地理高考选考复习一必修一到三知识点素材 40页

地 理 复 习 （一） 必修一到三 2018.7.30 一．地理基础——如何判断给定的一个地理位置（经纬度坐标） 1、根据经线的度数判断东西方向。（1）两点同在东经，度数大的在东，度数小的在西；（2） 两点同在西经，度数大的在西，度数小的在东。（3）一个点位于东经，一个点位于西经， 两者相加，如果相加值小于 180,，东经的在东，西经的在西；如果相加值大于 180，东经的 在西，西经的在东。 2、根据纬线的度数判断南北方向。。（1）两点同在北纬，度数大的在北，度数小的在南； （2）两点同在南纬，度数大的在南，度数小的在北。（3）一个点位于北纬，一个点位于南 纬，北纬的在北，南纬的在南。 如何从等压线判断季节：如果是北半球的话，冬季在大陆的中部一般会有一个高压，典型的 为亚洲高压，而在太平洋中会有阿留申低压。夏季亚欧大陆印度附近会有印度低压，太平洋 上会有夏威夷高压。而南北半球的季节是相反的。 二．河流——河川径流和地表径流 河川径流：汇集陆地表面和地下而进入河道的水流。包含大气降水和高山冰川积雪融水产生 的动态地表水及绝大部分动态地下水，是构成水分循环的重要环节，是水量平衡的基本要素。 通常称某一时段（年或日）内流经河道上指定断面的全部水量为径流量，以 m3 计。 形成过程 降雨过程：降雨是形成地面径流的主要因素，降雨的多少决定径流最的大小，降雨可能 笼罩全流域，也可能只降落在流域的局部地区流域内的降雨强度也有时均匀·有时不均匀·有 时还在局部地区形成暴雨中心，并向某一方向移动，降雨的变化过程直接决定径流过程的趋 势，降雨过程是径流形成过程的重要环节。 流域蓄渗过程：降雨开始时并不立即形成径流，首先，雨水被流域内的树木、杂草，以 及农作物的茎叶截留一部分，不能落到地面上，称为植物截留然后，落到地面上的雨水·部 分渗人土壤·称为入渗，单位时间内的入渗量(mm).称为人渗强度。降雨开始时入渗较快， 随着降雨量的不断增加，土壤中水分逐渐趋于饱和，入渗强度减缓，达到一个稳定值，称为 稳定入渗，另外，还有一部分雨水被蓄留在坡面的坑洼里，称为填洼。植物截留、入渗和填 洼的整个过程，称为流域的蓄渗过程这部分雨水不产生地而径流，对降雨径流而言，称为损 失，扣除损失后剩余的雨量，称为净雨。 坡面漫流过程：流域蓄渗过程完成以后，剩余雨水沿着坡面流动，称为坡面漫流。流域 内各处坡面漫流开始的时间是不一致的，某些区域可能最先完成蓄渗过程而出现坡面漫流， 也只是局部区域的坡而漫流然后。完成后渗过程的区域逐渐增多，出现坡面漫流的范围也随 之扩大，最后才能形成全流域的坡面漫流。 河槽集流过程：坡而漫流的雨水汇入河槽后、顺着河道由小沟到支流，由支流到下流， 最后到达流域出口断面，这个过程称为河槽集流，汇入河槽的水流，方面继续沿河槽迅速向 下游流动另一方面也使河槽内的水量增大，水位随之上升，河槽容蓄的这部分水量，在降雨 结束后才缓慢地流向下游，最后通过流域出口，使流域出口断面的流量增长过程变得平缓。 历时延长，从而起到河槽对洪水的调蓄作用。 总之，地面径流的形成过程，就其水体的运动性质来看，可分为产流过程和汇流过程， 就其发生的区域来看，则可分为流域面上进行的过程和河槽内进行的过程。降雨、蓄渗、坡 面漫流和河槽集流，是从降雨开始到出口断面产生径流所经历的全过程，它们在时间上并无 截然的分界，而是同时交错进行的。 特征：中国地表径流的形成、分布和变化，主要受气候和地形的影响，人类改造自然的活动影响 也不可忽视。各地河川径流均具有一定的区域特性，彼此不尽相同。概括地说，中国河川径流的 主要特征是径流资源地区分布很不均匀；径流的季节分配和年际变化深受东亚季风气候影响，变 率较大地表水流侵蚀强烈，多数河川固体径流较多。 影响因素 气候因素：(1)降雨，空气中的水汽随气流上升时，因冷却而凝结成水滴降落到地面上，形 成降雨。降雨是径流形成的主要因素，降雨强度、降雨历时和降雨面积对径流量及其变化过 程都有很大影响。降雨强度大、雨水来不及人渗而流走，使径流量增大降雨强度小，则雨水 大部分渗入土壤而使径流量减小。降雨历时长，降雨面积又大，产生的径流量必然也大·反 之则小。大流域内的降雨，在地区上的分布是很不均匀的，流域内一次降雨强度最大的地方， 称为暴雨中心。暴雨中心在流域下游时，出口断面的洪峰流量就大些暴雨中心在流域上游 时·则洪峰流最就小些。次降雨的暴雨中心是不断移动的，当暴雨中心从流域上游向下游移 动时，出口的洪峰流量就大些，反之则小些。 (2)蒸发。流域内的蒸发是指水面蒸发、陆面蒸发、植物散发等各种蒸发的总和。在一次降 雨过程中·蒸发对径流影响不大·但它对降雨前期的流域蓄水最却影响很大如蒸发强度大， 则雨前土壤合水率就小，降雨的入渗损失量就增大，而径流量减小。因此，蒸发也是影响径 流变化的重要因素。 降雨和蒸发在地区分布上呈现一定的规律性，因而径流变化也具有一定的地区性规律。 下垫面因素：流域的地形、土壤、地质、植被、湖泊等自然地理因素，相对于气候因素而言、 称为下垫面因素。流域的地理位置直接影响降雨量的多少，流域的地形对降雨、蒸发、蓄渗 和汇流过程都有影响，流域面积的大小、形状又与径流量有直接关系。土壤和地质因素决定 着入渗和地下径流的状况。植物茎叶截留部分降雨，植物根系又能贮藏大量水分，可改造土 壤和气候，湖泊也有贮存水量、调节径流的作用。 人类活动因素：人类活动对河川径流也有重要影响，封山育林和水土保持将增加降雨的截留 和入渗。减少汛期水量和洪峰流量同时增大地下径流，能补充枯水期的水址。修建水库对河 流起蓄洪调节作用，并使流域内的蒸发而积增大·从而加大蒸发量。 地面径流，地下泾流，壤中流（表层流） 河川径流组成一般可划分为地面径流、表层流、地下径流三种径流组成。 植被多少与地表径流量有关系吗？ 地表径流，主要来自：雨水、地下水、冰川或冰雪融水、过往径流。植被的覆盖率、植被的 类型等对地表径流有很大的影响。一般来说，植被覆盖率高的地区，对雨水的涵养功能大， 增加下渗时间和下渗量，可调节地表径流的大小。 但也有些植被，根系特别发达，蒸腾作用很强，对地表径流和地下径流都有不利影响。 一．河流的补给形式及分布 雨水：一般以夏秋季两季为主。雨水是大多数河流的补给源。热带、亚热带和温带的河流多 由雨水补给。雨季到来，河流进入汛期。旱季则出现枯水期。雨水补给的河流的主要水情特 点是，河水的涨落与流域上雨量大小和分布密切有关，河流径流的年内分配很不均匀,年际 变化很大。在我国普遍分布，以东部季风区最为典型，我国东部季风区河流洪水期与夏秋多 雨相一致，枯水期与冬春少雨相符合，河流年径流量，雨水补给占 70—90%。 冰雪融水：主要存在于夏季。由冰雪融水补给的河流的水文情势主要取决于流域内冰川、积 雪的储量及分布，也取决于流域内气温的变化。干旱年份冰雪消融多，多雨年份冰雪消融少， 河流丰、枯水年径流得到良好调节，因此年际变化较小。中国发源于祁连山、天山、昆仑山、 喀□昆仑山和喜马拉雅山等地的河流，都不同程度地接纳了冰雪融水的补给（见冰雪融水径 流）。在我国分布于西北以及青藏高原地区。例如，我国东北松花江就有明显的春汛，流量 有所增大。在高山永久积雪区，冰雪夏日消融，成为河流主要补给来源。例如，青藏高原上 的某些河流冰雪融水补给量占 60%以上；天山、祁连山等山区河流，以及塔里木、柴达木、 河西走廊地区的河流主要靠高山冰雪融水补给。以高山冰雪消融补给的河流，水量比较稳定， 这是因为冰雪消融与气温关系密切，而这些地区气温年际变化是很小的。 湖泊和沼泽水：有些河流发源于湖泊和沼泽。有些湖泊一方面接纳若干河流来水，另一方面 又注入更大的河流。中国鄱阳湖接纳赣江、信水、修水和抚水等水系来水，后注入长江。湖 泊和沼泽对河流径流有明显的调节作用，因此由湖泊和沼泽补给的河流具有水量变化缓慢， 变化幅度较小的特点。 地下水：这是河流补给的普遍形式，中国西南岩溶发育地区，河水中地下水补给量比重尤其 大。例如，西江水量丰富，除大气降水丰富外，还有丰富的地下水补给。地下水对河流的补 给量的大小，取决于流域的水文地质条件和河流下切的深度。地下水有潜水和承压水；潜水 埋藏较浅,与降水关系密切，承压水水量丰富,变化缓慢。河流下切越深，切穿含水层越多， 获得的地下水补给也越多以地下水补给为主的河流水量的年内分配和年际变化都十分均匀。 不过，地下水与河流补给关系比较复杂，例如有的是地下水单向补给河流；有的是洪水期河 流补给地下水，枯水期地下水补给河流；有的是河流与地下水相互补给。 积雪融水：主要发生在春季。这类补给的特点具有连续性和时间性，比雨水补给河流的水量 变化来得平缓。 不同地区的河流、同一地区的不同河流和同一河流在不同季节的主要补给形式和补给数 量各不相同。在高山和高原地带，河流水源还具有明显的地带性。在我国主要分布于东北地 区。 混合补给：河水补给来源实际上是多方面的，大多数河流以雨水和地下水补给为主；有些大 河，上游发源于高山高原，中下游流经温暖湿润地区，这样，雨水、冰雪融水、地下水都参 与河流补给；有的河流除上述补给来源外，还有湖泊补给，例如白头山顶天池补给松花江； 长江中游许多湖泊补给长江，对长江水量有巨大的调节作用。 河流，湖泊，湿地的区别 1 河流相是一种动水沉积,上游沉积物颗粒较大,往下游方向逐渐变细,能判别水流方 向。 2湖泊相是一种静水深积,颗粒很细,不能判别水流的方向。 3湿地是不问其为天然或人工、长久或暂时性的沼泽地、泥炭地或水域地带、静止或流 动、淡水、半咸水、咸水体,包括低潮时水深不超过 6 米的水域. 河流通常是指陆地河流经常或间歇地沿着狭长凹地流动的水流。河流一般是在高处作源 头，然后沿地势向下流，一直流入像湖泊或海洋的终点。河流是地球上水文循环的重要路径， 是泥沙、盐类和化学元素等进入湖泊、海洋的通道。著名的河流有长江，黄河，亚马逊河， 尼罗河等。 湿地包括多种类型,珊瑚礁、滩涂、红树林、湖泊、河流、河口、沼泽、水库、池塘、水稻 田等都属于湿地.它们共同的特点是其表面常年或经常覆盖着水或充满了水,是介于陆地和 水体之间的过度带. 湿地广泛分布于世界各地,是地球上生物多样性丰富和生产力较高的生态系统.湿地在抵御 洪水、调节径流、控制污染、调节气候、美化环境等方面起到重要作用,它既是陆地上的天 然蓄水库,又是众多野生动植物资源,特别是珍稀水禽的繁殖和越冬地,它可以给人类提供水 和食物.湿地与人类息息相关,是人类拥有的宝贵资源,因此湿地被称为“生命的摇篮”、“地 球之肾”和“鸟类的乐园”. 滩涂,是湿地的其中一种类型,指河流或海流夹带的泥沙在河流入海处或海岸附近沉积而形 成的浅海滩. 湖泊和河流两者之间的关系? 湖水是相对静止的水体,水体运动的规模较小,而且运动无一恒定方向.而河流是流动的水体. 由河流携带来的泥沙在入湖后沉积下来可形成湖泊三角洲. 湖水和河流在水量上,可以相互补给. 连通的河流和湖泊（包括地下连通），是互相补充的关系，当雨季降临，河流流量大，进入 汛期，水位高于湖泊，河流向湖泊补充，湖泊可以作为河流的储水源，是天然的水库，可以 减少洪灾发生。而当到了旱季，湖泊又可以向河流补充水源。 河流水与地下水如何相互补给？为什么？汛期时候，河流水位高，地下水位低，河流水补 给地下水，一般是北半球夏天，枯水期，河流水位低，地下水位相对较高，地下水补给河流 水一般是北半球冬天 等潜水位线就是潜水面等高线图，它是根据潜水面上各点的水位高低绘制而成的。一般绘 制在地形图上，绘制方法与绘制等高线的方向类似。 潜水的埋藏深度就是潜水面与地表的垂直距离，它等于该点地表的海拔减去该 点潜水面的海拔，即等高线上的数值减去等潜水位线上的数值。 地表水和地下水的流向都垂直于等值线，由高处向低处流动。地下水从潜水水 位高处向低处渗流。若在等值线的转折点，流向与其切线垂直，由高处向低处渗流。 当河水水位高于潜水位时，则河水补给潜水；当河水水低于潜水位时，则潜水 补给河水。也可先判断河流两岸潜水的流向。过等潜水位线画垂线表示潜水流动方向。若潜 水流向指向河流，则潜水补给河水（等潜水位线弯曲较大处凸向高值，说明该区潜水位低， 两侧潜水位高，则可能潜水补给该区河水，如图 A 所示）；若潜水流向背向河流，则河水补 给潜水（如图 B所示）还可能存在河流两岸潜水与河流水补给不同的情况，如图 C 所示。 水资源及水循环 2016 年全国降水 pH 年均值等值线分布示意图 水循环的主要作用表现在三个方面： ① 水是所有营养物质的介质，营养物质的循环和水循环不可分割地联系在一起； ② 水对物质是很好的溶剂，在生态系统中起着能量传递和利用的作用； ③ 水是地质变化的动因之一，一个地方矿质元素的流失，而另一个地方矿质元素的沉 积往往要通过水循环来完成。 地球上的水圈是一个永不停息的动态系统。在太阳辐射和地球引力的推动下，水在水圈 内各组成部分之间不停的运动着，构成全球范围的海陆间循环（大循环），并把各种水体连 接起来，使得各种水体能够长期存在。海洋和陆地之间的水交换是这个循环的主线，意义最 重大。在太阳能的作用下，海洋表面的水蒸发到大气中形成水汽，水汽随大气环流运动，一 部分进入陆地上空，在一定条件下形成雨雪等降水；大气降水到达地面后转化为地下水、土 壤水和地表径流，地下径流和地表径流最终又回到海洋，由此形成淡水的动态循环。这部分 水容易被人类社会所利用，具有经济价值，正是我们所说的水资源。 水循环是联系地球各圈和各种水体的“纽带”，是“调节器”，它调节了地球各圈层之 间的能量，对冷暖气候变化起到了重要的因素。水循环是“雕塑家”，它通过侵蚀，搬运和 堆积，塑造了丰富多彩的地表形象。水循环是“传输带”，它是地表物质迁移的强大动力， 和主要载体。更重要的是，通过水循环，海洋不断向陆地输送淡水，补充和更新新陆地上的 淡水资源，从而使水成为了可再生的资源。 影响：自然因素主要有气象条件(大气环流、风向、风速、温度、湿度等)和地理条件(地形、地 质、土壤、植被等)。人为因素对水循环也有直接或间接的影响。 大气环流变化引起的降水时空分布、强度和总量的变化, 雨带的迁移以及气温、空气湿度、 风速的变化以及太阳辐射强迫的变化直接影响土壤水, 蒸发及径流的生成。受气候因素的制 约, 我国湿润气候区、 半湿润气候区及干旱半干旱地区的陆地水循环有显著差异。 人类活动不断改变着自然环境，越来越强烈地影响水循环的过程。人类构筑水库，开凿运河、 渠道、河网，以及大量开发利用地下水等，改变了水的原来径流路线，引起水的分布和水的 运动状况的变化。农业的发展，森林的破坏，引起蒸发、径流、下渗等过程的变化。城市和 工矿区的大气污染和热岛效应也可改变本地区的水循环状况。 人类活动对水循环的影响反映在两方面。最重要的方面是由于人类生产和社会经济发展使大 气的化学成分发生变化, 如 CO2、 CH 4、 CFCs 等温室气体浓度的显著增加改变了地球大 气系统辐射平衡而引起气温升高, 全球性降水增加, 蒸发加大和水循环的加快以及区域水 循环变化。这种变化的时间尺度可持续几十年到几百年。另一种人类活动主要作用于流域的 下垫面, 如土地利用的变化、 农田灌溉、 农林垦殖、 森林砍伐、 城市化不透水层面积的 扩大、 水资源开发利用和生态环境变化等引起的陆地水循环变化。这种人类活动的影响虽 然是局部的, 但往往强度很大, 有时对水循环的影响可扩展至较大地区。 人类生产和消费活动排出的污染物通过不同的途径进入水循环。矿物燃料燃烧产生并排入大 气的二氧化硫和氮氧化物，进入水循环能形成酸雨，从而把大气污染转变为地面水和土壤的 污染。大气中的颗粒物也可通过降水等过程返回地面。土壤和固体废物受降水的冲洗、淋溶 等作用，其中的有害物质通过径流、渗透等途径，参加水循环而迁移扩散。人类排放的工业 废水和生活污水，使地表水或地下水受到污染，最终使海洋受到污染。 水在循环过程中，沿途挟带的各种有害物质，可由于水的稀释扩散，降低浓度而无害化， 这是水的自净作用。但也可能由于水的流动交换而迁移，造成其他地区或更大范围的污染。 水量平衡 水量平衡是说，在一个足够长的时期里，全球范围的总蒸发量等于总降水量。与世界大 陆相比，中国年降水量偏低，但年径流系数均高，这是中国多山地形和季风气候影响所致。 中国内陆区域的降水和蒸发均比世界内陆区域的平均值低，其原因是中国内陆流域地处欧亚 大陆的腹地，远离海洋之故。中国水量平衡要素组成的重要界线，是 1200 毫米年等降水量。 年降水量大于 1200 毫米的地区，径流量大于蒸散发量；反之，蒸散发量大于径流量，中国 除东南部分地区外，绝大多数地区都是蒸散发量大于径流量。越向西北差异越大。水量平衡 要素的相互关系还表明在径流量大于蒸发量的地区，径流与降水的相关性很高，蒸散发对水 量平衡的组成影响甚小。在径流量小于蒸发量的地区，蒸散发量则依降水而变化。这些规律 可作为年径流建立模型的依据。另外，中国平原区的水量平衡均为径流量小于蒸发量，说明 水循环过程以垂直方向的水量交换为主。 意义 水循环是地球上最重要的物质循环之一，它实现了地球系统水量、能量和地球生物化学 物质的迁移和转换、构成了全球性的连续有序的动态大系统。水循环联系着海陆两大系统， 塑造着地表形态，制约着地球生态环境的平衡和协调，不断提供再生的淡水资源。因此，水 循环对于地球表层结构的演变和人类可持续发展都意义重大。 1，水循环深刻地影响着地球表层结构的形成、演化和发展。 2，水循环的实质就是物质与能量的传输过程。 3，水循环是海陆间联系的纽带。 4，水循环是地球系统中各种水体不断更新的总和，这使得水成为可再生资源，根植于 人类社会和历史的变迁之中。 水循环的地理意义有五方面： ①水在水循环这个庞大的系统中不断运动、转化， 使水资源不断更新（所谓更新，在一定程度上决定了水是可再生资源）。 ②水循环维持全球水的动态平衡。 ③水循环进行能量交换和物质转移。陆地径流向海洋源源不断地输送泥沙、有机物和盐 类；对地表太阳辐射吸收、转化、传输，缓解不同纬度间热量收支不平衡的矛盾，对于气候 的调节具有重要意义。 ④造成侵蚀、搬运、堆积等外力作用，不断塑造地表形态。 ⑤水循环可以对土壤的优质产生影响。水循环简表 水循环类型 发 生 空 间 循环过程及 环节 特点 水循环的意义 海陆间大循环 海 洋 与 陆 地 之 间 蒸发，水汽 输送，降水， 地表径流， 下渗，地下 径流 最重要 的水循 环类 型，使 陆地水 得到补 充 维持全球水的动态平衡和不断更新的状态 海上内循环 海 洋 与 海 洋 上 空 之 间 蒸发，降水 携带水 量最大 的水循 环，是 海陆间 大循环 的近十 倍 使海陆之间实现物质迁移和能量交换 陆地循环 陆 地 与 陆 地 上 空 之 间 蒸发，植物 蒸腾，降水 补充陆 地水体 的少量 为数很 少 影响全球的气候和生态，塑造者地表形态 其他 1. 社会水循环：人类社会对自然水循环的持续干预,破坏其原有的路线和发展进程,加之地 表水资源、地下水资源的过度开发利用,导致水资源逐渐成为稀缺资源。同时,城市化、工业 化的不断扩张,排放污水、废水与日俱增,滋生一系列违背自然水循环规律的水资源问题。社 会水循环的提出,为水资源高效利用及与自然水循环和谐共处提供新的契机,科学解决当前 面临的水资源开发、利用、节约、保护等难题。 2.全球变暖背景下水循环在加强：水循环的改变一方面能够影响海洋的淡水通量，诱导出海 洋盐度，流场，以及温度场的异常。海洋的异常能够进一步反馈给大气，从而激发全球气候 的调整。另一方面，水循环的改变还能够影响大气中的水汽含量和非绝热加热率。大气中的 水汽是最主要的温室气体之一，水汽反馈是全球变暖过程中最显著的正反馈过程。水汽的相 变过程导致潜热通量发生异常，最终能够影响气候系统中的极向热输送。 寒区水循环：寒区因为冻土层的广泛存在, 该地区水循环、 水平衡和水资源驱 动机制 具有其自身特色, 水文特点 与无冻土 区相比有着显著差别。永久冻土和季节性冻土对上层 土壤含水量、土壤蒸发能力和土壤入渗有着深刻影响, 从而影响 区域或流域的产汇流机制 甚至水循环特性。此外, 由于气 候变化的影响和 人类活动的日益加剧, 寒区水循环 与水 资源对于这些变化和影响的响应因其自身的水文特性与其他地 区的响应有着相当大的区 别。 太阳活动是什么？太阳活动也就是太阳在大气中的太阳活动的一种总称，通常太阳活动由太 阳黑子、光斑、普斑以及日珥、日冕等瞬变事件所构成。 太阳活动的主要标志是什么？太阳活动主要有 3 种：黑子、耀斑、太阳风 太阳活动对地球的影响是什么？1.首先会扰乱地球的大气层，也会让地面的无线电短波的通 讯受到一定的影响，甚至还会出现短暂的一些中断。2.高能带例子也会扰乱地球的磁场，而 产生的磁暴现象，磁暴现象就是会让磁针剧烈颤动，不能正确指示方向 3.当高能带电粒子 流高速冲进两级地区的高空大气层时会产生极光现象。4.引发自然灾害，比如地震、水旱灾 害 由于地球的大气层在太阳辐射紫外线的作用下会形成电离层，无线电通讯的颠簸靠着电 离层的反射进行传播，而太阳活动剧烈时，会让电离层变厚，因此造成无线电通讯的衰减和 中断 地球上气候变化因为黑子树木周期变化有关，世界多地区的降水量变化与黑子活动 11 年周期有相关性，另外亚寒带的许多高龄树木也和 11 年周期相对应。 大耀斑出现时射出的高能量质子，对航天活动有极大的破坏性。高能质子达到地球附近 肘，特别是容易到达无辐射带保护的极区，会影响极区飞行;如遇卫星则对卫星上的仪器设 备有破坏作用;太阳能电地在高能质子的轰击下，性能会严重衰退以至不能工作;如遇在飞船 外工作的宇航员将危及生命。 喀斯特地貌：是具有溶蚀力的水对可溶性岩石（大多为石灰岩）进行溶蚀等作用所形成的地 表和地下形态的总称，又称溶岩地貌。除溶蚀作用以外，还包括流水的冲蚀、潜蚀，以及坍 陷等机械侵蚀过程。 成因原理：喀斯特地貌形成为石灰岩地区地下水长期溶蚀的结果。石灰岩的主要成分是碳酸 钙（CaCO3），在有水和二氧化碳时发生化学反应生成碳酸氢钙[Ca(HCO3)2]，后者可溶于水， 于是空洞形成并逐步扩大。这种现象在南欧亚德利亚海岸的喀斯特高原上最为典型，所以常 把石灰岩地区的这种地形笼统地称之喀斯特地貌。 形成条件：地貌形成的根本条件，我国西南地区之所以喀斯特地貌分布广泛，最主要的是这 里有其发育的主体。大量的碳酸盐岩、硫酸盐岩和卤化盐岩在流水的不断溶蚀作用下，在地 表和地下形成了各种奇特的溶洞。 分布：中国喀斯特地貌分布广、面积大。主要分布在西部地区的碳酸盐岩出露地区，其中以 广西、贵州和云南东部所占的面积最大。 流水作用： 1．流水的溶蚀作用：如上喀斯特地貌 2．流水的流动作用：流动的水溶蚀性更强烈一些.因为水中的二氧化碳需要得到及时的补充， 水的溶蚀作用才能顺利进行，水的溶蚀能力才得以巩固加强。同时，流动的水带动河底砂砾 对岩石进行机械侵蚀，这样更有利于岩溶作用的深入。 气候影响：比如我国西南地区气候湿润，降水量大，地表径流相对稳定，流水下渗作用连续， 并且降水使流水得以更新和有效补充。因此岩溶作用得以延续进行。 形成原因 丹霞地貌发育始于第三纪晚期的喜马拉雅造山运动。这次运动使部分红色地层发生倾斜和舒 缓褶曲，并使红色盆地抬升，形成外流区。流水向盆地中部低洼处集中，沿岩层垂直节理进 行侵蚀，形成两壁直立的深沟，称为巷谷。巷谷崖麓的崩积物在流水不能全部搬走时，形成 坡度较缓的崩积锥。随着沟壁的崩塌后退，崩积锥不断向上增长，覆盖基岩面的范围也不断 扩大，崩积锥下部基岩形成一个和崩积锥倾斜方向一致的缓坡。崖面的崩塌后退还使山顶面 范围逐渐缩小，形成堡状残峰、石墙或石柱等地貌。随着进一步的侵蚀，残峰、石墙和石柱 也将消失，形成缓坡丘陵。在红色砂砾岩层中有不少石灰岩砾石和碳酸钙胶结物，碳酸钙被 水溶解后常形成一些溶沟、石芽和溶洞，或者形成薄层的钙化沉积，甚至发育有石钟乳。沿 节理交汇处还发育漏斗。 在砂岩中，因有交错层理所形成锦绣般的地形，称为锦石。河流深切的岩层，可形成顶 部平齐、四壁陡峭的方山，或被切割成各种各样的奇峰：有直立的、堡垒状的、宝塔状的等。 在岩层倾角较大的地区，则侵蚀形成起伏如龙的单斜山脊；多个单斜山脊相邻，称为单斜峰 群。岩层沿垂直节理发生大面积崩塌，则形成高大、壮观的陡崖坡；陡崖坡沿某组主要节理 的走向发育，形成高大的石墙；石墙的蚀穿形成石窗；石窗进一步扩大，变成石桥。各岩块 之间常形成狭陡的巷谷，其岩壁因红色而名为“赤壁”，壁上常发育有沿层面的岩洞 世界分布：丹霞地貌主要分布在中国、美国西部、 中国丹霞地貌的分布 （同时美国科罗拉多大峡谷是典型的丹霞地貌也是具有代表性的）、中欧和澳大利亚等地， 以中国分布最广。到 2008 年 1 月 31 日为止，中国已发现丹霞地貌 790 处，分布在 26 个省 区。广东省韶关市东北的丹霞山以赤色丹霞为特色，由红色沙砾陆相沉积岩构成，是世界“丹 霞地貌”命名地，在地层、构造、地貌、发育和环境演化等方面的研究在世界丹霞地貌区中 最为详尽和深入。在此设立的“丹霞山世界地质公园”，总面积 319 平方公里，2004 年经 联合国教科文组织批准为中国首批世界地质公园之一”。 中国分布：中国的丹霞地貌广泛分布在热带、亚热带湿润区，温带湿润－半湿润区、半干旱 －干旱区和青藏高原高寒区。 地貌特点：现在悬崖上可以看到的粗细相间的沉积层理，颗粒粗大（直径在 2mm 以上的碎屑的含 量大于 50%）的岩层叫“砾岩”，细密均匀（直径在 2—0.05mm 的碎屑含量大于 50%）的岩层叫 做“砂岩”。丹霞地貌最突出的特点是“赤壁丹崖”广泛发育，形成了顶平、身陡、麓缓的方山、 石墙、石峰、石柱等奇险的地貌形态，各异的山石形成一种观赏价值很高的风景地貌，是名副其 实的“红石公园”。 雅丹地貌： 形成原因： 1.岩性条件 岩性条件是雅丹形成发育的基础。雅丹形成发育可以在不同硬度和不同时代的岩石上。也有 学者认为除硬度外，岩性中还应考虑其结构，如 Goudie 认为形成雅丹的岩体岩性相对一致， 构造简单，但有便于下切的节理发育。夏训诚认为具有泥岩和砂岩互层的河湖相沉积物，泥 岩层内发育有便于侵蚀的水平与垂直节理。 [9] 环境条件 现发现的绝大多数雅丹分布在极端干旱区，年降水量小于 50 毫米，植被稀少的平原地区， 风蚀作用强烈；或较为湿润的洼地，盐类风化作用、地下水作用强烈的地区。很多学者根据 地质历史时期气候变化研究，推断高大的雅丹是在更新世冰期干冷多风的气候环境下形成 的，或更早的干旱气候环境下形成的。 动力条件 动力条件是雅丹地貌形成的关键因素，包括风力和水力等方面。 雅丹分布于极端干旱区，风力作用是其主要外动力。大多数学者认为单一风向的强风是雅丹 形成的主要外营力，也有学者研究认为部分雅丹的形成是由 2 组风向相反的风况所致。对风 蚀的 2种作用方式——吹蚀和磨蚀的作用机理，不同的学者也有不同的认识。El-Baz 等认 为吹蚀作用在不同岩性的雅丹上作用大不相同，在坚硬的岩石雅丹上，吹蚀作用不明显； McCauley 等认为松软岩体上平滑且具有流线型外形的雅丹是吹蚀作用的结果。 Hobbs、Hagedorn 和 Grolier 等认为磨蚀作用主要表现在雅丹整体形态与坡脚岩体颜色 变化上，迎风端及两侧下部的抛光面和风蚀槽是由磨蚀作用形成的，并导致迎风端和两侧槽 地的下切；但 Whitney 认为风力磨蚀太强则会导致风蚀槽的破坏，二次流形成的漩涡和携带 的粉细沙等悬浮物质作用于岩体而形成风蚀槽，并将这种二次流命名为界面流，认为是它携 带微小颗粒磨蚀整个雅丹体。对风的吹蚀和磨蚀这 2 种作用方式的相对重要性，亦有不同观 点。对于美国加州的罗格湖区雅丹，McCauley 等认为是吹蚀作用形成了平滑的流线型垄岗， 而磨蚀作用则导致迎风端及两侧的下切，使雅丹间槽地变低；Ward 等则认为磨蚀在槽地和 垄岗的初期形成阶段起到了很重要的作用，此后吹蚀作用不断加强，并与磨蚀作用一起形成 “风动力形态”（即流线型）；而 Blackwelder 认为罗格湖区低矮的圆形雅丹是其两侧与顶 部随气流跃移的沙粒磨蚀而形成的。 洪水作用也是重要的外营力。但对于洪水对雅丹的作用机理，也存在不同的看法:大部 分学者认为，在雅丹形成初期，风沿着洪水形成的冲沟吹蚀，使冲沟不断加宽加深。也有学 者认为，在雅丹形成之后，洪水还会再次侵蚀雅丹间槽地，并在雅丹坡面上发育密集的切沟。 同时，也有学者提出洪水在雅丹形成过程中存在正反两种作用，认为强烈的洪水作用会起到 破坏雅丹的作用。 除上述定向动力条件外，部分雅丹形成过程中，还存在其他非定向营力，如风化作用、 重力坍塌、盐类风化和龟裂等。 各营力在雅丹形成发育过程中各阶段的相对作用亦不同。Goudie 认为磨蚀作用在雅丹 地貌形成初期及对相对高度较低的雅丹作用强烈；吹蚀对岩性较软的沉积地层作用明显；流 水侵蚀切割作用，特别是山区暴雨洪水作用在雅丹形成初期起到很重要的作用，为风的作用 提供通道；而盐类风化和干湿变化为风力搬运提供了大量的碎屑物质。在雅丹形成后，重力 坍塌也逐渐成为重要的外营力因素。 在雅丹地貌形成发育条件研究中，首先，定量研究十分薄弱。现仅有 Ward 等对吹蚀作 用进行了风洞模拟实验，而定量研究各条件，尤其是动力条件对雅丹形成发育过程的影响对 理解雅丹发育模式至关重要。其次是缺乏长期监测。还没有报道在雅丹分布区建立长期的观 测场，对雅丹形成发育过程及其环境要素进行观测。再次，对雅丹形成发育的内营力作用重 视不够。雅丹发育的内营力主要有构造抬升、沉降、褶皱、断层和节理等，这些内营力因素 对雅丹形成发育的地质基础和对雅丹形成发育过程起到控制作用。如构造下沉，则导致地下 水位升高，进而使雅丹底部遭受地下水浸泡，降低粘结系数，最终导致重力坍塌，快速走向 衰亡；若构造抬升过高，则使雅丹发育的地层离地下水位太深，风化作用和风蚀作用则会更 强，也会导致雅丹地貌衰亡。 空间分布：主要分布于降雨稀少、植被稀疏、风蚀作用强烈的干旱区和极端干旱区的沙漠边缘， 如西亚（特别是阿拉伯半岛）和中亚，非洲撒哈拉沙漠和纳米布沙漠，北美西部荒漠地区、南美 洲西部海岸荒漠区，欧洲西班牙的埃布罗低地。中国主要分布在新疆罗布泊、哈密、疏勒河中下 游地区、柴达木盆地和内蒙古乌蒙等地。雅丹地貌发育的物质基础广泛，有河湖相沉积物，也有 火成岩、变质岩等；组成物质地质年代跨度大，从全新世到元古代均有报道。 冰川地貌：由冰川作用塑造的地貌。属于气候地貌范畴。地球陆地表面有 11%的面积为 现代冰川覆盖，主要分布在极地、中低纬的高山和高原地区。第四纪冰期，欧、亚、北美 的大陆冰盖连绵分布，曾波及比今日更为宽广的地域，给地表留下了大量冰川遗迹。 我国西部高山区发育的现代冰川，按其活动情况可分为两种：大陆性冰川（或称冷冰川）、 海洋性冰川（或称暖冰川）。大陆性冰川受干燥大陆性气候影响 ，冰温很低，冰舌表面以 下的活动层温度为-1℃到-10℃，冰内与冰下消融较弱，融水量小，冰流速度低，冰川剥蚀 和搬运能力较差。海洋性冰川发育地区降水丰富，冰舌处冰温接近 0℃，冰内和冰下消融强 烈，冰川流动速度大，冰川剥蚀和搬运能力强。根据冰川的形态则可分为：冰斗冰川、悬冰 川、山谷冰川（包括土耳其斯坦型冰川、复式山谷冰川、树枝状山谷冰川、宽尾冰川）、平 顶冰川和高原冰川等。 高原冰川 高原冰川与平顶冰川主要区别在于冰川边缘有明显的冰舌向四周伸出冰川中央有基岩 出露的山峰，但高度不大。除此以外，冰川表面向四周倾斜，无明显起伏。航片上冰川表面 色调差别显示下伏地区的起伏情况，反映了冰川厚度不大的特点。 平顶冰川 平顶冰川又称帽状川或冰帽。一般发育在高山山体上部夷平面上。平顶冰川形如薄饼， 又象白色的冰雪帽子覆盖在山顶上。边缘轮廓平滑整齐，有的则从边缘伸出短小的冰川舌。 平顶冰川位于高山上部，因此几乎完全没有表碛，整个冰川表面也没有角峰巉崖。冰川上层 是粒雪，下层是冰川冰，一般厚度不大。分布数量少面积也较小。 悬冰川 悬冰川是现代高山冰川类型中最小的一种。面积很小，很少超过一平方公里。冰川厚度 一般仅一、二十米左右，斜贴在山坡上，平面形状如盾形。 冰斗冰川 冰斗冰川是分布在高山上部洼地中的冰川。储存冰雪的洼地称为冰斗。在冰川发育前， 大部分洼地是集水盆地或地势平缓的地形。当气候转冷开始发育冰川时，这里首先积累了大 量的冰雪，达到一定厚度后，在自身的压力和重力作用下发生运动成冰川。图示为我国珠穆 朗玛峰地区典型的冰斗冰川。 冰斗冰川的轮廓近似卵圆形或三角形，表面微凹，向粒雪盆（雪线以上积累冰雪的洼地） 出口方向缓缓倾斜，而其它三个方向都由陡峭山坡环绕。冰斗冰川没有或仅有短小的冰川舌， 冰舌面积小于粒雪盆面积。有长大的冰舌沿谷地延伸的冰川，称为山谷冰种。介于冰斗冰川 和山谷冰川之间的类型，称为冰斗-山谷冰斗。冰斗冰川可分为两种：一种是发育在谷地两 侧山坡盆地中的，称谷坡冰斗冰川；一种是发育在主谷的源头，称谷源冰斗冰川。相邻的三 个以上谷源冰斗冰川包围着一个尖锐的角锥头山峰，称为角峰，平面图形呈放射状。 冰蚀地貌 冰蚀地貌是指第四纪冰川作用所遗留下来的地貌。第四纪冰种形成的地貌分为侵蚀地貌 和堆积地貌。这些地貌主要有冰斗、角峰、刃脊，冰川谷等。 [1] 分类：冰川地貌按成因分为侵蚀地貌和堆积地貌两类。 现代冰川作用区的冰体部分按形态分为： ①大陆冰盖。面积>50000 公里的陆地冰体，如南极冰盖和格陵兰冰盖； ②冰帽。数千公里至 50000 公里的陆地冰体，规模巨大的山麓冰川和平顶冰川都可发育 为冰帽； ③山地冰川。又分为冰斗冰川、悬冰川、谷冰川、平顶冰川和山麓冰川等。冰川消融可 形成冰面河流、冰塔林和表碛丘陵等冰川融蚀地貌。 冰川侵蚀地貌一般分布于冰川上游，即雪线以上位置，形态类型有角峰、刃脊、冰斗、 冰坎、冰川槽谷及羊背石、冰川刻槽等磨蚀地貌。冰川（包括冰水）沉积地貌分布于冰川下 游，形态类型包括终碛垅、侧碛垅、冰碛丘陵、冰碛台地、底碛丘陵和底碛平原、鼓丘与漂 砾扇，以及由冰水沉积物组成的冰砾阜、蛇形丘、冰水阶地台地和冰水扇等。大陆冰盖和山 地冰川的地貌组合有较大差异。前者冰体从中心向四周流动，以冰盖前缘广泛发育冰碛（尤 其是终碛）、冰水堆积地貌和大面积的冰蚀凹地为特征，没有侧碛垅，只有在孤立的冰原岛 山地区才出现冰蚀地貌。 山地冰川受地形限制，与周围基岩接触面大，造成的冰蚀地貌类型众多。此外，山地冰 川地貌的分带性也比大陆冰盖和冰帽的地貌分带性强，有明显的垂直分带和水平分带。在冰 川纵剖面上，从山体中心到冰川外围，依次为角峰——冰斗——冰坎——羊背石——磨光面 ——底碛平原或丘陵——终碛垅——冰水扇；在横剖面上，从高到低依次为刃脊——槽谷肩 ——冰蚀崖——侧碛垅——冰床（底碛平原或丘陵）。山地冰川地貌的发育程度与气候条件、 原始地形和新构造运动有关。在海洋性气候条件下，山地新构造强烈，地形陡峻，则冰蚀作 用强盛，冰蚀地貌和冰碛地貌较发育，但因冰期后流水作用较强，破坏较严重；在大陆性气 候条件下，地形较和缓，则冰蚀地貌和冰碛地貌发育较差，但后期流水侵蚀弱，冰川地貌易 于保存。 分布特点 中国东经 120°以西，北起阿尔泰山、天山、帕米尔，南至青藏高原、横断山区，巨大 的高原高山上，现代冰川和古代冰川都很发育，冰川及其雕塑的冰川地貌广泛分布。粗略估 计，现代冰川面积总计 4.4 万 km2，其中约五分之一分布在天山冰川区。现代雪线大体自北 而南、自边缘山地向青藏高原内部升高，阿尔泰山现代雪线为海拔 3000-3400m，天山 3600(北 坡)-4200m(南坡)，祁连山 4300-5200m(西高东低、南高北低)，昆仑山西端 5500-5700m，喀 喇昆仑山 5000m，珠穆朗玛峰地区 5000(南坡)-6000m(北坡)。第四纪冰期古雪线比现代雪线 低数百至千余米，当时的冰川规模比现代冰川大许多倍，但由于内陆干旱气候限制，其分布 地域仍很有限，所以古冰川和现代冰川刨蚀或堆积地貌范围都不大，冰川刨蚀力弱，故冰川 和槽谷均较宽浅，只是冰水堆积作用影响所至，可达河西走廊及一些内陆盆地。 [2] 地貌景观 大陆冰盖很少受下伏基岩地形的控制，冰盖形态单调，其塑造的地貌景观也不甚复杂。从冰 盖中心到外围，冰川地貌作有规律的带状分布：最内部是侵蚀区，出现大量的冰蚀湖泊，如 芬兰曾是第四纪时期冰盖的中心，有“千湖之国”之称；此带之外鼓丘成群出现；鼓丘带之 外为散乱的冰碛丘陵和冰砾阜景观，蛇形丘也分布其中；再外即为标志着古冰川边界的终碛 系列和宏伟的外冲冰水平原。 山岳冰川地貌的规模不及大陆冰盖地区，但更为复杂。因为还受山地地形以及冰缘雪蚀、 雪崩和寒冻风化作用的影响。这里由上到下可分几个垂直带：雪线以上是以冰斗、刃脊和角 峰为主的冰川和冰缘作用带；雪线以下和终碛垅以上为冰川侵蚀-堆积地貌交错带；最下部 为终碛和谷地冰水平原（阶地）带。 堆积地貌 类型 冰川沉积包括 3类：冰川冰沉积，冰川冰与冰水共同作用形成的冰川接触沉积，以及冰 河、冰湖或冰海形成的冰水沉积。这些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、鼓丘、蛇形丘、冰砾阜、冰水外冲平原和冰水阶地等。 冰碛垄和冰碛丘陵 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，其组成物质常包括相 当数量的冰期前河相或湖相沉积。它们是冰舌前进时被推挤集中起来的，剖面上常出现逆掩 断层、褶曲或焰式构造，故属变形冰碛。以这种变形冰碛为基础的终碛垄又被专门命名为推 碛垄，属前进型终碛。如果几次冰进达到同一位置，终碛叠加变高形成锥形终碛。贡嘎山西 坡（见彩图）贡巴冰川前有一典型的锥形终碛。冰川后退时形成一系列规模较小的冰退终碛， 一般比较低矮，不易出现包含变形冰碛的推碛垄。大陆冰盖的终碛可连续延伸几百公里，曲 率很小。山谷冰川的终碛曲率很大，向上游过渡为冰舌两侧的侧碛。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。它指示冰川的停滞或迅速消亡，广泛发育于大陆冰盖地区，高数十或数 百米。在山岳冰川区其规模较小，中国西藏波密地区古冰川谷底有冰碛丘陵，最高者为 30～ 40 米。 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。中国天山乌鲁木齐河上游和博格多山四工河上游现代冰川的前沿都曾发现近一期形成的 槽碛垄，高 1 米左右，伸延十余米至数十米，清楚地指示冰川的流向。  蛇形丘、冰砾阜和冰砾阜阶地：  冰斗包围的角峰 这些是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 中所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，大的可达数公里至数十公里,北美洲曾见有长达 400 公里的蛇形丘。组成物 质是分选很好的砂砾，含不少圆卵石，夹有少数冰碛透镜体，表面一般有薄层冰碛覆盖。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所接纳的冰水沉积物，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，导致了冰川外 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。 侵蚀地貌 概述 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，处于压力融点的冰川冰和冰床之间 的应力时有变化，导致融冰水的再冻结和促进拔蚀作用。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 冰川槽谷和悬谷 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。同一基岩面上出现几组擦痕，说明冰流方向曾发生 变化；相邻地方擦痕方向不同则表示冰川底部流向的局部变化。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。羊背岩反映冰川侵蚀的主要机制，它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。如果羊背岩的迎 冰面和背冰面都发育成流线型，便名鲸背岩。羊背岩地形主要出现在结晶岩地区。 冰斗、刃脊和角峰 这一组冰川侵蚀地形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 3 部分组成。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。但是,并不是一切冰斗都能发育出典型的岩盆和岩槛的。20 世纪 60 年代以来，有不少学者对世界各地的冰斗作了形态计量研究，说明典型冰斗多发育 在冰川作用时间长并且是海洋性气候的地区。温冰川能利用底部滑动，故岩盆深而典型；大 陆性冰川区冰斗则缺乏岩盆。刃脊为刃状山脊，由冰斗的不断扩大，斗壁后退，相邻冰斗间 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 冰川地貌图 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，故亦称冰川槽谷 或 U 形谷。近几年来大量实测资料表明，大多数冰川谷的横剖面是抛物线型，U 形的出现主 要与谷底被冰碛和冰水沉积充填有关。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。大的冰阶形成冰 瀑布，如贡嘎山海螺沟冰川有高达千米的冰瀑布。大陆冰盖或高原冰帽之下也有槽谷，这种 槽谷上源没有粒雪盆，曾被称为冰岛型槽谷。中国川西高原也有这种槽谷。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入海处常形成很深的峡湾， 如挪威西海岸的峡湾十分发育，以风光漪丽闻名于世。 海蚀地貌:是指海水运动对沿岸陆地侵蚀破坏所形成的地貌。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。海蚀作用有三种：冲蚀作 用、磨蚀作用与溶蚀作用。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。 概况:主要分布在杭州湾以南地区以及山东半岛和辽东半岛。大连小平岛一带是我国基岩海 岸侵蚀地貌最典型地段，海蚀崖悬垂陡峭，最高达 40 米~50 米。海蚀柱似桅樯般地耸立于 岸边，而海蚀洞穴晶莹地点缀其间，如同一幅绮丽的画卷。凡是基岩海岸的地方均可看到海 蚀地貌，只有发育完全或不完全的区别。 海蚀崖 海蚀崖多见于岸坡较陡、波浪作用较强烈的岸段，尤其是在岬角和岛屿处最为广泛。 分布地带：主要分布小港——算山原油码头间的长跳嘴、狮子山、炮台山、杨公山北侧， 大榭岛北侧亦见。崖壁陡峭，最高 20～30 米。 海蚀柱 有的是由于海蚀洞上部被侵蚀坍落逐渐形成的；有的原是海岛被侵蚀而成的；有的原是 岬角，其后侧被侵蚀掉则成孤岛，最后继续遭侵蚀而形成海蚀柱。 海蚀洞穴 一般在海蚀崖、海蚀柱、岬角和海岸岩石的构造裂隙部位通常发育着海蚀洞穴等地貌形 态。 又称海蚀槽，海蚀岩岸与海面(高潮海面)接触处受海蚀作用形成的断续凹槽。深度大于 宽度的称海蚀洞,深度小于宽度者称海蚀龛(sea chasm)或海蚀壁龛(wave cut notch)。多位 于海蚀崖和浪蚀台前缘陡坎基脚处。中国北方的基岩海岸带有不同高程的海蚀穴,是海岸抬 升的重要标志之一。 海蚀台地 县内所见可分三级：一级海蚀台地分布长跳嘴、毛礁及大榭岛整个海岸段，多为平顶礁， 高潮时淹没，低潮时露出；二级海蚀台地在杨公山、中门柱、大小黄蟒岛西北侧，高出潮位 3～5 米；三级海蚀台地仅在杨公山北侧见到，比二级海蚀台地高出 5～6 米。 基岩地貌成因 基岩海岸的主要特点从平面上看，岸线曲折且曲率大，岬角（突入海中的尖形陆地）与 海湾相间分布；岬角向海突出，海湾深入陆地。海湾奇形怪状，数量多，但通常狭小。一般 岬角处以侵蚀为主，海湾内以堆积为主。由于波浪和海流的作用，岬角处侵蚀下来的物质和 海底坡上的物质被带到海湾内来堆积。基岩海岸的主要特点从垂向上看，由于陆地的山地丘 陵的被海侵入，使岸边的山峦起伏，奇峰林立，怪石峥嵘，海水直逼崖壁。 沧海桑田，上下千万年。千万年的风吹浪打，千万年的潮至汐退，使得基岩海岸形成极 其独特的海蚀地貌。海蚀地貌的发育取决于海岸岩性和外营力两个因素。所谓外营力是指自 然侵蚀力，在海岸以波浪潮汐为最主要。正是在岁岁不止的外营力的作用下，软硬不一的岩 石组成的基岩海岸便会造出许多让人惊心动魄的地貌景观：有的海岸向海一侧是陡峭的断 崖，称海蚀崖；有的海蚀崖前面有一个相对比较平坦的沙滩，称为海蚀滩；有的海蚀崖前面 有一个相对比较平坦的石滩，称为海蚀平台；有的在岸边、海 海蚀地貌 上竖立着孤独的石柱子或高耸岩体，称为海蚀柱，如青岛海滨的石老人、芝岛的石公公、屺 姆岛的将军石、山海关的姜女坟和海南岛三亚附近的“南天一柱”等。此外，还可以在海蚀 地貌中见到不少洞穴，称为海蚀洞、海蚀穴等等，形态种种。 这些千奇白怪的景观是因为山地丘陵的石质海岸面临辽阔海域，深水逼岸，是波浪长期 冲刷侵蚀海岸能量集中的岸段，再加上石质海岸本身的风化作用及各部位的岩石性质、结构 的不同，所以就形成各种形态的海蚀现象。 冰碛地貌是由冰川堆积形成的地貌，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。 冰碛地貌: 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:一种主要由冰碛物组成的流线型丘陵，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。 河谷地貌：河谷形态及河谷内各种地貌类型的总称。 组成：谷坡和谷底两部分 形成原因：河水侵蚀冲刷 河谷：是河水所流经的线状延伸的凹地，由河水侵蚀冲刷而成。 形态组成：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， 河谷地貌 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。 形成和发展：河谷是河流作用的产物，其形成和发展有 3个途径。①下蚀作用加深河谷。 河谷形成的最初阶段，水流侵蚀相对高起的地方，侵蚀下来的物质堆积在低洼地区，这两种 作用不断地进行，使谷底愈来愈低平。②旁蚀作用促进谷坡剥蚀后退，使河谷拓宽。谷坡苞 蚀后退的过程包括坡面上的片蚀作用、沟壑侵蚀作用、块体崩落运动以及支流的旁蚀作用等。 ③溯源侵蚀使河谷向上延伸，加长河谷；陆地抬升或海面下降使河流下蚀作用加强，延长河 谷终端，加长河 谷。 冲积平原一般是由洪积一冲积平原、河漫滩平原和三角洲平原三部分组成。1.洪积一冲积平 原一般是由于季节性的洪水或河流在山区流动时，由于山区内地势陡峭，水流速度快，携带 了大量砾石和泥沙。可是，当水流流出谷口时，由于地势突然趋于平缓、水道变得开阔，水 流速度放慢，河流搬运的物质逐渐堆积下来，形成洪积扇或冲积扇。多个洪积扇或冲积扇连 接最终形成洪积一冲积平原。2.河漫滩平原一般是在中下游地区，河流下蚀作用较弱，侧蚀 作用较强。河流往往在凹岸侵蚀，在凸岸堆积形成水下堆积体。堆积体的面积逐步扩大，在 枯水季节露出水面，形成河漫滩。洪水季节，河漫滩被河水淹没，继续接受沉积。如果河流 改道，河漫滩被废弃。多个被废弃的河漫滩连接在一起，最终形成了宽广的河漫滩平原。3. 三角洲平原一般是当携带着大量泥沙的河流进入海洋时，如果河流人海处水下坡度平缓，河 水流速减慢，河流所携带的泥沙便会堆积在河口前方，形成三角洲。若干个三角洲连在一起， 便形成了广阔的三角洲平原。两者所在的地理位置、地形地貌、水动力条件和成因方式都有 区 别 。 地球上哪些是地壳变化引起的著名景观 喜马拉雅山、东非大裂谷、红海、科迪勒拉山、安第斯山、阿尔卑斯山等。 洋流分类： 1.按成因分 影响风化壳的因素：风化壳不仅仅是上层有机质，还包括下层的母质。水热条件越好，岩石 越容易受到化学生物风化，而寒冷干旱的地区相对物理风化为主，这就使得风化壳从湿热到 干冷的地区逐渐变薄。而肥力主要来自生物，湿热地区的生物残体比较多，但是同时微生物 的分解作用也更强，反而使得有机质大量分解，土壤肥力不如相对寒冷的地区，这也是肥力 最高的黑土往往分布在中温带的原因。而河流冲积土本身就是因大量沉积有机质，肥力更加 高，江南红壤则因降水多有机质大量淋溶同时微生物分解强导致酸性重肥力低。 读中国能源消费构成图和世界能源消费构成图，回答下列问题。(12 分) (1)根据材料比较 中国能源消费构成与世界能源消费构成的差异。(4 分)(2)近年来由于国内能源运输工程的 建设，上海的能源结构有了较大改善，其中天然气在能源消费构成中的比例明显上升，试分 析该种能源消费比例上升带来的有益影响。(4 分)(3)我国能源消费长期以来都是以某一种 能 源 为 主 ， 简 要 分 析 其 形 成 的 原 因 及 产 生 的 不 利 影 响 。 (4 分 ) 答案：1)世界能源消费构成以石油、天然气为主；我国能源消费构成以煤炭为主。 (2)有利于提高能源利用效率；有利于减少废气排放，提高空气质量。 (3)形成原因：我国煤炭的储量和产量均居世界前列；煤炭开采价格低，且技术难度不高。 不利影响：煤炭发热量低；利用不便；燃烧过程产生的废渣、废气多，污染严重。 改变中国能源现状的方式：