地貌类型

河流的水流，在河槽中受到河岸摩擦阻力，从而形成中间流速大，两岸流速小的结构。同时它一般又以螺旋流的形式进行，这样造成一岸冲刷一岸淤积，河流不断向冲刷岸迁移。此外水流又有蜿蜒流动的特征，这样又造成了河流的基本形态是蜿蜒的。关于河流蜿蜒的原因有多种学说，其中之一认为，如果最初河道是平直的，因为偶然的原因，局部河岸产生凹面，这时由于离心力的作用，水流流向并冲刷河岸使凹曲面发展，凹曲面又反射了前进的水流使它以螺旋流的形式冲向前方对岸，使前方河道也发生冲刷。这样河曲波不断生成，河流即发生蜿蜒。当蜿蜒过分发育时，水流流路过长，发洪期高水位就可能漫过凹岸发生切滩裁弯事件，发展成顺直的河道。蜿蜒和裁弯，使河流在地表摆荡起来，摆荡的结果形成了河流特有的沉积地貌结构， 如图 2.3.5 所示，图中显示了河床不同的沉积特征。

海岸的水流形式，比河流复杂，表现为波浪、潮流、近岸流三种形式。波浪中涌浪一般不搬运泥沙，因为水质点呈圆周运动。当波浪传到浅海地区时，发生波浪破碎，形成激浪，它有净的横向运动分量，从而驱动泥沙运动， 塑造海岸带地貌形态，如图 2.3.6。

图 2.3.5 平原河道的地貌与沉积（里丁据 Allen， 1964，修改）

波浪使泥沙向岸，重力使泥沙离岸，在某一深度二者达到平衡，形成所谓中立点（线），中立线以下向海一侧泥沙最终堆积形成沿岸沙坝（离岸坝）， 波浪破碎时扰动泥沙造成沙坝形成（见第四章）。

图 2.3.7 近岸流

潮汐的地貌作用是通过涨潮落潮、周期性高低潮引起海面变化实现的。首先形成涨潮时淹没、落潮时露出的海滩（潮间带），这一作用还引起潮间带和中立线位置的变化，所以大潮与小潮还引起不同的水下沙坝，在高潮位到达的潮坪位置上也可能形成水上沙坝。当海岸相对上升时，这些沙坝抬升残留陆地，称贝壳沙堤，贝壳沙堤往往被作为高海面存在的标志。近岸流包

图 2.3.8 风沙地貌（据金京模，1984）；

括向岸斜射波浪产生的沿岸流和沿岸流与分裂流共同形成的近岸环流。它的作用见第四章。

波浪在某些陡的海岸，具强烈侵蚀能力，因海滩陡面未能有效地消能， 强烈的波浪可能侵入基岩海岸形成海蚀崖并夷平海底基岩，形成海蚀平台（见第四章）。

在河口地区，海水与河流相交，动力消失，同时和淡水发生絮凝作用， 使河流泥沙沉积，形 成河口水下的沙堤，称为拦门沙，拦门沙往往是港口航道的主要障碍。

气流在沙漠的侵蚀沉积作用，类似于河流。沙波形成了活动的新月形沙丘、沙垄沙丘等景观。在植被较好的地区，沙丘固定，呈盾形。风还有侵蚀作用，风蚀形成地面的支离破碎，形态峥嵘的“雅丹地形”。

图 2.3.9 山岳冰川及其地貌（据 A.N.Strahler，1974）

不仅流体有侵蚀-沉积作用，冰川运动也有侵蚀沉积作用，一般讲冰本身并不具有力学侵蚀作用，冰川中混杂的角砾则对流床侵蚀强烈，冰川与坡面处的日夜融冻作用也发生侵蚀，冰川侵蚀从而搬运大量岩屑和砂砾，称作冰碛，当冰川前进到较温暖地带时，发生消融，粗大的砂砾就沉积在冰川到达的位置，形成外表象铁道路基似的终碛堤，而在它的前方，冰水挟带大量的泥沙流动，这些泥沙在平原地区形成砂砾平原。在山地发育的冰川，则往往形成冰川泥石流堆积，它们成为沟谷沉积物或山前冲积扇。图 2.3.9 是冰川地貌示意图。冰川的进退，往往反映了气候的变化，因此，冰碛堤，特别是在终碛堤的位置，往往反映了古气候的变化。在山岳地区，冰川侵蚀山谷， 使谷呈 U 形，与河流的 V 形谷不一致。在沉积学发展以前，谷形往往成为判断有无冰川活动的主要标志，从而失之于偏。

泥石流为代表的二相流体，也是一种重要的地貌动力因子。泥石流沉积物经常填塞沟谷，物质组成粒径悬殊很大，从而很象冰川沉积物，因此古代沉积物中泥石流沉积与冰川沉积很难区分，要正确地区分两种古环境，往往需要一些地球化学证据。一般讲，非冰川泥石流发育在较湿热环境中。类似地，河流、海洋、沙漠沉积物也不一样，关于它们各自的特征，构成了沉积学的研究内容。

除了连续介质产生的侵蚀沉积作用之外，还存在别的地貌过程，例如在白天，坡面受热，土层颗粒膨胀，相互挤压从而使颗粒沿坡向伸长；当夜晚冷却时，颗粒虽然缩小，但由于重力作用，下移的颗粒不会再向坡上移动， 从而形成土蠕。类似地对岩石来说，发生岩蠕。蠕动强烈的坡脚，一般有岩屑堆积。在寒冷地区，地下冰和含水土壤形成的冻土也具有特殊的地貌作用。在碳酸岩地区，岩石溶解于水，形成特殊的喀斯特地貌。这些内容在地貌学专著中都有论述。