1267 山地丘陵海岸 即岩岸

1268 断层海岸 断层线走向与海岸线的总方向基本一致的海岸称断层海岸。其特征为山地逼近海岸，海岸线平直而陡峭，大陆架狭窄。如我国台湾东部的海岸就是断层海岸。

1269 达尔马提亚型海岸 指海岸线的总方向与地质构造线大致平行的海岸，也称纵向海岸。是由于海水淹没与海岸平行的谷地形成的，以南斯拉夫的达尔马提亚最为典型，其岛屿、半岛与海湾平行于海岸线。

1270 纵向海岸 即达尔马提亚型海岸

1271 里亚斯型海岸 即海岸线的总方向与构造线走向大致直交的海岸，也称为横向海岸。由于海水淹没与海岸直交的谷地而形成。西班牙西北部的里亚斯发育最为典型，具有岛屿、半岛与海湾大致垂直于海岸线总方向的特征。

1272 横向海岸 即里亚斯型海岸

1273 溺谷型海岸 多溺谷的海岸，是河口段因陆地下沉或海面上升而形成的岸进低缓的喇叭形海湾（即溺谷）。入海河流对海岸的作用，主要表

现为它向海岸的输沙，海岸泥沙的主要部分是河流的冲积物。在海侵的条件下，入海河口如泥沙不足，则形成溺谷海岸。详见峡湾。

1274 三角湾 溺谷经潮流和波浪的强烈冲刷，扩展成喇叭口而形成的海岸。一般分布在河流的河口处陆地下沉或海面上升，而且潮汐作用比较强大的地区。如我国钱塘江口的杭州湾、南美洲拉普拉塔河的河口等。

1275 峡湾型海岸 即峡湾众多的海岸。滨海地区冰川侵蚀作用所形成的槽谷，被海水侵入而成的水深而港湾狭长的海岸，称为峡湾型海岸（即是被海水淹没的冰川谷地）。挪威海岸与新西兰南部海岸就是峡湾海岸。

1276 沙岸 又叫平原海岸。指由松散泥沙组成的海岸。常常是平原地形被海水淹没改造而成。海岸平直，很少曲折，有平坦宽阔的沙滩，地势微微向海倾斜，坡度很小，它的内缘和冲击平原相连，岸外多浅滩和沙洲。由于海岸线的冲淤变化快，因此海岸线很不稳定。沙岸主要发育于构造沉降区。这种海岸因组成物质疏松，海蚀地貌少见，而堆积地貌发育。沙岸不利于建港，但可开辟为盐田或围垦土地。根据沙岸组成物质的不同，可分为沙砾质海岸和淤泥质海岸。

1277 平原海岸 见沙岸

1278 沙砾质海岸 由砾石（粒径大于 2 毫米）或沙（粒径 0.2—2 毫米） 所组成的海岸。主要分布在一些背负山地或丘陵的窄狭平原地区，由于源远流急的河流提供了颗粒较粗的物质，在波浪和激岸浪的作用下发育而成。一般在岸边高潮位以上，堆积着砂砾等粗大物质，沉积物多有向海倾斜的层理， 砾石的长轴多与海岸平行。磨圆度和分选良好。其下物质逐渐变细，层理细薄。海岸的坡度与组成物质的粗细有关，物质颗粒愈粗，坡度愈大，颗粒愈细，坡度愈小。沿岸沙堤、沙咀十分发育。这种海岸以我国台湾西海岸最为典型。此外，在华北平原沿海地区，即山海关至滦河三角洲之间，也发育有砂砾质海岸。

1279 淤泥质海岸 由粒径小于 0.05 毫米的物质，即粉沙和淤泥组成。海岸比较平直，海滩比较宽广，岸坡极为平缓，一般在 0.5—1‰。潮间带一般宽 3—4 公里，甚至超过 10 公里，由粉沙质构成，又称为泥滩。其上是湿地，只有特大高潮时才被淹没，沉积物主要是淤泥或粘土质淤泥。在高潮附近，形成由贝壳碎屑及沙组成的一种沿岸堤。淤泥质海岸一般形成在淤泥来源丰富的地带，如一些大河的河口附近，泥沙供应量超过海水的搬运能力。或者在海水处于相对平静的环境下，例如，海湾顶和岸外有屏障的隐蔽地区， 在潮流和沿岸流的作用下，形成淤泥质海岸。我国淤泥质海岸分布很广，其中尤以渤海湾西岸和江苏北部最为典型。在基岩海岸的海湾里，也有断续分布。

1280 三角洲海岸 指由河口宽阔的三角洲形成的海岸。是一种河口海岸，详见“三角洲”

1281 海蚀地貌 主要由波浪作用产生。由于波浪对岩岸岸坡进行机械性的撞击和冲刷，岩缝中的空气被海浪压缩而对岩石产生巨大的压力，波浪挟带的碎屑物质对岩岸进行研磨，以及海水对岩石的溶蚀作用等，统称海蚀作用。海蚀多发生在基岩海岸。海蚀的程度与当地波浪的强度、海岸原始地形有关，组成海岸的岩性及地质构造特征，亦有重要影响。所形成的海蚀地貌有海蚀崖、海蚀台、海蚀穴、海蚀拱桥、海蚀柱等。

1282 海蚀穴 指在海岸线附近出现的凹槽形海岸，海蚀作用首先发生

在海面与陆地接触的地方，这是因为浪浪打击海岸主要集中在海平面附近。在有潮汐的海滨，一般是高潮面与陆地接触的地方。由于激浪的掏蚀或海水的溶蚀，使海岸形成了槽形凹穴，断断续续沿海岸线呈带状分布，因此古海蚀穴可以做为古海岸线高度的标志。

当波浪从两侧打击突出的岬角时，可在其两侧形成海蚀洞，洞扩大之后可互相贯通，形成海蚀拱桥，拱桥顶板崩坍可形成海蚀柱，有时海蚀柱也可能是原坚硬岩体的残余。

1283 海蚀拱桥 见海蚀穴

1284 海蚀柱 见海蚀穴

1285 海蚀崖 海蚀穴被拍岸浪不断冲蚀扩大，使凹槽以上的岩石悬空，波浪继续作用，使悬空岩石崩坠，促使海岸步步后退，而成为陡壁，形成了悬崖状海岸叫做海蚀崖。海蚀崖常沿岩石的断层面和节理面发育。在其坡脚下常堆积有崩坠下来的岩块，这些岩块如果不被波浪搬走，海蚀崖的坡脚将受到保护而不再后退。

1286 海蚀台 在海蚀崖前形成的一片平坦而微微向海倾斜的平台，称为海蚀台。海蚀台的形成是通过波浪冲掏岸壁，形成海蚀穴，悬空的崖壁在重力作用下发生崩塌，新的冲掏和崩塌又重新发生，这种过程不断进行，直到海蚀台在其宽度增大到波浪的冲蚀作用不能达到时，就停止发展。假如海岸上升（或海面下降），海蚀台上升，就形成海蚀阶地。

1287 海积地貌 进入海岸带的松散物质，在波浪推动下移动，并在一定的条件下堆积起来的各种地形称海积地貌。其类型有水下堆积阶地、海滩、泻湖、水下沙坝等。

1288 海滩 一种海积地貌。海滩是激浪带的堆积体，它是激浪流作用的产物。在平缓的海岸有着广泛的发育。海滩有两种：（1）形成于海蚀崖前， 或在过去大浪形成的海滩斜坡上，或者在人工建筑物的坡脚。这种海滩是在海滩上部边缘没有激浪流充分活动的空间的条件下形成的。它的剖面形态成凹形曲线。（2）往往是由数条顺海岸线方向延伸的滨岸堤所组成，滨岸堤是在激浪流的进流上冲有充分空间的条件下形成的，所以剖面形态向上凸起。

1289 水下沙堤 是一种大致与海岸平行成直线或弧形的水下堤状堆积

物，有时为一条，多数情况下为两条，最多可达 5—6 条。当波浪进到浅水以后，由于与海底的摩擦增加，在相当于两个波高的水深处，波浪就发生部分破碎，形成卷波。然后，新的波浪又继续前进，又在相当于两个波高的水深处再发生破碎。如此继续下去，直到波浪完全破碎，形成击岸浪。当波浪破碎时，由于本身的能量都消耗了，就把原来携带的泥沙物质沉积下来，堆积成堤状堆积体。

1290 沙嘴 由泥沙纵面移动形成的堆积地貌。当海岸线向陆转折时， 由于海岸线与波射线交角的减小，而可能使容量减低，泥沙在岸线转折处首先堆积下来。由于波浪绕过海岸突出处的折射，泥沙将沿着大致与新岸线等深线平行的方向前进，即向岸偏离一定角度，这样，堆积体就从海岸突出处开始，在无另外因素干扰条件下，不断向前延伸，形成根部与岸相连，前端离岸愈来愈远向海突出的堆积地貌，这种地貌称沙咀。

1291 澙湖 在浅水海域，被沙咀、沙堤或珊瑚礁围成的封闭，或半封闭状的湖泊。随着海岸的变迁，有的澙湖在高潮时仍与海水相通，如河北省

昌黎县的七里海，有的已不能与海水相通；还有一些澙湖，由于长期与海水隔离，又经过较长时间的沉积作用后，原来的咸水因淡水的注入，逐渐转变为淡水湖，成为“海迹湖”，如我国的太湖、杭州西湖均属此类。

1292 珊瑚礁海岸 有珊瑚礁分布的海岸。由于珊瑚生长条件的限制， 珊瑚礁海岸主要分布在北纬 30°—南纬 25°之间的温暖海域。按其分布特征可分为岸礁、堡礁、环礁三种类型。按珊瑚生长状况可分为增长型、侵蚀型二种类型。增长型的海湾中，由于这里波浪作用较弱，水下坡度小，珊瑚大量繁殖。而侵蚀型的珊瑚海岸一般分布在突出的岬角或暴露的岸段，水下坡度较大，在强潮和击岸浪的作用下散布了许多珊瑚礁碎屑。各种类型的珊瑚礁海岸在我国均有分布。

1293 红树林海岸 有红树林生长的海岸。红树林是热带、亚热带特有的盐生木本植物群丛，它主要生长在背风、浪小的潮间泥滩上，高潮时树冠漂荡在水面，蓊郁浓绿，景色独特。红树林生出大量的支柱根，呼吸根，这些根系有减低风浪，减小潮流流速的作用，使泥沙沉积下来，促使海岸的发展。我国红树林海岸主要分布在广东、广西、台湾、福建四省区沿海港湾、河口及其他较隐蔽的地段。为了促进海滩的增长，我国浙江南部沿海已成功地引种红树，达到护滩促淤的作用。

1294 风成地貌 由风力对地表的作用而形成的地貌。风力是塑造风成地貌的主要动力。但由于地面各种条件的差异，风力所起的作用就有不同， 从而形成了不同的风蚀地貌和风积地貌。地面的物质组成，植被和水分状态的差异，对风蚀地貌的形成和分布都会产生很大影响。在基岩组成的地面， 岩石的裂隙发育为风力等作用创造了有利的条件，在风向与构造方向相近的情况下，形成与风向大致平行的风蚀地貌。岩性的不同，引起差别吹蚀，常常发育蘑菇石。地表物质粗细与风成地貌的关系很大。在内陆盆地外围的山前地带，多为岩漠。从山麓至盆地内部，地表组成物质一般由粗变细，各种荒漠依次分布，在盆地中部风蚀洼地和雅丹都较发育。而在水源丰富的地区， 植被茂密，风力受阻，风蚀微弱，很少形成沙丘。风沙流中含沙量的高低， 主要决定于沙源的贫富，在沙源丰富的地区，加之风力很强，可以形成巨大的、密集的风积地貌。沙丘的分布和移动主要决定于风向和风速。风成地貌在干旱地区十分发育，在沙质海岸、湖岸、河岸等处也有小规模的分布。

1295 风蚀作用 风吹经地面时，因为地面不平，气流发生乱流作用， 可以吹扬地面的沙粒。风吹起沙粒并挟带沙粒向前移动，形成风沙流，运动的沙粒对岩石表面或岩石裂隙等凹部进行摩擦和旋磨，因此风蚀作用实际上包括对地表的吹蚀使沙离开地表，从而使地表物质遭受破坏，并对岩石磨蚀， 即指风沙流移动时，沙粒对地表物质的冲击、摩擦。风沙流的含沙量是随高度增加而减少的，绝大部分颗粒在距地面 30 厘米以下运动，特别集中在 10 厘米以下运动。因此沙主要是贴近地面迁移的风蚀作用随离地面高度的增加而减弱，这些作用在干旱地区最为活跃，由于土壤、岩石大都是裸露的，几乎整个地面都受到吹蚀。风在进行吹蚀时具有选择性。最小的颗粒，象粘土和粉砂之类最容易被扬起并上升到高空。沙粒仅仅为中等强度以上的风所移动，并贴近地面迁移。砾面碎屑在平坦地面上受强风作用而发生滚动，但它们不会移动很远。

1296 风蚀城堡 大部分见于岩性软硬相间的近似水平产状的沉积岩， 主要是砂岩和页岩相间分布的地区。它们是在流水侵蚀的基础上发育起来

的。由于岩性软硬不一从而导致风力吹蚀的差异性，结果形成了许多层状墩台，相对高度多为 10～30 米，墩台的顶部多很平坦。我国新疆西部，以准噶尔盆地西北部乌尔禾的“风城”最为典型。

1297 风蚀柱 主要发育在垂直节理发育的基岩地区，经过长期的风蚀，形成孤立的柱状岩石，故称风蚀柱。它可单独耸立，或者成群分布。由于接近地表部分的气流中含沙量较多，磨蚀强烈。如再加上基岩岩性的差异， 风蚀柱常被蚀成顶部大，基部小，形似蘑菇的岩石，称风蚀蘑菇。

1298 风蚀蘑菇 见风蚀柱。

1299 风蚀谷 干燥区的短暂暴雨，可将已经强烈风化的地面在短时期内冲刷和侵蚀成很多沟谷，然后，风力继续对这些谷地进行吹蚀，使之加深扩大，逐渐形成外形宽窄不一，底部崎岖不平的谷地，称风蚀谷。这种沟谷是干燥区物理风化，暴雨洪流，风力吹蚀和坡地重力共同作用的产物。

风蚀谷扩展的结果，可使原始地面不断缩小。风蚀谷在谷之间保留的孤立高地称为风蚀残丘。

1300 风蚀残丘 见风蚀谷

1301 风蚀洼地 由松散物质组成的地面，经风吹蚀，形成了宽广而轮廓不大明显的、成群分布的洼地，叫做风蚀洼地。其外形多呈椭圆形，成行分布，并沿主要风向伸展。洼地的深度不超过 10 米，长度在 1—2 公里之间。背风坡一侧的坡度较陡，迎风坡一侧较缓。风蚀洼地在我国柴达木盆地西北部广泛发育。

1302 风蚀雅丹 雅丹在维吾尔语中意为“陡壁的小丘”，在这里指风蚀土墩和风蚀凹地的地貌组合，雅丹地面崎岖起伏，支离破碎，高起的风蚀土墩多为长条形，排列方向与主风向平行，相对高度多在 4—10 米。土墩物质全为粉砂、细沙和沙质粘土互层，砂质粘土往往构成土墩顶面，略向下风方向倾斜，四周由几种坡向的坡面组成，坡度上陡下缓。它们发育在古代河湖相的土状堆积物中，由于处于干旱地区，湖水干涸，粘性土因干缩而产生龟裂，定向风沿裂隙不断吹蚀，使裂隙逐渐扩大而形成风蚀凹地，而在凹地间则形成土墩。在我国以罗布泊洼地西北部的古楼兰附近最为典型。

1303 风积作用 风力减弱时，气流中的含沙量相对增多，有时风沙流在行进中遇到障碍物会风力减弱，此时就要发生沙粒的堆积，叫做风积作用。经风搬运和堆积的碎屑物称为风积物，风积物主要有沙漠堆积和风成黄土。粒级多为粘土到沙的范围，粒度非常均一，分选良好，磨圆度高，硬度大的矿物含量高，以石英为主，有时具有斜层理和交错层理。风积地貌主要指风积作用形成的各种沙丘。沙丘的形成和发育，是干旱气候条件下风和沙质地表的相互作用的产物，并受地形、地面物质组成（沙源供应）和水分、植被等的因素影响。

1304 新月形沙丘 是流动沙丘中最基本的形态。沙丘的平面形如新月，丘体两侧有顺风向延伸的两个翼，两翼开展的程度取决于当地主导风的强弱，主导风风速愈强，交角角度愈小。丘体两坡不对称，迎风坡凸出而平缓，坡度在 5—20 度，背风坡凹入而较陡，倾角在 28—34 度。沙丘高度都不

大，一般为 1—5 米，宽度可达 100—300 米。新月形沙丘是在单一方向的风或两种相反方向的风的作用下形成的。大部分出现在沙漠的边缘地带。

新月形沙丘在沙子供应比较丰富的情况下，由密集的新月形沙丘相互连

接，形成新月形沙丘链，其高度一般在 5—30 米。

1305 格状沙丘 由两个相互垂直方向风的作用下形成的，其中主导风造成沙丘链（主梁），次要风造成沙丘链之间的低沙硬（副梁），两者多呈直角相交，使沙丘纵横交错，状如方格，而在沙丘之间有较深的洼地（沙窝）。在腾格里沙漠东南部甚为常见，这里盛行西北风，形成了新月形沙丘链，而主风在贺兰山前受阻转为东北风，因此在沙丘链之间形成短小的沙埂，两者共同组成格状沙丘。

1306 角锥状沙丘 具有尖顶和三角斜面，形体高大似金字塔状的沙

丘。这种沙丘一般高达 50—100 米，甚至有达 100—200 米的。通常有 3—4 个斜面，每个斜面之间形成脊线，每一个斜面往往代表一种风向。由于它们本身形体高大，本身也成为气流运行的阻碍，导致气流方向的改变，使其邻近同类沙丘产生多斜面，斜面愈大，表示该方向的风力愈强。金字塔形沙丘主要出现在背有山地的沙漠边缘，通常作个体分布，也有一个接一个呈断续垄岗状的。在我国主要分布在塔克拉玛干沙漠南部的且未，于田一带，巴丹吉林沙漠的东南边缘也可见到。

1307 纵向沙垄 与主风向平行的垄状堆积地貌，垄体表面叠置了许多

新月型沙丘链，沙垄延伸很长，一般为 10—20 公里，最长可达 45 公里；垄

体高度通常为 50—80 米，宽度 500—1000 米，垄间低地宽达 400—600 米， 其间散布一些低矮的沙垄和沙丘链，纵向沙垄在纵长方向上表现为沙脊线波状起伏，在横剖面上不同部位变化颇大，前端具有明显的侧向迎风坡与背风坡；中部和后端坡面平缓而对称。纵向沙垄主要由新月形沙丘发展演变而来， 但在一些风力特强的地区，风力卷起大量沙粒并堆积在沙堆顶部，逐渐延展也可形成纵向沙垄。有些规模巨大的沙垄上，发育着密集而叠置的新月形沙丘链，形成复合纵向沙垄。在塔克拉玛干西南部发育典型。

1308 岩漠 又称石荒漠，分布在干旱地区大山的山麓，某些风蚀洼地或干河洼地的底部，为岩石褐露的平坦地面，覆盖着一层薄薄的尖角石块和砾石，其岩性与基岩一致。在这里由于昼夜温差变化急剧，物理风化作用强烈，当水分渗入岩石裂隙形成胀裂作用。经过长时间的剥蚀作用，使地面十分破碎。在水分缺乏的条件下，不能生长植物，地面光秃，岩石裸露，或盖有厚度不到 1 的残积-坡积岩屑，细粒物质经过风的长期吹扬，已被迁走。在岩漠地区常有残丘矗立。岩漠在世界上分布很广，在北美和我国西北的祁连山、昆仑山的山麓均有岩漠。

1309 砾漠 又称砾石荒漠，蒙古语称戈壁指干旱地区粗大砾石覆盖的地面。是古代堆积物经强劲风力作用，吹走较细的物质，留下粗大砾石覆盖于地表、形成砾漠。古代堆积物可以是经过长期风化剥蚀的基岩碎屑物或为山下坡积物，也可以是经流水（包括冰雪水）的搬运，在山麓地带堆积的洪积、冲积物。前二者砾石磨圆度差，均带棱角，后者砾石粗大，经过滚磨， 砾石表面有时蒙盖着由毛细管水带出的黑色铁锰沉淀物，经风沙摩擦后，光亮耀目，称荒漠漆。由于地面缺乏土壤，气候又十分干旱，植物稀少形成砾石荒漠。在北非的阿尔及利亚、苏联、蒙古和我国内陆盆地边缘及内蒙古高原上均有分布。

1310 沙漠 有两种概念，一是指荒漠的通称。二是指表面覆盖大片流沙，广泛分布各种沙丘的地面，它是荒漠中分布最广的一种类型。沙漠主要形成在植被极为稀少，地面裸露，物理风化强烈的地区，在这样沙源丰富的

地区，再加上强劲的风力，才能形成形态各异的沙丘。因此沙漠主要分布在副热带高气压带和温带大陆中心，这里气候极为干旱，年降水量一般在 250 毫米以下，而且非常集中。这里蒸发量远远大于降水量，所以湿度很低，使植物难于生长。再加上温差很大（如温带荒漠年温差可达 60°—70℃，日温差可达 35°—5℃，物理风化十分强烈，形成大量的碎屑物，再加上季节性流水所形成的堆积物，构成了丰富的沙源。这些地区由于缺乏地表植被，再加上气温变化大，因此风力十分强大，多达 10 级以上。故形成一系列的风成地貌。沙漠常分布在砾漠外围。或覆盖于砾漠之上。我国沙漠主要分布在东经 75—125°，北纬 35—50°之间的新疆、青海、甘肃等省境的面积近 64 万平方公里。沙漠治理的一个重要课题是查明来源，摸清移动规律，其途径之一是对沙漠区各种沉积物的结构构造和岩性特征进行分析，进而制定治沙的方案。

1311 泥漠 分布在干旱地区的低洼地带，地表有粘土覆盖，并有许多龟裂地的地区。是由暂时性洪流把细粒粘土和黄土状物质带到洼地沉积，水分蒸发后，粘土收缩形成。表面平坦，植物稀少，面积较小。在地下水位距地表近的泥漠地区，含盐分的地下水沿毛细管上升，水分不断蒸发，盐分不断积聚，当土层中含盐量很多时，则称为盐漠。在我国柴达木盆地中部有大片盐漠的分布。

1312 盐漠 见泥漠

1313 黄土地貌 黄土区的地貌，根据塑造的主导营力可以分为两种： 一种是以暂时性流水作用为主而形成的侵蚀地貌，如沟壑地貌、沟间地貌（指塬、梁、峁）。另一种是由于地下水潜蚀作用而形成的黄土地貌，又称黄土喀斯特。

1314 黄土塬 塬是黄土高原经过现代沟谷分割后存留下来的大型平坦地面。塬面平坦，中心部分坡度不到 1°边缘地带的平均坡度在 5°以下，其上流水主要为片状侵蚀，水土流失轻微，它的边缘由于受沟谷溯源侵蚀而支离破碎，参差不齐。塬的成因系黄土堆积在地势平缓的，切割不强的大片古地面上形成；也可以是充填在山间或山前低地中的平坦黄土受沟谷分割而成。塬受到流水长期切割，面积逐渐缩小，也变得比较破碎，成为碎破塬。塬在沟间地貌中占的比例不大，现在保存较好的、面积较大的有甘肃省的董志塬。黄土塬属高原类地貌。

1315 黄土梁 指平行沟谷间的长条状高地，长几百米至数十公里，但宽度仅几十米到数百米，梁的脊线起伏较小，横断面呈明显的穹状，坡度达20°左右。梁坡的坡形随其所在部位而有不同，沟头部位附近的梁坡多为凹形斜坡，梁嘴部位附近为凸形斜坡。有的黄土梁是黄土塬进一步切割而成， 有的是晚期黄土覆盖在古代梁状高地之上而成。梁的顶面形态宽平的称为平梁，凸形的称为条梁，丘与鞍状交替分布的称为峁梁。在黄土沟间地貌中梁所占的比例最大。

1316 黄土峁 指单个的黄土丘陵。峁的横剖面呈椭圆形或圆形，顶部有的为平顶，略呈穹起，四周多为凸形坡，坡长较短，坡度变化比较明显， 主要分布在高原沟壑区。还有一种外形很象馒头的峁，峁顶面积不大，呈明显的穹起，周围全呈凸形斜坡。坡度变化较大，主要分布在丘陵沟壑区。其生成可由于继承了古地貌形态，或由于近代沟谷分割梁而成。在地貌分类上属黄土丘陵类。

1317 黄土坪 是指出现在谷坡两侧梁峁边缘的局部平坦地形。它的表面比较平缓，略向谷地轴部和下游倾斜。主要是由老的河谷或大的沟谷中堆积的黄土形成。

1318 黄土喀斯特 主要由于流水沿黄土裂隙或动物洞穴下渗，进行机械侵蚀和溶蚀，再加上崩塌、陷落等作用而形成的类岩溶地貌。

黄土碟是指直径数米到数十米的碟形凹地。它是由于地表水下渗浸湿黄土后，在重力作用下，黄土逐渐压密，使地面沉陷而成，即由湿陷作用造成的。黄土碟多出现在平缓的地面上。

陷穴是指由于地表水汇集在节理裂隙中进行潜蚀作用而成的洞穴。陷穴分布在地表水容易汇集的沟间地边缘地带和谷坡的上部，特别是冲沟的沟头附近，所以陷穴是沟谷扩展的重要方式之一。

黄土桥是指两个陷穴由于地下水流串通并不断扩大其间的地下孔道，在陷穴间的残留土体就形成黄土桥。

1319 黄土碟 见黄土喀斯特

1320 陷穴 见黄土喀斯特

1321 黄土桥 见黄土喀斯特

1322 劣地 在半干旱气候带，在岩性松软的地区，沟网密布，地面被切割得支离破碎，通常称之为劣地。由于这里降水比较集中，降水强度大， 使片流冲刷和沟谷侵蚀都比较强烈，如我国的黄土高原就是这种地貌。