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移除书签1106 山岳 见山
1107 高山 指海拔 3500 米以上、相对高程大于 1000 米，坡度在 25°
以上的山。其中海拔 5000 米以上者，称为极高山。高山根据其切割程度、可
分为深切（相对高度大于 1000 米）、中切（相对高度 500—1000 米）浅切（相
对高度小于 500 米）。根据高山所处的外营力环境及地貌特征可分为两类。一类是冰川作用为主的高山，这类高山在地貌上有明显的垂直分带，山顶多为现代冰川带，形成角峰、刃脊，其鞍部常为粒雪盆。山坡上常为高山古冰川带，U 谷明显，古冰川堆积发育。山坡下部为侵蚀剥蚀带，多峭壁和凹坡。山麓常为冰水冲积锥或联合洪积扇而成的倾斜山麓面，如阿尔泰山、天山、喜马拉雅山等。另一类是以河流下切作用为主的高山。这一类高山上升迅速， 流水强烈下切，以侵蚀剥蚀作用为主，其形态特征为山顶尖削，山坡多悬崖峭壁，下为深切峡谷，谷深达 1000 余米—3000 余米，山麓有时出现高阶地。如高黎贡山、点苍山、大凉山等。
1108 中山 指海拔 1000—3500 米，山坡坡度在 10°—25°左右的山，
按其切割程度，进一步分为深切（相对高度大于 1000 米）、中切（相对高度
500 米—1000 米）、和浅切（相对高度小于 500 米）。深切中山的山坡被深长的沟谷切割，沟谷呈“V”形，谷源可近分水岭，山顶和山脊尖利；山坡上部多为凹坡，下部多为凸坡，山麓发育冲积锥、洪积扇。如黄山、太行山南段、华山等。中等切割中山的山坡多为凹坡和凸坡的复合坡，其下部沟谷发育，多为“V”形谷。山麓多为冲积锥和洪积扇。如六盘山、秦岭东段等。浅切中山的山顶圆缓，山坡缓和，多凸坡，基岩出露较少，河谷多较开阔。如大兴安岭、阴山山脉等。
1109 低山 海拔 500 米—1000 米、相对高度 500 米左右，山坡坡度一般在 10°以下，根据其切割程度可分为中切和浅切。低山往往与丘陵交错分布，在我国主要分布在东南部。
1110 山地 山所盘踞的地面称为山地。山地是地势相对较高，（＞500 米），表面起伏很大的地区，并由山顶、山坡和山麓组成。现今大陆区的山地主要是新第三纪以后形成的（或再度隆起的），根据高程大致可分为以下几种类型：（1）高加索—喜马拉雅型年轻山地：其主要特点是年青山脉与各种类型的盆地相间，伴有强烈的地震和火山活动。通常以强烈的侵蚀切割作用占优势，而在高山地带则冰川作用占优势。如安第斯山，阿尔卑斯山等。
- 天山型再生山地：其主要特点是在某一地质时期曾是强烈活动地区，后来长期处于稳定状态，广泛遭受剥蚀夷平，在晚新生代时期又重新强烈活动而形成山地。在山地中断裂现象普遍，山间盆地为年青的沉降带，而分水岭和山坡上，往往发育着古准平原面，在山前地带存在着年轻的剥蚀面，形成
差异性的断块构造。如阿尔泰山等。（3）兴安—武夷型复活山地：这类山地在中古代造山以后，从第三纪到中新世长时期处于相对稳定，受剥蚀夷平， 从上新世到更新世初，又重新上升形成山地。山地中有断裂现象，但差异性较小，也有断陷盆地（如汾渭地堑），在分水岭上存有古剥蚀面残余，不少山地具有高原性质，如云贵高原。（4）残余型山地：山地形成后地壳一直处在比较稳定的状态，不断剥蚀夷平，所以山地平缓，高差不大。如我国的大别山。（5）太平洋型年轻山地：表现为各种岛弧分布在太平洋西岸、印度洋东北部等大陆与大洋的接触带上，强烈的地震和火山活动是该区的主要特点。地形发生强烈分异，产生巨大的深拗陷—海沟和岛弧，如台湾山地，日本列岛等。
山地的外部轮廓和地表形态，受地壳运动和构造类型的控制，但和岩性和外力作用也有一定的关系。
1111 山脉 由山岭和其间的谷地组合而成的山脉延伸很长的山体。山脉的延伸方向，叫做山脉的走向。山脉的走向取决于引起构造变形的应力的作用方向。较大的山脉连绵数十公里，甚至几千公里。例如，安第斯山长达9000 公里，是世界上最长的山脉。山脉是地形的骨架，影响着江河的流向， 甚至气候的差异。目前地表巨大的山脉多分布在近期造山运动形成的褶皱带上。如环太平洋带和沿地中海带。
1112 山系 在成因上有联系，并且沿着一定的走向分布着的若干相邻山脉，总称山系。例如喜马拉雅山脉和横断山脉相接，组成巨大的弧形山系。地球表面的山系主要分布在构造带上，中新生代山系形成两大地带：一个围绕太平洋，而另一个通过阿尔卑斯和喜马拉雅山系到大洋洲。
1113 山结 又称山汇。是许多山脉的汇集中心。如帕米尔山结就是昆仑山、喀喇昆仑山、喜马拉雅山、兴都库什山等山脉的汇集中心。
1114 山原 指山脉和高原的分布交错在一起的地区。例如，在（海拔
4000—5500 米）青藏高原上，还耸立着一些更高（海拔 6000—7000 米）的山脉，所以，青藏高原就是山原。
此外，在相对稳定上升的地区，经长期剥蚀和切割作用而形成了山的地区，在地貌上也称山原。如我国云南北西部，高原被切割成山地状。
1115 山区 人们习惯上把山地、丘陵的分布地区，连同比较崎岖的高原，都叫山区。山区的分类方法很多，目前还没有统一的分类。按山区的基础物质，可分为黄土山区，石灰岩山区等；按山区的景观可分为高寒山区， 密林山区，荒山区等；按距离城市和交通线的远近可分为深山区，浅山区； 按山区的地面组成物质，可分为石山区、土山区等；按山区的高度可分为高山区，中山区和低山区。
我国山区面积占全国总面积的三分之二以上。广大山区有着丰富的森林和矿产资源，为我国发展经济提供了雄厚的物质基础。
1116 山顶 指山或山岳的最高的部分。山顶呈长条状延伸的叫山脊。山脊最高点的连线称山脊线，常构成河流的分水岭。
山顶或山脊的形态很复杂，一般可分为尖山顶（尖山脊），圆山顶（圆山脊）和平山顶（平山脊）。造成山顶各种形态的主要因素是岩性，构造， 外力地质作用的性质和强度，以及山岳地区发展的历史。
1117 山脊 见山顶
1118 山坡 指山的侧面，是山岳的重要组成部分。按其形态可分为直
线坡，凹形坡、凸形坡，阶梯状坡、复合形坡等各种形态。按其倾斜程度可分为陡坡、斜坡、缓坡等。形成各种山坡的影响因素很多，主要是组成山坡的岩性、构造，还决定于外力作用和构造作用的性质和强度。实际上，山岳的改造和演化主要是山坡的改造和演化。
近于直立的山坡，叫做峭壁。峭壁上部突出的地方叫做悬崖。
1119 峭壁 见山坡
1120 悬崖 见山坡
1121 山麓 山坡和周围平地相接的部分为山麓。这个地形转折线常常是一个过渡的地带，山麓常为厚层的松散沉积物所覆盖，被称为山麓带。在不同的气候条件下，山麓带的特点也不同。例如，在高寒地带，山麓往往为滚石或冰雪所覆盖，景象荒寒。在温带，山麓带或泉水露头，溪流汇集；或田畴梯布，植被繁茂。山麓带以上到下，松散堆积物逐渐加厚，根据堆积物各层的成分、结构、时代、成因、往往能推断山岳的演变历史。
1122 山谷 两个山脊之间沿着一个方向延伸的洼地，叫做山谷。山谷最低点的连线称集水线或山谷线。它是山地中槽形的低凹部分。由构造作用形成的山谷有向斜谷，背斜谷，地堑谷、断陷谷。由流水作用侵蚀形成的有河谷，由冰川作用侵蚀形成的有冰川谷等。山谷中一般有水流流经。
1123 山口 指高大山脊的相对低凹部分。又称“垭口”或“山鞍”。通常认为，山口是山脊两边的河流溯源侵蚀切穿分水岭的结果；也可能是断层线穿越的地区，或由于岩性软弱，差别侵蚀的结果。山口经常成为通过高大山岭的交通孔道。如燕山山脉中的古北口就是连系华北与东北的重要山口。
1124 褶皱山 由褶皱岩层构成的山岳地形。这种地形分布广泛。原始的褶皱山是背斜岩层构成山，向斜岩层构成谷，这种地形称为顺地形。但是随着山岳的不断破坏，背斜因顶部岩层软弱，易剥蚀而形成谷地，原来的向斜岩层形成的凹地则因岩层坚硬反而变成山岭。这种地形称为逆地形（或地形倒置）。顺地形的破坏和逆地形的发育既取决于外力作用的强度和地貌演化的阶段，也取决于褶皱构造本身的产状特点和软硬岩层的组合情况。背斜山的保留条件是：褶曲舒缓，起伏不大，坚硬岩层厚，软弱岩层薄。向斜山的发育条件是，褶曲陡峻，起伏很大，软弱岩层厚、坚硬岩层薄。
褶皱山往往沿褶皱方向延伸，其分布和褶皱轴一致。即地形的起伏却和岩性密切相关。
褶皱山的地貌因褶皱形式而异。当线状褶曲呈平行排列时，在地貌上表现为岭、谷相间平行排列分布的地形，例如川东的平行岭谷区。在短轴褶曲中褶皱山多呈雁行式排列，短轴的背斜和向斜交替组成倾伏褶曲，在地貌上表现为“之”字形山脊。
1125 向斜山 见褶皱山
1126 背斜山 见褶皱山
1127 地形倒置 见褶皱山
1128 单面山 指由单斜岩层构成的山岳。单面山沿岩层走向延伸，两坡不对称，一坡与岩层面一致，长而缓，称为单面山的后坡（或构造坡）； 另一坡与岩层面近乎垂直，短而陡，一般是外力作用沿岩层裂隙破坏而成， 称为单面山的前坡（或剥蚀坡）。
当岩层倾角超过 30°时，构造面控制的后坡同由侵蚀造成的前坡的坡度和长度都近于对称的，称为猪背脊。猪背脊几乎全由坚硬岩层构成，山脊走线非常平直，被顺向河穿凿的地方，常形成深狭的峡谷。
单面山和猪背脊多出现在大的构造盆地边缘或舒缓的穹窿、背斜和向斜构造的翼上。软硬交互的岩层经侵蚀、剥蚀后，多出现这种单斜地貌。
1129 猪背脊 见单面山
1130 断块山 指由于断裂构造而造成的块状山岳地形。断层的出现可以是单一的，也可以是成组的。成组的断层走向多半是平行排列的，使地壳断裂成块，产生阶梯构造，或者形成地垒或地堑。
最初形成的断块山具有完整的断层面及明显的断层线，断块山山坡陡峻、边线平直，与相邻盆地之间没有过渡的缓冲地带，常常急转直下。后来不断遭受侵蚀，原始断层面受到破坏，山坡后退，并形成山前断层三角面。
断块山大多成群分布有时单独存在，其分布受断层排列方向的控制。
1131 断层崖 由断裂活动造成的陡崖称为断层崖。断层崖不一定就是断层面，常常是断层面被剥蚀后退而形成的陡坡。较新的断层往往在地形上表现为断层崖。较老的断层也可以造成地形倒置的现象，形成断层崖线。
通常断层崖的走向线平直，在断层崖被侵蚀的过程中随着横贯断层河谷的扩展，完整的断层崖被分割成不连续的断层三角面。而三角面的前面常形成一系列的冲积、洪积扇。
1132 方山 属水平构造地貌。指山、顶平、山坡陡的山体。软硬相间的水平岩层，其顶部由坚硬岩层覆盖，由于差别剥蚀的结果，顶部岩层因抗蚀性强而仍保持平坦状态，并形成崖壁直下的陡坡。而下部因岩层抗蚀性差而形成斜坡，在我国龙泉山和华莹山之间的川中地区，有典型的方山丘陵。丘陵的平顶时坚硬的红色砂岩构成，陡坡为紫红色页岩被风化剥蚀后造成。 1133 丹霞地形 属水平构造地貌。指由产状水平或近于水平的第三系
厚层红色砂砾岩为主组成的平坦高地，受强烈侵蚀分割、溶蚀和重力崩塌等综合作用而造成平顶、陡崖、孤立突出的塔状地形。这种地形以广东北部的丹霞山最为典型，所以称为丹霞地形。
1134 宁静式喷发型 火山多以基性熔岩喷发为主，熔岩的温度较高， 含气体较少，无爆炸现象，没有固体喷发物。常形成底座很大，坡度比较平缓的盾形火山锥。这类火山多分布在海洋中，如夏威夷诸火山。
1135 爆烈式喷发型火山 多以中酸性熔岩喷发为主，含的气体较多， 爆炸力较强，常形成大量的火山碎屑物，尤以火山灰为多。这类火山岩中往往含有较多的气孔。在世界火山分布中，多在大陆上和大陆边缘部分，如： 意大利的维苏威火山、印度尼西亚的喀拉喀托火山、美国的圣海伦斯火山等。
1136 穹窿构造地貌 是发育在地台盖层上的背斜，形态大致呈圆形， 中部呈穹窿状。
规模巨大的穹窿构造通常是由于岩浆侵入或者方向直交的褶皱运动互相干扰而造成的。穹窿外部是沉积岩的盖层，穹窿内部是变质结晶岩基底。穹窿顶部的岩层首先被侵蚀掉，古老的结晶岩出露形成复杂的山丛；其外围常形成环状单面山，陡坡朝向穹窿中心。在穹窿形成初期水系呈放射状，在深受侵蚀的穹窿上，形成环状水系。
我国的南岭山地就是由五个花岗岩侵入体形成的穹窿山。
1137 高原 是指海拔较高而地面比较完整的高地。它的顶部比较平缓，
周围有明显的陡坡，一般海拔超过 500 米。高原以较高的海拔区别于平原，以比较完整的地面区别于山地。根据形态的不同，高原可分为平坦的高原（如内蒙古高原），分割的高原（如贵州高原）。根据高原的成因，可以分为隆起高原（如青藏高原、云贵高原、内蒙古高原）和堆积高原。根据堆积的物质不同，又可分为黄土高原（如黄土塬）和熔岩高原（如张北熔岩高原）。 1138 熔岩高原 当基性岩浆沿裂隙或火山口溢出地面时，就形成熔岩
流。固结后的熔岩，由于抗蚀力比较强，往往形成熔岩高原，如印度的德干高原等。
1139 平原 指广阔而平坦的陆地。它的主要特点是地势低平，起伏和缓，相对高度一般不超过 50 米，坡度在 5°以下。它以较低的高度区别于高原，以较小的起伏区别于丘陵。平原的分类很多，成因复杂。根据海拔高度， 平原可分为低平原（海拔 200 米以下）和高平原（海拔 200 米—500 米之间）。根据地表形态可分为平坦平原（如冲积平原），倾斜平原（如海岸平原、山前平原），碟状平原（如内陆平原、湖成平原）、波状平原（如冰碛平原， 多河流泛滥平原）等。根据成因可分为构造平原，和非构造平原，非构造平原分为：堆积平原和侵蚀平原。
平原是地壳长期稳定、升降运动极其缓慢的情况下，经过外力剥蚀夷平作用和堆积作用形成的。
平原地区地势低平，土壤肥沃，灌溉便利多为工农业基地。我国平原面积约 112 万平方公里，约占领土总面积的 12％。
1140 构造平原 主要由地质构造作用造成的平原。一般指海成平原， 海成平原是由于地壳上升或海水面下降，水下原始倾斜面出露水面形成的， 平原表面还保留着很多海底特征。海成平原的地面坡度与岩层原始倾斜一致，地势极为低平，海拔一般几米到几十米，表面几乎没有被河川切割，如里海沿岸的平原。我国海成平原的面积很小，在平原中不占重要地位。海成平原常与冲积平原交错分布，构成复杂的混合类型，例如台湾西部平原。
1141 海成平原 见构造平原
1142 侵蚀平原 又称石质平原。是一种非构造平原，当地壳处于长期稳定的情况下，崎岖不平的山地，在温度变化，风雨、冰雪和流水等外力剥蚀作用下，逐渐崩解破碎成碎粒。并被流水搬运山地慢慢夷平成低矮平缓的平原。侵蚀平原的地势不很平坦，有比较明显的起伏；地表土层较薄，多风化后的残积物，有大小石块等粗粒物质；岩石往往突露地表，有一些孤立的残丘和小山散布在平原之上。如我国泰山周围、徐州与蚌埠之间，都有波状起伏的石质，平原。侵蚀平原包括海蚀平原，河蚀平原、风蚀平原、冰蚀平原和溶蚀平原等。
1143 石质平原 见侵蚀平原
1144 堆积平原 地壳长期的大面积下沉，地面不断地接受各种不同成因的堆积物的补偿，形成平缓的广阔平原，叫堆积平原。例如渤海底部和河北省的滨海平原至今仍以每年 1 厘米的速度沉降，第四纪（距今 200 万年前）
以来的沉降总幅度已达 800—1000 米以上。但河流泥沙堆积以速度超过了地壳下沉速度，所以平原正在扩大增长，向渤海推进，茫茫沧海将变成万顷良
田。按堆积物的成因堆积平原，可分为洪积平原、冲积平原、海积平原、湖积平原、冰川堆积平原和冰水堆积平原等。堆积平原多产生于堆积基面附近， 如海面、河面、湖面等附近。
1145 湖积平原 由湖泊沉积物淤积而形成的平原叫湖积平原。湖泊沉积物的物质来源主要是河流搬运来的碎屑，及湖浪对湖岸冲蚀破坏后的碎屑。这些碎屑物质包括砾石、砂粒和细粒粘土。沉积物自湖岸向湖的中心由粗变细，具有良好的水平层理。湖泊由于泥沙日益淤积，湖底不断填高，湖水变浅，最后整个湖泊被淤塞而消亡，代之而起的是宽广的平原，湖南的洞庭湖与湖北中部的湖群，古代曾是连成一片的“云梦泽”。由于长江及其支流搬运来的泥沙淤积，大部分已变成陆地，剩下最大的洞庭湖现在淤积速度也很快，据统计湖底每年要淤高 5 厘米，所以洞庭湖仍在迅速缩小。湖积平原一般面积不大，地势低平，呈浅盆状，中部常有沼泽、洼地分布。
1146 准平原 在地壳处于相对稳定的情况下剥蚀而成，山坡因外力风化作用广泛而降低高度，河谷因河流的侵蚀作用达到极度而展宽，原来起伏较大的地区变成比较平坦，高差不大，宽谷残丘相间的近似平原（临海部分的高度接近于海平面的地形。准平原的地表疏松沉积层极薄，常有坚硬岩石组成的孤立残丘。
准平原经构造运动抬升后，其残迹也可见于高山峰顶或高原的顶部，称为夷平面。每一级夷平面都代表地壳运动经历了一个相对的宁静时期和一个地壳上升、侵蚀基准下降、切割加深的时期。
1147 夷平面 见准平原
1148 绿洲 在干旱地区，水源丰富、草木茂盛的平原地区称作绿洲。绿洲主要分布在内陆盆地边缘的山麓洪积、冲积扇上。绿洲的地势平缓，土层较厚，河水与地下水源丰富，利用地势的自然倾斜，可以发展自流灌溉。由于这里土壤肥沃，草木青翠，与周围邻近的沙漠景色迥然不同，故称绿洲。绿洲是我国西北地区主要的工、农业基地，新疆和河西走廊的许多古城名镇大部分都位于绿洲上。在塔里木盆地，大大小小的绿洲有 100 多个，都分布在盆地边缘的山麓砾石带和沙漠交界处的河流两侧。
1149 盆地 四周为高起的山地或高原，中间地区海拔较低（平原或丘陵）的地形叫盆地。盆地的海拔相差悬殊，海拔达千米以上的为高原型盆地
（如柴达木盆地）；盆地的底部低于海平面，称为大陆洼地。盆地的分布地区不同，地貌特征就有很大的差别。内流区域的盆地分割轻微，大部分显示平原的特征，成为剥蚀平原或堆积平原，在风沙强烈作用地区，广泛分布沙丘和砾漠；而外流区域盆地，流水切割较强，显示丘陵或高原的特征。按成因的不同，盆地可分为构造盆地、侵蚀盆地等。
1150 构造盆地 指主要由地壳构造运动所形成的盆地，它的形态和分布受构造控制。大型盆地几乎都是构造盆地，盆地的底部多为稳定地块，周围多为褶皱带或褶皱断块山（如四川盆地、塔里木盆地等）。此外还有断陷盆地、拗陷盆地和向斜盆地。拗陷盆地是地壳局部拗曲沉降形成的盆地，盆地外形比较宽浅（如江汉平原盆地、内蒙古的呼伦贝尔盆地）。向斜盆地是河流沿向斜侵蚀扩展而成，两边常有多级阶地，如云南的思茅盆地。
1151 坳陷盆地 见构造盆地
1152 向斜盆地 见构造盆地
1153 断陷盆地 指断块构造中的沉降地块，又称地堑盆地。它的外形
受断层线控制，多呈狭长条状。盆地的边缘由断层崖组成，坡度陡峻，边线一般为断层线。随着时间的推移，在断陷盆地中充填着从山地剥蚀下来的沉积物，其上或者积水形成湖泊（如贝加尔湖、滇池），或者因河流的堆积作用而被河流的冲积物所填充，形成被群山环绕的冲积、湖积、洪积平原。如太行山中的山间盆地和地堑谷中发育着的冲积洪积平原。低于海平面的断陷盆地被称为大陆洼地。
1154 地堑盆地 见断陷盆地
1155 侵蚀盆地 指各种外力侵蚀作用形成的盆地。这类盆地一般面积较小，低平宽浅。根据不同的外力作用，分为风蚀盆地、溶蚀盆地、河谷盆地、冰蚀盆地等。
1156 洼地 指近似封闭的比周围地面低洼的地形。有两种情况：（1） 指陆地上的局部低洼部分。洼地因排水不良，中心部分常积水成湖泊、沼泽或盐沼。（2）指位于海平面以下的内陆盆地。如我国新疆吐鲁番盆地，最低处在海平面以下 154 米，整个盆地有 4050 平方公里低于海平面，是世界上面积最大的内陆洼地之一。这种洼地一般位于新生代的拗陷带上，因处于内陆地区，因此干燥剥蚀作用很强。
1157 坝子 我国云贵高原上的局部平原的地方名称。主要分布于山间盆地、河谷沿岸和山麓地带。坝上地势平坦，气候温和，土壤肥沃，灌溉便利，是云贵高原上农业兴盛、人口稠密的经济中心。云南省约有 1100 多个坝子，坝子的耕地占全省耕地面积的三分之一以上。贵州的坝子约占耕地的四分之一。
坝子的形态和成因多种多样，大致分为：（1）盆地坝；是地壳断裂而陷落成的山间构造盆地，最初积水成湖，后淤积成平原，有的坝子里的低洼处还有湖泊存在。例如昆明坝子有滇池，通海坝子有杞麓湖等。有的盆地坝是石灰岩长期受流水溶解和冲蚀而成的溶蚀盆地。这种盆地面积很小，盆地内积有较厚的红色土，如贵州省境内的贵阳、遵义、安顺等坝子。（2）河谷坝： 分布在河流沿岸，多呈狭长状，一般宽约几公里，长可达几十公里，为局部的河谷平原。如西双版纳地区的景洪坝、勐海坝等。（3）山麓坝：位于高山的山麓，是由山麓冲积扇连结而成的山麓平原。如大理坝子，下关坝子等。
1158 丘陵 连绵不断的低矮山丘称作丘陵。丘陵没有明显的脉络，起
伏较小，坡度和缓，顶部浑圆，海拔大致在 500 米以下，相对高度不超过 200 米。丘陵一般由岩性软弱的地层组成，土层松厚。我国的丘陵地约占全国面积 10％，主要分布在东南沿海，这里气候温和，是我国主要的农业区。但丘陵地区也容易发生水土流失，必须注意防治。按照相对高度，丘陵可分为高丘陵（相对高度 100—300 米）和低丘陵（相对高度 100 米以下）。按照丘陵的成因可分为侵蚀丘陵，冰碛丘陵，黄土丘陵（如黄土梁和黄土峁）、岩溶丘陵，风蚀丘陵等。
1159 崩塌 在陡峻的斜坡上，巨大的岩体、土体、块石或碎屑层，在重力的作用下，突然发生急剧的崩落、翻转和滚落，在坡脚形成倒石堆或岩屑堆，这种现象称为崩塌。
发生在山坡上的规模巨大的崩塌称为山崩，发生在河岸、湖岸的崩塌又称为坍岸。发生在悬崖陡坡上的大石块崩落，称为坠石或落石。如果发生在地下则称为坍陷。
从地貌条件看，崩塌只能发生在陡峻的斜坡地段，如河流强烈切割，坡
度陡峻的高山峡谷区、海蚀崖、湖蚀崖和水库库岸都容易出现崩塌。从地质条件来看，在节理发育、构造破碎的坚硬岩层上，特别是具有垂直节理的脆性块状结构的岩层上，容易发生崩塌。此外在构造运动强烈，地震频繁的地区，以及软硬岩层相间分布的地区也常有崩塌现象。有时崩塌的发生与气候变化也有关系。
崩塌发生后，在坡的上部往往形成一个新的陡坎地形，其形状常切入山坡呈围椅状，称崩塌壁。崩落的岩块堆积在平缓的坡麓地带，叫做倒石堆或岩堆。倒石堆由末经分选的崩塌堆积物组成，岩性成分与斜坡岩性一致。
崩塌有很大的破坏性，可以毁坏森林，堵塞河道，毁坏建筑物、村镇， 掩埋道路，必须加以防治。
1160 滑坡 斜坡上大量土体、岩体或其他碎屑堆积物，沿一定的滑动
面作整体下滑，这种现象称为滑坡。滑坡的滑动速度为每年 1 米到数 10 米， 仅在少数情况下，才有快速的滑坡。滑坡在雨季和多雨年份发展较快，在干季和少雨年份发展缓慢，甚至暂时停顿。滑坡在山地缓坡区经常遇到。
滑坡往往造成以下地貌特征：（1）产生滑坡台阶，这是由于滑体移动时，上下各部位的滑动速度差异所致，或由于滑动时间的先后而造成几个滑动面。（2）形成陡壁，月牙形洼地和舌状伸出体滑动后与斜坡上方未动的土石体之间有一个明显的陡壁；滑体和陡壁间则形成月牙形的洼地（有时会积水成湖）；在滑体前缘会有明显的前伸的舌状伸出物。
滑坡的形成与岩性、构造、地下水等因素有密切关系。滑坡容易发生在泥质岩层分布区，而滑动面往往与岩层倾斜方向一致，或与节理面，断层面一致。此时假如地下水渗入斜坡，由于地下水的浸湿增加了滑体的重量，并减小了滑体与滑动面之间的粘结力，降低了抗滑力。因而在滑坡区有大雨大滑、小雨小滑、无雨不滑的现象。此外由于人工开挖边坡，改变了斜坡应力也会造成滑坡现象。大地震、大爆破也都是滑坡的诱发因素。
滑坡具有严重的破坏性，在采矿、水利、铁路、公路等工程中必须采取措施加以防治。
1161 泥石流 山区大量泥沙和石块，被水浸润后，在重力与水的作用下造成的突然爆发的、含有大量泥沙和石块的洪流，称为泥石流。泥石流发生过程急剧，来势凶猛，有很大的破坏力。泥石流中泥砂石块的体积含量一般都超过 15％，最高可达 80％。规模较大的泥石流爆发时，象一条巨龙，破山而出。泥石流的流速可达 5—7 米/秒。
典型的泥石流一般可从为三个区段；（1）上游供给区：通常是上游的供水区，泥石流的固体物质和水源主要由这里供应。（2）中游通过区：多为峡谷。（3）下游堆积区：一般位于山口外，堆积物多形成扇形地。扇体中大小石块混杂，地面垄岗起，水流分散，改道频繁。
形成泥石流的条件，首先，在流域内必需具备丰富的固体物质，这些物质多半由崩坍、滑坡所造成。因此，泥石流一般活跃在地质构造复杂、断层交错、岩体破碎、新构造运动强烈、地震烈度较大的地区。第二，水分不仅是泥石流的组成部分，而且也是泥石流的搬运介质。我国山区形成泥石流的主要水源来自暴雨，连续小雨后的突发性暴雨，是形成泥石流最有利的条件。第三，要使泥石流体推移下行，还需要有比降较大的沟床纵坡。
泥石流主要发生在我国西南、西北等地。泥石流有极大的破坏力，必须因地制宜加以防治。
1162 流水地貌 地表流水在陆地上是塑造地貌最重要的外动力。它在流动过程中，不仅能侵蚀地面，形成各种侵蚀地貌（如冲沟和河谷），而且把侵蚀的物质，经搬运后堆积起来，形成各种堆积地貌（如冲积平原），这些侵蚀地貌和堆积地貌，统称为流水地貌。
流水地貌及其堆积物的研究，对于水利、工程建筑、道路桥梁建设、农田基本建设、河运航道等均有重要意义。
1163 河流的侵蚀作用 当河流的流速、流量增大或含沙量减少到一定程度时，河流就产生侵蚀作用。
河流的侵蚀作用表现为下蚀和旁蚀两种，下蚀是指河流及其挟带的沙砾等对河谷底部冲刷与腐蚀，使河谷加深。下蚀的强度决定于水流的流量、流速、挟带砂砾的数量和硬度、组成谷底岩石的岩性等。下蚀的深度取决于该河的侵蚀基准面，即控制河流下切侵蚀的最低面（干流一般以海面为标准， 支流以注入干流河口处水面的高度为标准）。旁蚀又称侧蚀，是流水对谷地两侧的侵蚀，其结果使岸坡后退，谷地展宽。下蚀与旁蚀总是相互联系，同时进行的，只是在不同时间，不同地段表现的强度不等而已。
1164 下蚀 见河流的侵蚀作用
1165 旁蚀 见河流的侵蚀作用
1166 溯源侵蚀 指河流下切侵蚀作用向河源方向逐渐推进。这种侵蚀作用一方面使河谷向分水岭推进而伸长，使河床向纵深的方向发展。另一方面通过河谷纵剖面上陡坎的后退，不断加深河谷，并逐渐减缓河谷纵剖面的起伏。
1167 侵蚀沟 为线形伸展的槽形凹地。是暂时性流水形成的侵蚀地貌，主要发育在半干旱气候带的松散沉积层上，在植被稀疏的缓坡地区，侵蚀沟可以发展得很快，使地形遭受强烈的分割，蚕食耕地，破坏道路，造成大量的水土流失。
侵蚀沟的形成与发展可分为以下几个阶段，细沟阶段；水流在斜坡上由片流逐渐汇集成细小的股流，在地表形成大致平行的细沟（宽 0.5 米，深0.1～
0.4 米，长数米）。由细沟进一步下切加深形成了切沟；切沟已有了明显的沟缘，沟口形成小陡坎，宽和深可达 1～2 米。切沟再进一步下蚀，形成了冲沟；冲沟的沟头有了明显的陡坎，沟边经常发生崩塌、滑坡、使沟槽不断加宽，冲沟深约几米至几十米，长约几百米，冲沟在我国的黄土高原特别发育。冲沟进一步发展，沟坡由崩塌逐渐变得平缓，沟底填充碎屑物，形成宽而浅的干谷称为拗谷。
1168 冲沟 见侵蚀沟
1169 侵蚀谷 在松散层覆盖的地区，河流下切，揭露地下水之后，在线状径流的作用下，形成的河谷。一般径流沿地形的原始地面发育而成谷地。而在山区，侵蚀谷的发育受构造及岩性的控制而发育成构造谷。
1170 构造谷 发育受构造及岩性控制的河谷，其表现为河谷与构造线的方向一致。
构造谷分为两类；一类是河谷沿着原始的构造凹地发育，如向斜谷、地堑谷。另一种是沿着构造软弱地带侵蚀成河谷，这种构造谷又称为适应性构造谷，如断层谷、背斜谷、单斜谷等。
1171 断层谷 沿断层线发育的谷地叫断层谷。由于断层所在部位常常是岩层的破碎带，因此河流就在这种软弱地带发育成断层谷。河谷两侧的地
形，一岸显得高陡，另一岸则较低缓。河谷在平面上也比较顺直。有时，成组的断层控制了水系的发育，比如交叉的断层常使河流发生肘状转弯。如北京西山军庄附近。
1172 河谷 由河流长期侵蚀切割与堆积作用所形成的槽形凹地称为河谷。河谷的形态要素包括谷坡和谷底两大部分。谷底包括河床及河漫滩。河床指平水期河水占据的谷底，也称河槽。河漫滩是经常被洪水淹没的谷底部分。谷坡是河谷两侧因河流侵蚀而形成的岸坡。古老的谷坡上常发育有洪水不能淹没的阶地，阶地是被抬升的古老的河谷谷底。谷坡与谷底的交界称为坡麓，谷坡与山坡交界的转折处称为谷缘。
山区的河流坡度大，水流急，河流侵蚀以下蚀为主，谷底逐渐形成深而狭的峡谷。平原地区的河流则以旁蚀为主，形成宽而浅的河漫滩河谷。
1173“V”形河谷 山区河谷中表现最为明显。河流切入基岩，河谷横陪面呈“V”形，两壁较陡，谷底狭窄，河床纵剖面坡降很大，河床底部起伏不平，水流湍急，沿河多急流、瀑布，侵蚀作用以下蚀为主。
按照形态又可分为隘谷、障谷和峡谷。隘谷的谷坡陡峭或近于垂直，河谷的谷缘部分宽度与谷底几乎一致，河谷极窄，谷底全部为河床占据。障谷是由隘谷发育而成的，两壁陡峭但谷底较隘谷宽，常有基岩侵蚀面或砾石浅滩露出水面。峡谷由隘谷和障谷发展而成，峡谷的横剖面呈明显的“V”字形， 谷坡陡峭，谷坡上有阶梯状陡坡，谷底出现岩滩及雏形河漫滩。如我国的长江三峡是著名的峡谷。
V 形河谷常形成于坚硬的岩石分布区，断裂带及岩石垂直节理发育地区构造软弱带、以及新构造运动上升地区。但由于侵蚀基准面的下降或河流水量的增加，也可能造成河流下切侵蚀的加强而形成“V”形谷。
1174 隘谷 见 V 形河谷
1175 障谷 见 V 形河谷
1176 峡谷 见 V 形河谷
1177 河漫滩河谷 由“V”形河谷发展而成，河谷的横剖面呈箱形，谷坡和缓、谷缘开阔，平水期水流集中于河床内，河床两侧有河漫滩，它比河床宽几倍至几十倍，表面平坦或略有起伏。由于河流侧向侵蚀加强，使河谷加宽，并形成曲流，随着侧向侵蚀的进行，凹岸不断后退；凸岸处的堆积作用使边滩不断扩大。曲流发展的结果使河谷加宽，河漫滩扩大，形成了河漫滩河谷。
1178 河流袭夺 侵蚀能力强的河流，夺取了侵蚀能力弱的河流上游河段，这种水系的演变现象叫做河流袭夺。它是由于河流的溯源侵蚀切穿了分水岭，把分水岭另一坡的注入其他流域的河流抢夺过来，变为自己的支流。被袭夺的河流，由于切断了源头称为断头河，断头口上游被夺改道后，使河流水量大减，流速变缓，因此在断头口上有与水量不相称的宽广河谷及堆积物；在发生河流袭夺的地方，形成了突然的转弯，称为袭夺湾；在袭夺河中， 由于水量大增，下切侵蚀能力增强，可以形成新的阶地或谷中谷。如在云南境内金沙江上的石鼓急湾即是长江袭夺所至。
1179 曲流 又称河曲，指河道弯曲，形如蛇行的河段，多见于河流的中下游。当河床坡度减小以后，河流的下蚀作用减弱，而侧蚀作用明显，河
流不断地侵蚀河岸、扩展河床。致使河道开始发生弯曲。河岸凹入的部分称为凹岸，凸出的部分称为凸岸。当河水行至拐弯处，由于惯性和离心力的作用，使水流向凹岸方向冲去，凹岸受到强烈侵蚀，形成深槽，同时，在河底产生向凸岸的补偿水流，将底层水流压向凸岸，把从凹岸冲下的物质搬运至凸岸，因凸岸流速变慢而堆积下来形成边滩。这两种流向相反的水流在河流的横剖面上，构成了横向环流。在横向环流的作用下，河道愈来愈弯曲，结果形成曲流。在有深厚松散堆积物的平原上，多形成能自由摆动的自由曲流，
（如长江中游的下荆江河段），在自由曲流的发展过程中，河道愈来愈弯曲， 上下凹岸间的曲流颈逐渐弯窄，一旦曲流颈被洪水冲决，就产生自然的裁弯取直，被截去的河弯形成牛轭湖，而裁直的新河段，以后又可能发展新的弯曲。
1180 横向环流 见曲流。
1181 河流阶地 指沿河流两岸伸展的高出河床的阶梯状地形。由于河流下切，河床不断加深，原来的河漫滩地面超出一般洪水期水面，而形成阶地。一般河谷中，常有一级或多级阶地，每一级阶地都是由阶地面与阶地坎组成。阶地面比较平坦，微向下游倾斜，多为河流冲积物所组成，或为基岩削平面，其后缘常与坡积物衔接。阶地面以下为阶地坎，坡度较大，它们共同反映了河流阶地的形成过程。
根据阶地的组成物质和结构，可分为三类；侵蚀阶地，多由基岩构成， 发育在山区河谷之中。堆积阶地，阶地全为河流冲积物组成，在河流中下游最为常见。基座阶地，阶地上部由冲积物组成，下部为基岩的阶地。
阶地形成的因素很多，如基面变化，构造运动和气候变迁等。对阶地的研究可以帮助我们认识这一地区的第四纪古地理面貌及构造运动和气候变迁的历史过程。
1182 侵蚀阶地 见河流阶地
1183 堆积阶地 见河流阶地
1184 基座阶地 见河流阶地
1185 河流的搬运作用 河流侵蚀作用所产生的物质被河水运走，即是河流的搬运作用。河流的搬运方式有以下三种：一种是流水使沙、砾沿河床底面滑动、滚动，在水底推移的砾石重量与它的起动流速的六次方成正比， 当流速增加 1 倍时，沿底床推移搬运物质的颗粒重量将增加 64 倍，所以山区河流在山洪暴发时，可以挟带巨大的砾块。另一种是流水使河床底部的碎屑物如细砾石或沙，以跳跃方式向前搬运。以上两种搬运作用统称为推移。还有一种搬运方式是；细小的物质（一般粒径小于 0.1 或 0.074 毫米）一旦被水掀起就不易沉降，成悬浮状态被搬运，搬运的速度与流速一致，称为悬移。悬移质沉积后形成河漫滩沉积物。此外还有一种化学溶解物质的搬运，如岩石中有碳酸钙或氯化钙等可溶性盐类，以溶解状态被流水搬移。流水搬运能力的大小与水量成正比，与流速的平方成正比。由于流速经常变化，使推移和悬移这两种运动方式可以互相转化。
1186 坡积物 泥沙被坡面水流冲刷，一般在坡麓堆积下来，称为坡积物，坡积物的分布有两种情况；第一种，当坡面的倾斜坡度较大时，地表径流沿斜坡向下流动时给了泥沙一个起始的冲击力，使它脱离不稳定的静止状态，开始滚动，重量越大，滚动越远，泥沙粒径变化从坡顶到坡脚愈来愈粗。
第二种，坡面的倾斜坡度比较小，水流作为介质，挟带坡面泥沙向下流动， 颗粒越细带得越远。坡积物的物质来源是附近的山坡，由于搬运距离比较短， 其碎屑颗粒的磨圆度很差，分选性也不太好。
1187 洪积物 由洪水堆积的物质，简称洪积物，它是组成洪积扇的堆积物。洪积物是山区溪沟间歇性洪水挟带的碎屑物质，一般堆积在山前沟口。属快速流水搬运，因此一般颗粒较粗，除砂、砾外，还有巨大的块石，分选性也差，大小混杂。因为洪流搬运距离不长，碎屑滚园度不好，多呈次棱角状。层理面不清，斜层理和交错层理发育。
1188 冲积物 河流沉积作用形成的堆积物，叫做冲积物，它是组成冲积平原的堆积物。冲积物具有良好的分选性，随着搬运能力的减弱，总是粗的、比重大的先沉积，细的、比重小的后沉积。因此，在河谷内随着水流的变化，冲积物呈有规律的分布。如在河流的纵向分布上，冲积物粒径从上游到下游逐渐减小。沿河流横向分布，冲积物粒径从河床中部到岸边逐渐变细。冲积物的颗粒具有良好的磨圆度，一般都有比较清晰的层理。河流沉积物的特点，随着在河流的不同地段而不同，并且表现在不同的地貌形态上。如河床沉积、河漫滩沉积和河口区沉积等。
1189 浅滩 指河床中水面以下的堆积物。由于河床水流速度的变化， 水流的侵蚀和堆积作用交替进行，因此河床纵剖面往往是波状起伏的，沿河交替分布着浅滩和深槽，堆积的部分就是浅滩，侵蚀的部分是深槽。据大量天然河流统计分析，在弯曲性的河床中，两个相邻浅滩的间距约为河宽的 5
—7 倍。浅滩最发育的地段在河床宽阔处或支流河口附近，在这里由于水流速度减缓，泥沙容易淤积，往往造成浅滩。浅滩的发展往往成为航行的障碍。
1190 边滩 位于弯曲河床凸岸的水下堆积物，成为河床横剖面上相对高起的部分，在枯水期常露出水面，在河口区露出水面又称沙咀。在弯曲的河道里，横向环流的作用会使凹岸受冲刷形成深槽，被蚀下的物质由底流搬运至凸岸，堆积成边滩。边滩被水流切割，可以形成心滩；心滩受淤积与岸相连，也可变成边滩。
1191 心滩 位于河心的浅滩，与复式环流作用有关。在河床突然加宽处，由于河水流速降低，在河底受两股相向的底流作用，于是，发生了侵蚀两岸，而在河床底部堆积，逐渐形成心滩。每当洪水期间，心滩就增大淤高， 顶部覆盖了悬移质泥沙，发展成经常露于水面之上的江心洲，又称沙岛。江心洲比较稳定，但通常由于洲头不断冲刷，洲尾不断淤积，整个江心洲很缓慢地向下移动。由于心滩和江心洲的发展，使河流分汊，河床不稳定。在一定的条件下边滩和心滩可以互相转化，它们也都可能发展成河漫滩的一部分。我国黄河中下游河床宽浅，含沙量大，心滩和江心洲十分发育。
1192 江心洲 见心滩
1193 天然堤 指沿河床两侧分布的楔形脊堆积体。在平原的大河下游，地面和河床坡度缓，流速小、河流带来的物质较细，洪水期河水溢出河床，大量悬浮物质在溢出河床后由于流速减慢而很快沉积下来，沿河床两侧堆积成向外微微倾斜的天然堤。天然堤两坡不对称，朝向河床的一坡较陡， 而背向河床的一坡较缓。天然堤随每次洪水上涨而不断增高。在天然堤外侧的低地上，常形成洼地及湖泊。一般在河流的凹岸天然堤发育较好，在凸岸天然堤与边滩相连。许多大河的天然堤宽度可达 1～2 公里，高出泛滥平原 5
—8 米。如黄河在下游段天然堤宽达 2—5 公里，高出泛滥平原上的洼地 8—
10 米。
1194 沙堤 多分布在河岸地区。由于河岸地区水深突然减小，水流受到河岸的阻力，流速减小，挟沙力降低，使泥沙沉积下来。有河岸沙堤、江心洲上的沙堤、天然堤等类型，均属河漫滩微地貌。
1195 冲出锥 间歇性洪流在沟口形成的一种半圆锥状的堆积体，叫做冲出锥。冲出锥一般规模不大，面积只有几百平方米，锥顶与沟口相连，坡度较大达 16°—18°。由锥顶向外，倾斜，坡度变缓，坡度 5°—10°。冲出锥由间歇性洪流的堆积物所组成，属于洪积物，由大小不一的碎石、砾石、砂、亚粘土等组成，分选不好，砾石磨圆度差，多为棱角状。冲出锥在我国干旱、半干旱地区分布很多。
1196 洪积扇 由暂时性流水堆积成的扇形地貌，又称为干三角洲。洪积扇由山口向山前倾斜，扇顶部坡度 5°—10°，远离山口则为 2°—6°， 扇顶与边缘高差可达数百米。分布在干旱、半干旱地区这里的河流多为间歇性洪流，有的虽为经常性水流，但其水量变幅较大，也具有山区洪流的性质。同时山地基岩机械风化作用激烈，提供了大量粗粒碎屑物。由于河流出山口后，比降显著减小，水流分散形成许多支叉，因气候干旱，分散的水流更易蒸发和渗透，于是水量大减，甚至消失因此所携带的物质大量堆积，形成坡度较大的扇形堆积体。在扇体的边缘需有泉水出露，成为干旱区的绿洲。组成洪积扇的堆积物叫做洪积物，通常扇顶物质较粗，主要为砂、砾，分选较差，随着水流搬运能力向边缘减弱，堆积物质逐渐变细，分选也较好，一般为沙、粉沙及亚粘土。
洪积扇沿山麓常造成一片，构成山前倾斜平原。
1197 冲积扇 由经常性流水堆积的扇状地貌。山地河流出山口后，比降显著减小，水流分成许多支叉，成扇形向外流动，河流能量显著降低，大量物质堆积下来，易于使河流改道。随着支叉的不断堆积和变迁，就形成了冲积扇。大的山地河流因侵蚀力强，出山口后，河床坡度变化不大，河流分汊不多，沉积物可带到较远的地方，形成伸延极广的冲积扇，向平原逐渐过渡，使冲积扇心坡度比较平缓。如黄河冲积扇西起孟津附近，向东延伸到鲁西的山前洼地，向东北推进到丘县、临清、聊城一带，向东南延至毫县、沈丘一带。扇顶的坡度为 1/2000，扇缘的坡度降至 1/6000。组成冲积扇的沉积物分选较好，顶部物质较粗，主要为沙砾，随着水流搬运能力的减弱，堆积的物质逐渐变细，分选也较好，一般为沙，粉沙及亚粘土，所以冲积扇是较好的含水层，边缘常有泉水出露。可发展自流灌溉。
在山麓地带往往分布着许多冲积扇、冲洪积扇和洪积扇，它们连成一片， 形成山前平原。如太行山东麓的山前平原，由于地面有一定的坡度，地表水、地下水均很丰富，便于发展自流灌溉，成为主要农业区。
1198 河漫滩 指河床两侧平水期露出水面，洪水期又能被水淹没的平坦谷底。河漫滩是河床长期侧向移动与河流周期性泛滥的产物，河漫滩表面平坦，仅有一些微小的起伏。随着河流侧向侵蚀的发展，河谷不断展宽，凸岸边滩不断展宽加高、增长，面积越来越大，形成了雏形河漫滩。洪水泛滥时，往往使河床宽度增大几倍，洪水到了滩上，由于水深变浅，流速减小， 大量的泥沙沉积下来，形成了河漫滩。洪水在河漫滩上的流速，离河床越远
愈小，使水流的挟沙力也随之降低，故在滩面上沉积的泥沙的平均厚度与粒径随之远离河床逐渐减小，因此在近岸处形成河岸沙堤。如果河床继续侧向转动，又可发展成新的河漫滩，河谷不断增宽，河漫滩不断扩大。
在山地区，河漫滩较窄，多为一些分选差的粗大砂砾组成，构成砂砾质漫滩。在平原区，河漫滩宽广，主要为粉沙、粘土构成的沙泥质漫滩。分析河漫滩的物质结构及微地貌，可以研究河床的演变历史。
河漫滩平原是冲积平原的主要组成部分，其上的堆积物主要由沙、粉沙、粘土、亚粘土组成，在河间地带常有湖泊分布，因此在河漫滩上有时有湖泊相的沉积物。
1199 冲积平原 河流挟带的泥沙因流速减缓堆积而成的平原，冲积平原一般分布在河流中下游，地势平坦，面积广阔。它可以由一条河流形成， 也可以由几条河流共同形成。如我国的长江中下游平原就是长江及支流共同冲积而成的，冲积平原大多处于新构造的沉降带，在其表面堆积了巨厚的第四纪沉积物，例如，华北平原上天津市内老西井钻井，发现有 863.4 米厚的第四纪松散沉积物。
规模较大的冲积平原主要由三部分组成，一是山前平原，属冲积一洪积型，为大冲积扇或洪积扇合并构成。二是河漫滩平原，又称泛滥平原，一般分布在河流中下游，主要为冲积物构成。三是三角洲平原，属于冲积—海积型，沉积物颗粒较细，主要分布在沿海地区及大湖湖滨地带。
组成冲积平原的堆积物叫做冲积物。冲积物的分布是有规律的，冲积物沿河流纵向分布与河床坡度有关，从上游到下游冲积物的粒径减小。沿河流横向的分布与流速有关，由河流中部到岸边，流速越变越缓，沉积的颗粒也由粗变细，并形成明显的层理。
1200 三角洲 指河流注入海洋或湖泊处，形成的尖顶朝向陆地，底边指向外海的三角形沉积体。它是河流和海洋相互作用，河流沉积占优势的情况下形成的。三角洲一般形成在含沙量较大的河口，波浪和海潮作用较弱的浅水区。在河口处，河水受潮流的顶托，流速减小，容易形成心滩和江心洲， 使河流分汊。在河口口门处，因水流扩散，流速减缓，泥沙常堆积成浅滩（由于横阻河口，故名拦门沙），成为河口区航运的主要障碍。同时，近岸的海流也把挟带的泥沙在地势平缓的海岸附近沉积下来，使心滩、江心洲不断增多、扩大，它们合并以后就形成向海倾斜的水下三角洲。随着汊道的消长和心滩的进一步扩大使水下三角洲的前缘不断向海推进，而其后缘因滩地淤高，并覆盖上洪水泛滥堆积物，便形成水上三角洲。
三角洲有各种形状，这是由海岸的轮廓和波浪的作用造成的，在波浪作用较弱的河口区，河流分叉为几股同时入海，各汊流的泥沙堆积量均超过波浪的侵蚀量，泥沙沿各汊道堆积延伸，形成长条形大沙咀伸入海中，形成鸟足状三角洲，如密西西比河三角洲。在弱潮多沙的情况下，河流入海处堆积的泥沙多，三角洲上河道变迁频繁，由于河口不断变迁，三角洲海岸交替向前推进，形成扇形三角洲，如黄河三角洲。在波浪作用较强的河口地区，河流以单股入海，或只有小规模的支汊，在这种情况下只有主流出口处沉积量超过波浪的侵蚀量，使三角洲以主流为中心，呈尖型向外伸长，称尖形三角洲，如长江三角洲。
1201 先成河 一条河流形成以后，如果在流域内发生局部的地壳上升运动，而河流下蚀速度又大于地壳上升的速度，所以河流仍能切穿上升部分，
保持原来的流路。由于该河的发育早于隆起构造，故称先成河。先成河一般都具有深切峡谷形态，如黄河的青铜峡段。
1202 逆向河 次成河进一步下蚀，在逆着岩层倾向的斜坡上，也发育一些河谷，它们多流入次成河谷。由于流向与岩层倾斜方向相反，故称逆向河。
1203 迭置河 在一个构造较复杂的基岩面上覆盖有一定厚度的松散堆积物，河流原先在松散堆积物上流动，后因流域内地壳整体上升，河流不断下切，基本上还保持原来的流路切入基岩之中，这种与地质构造不相符合的河流，是继承了发育在松散堆积物上的古河流的位置刻蚀下来的，故称选置河。
1204 次成河 顺向河谷发育后，地面岩层受到破坏，其支流往往沿着背斜两翼或轴部新出露的软弱岩层，以及构造破碎带发育成河谷，其形成时代往往较顺向河为晚，称次成河谷。它包括背斜谷，单斜谷和断层谷。
1205 顺向河 顺着原始地面或构造面发育的河谷，称为顺向河，如在海退后出现的海滨倾斜平原上，或在火山锥上发育的河谷；在背斜或向斜两翼顺着岩层倾向发育的河谷；沿着向斜槽发育的河谷等。
1206 岩溶地貌 可溶性岩层在岩溶作用下，可形成一系列独特的地貌，可分为地表的和地下的两类：地表岩溶地貌有石芽、溶沟、漏斗、竖井、落水洞、溶蚀洼地、溶蚀谷地、干谷、盲谷、孤峰、峰林等。地下岩溶地貌主要是溶洞和暗河。在我国云南、贵州、广西有广阔的岩溶地貌，南斯拉夫和意大利接界处的喀斯特高原，岩溶地形也十分发育
1207 岩溶作用 凡是以地下水为主，地表水为辅，以化学过程（溶解与沉淀）为主。机械过程（流水侵蚀和沉积，重力崩塌和堆积）为辅的对可溶性岩石的破坏和改造作用都叫岩溶作用。岩溶作用发生的条件，就岩石而言，必须是可溶的，水才能进行溶蚀。其次，岩石必须是透水的，这样地表水才能转化为地下水，因为在岩溶过程中，地下水起着主导作用，才能形成做为岩溶标志的地下溶洞。就水而言，首先水必须具有溶蚀力，当水中含有CO2 时，溶蚀力便会增大，其次，水必须是流动的，因为停滞的水很快就变成了饱和溶液而失去了溶蚀力。因此岩石的可溶性、透水性、水的溶蚀性、流动性就成为岩溶作用的基本条件。
岩溶的化学过程如下： 空气 CO2
水 CO2＋H2O→H2CO3→H+＋HCO3-
H＋＋CaCO3→HCO3-＋Ca+
即
CO2＋H2O＋CaCO3 Ca+＋2（HCO3）-
水中化合的和游离的 CO2 处于平衡状态，当化合的 CO2 与石灰岩起作用而减少时，平衡就遭到破坏，水中游离的 CO2 减少时，化合状态的 CO2 向相反的方向转化，使水中的碳酸含量减少，这时 CaCO3 发生沉淀作用。但由于地表水不断地补给，空气中的 CO2 不停地扩散，结果使石灰岩的溶解作用不断发展，以致造成各种空洞，并且日益扩大，引起地下水的机械侵蚀和洞顶的崩塌，更促进岩溶作用发展。
1208 岩溶 岩溶作用及其所产生的水文现象和地貌现象统称岩溶，原
称喀斯特。喀斯特是南斯拉夫西北部石灰岩高原的地名，那里岩溶发育，因此，在十九世纪末，南斯拉夫学者司威治，以此代表“水对可溶岩进行的一种特殊地质作用，过程及其结果”的专用词。长期以来在我国的科学文献上也曾使用这一译名。由于我国对碳酸盐岩地区的现象研究历史悠久，类型齐全，分布广泛，因此在 1966 年 2 月，我国第二次喀斯特会议上，决定将“喀斯特”术语改为岩溶。发育在碳酸盐类岩石以及岩盐、石膏等可溶性岩石中的岩溶称真岩溶；可溶性物质胶结的碎屑岩，黄土中钙质成分被溶走而产生的类似岩溶的现象，统称假岩溶。
1209 喀斯特 见岩溶
1210 石芽 溶沟间突起的石脊称石芽。石芽有裸露的，是由地表水活动的结果，也有埋藏的，是地下水活动参与的结果。石芽的高度一般不超过几米。溶沟与石芽可形成于岩溶地貌发展的各个阶段。一般分布在岩溶地形的边坡上。
1211 石林 在热带厚层石灰岩地区，发育着一种形体十分高大的石芽， 称为石林。流水沿石灰岩的垂直裂隙不断下蚀和旁蚀，扩大加深溶沟而成。我国云南路南石林最为典型，高的达 100 米以上，矮的 5—10 米。它在平缓的高原面上形成了怪石嶙峋，奇峰林立的奇特景象，故称石林。
1212 峰林地形 峰丛、峰林、孤峰及溶丘总称峰林地形，它们是岩溶地区的正地形，都是在高温多雨的湿热气候条件下，长期岩溶作用的产物。其成因复杂，是岩性纯、厚度大、产状平缓、分布广泛的碳酸盐岩地区，经过地表流水的侵蚀、地表水与地下水的溶蚀，以及沿节理裂隙所进行的机械崩塌等综合作用的结果。峰丛、峰林、孤峰和溶丘形态不一，分别代表了一定的发展演化阶段。峰丛多分布于山地的中心部分，峰林位于山地的边缘， 是峰丛进一步发展的结果，它们都是岩溶中期阶段的地貌。孤峰位于比较大的岩溶谷地中或平原上，它是岩溶晚期的地貌。
1213 峰丛 是一种连座峰林，基部完全相连，顶部为圆锥状或尖锥状的山峰。峰丛多分布于碳酸盐岩山区的中部，或靠近高原、山地的边缘部分。峰丛代表峰林地形中代表发育较早阶段，但也有人认为它是峰林、洼地形成之后，地壳上升，岩溶进一步发展改变而成。广西西部，靠近云南、贵州高原的边缘部分都发育了峰丛。
1214 峰林 是成群分布的石灰岩山峰。一般是峰丛进一步发展的结果。峰林受构造影响形态多变。有圆柱形、圆锥形、单斜式。我国峰林主要形成于第三纪，是一种古热带峰林。云贵高原目前属亚热带气候，在现代地貌过程下，高原面上的峰林已逐渐受到破坏，变得浑圆矮小，高仅几十米。在云贵高原向广西盆地降落的斜坡上，气候较为炎热，且地下水的强烈垂直下渗， 使古峰林在现代条件下得到进一步发展，形成高大的峰林，高达三、四百米。
1215 孤峰 竖立在平原上的孤立的石灰岩山峰。它是岩溶平原和溶蚀
谷地中常见的地貌形态之一，相对高度 100 米左右。根据广西的研究，可将孤峰分为三类：在产状水平的纯石灰岩区，多呈圆柱状，边坡很陡，名独秀峰式；在产状水平的非纯石灰岩区，基部大，顶部小，呈圆锥状；在倾斜地层区，山坡一侧陡峭，一侧缓倾，呈单斜状，名老人山式。
1216 溶沟 指石灰岩表面上的一些沟槽状凹地。它是由地表水流，主要是片流和暂时性沟状水流顺着坡地，沿节理溶蚀和冲蚀的结果。沟槽深度不大，一般数厘米至数米，成片出现石芽溶沟区称溶沟原野。
1217 岩溶漏斗 石灰岩地区呈碗碟状或漏斗状的凹地。平面形态呈圆或椭圆状，直径数米至数十米。深度数米至十余米。漏斗壁因塌陷呈陡坎状， 在堆积有碎屑石块及残余红土的漏斗底部，常发育有垂直裂隙或溶蚀的孔道，孔道与暗河相通，当孔道堵塞时，漏斗内就积水成湖。岩溶漏斗是地表水流沿垂直裂隙向下渗漏时使裂隙不断扩大，先在地面较浅处形成隐伏的孔洞，随孔洞的扩大上部土体逐步崩落，开始在地面出现环形的裂开面，最后陷落成漏斗。岩溶漏斗常成串分布，其下往往与暗河有一定的联系，因此是判明暗河走向的重要标志。
1218 溶蚀洼地 分布在峰丛或峰林之间，呈封闭或半封闭状。平面形态为圆形或椭圆形，长轴常沿构造线发育，面积约数平方公里至数十平方公里。洼地底部呈线凹形，有时因漏斗及落水洞的分布而略有不平，表层堆积有厚度不等的残余红土及水流冲刷来的红土堆积。溶蚀洼地与峰林同时形成，开始在峰丛之间可能形成一些由岩溶漏斗、落水洞集中的小凹地；而后小凹地水流集中，使地表及地下的岩溶作用均强烈发展，漏斗、落水洞逐步扩大，形成溶蚀洼地。地壳相对稳定时期越长，溶蚀洼地面积越大。有时溶蚀洼地积水，可形成湖，称岩溶湖，溶蚀洼地上常有耕地分布。在我国广西一带分布较多。
1219 岩溶盆地 是大型溶蚀洼地，又名坡立谷，这一词来源于南斯拉夫，意即溶蚀平原。常生成在地壳运动长期相对稳定的地区，代表岩溶发育的后期阶段，多在热带气候条件下形成。一般面积较大，长达数十至百余公里。底部平坦，有地表河流通过，堆积有冲积、坡积及溶蚀残余的各类沉积物。四壁一般被峰林包围，而谷内峰林稀疏或只有孤峰和溶丘。波立谷延长方向多与构造线一致，如沿断裂带、不同岩层的接触面，向斜及其他构造洼地都能形成岩溶盆地。我国广西东部溶蚀平原较多，它是岩溶地区的主要农业区。
1220 坡立谷 见岩溶盆地
1221 干谷 指岩溶地区干涸的河道。地表水因渗漏或因地壳抬升而通过落水洞转入地下，则地表原来的河谷变成干谷；有时由于河流发生地下裁弯取直的现象，而使地表原来弯曲的河段变为干谷。在干谷地段保留昔日河流冲积物的残余。当地面河转入地下河时，河谷的前方常有石灰岩壁所阻， 岩壁的脚下是地下河入口，这种向前没有道路的河谷就叫盲谷。如红水河的支流涟水，时隐时现，河流、暗河、盲谷、干谷交替出现。
1222 盲谷 见干谷。
1223 竖井 洞壁直立的井状管道，称为竖井，实际是一种坍陷漏斗。在平面轮廓上呈方形、长条状或不规则圆形。长条状是沿一组节理发育的， 方形或圆形则是沿着两组节理发育的。井壁陡峭，近乎直立，有时从竖井往下可以看到地下河的水面。
1224 落水洞 是地表水流入地下的进口，表面形态与漏斗相似，是地表及地下岩溶地貌的过渡类型。它形成于地下水垂直循环极为流畅的地区， 即在潜水面以上，落水洞的形成，在开始阶段，是以沿垂直裂隙溶蚀为主。当孔洞扩大以后，下大雨时，地表大量流水集中落水洞，冲到地下河。洪水携带着大量的泥沙石砾，往下倾泻，对洞壁四周进行磨蚀，使落水洞迅速扩大。有时岩体崩塌，也可使落水洞扩大。因此落水洞是流水沿垂直裂隙进行
溶蚀、冲蚀并伴随部分崩塌作用的产物。落水洞也不是一直向下贯通的，当地表水下透一段路程之后，落水洞就会顺着岩层的倾斜方向，或者节理的倾斜情况而发育。在水平地层发育的落水洞，象阶梯那样逐级下降。在节理众多的地层中，又会形成曲折回环的形态。落水洞主要可分为裂隙状的，筒状的，锥状的及袋状的。它们既可直接表现于地表面，也可套置于岩溶漏斗的底部。由于落水洞常沿构造线、裂隙和顺岩层展布方向呈线状或带状分布， 因此是判明暗河方向的一种标志。
1225 地下暗河 也叫暗河或“伏流”。指地面以下的河流。是地下岩溶地貌的一种。
地面河潜入地下之后称伏流。常常形成干地壳上升、河流下切，河床纵向坡降较大的地方，在深切峡谷两岸及深切河谷的上源部分，伏流经常发生。在乌江两岸伏流很多，有时进出口距离仅 3—4 公里，而落差可达 250－300 米。由于坡降大而侵蚀力强，有时甚至能穿透石灰岩中的非可溶性岩石而继续延伸。
地下暗河是由地下水汇集而成的地下河道，它具有一定范围的地下汇水流域，往往有出口而无入口。高温多雨的热带及亚热带气候最有利于暗河的形成。著名的广西地苏地下河系，洪水期最大流量达 390 米 3/秒。地下河系主要沿构造破裂面发育。地下河和伏流是岩溶地区重要的水源。有的地下河具有很大的流量，如云南六朗洞的地下河，最大流量达 74 米 3/秒，可用于发电。
1226 溶洞 是地下岩溶地貌的主要形态。溶洞是地下水沿可溶性岩层的各种构造面（如层面、断裂面、节理面）进行溶蚀和侵蚀作用所形成的地下洞穴。在形成初期，地下孔道较小时，地下水流动缓慢，主要的作用是溶蚀。随着孔洞的扩大，地下水流速加快，特别是雨季来临时，水中挟带了大量的泥沙，除了溶蚀作用外，还产生了机械侵蚀的作用，进一步使洞壁扩大。由于地壳上升，地下河被袭夺或地下水面下降，或其他原因，使原来的地下通道没有水流，就成为溶洞。溶洞的形态与地质构造有很大的关系，如沿单一裂隙发育的洞道，规模很小，甚至连一个人都通不过。而沿构造裂隙的交叉点发育的洞道，溶蚀和侵蚀作用更容易进行，并时常发生崩塌作用，因此在这里往往形成高大的厅堂，如桂林七星岩的“大校场”，洞高达 20 米，宽
达 100 米，可容千人。而地下水在石灰岩层中运动的方式不同，对溶洞的大小和延伸方向也有影响。在潜水面以上，地下水主要是垂直下渗，所形成的洞穴主要沿垂直方向延伸，如落水洞等，在这里不易形成大洞。在潜水面季节交替的地带，在雨季时地下水以水平流动为主，而到了干季以垂直流动为主，在这儿既发育着垂直性溶洞又发育着水平方向的溶洞，这一带往往有大洞形成。如广东肇庆七星岩。而在潜水面以下，地下水以水平流动为主，则形成沿水平方向延伸的洞穴。在承压水分布的地区，也有溶洞发育，一般规模较小。
1227 钟乳石 指由洞顶往下垂的尖锥体，是碳酸钙的沉淀物。属于岩洞中的堆积地貌。由于洞顶上面渗下来的地下水，饱含碳酸钙。当地下水渗到洞里的时候，随着水分的蒸发和 CO2 的散逸，水里一部分碳酸钙就从水中析出，沉积在滴水出口处，形成一堆石灰华。这层石灰华越积越厚，越长越长，成为由洞顶往下垂的尖锥体，锥尖还不停有水滴下，形状象钟乳，故名“石钟乳”。
1228 石笋 指在溶洞中直立在洞底的尖锥体。饱含着碳酸钙的水通过洞顶的裂隙或从钟乳石上滴至洞底。一方面由于水分蒸发，另一方面由于在洞穴里有时温度较高，水溶解 CO2 的量减小，所以，钙质析出，沉积在洞底。日积月累就会在地上长成一个尖锥体，很象竹笋，故名石笋。
1229 石柱 由于石笋和钟乳石不断地增长，最后连接起来，形成柱状物，称为石柱。由于它们的发育，最后会把洞穴填塞封闭起来。
石柱、石笋、石钟乳是组成洞穴美景的主要部分。
1230 岩溶 发育阶段假定一个上升的宽平高地，由产状平缓、岩性致密和厚层的石灰岩所构成，且地壳上升以后，长期稳定，则岩溶地貌的发育大致可分为下面三个阶段：
-
早期阶段：石灰岩出露地表，发育成石芽、溶沟、漏斗和落水洞。地表水部分转入地下，循裂隙进行溶蚀。此时裂隙扩大不多，地面河流仍占优势。随着裂隙的不断扩大，岩体内形成许多独立的洞穴系统。在较大的洞穴系统内，地下水面的位置较低；较小的洞穴系统，地下水面的位置较高， 一般无统一的地下水面。此时也称为岩溶发育的幼年期。
-
中期阶段：随着洞穴充分发育，独立的洞穴逐渐归并，成为一个完整的系统，并形成一个统一的地下水面。地下水面以上的溶洞干涸，地下水面附近的洞穴成为地下河。地面河流已大部转入地下，成为非常缺水的蜂窝状地面。此时也称为岩溶发育的青年期。由于地面继续受到溶蚀和侵蚀，地面逐渐被蚀低，洞顶崩塌而出露地表，地下河的某些河段也因顶板崩塌，出露地表，明流与暗流交替出现，最后地下河转变为地上河。在这个过程中， 地下河的顶板崩塌愈多，破坏及搬运作用也愈强烈，地面破碎，形成大型的溶蚀洼地和峰林等地貌。此时也称为岩溶发育的中年期。
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晚期阶段：由于地下河道及溶洞的大量崩塌形成了地表水系，岩溶盆地不断蚀低扩大，这时地面降低了，在岩溶盆地底部或平原上堆积了厚层石灰岩残余堆积物—红土，溶蚀平原上残留有石灰岩残丘及孤峰，地面起伏很小接近于准平原，此时也称为岩溶发育的老年期，但岩溶发育是一个十分缓慢的过程，据我国广西罗城地区测量，溶蚀厚度每千年 122.8 毫米。我国许多地区目前的岩溶形态往往是地质时期古气候下的产物。
1231 冰川地貌 冰川活动所形成的地貌叫冰川地貌。冰川是改造地球表面形态的一种巨大力量，冰川运动又是一种改造地形的动力源泉，这是因为冰川在地面上具有特殊的运动方式，进行着独有的侵蚀和堆积作用，从而塑造了大量的冰蚀地貌和冰碛地貌。同时冰川融水又将冰川区的物质输送到遥远的非冰川区，形成冰水堆积地貌。这些统由冰川和冰水形成的特殊地貌称冰川地貌。新生代晚期以来世界气候发生剧烈变化，冰期与间冰期交替出现。冰期气候条件，使高纬度广大地区和中低纬度许多山地都经历了冰川作用，塑造了大量的冰川地貌。我国西部地区有相当面积的现代冰川，古冰川作用遗迹也很明显。
第四纪古冰川的研究对分析第四纪古气候，古地理以及第四纪地层的划分都有重要意义。
1232 冰蚀作用 冰川运动时对地表进行的侵蚀作用。估计冰川的全部
侵蚀力可达一般河流的 10—20 倍。侵蚀的方式主要有两种；一种是刨蚀作用，由冰川所挟带的碎屑物在冰川滑动过程中象磨石一样不断锉磨冰床。由于冰川本身各部分的运动速度不同（表面快、底部慢、中间快、两侧慢）。
冰川所携带的碎屑物的运动速度也有差别，它们彼此之间也会互磨。刨蚀的结果使冰川砾石和冰床表面产生冰擦痕和磨光面。另一种是挖蚀作用，这是冰川所特有的，冰川本身有巨大的重量，由此而产生的压力能使冰床上的岩石沿节理而产生松动，突出的部分能与冰冻结在一起，冰川向前移动时，可把岩块掘出带走。或由于冰融水流入基岩裂隙，冻结时，促使岩石胀裂，被融冻风化作用破坏的基岩也可被冰川带走。挖蚀的结果可以扩大冰斗，加深冰床并使冰川凹凸不平。
1233 冰川槽谷 又称冰川谷或 U 形谷。冰川槽谷的横剖面近似 U 字形， 谷底开阔平缓，两壁边坡陡峭。谷坡上部常有明显小平台，称谷肩，槽谷两侧岩壁多形成冰蚀三角面，这使槽谷平直畅通，而槽谷的谷底宽度自上游到下游由宽变窄，与一般河谷恰好相反。冰川谷一般是冰川占据以前的河谷或山谷，由于冰川对底床和谷壁不断进行挖蚀和刨蚀，将原来的谷地改造成冰川谷。组成冰床的基岩节理发育程度不等，软硬程度不同，冰川谷在纵剖面上多呈梯状，即冰盆和冰槛相间。在节理稀疏或坚硬岩石段，以刨蚀为主， 形成冰槛；在节理密集或软弱岩石段，以挖蚀为主形成冰盆。在我国西部山区有深达千米的大槽谷。
1234“V”形谷 即冰川槽谷
1235 冰斗 是山岳冰川最典型的冰蚀地貌，冰斗位于冰川的上部，呈半圆形的剧场形状或圈椅状，三面环以陡峭的岩壁，开口处为一高起的岩槛， 冰斗底部是一个洼地。
冰斗主要是在过去山坡凹处河源集水盆地等洼地基础上发展起来的。由于洼地内积雪成冰，周围基岩受到冻融风化作用而冻裂破碎，冰川运动时把这些崩解物质从洼地中搬走，从而在冰川与洼地的崖壁之间，形成源头裂隙。以后冰雪又充填裂隙，经冻融风化产生的碎屑物又被运动的冰川带走。这种过程反复进行，岩壁不断被侵蚀后退，洼地逐渐扩大。同时洼地底部由于冰雪的压力和侵蚀，也被蚀低加深，原来是小型的积雪洼地，便发展成为圈椅状的冰斗。
冰斗在降雪充沛，温度又常在 0°上下变动的地区发育良好。因为这八既有利于降雪的堆积和冰川的形成，又有利于冻融风化的频繁进行，使积雪洼地迅速扩大。因此冰斗多分布于雪线附近，这使它具有指示雪线的意义。 1236 角峰 指金字塔形尖峰，山坡呈凹形陡坡，顶峰突出成尖角。由
冰斗不断扩大和后退，使山坡受到显著刻蚀，两个相邻冰斗间残留的岭脊， 便成为尖锐的刃脊。一般由三个以上的冰斗所夹峙的残留山峰，便成了角峰。如我国的珠穆朗玛峰和欧洲的勃朗峰都是角峰。
1237 冰川悬谷 在支冰川注入主冰川的汇合处，常在谷肩上出现悬谷。这是由于支冰川厚度比主冰川小，侵蚀力弱，底床坡度也较小，冰川退却以后支谷就成为悬谷。我国西部许多山地的悬谷高出主冰川谷达百余米至数百米。
1238 峡湾 是冰川槽谷的一种特殊形式。大陆冰流或岛屿冰盖入海常形成许多峡湾，它是过去溢出冰川的通道。溢出冰流有较高的流速，因而有强大的侵蚀力。由于冰川很厚，入海尚未漂浮之前仍然侵蚀冰床，形成冰盆和岩槛相交替的纵剖面，峡湾入海终端常为高的岩槛，它和后方的冰盆高差由数百米到上千米。峡湾常常深入陆地，狭窄弯曲，形成狭长港道。两岸陡
峭，海水很深。世界上最深的峡湾在南美巴塔哥尼亚海深达 1288 米。世界上
最长的峡湾在挪威海岸，长达 220 公里。
1239 冰川擦痕 是保存在冰碛石表面和冰川槽谷两侧与底部的冰川磨擦痕迹。多呈丁字形，丁形擦痕的粗深一端多指向下游，细线一端指向上游。它是由冰川挟带的块石在运动时相互磨擦或与冰川槽谷基岩磨擦而成。擦痕长数厘米至 1 米，深度一般数毫米。借助擦痕可以识别冰川运动的方向。
1240 羊背石 也叫“羊额石”。一种冰蚀地貌。它是冰川底部的一种侵蚀地形，由岩性坚硬的小丘被冰川磨削而成。形态上为一些石质小丘，远望如匍伏谷地的羊群，顶部浑圆，形似羊背。具有卵形的基部。长轴延伸的方向和冰川运动的方向一致。纵剖面前后不对称：迎冰坡一般较平缓和光滑； 背冰坡较陡峻和粗糙。多数羊背石分布的地区，地面呈波状起伏。
1241 冰碛地貌 冰碛物堆积的各种地形总称冰碛地貌。它是研究古冰川和恢复古地理环境的重要依据。主要的冰碛地貌有冰碛丘陵、侧碛堤、终碛堤、鼓丘等。
冰碛丘陵是冰川消融后，原来的表碛、内碛、中碛都沉落到底碛之上， 合称基碛。是大陆冰川地区分布最广的冰碛，多成片分布，低洼处沉积较厚， 高地很薄，呈波状起伏，相对高度数十米到数百米，洼地往往积水成湖，又称冰碛湖。
侧碛堤是由侧碛堆积而成的，侧碛是冰舌两旁表碛不断由冰面滚落到冰川与山坡之间堆积起来的，有一部分则是山坡上的碎屑滚落到冰川边缘堆积而成的。冰川退缩后，在原山岳冰川两侧形成条状高地、即侧碛堤。
终碛堤由终碛堆积而成。终碛是冰舌末端较长时期停留在同一位置，即冰川活动处于平衡状态时逐渐堆积起来的。多呈半环状。大陆冰川的终碛堤比较低，高约 30—50 米，但可长达几百公里，弧形曲率小，山岳冰川的终碛堤比较高，可达数百米，但长度较小。
鼓丘是一种主要由冰碛物组成的流线形丘陵，通常高数十米、长数百米长轴与冰流方向平行，迎冰面陡而背冰面缓。
1242 冰碛丘陵 见冰碛地貌
1243 侧碛堤 见冰碛地貌
1244 终碛堤 见冰碛地貌
1245 鼓丘 见冰碛地貌
1246 冰碛物 指冰川搬运和堆积的石块和碎屑物质。冰碛物主要通过刨蚀和挖蚀从冰床上获得物质，也可以通过雪崩，冰崩及山坡上的块体运动等带来大量碎屑物质。这些碎屑在冰川中被携带而下（又称运动冰碛），出露在冰川表面的叫表碛，夹在冰内的叫内碛，冰川底部的叫底碛，冰川边沿的叫侧碛，两支冰川会合后侧碛合并的冰碛叫中碛，冰川末端的叫终碛。冰碛物的主要特征是碎屑颗粒大小不一，泥、砾混杂，没有层理；砾石磨圆度不好，形状各异；砾石的一二个面上有时被磨成平滑面或具擦痕。冰碛物中还常夹有层理清楚的冰水沉积物，这是冰内冰融水活动的产物。冰碛物的组成主要是泥、沙、砾。在基岩为页岩、石灰岩的区域，冰碛物中富含粘土； 而在花岗岩、石灰岩区域其组成则以砂、砾居多。研究冰碛物的分布和堆积状况，可以分析冰川进，退的活动情况，从而推断气候的变化。
1247 运动冰碛 见冰碛物
1248 表碛 见冰碛物
1249 内碛 见冰碛物
1250 底碛 见冰碛物
1251 侧碛 见冰碛物
1252 中碛 见冰碛物
1253 终碛 见冰碛物
1254 漂砾 形状和大小不一的冰碛石块，统称漂砾。漂砾的大小极其悬殊，有的只有拳头那么大，有的则有房子那么大。它可随冰川被搬到很远的地方，如斯堪的纳维亚的漂砾被搬到一千多公里以外的英国东部、波兰和俄罗斯平原。山岳冰川的搬运力也不小，喜马拉雅山有的漂砾直径达 28 米， 重量可达万吨以上。冰川漂砾常常用做识别冰川活动的标志。
1255 冰水堆积地貌 是冰融水将原来冰川搬运堆积的物质经过再搬运堆积而成，冰水堆积地貌因分布位置，物质结构和形态特征不同，可以分为冰水扇和冰水河谷、外冲平原、季候泥、冰砾阜和冰砾阜阶地、锅穴、蛇形丘等几类。冰川融水（又称冰水），可形成冰面河、冰下河、冰侧溪流及冰下湖，具有侵蚀和搬运力。大部分冰水最后都要经冰川前缘的冰下河流出去， 形成冰前河流及冰前湖泊。在冰川的边沿特别是冰川的前缘，形成独特的冰川堆积地貌。冰川融水具有强烈的季节变化和昼夜变化特征，其堆积物有层次，有分选。
1256 冰水扇及外冲平原 冰下河道夹带大量沙砾从冰舌末端排出，在平原上展布，形成冰水冲积扇，许多冲积扇联合而成外冲平原，呈裙状包围着终碛堤。但在山谷中及山麓，冰水堆积物后来往往被流水切割，形成冰水阶地，可以有 2—3 级以上。在冰水冲积平原中，常有湖泊洼地分布，冰融水注入湖中，粗大的沙砾在入湖河口很快沉积，形成小型的冰湖三角洲。在湖中由于冰川融水的季节变化，而形成在湖底明显粗细相间成层的湖相沉积（又称季候泥）。
1257 冻土地貌 在高纬地区及中纬度高山地区，如果处于较强的大陆性气候条件下，地温常处于 0℃以下，降水少，大部又渗入土层中，不能积水成冰，而土层的上部常发生周期性的冻融，在冰劈、冻胀、融陷、融冻泥流（统称冻融作用）的作用下而产生的特殊地貌，称冻土地貌。
基岩经过剧烈的冻融崩解，产生一大片巨石角砾，就地堆积在平坦地面， 称石海；若在重力作用下顺着湿润的碎屑垫面或多年冻土层顶发生整体运动，就形成石河。石河的运动速度很小，通常年运动速度 2～0.2 米运动的结果使岩块搬运到山麓堆积下来。
构造土是指由松散沉积物组成的地表，因冻裂作用和冻融分选作用而形成网格式地面，每一单个网眼都呈近似对称的几何形态，如环状、多边形。冻胀丘是由于地下水受冻结地面和下部多年冻土层的遏阻，在薄弱地带
冻结膨胀，使地表变形隆起，称冻胀丘。冰锥是在寒冷季节流出封冻地表和冰面的地下水或河水冻结后形成丘状隆起的冰体。
1258 石海 见冻土地貌
1259 石河 见冻土地貌
1260 构造土 见冻土地貌
1261 冻胀丘 见冻土地貌
1262 冰锥 见冻土地貌
1263 冻土 凡温度在 0℃或 0℃以下，并含有冰的各种土体，均称冻土；
不含冰的叫做寒土。冻土按其存在时间的长短，可以分为；季节冻土，即冬季冻结，夏季全部融化的土层；隔年冻土，即冻结经一、两个夏季不融化的冻土；多年冻土，即冻结状态持续多年、几十年、几百年、甚至几千年以上的冻土。我国季节冻土遍及北部和中部，其南界西从云南章风，向东经昆明、贵阳、绕四川盆地北缘，到长沙、安庆、杭州一带。多年冻土分布在东北大、小兴安岭，青藏高原及西北的天山、阿尔泰山和祁连山等地区。
1264 海岸地貌 海岸带在古代和现代波浪、潮汐、海流的冲蚀、搬运、堆积作用下，形成各种海岸地貌。海岸地貌同时也受海岸陆地地形及地质构造、岩石性质、海面升降，以及海岸河口和生物的影响，从而形成各种海岸地貌。如平原海岸，包括三角洲海岸，三角湾海岸，淤泥质海岸，沙砾质海岸。还有山地丘陵海岸，包括断层海岸，达尔马提亚式海岸，峡湾海岸，里亚斯式海岸等。最后还有生物海岸，包括珊瑚礁海岸和红树林海岸等。海岸地貌按其成因，可分为海蚀地貌、海积地貌。
1265 海岸带 海洋与陆地的分界线称为海岸带，即海洋水体与大陆交互作用的地带。海岸带的宽度，取决于潮水的高低以及沿岸陆地的地形特点。一般最大宽度可达 20 公里，而在垂直方向上的高差约十余米。
海岸是海岸线以上狭长的陆上部分。它的上界是激浪作用能达到的地方。海岸线是高潮面与陆地的交界线。潮间带是高、低潮面之间的地带，高潮时淹没，低潮时出露，这个地带的坡度越平缓，则宽度越大，水下岸坡是低潮线以下一直到波浪有效作用的下界。这三个地带在其形成，发展变化上是相互影响、相互联系、相互制约的统一体。
1266 岩岸 又叫山地丘陵海岸，是由岩石组成的海岸，是山地丘陵被海水淹没改造而成。岩岸比较陡峭、岬湾相间、岸线曲折、岛屿罗列（断层海岸除外）。岩岸分布的地方一般没有平坦的海滩，在海蚀崖的崖麓堆积着粗大的砾石和粗沙，海蚀崖的前方常伸展着一条带状的狭窄海滩。由于海浪的撞击和冲刷，在岩岸地带分布着一系列的海蚀地貌。岩岸用途十分广泛， 首先它具有优良的建港条件，并可用来发展海产养殖和捕捞事业。我国的岩岸主要分布在山东半岛、辽东半岛、台湾和闽浙一带。
