成。

地貌組和形態(tài)有大有小，根據(jù)其規(guī)模的大小可將地貌組合形態(tài)分為如下幾類：

星體地貌例如，陸地和海洋（占據(jù)面積在幾十萬和幾百萬km?以上）

巨地貌例如，山系（占據(jù)面積在幾萬和幾十萬km?以上）

大地貌例如，山脈（占據(jù)面積在幾百和幾千km?以上）

中地貌例如，河谷盆地（占據(jù)面積在幾十km?）

小地貌例如，單個洪積扇

微地貌例如，沙波紋

二，地貌形態(tài)的描述和測量

地貌學是研究地貌的科學，地貌形態(tài)特征的研究是地貌學研究的主要內(nèi)容之一，也是研究地貌形成，

發(fā)展的基礎。因此地貌形態(tài)特征的研究具有極為重要的意義。那么地貌形態(tài)特征如何測量，乂是用何指標

反映它們的呢？下面介紹幾種基本的地貌形態(tài)的描述和測量方法。

1,面積

2,高度和深度高度和深度指標是描述地貌形態(tài)最重要的指標之一。根據(jù)地貌的高度和深度，陸

地地貌可分為低地貌(0-20m)和高地貌(>200m)；海洋地貌可分為：淺海地貌(0-200m),次深海

地貌(200-3000m),深海地貌(3000—6000m),超深海地貌06000m)。

3,垂直切割深度指一個地貌單元內(nèi)最高點與最低點之間的高差。根據(jù)地貌的垂直切割深度，可

將地貌分為：平原(<50tn)，丘陵(50-200m)，山地0200m)

4,地面坡度坡度對研究現(xiàn)代地貌過程和了解地貌發(fā)育有很強的重要作用。根據(jù)坡度可以對地貌

進行分類。蘇聯(lián)學者根據(jù)地面的平均坡度將地貌形態(tài)分為：平坦平原,波狀平原(0.5-1°),平原

丘陵(1-4。),丘陵(4-7°),山地(7-24。),高山(>24°)。

5,水平切割密度單位面積上侵蝕網(wǎng)的長度。根據(jù)地面的水平切割密度也可將地貌進行分類。前

蘇聯(lián)學者根據(jù)水分線距侵蝕谷地線的遠近，將地貌分成如下幾類：弱切割地貌01000m),中等切割地貌

(500-1000m),顯著切割地貌(100—500m),強切割地貌(50—100m),極強切割地貌(<50m).

三，地貌年齡

1,地貌年齡

所謂地貌年齡是指某一地貌形成的年代。根據(jù)地貌學現(xiàn)在的研究水平，地貌的年齡有三個概念來表示，

即相對年齡，地質(zhì)年代和絕對年代。

①相對年齡地貌的相對年齡源于-美國的地貌學家W.Davis的“地貌侵蝕循環(huán)理論”。根據(jù)

Davis的觀點，地貌發(fā)育是有階段性的，不同階段的地貌有不同的形態(tài)特征，根據(jù)地貌發(fā)育的階段性，他將

地貌發(fā)育階段分為“幼年期”，“壯年期”，“老年期”。地貌的相對年齡就是指地貌發(fā)育的這種相對階

段。

②地質(zhì)年齡某一地貌形成的地質(zhì)時期。

③地貌的絕對年齡某一地貌形成的絕對年代，通常以距今多少年來表示。

2,確定地貌年齡的方法

①相關沉積法

②年界法

③殘留風化殼法

④巖相過渡法

第三節(jié)地貌學的基本研究方法

地貌學的基本研究方法包含兩個方面

一,野外研究方法

1.形態(tài)研究包括形態(tài)的特征，組合，分布和測量。

2,組成物質(zhì)研究包括物質(zhì)的顏色，形態(tài)特征(例如：球度，磨圓度等)

3,形成條件的研究包括新構(gòu)造運動狀況，地質(zhì)與構(gòu)造特征，各種外力特征。

4,地貌過程的觀測

5,地貌成因分析

二，室內(nèi)研究方法

1,地形圖分析

2,遙感分析

3,沉積物分析

粒度分析

化學分析

礦物分析

掃描電鏡分析

4,模擬研究

5,年代分析

C”測年自然界中存在C12,C'3,C”三種碳同位素，其中C"不穩(wěn)定發(fā)生衰變，假定自然界中C14

含量不變，加之CM有一定半衰期約5568年，就可以測定一些與自然界不發(fā)生碳同位素交換的地質(zhì)樣品的

年齡。

K-Ar法自然界中有K31K40,三種鉀同位素，其中K%為長壽同位素半衰期為128,000Y,K40

可通過B衰變和K層電子俘獲變成Ca"和Ar?通過測試樣品中Ar"和剩余的K4°的含量，可以確定樣品

形成年代。

鈾系法

熱釋光

占地磁

第四節(jié)地貌學的發(fā)展簡史

地貌學在國外的發(fā)展概述

W.Davisc學說

W.Penck學說

C.L.King學說

五六十年代部門地貌學的發(fā)展

系統(tǒng)地貌理論

板塊構(gòu)造理論對地貌學的影響

二，我國地貌學的發(fā)展

第二章全球大地構(gòu)造地貌

引言

一,地貌是內(nèi)外力相互作用的結(jié)果

地貌形態(tài)不僅是外營力作用的產(chǎn)物，而且在很大程度上受內(nèi)力作用控制?？梢哉f，地貌是內(nèi)外營力綜

合作用的產(chǎn)物。在研究地貌的發(fā)生和演化規(guī)律時，兩種營力都不可忽視。

二，內(nèi)力作用與構(gòu)造地貌

反映內(nèi)力作用的地殼變動，巖漿活動和地質(zhì)構(gòu)造的地貌，稱為構(gòu)造地貌。簡而言之，主要由

內(nèi)力作用形成的地貌稱為構(gòu)造地貌。改造地貌學就是研究各種內(nèi)力作用與地貌之間的關系的。它包括兩個

方面的內(nèi)容：一是從內(nèi)力因素方面解釋地貌發(fā)生發(fā)展；二是根據(jù)地貌形態(tài)分析內(nèi)力作用的性質(zhì)，強度，類

型和特征。兩個方面相輔相成，不可分割。

三，構(gòu)造地貌的規(guī)模

根據(jù)構(gòu)造地貌的規(guī)模和其形成的內(nèi)力性質(zhì)，可將其分為三類：1,大陸和海洋，即造成地球表

面最大?級地貌形態(tài)差異的海陸分布，稱為星體地貌。它主要由宇宙性的動力作用形成。2,大陸和海洋中

的大的地貌形態(tài)和地貌單元，如陸地上的山系，高原，平原等，海洋中的打樣中脊，洋盆等，它們是由大

地構(gòu)造作用形成和控制的，稱為巨地貌或大地構(gòu)造地貌。3,某?局部的小型構(gòu)造地貌形態(tài)，如火山，單面

山，向斜谷等，它們是由地質(zhì)構(gòu)造的較小規(guī)模的內(nèi)力作用控制形成的，往往疊加在巨地貌上，又稱地質(zhì)構(gòu)

造地貌。

四，研究意義

1,解釋地貌的發(fā)育和演化規(guī)律

2,根據(jù)地貌分析地質(zhì)構(gòu)造特征，為找礦找水服務

3,根據(jù)地貌分析地質(zhì)構(gòu)造的活動性質(zhì)，揭示新構(gòu)造活動和活動斷層的活動規(guī)律，預報地震和地震

危險區(qū)。

第一節(jié)大陸與海洋

一，大路和海洋的分布

整個地殼表面面積為5.1億kmZ,據(jù)統(tǒng)計，陸地面積約占29.2%,而海洋面積約占70.8%。從大地構(gòu)造

的角度看，大陸架和陸坡也是大陸的一部分，這樣算起來，大陸約占35%,海洋占65%,兩者構(gòu)成地球I:

的兩大基本地貌單元。

根據(jù)不同高度的地貌所占面積的比例，可以畫出地表起伏的曲線，由曲線可以看出，大陸和海洋在地

表呈兩個明顯的臺階。第級臺階分布在一3000^--6000m,平均深度為一3729m大部分為洋低。第二級

臺階分布在1000200m,平均高度為875m,大部分為陸地，一部分為陸架。

海陸分布的另一特點是其分布的不均勻性。大部分陸地分布在北半球，占此半球總面積的39%。而南

半球陸地僅占南半球總面積的17%左右。

地表最大的起伏為20km,最高的山峰為珠穆朗瑪海拔8848m，最深的海洋為馬里亞納海溝說一11022m,

地表平均高度為一2450m。

二，大陸與海洋分異的原因

1,陸殼與洋殼

①組成物質(zhì)差異除高度差異外大陸和海洋另一重大差異是其組成物質(zhì)的差異。莫霍面

以上的地球外層堅硬的部分稱為地殼。據(jù)研究地殼主要由兩部分組成：?部分稱硅鋁層（Si占73%,A1

占16%）,密度為2.7g/cn?在地殼圈層中不連續(xù)，主要由花崗巖組成，又稱花崗巖層。另一部分為硅鎂層

（Si占49%,Mg和Fe占18%,AI占16%）,密度為2.9g/cn?,主要由玄武巖構(gòu)成，又稱玄武巖層。其

在地殼圈層中是連續(xù)的，分布在地殼的下部。

②厚度差異陸殼厚度大，一般為30-50km。最厚可達70km左右，在青藏高原和天

山地區(qū)。組成物質(zhì)以硅鋁層為主，厚度可達15—40km,其下為硅鐵層。洋殼厚度小，一般為5—15km,組

成物質(zhì)主要為硅鎂層，表層有極薄的沉積物，缺少硅鋁層。

③地球物理差異在重力方面，大洋和陸地也存在不同。一般來說，大洋深處存在著+

200-+450豪伽的重力正異常。而在大陸高山地區(qū)則存在著一1500?-500豪伽的重力負異常。

另外洋殼與陸殼的差別是：陸殼下的上地幔物質(zhì)為榴輝巖，莫霍面是包含同一化學組成，不同物理狀

態(tài)（玄武巖與榴輝巖）的物相界面。洋殼下的上地幔物質(zhì)為橄欖巖，莫霍面是區(qū)分基性巖（玄武巖）與超

基性巖（橄欖巖）的化學界面。

2,地殼均衡

由于固體地殼在熔融狀態(tài)的地幔之上，好似水面上的冰塊一樣。地殼厚的地方突出地表的越高，插入

地幔的越深：反之，地殼薄的地方下部越淺。這就是地殼均衡。

早在十九世紀中葉，人們就認識到了這種地殼均衡，設計了不同模式來解釋?？偲饋碛袃煞N觀點：

①英國學者普拉特(1854)認為，地殼的密度是不均一的，但地殼下有一均衡面，且這

個面是一個平面。為了保持均衡，均衡面以上，密度較小的地段，地勢就高；而密度較大的地段地勢較低。

②艾里(1855)則認為：地殼下的均衡面不是一個平面，而是有起伏的。但均衡面上的物

質(zhì)相同，只是均衡面的深度不同。為了平衡，地勢高的地段，插入地幔的部分越深，而地勢低的地方，插

入地幔部分則較淺。

而實際情況是，地殼下面的均衡面即是起伏的，同時物質(zhì)又是不均一的。根據(jù)W.A.Heiskanen的意見，

實際地殼均衡63%是艾里模式來成，而37%由普拉特模式進行。這就解釋了大洋與大陸顯體地貌的成因。

3,大陸漂移與板塊構(gòu)造

地學界對陸地與海洋的成因一直有兩種觀點：固定論和活動論

活動論學派由來已久，在20世紀初德國學者魏格納首次提出大陸漂移學說，解釋海陸分布。但由于種

種缺陷一直沒有被接受，到20世紀中葉，由于深海鉆探的發(fā)展，大洋研究的深入，發(fā)現(xiàn)海底擴張。在海底

擴張和大陸漂移的基礎上，提出了板塊構(gòu)造學說，并用其解釋大陸海洋的成因的問題。

A,板塊的概念巖石圈具有較高的強度和剛性，在固體地球外層基本上是連續(xù)分布的，但它不是

?個整體，他被大洋中脊的許多斷裂分割，這些被分割的呈塊狀的巖石圈稱為板塊。板塊內(nèi)部是個相對

整體，它可以在軟流圈上滑動，板塊運動就造就了地球上的海陸分布和許多地貌形態(tài)。

B,板塊的運動板塊有三種不同的運動方式

①相被運動例如，洋脊。形成于張應力。

②相向運動例如，碰撞，俯沖帶。形成于壓應力。

③相切運動例如，圣?安德列斯斷層。形成于扭應力。

第二節(jié)大地構(gòu)造地貌

一,海洋巨地貌

1.大洋中脊分布在大洋中心部位，是地球上最大的海底山系。大洋中脊在大西洋，印度洋，太

平洋都有分布，并且相互連通，全長約8萬km,水深約3()00-4000m,高于兩側(cè)的洋盆約1000m左右。

全世界洋中脊僅在冰島露出海面出露，大洋中脊寬度不一，最寬可達1000-1500km以上。擴張速度1-

2cm/a。大洋中脊由一系列與脊軸平行的嶺谷組成，越接近脊軸。嶺越高，谷越深。其形成是地幔上涌造成

的海底擴張，洋脊是最新的海底。

2,深海盆地組成物質(zhì)主要為玄武巖和其上的沉積巖與松散沉積物。深海中沉積物的沉積速率相

當緩慢，僅有幾個mm/a,最小可達幾個mm/ka。深海盆地的一側(cè)與大洋中脊坡麓相接，另一側(cè)與大陸一海

岸過渡區(qū)地貌相連，是由海底擴展形成，距洋中脊愈遠年代愈老。洋盆中的地貌主要有兩種：深海平原與

海嶺。水下火山與大洋島嶼常常分布在深海盆地中。

二，大陸一海洋過渡區(qū)巨地貌

1,島弧一海溝一邊緣海盆地

①形態(tài)和構(gòu)造

島弧呈弧形主要由鈣一堿性火山巖和深成巖組成，有較強的地震和火山活動。例如，阿留申群島。

海溝位于島弧外側(cè)，寬40—70km,一般深度5000-8000m其靠陸側(cè)坡陡大于10°,靠洋側(cè)坡緩，約

3-8%熱流值低，重力負異常一100^—150豪伽，有淺源地震。

邊緣海盆地位于島弧與大陸，或島弧與島弧之間，其內(nèi)有不同厚度的主要來源于大陸與島弧的沉積

物。

②島弧一海溝一邊緣海的成因

大洋板塊俯沖的結(jié)果。

2,大陸坡是陸地向海洋過渡地區(qū)，有如下特征：

①呈明顯的坡折，上限水深130m,卜限水深2000m。

②坡度各地不一，一般為5—7°,構(gòu)造活動強烈的地區(qū)可達15-20。，甚至超過50"。

③寬度不一，與坡度?致，大西洋20—100km,太平洋20—40km。

④總體形態(tài)呈階梯狀，由階梯狀斷裂形成，也可能由滑坡，濁流過程形成。

⑤是洋殼向陸殼過渡的地區(qū)。

三，大陸巨地貌

按照地殼的活動程度和從活動到穩(wěn)定的時間，可將大陸分為穩(wěn)定區(qū)和活動區(qū)。它們在構(gòu)造地貌有不同

表現(xiàn)。

1.構(gòu)造高原與構(gòu)造盆地

構(gòu)造比較穩(wěn)定的地區(qū)在大地構(gòu)造上一般分為兩類：-類具有雙層結(jié)構(gòu)，稱為地臺。另一類不具雙層結(jié)

構(gòu)稱為地盾。

穩(wěn)定巨地貌的構(gòu)造地貌特點：

①構(gòu)造運動主要表現(xiàn)為幅度小，速度小的大范圍垂直運動。下沉速率約為0.01?01m/ka。上升

速率為0.01~0.03m/ka?

②巖漿活動多為基性巖漿，并且多為熔巖流的形式溢出。

③形態(tài)為不規(guī)則的地塊；若為圓形則與周圍構(gòu)造單元的關系多為撓折關系。若為塊形，則與周圍

構(gòu)造單元的關系多為斷裂關系。

④在地臺區(qū)地斷裂多為隱伏斷裂，并以正斷層為主，斷距不大，僅形成相對高差不大的斷塊和斷

陷盆地。

⑤地臺多為地槽演化而來。

⑥地臺經(jīng)較長時間穩(wěn)定后，又有較強的斷裂活動，導致地臺活化，形成活化地臺。它具有三層結(jié)

構(gòu)的特征。

21構(gòu)造山系

活動地區(qū)一般在大地構(gòu)造上稱為地槽。

地槽在形態(tài)上多呈長條形，其發(fā)展過程為：a,地殼強烈下沉，形成凹陷，堆積厚達數(shù)千米的沉積層；

b,地殼隆起回返，沉積物被褶皺，同時伴隨火山和巖漿活動，斷裂活動，形成巨大山系。

活動區(qū)的構(gòu)造地貌特征主要有：

①平面形態(tài)呈長條狀，形成巨大山系；

②構(gòu)造活動，幅度，速率，梯度都很大；

③地層被強烈地褶皺，多形成復向斜和復背斜；

④斷層多為逆掩斷層和輾掩斷層，地層被推覆；

⑤褶皺帶中心常為花崗巖巖基分布，巖漿侵入形成地隆起；

@活動區(qū)地貌的發(fā)展趨向穩(wěn)定區(qū)轉(zhuǎn)化。

活動區(qū)的地貌還可以用板塊構(gòu)造學來解釋。

3,大陸架巨地貌

①大陸架的形態(tài)特征和地貌特征

a,地形平坦，微向海傾斜，平均坡度0.07°,坡度較大也不超過1一2°。

b,水深＜200m。寬度不一，平均70km。

c,由于大陸架是大陸的?部分，曾出露呈陸地，其上有許多陸上地貌。

②大陸架的成因

4,大陸裂谷

大陸裂谷的地貌特征：

①由斷裂圍陷的斷陷谷地，寬30—75km少數(shù)可達幾百km,長度幾十到幾千km,長度超過

寬度。

②裂谷的高度一般不超過3500m。

③裂谷兩側(cè)的山地和裂谷的基底一般有剝蝕平坦的地形殘余。

④裂谷主要由正斷裂，常常呈梯狀，在其內(nèi)形成不同級別的地塹和地壘。

⑤堆積大量沉積物，常夾有火山巖。

⑥熱流值高，地殼厚度20—30km。

第三節(jié)地質(zhì)構(gòu)造地貌

地層在構(gòu)造運動影響下所產(chǎn)生的變形，變?yōu)樾问椒Q為地質(zhì)構(gòu)造，即巖層產(chǎn)狀的變化。由不同

地質(zhì)構(gòu)造和不同巖層的差異抗蝕力而表現(xiàn)出來的地貌稱為地質(zhì)構(gòu)造地貌。

■.水平巖層的構(gòu)造地貌

1,構(gòu)造高原與構(gòu)造平原：地形面與地層面相一致的高原地形稱為構(gòu)造高原，平原地形則稱為構(gòu)造平原。

2,方山與桌狀臺地

3,塔狀地形

4,構(gòu)造階地

—,單斜巖層的構(gòu)造地貌

1.單面山與豬背脊：單面山一般形成于巖層傾斜不大的單斜地層地區(qū)，一般較緩，它與巖層的傾

斜方向一致，稱為構(gòu)造坡。另一坡較陡，與巖層的構(gòu)造面不一致，稱為剝蝕坡。在單斜地層傾角較大的情

況卜.構(gòu)造坡與剝蝕坡的坡度與坡長相差不大時，這種單面山稱為豬背脊。

2,單斜地區(qū)的水系形式

三，褶曲構(gòu)造地貌

年青的褶皺山區(qū)，褶曲構(gòu)造主要形成背斜山和向斜谷，這種構(gòu)造與地貌現(xiàn)象一致的地貌稱為順地貌o

其保存條件一般為:褶皺比較舒緩，起伏不大，硬巖層較厚。

在構(gòu)造穩(wěn)定了相當長的一段時間后，背斜軸部由于擠壓強烈，發(fā)育較多裂隙，加之外力剝蝕形成谷地,

稱為背斜谷。向斜中心部分相反，外力剝蝕較弱反而成為山地，稱為向斜山。這種與地質(zhì)構(gòu)造現(xiàn)象不一致,

并且呈相反狀態(tài)的地貌現(xiàn)象稱為倒置地貌。

四，斷層構(gòu)造地貌

根據(jù)斷層的現(xiàn)代活動性質(zhì)可將其分為兩類：不活動斷層（現(xiàn)代已經(jīng)停止活動的斷層）和活動斷層（現(xiàn)

代仍在活動的斷層。一般形成于第四紀，可以是新生的也可以是老斷層復活。

斷裂活動不僅造成巖層的垂直錯動，也可造成水平移動，下面分兩方面介紹斷層形成的構(gòu)造地貌

1,垂直錯動形成的地貌

①斷層崖由斷層錯動直接形成的陡崖，它不一定就是斷層面，斷層崖的高度基本代表了斷層垂

直錯動的距離。

②斷層線崖當斷層穩(wěn)定相當一段時間時，由于斷層兩盤抗侵蝕能力的差異，造成上盤低，下盤

高的倒置地貌，稱為斷層線崖。它是由剝蝕作用形成的，不是斷層直接形成，僅受斷層控制。

③斷層谷沿斷層破碎帶發(fā)育的河谷，一般谷坡兩側(cè)高低不對稱。

④斷塊山與斷陷盆地地壘，地塹，盆一山地貌

2,斷層水平移動形成的構(gòu)造地貌

①河流錯動

②斜列斷層的首尾接觸地貌

③平直水平活動斷層兩側(cè)的地貌

④收斂與散開形成的地貌

五，巖漿活動構(gòu)造地貌

巖漿活動可分為兩類：巖漿侵入與巖漿噴發(fā)，據(jù)此巖漿活動構(gòu)造地貌可分為兩種類型。

1,巖漿侵入形成的構(gòu)造地貌

①巖漿侵入直接形成的構(gòu)造地貌，主要為正地貌，如，穹形高地。

②巖漿侵入停止后在外力作用下形成的地貌

穹隆構(gòu)造地貌，環(huán)狀水系

由巖脈，巖墻，巖基等侵入形成的構(gòu)造地貌

2,巖漿噴發(fā)形成的構(gòu)造地貌

巖漿噴發(fā)有多種形式，概括起來主要有如下三種：中心噴發(fā)，裂隙噴發(fā)，區(qū)域噴發(fā)。不同的噴

發(fā)形式可以形成不同的地貌現(xiàn)象

①中心式噴發(fā)形成的構(gòu)造地貌

主要表現(xiàn)為火山，根據(jù)噴出物的粘性可將火山分為：低平火山，盾狀火山，穹（鐘）狀火山，錐狀火

lllo

②區(qū)域噴發(fā)與裂隙噴發(fā)形成的構(gòu)造地貌

熔巖高原（如：印度德干高原）

熔巖長垣

第三章風化作用

巖石暴露于地表，在太陽輻射作用下并與水圈、大氣圈和生物圈接觸，其所處的物理與化學環(huán)境發(fā)生

了變化，巖石為適應新的環(huán)境其物理與化學性質(zhì)常發(fā)生變化，造成巖石崩解、分離、破碎。巖石這種物理、

化學性質(zhì)的變化稱為風化；引起巖石這種變化的作用稱為風化作用。

風化作用的速度雖然比較緩慢，但它對地貌的形成與發(fā)展起著重要的作用，是一切其它外營力作用的

先導。只有巖石經(jīng)過了較強的風化作用，流水、冰川、風和波浪等外力作用才能施展其強大的侵蝕能力和

搬運功能，造就出豐富多彩的地貌形態(tài)。風化作用不僅是其它外力過程作用的基礎，而且它本身也能造就

地貌形態(tài)。因此研究風化作用有著十分重要的意義。

第一節(jié)：風化作用的類型

巖石的風化作用可以分為三種基本類型：物理風化、化學風化和生物風化。

物理風化（機械風化）

巖石暴露地表或近地表因壓力、溫度、水的凍融和鹽類的結(jié)晶等而發(fā)生崩解、破碎的過程稱物理風化。

它僅使巖石物理狀態(tài)發(fā)生變化，孔隙度和表面積增加，而化學成分和性質(zhì)并沒有變化。根據(jù)產(chǎn)生機械破碎

的原因可將物理風化分為如下幾種：

I.卸？荷裂隙（卸荷剝離作用）

大量的證據(jù)表明，現(xiàn)在位于地表的巖石以前曾被埋在地下20km以下深度。在瑞士的阿爾卑斯山脈，

據(jù)推算在最近3000萬年中地表被剝蝕了大約30km,也就是說現(xiàn)在出露于地表的巖石在3000萬年前位于地

下30km的深度。在美國的阿伯拉契山地區(qū)，自晚古生代（3.6億年）至少有8km的巖石被剝蝕。在新西蘭

的惠靈頓（Wellington）地區(qū)，自三疊紀（2.5億年）以來地表的剝蝕量約為16-24km。

巖石自距地表以下很深的深度剝露至地表，其原有的壓力環(huán)境發(fā)生了改變。上述所列距地表深度處的

巖石出露于地表后，它要釋放出大約1.5-8X105千帕（Kpa）的壓力。典型巖石釋壓的彈性膨脹系數(shù)為0.1

-0.8%。在地表200m以內(nèi)，地溫的遞減率降低？地溫衡定？，使減壓膨脹率增加。如果巖石的四周荷下

部都被固定在巖石中的話，這種減壓膨脹將主要發(fā)生在向上的方向上。當這種減壓膨脹超過巖石的彈性變

形強度時，它就會發(fā)生破裂形成平行于地表的頁理。這種作用稱為頁理作用。

頁理作用時一種近地表現(xiàn)象，它在像厚層板狀砂、石英巖等中最為普遍。在美國馬薩諸塞州的一個花

崗巖采石場中，因頁理作用產(chǎn)生的頁理層在近地表層為l（）cm-Im厚，而至距地表20km處迅速增加為5m

厚，而至30-40m深處厚度變至10m以上。頁理雖然很小，但它破壞了巖石的整體塊狀結(jié)構(gòu)，有利于水分

和鹽類溶液的進行，為進行的物理風化和化學風化創(chuàng)造了條件。

2.熱力風化

巖石因溫度變化發(fā)生剝落的過程稱熱力風化。地表所受的太陽輻射不僅有晝夜變化也有季節(jié)變化，這

造成氣溫和地溫也發(fā)生日變化和年變化。巖石是不良導體，所以受陽光影響的巖石溫度變化也僅限了表面。

當白天巖石受太陽暴曬時，巖石表面受熱膨脹，而較內(nèi)的部分，因其導熱較差溫度仍較低，膨脹較小，巖

石內(nèi)外這種膨脹的差異，可造成各部分受力不均，導致破碎。當夜晚時，表面因氣溫的降低而溫度迅速下

降收縮，而巖石內(nèi)部的溫度仍保持較高，收縮有限，這種各部分收縮上的差異也可導致受力不均，發(fā)生破

碎。另外，對多數(shù)巖石來說，它們并非由單一的礦物組成，各種礦物受熱的膨脹系數(shù)和冷卻的收縮系數(shù)都

是不一樣的，組成巖石的各種礦物膨脹系數(shù)和收縮系數(shù)的差異也可導致巖石受熱和變冷時各部分受力不一，

發(fā)生崩解，剝落。

熱力風化的強度取決于巖石溫度變化的幅度和頻率。幅度頻率越大，熱力風化越強。在荒漠地區(qū)，地

表裸露，白晝的地溫可高達60—70℃,而夜晚可降到以下，地溫巨大的日較差使巖石的熱力風化較嚴

重，甚至可聽到巖石爆裂的聲響。但在濕潤地區(qū)，地表植被覆蓋較好，地溫的日較差較小，巖石的熱風化

不明顯，表面剝落現(xiàn)象不明顯。巖石熱力風化的強弱還決定于巖石的組成，?般說來，單礦巖石的熱力風

化弱于多礦巖石。細晶多礦巖石弱于粗晶多礦巖石。

3.凍融風化

巖石由于水的周期性凍結(jié)和融化造成的機械崩解作用稱凍融風化。

巖石孔隙或裂隙中的水在凍結(jié)成冰時，體積膨脹大約9%。因而它對周圍的巖石可以施加很大的壓力，

使巖石裂隙加寬加深。據(jù)研究，在封閉條件下，-22°C的冰對圍巖的壓力大約是2115kg/cm3,而在開放條件

下，其壓力僅是上值的十分之一。當冰融化時，水沿擴大了的裂隙更深的滲入巖石的內(nèi)部，同時水量也可

能增加。當再次凍結(jié)成冰時，重新對巖石施加壓力，擴大裂隙。這樣水的反復凍結(jié)融化，就可使巖石的裂

隙不斷加深加寬，以致最后破裂成碎屑。因為巖石的這種機械風化作用，主要是由冰加大巖石裂隙完成的，

所以又稱冰劈作用。

凍融風化能否進行，取決于水能否成冰。我們知道在標準狀態(tài)下，水結(jié)成冰的溫度是0匕。但是巖石裂

隙和孔隙中的水并非處于標準條件下，它們一般都由于巖石和其它因素處于較大的壓力下,。隨著壓力的增

加，水的冰點溫度也要降低，在2000bars壓力條件下，水的冰點是-20℃。但在-22C以下，不管壓力是否

多大，水都能成冰。因為即使是高壓環(huán)境，水也能形成高密度冰。凍融風化的強度取決于地溫在冰點上下

波動的頻率和幅度。威曼在實驗室進行了兩種實驗研究，他將兩塊同巖性的巖石中的?塊在-7—6匕之間2

次/I天，而另一塊在-30—15C之間1次/4天，36天后的測量結(jié)果表明，低幅高頻的凍融風化比高幅低頻的

更強烈。由此看來地溫通過冰點的頻率對凍融風化更具有意義。威曼將低幅高頻的凍融風化稱為冰島型凍

融風化；而將高幅低頻的凍融風化稱為西伯利亞型凍融風化。

4.鹽風化

由于鹽類的結(jié)晶和體積更大的新鹽類的形成對圍巖施加壓力造成的巖石破壞作用稱為鹽風化。

在巖石中經(jīng)常含有諸如Fes2之類的礦物，這類礦物在暴露于富氧的地卜.水和潮濕的空氣中時就會被氧

化形成鐵的氧化物。這些新生的鐵的氧化物一般具有較原來礦物低的密度和大的體積。體積的增加就會對

其圍巖產(chǎn)生膨脹壓力使巖石破碎。

另一類重要的鹽風化是鹽的結(jié)晶。當巖石孔隙和裂隙中的水溶液被蒸發(fā)時，鹽類會逐漸達到飽和，鹽

類就會結(jié)晶析出，使體積增大。鹽類結(jié)晶就會對其圍巖產(chǎn)生膨脹壓力，使裂隙擴大加深，最后使巖石破裂。

由以上可以看出盡管鹽風化的結(jié)果是使巖石發(fā)生機械破碎，但在這個風化過程中有溶解、結(jié)晶、新礦

物的生成等化學反應和過程發(fā)生，所以又有人將鹽風化歸類于化學風化。

二.化學風化

巖石在水、水溶液和空氣中氧、CO2等作用下由于溶解、水化、水解、碳酸化以及氧化等作用下發(fā)生成

分和性質(zhì)變化的風化作用，稱為化學風化。化學風化可以通過易溶鹽類的溶解使部分元素被水帶走，而另

一部分元素發(fā)生富集，化學風化的主要方式包括以下幾種：

1.溶解作用

水是一種很好的溶劑，因為水分子的偶極性，使它能同極性型或離子型的其它分子產(chǎn)生相互吸引，致

使將其它分子溶入其中，所以水是種好的溶劑。礦物絕大部分都是離子型分子組成的，因此當它們遇水

后，就會不同程度地被溶解，形成水溶液并隨水流失。礦物在水中地溶解度主要決定于兩個方面，一是組

成礦物地各種元素的電價、離子半徑、負電性、離子電位和化合鍵類型等；另一是水的溫度、壓力、pH值

和濃度等外界條件。按溶解度的大小，常見的礦物可被分為5類：

①極易溶礦物：主要為K*、Na+的各種化合物，包括鹵化物、氟化物、硫酸鹽、硝酸鹽、碳酸

鹽和硅酸鹽等。

②易溶礦物：主要為Ca*+、Mg"、Fe^、Mn-、加一、Cu"的鹵化物和硫酸鹽等。

③微溶礦物：主要為Ba**、Sr+\Zn"和Ag+等的硫酸鹽類。

④難溶礦物：主要為Zn+十、Ca-、Mg**的硅酸鹽和Cu"、Pb"的碳酸鹽等。

⑤極難溶礦物：主要為Fe.、Al"*等的氫氧化物等。

常見的主要造巖礦物的溶解度的大小順序如下：食捻〉石膏〉方解石〉橄欖石＞輝石＞角閃石＞滑石＞蛇紋

石〉綠簾石＞正長石〉黑云母＞白云母》石英。

2.水化作用

巖石中的某些礦物與水接觸后，其分子可以與水分子結(jié)合形成新的含水礦物。如硬石膏水化后可形

成石膏：

CaSO4+2H,O--＞CaSO4?2H2O

硬石膏經(jīng)水化形成石膏后，硬度降低，比重減小，可以造成巖石更容易被物理風化和外營力侵蝕：另

?方面，其體積膨脹60%,對圍巖施加巨大的壓力，其本身也可造成物理風化作用，加速巖石崩解。

再如赤鐵礦水化后可形成褐鐵礦也是如此。

3.水解作用

純水本身雖呈中性，但它離解后可部分形成H*和OFT離子，從而使水具仃酸性反應或堿性反應能力。

當一些強堿弱酸或弱酸強堿形成的鹽類礦物溶于水后，其離子能和水中的H+或OH*離子結(jié)合形成新的礦

物。如正長石經(jīng)水解可形成高嶺土：

K2O?A12O3?6SiO2+nH2O-----A12O3?2SiO2?2H2O+4SiO2?nH,O+2KOH

在上述過程中形成的極易溶化合物KOH隨水流失；次生礦物高嶺土則殘留原地；SiO2?nH,0為膠體，

在溫帶氣候條件下，它可能會凝聚形成蛋白石殘留卜.來，而在熱帶亞熱帶濕熱氣候條件下，它在堿性溶液

中它不能凝聚，與KOH真溶液?起隨水流失。在熱帶亞熱帶濕熱氣候條件下，高嶺土還可以進一步水解,

將Si。2析出，形成鋁土礦：

A12O3?2SiO2?2H2O+nH2O-----A12O3?nH2O+2SiO2?2H2O

4.碳酸化作用

自然界的水很少是純水，實際上是一種水溶液。大氣和土壤中的CC>2與水化合可形成碳酸，并在水

溶液中部分電離：

CO2+H2O-----H2COJ

H2coL-H'+HCO,

HCXV-H++CO32-

碳酸電離后形成的H+離子增加了水得溶解能力，從而使某些礦物更易溶解，并發(fā)生化學變化形成新

的礦物。如正長石經(jīng)碳酸化后可形成高嶺土：

K20?A12O3?6SiO,+CO2+H2O-----A12O3?2SiO,?2H2O+K2CO3+4SiO2

在上述過程中，形成的K2cO?是易溶鹽，Si。?呈膠體狀態(tài)，在堿性溶液中不能凝聚，故和K2c03-

起隨水流失，只有高嶺土殘留原地形成高嶺土礦。

5.氧化作用

在空氣中，水中和地下一定的深度中都有大量的游離氧，因此氧化作用是巖石實現(xiàn)化學風化的一

個極重要的形式。許多變價元素在地下缺氧條件下常形成低價元素礦物，當其出露地表以后，在地表氧化

環(huán)境中，這些低價元素礦物極不穩(wěn)定，容易被氧化形成新的礦物。如黃鐵礦經(jīng)氧化后可形成褐鐵礦：

2FeS2+7O,+2H20-->2FeSO4+2H2SO4

12FCSO4+3O2+6H2O-?4FC2(S04)3+4Fc(OH)3

Fe2<S04)3+6H20---2Fe(OH)3+3H2SO4

黃鐵礦被氧化后形成褐鐵礦，不僅使原來的礦物發(fā)生了化學變化，它產(chǎn)生的硫酸為另種硫

酸化作用創(chuàng)造了條件，另一方面褐鐵礦密度低，體積大，它還可造成鹽風化這樣的物理風化。

以上僅是自然界存在的兒類主要的化學風化形式，除它們之外還有硫酸化作用、還原作用、去碳作用、

脫水作用、中和作用等。實際上自然界的化學風化是以上多種作用的綜合。

三.生物風化

生物在其生長過程中對巖石所起的物理的和化學的風化作用，稱生物風化作用。因為生物風化是通過物

理風化和化學風化完成的，所以有人將生物物理風化和生物化學風化分別歸類于物理風化和化學風化之中，

所以自然界的風化作用，實質(zhì)上只有物理風化和化學風化兩種基本類型。

1.生物物理風化

主要是指植物在其生長過程中，其根系對巖石施加的劈裂、穿鑿和動物的挖掘作用。一般的植物根系

可以深入地下兒十厘米到?米左右，高等植物的根系有時可達十兒米。據(jù)研究，樹根對圍巖施加的壓力可

達10—15kg/cm2。當植物根在巖石裂隙中生長加粗時，其施加的壓力可使裂隙加寬加深，類似于冰生長對

巖石的冰劈作用，所以有時乂稱這種生物物理風化為根劈作用。我們知道大部分嚙齒類動物都以洞穴為生,

其洞深有時可達距地表數(shù)米以下，動物打洞時的挖掘和穿鑿活動也會加速巖石的機械崩解。

2.生物化學風化

生物在新陳代謝過程中，一方面從土壤和巖石中吸取養(yǎng)分，改變巖石的化學風化環(huán)境，促進元素的遷

移；另一方面，它們又分泌出諸如碳酸、硝酸、各類有機酸之類的化合物，這些化合物溶解和腐蝕巖石，

也可以對巖石造成破壞。生物的這種通過吸收養(yǎng)分和分泌化合物對巖石施加的破壞作用稱為生物風化作用。

各類高等生物，特別是植物對巖石的化學風化時顯而易見的，但是各類微生物的作用更是不能忽視。因為

它們的個體很小，乂能忍耐各種環(huán)境，在距地表很深的地下和致密的巖石解理面上都可以發(fā)現(xiàn)它們的蹤跡，

它們對巖石的破壞和崩解具有更大的意義。

以上簡要介紹了風化作用的基本類型，巖石風化的這三種基本類型，實質(zhì)上是兩種基本類型，是相互

緊密聯(lián)系的，它們同時進行，相互促進。物理風化作用，加大巖石的孔隙度，增加了巖石的表面積，使巖

后獲得了較好的滲透性和透氣性，這就更越來越水分、氣體和微生物等的侵入，促進化學風化作用的進行。

從某種意義上說。物理風化使化學風化的前驅(qū)和必要準備?；瘜W風化在改變巖石化學成分和性質(zhì)的同時，

也在改變其物理性質(zhì)。一般說來，物理風化只能使顆粒破碎到一定的粒徑，大致0.02mm是其破碎粒徑的

下限。然而化學風化卻能使巖石破碎到更小的粒徑，直到膠體溶液和真溶液。從某種意義上說，化學風化

使物理風化的繼續(xù)和深入。

第二節(jié)：風化階段

--物理風化為主的階段：

嚴格地說，物理風化與化學風化并不是一個在先，另一個在后，而是同時進行地，即使在最寒冷、干

旱地地區(qū)，也仍然有化學風化過程存在；在剛出露的新鮮巖石的表面，由于和水與空氣的接觸，必然也會

立即有化學風化的加入。但是在在上述兩種情況下，所看到的巖石風化產(chǎn)物主要是粗大的巖石碎屑，很少

有細粒的諸如粘上之類的化學風化產(chǎn)物。這說明化學風化在巖石出露地表之初缺乏足夠的發(fā)育時間；在高

寒或干旱的地區(qū)，極低的氣溫和稀少的降水抑制了化學風化的進行，只有在相當長的時間內(nèi)化學風化才能

形成較多的細粒物質(zhì)。如果時間長的足夠的話，仍有明顯的化學風化產(chǎn)物形成，在高山地區(qū)我們常見到冰

磺之上.發(fā)育有厚達幾十厘米甚至更厚的土壤，這說明即使在高寒地區(qū)化學風化依然是旺盛的。巖石在暴露

之初，主要以機械破碎產(chǎn)生粗粒巖屑為主，我們稱這一時期為物理風化為主階段。如果條件許可，隨著風

化的進行，它會進入以化學風化為主的階段。如果在坡度較大的坡地上，碎屑物質(zhì)的運移迅速，機械風化

的物質(zhì)不斷被搬運而走，新鮮巖石不斷出露，風化作用也會長期停留于物理風化為主的階段。

二.化學風化為主的階段

化學風化是一個極為復雜的過程，一般將其分為如下三個階段。

1.富鈣階段

風化進入以化學風化為主的階段后，在其早期，巖石中的K+、Na+等活性較強的堿土金屬陽離子首先被

水中的H,置換，從礦物中離解出來：巖石中的氯化物和部分硫酸鹽多為易溶礦物，它們也很快溶于水中。

溶于水中的活性陽離子和鹵化物、硫酸鹽隨水逐漸地遷出風化產(chǎn)地。而巖石中諸如CaCO?、MgCO?之類的

碳酸鹽是難溶鹽類，僅部分碳酸化后形成重碳酸鹽，隨水流失。在這一階段中因大量的氯化物、硫酸鹽的

流失，以碳酸鹽為主的碳酸鹽相對富集起來，故稱為富鈣階段。

在干旱、半干旱氣候條件下，由于降水稀少，蒸發(fā)量大于降水量，易溶鹽類的淋失極其緩慢，碳酸鹽

類不僅沒有淋失，還常因水分的蒸發(fā)從飽和溶液中大量結(jié)晶淀積出來，風化作用長期停留在富鈣階段。富

鈣階段所形成的主要礦物為方解石、菱鐵礦、赤鐵礦等。風化殼的SiO2/AbO3>4。

2.富硅鋁階段

巖石經(jīng)過長期的化學風化后，不但氯化物和硫酸鹽類已基本淋失，碳酸鹽類也大量遷移，甚至部分Si。?

在水溶液呈堿性的情況"也從礦物中解離出來，溶于水形成硅酸真溶液或膠體溶液。

硅酸膠粒帶負電荷，當其與水溶液中的負電荷膠體相遇時，不易凝聚，隨水遷出產(chǎn)地；當其與帶正電

荷的膠體相遇時，發(fā)生凝聚，形成蛋白石，留在原地。在這一階段，巖石中的鋁硅酸鹽還被風化成各種粘

土礦物，氯化物、硫酸鹽和碳酸鹽類礦物的大量淋失，使巖石中的硅鋁物質(zhì)相對富集起來，故稱化學風化

的這一階段為富硅鋁階段。

在溫帶濕潤、半濕潤地區(qū)，降水較充沛，它大致等于或略高于蒸發(fā)量，這種環(huán)境可使氯化物、硫酸鹽

和碳酸鹽類礦物基本淋失，但又不能使氧化硅大量淋走，故化學風化長期停留在富硅鋁階段。在上述環(huán)境

中氣溫較低，形成的粘土礦物一般為蒙脫石和伊利石。風化層的SiO2/Al,O3一般在2—4之間。

3.富鋁階段

化學風化經(jīng)過?個相當長的時期以后，在濕熱的熱帶、亞熱帶地區(qū)，不但氯化物、硫酸鹽和碳酸鹽類

礦物完全淋失，而且鋁硅酸鹽礦物風化形成的次生高嶺土粘土礦物還被水解，使二氧化硅從水中游離出來,

形成氫氧化鋁膠體和硅酸的真溶液或膠體。硅酸膠體一部分流失，另一部分沉淀下來；氫氧化鋁很容易凝

聚，形成水鋁礦。在這種情況下，SiO?的流失，但巖石風化物中的鋁相對富集起來，故這一階段又稱富鋁

階段。

應當說明，SiO?的風化需要較高的溫度和較多的降水，富鋁階段的巖石風化一般僅出現(xiàn)在熱帶、亞熱

帶地區(qū)。這?階段因Si02的大量流失，風化層的SiOz/AkO??般在2以下。

第三節(jié)：影響風化作用的因素

巖石的風化受兩方面的因素控制，?是風化的條件，二是巖石本身的特征。

氣候因素

降水和溫度使控制巖石風化條件的兩個主要因素。晝夜溫差和寒暑變化幅度大的地區(qū)，有利

于物理風化的進行；干旱地區(qū)鹽類易于結(jié)晶也有利于物理風化。溫度較低抑制生物的新陳代謝和

化學反應的速度，對化學風化也有重要的意義。在低溫地區(qū)，生物的新陳代謝緩慢，分泌的有機

化合物較少，化學反應的速度也較低，水溶液易于飽和，故化學風化作用相對較弱；在高溫地區(qū)

生物新陳代謝迅速，分泌的有機酸較多，化學反應速度較快，有利于化學風化的進行。降水的多

少對化學風化也有重要的作用，雨水多的地區(qū)，水溶液不易達到飽和，流動性較強，有利于元索

的遷移，故化學風化作用較強。相反，雨水稀少的地區(qū)對化學風化作用不利。地球上各氣候帶的

氣溫和降水特征相互不同，其內(nèi)巖石風化的特征也不一樣。下面簡要介紹各氣候帶的風化特征。

1.極低和高山地帶溫度低，冬夏氣溫較差大，地面處于冬凍干融狀態(tài)，凍融風化盛行，化學風

化緩慢，故長期處于物理風化為主的階段。

2.干旱荒漠地帶日照強，降水稀少，蒸發(fā)量大于降水量，晝夜溫差大，鹽類易于結(jié)晶，故以

熱力和鹽風化為主的物理風化旺盛，化學風化較弱，鹽類不易淋溶，故也長期處于物理風化為主的階段。

3.半干旱草原地帶日照強，降水量在250-500mm之間，降水量小于蒸發(fā)量，熱力風化較差,

氯化物和硫酸鹽類礦物大部分淋失，鈣、鎂等碳酸鹽礦物相對富集，風化作用長期處了富鈣階段。

4.半濕潤溫帶草原地帶降水量500-700mm,降水量與蒸發(fā)量相近，風化作用長期處于富鈣與

富硅鋁之間。

5.溫帶濕潤地區(qū)降水量750—1000mm,降水量大于蒸發(fā)量，風化作用處于富硅鋁階段。

6.濕熱地區(qū)降水量大于1000mm,風化作用處于富鋁階段。

二.地形因素

地形對風化作用的影響是通過地下水位的高低、溫度和風化物的搬運等來實現(xiàn)的。

一般來說，在低緩的平原和緩丘地區(qū)，地卜.水位高，水的流動速度慢，鹽類在水溶液中容易飽和，不

易淋失，其化學風化過程較慢。低緩的地形使風化物不易被沖刷搬運，故風化殼一般較厚。而在高差較大

的起伏山丘，地卜.水位較低，流動性也較強，巖石中的。2、CO2等參與風化的物質(zhì)較多，水溶液不易達到

飽和，鹽類易于隨水流失，故化學風化較強；但是因為坡度和地形切割較大，風化形成的殘留物質(zhì)容易被

搬運，故風化殼一般較薄。

地面的坡向也是影風化的一個重要地形因素。坡向的不同對地方小氣候的差異有重耍作用。在陽坡，

受太陽輻射的時間長，晝夜溫差大，有利于物理風化的進行；而陰坡，氣溫的日較差較小，則不利于物理

風化作用。

三.地質(zhì)因素

影響風化的地質(zhì)因素主要是巖石的礦物組成、結(jié)構(gòu)和構(gòu)造。

不同巖石有著不同的礦物組成和巖石結(jié)構(gòu)，各種不同的礦物和結(jié)構(gòu)對風化作用的反映是不同的。深色

礦物易吸熱，它比淺色礦物易風化，粗粒巖石比細粒巖石易風化，多礦巖石比單礦巖石易風化，因此不同

的巖石抗風化能力是不一樣的。如果一個地區(qū)的地層是由不同巖石組成的，抗風化強的巖石就會風化較慢,

地表相對凸起，而抗風化弱的巖石就會風化較快，地表相對下凹，這種因巖石抗風化能力差異造成的地形

起伏，稱為差別侵蝕地貌。

地質(zhì)構(gòu)造對風化作用也有重要的意義?？紫妒歉鞣N風化介質(zhì)侵入巖石內(nèi)部的通道。地質(zhì)構(gòu)造對風化的

影響主要是通過影響孔隙的多少來完成的。一般說來，斷裂破碎帶的裂隙、節(jié)理、層理十分發(fā)育，構(gòu)造破

碎，孔隙度大，這十分有利于風化作用的進行，故在斷裂帶內(nèi)風化殼?般較厚，地質(zhì)構(gòu)造的差異也可形成

差異侵蝕地貌。

第四節(jié)：殘積物、風化殼與古土壤

殘積物、風化殼與古土壤的概念

巖石經(jīng)風化后，部分物質(zhì)和元素被遷移后殘留在原地的松散堆積物稱殘積物。由殘積物組成的風化巖石

的表層稱為風化殼。

風化殼上部具有一定肥力和發(fā)生結(jié)構(gòu)的疏松土層稱為土壤。土壤在剖面上可簡單分為三層：上部植物

落葉、根系死亡、腐爛形成的腐殖質(zhì)層；中部水的淋溶作用形成的淋溶層；和下部上層物質(zhì)下移再沉淀形

成的淀積層。

殘積物、風化殼和土壤，包括著巖風化時的許多氣候信息，它們對研究氣候地貌和氣候變化有重要意

義。

二.殘積物的特征和類型

I.殘積物的特征殘積物是巖石風化形成的，它有如下特征：

a.巖性特征：巖性決定于下伏基巖

b.粒度特征：物質(zhì)大小混質(zhì)，分選性極差

c.結(jié)構(gòu)特征：分層

2.殘積物的類型根據(jù)巖石的風化程度可分四種類型：

a.碎屑殘積層

b.富鈣殘積層

c.富硅鋁殘積層

d.富鋁殘積層

三.古風化殼與古土壤

地質(zhì)時期形成的風化殼與土壤，稱為古風化殼和古土壤。根據(jù)它們產(chǎn)出的位置，可將它們分為兩類：

埋藏風化殼、古土壤與殘余風化殼、古土壤。根據(jù)古風化殼和古土壤的形成特征可以研究地貌的形成和演

化。

據(jù)調(diào)查在現(xiàn)在海拔4500m以上的青藏高原上發(fā)育有個紅色的古風化殼，據(jù)化學分析其物質(zhì)組成和化

學特征與華北的中新世紅層相似。這種紅色風化殼在現(xiàn)在高寒的氣候下是絕不能形成，華北紅層分布的高

度一般在1000m以下，這說明在中新世青藏高原的高度較低，4000—5000m的高原是中新世以后抬升起來

的。

在我國的黃土高原上，黃土地層中夾有許多層古土壤，以蘭州黃河北的九州臺黃土剖面為例，150萬年

形成的318m的黃土中夾有40余條占土壤，其中距地表約50m的一層棕褐色古土壤與華北森林草原環(huán)境下

形成的褐色古土壤相似，根據(jù)年代測定，這層古土壤形成于I40-80kaB.P.,這說明距今14()-80ka時、

蘭州時溫暖濕潤的森林草原景觀，環(huán)境遠較現(xiàn)代溫帶半干旱草原為好。再如在現(xiàn)在海拔4200m以上的青藏

高原上發(fā)現(xiàn)?種株色古土壤，據(jù)分析該古上壤在特征和成分上與亞熱帶環(huán)境下形成的紅壤接近，而許多云

貴高原上山地褐紅壤分布的上限是2000m左右，在華北黃土高原地區(qū)的黃土層中也夾有一條紅色古土壤條

帶，它形成于距今56萬年前后，青藏高原上紅色古土壤的特征也與其相似，說明兩者的形成時代應是相同

的，這樣在56萬年前后青藏高原的高度僅在2000m左右，56萬年來青藏高原累計隆起了約2000m,可謂

強烈。

第四章坡地發(fā)育與重力地貌

引言

長期以來坡地的形成與演化就是地貌研究的焦點。這不僅是因為坡地占據(jù)80%以上的陸地面積，而

且它也是河流系統(tǒng)的個重要組成部分，擔負著為河流提供水量和泥沙的任務，因此無論在研究陸地地貌

演化和河流發(fā)育中都具有卜分重要的意義。處理論上意義重大以外，坡地研究在生產(chǎn)實踐中也有重大意義。

農(nóng)業(yè)上的水土保持和國土治理需要驗機坡地的產(chǎn)水過程和土壤侵蝕機理，各種工程設計需要研究各種邊坡

的穩(wěn)定性問題。

第一節(jié)坡地的概念與分類

-坡地的概念

坡度大于2度的地面稱為坡地。坡面地貌過程一般都有重力參與，據(jù)研究，坡度小于2度的斜面上的

物質(zhì)，盡管有重力的坡向分量，但是它如此的小以至于對物質(zhì)的移動不產(chǎn)生作用，只有在坡度大于2度時,

重力的坡向分量對物質(zhì)移動才有較大貢獻。

一個坡地的特征可用三個指標來衡量：坡度，坡長和坡形。坡度是坡面與水平面之間的夾角角度。它

的大小決定了坡地物質(zhì)重力坡向分量的大小，對于物質(zhì)的運動速度和運動方式有重要決定意義。坡長是指

坡地白坡頂至坡腳的斜線長度。坡長的大小在一定程度上決定了坡面的大小，它決定著坡面的集水面積，

通過集水量的多少影響著坡面水流的性質(zhì)和物質(zhì)的侵蝕與堆積。坡形是指坡面的兒何形態(tài)，坡形包含著發(fā)

生于坡面上地貌過程的信息，對研究坡地的形成，坡面侵蝕與運動的關系有重要意義。

二坡地的分類

坡地占據(jù)著地球上80%以上的面積，所以坡地在生產(chǎn)實踐中是經(jīng)常遇到的處理對象。不同的生產(chǎn)目的

和研究目的，決定了坡地有許多分類方法。

1、坡地的形態(tài)分類：主要是根據(jù)坡地的組成要素（坡度、坡長、坡形）來劃分坡地的類型。它包括如

下幾類劃分：

①、根據(jù)坡度，分為：極陡坡>35。35。是坡地上松散物質(zhì)的休止角

陡坡15°-35°15°以下的坡地坡面侵蝕減弱

緩坡50-15°5°以卜的坡地坡面侵蝕基本停止或極弱

極緩坡2°-5°

②、根據(jù)坡長，分為：長坡>500米

中坡50-500米

短坡<50米

劃分依據(jù)是，大于500米的長度和小于50米的長度均不利于坡面侵蝕

③、根據(jù)坡形，分為：直線坡

凸形坡

凹形坡

復合坡

2、坡地成因分類，地球上的任何地貌都是內(nèi)外營力相互作用的結(jié)果，因此根據(jù)坡地的成因，將其分為：

①、內(nèi)力成因坡：坡地主要由地殼的構(gòu)造運動，巖漿作用和地震活動造成，如斷層坡，火山坡，地

震坡等。

②、外力成因坡，由外力作用為主形成的坡地。根據(jù)作用于坡地上的外力過程類型，可將其再分為：

流水作用的坡

湖水作用的坡

波浪作用的坡

冰川作用的坡

風沙作用的坡

寒凍作用的坡

各種外力在形成坡地上的作用主要有兩類作用：侵蝕和堆積，根據(jù)坡地形成的方式，可將其分為：侵

蝕坡：由外力侵蝕作用形成

堆積坡：由外力堆積作用形成

3、坡地組成物質(zhì)分類：根據(jù)組成坡地的物質(zhì)類型可將其分為：

基巖坡

碎屑坡