地貌学论述题.doc

第一章
l 1、简述影响地貌形成发育的基本因素
l 2、戴维斯的侵蚀循环学说和彭克的地形分析学说的中心思想。
l 3、现代地貌学的发展特点。
一.影响地貌发育的基本因素
一）地貌形成的内外营力
二）岩性和地质构造
三）内外力作用时间
四）人类活动的影响
一）地貌形成的内外营力--内力
1） 内力的来源--- 由地球内能：热能、
化学能、重力能以及地球旋转能等。2） 主要表现形式---地壳运动、地球深
处岩浆活动和地震等。
内力作用的总趋势：
加大地表起伏，形成地球表面的巨大起伏形态。
陆上的山地、盆地、高原等，大洋底部海岭、海盆、海沟等一些巨型、大型的地貌形态主要都是内力作用的结果
一）地貌形成的内外营力--外力
1）外力的来源
主要来自太阳辐射能，日月引力能、重力能和生物活动而产生的营力。
2）外力作用主要表现形式
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主要有风化作用、侵蚀作用、搬运作用、沉积作用和固结成岩作用。
外力作用的总趋势：使地表起伏趋向缓和
二）岩性和地质构造--岩性（岩性是指反映岩石特征的一些属性，如颜色、成分、结构、构造、胶结物、及胶结类型、特殊矿物等。）
1.岩性不同本身就形成不同的地貌类型： 火山地貌、岩溶地貌、黄土地貌。
2. 岩性的差异可形成不同地貌形态
石英砂岩和石英岩在任何气候条件下总是形成正地形；页岩多数形成负地形；酸性脉岩多半形成正地形；而基性脉岩多半形成负地形。
可溶性岩石（石灰岩、白云岩）的地貌形态随气候带及产状的不同而异
二）岩性和地质构造--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，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。
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。
例如：急剧上升运动减弱初期出现的高原，外力作用虽然强烈，但保存了大片高原面，随着时间的推移，高原面在外力作用下侵蚀殆尽，成为崎岖的山区，再进一步发展，可转化为起伏和缓的丘陵.
四）人类活动对地貌的影响
通常有两种方式：
1.通过改变地貌发育条件加速或延缓某种地貌过程；
2.是直接干预地貌过程，甚至改变地貌发育方向。
低地国家荷兰，将近一半的土地海拔不到一米，27％在海平面以下。荷兰人民筑坝排水、造田，把海滩变成农田，面积相当于荷兰全国的1/5。我国古代开挖的南北大运河、苏北沿海的海塘工程等，都是人类活动改变地表形态，趋利避害的措施.

二．戴维斯的侵蚀循环学说和彭克的地形分析学说的中心思想
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，起伏微弱而时间无限长的老年期。指出了地貌发育的阶段性。
戴维斯的侵蚀循环学说能够比较全面地概括了地貌发育的因素，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。
他把内外力数量之间的关系和自然界常见的山坡形态联系起来，但没有考虑气候、岩性等对山坡形态的影响。
三．现代地貌学的发展特点。
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。
第二章 构造地貌

1．构造地貌及类型。
2．全球构造地貌的特点及板块构造学说的成因分析。
第一节
一．陆壳和洋壳的特征差异？
大陆地壳 大洋地壳

厚度大 薄

双层 单层

O,Si,Al,K O,Si,Mg,Fe

年代老 新

二．全球构造地貌的成因
——板块构造学说
在20世纪60年代末期由美国的摩根、英国的麦肯齐和法国的勒比雄等在大陆漂移说和海底扩张说的基础上，提出了板块构造说。
基本观点是：地球的岩石圈由若干个板块构成；各板块之间存在着相对水平运动，这是岩石圈运动或构造运动的主要方式，垂直运动是由水平运动派生出来的；板块运动的驱动力主要是地幔物质的热力对流。
三条活动带
1. 环太平洋大陆边缘带 2.地中海-喜马拉雅山脉带 3.洋脊裂谷带
板块边界：三大活动带
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。
第二节
一．海底构造地貌类型海底构造地貌的特征
1.大洋中脊 在大西洋和印度洋称中脊，在太平洋又称中隆，发育中央裂谷。过去认为太平洋中隆不发育中央裂谷，但是据研究(Raymond Siever)，也有中央裂谷。
主要特征：长条状隆起、有中央裂谷、有转换断层、浅源地震、火山喷发
2.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 :海岭、深海平原和海沟
海岭：海底大型正地形的总称（不包括洋中脊）外形以长条状为主，主要有火山海岭、断裂海岭和陆壳海台。
火山海岭——火山串联的海底山脉
断裂海岭——断裂活动造成，如地垒断裂海岭
第三节
一．陆地构造地貌分区
（一）板块边界构造活动带的大地构造地貌
1、新生代褶皱山带
由两个大陆板块碰撞形成的造山带，如喜马拉雅山脉、阿尔卑斯山脉、安第斯山脉等，特征是：巨大深断裂、倒转褶皱、频繁地震、火山活动等。
2、大陆裂谷带
以东非大裂谷为典型，由中央裂谷盆地和两侧的断块山脉组成，断裂切穿整个地壳进入地幔。
此外，欧洲莱茵河谷也是大陆裂谷。
（二）板块内部构造活动带的构造地貌
现在的板块内部某些地带曾经是板块边界，至今仍然比较活跃，在地貌上有一定的表现，主要为：褶皱块断山、断块山和断陷谷。
1..褶皱块断山：古生代板块边界构造活动带因板块碰撞遭受强烈的挤压褶皱运动，中生代后期尤其是新生代又成为板块内部以块断运动为伴有褶皱的强烈构造活动带，形成现代山脉
2、断块山与断陷谷
古生代板块内部稳定区，由于新生代断块运动形成有些以断块山为主、有些以断陷谷为主的块断构造地貌，如
断块山——太行山、贺兰山等
断陷谷——汾河谷地、渭河谷地等
（三）板块内部稳定区的大地构造地貌
板块内部稳定区长期以来构造宁静，新
生代以来的构造运动大多表现为大面积的拱
起和拗陷。
高原或丘陵：如大面积拱起，缺少构造差异
活动，形成高原，如鄂尔多斯高原；
如差异运动明显，地形起伏复杂，如
四川盆地东部丘陵。
平原：大面积凹陷区经长期堆积

二．陆地构造地貌的类型
1. 构造山系和裂谷
2.高原与平原
3.丘陵与盆地
第三章 风化作用与坡地重力地貌
第一节 风化作用和风化壳
一、1．物理风化作用与化学风化作用的实质及相互关系。
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。
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：
①岩石卸荷释重而引起的剥离作用
②外来晶体在岩石裂隙中的挤压作用
③因温度变化而引起岩石体积发生膨胀
与收缩作用
④生物活动对岩石机械风化作用的影响
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成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．风化壳的特征及发育阶段。
（一）风化壳的概念及其特征
1.残积物:残留在原地基岩之上的风化物称为残积物。
2.风化壳:被风化了的岩石圈的疏松表层称为风化壳。
3.平面形态特征:面状、线状、囊状和复合型风化壳
4.垂直分带性:
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：岩（碎）屑型风化壳
2．化学风化为主的阶段：
①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（黄土风化壳）
，故又称富钙阶段。
在半干旱地区，化学风化很弱，多为易溶
的盐酸盐和硫酸盐类在地势低洼的地方富集，
形成硅铝-氯化物-硫酸盐型风化壳
②化学风化的中期阶段：
盐酸盐、硫酸盐、碳酸盐类及胶体SiO2均被淋溶，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
③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，具有不同的水热条件，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：
①极地和高山寒冷气候区：岩屑型风化壳
②温带半干旱和沙漠地带：硅铝-氯化物-硫酸盐型风化壳
③温带草原气候：硅铝-碳酸盐型风化壳
④温带森林气候，硅铝-粘土型风化壳
⑤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
坡地重力地貌的定义
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。
第三节
一．崩塌的特征和形成条件
（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。发生突然；速度块；破坏性大；形成倒石堆
（三）崩塌的形成条件
1．地貌条件
1)崩塌只能发生于陡峻的斜坡地段。
2)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。
幻灯片31
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。
二． 滑坡的特征和形成条件
坡面上大量土体、岩体或其它碎屑堆积，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
①滑坡体
②滑动面与滑动带
③滑坡壁与滑坡台阶
④滑坡舌与滑坡鼓丘
⑤滑坡湖与滑坡洼地
⑥滑坡裂缝
（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（断层面、解理
面、片理面、堆积层分界面等等）常构成滑动
带的软弱面。
3．地下水的作用：
地下水丰富的斜坡易发生滑坡。直接降
低坡体的抗剪强度；上覆土体和岩层的付托
作用；促使土石分化；水压力的变化
4. 促使滑坡滑动的因素：
①斜坡形态的改变
②大气降水和地下水的变化
③震动影响
三．古滑坡的识别
辨别古滑坡的形态标志主要有：
①滑坡壁遗迹
②反坡台阶、池沼或湿地
③坡脚出现渗泉、大弧石或弧形突出的堆积体
④斜坡上单沟转向与双沟同源
⑤岩层倾向异常及埋藏高度的变化
⑥滑坡泥、擦痕、滑动面和被填塞的裂缝
四．滑坡与崩塌的关系
滑坡和崩塌如同孪生姐妹，甚至有着无法分割的联系。它们常常相伴而生，产生于相同的地质构造环境中和相同的地层岩性构造条件下，且有着相同的触发因素，容易产生滑坡的地带也是崩塌的易发区。例如宝成铁路宝鸡至绵阳段，即是滑坡和崩塌多发区。崩塌可转化为滑坡：一个地方长期不断地发生崩塌，其积累的大量崩塌堆积体在一定条件下可生成滑坡；有时崩塌在运动过程中直接转化为滑坡运动，且这种转化是比较常见。有时岩土体的重力运动形式介于崩塌式运动和滑坡式运动之间，以至人们无法区别此运动是崩塌还是滑坡。因此地质科学工作者称此为滑坡式崩塌，或崩塌型滑坡、崩塌、滑坡在一定条件下可互相诱发、互相转化：崩塌体击落在老滑坡体或松散不稳定堆积体上部，在崩塌的重力冲击下，有时可使老滑坡复活或产生新滑坡。滑坡在向下滑动过程中若地形突然变陡，滑体就会由滑动转为坠落，即滑坡转化为崩塌。有时，由于滑坡后缘产生了许多裂缝，因而滑坡发生后其高陡的后壁会不断的发生崩塌。另外，滑坡和崩塌也有着相同的次生灾害和相似的发生前兆。 崩塌与滑坡区别主要表现在以下方面：
1．崩塌发生之后，崩塌物常堆积在山坡脚，呈锥形体，结构零乱，毫无层序；而滑坡堆积物常具有一定的外部 形状，滑坡体的整体性较好，反映出层序和结构特征。也就 是说，在滑坡堆积物中，岩体（土体）的上下层位和新老关系没有多大的变化，仍然是有规律的分布。 2．崩塌体完全脱离母体（山体），而滑坡体则很少是完 全脱离母体的。多属部分滑体残留在滑床之上。
3．崩塌发生之后，崩塌物的垂直位移量远大于水平位移量，其重心位置降低了很多；而滑坡则不然，通常是滑坡体的水平位移量大于垂直位移。多数滑坡体的重心位置降低不多，滑动距离却很大。同时，滑坡下滑速度一般比崩塌缓慢。 4．崩塌堆积物表面基本上不见裂缝分布。而滑坡体表 面，尤其是新发生的滑坡，其表面有很多具有一定规律性的 纵横裂缝。比如：分布在滑坡体上部（也就是后部）的弧形拉张裂缝；分布在滑坡体中部两侧的剪切裂缝（呈羽毛 状）；分布在滑坡体前部的横张裂缝。其方向垂直于滑动九 向，亦即受压力的方向；分布在滑坡体中前部，尤其是以滑、 坡舌部为多的扇形张裂缝，或者称为滑坡前缘的放射状裂缝。

第四章 流水地貌
第一节
一． 坡面流水作用及其形成的地貌类型
坡面径流对坡地的作用
冲刷、搬运和堆积作用

不明显冲刷带
冲刷带
淤积带
（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，其流向与坡向基本一致，横剖面多为V形。

（三）淤积带
坡积裙：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，形如裙边，称为坡积裙。
a.形态特征：
纵向剖面形态呈中部微凹的倾斜曲线，上部坡度较大，一般60～80，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。
b. 组成特征
坡积物的岩性与所在坡地的基岩相同，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。

第二节
一、 沟谷的类型、特征与演变。
1．切沟：
细沟：
裸露的坡地上，水流顺坡流动，往往聚集成多股细流，侵蚀坡面形成许多大致平行的细小沟谷称为细沟。
切沟：
细沟不断发展扩大，形成切沟。
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：由切沟进一步发展而成
在水流的向源侵蚀作用下，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：
冲沟发育到一定的阶段,向源侵蚀和下切侵蚀减弱,沟谷不再加深，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。
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：切沟-冲沟-坳沟三个阶段。
二、 洪积扇的特征、成因、分布及其变形。
暂时性沟谷水流出山口后,坡降骤减,水流迅速展开成辐射状,加上部分水流渗入地下,水流搬运能力随之大减,其所挟带的大量泥沙、碎屑物质发生堆积,形成一个以沟口为中心的半圆形扇状堆积体,称为洪积扇（湿润地区小规模的扇形地称冲积扇或冲积锥）。
形态特征：平面上呈扇形，规模较大；顶部与沟口相连，坡度较大，向边缘坡度逐渐减小；洪积扇表面发育有放射状散流，且不稳定，经常改道。
物质组成与内部结构特征：
自扇顶至扇缘可分为三个相带：
扇顶相：
位于洪积扇顶部，通常表现为舌状叠覆的砾石堆积体，分选差，透水性强，其间发育有砂、亚粘土等物质充填废弃河道而形成的充填构造。
扇中相
位于洪积扇的中部，组成物质比扇顶细，主要由砾石、砂和粉砂组成，扁平的砾石呈叠瓦状向上游倾斜，常见交错层理。
扇缘相：
位于洪积扇边缘部分。组成物质较细，由亚砂土、亚粘土组成，具有水平层理和波状层理。地下水往往在该地带溢出地面，局部地段产生地表滞水和沼泽化等现象。
洪积扇在发育过程中，受新构造运动的影响，会发生各种形式的变形，形成不同类型的洪积扇。
(1）叠置式洪积扇：在洪积扇形成之后，山体断续上升，山前地带相对下沉，在老洪积扇前面可形成新的洪积扇，后者部分地覆盖在前者之上，形成叠置式洪积扇。
（2）念珠式洪积扇：当洪积扇形成后，山体发生大规模抬升，山前平原迅速相对下降，老洪积扇位置抬高，新、老洪积扇以沟谷相连，无覆盖现象，形成成串的洪积扇。
（3）不对称叠置式洪积扇：在老洪积扇的两侧，新构造运动不等量升降，暂时性沟谷水流所挟带的物质向上升量小的一侧偏离堆积，成为不对称形，在老洪积扇一侧形成新洪积扇
三、泥石流形成的基本条件、类型、地貌特点
泥石流是山区常见的一种突发性自然灾害现象，是由大量土、砂、石块等固体物质与水组成的一种特殊洪流。
1．要有大量松散的固体物质：这些物质主要是由风化、崩塌、滑坡等提供的，在高山地区还有冰川活动所提供的物质。
2．要有充足的水源：主要由暴雨、洪水、冰雪大量融化及湖泊、水库溃决时产生。
3．有利的地形条件：沟谷的上游为环形洼地，有利于固体物质和水的聚集，中游为沟坡陡峻、比降较大的沟床，有利于泥石流的快速下泻。
1.按泥石流的物质结构和流态特点可分为：
粘性泥石流： 固体物质含量一般大于40%，
最多达80%，尤其含有一定量的粘性成分。

稀性泥石流：固体物质含量一般10~40%，粘性
成分少；
2.按泥石流的物质组成可分为：泥流、泥石流
和水石流
3. 按泥石流的激发因素可分为：冰川泥石流、
暴雨泥石流和地震泥石流等。
上游:为高山环抱的环形洼地，此区域以侵蚀
作用为主。
中游:为峡谷地形。
下游: 以堆积作用为主。
粘性泥石流堆积地貌：形成许多平行于主
流方向的砾石垄岗；
稀性泥石流的堆积地貌：呈扇状（泥石流扇），
沉积物粒径自上游而下游逐渐变小，有一定
的分选性。
第三节

一、河道水流的运动特征及其对河流地貌发育的影响。
河道水流运动特征
河流是一种天然的、由一定区域内的地下水和地表水补给、长期性沿狭长凹地流动的水流，较小者称溪、涧，较大的为江、河、川。水流占据的凹槽即为河道。 其中紊流、环流、旋涡流对河流地貌的影响最为密切。
（一）层流与紊流
层流 : 流体各层，各质点的流动方向，速度相等
紊流 : 流体的各个质点在流动过程中方向，速度不断变化，各不相同。由雷诺数判定：R=vL/V。一般＞500为紊流。大部分天然河道水流属于紊流。v：平均流速；L：代表长度；V：水的粘滞系数。
l （二）环流
l 河道水流中，垂直于主流方向的 封闭的横向水流系统，称为环流。
l 1. 在弯道河流的横断面上
l 表层水流由凸岸流向凹岸，底层水流由凹岸流向凸岸所构成的一个封闭环流系统。环流与纵向水流结合一起，成为螺旋流（又称弯道环流）。
l 弯道离心力作用—主要原因
l 地球自转偏向力作用

l 2. 顺直河流的横断面上：
l 涨水时：中间水位高，两边低
l 退水时：中间水位低，两边高
三）旋涡流
旋涡流是绕着垂直于流向的环流轴旋转的水流。根据旋涡流对河床作用的不同，可分为：
①直轴旋涡流：河岸附近绕直轴旋转，常对河岸
产生强烈侵蚀，引起河岸崩塌。
②横轴旋涡流：河床底岩槛及沙丘等起伏处形成，会使床底发生变形。
（四）缓流与急流——由费洛德数判定。
缓流：Fr＜1；
急流： Fr ＞1。
v：平均流速；h：平均水深。
侵蚀作用
河道水流携带泥沙及溶解质，并推移床底沙砾的作用称为河流的搬运作用。
河道水流破坏地表，并冲走地表物质的作用，称为河流的侵蚀作用。
河流的侵蚀基准面：控制河流下切侵蚀的水平面。
终极侵蚀基准面：海平面。
局部侵蚀基准面：是指局部河段下切侵蚀的界限，它只是暂时地、局部地控制河流的下切侵蚀。
当侵蚀基准面上升时（海面上升或河流流经的陆地部分下降），河流中下游水面比降减小，河流发生堆积；而当侵蚀基准面下降时（海面下降或河流流经的陆地部分上升），新出露的河床坡度较大，下切作用加强，产生溯源侵蚀。若新出露的河床坡度较小，则堆积作用加强。
曲流的截弯取直
螺旋流作用：当弯曲河床发展到一定阶段，上、下两个反向河弯按某个固定点，呈S形向两侧扩张，河曲颈部越来越窄，当水流冲溃河曲颈部后便引起自然的截弯取直。河弯截直后，废弃的旧曲流便逐渐淤塞衰亡，成为牛轭湖，新河因流程缩短，比降增大，往往迅速拓宽，发展成为深槽。
河流的搬运作用
河道水流携带泥沙及溶解质，并推移床底沙砾的作用称为河流的搬运作用。
堆积作用
当河流的搬运能力下降时，其搬运的物质就要发生沉积，即河流的堆积作用。
引起河流搬运能力降低的原因很多，主要有：流速减小、水量减少、河床坡度减小、泥沙增多及人工筑坝拦水等。

综上所述，河流作用有侵蚀、搬运和堆积三种方式。三者是同时进行的，但在不同时期和不同河段，其作用性质和强度是有差别的。一般情况下，上游以侵蚀作用为主，下游以堆积作用为主；凹岸以侵蚀为主，凸岸以堆积为主。
就某一河段而言，主要取决于水流的挟沙力与河流含沙量的对比关系
第四节
一． 河谷的基本形态特征
1.从河流的横断面来看
包括谷坡和谷底二部分。谷坡上常有阶地发育。
谷底由河床和河漫滩组成。
2. 从河流的纵向来看
上游:河谷深窄，谷壁陡峭，呈V形谷，河床纵剖面坡 降较大，谷 底多急流、瀑布，两岸山 嘴交错分布；
中游:谷地宽浅，表现为U字形，发育有河漫滩和阶地；
下游:河谷宽广，河床坡度较小，多曲流和分汉河道，有广阔的河漫滩或冲积平原发育。
3.从河谷的发展历史来看
在其发育初期:河流坡降较大，多为深狭的
峡谷地形，谷底常有急流、瀑布和壶穴；
之后:河床纵剖面坡度变小，侧蚀作用加强，
发育曲流和河漫滩，河谷横剖面呈宽浅
的 U字形；
最后:谷坡在长期的侵蚀作用下，在宽广的河
漫滩或冲积平原两侧，仅残留缓斜坡地
或丘陵。
河谷的基本要素：河床、河漫滩、阶地
二． 侵蚀基准面的类型以及其变化对河流地貌发育的影响
终极侵蚀基准面和局部侵蚀基准面
三． 河床地貌的类型
沙坡 浅滩和深槽 石质浅滩和深槽、岩槛与壶穴
四． 三角洲的类型
按三角洲形成的主要营力可分为
三大类：河流型、波浪型、潮汐型
①河流型
河流作用力较强，泥沙来源丰富，波浪、潮汐作用较弱，形成鸟爪形、扇形、舌形等形态的三角洲，如密西西比河、伏尔加河、黄河、多瑙河等三角洲
②波浪型
波浪作用较强烈，三角洲沉
积物经波浪的再次侵蚀、搬运和
堆积，形成平行海岸的沙坝、沙
滩，三角洲呈向海突出的尖头形、
弓形，如尼罗河三角洲。
③潮汐型
潮汐作用较强烈，形成一系列由
粉砂和淤泥构成的、平行潮流的长条
状沙脊（水下）、沙岛（水上）等堆
积形态，沙脊或沙岛之间为宽阔的潮
汐通道所分隔，如湄公河、恒河、长
江等三角洲。
第六节
一、水系和水系类型
水系是指一条干流及其所属各级支流共同
组成的河流系统。
①树技状水系
②平行状水系
③格状水系
④长方状水系
⑤放射状水系

⑥环状水系
⑦分散洼地状水系
⑧扭曲状水系

二、分水岭的移动和河流袭夺
分水岭：把相邻两条河流或流域分隔开的
山岭或高地。有对称和不对称的分水岭。
分水岭的迁移:由于分水岭两侧坡地的岩性、
坡度、构造及其它自然条件的差异，距
基准面距离远近不同．就会导致两侧坡
地剥蚀速度和侵蚀速度的差异，溯源侵
蚀能力强的河流，其源头不断地向分水
岭伸展，分水岭逐渐降低，并使分水线
不断地向另一侧移动，产生分水岭的
迁移。
河流袭夺:分水岭迁移的结果，有时使得溯源
侵蚀 能力强的河流夺取了另一侧河流的
上游段，这种水系的演变现象称为河流袭夺。
袭夺他河的河流叫袭夺河。被袭夺的河流称
为被夺河。被夺河的下游，因上游河道改道
流入袭夺河，源头切断，称为断头河。
河流袭夺后所产生的地貌标志有：袭夺湾、裂点
和瀑布、阶地或谷中谷现象、反流河、风口
、宽谷小河形态的断头河等
三、流水侵蚀地貌的演化（以戴维斯侵蚀循环学说为例）

在对美国西部地区大规模调查的基础上，戴维斯（W.M.Davis,1850－1934）提出了“解释性的地貌描述法”与“侵蚀轮回”理论等，认为：
一个地区的地貌发育是构造、营力和时间的函数，在构造抬升的基础上，外动力侵蚀剥蚀作用下，该地区的地貌发育过程（时间）可以分为幼年期、壮年期与老年期等几个地貌发育阶段。
每一轮回即从构造抬升到再次达到老年晚期，全区呈现和缓波状起伏准平原状态，大约需要几百万年到几千万年之久。
第五章
一． 喀斯特作用的基本条件
1、岩石的可溶性
2、岩石的透水性
3、水的溶蚀力
4、水的流动性
二．喀斯特水的垂直分带性
①垂直渗透带
（充气带）；

②季节变动带
（过渡带）；

③水平流动带
（饱水带）；

④深部缓流带。