地球的早期演化和地质年代公开课

第三章参考资料米勒—尤里实验1953年，米勒(StanleyMiller)在其导师尤里(HaroldUrey)的指导下，首次进行了证明地球上前生命化学物质演化和生命起源的试验。为了模拟地球原始的还原大气，米勒把由甲烷、氨、氢和水汽组成的混合物，注入5升烧瓶内，并用一放电装置提供能量，代表太阳的紫外线辐射。反应产物经过凝结，收集于较低的一个代表地球水体的烧瓶里。然后将这一烧瓶加热，使水分蒸发，正如水从湖面或海面蒸发一样，并重新凝结成雨。经过一天的连续操作以后，米勒和尤里发现水的表面有一薄层的碳氢化合物。大约一星期以后，在较低的烧瓶里就聚积了一层黑褐色的浮垢。而且发现浮垢中含有好几种氨基酸以及糖、焦油和各种其他有机化合物。大地构造学说简介大地构造学是研究地球构造、发生、发展规律和地壳运动原因的综合性科学。由于人们对地球认识的局限性，研究方法和理论根据也不尽相同。自19世纪以来，出现了多种大地构造假说或学说，包括收缩说、均衡说、对流说、膨胀说、地槽地台学说、多旋回构造运动说、地洼学说、断块构造说、波浪状镶嵌构造说、大陆漂移学说、海底扩张学说、板块构造学说等。1．收缩说认为地球原始熔融体，因散热而冷凝。首先在表层凝成硬壳，但内部仍继续冷缩，于是硬壳和内部熔融体之间出现了空隙，地壳因重力下陷，强大的水平挤压力使地表发生褶皱。内部的熔融体也顺着褶皱产生的破裂带侵入地壳和喷出地表。但是，这种假说不能解释地壳运动的时空规律，地壳运动不是任何地区、任何时候其强度都一样，强烈的地壳运动只是在某些地区和某些时代发生；不能解释升降运动是怎样产生的；不能解释地球上山脉的分布为什么具有一定的构造方向，等等。2．均衡说认为大山好像冰山浮在海里一样，它的表面和底面有相应而又相反的形象，所以地面较高的地壳部分其下面也较深。如果地壳某一部分的负荷减轻(如山区受侵蚀)或加重(如低凹处沉积)，均衡就要受到破坏，于是负荷减轻的地区就要上升，负荷加重的地区就要下降，以便达到新的平衡。均衡说对升降运动作了解释，但不能解释水平运动；而且均衡说提出的升降运动的机制是不可逆的，受重力作用的地区不能转为上升，上升地区也不能转为下降。3．对流说认为地幔物质呈塑性状态，地幔的温度比地壳高，在地幔温度不均情况下，发生了对流。对流体被地核加热，从地幔上升到地壳下面，顺着地壳下层水平流动，一部分热通过地壳逐渐散失，对流体变冷下沉，这样便形成地幔对流。对流说既解释了水平运动和升降运动的联系和统一性，又解释了地壳运动的周期性，但是对地幔的情况和对流的机制还了解得不够，特别是对地幔对流现象是否存在，有人持否定态度。4．膨胀说与收缩说相反，认为由于地球内部物质膨胀而引起地壳运动及有关现象。这一假说的理论依据主要是物质相变。组成地壳下层的玄武岩和地幔上部的橄榄岩或榴辉岩在一定温度、压力条件下可以互相转化。如当地壳底部温度增加时，体积小、密度大的榴辉岩可以变为体积大、密度小的玄武岩，因而使体积膨胀引起地壳上升；而沉积区负荷增大，地壳下部的玄武岩因压力加大又转化为榴辉岩，体积缩小，导致地壳下降。5．地槽地台学说认为山脉在地史上是巨大拗陷带，这一拗陷地带叫做地槽，而地壳上稳定的地区则叫做地台。地壳的构造相应地划为地槽和地台两种基本构造单元。地槽是地壳上的强烈构造活动带，其特征表现在：①形态上呈长条状分布于大陆边缘或两个大陆之间，长度可达上千千米，宽可达数百千米。在地槽发展的晚期，剧烈的造山运动使地槽褶皱成山。世界上一些著名的造山带，如阿巴拉契亚、阿尔卑斯、安第斯、喜马拉雅、秦岭一昆仑等，其前身都是地槽。②特定的沉积建造和建造序列。其沉积物成熟度低，厚度变化剧烈，空间上往往成楔状体或凸镜状体。③广泛强烈的岩浆活动。④构造变形强烈。⑤受造山运动强烈挤压和热影响发生大规模区域变质作用。⑥成矿作用多样，如与中酸性侵入活动有关的铜、铁、钨、钨钼矿，与基性、超基性岩有关的铬、镍矿，以及稀有金属矿等。⑦地球物理场具有呈条带状分布的重力和磁异常以及高热流值的地热分布。地槽从产生到封闭总体经历了地槽(即拗陷)阶段、造山阶段(地槽中沉积层发生褶皱，并逐渐抬升，形成褶皱带)和后造山阶段(褶皱带全面隆起，地槽封闭)而转化为稳定的地台，即为一个地槽旋回。一个地槽的发展全过程可能经历不止一个构造旋回。地台是大陆上自形成以来未再遭受褶皱变形的稳定地区。在地槽地台学说中，地台是与地槽相对应的地壳稳定构造单元，以含有未变质的沉积盖层区别于地盾。地台具有双层结构，由上、下两个构造层构成。下构造层称基底，由前震旦纪或前寒武纪的巨厚沉积岩系与火山岩组成，构造复杂，常伴有深成岩侵入及广泛的变质作用、混合岩化作用和花岗岩化作用，从而使沉积岩与火山岩受到大面积的中、深变质作用，也称结晶基底。上构造层称盖层，由震旦纪或寒武纪以来的沉积岩系组成，其厚度一般不超过1000～2000米，具有反映地壳较为稳定的条件下形成的地台型建造序列。地台具有以下几个特征：①形态上呈等轴状，面积一般超过数十万平方千米，非洲地台达2000万平方千米，地貌反差小；②沉积建造多由高成熟度、分选良好的浅海或陆相地层组成，厚度不大但分布广泛，地层成席状体，对比性良好；③岩浆活动微弱，以大面积的陆相溢流玄武岩为特征；④构造变形弱，多发育短轴背斜和盆地；⑤盖层未经受区域变质作用；⑥盛产石油、煤等能源和其他沉积矿产。地槽地台学说认为地壳的演化规律是由活动转化为稳定，世界各地的地槽不断回返成为地台就体现了这种演化。但是中国的许多地台在古生代的稳定阶段以后，中、新生代期间重又活化。6．多旋回构造运动说以黄汲清院士为代表，认为一个地槽系的发生、发展到结束，不只经历一个而是若干个构造旋回，即多旋回，才逐步转化成褶皱系的。多旋回构造运动说的基本内容是：①构造旋回的划分。由呈周期出现的造山运动及其相伴随的一系列地质作用(沉积、岩浆活动、变质、变形及成矿)所划分开的地质历史阶段称为构造旋回，简称旋回。根据旋回经历的时间和范围可分为时间跨度为8亿～10亿年的巨旋回和2亿年左右的旋回以及更短的亚旋回。②为了区别多旋回之问的先后关系，将使地槽最终转化成褶皱系的构造旋回称为主旋回。在主旋回之前，使地槽局部转化成褶皱带的构造旋回，称为早期旋回。主旋回之后的构造旋回，称为后期旋回；而在地槽期之前的构造旋回，称为前期旋回。前一旋回是后一旋回的基础，后一旋回是前一旋回的发展。即每个旋回都继承了前一旋回的基本特性，又产生了某些新的特性。各旋回之问的联系主要表现为有相似的沉积建造、岩浆岩和矿产等。③地质单元或地质事件的相互转化及转化方式。各种对立的地质单元或地质事件，如隆起与拗陷、海进与海退、地槽与地台、大洋与大陆、地壳与地幔，以及垂直运动与水平运动、地壳的开裂与拼合等，无不处在相互转化之中。④多旋回构造运动有广义和狭义的两种概念。广义的多旋回，在空间上说是全球性的，在时间上说包括巨旋回、旋回和亚旋回；狭义的多旋回，在空间上主要指一个地槽系，在时间上指一个巨旋回之内的多旋回发展。多旋回说是在地槽地台学说的基础上发展起来的。其理论意义在于揭示了地壳呈多旋回开合向复杂方向演化的规律。由于构造运动是多旋回的，必然导致产生相应的多旋回岩浆活动和多旋回沉积作用等。多旋回岩浆活动，必然导致生成与岩浆活动相关的各种有用矿产。多旋回沉积作用，必然导致生成与沉积作用相关的各种有用矿产。如“多层生油，多层储油”的提出，就是多旋回说在石油地质工作中的具体化。7．地洼学说1956年由陈国达院士创立，认为在大陆地壳演化史上继地槽区、地台区之后还存在第三构造单元——地洼区。它的性质与地台区相对立，与地槽区虽然性质相似，但特征不同，属于另一种类型的活动区。地洼学说的基本内容：①地洼区在形成过程中，水平地壳运动占主导地位，由于拱曲、褶皱、断裂作用强烈而出现反差强度大的构造起伏，形成波距小、差异升降速度及幅度大的短带状隆起，称为地穹，其间介以相对下陷的短带状盆地，称为地洼。在地洼区内，地洼盆地作为负构造分区与地穹的山脉(正构造分区)。相问出现，成为这种新构造单元的最重要的认识标志。②地洼区的另一主要特征和认识标志是具有三层结构：地洼构造层以地洼中堆积的类磨拉石建造为代表；地洼区的岩浆岩以富钾、钠的花岗岩、流纹岩等为多见，并常有碱性岩；后期出现玄武岩，即岩浆活动的总顺序是从酸中性到基性。③地壳动定转化递进说认为大陆地壳演化过程是多阶段的。地台阶段之后还有地洼阶段，也可能还有其他阶段。地槽阶段之前也可能已经经历过一些古老构造发展阶段。这个过程通过活动区同稳定区之间的相互转化、交替更迭而进行，从简单形式变为复杂形式，称为递进律。④递进(地洼)成矿理论，认为地洼阶段是地壳发展史中的一个重要成矿阶段。地洼区的矿产，一方面具自身的专属矿产组合，另一方面又可继承地槽区、地台区等历代前身的矿产，形成了“多代同堂”的多阶段矿产叠加现象。⑤地幔蠕动热能聚散交替假说，认为地幔物质是不均一的，由于成分、温度、密度、比重等方面的差异，引起缓慢的相对移动，形成地幔流。地壳各个块体之间，一方面由于来自地幔热的不同，产生了温度及活动程度的差别，从而导致大地构造的分区及其属性的分异。另一方面，在地幔应力场的影响下，壳块相对移动，互相挤压拼合、拉伸离散及剪切错移，便产生了各种方向的相应构造。地洼学说存在的问题主要是：①地洼区形成的力源机制是单一的还是多样的?②地洼区矿产的分带与深部构造的关系如何?8．断块构造说认为岩石圈固结之后，断裂活动就占据了主导地位。断块就是被岩石圈中不同深度的断裂及层间滑动断裂所切割成的块体，各块体之间在物质组成、构造滑动性和地质演化诸方面均有明显的差异。断块构造说的基本内容是：“一切运动都存在于吸引与排斥的相互作用中”。前者常表现为地球的引力收缩作用；后者常表现为地球的热力膨胀作用。引力收缩可与大地构造作用中的挤压相比；热力膨胀则可与拉张相当。在地球演化过程中，“排斥”表现为地核—地幔—地壳的分异或大洋型地壳与大陆型地壳的分异、拉张作用，使断块间作相背运动，导致统一的大陆破碎解体，进而转化为过渡型或大洋型地壳；吸引则表现为各层圈之问的熔融作用或大陆型地壳、大洋型地壳以及它们之间的挤压作用，使断块间作相向运动并发生汇聚，导致过渡型或大洋型地壳转化为大陆型地壳等等。一个时期或(和)一个地区的挤压，必伴有另一个时期或(和)另一个地区的拉张；反之亦然，如洋中脊的扩张与海沟岛弧带挤压的对立统一。然而，挤压或收缩、拉张或膨胀都不是均一的，既表现为其幅度和速度的不同，又表现在挤压和拉张的相对性，即在总体挤压背景中，幅度小的和速度慢的相对幅度大的和速度快的则表现为相对的拉张；反之亦然。因深层膨胀引起浅层拉张和深层收缩引起浅层挤压而导致深层与浅层各层之间的层问滑动。这样又引起了水平运动与垂直运动的对立统一关系，以及基底与盖层、高速层与低速层、硬岩层与软岩层之间相互作用的辩证关系。断块构造坚持地质力学分析与地质历史分析相结合的原则。地质力学分析是基础，强调各构造要素的空间组合；地质历史分析是综合，着重各类地质体的时间演化。地球在其漫长的演化过程中，经历了无数次构造变动，遗留下错综复杂的构造形迹。断块构造说认为，应力集中是产生构造应变的前提，而地质体的不均一性和作用力的不均一性是决定应力集中的主要因素。9．波浪状镶嵌构造学说由张伯声院士创立，认为整个地壳的构造是由大小不同的地壳块体和大小不同的活动带镶嵌而成的复杂构造图案，称为地壳的镶嵌构造。同一级别的活动带与地块带相间分布，在构造地貌上显示峰一谷起伏及疏一密相问，并具有近等间距性，称为波浪状构造。全球地壳表现为几个系统的一级套一级的活动带与地块带的定向排列，因而在几个方向上表现出一级套一级的波浪状构造。地壳几个系统的、从宏观到微观级级相套的地壳波浪状构造的交织与叠加，形成了十分复杂、但有一定规律的地壳的波浪状镶嵌构造。波浪状镶嵌构造学说的基本内容：①地壳中相对稳定和具有相对独立性的、一般不呈单向延伸的块体称为镶嵌地块。活动带是地壳上相对活动的、具带状或线状延伸的构造单元。在特定条件下，活动带和镶嵌地块可以互相转化。②大小不同级别的镶嵌地块分别在不同级别的活动带两侧一直进行着一上一下或一左一右的往返剪错运动，或作一前一后的周期性推拉运动，从而形成一级套一级的地壳波浪。③全球X型共轭构造网络叠加于四大地壳波系之上，使全球地壳形成以斜向为主的波浪状镶嵌构造格局。④地壳在演化过程中进行着周期性的收缩与膨胀相结合而以收缩为其主要趋势的脉动。⑤地球的多级驻波式脉动，是大陆起源和演化的根本驱动机制，因而也是多数全球性重大地质事件的共同起因。问题：①上地幔的波动；②地球的脉动式演化同各圈层的形成与演化的关系；③拉长与压缩构造(即裂谷与推覆构造)在时间上和空间上的波动式互换；④地球驻波运动与地磁极性倒转的必然联系及其细节；⑤气候变迁或波动的细节及其同海侵—海退、造山和岩浆事件相耦合的程度；⑥地球化学旋回同成矿作用的时空波动规律；⑦灾变事件的周期性及其同更大体系波动式演化的关系。10．地质力学由李四光创立的运用力学原理研究地壳构造和地壳运动规律及其起因的学科，既研究地壳运动产生的各种形变现象的规律，也研究由地壳运动产生的物质的变化规律，以及两者的相互联系。反映地壳运动的一切现象都是它考察研究的对象，包括构造体系的规律、海洋运动的遗迹、岩浆活动的现象、变质岩带的发生和矿产的形成等。地质力学的研究内容可概括为4个方面：①构造体系的深入调查研究。包括：构造体系类型的划分；构造形迹的力学性质的鉴定及其空间排列规律；岩石力学性质及构造应力场的分析；构造运动时期和构造体系形成时期的鉴定；现代地壳运动和活动的地应力的观测；岩石内流体运动和构造型式对油、气的动态与油气集中的控制作用；各级构造体系对矿产分布规律的控制作用；构造应力场与地球化学场及地球物理场的联系。②全球大地构造体系的特点和分布规律，以及与各种构造体系同时发生的沉积建造、岩浆岩建造、变质岩建造和矿产资源的成生联系。③古生代以来全球大陆运动和海洋运动问题。首先着眼于中国及邻区石炭—二叠纪大陆运动与海水进退规程。④地壳运动问题。包括：区域性升降运动与水平运动的联系；地球角速度的变化和潮汐作用对于大陆运动和海洋运动的影响；太阳辐射的变化和地壳运动与地球运动对古气候变化的作用等。地质力学在矿产和水文地质、工程地质勘查、地震地质、地热地质以及地区稳定性研究方面，特别是对中国石油、煤田和若干金属矿产的预测以及解决重大工程建设和大型矿山开发中遇到的地质问题，都起了重要作用。但在李四光著作中提出的一些地质问题，如地壳运动规律，地壳岩石圈、水圈、气圈、生物圈在运动中的相互联系，矿产资源时空分布规律等，迄今还没有解决。地质图的阅读和分析一、地质图的一般知识把地质信息按一定的图例和比例尺标绘在地形图上的图件称地质图。一般用来表示从全球到一定区域内的地壳或基岩的成分、构造和分布规律，是经济建设、环境保护和科学研究的基础地质资料。地质图是区域地质调查成果不可缺少的组成部分。地质图的图名表明图幅所在地区和类型。比例尺与地形图或其他地图的比例尺一样，有数字比例尺和线条比例尺。图例是地质图上各地质现象的符号和标记，用各种规定的颜色和符号来表示岩石的时代和性质、岩浆岩和各种构造要素等。图例要按一定顺序排列。地层图例在前，代号图例次之，构造图例一般排在最后。地层图例的顺序是自上而下由新到老排列(若图例在图框下方，则是从左至右由新到老排列)。岩浆岩图例放在沉积岩之后，按时代及酸性程度排列。地质构造图例则放在岩石图例之后，一般是用不同符号来代表。二、不同产状的岩层在地质图上的表现(一)水平岩层在地质图上的表现特征1．地质界线与地形等高线平行或重合(如下页图)。2．正常情况下，老岩层出露在地形低处，新岩层出露在地形高处。3．岩层顶面与底面界线的标高差，即为该水平岩层的厚度。4．岩石露头的宽度与岩层厚度成正比，与地面坡度成反比。(二)倾斜岩层在地质图上的表现特征倾斜岩层在大比例尺地质图上表现为岩层界线在沟谷和山脊处成“V”字形态。当岩层倾向与坡向相反，沟谷处形成尖端指向上游的“V”字形，山脊处形成指向下游的“V”字形(如下页图a)；当岩层倾向与坡向一致，但倾角大于坡角，沟谷中形成尖端指向下游的“V”字形，山脊上形成尖端指向上游的“V”字形(如下图b)；当岩层倾向与坡向一致，但岩层倾角小于坡角，河谷中形成尖端指向上游的“V”字形，但界线弯曲的紧闭度大于等高线弯曲的紧闭度(如下图c)。abc(三)直立岩层在地质图上的表现特征无论地形平坦或高低起伏与否，其岩层界线皆呈直线延伸，不受地形影响。三、岩层接触关系在地质图上的表现1．整合接触在地质图上表现为岩层时代延续，产状一致，岩层界线彼此平行延伸。2．平行不整合接触表现为上下两套岩层产状一致，岩层界线平行排列，其间有地层缺失，即岩层时代不延续。3．角度不整合接触上下两套岩层产状不同，地层时代不延续，其间有地层缺失。在图上常表现为较老的一套岩层界线被不整合线切割，而新的一套岩层的界线则与不整合线大致平行延伸(如下图)。AB角度不整合在平面和剖面图上的表现上图：平面图；下图：沿AB线的剖面图四、在地质图上分析褶皱构造的方法1．区分背斜和向斜横穿岩层延伸方向，在某一岩层的两侧依次对称出现新岩层者为背斜，反之为向斜。即从该岩层轴部(核部)，向两侧(两翼)逐渐出露新岩层为背斜，反之轴部为新岩层，向两翼逐渐出露老岩层为向斜。2．褶皱类型的判读(1)根据褶曲两翼的产状：两翼倾向相反，倾角基本相等，则称为直立褶皱(又称对称褶皱)；两翼倾向相反，而倾角不等，则称为倾斜褶皱；两翼向同一方向倾斜(一翼为倒转翼)，而倾角较大，则为倒转褶皱；若两翼向同一方向倾斜，且两翼倾角很小(小于10。，即近于水平)，称为平卧褶皱。(2)根据褶曲轴的长短：在地质图上各岩层转折端顶点的连线即为轴线。轴向方向代表该褶皱的延伸方向，轴线的长短表示褶曲的长短。如果褶曲轴延伸很长，表现为一系列背斜向斜相连，是为线形褶皱；如果褶曲轴较短，在地质图上该褶曲形状为长圆形(长宽比例相差较小)，则为长圆形褶皱(又称短轴褶皱)；若褶曲轴更短，褶曲形状近似浑圆形，则为浑圆形褶皱(又称穹窿或构造盆地)。(3)根据枢纽的产状：若褶曲枢纽是水平的，其两翼岩层界线大致沿走向延伸，则为平行褶皱(又称水平褶皱)；若枢纽是倾伏的，其核部必呈封闭曲线，两翼岩层不平行且逐渐呈弧形转折相交，背斜的弧形凸出方向为倾伏方向，向斜的弧形凸出方向为扬起方向，若几个倾伏背斜向斜相连，在图上的岩层界线往往表现为“之”字形转折弯曲。3．褶皱形成时代的确定主要是根据地层的角度不整合关系来确定，即根据不整合面上下两套岩层的相对时代来确定。褶皱形成于不整合面以下的一套岩层(又称下构造层)中最新的地层时代之后，不整合面以上的一套岩层(称上构造层)中最老的地层时代之前。五、在地质图上分析断层的方法(一)断层面产状的判读断层线是断层面在地面的出露线，因此它和倾斜岩层露头线一样，可用“V”形法则来判断其断层面的产状，一般在地质图上断层线都会用箭头符号标示其倾向。(二)断层两盘相对位移及断层性质的确定1．走向断层或纵断层(断层走向与岩层走向或褶皱轴向大体一致)，它可造成岩层的重复或缺失现象。在断层线上任意指定一点，则出现较老岩层一侧为上升盘，出现较新岩层一侧为下降盘。但有一个例外，即断层面倾向与岩层倾向一致而断层倾角小于岩层斜角时，在出现较老岩层一侧为下降盘，较新岩层一侧为上升盘。断层两盘相对位移情况确定后，再根据断层面的倾向即可确定是正断层或逆断层。2．横向断层或斜向断层，它可造成岩层或褶皱的中断或错开现象。(1)当横向或斜向断层切割倾斜岩层时，地质图上都表现为岩层界线的错移，而且岩层界线向该岩层倾斜方向移动的一盘为相对上升盘(即出现较老岩层)。(2)当横向或斜向断层切过褶皱时，则会使褶皱核部(或轴部)在断层两侧发生宽窄的变化，背斜核部变宽或向斜核部变窄的一盘为上升盘，反之为下降盘。同理，断层相对位移情况确定后，再根据断层面的倾向，即可确定该横向或斜向断层是正断层还是逆断层。(3)若横向或斜向的断层切割褶皱时，断层两盘核部只有位置的错移而无宽窄的变化，则为平移断层。(三)断层时代的确定1．根据角度不整合断层一般发生在被其错断的最新地层之后，而在未被错断的上覆不整合面以上的最老地层之前。2．根据断层的相互切割关系或断层与岩体的相互关系来判定。被切割者时代较老，切割者时代较新。六、岩浆岩体在地质图上的表现(一)岩基或岩株岩体界线穿过不同时代的围岩(岩层)界线，若规模较大的(大于100km2(二)岩盘岩体界线与围岩走向一致，外形浑圆或较规则状。(三)岩床岩体呈长条状延伸，方向与围岩走向一致。(四)岩墙岩体呈长条状，常穿过不同的围岩(即切割围岩界线)。七、地质剖面图的绘制褶皱剖面有横剖面(铅直剖面)和正交剖面(横截面)。以下以褶皱构造为例说明横剖面的编制方法。(一)选择剖面线剖面线应尽量垂直褶皱走向，并通过全区主要构造，如图中AB线。(二)标出剖面线所通过的褶皱位置背斜用“∧”、向斜用“V”符号表示。要把次一级褶皱轴延长与剖面相交，用同样方法算出次一级褶皱位置。(三)绘出地形剖面。(四)绘出褶皱形态将剖面线上的地质界线和褶皱轴迹的交点投影到地形剖面上，在画褶皱构造时应注意以下几点：①剖面切过不整合面和第四系时，先画不整合面以上的地层和构造，然后再画不整合面以下地质界线。其画法：在地质图上把不整合面以下的岩层分界线按其延伸趋势延至剖面线上相交于某点(图中的M点)，将此点投影于不整合面得一交点，从此点绘出不整合面以下的地层界线和构造。②剖面线切过断层时，先画断层，然后再画断层两侧的地层和构造。③剖面线与地层走向斜交时，应将岩层倾角换算成视倾角。④作图顺序应从褶皱核部开始，依次绘出两翼上各层，如各层倾角相差较大时，应使岩层厚度保持不变而调整局部产状，使之逐渐过渡与主要产状协调一致。重力地貌坡面上的风化产物、不稳定岩体、土体等在自身重力的作用下沿坡面向下运动，形成一系列独特的地貌类型，称为重力地貌。这种运动的特点是整体向下运动，统称为块体运动。块体运动速度有的非常缓慢，需要数年的观察才能发觉；有的非常迅速，几乎呈自由落体运动。块体运动主要的类型有崩塌、滑动、蠕动、泥石流等。重力地貌都发生在坡度较大的地区，多为山区的灾害性地貌。崩塌是陡峻山坡上岩块、土体在重力作用下，突然发生急剧的倾落运动。多发生在大于60°～70°的斜坡上。崩塌的物质，称为崩塌体。崩塌体为土质者，称为土崩；崩塌体为岩质者，称为岩崩；大规模的岩崩，称为山崩。崩塌可以发生在任何地带，山崩限于高山峡谷区内。崩塌体与坡体的分离界面称为崩塌面，崩塌面往往就是倾角很大的界面，如节理、片理、劈理、层面、破碎带等。崩塌体的运动方式为倾倒、崩落。如1980年6月3日凌晨在三峡地区盐池河发生的一起崩塌，3日凌晨5时左右，一大块岩体从高850米的鹰咀崖突然崩塌，把一座办公大楼砸得粉碎，整个矿物局夷为瓦砾，造成285人丧生。滑坡是土体、岩块或堆积物在重力作用下沿坡作整体下滑运动。滑动的岩块、土体称为滑动体；下滑的底面称为滑动面。多发生在坡度小于40°～50°的缓斜坡上。滑坡的规模大小悬殊，有数十立方米，数百至数百万、数千万立方米，乃至数亿或数十亿立方米。滑坡的运动速度差异也大，不少滑坡活动具有间歇性。2003年7月13日凌晨，湖北省秭归县沙镇溪镇千将坪村发生特大山体滑坡。滑坡体长约1200米、宽1000米，平均厚度20米，体积约河流地貌(一)河流作用指河流流水的侵蚀、搬运和堆积作用。河流水流是线状水流，从时间上分为常年性水流和暂时性水流；从水流结构上可分为层流和紊流，以及环流和旋涡流。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，下游段也可转化为侵蚀作用为主。在同一时问，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。河流侵蚀是指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。下蚀作用是水流向下的侵蚀作用，使河床加深。旁蚀作用又称侧蚀作用，是水流侧向的侵蚀作用，使河床左右迁徙或谷坡后退，结果是河床摆动，河谷加宽，并形成曲流。溯源侵蚀，又称向源侵蚀，是河床深切作用逐渐向河流上游方向发展的过程，是下蚀作用的一种特殊形式。河流搬运是河流把侵蚀河床基岩和谷坡岩层的产物移动到他处的作用。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悬移、推移和跃移等方式。据试验，被搬运物的球状颗粒重量与起动它的水流流速的6次方成正比。河流堆积是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。沉积下来的碎屑物则称为冲积物，形成的堆积地貌主要是冲积平原。(二)河谷地貌河谷形态及河谷内各种地貌类型的总称。河谷是河水所流经的线状延伸的凹地，由河水侵蚀而成。河谷主要包括谷坡和谷底两部分。谷坡是河谷两侧的斜坡，常有河流阶地发育。谷底比较平坦，由河床和河漫滩组成。谷坡与谷底的交界处称为坡麓，谷坡上缘与高地面交界处称为谷肩或谷缘。(见河谷断面图)河谷断面图由于侵蚀和沉积相互作用的结果，形成了顺直微弯型、分汊型、弯曲型和游荡型等4种形态的河床(如下图)。图1顺直微弯型河床平面形态图2分汉型河床平面形态图3弯曲型河床平面形态图4游荡型河床平面形态(黄河下游)河床地貌包括河床侵蚀地貌和河床堆积地貌。河流流水侵蚀河床形成河床深槽、壶穴、岩槛和深切曲流等一系列侵蚀地貌。深槽是河床中相对低洼的水下地形。壶穴是基岩河床被湍急水流冲磨成的深穴。岩槛是横亘于河床底部上凸的由坚硬岩石组成的坡坎，常伴有瀑布或跌水。深切曲流是由于地壳抬升，深切到基岩之中的曲流。河床内河流流水的堆积可形成浅滩、河漫滩等堆积地貌。河漫滩是河谷底部在洪水期才被淹没的部分，位于河床和河谷谷坡之间。由河流的横向迁移和漫堤的沉积作用形成，因此平原河流的河漫滩较发育，且宽广。山地河流的河漫滩不发育，宽度较小，但相对高度要比平原河流河漫滩高。其形成过程是：由于横向环流，原先的“V”字形河谷展宽，冲积物堆积成河床浅滩；浅滩加宽，在枯水期大片出露水面，形成雏形河漫滩；雏形河漫滩上不断沉积洪水期流水挟带的细粒物质，逐步转化成为河漫滩，且随着河床弯曲度的增大，形成狭窄的曲流颈；曲流颈被水流冲开，河道取直，出现新河床，老河床形成牛轭湖。新河床又重复上述河漫滩发育演变过程。河漫滩的形成和发展A河床浅滩B雏形河漫滩C河漫滩D新河床和牛轭湖l砾石2砂和小砾3淤泥夹层4牛轭湖淤泥沉积5河床移动方向6环流7枯水位8洪水位河流形成宽谷后，后来由于构造运动、气候变化和侵蚀基准面下降等原因又向下侵蚀，使原谷底位于新谷底之上，形成阶梯状的地貌，即河流阶地。(三)冲积平原河流挟带的泥沙进入低地堆积而成的平原。冲积平原是河流受构造运动(上升转为下降)、地形(从山地到低平谷地)和人为因素(筑堤、修水库)等影响，水流流速减缓，导致泥沙大量堆积而成。它的形成条件有三个：①在地质构造上须是相对下沉或相对稳定的地区，在相对下沉区形成巨厚冲积平原，在相对稳定区形成厚度不大的冲积平原；②在地形上须有相当宽的谷地或平地；③须有足够的泥沙来源。冲积平原根据形成部位可分为山前平原、中部平原和滨海平原，根据形状可分为冲积扇平原、泛滥平原和三角洲平原。我国的黄河中游河套冲积平原、关中渭河冲积平原、东北平原、黄淮海平原、长江中下游平原、珠江三角洲平原等都是冲积平原。(四)冲积扇以山麓谷口为顶点，向开阔低地展布的河流堆积扇状地貌。它是冲积平原的一部分，规模大小不等，从数百平方米至数百平方千米。广义的冲积扇包括在干旱区或半干旱区河流出山口处的扇形堆积体，即洪积扇；狭义的冲积扇仅指湿润区较长的大出山口处的扇状堆积体，不包括洪积扇。冲积扇沿着半径方向，可分为顶坡段、前缘段和两者之间的过渡段。从扇顶到扇缘地面逐渐降低，坡度逐渐变小，堆积物由粗到细，分选性逐渐变好。其纵剖面形态与河床一致呈现下凹形，横剖面为上凸形。一般说，冲积扇的大小与河流长度大体呈正比。(五)三角洲在河口区流速减缓的流水挟带的泥沙堆积而成的冲积平原，因其外形类似希腊字母“△”，故得此名。三角洲的发育受制于许多因素，但其大小、几何形态和岸线形状主要取决于人海河流挟沙能力与海洋动力(波浪、潮汐、沿岸流等)对人海泥沙再搬运能力之间的对比关系。随着人海泥沙量的减少和海洋再造营力的增强，依次形成扇形三角洲、鸟足形三角洲、舌形三角洲、尖嘴形三角洲、弓形三角洲和河口湾形三角洲等(如图)。三角洲形态类型喀斯特地貌水对可溶性岩石的作用以溶蚀为主，还包括流水的冲蚀、潜蚀，以及坍陷等机械侵蚀过程，这种作用及其产生的现象统称为喀斯特。喀斯特是南斯拉夫西北部伊斯特拉半岛碳酸盐岩高原的地名，当地称为Kras，意为岩石裸露的地方。地貌类型喀斯特地貌在碳酸盐岩地层分布区最为发育，该区岩石突露、奇峰林立，常见的地表喀斯特地貌有石芽、石林、峰林、喀斯特丘陵等喀斯特正地形，溶沟、落水洞、盲谷、干谷、喀斯特洼地(包括漏斗、喀斯特盆地)等喀斯特负地形；地下喀斯特地貌有溶洞、地下河、地下湖等；以及与地表和地下密切相关联的喀斯特地貌，如竖井、芽洞、天生桥等。喀斯特地貌类型图1喀斯特峰林2喀斯特洼地3喀斯特盆地4喀斯特平原5孤峰6喀斯特漏斗7喀斯特坍陷8喀斯特洞穴9地下河a钟乳石b石笋c石柱石芽和溶沟水沿可溶性岩石的节理、裂隙进行溶蚀和冲蚀形成的沟槽问突起与沟槽形态，是喀斯特区山坡上和盆地里常见的一种凹凸不平的地形。溶沟宽十余厘米至2米，深由数厘米至3米。被溶沟分割残存的、高度不超过3米的石芽，常分布在斜坡上。石林高温多雨的热带气候条件下，厚层质纯的碳酸盐岩地层中发育的形体高大的沟间耸岩。石林之间有很深的溶沟，沟坡垂直，坡壁上有平行垂直凹槽，以中国云南的路南石林最为典型，相对高度一般约20米，大者达50米。落水洞流水沿裂隙进行溶蚀、机械侵蚀以及塌陷形成的近于垂直的洞穴。它是地表水流入喀斯特含水层和地下河的主要通道，分布于喀斯特洼地的底部，也有分布在斜坡上。其形态不一，深度可达100米以上，直径很少超过10米。喀斯特井是地表水流入地下河的垂直通道，也可以由非落水洞形成。落水洞往往是喀斯特漏斗的雏形，而漏斗进一步发育可扩大为喀斯特洼地和喀斯特盆地。干谷和盲谷喀斯特区干涸的河谷和没有出口的地表河谷。喀斯特丘陵由喀斯特作用形成的起伏不大的石灰岩丘陵。相对高差通常在100～150米左右，坡度不如峰林陡，小于45°，已不具峰林形态。喀斯特峰林高耸林立的石灰岩山峰。分散或成群出现在平地上，远望如林。它是热带喀斯特的典型地貌形态，以中国华南最为发育。相对高度一般为100～200米，直径远小于高度，坡度较陡，大多在60°以上，甚至直立，以塔状或堡垒状耸立在平原上，表面有石芽和溶沟等微形态。峰丛是一种复合地貌，上部是高耸的典型的峰林形态，下部为彼此相连的基岩山地，峰与峰之间常形成“U”字形垭口，峰顶至垭口的高差不超过整个山峰高度的三分之一。峰丛的坡度较缓，一般为30°～60°，整个峰丛的相对高度可达300～600米。喀斯特洼地碳酸盐岩地区由于溶蚀作用形成的负地形的总称，又称溶蚀洼地。它包括漏斗、圆洼地、合成洼地、槽谷、喀斯特盆地、喀斯特湖等。喀斯特洼地是由喀斯特地区流水(包括地表水和地下水)垂直循环作用加强形成，也可由地下洞穴塌陷形成。大洼地底部平坦，有较厚的沉积物；小洼地底部平地很小，沉积物很薄甚至缺乏。洼地的规模主要受集水面积的控制，同时还与地壳运动有关：当地壳运动趋于稳定时，洼地趋向扩大；而地壳上升运动强烈时，则在大洼地中形成叠置的小洼地，洼地向纵深方向发展。喀斯特洞穴可溶性岩石中因喀斯特作用形成的地下空间，又称溶洞、洞穴。洞穴由喀斯特地区流水沿可溶岩层层面节理或裂隙进行溶蚀扩大而成。洞穴内有各种堆积，主要有化学堆积、流水堆积、生物堆积、崩坍堆积等。其中尤以化学堆积最引人注目，姿态多变，琳琅满目。根据成因和形态特征，分为以下几类：钟乳石、石笋、石柱、石幔、石盾、石珊瑚、卷曲石、石珍珠、边石、云盆、泥林等。黄土地貌黄土是第四纪时期形成的陆相淡黄色粉沙质土状堆积物，在世界上分布相当广泛，占全球陆地面积的十分之一，呈东西向带状断续地分布在南北半球中纬度的森林草原、草原和荒漠草原地带。中国是世界上黄土分布最广、厚度最大的国家，北起阴山山麓，东北至松辽平原和大、小兴安岭山前，西北至天山、昆仑山山麓，南达长江中、下游流域，面积约63万平方千米。其中以黄土高原地区最为集中，占中国黄土面积的72．4％，一般厚50～20黄土地貌可分为黄土沟间地、黄土沟谷和独特的黄土潜蚀地貌。黄土沟问地又称黄土谷问地，包括黄土塬、梁、峁等。黄土塬为顶面平坦宽阔的黄土高地，又称黄土平台。其顶面平坦，边缘倾斜3°～5°，周围为沟谷深切，它代表黄土的最高堆积面。目前面积较大的塬有陇东董志塬、陕北洛川塬和甘肃会宁的白草塬。塬的成因多样，或是在山前倾斜平原上黄土堆积所成；或是河流高阶地被沟谷分割而成；或是在平缓分水岭上黄土堆积形成；或是在平缓倾斜平地上由黄土堆积形成；或是黄土堆积面被新构造断块运动抬升成塬。黄土梁为长条状的黄土丘陵。梁顶倾斜3°～5°至8°～10°者为斜梁。梁顶平坦者为平梁。丘与鞍状交替分布的梁称为峁梁。平梁多分布在塬的外围，是黄土塬为沟谷分割生成，又称破碎塬。黄土峁为沟谷分割的穹状或馒头状黄土丘。峁顶的面积不大，以3。～10。向四周倾斜，并逐渐过渡为坡度15°～35°的峁坡。若干个峁大体排列在一条线上的为连续峁，单个的叫孤立峁。连续峁大多是河沟流域的分水岭，由黄土梁侵蚀演变而成；孤立峁或者是黄土堆积过程中侵蚀形成，或者是受黄土下伏基岩面形态控制生成。黄土沟谷有细沟、浅沟、切沟、悬沟、冲沟、坳沟(干沟)和河沟等7类。前4类是现代侵蚀沟；后两类为古代侵蚀沟；冲沟有的属于现代侵蚀沟，有的属于古代侵蚀沟，时间的分界线大致是中全新世(距今3OOO～7000年)。细沟深几厘米至10～20厘米，宽十几厘米至几十厘米，纵比降与所在地面坡降一致。大暴雨后，细沟在农耕坡地上密如蛛网。浅沟深0．5～1．0米，宽2～3米。纵比降略大于所在斜坡的坡降，横剖面呈倒人字形，耕垦历史越久、坡度与坡长越大的坡面上，浅沟的数目越多。它是由梁、峁坡地水流从分水岭向下坡汇集、侵蚀的结果。切沟深一二米至十多米，宽二三米至数十米。纵比降略小于所在斜坡坡降，横剖面尖“V”字形，沟坡和沟床不分，沟头有高1～3米陡崖。它是坡面径流集中侵蚀的产物，或者是潜蚀发展而成，多出现在梁、峁坡下部或谷缘线附近，其沟头常与浅沟相连。如果浅沟的汇水面积较小，未能发育为切沟，汇集于浅沟中的水流汇人沟谷地时，常在谷缘线下方陡崖上侵蚀成半圆筒形直立状沟，称为悬沟。冲沟深十多米至四五十米，宽二三十米至百米，长度可达百米以上。纵剖面微向上凹，横剖面“V”字形，其谷缘线附近常有切沟或悬沟发育。老冲沟的谷坡上有坡积黄土，沟谷平面形态呈瓶状，沟头接近分水岭；新冲沟无坡积黄土，平面形态为楔形，沟头前进速度较快。大多数冲沟由切沟发展而成。坳沟又称干沟。它和河沟是古代侵蚀沟在现代条件下的侵蚀发展。它们的纵剖面都呈上凹形，横剖面为箱形，谷底有近代流水下切生成的“V”字形沟槽。坳沟和河沟的区别是：前者仅在暴雨期有洪水水流，一般没有沟阶地；后者多数已切入地下水面，沟床有季节性或常年性流水，有沟阶地断续分布。黄土潜蚀地貌流水由地面径流沿着黄土中的裂隙和孔隙下渗进行潜蚀，破坏了黄土的原有结构或使土粒流失、产生洞穴，最后引起地面崩塌。包括黄土碟、黄土陷穴、黄土柱等。黄土碟为湿陷性黄土区碟形洼地。由流水下渗浸蚀黄土，在重力的影响下土层逐渐压实，引起地面沉陷而成。形状为圆形或椭圆形，深一至数米，直径10～20米，常形成在平缓的地面上。黄土陷穴为黄土区漏陷溶洞。由流水沿黄土层节理裂隙进行潜蚀作用而成，多分布在地表水容易汇集的沟问地边缘和谷坡。根据形态分为3种：①漏斗状陷穴，口大底小，深度不超过10米。②竖井状陷穴，呈井状，深度可超过20～30米；③串珠状陷穴，几个陷穴连续分布成串珠状，各陷穴的底部常有孔道相通。它与黄土碟不同，各种陷穴都有地下排水道和出水口。两个或几个陷穴由地下通道不断扩大，使通道上方的土体不断塌落，未崩塌的残留土体形如桥梁，称为黄土桥。黄土柱为黄土沟边的柱状残留土体。由流水不断地沿黄土垂直节理进行侵蚀和潜蚀以及黄土的崩塌作用形成，有圆柱状、尖塔形，高度一般为几米到十几米。风力地貌(一)风力作用风对地表形态的塑造，表现为风对地表物质的侵蚀、搬运和堆积过程，形成风力地貌。风力侵蚀简称风蚀作用，指地表物质在风力作用下脱离原地的过程，包括吹蚀作用和磨蚀作用。前者指地表松散泥沙或基岩风化碎屑物被风吹扬而离开原地的过程，通常多限于具有粉细沙颗粒的地区。后者指风通过挟带的沙粒对地表的冲击、摩擦过程。风力搬运作用指风挟带各种不同粒径的泥沙颗粒被输移的过程，其搬运形式有跃移、悬移和蠕移3种基本形式。风力搬运过程中泥沙的相对含量一般随高度增加而递减。风力堆积指由于风力减弱或地面障碍，挟沙气流中的泥沙发生沉落和堆积的过程。风力堆积形成风成沙，具有分选最好、磨圆度较高等特点。(二)风蚀地貌风力吹蚀、磨蚀地表物质形成的地表形态。风蚀石窝陡峭的迎风岩壁上风蚀形成的圆形或不规则椭圆形的小洞穴和凹坑。直径大多约20厘米，深lO～15厘米，有时群集，有时零星散布，使岩石表面具有蜂窝状的外貌，故又称石格窗。大的石窝称为风蚀壁龛。风蚀蘑菇孤立突起的岩石经风蚀作用而成的蘑菇状岩体，又称石蘑菇、风蘑菇。多发生在垂直节理发育的不很坚硬的岩石中，由于近地表的岩石基部受风蚀作用强，顶部受风蚀作用弱，逐步形成上部大、下部小的蘑菇石。垂直节理发育、岩性比较坚硬的岩石，在风蚀作用下形成孤立的柱状岩体，称为风蚀柱。雅丹地形河湖相土状堆积物地区发育的风蚀土墩和风蚀凹地相间的地貌形态。“雅丹”是中国维吾尔语，意为“陡峭的土丘”，中国新疆孔雀河下游雅丹地区发育最为典型。风蚀城堡水平岩层经风蚀形成的城堡式山丘，又称为风城。多见于岩性软硬不一(如砂岩与泥岩互层)的地层。风蚀垅岗软硬互层的岩层中经风蚀形成的垅岗状细长形态。一般发育在泥岩、粉砂岩和砂岩地区。长10～200米，也有长达数千米者，高1～20米。风蚀谷风蚀加宽加深冲沟所成的谷地。风蚀谷不断扩大，原始地不断缩小，最后仅残留下一些孤立的小丘，即风蚀残丘。风蚀残丘的外形各不相同，以桌状平顶形较多；一般高10～30米。支离破碎的残丘地表，称为风蚀劣地。风蚀洼地松散物质组成的地面经风蚀形成椭圆形的成排分布的洼地。它向主风向伸展。(三)风积地貌风力堆积作用形成的地表形态。它们是在干燥气候和沙质来源丰富等自然条件下，由风力作用堆积而成，沙丘是其最基本的形态。沙丘的形成和发育受风力、地面形态、水分、植被及沙源供应等条件的影响。依风力和沙丘形态之间的关系，主要分为横向沙丘、纵向沙丘、多方向风作用下的沙丘和沙堆等。冰川地貌现在地球陆地表面有11％的面积被冰川覆盖，南极洲和格陵兰岛的绝大部分被厚度为1000～3000米(一)冰川侵蚀地貌纯粹的冰川冰是缺乏侵蚀力量的，因为它的强度很低。但是，冰川冰总是含有数量不等的岩屑，它们是冰川进行磨蚀和压碎作用的工具，另外，还有融冰水的再冻结产生的拔蚀作用。磨蚀和压碎作用形成以粉砂为主的细颗粒物质，拔蚀则产生巨大的岩块和漂砾。通过这些作用冰川塑造出小到擦痕、磨光面，大到冰斗、槽谷、岩盆等冰川侵蚀地貌。擦痕、磨光面和羊背岩冰川擦痕是古冰川地区基岩表面最常见的冰川侵蚀微形态。它们是底部冰中岩屑在基岩上刻划的结果，具有指示冰流方向的意义。擦痕形状多样、大小不一，有细到肉眼难辨的擦痕，也有延伸数米至数十米的冰川擦槽。冰川磨光面是由细小岩屑(如砂和粉砂)在质地致密的基岩面上长期磨蚀形成，实际是由密集的擦痕组成的。羊背岩是冰川侵蚀岩床造成的石质小丘。它们大体顺冰川流向成群分布，长轴数米至数百米不等，有时大的羊背岩上叠加小的羊背岩。羊背岩的迎冰面坡长而平缓光滑，是磨蚀作用造成的；背冰面陡峭、参差不齐，是冰川拔蚀作用的产物。冰斗、刃脊和角峰出现在山岳冰川区的上游，位于古雪线之上。冰斗是山岳冰川地区最常见的冰蚀地貌之一。按位置可分为谷源冰斗和谷坡冰斗两种。谷源冰斗规模一般大于谷坡冰斗，往往还有次一级的冰斗分布在周围，因而也叫围谷。典型的冰斗由岩盆、岩壁和岩槛组成。底部为岩盆，平面上呈半圆形；三面环以陡峭的岩壁；出口处为一高起的岩槛，常有羊背岩位于其上。岩盆是一个封闭的洼地，冰川消退后积水成湖，叫冰斗湖。冰斗形成的主要动力是冰斗冰川的旋转滑动。因为冰斗冰川有很大的积累消融梯度，雪线以下夏天消融和雪线以上冬天积累，形成．“头重脚轻”的状态，冰川为恢复平衡需作旋转滑动，因而在冰斗底部挖掘成深的岩盆。刃脊为刃状山脊，由冰斗不断扩大，斗壁后退，相邻冰斗问的岭脊变成。角峰为尖状金字塔形的山峰，由数个冰斗包围形成；其发育程度是冰川地形发育成熟与否的标志之一。冰川谷和峡湾冰川谷是冰川作用区最明显的冰蚀地貌类型之一。典型的形状是槽谷，亦称冰川槽谷或u形谷。槽谷在山岳冰川地区分布在雪线之下，源头和两侧被冰斗包围，主、支冰川汇合处易形成悬谷。槽谷两侧一般具有明显的槽谷肩和冰蚀三角面。槽谷底部常见冰阶(岩槛)与岩盆，两者交替出现，积水成为串珠状湖泊。大陆冰盖或高原冰辊之下也有槽谷，这种槽谷上源没有粒雪盆，曾被称为冰岛型槽谷。峡湾是一种特殊形式的槽谷，为海侵后被淹没的冰川槽谷。大陆冰盖或岛屿冰帽人海处常形成很深的峡湾，如挪威西海岸的峡湾十分发育，以风光旖旎闻名于世。(二)冰川堆积地貌冰川沉积物在地貌上组成形形色色的终碛垄、侧碛垄、冰碛丘陵、槽碛垄、鼓丘、蛇形丘、冰砾阜、冰水外冲平原和冰求阶地等。终碛、侧碛和冰碛丘陵终碛和侧碛是在冰川末端与边沿堆积起来的冰碛垄，标志着古冰川曾达到的位置和规模。冰川前进时形成的终碛垄规模一般很大，高数十米至二三百米，组成物质常包括相当数量的冰期前河相或湖相沉积。它们是冰舌前进射被推挤集中起来的。侧碛在山岳冰川地区是比终碛更易保存的堆积形态。它们分布范围广，不易被冰水河流破坏：在谷坡上往往有高度不同的多列侧碛。冰碛丘陵是冰川消失时由冰面、冰内和冰下碎屑降落到底碛之上；所形成的不规则丘陵地形。鼓丘和槽碛垄鼓丘是由冰碛或部分冰水沉积组成的流线型冰川堆积地形。平面呈卵形，长轴与冰流方向平行，迎冰面陡而背冰面缓。鼓丘的纵剖面形状颇似机翼，是流体中物体为减少阻力所能采取的最佳形态。在大陆冰盖地区鼓丘常成千地密集出现，山岳冰川地区则偶然见到。槽碛垄是与鼓丘形成机制类似的长条垄状冰川堆积地形，在鼓丘下游因应力减低，由冰碛集中而成。蛇形丘、冰砾阜和冰砾阜阶地为冰川接触沉积形成的地貌。冰川接触沉积是在冰川边沿、表面和底部的冰川融水中沉积的砂砾或粉砂层。沉积时，有冰川的支撑或包围，冰川消亡后它们失去支撑而发生塌陷变形。蛇形丘是狭长、曲折如蛇的垅岗状高地，两坡对称，丘脊狭窄。小的蛇形丘长数十米至数百米，大的可达数千米至数十千米，北美洲曾见有长达400千米的蛇形丘。冰砾阜是散布在冰川作用区的不规则分布的丘陵。与冰碛丘陵不同之处是其组成物质为有层次的砂砾层，是冰川接触沉积。它们是冰面或冰内空穴接纳的冰水沉积物，在冰川消融时坠落地表堆积而成，由负地形变为正地形。冰砾阜阶地由充填冰川两侧的冰水河道的砂砾在冰川消融时堆积形成；由冰水砂砾层组成，与河流阶地不同之处是断续分布，左右岸和上下游阶地面起伏变化大，前坡的砂砾层向谷地中心倾斜。冰水平原和冰水阶地冰源河的流量有很大的日变化与季节变化，冰源河的泥沙负载量又很高，导致冰川外围地区强烈的加积，形成顶端厚、向外变薄的扇形冰水堆积体，称为冰水扇。在大陆冰盖外围有许多冰水扇联合成外冲冰水平原，在山谷冰川地区联合成谷地冰水平原。谷地冰水平原在后期被切割则成冰水阶地，冰水阶地向下游倾斜较急并逐渐尖灭，故是典型的气候阶地。由于水流很急，冰水平原的组成物质粗大而缺乏分选，砂砾层中常夹有大漂砾，并有许多锅穴。海岸地貌(一)形成海岸地貌的主要作用波浪作用为塑造海岸地貌最活跃的动力因素。近岸波浪具有巨大的能量，据理论计算，1米波高、8秒周期的波浪，每秒钟传递在绵延1千米海岸上的能量为8×106焦耳。海浪冲击海岸，导致岩石粉碎，岩壁剥落。海浪侵蚀形成的岩屑在波浪卷带下，又撞击岩壁，磨蚀岸坡。潮汐作用潮差的大小直接影响海浪和近岸流作用的范围。在由细颗粒组成的泥质海岸带，潮流是泥沙运移的主要营力。潮流对海底具有侵蚀能力，同时如果在泥沙运移过程中由于条件变化，挟沙能力下降，可导致部分泥沙发生堆积。生物作用在热带和亚热带海域，因珊瑚和珊瑚礁大量发育，构成珊瑚礁海岸；在红树林和盐沼植物广泛分布的海湾、河口的潮滩上，可形成红树林海岸。气候因素在不同的气候带，温度、降水、蒸发、风速等条件的不同，海岸风化作用的形式和强度各异，便形成不同的海岸形态，并使海岸地貌具有一定的地带性。(二)海岸侵蚀地貌海岸主要受海水动力因素侵蚀所产生的各种形态，又称海蚀地貌。塑造海岸侵蚀地貌的主要动力因素是波浪和潮流，但高纬度地带的海岸还受到冰冻的侵蚀，热带和亚热带的海岸则受到丰富的地表水和强烈的化学风化作用的侵蚀。海岸侵蚀地貌的发育过程，除与沿岸海水动力的强弱和海岸的纬度地带性有关以外，还受组成海岸的岩性的抗蚀能力所制约。结构致密、坚硬岩石海岸，抗蚀能力较强，但因裂隙和节理发育，多海蚀洞、海蚀拱、海蚀柱、海蚀崖。松软岩石海岸，抗蚀能力较差，海蚀崖后退较快，易形成海蚀平台。石灰岩海岸，在海水溶蚀下具有独特的蜂窝状海蚀地貌形态。海蚀地貌通常被作为判别地区构造运动和海平面变化的标志之一。同时，海浪塑造的海蚀地貌壮丽多姿，不仅有嵯峨巨石，还有曲径幽洞、嶙峋怪石，常被辟为旅游胜地。海蚀洞海岸受波浪及其挟带岩屑的冲击、淘蚀形成的洞穴。波浪对海岸的侵蚀，主要集中在海平面附近。水位的升降，岩壁的干、湿变化加剧了岩石的风化作用，有助于海浪的淘蚀，形成刻槽或海蚀龛。随着淘蚀的发展，海蚀龛向岩体纵深扩展，形成海蚀洞。海蚀洞多沿海岸断续分布，洞顶有悬突的岩体，一般为海浪作用的上界，洞底则略低于海面。由于海岸带的构造活动等，海蚀洞有时出现在海平面以上的不同高度。海蚀洞在松软岩石构成的海岸，发育不明显；在较硬岩石海岸，发育较好；沿岩石的节理、层理等抗蚀力薄弱部位特别发育。印度尼西亚他群岛的海蚀洞纵深可达17米，中国普陀山海岛的梵音洞也为海蚀洞。海浪继续作用，使岬角两侧的海蚀洞蚀穿贯通，形成顶板呈拱桥状的海蚀拱。海蚀拱又称海穹、海拱石，常见于岬角海岸。海蚀拱进一步受到侵蚀，顶板的岩体坍陷，残留的岩体与岸分隔开来后峭然挺拔于岩滩上，称为海蚀柱。海蚀崖海岸受海浪侵蚀，崩坍而成的悬崖陡壁。海蚀洞不断地扩大，使顶部悬突的岩体在重力作用下发生崩坠，在崩坠的部位经常形成陡峭的岩壁。坠落的岩块、岩屑，一部分被沿岸流搬移；一部分被海浪卷带，重新作用于岩壁，在岩壁上可继续发育洞穴。主要分布在基岩海岸，尤其是花岗岩和玄武岩的垂直柱状节理发育处。海蚀平台在海蚀崖前形