南京大学自然地理学整理课件打印版4.docx

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南京大学自然地理学整理课件打印版4

23.陆地地貌系统

23.4外动力地貌

23.4.1流水地貌

23.4.2冰川地貌

23.4.3冰缘地貌

23.4.4风沙地貌

23.4.2冰川地貌

在地质历史的近代史上，北美大陆和欧亚大陆的许多地区都多次被冰川冰覆盖。

因此，在中纬度和高纬度地区的大片区域的地形发育过程中，冰川曾起过主导作用。

冰川冰的运动速度，一般仅3-300m/a，若从陡坎上跌落下去，或发生冰崩，有可能达到每年几十几千米。

但是，冰川固体流运动速度的90%是冰在冰床上滑动，再加上冰的冻结作用与冰体中所夹坚硬岩块，致使冰川对冰斗壁和冰斗底，对冰川谷壁与谷底及对冰盖下的地面，有强烈的啃蚀、挖蚀和磨（刨）蚀、刻蚀作用，并挟带或推挤岩块碎屑最终形成特殊的冰碛体。

冰川地貌可以分为三部分：

一是冰蚀残留地貌，如角峰、刃脊、冰蚀三角面、羊背石和冰擦面等；

二是冰蚀地形，如冰斗、U谷、冰盆和冰蚀峡湾、冰蚀湖盆等；

三是冰碛地貌，如侧碛堤、中碛堤、终（尾）碛堤、鼓丘和冰碛丘陵等，此外还有多种冰（融）水堆积地貌类型。

羊背石是冰床（如冰川谷底）上冰蚀残余的椭圆形岩突，常成群分布。

羊背石的长轴方向与冰流方向一致，迎冰面被强烈磨蚀而较平缓，磨蚀面上多细小的刻蚀槽沟，背冰面则被冰川挖蚀而坎坷不平，坡度也较陡。

鼓丘为冰床上由冰碛物组成的椭圆形低丘。

它的长轴方向与冰流方向一致，迎冰面陡而背冰面缓。

大部分鼓丘有基岩核，有的鼓丘迎冰面出露基岩核，仅背冰面为冰碛物。

大陆冰盖的边缘终碛堤内几公里到几十公里范围内，常有成群的鼓丘，一般高达十数米到数十米，长几百米到千米。

山谷冰川的下段床底也可能有鼓丘。

冰碛丘陵是冰川冰体融化后，由冰川挟运或驮运的岩块碎屑全部落积在冰床，或堆在冰川底碛之上而形成的。

冰川能挟运或驮运非常粗大的岩块，运离几百上千公里，融出后成为一座座小丘，在英国东部、德国北部与波兰北部就有比较多的这种小丘。

冰融水补给的冰川湖中的沉积，因冰融水量的季节性变化，导致夏季沉积层相对地粒粗而色浅、冬季沉积层相对地粒细而色较深，一层层地加积而成所谓的季候泥，或称纹泥。

在冰川湖中，有时还有冰融水入湖形成的冰水三角洲。

冰川地貌因冰川运动距离有限，而多种冰蚀地貌类型与多种冰碛地貌类型混杂分布在有限的范围内，产生高部位以各种冰蚀地貌为主、低部位以多种冰碛地貌为主的冰川地貌组合。

古冰川地貌就其形态特征而言则具有多解性，也许它本来就不是冰川作用形成的，于是古冰川地貌的研究，往往要依赖冰川地貌类型组合的判别。

中国东部若干中山上的更新世冰川研究中的争论，是种种遗迹是否古冰川成因的争论，其中还包含是否所有山地古冰川遗迹，都应该与已经历万余年融退之后的现代山地冰川作用的产物完全相同的争论，这样的研究旨在重建冰期东亚季风气候变化的特点及其原因机制分析。

24.3冰缘地貌

“冰缘”有冰体周围或冰川活动区外围地带之意，但更重要的是其气候特征，

一是寒冷，尤其冬季特别寒冷气温低达摄氏零下几十度；

二是降水少，地表无积雪成冰；

三是风力强盛，大部分时间为反气旋风系所控制。

在“冰缘”气候条件下，地表浅土层常随季节性变化甚至昼夜变化而发生周期性的冻结与融化，称季节性冻土，而下部土层则长期处于冻结状态，称多年冻土。

多年冻土层的厚度自高纬向低纬逐渐减薄，以至完全消失。

24.4风沙地貌

地面沙粒被风起动的过程和物理机制是十分复杂的，据风洞试验和高速摄影判断，对作用于单颗沙粒的主要动力有气流的迎面阻力或风的动压力、沙粒的自身重力、上升力（包括由于沙粒的旋转和气流速度的切变两种原因所产生的升力）和冲击力。

在距地面0.5cm以内，沙粒的冲击力可达10３g·cm/s２，超过沙粒重力的几十倍到几百倍，可以产生每秒几百到几千厘米的加速度；迎风阻力可大于或等于沙粒重量；升力则只有沙粒重量的几十分之一到几百分之一。

如沙粒的最大横截面与气流正交，迎面阻力与摩擦阻力两力矩作用最强，冲击力作用最大，造成有利于沙粒受冲击起动的条件。

风是产生尘沙飞扬与风成地貌的主要动力。

风成地貌发育的本质仍然是风力作用下的尘沙颗粒运动。

风力作用下的沙粒运动也分（沿地表的滚动和滑动即）蠕动、跳跃运动和悬浮运动。

下表列举了不同风速下蠕动沙量与跳跃沙量的变化。

可见，风沙运动中跃移沙量的比例总比较大。

风流中跃移沙粒多的原因在于空气密度小，卡林斯克曾证明在相同剪应力作用下，沙粒在空气中跳跃高度要比在水中跳跃高度高800倍；另外，跃移沙粒的冲击能溅起更多的沙粒，或冲动比它大6倍或比它重200多倍的（＞0.5mm）的地表粗沙粒。

风沙地貌分为风起动沙土的风蚀地貌，风沙流磨蚀形成的地貌以及风扬沙土沉落形成的堆积地貌。

雅丹是风蚀垄沟的概称。

浅湖萎缩或干涸之后，出露的湖滩地面干裂，风顺裂隙吹蚀形成槽沟，有时其上口比底宽还窄，槽沟之间为鳍形垄脊。

塔里木的罗布泊区，风蚀槽沟深达十余米，长数十数百米，走向与主风向一致，当地人称这种支离破碎的地面叫雅丹。

沙化地是指不合理开垦或过渡放牧的草地，或者断掉了灌溉水源之后的一些草地，失去了植被的保护，经风吹蚀之后土壤表层粒度明显增粗，甚至成为荒芜的沙地。

据吉尔莱德（Gillette,1982）的观测，耕作过的裸露沙质土，在风速25－40cm/s情况下就会有对细颗粒的风蚀，裸露粘土的风蚀风速45－70cm/s。

风蘑菇、风蚀柱是风沙流磨蚀的产物。

特别地因为气流含沙的浓度以下部为高，所以常将孤立岩块磨蚀成上部展宽如帽、下部仅留支柱的“蘑菇”，甚至蚀去支柱后该磨盘样的岩块成了风动摇摆石。

单个岩砾经风沙磨蚀后会成为似尖嘴猴腮的风棱石。

风沙堆积地貌就基本类型而言则十分简单，一是形成黄土，二是形成沙丘。

沙丘的成因与含沙气流结构有非常密切的关系因而有按含沙气流结构进而按形态与组含特征所做的详细分类

风积地貌的类型（杨景春，1985）

A新月形沙丘（主要在热带荒漠区）

Ⅰ.信风型：

1.沙饼，2.雏形新月形沙丘，3.对称新月型沙丘，4.不对称新月形沙丘5.纵向新月形沙丘，6.复合纵向新月形沙丘

Ⅱ.季风－软风型：

1.成组的新月形沙丘，2.单个的新月形沙丘链，3.复合新月形沙丘链

Ⅲ.对流型和干扰型：

1.圆凹斗状新月形沙丘，2.金字塔形新月形沙丘，3.交错的复合新月形沙丘

B.半固定沙丘（主要在亚热带荒漠区）

Ⅰ.信风型：

1.草丛沙堆和灌丛堆，2.小沙垄，3.纵向沙垄，4.大小相间的沙垄

Ⅱ.季风－软风型：

1.沙地，2.梁窝状沙地，3.草耙形横向沙垄，4.不对称横向沙垄

Ⅲ.对流型和干扰型：

1.蜂窝状沙地，2.大型蜂窝状沙地，3.金字塔沙丘，4.格状沙地

C丘状沙丘（非荒漠地带）

Ⅰ.信风型：

1.海滨沙堤，2.抛物线沙丘，3.发针型沙丘，4.双生纵向沙垄，5.复合抛物线沙丘Ⅱ.季风－软风型：

1.半圆形小沙丘，2.半圆形大沙丘，3.半圆形复合沙丘Ⅲ.对流型和干扰型：

1.单个小环状沙丘，2.成组的环状沙丘，3.复合同心圆状沙丘

新月形沙丘是由沙堆演化形成的，特别是背风坡产生涡流和发展马蹄形的小洼地，导致沙丘的平面形态呈新月形，而丘脊呈弧形。

新月形沙丘的形成条件：

一是主风向稳定，二是有稳定的沙源。

新月形沙丘最高可达30m，宽100－300m，迎风坡10°－20°微凸，背风坡接近自然休止角为28°－30°，有的可达36°。

新月形沙丘形成之后，迎风坡沙粒被风起动到背风坡落积，于是在沙丘内部发育倾向与主风向相反、倾角30°左右的略带弧凹的斜层理，与此同时出现沙丘的顺主风向的迁移。

沙丘移动速度与沙丘的高度成反比，而与输沙量成正比，因而也与超过沙粒起动风速部分的风速的三次方成正比。

新月形沙丘的形成示意图（杨景春，1985）

A.沙堆使近地面风速发生变化

B.迎风坡受到风沙的冲击，并因上面风速增大而产生上举分力，背风坡产生涡流

C.沙丘增高的同时，背风坡马蹄形洼地也增大

D.形成典型的新月形沙丘

甘肃金塔高度为3、4、5、6、7、8、9、10、11、12、13、14、15m的沙丘的移动速度分别为12.1、11.5、10.3、10.1、9.5、8.9、8.3、7.6、6.9、6.4、5.7、5.1、4.1m/a（吴正，1984）。

秘鲁南部60个沙丘1955－1964年间的平均移动速度为17－47m/a，秘鲁西南海滨少降水、又无植被的新月形沙丘高3.5m，宽37m，向北迁移的速度为10－30m/a。

如果沙源非常丰富，也有在迎风坡上加积而背风坡下沉气流侵蚀的现象，因此沙丘向沙源方向迁移。

陈冶平调查塔克拉玛干的沙丘迁移，当次风向与主风向有70°夹角时，沙丘还有顺次风向迁移的现象。

沙丘迁移会掩埋相邻的绿洲田园与工程建筑，造成损害。

新月形沙丘的翼角彼此相连而成新月型沙丘链。

阿拉善东南部的腾格里沙漠，有北东—南西走向的新月形沙丘链，它与冬季盛行西北风、夏季又多东南风有关。

巨型的复合新月形沙丘链称横向沙垄，长可达10－20km，高100m左右。

横向沙垄表面常叠许多次级的沙丘链。

相邻沙丘链间距1.5－3.0km，并由一些小新月形沙丘链分隔成一个个封闭洼地。

抛物线形沙丘通常是由横向垄状沙丘演变而成的，其中有多个如植物灌丛这样的半固定固定部位，其间的沙垄部分则顺主风向继续推移，从而形成弧突指向与主风向一致的抛物线形（新月形沙丘弧脊突向与主风向相反）。

如果沙源补给不足，并继续受大风的作用，那就会发展成多个半固定固定部位背后拖上一道长长的、有时为两条平行双生的沙垄。

梁窝状沙地是在主风向与相反次风向的共同作用下横向新月形沙丘链的摆动推移而形成的半圆形凹地。

龙卷风形成的对流型风积地貌有蜂窝状沙地，它是一些龙卷风蚀圆形蝶状洼地及其间丘状沙积高地的总称，是种半固定型风积地貌。

由主要气流受山地阻挡而折射，引起气流干扰所形成的干扰型风积地貌有金字塔形沙丘，它是具三角形棱面的高大沙丘，又称锥形沙丘，高可达百米以上。

它的多个棱面，每个棱面即代表一种受干扰的局地的风向

沙漠是地面覆盖大量流沙的区域，汇集着多种风蚀地貌和风积地貌。

全世界沙漠总面积约600×10４km２，在澳大利亚约113.6×10４km２，沙特阿拉伯约86.2×10４km２，中国约71.3×10４km２。

中国的塔克拉玛干沙漠总面积约33.76×10４km２，其中85%为流动沙丘区，15%为固定及半固定沙丘。

东北西部科尔沁沙地（4.23×10４km２），只有10%为流动沙丘，90%为固定半固定沙丘。

中国沙漠沙丘的移动分为幔速、中速、快速三种类型。

慢速类型的沙丘移动平均每年不到5m，包括塔克拉玛干沙漠与巴丹吉林沙漠的绝大部分，库姆塔格沙漠和腾格里沙漠的大部分，乌兰布和沙漠东部和贺兰山以东沙地的绝大部分。

沙漠的成因：

一是干燥的气候。

世界上的许多沙漠位在南、北纬15°－35°之间的副热带高压控制的干旱地区。

中国的沙漠主要位于北纬35°－50°、东经75°－125°之间，远离海洋，并有像青藏高原那样对大气环流有深刻的影响；

二是丰富的沙漠沙来源。

有的沙漠沙来源于强烈的物理风化，如毛鸟素沙地的北部、腾格里沙漠的东北部等；有的沙漠原本是厚层河湖相沉积分布区，有被埋藏的地下河，还有已干涸的地表河槽，如塔里木盆地近地表有几十米厚的冲积砂层，楼兰附近一块面积775km２的地区，每年风蚀供沙量可达2000×10４m3。

“沙漠化”是原非沙漠地区出现了类似沙漠的景观，或理解为是干旱土地的土壤和植被，向着干旱化和生物生产力衰减的方向发生不可逆变化的自然或人为过程，在极端情况下，这种过程可能导致生物潜力的完全破坏，并使土地转变为沙漠，并按程度可分为轻微、轻度、中度、严重、非常严重的沙漠化（B.G.罗扎诺夫、I.S.佐思，1982）。

在中国，有的学者把固定与半固定沙丘的“活化”和原非沙漠地区出现类似沙漠景观的自然环境退化称为沙漠化；有的学者又把如沙丘移动入侵、草场退化、植被荒漠化、土壤沙化、强水土流失和盐渍化等也归在“沙漠化”之中，有所谓广义沙漠化概念。

实际情况是虽然对“沙漠化”还有不同的理解，但这类过程或现象已是当前世界干旱区面临的严重问题，全世界已经受到或预计即将受到沙漠化影响地区的总面积约38.4×10６km２，在亚洲它占土地面积的34.7%左右，若任其发展下去，到本世纪末全世界将因此而损失约1/3的可耕地。

沙漠化的原因是气候变化和不合理土地利用的催化。

全球性大范围的沙漠化趋势，也许在气候周期性变化的限度内是不可阻挡的，但许多局部的沙漠化是可以得到治理或改善的，特别重要的是植被防沙和部分地段的工程固沙等。

第二十四章海洋地貌系统

海洋地貌系统包括：

海岸地貌、近海海底地貌、海洋洋底地貌

近海和海岸又称海岸海洋，包括海岸带与海底的大陆架、大陆坡和大陆隆

24.1海岸地貌

海岸是海陆交界相互作用的地带，其上界为波浪作用的上限，下界为波浪开始扰动海底泥沙之处，多在水深相当于当地平均波浪长度1/2或1/3处。

波浪是海岸地貌发育的最主要的营力。

海岸是海边水、陆的交界线。

然而，由于潮汐、波浪、海流、地面迳流、甚至气压变化等多种因素的影响，海面高度波动不定，所以实际上的水边线也是摆动不停的。

在海边的海、陆相互作用构一个带，称海岸带。

现代海岸带沿岸陆地、潮间岸滩与水下岸坡三部分组成。

沿岸陆地包括海蚀崖海岸沙丘、泻湖洼地、港湾、沿岸堤等。

它的上界是特大高潮或风暴潮浪能淹没到的地方，下界是高潮位岸线。

潮间岸滩又称海滩、潮间带、前滨等，是介于高潮位岸线与低潮位岸线之间的潮滩或岩滩。

海岸带剖面图（王颖等，1994）

A岩石海岸，B沙质海岸，H水深，h波高，L波长

水下岸坡曾被称为潮下带，它的下界是所谓的波浪基面，即水深等于1/3－1/2波长的地方，到这个水深，波浪的波高已减为原波高的1/8－1/32，也就是说在目前正常情况下，该水深的泥沙已基本上不受波浪干扰而运动了。

在水下岸坡范围内有堆积倾斜平台（又称水下堆积阶地）、水下沙坝和槽沟等。

海岸地貌包括海岸侵蚀地貌与海岸泥沙堆积地貌

海蚀作用包括波浪潮流及其挟带的沙砾岩块对海岸的撞击冲蚀作用、磨蚀作用与溶蚀作用。

（辽宁庄河海蚀地貌）

波浪是海岸地貌发育的最主要的营力

海蚀作用使岩石海岸发育海蚀崖、海蚀穴、和岩滩等基本地貌类型，与一些如海蚀拱桥、海蚀柱、海蚀窗、岩脊、岩沟等点缀性的地貌类型。

（广西涠州岛）

海蚀崖是海蚀作用下岩石海岸后退所形成的岩石陡崖。

海岸后退过程实质上是重力作用下的陡坡发育过程。

因此，海蚀崖的形态类型与海岸岩石性质及其破裂构造的发育、海蚀崖后退的速度等有非常密切的关系。

海崖岩石中的裂隙，有的成为海蚀穴，有的成为海蚀窗。

有的海蚀穴上或海蚀窗边残留石块称海蚀拱桥。

海蚀崖前残留的岩柱称海蚀柱。

海蚀穴是顺破裂构造或软弱夹层发育的，多数宽大于高呈扁圆形，穴顶则多不规则。

山东石岛，沿花岗岩节理发育的巷道式海蚀穴长达20－30m，高达16m（王颖，1994）。

海蚀穴的底面常比较宽坦，大致与高潮位高度相当。

因此，海蚀穴是潮浪拍击冲蚀磨蚀和穴顶崩塌而形成的，其中还有生物啮啃风化壁面的作用。

岩滩又称海蚀平台，是岩石海岸海蚀后退留下的、剖面微微上凸、向海洋倾斜的岩石平台。

海蚀崖的长期后退，越来越慢的后退，与海蚀平台的展宽和微微上凸剖面的塑造，均趋于与海蚀能量的消耗相平衡，最终则形成海蚀均衡剖面。

在波浪潮流作用下的海岸带的泥沙颗粒运动，可分为垂直于岸线的横向运动和与岸线基本平行的纵向迁移。

泥沙颗粒随（向岸的）进流自破浪之后加速，所以能扰起越来越多、越来越粗粒的泥沙向岸上推，全过程是消耗传递过来的波浪能量。

向海的退流自高位零速度借助于自身重力顺坡向下加速，最后其能量消耗于运动阻力。

所以，进流能把岸坡上段的粗细泥沙推上岸

去，而退流只能带回细颗粒泥沙，然后再在岸坡中段侵蚀，最终将泥沙携到水下岸坡沉积。

这样的泥沙颗粒运动的结果：

一小段上的进流速度与退流速度相当，在动力大小与泥沙颗粒达到均衡之后，该地点既不发生侵蚀，也不发生堆积，即中立点，在平面上是与岸线基本平行的中立线；

二是泥沙颗粒的不对称运动导致自然分选，粗颗粒沙向岸运动后留在高部位上，向海方向泥沙颗粒平均粒度逐渐变细；

三是通过泥沙颗粒起动、迁移和沉积，特别是岸坡上段增陡和下段趋缓，最终导致海岸带剖面适应于波浪传递波能的消耗，不再有明显的侵蚀和明显的泥沙堆积，也就是塑造了海岸均衡剖面，达到了均衡状态。

海岸均衡剖面的塑造和不同坡度、不同粒度海岸均衡剖面的基本特征（王颖等，1994）

理论上是波浪越高，中立点位置水深越深；泥沙颗粒越粗，海岸剖面的坡度也越陡。

据试验，泥沙粒径0.7mm，海滩坡度22°；粒径0.3mm，坡度19.5°；0.05mm时，降为14°。

加利福尼亚海滩的情况，泥沙中值粒径分别为0.17、0.22、0.30、0.42、0.85mm时，相应的海滩坡度为1/90、1/70、1/38、1/10、1/5。

江苏的粉沙淤泥质潮间滩地的坡度为1/4000，海南岛粉沙质（0.1-0.01mm）海滩坡为1/200－1/500。

不过，由于海岸动力的变化很大很频繁，所以所谓的海岸均衡剖面仍然是在不断地变化和塑造中的理论剖面。

海岸沙坝的初期是水下岸坡上相对高起部位的沙粒增积而成水下沙坝。

该地点沙粒增积的原因是波浪在到达相对高起之前的变形和消能。

有的学者曾认为水下沙坝的形成与破浪有关，浪峰倒塌冲击水底泥沙成为槽，槽的一侧泥沙堆积成为水下沙坝，它也叫破浪点沙坝。

水下沙坝向岸迁移并增积到低潮时出露水面，甚至在其上发育滩脊而成为堆积岛，或成为与海岸隔水相望的长形的岛状坝。

如果岛状坝距岸很近，就是所谓的海岸沙坝。

海岸沙丘是风扬海滩沙再堆积而成的，分布于沿岸陆地的沙丘。

按沙丘的位置和形态，分为（海）水边低沙丘（高约3m）、抛物线形沙丘、新月形沙丘、横沙丘、纵沙丘等，还有分布在宽海岸沙坝上的风沙丘。

中国海南岛文昌、山东荣城和福建沿海的一些地方有更新世海岸沙丘的分布，而且距现代海岸比较远。

海岸沙丘的发育常堵塞入海沟谷水系形成堰塞性的湖沼洼地。

海岸带泥沙的纵向迁移是一种合成运动。

如浪列与海岸斜交，进流携带泥沙顺波射线方向斜向海岸运动，而退流携带泥沙垂直于海岸向海运动，于是泥沙颗粒的运动轨迹是折线，而净效应是平行海岸迁移了一定的距离。

理论上是浪列与海岸斜交的交角越大，那么一次进流——退流过程中泥沙颗粒纵向迁移的距离也相对地越远。

凹岸是前段海岸向海转折，导致波射线与海岸的交角增大，因而泥沙的纵向迁移受阻，在凹岸范围内堆积充填形成凹岸海滩。

在海岸带建造的防蚀丁坝或接岸防波堤，也会产生凹岸充填，而坝下方遭受冲刷

沙咀是泥沙纵向迁移在海岸突出部分的前方所形成的堆积体，它一端着陆而尾端弯曲游移。

有数支分岔的沙咀也称复式沙咀。

湾坝分为湾口坝与湾中坝，实际上也就是湾口的沙咀与湾中的沙咀。

连岛坝是连接陆地与岛屿的沙坝，是纵向迁移的泥沙在波浪折射波影区的堆积。

照片上的是海南岛鹿回头附近的连岛坝

潮汐的潮涨潮落、海面升降、岸线进退，

一是增大了海岸带波浪作用在垂直方向上所能达到的高度与在水平方向上所能达到的宽度，扩展了波能消耗的范围；

二是在海岸带增加了潮流的作用。

涨潮流与落潮流组成往复流，在改变方向时速度为零，称平流或憩流。

到达平流又转向之后流速逐渐增加，达最大值后又逐渐减少回到平流状态。

因此，无潮或弱潮（潮差＜2m）沙质海岸，波浪作用的高度与位置比较稳定，适于形成稳定的海岸沙坝和海岸沙坝—泻湖海岸类型，而强潮（潮差＞4m）海岸，大潮与风暴潮波浪作用强度大、部位高，冲越或冲开海岸沙坝，形成潮汐通道，并在潮汐通道进入泻湖的地方形成潮汐三角洲。

海岸类型是据海岸带的物质组成划分的，分为基岩海岸或岩石海岸、沙质海岸、粉沙淤泥质海岸、生物或生物岩海岸如红树林海岸、珊瑚礁海岸等。

海岸水动力对海岸地貌的塑造，包括波浪折射造成对海岸突出部分的较强侵蚀和湾内堆积，泥沙横向运动形成沿岸堤与海岸沙坝等，泥沙纵向迁移形成凹岸海滩和湾口坝等，总之海岸地貌的发育趋势总是使海岸的曲折趋于和缓，趋于平直。

前进的三角洲海岸因河道分汊和改道而海岸形态总是比较复杂多变。

冰川均衡上升区冰川槽谷构成的海岸总有峡湾毗邻、岸线曲折离奇的特点。

24.2近海海底地貌

近来，部分科学家提倡海岸海洋研究，许是把浅水大陆架与海岸带视为具有密不可分的关系。

事实上，广阔的大陆架在冰期低海面时期曾出露为陆，并发育风尘堆积和风沙地貌。

大陆架是海岸带向海延伸到水深120―200m的浅海海底，平均坡度0°07ˊ，最陡不超过1°―2°，平均宽度约70km，黄海陆架东西宽750km，东海陆架130―560km，南海南部巽他陆架宽1000km。

大陆架地壳结构为大陆型地壳结构，向外渐向海洋型地壳结构过渡，黄海陆架与东海陆架地壳厚度25―34km左右。

大陆架上有厚厚的碎屑物质沉积层，主要的物质来源是大陆。

黄海与东海陆源碎屑物质沉积厚达几千米，它们是大陆架地壳新构造运动沉降的主要证据。

大陆架上有多条与大陆架外缘近于平行的古海岸带，它是末次冰期低海面以来，海平面上升与海岸带向陆迁移过程中，阶段性海岸动力作用的产物。

与此同时，在大陆架上出现古海岸带之间的较平坦海底。

大陆架上还普遍有水下河谷，有的为水下峡谷。

它是冰期低海面时期入海河流的侵蚀谷地，有的是入海河流口外的密度流侵蚀形成的，有的是浅海潮流侵蚀形成的。

有的大陆架上有大陆型地壳基岩岛礁，珊瑚岛礁和沙质堆积的岛礁。

大陆架外缘，有的为基岩断块隆起，海洋生物沉积与化学沉积隆起，火山岩隆起等，有的科学家称其为大陆架边缘堤。

关于大陆架的成因，归纳起来有以下几种说法：

1．大陆架是从大陆向大陆边缘的挠折带；

2．大陆架是大陆向海延伸，仅在高海面时期被海侵淹没；

3．大陆架是地球膨胀—大陆隆升—大陆边缘部位相对沉陷—被海水淹没而形成的。

4．黄海陆架，东海陆架，和南海北部珠江口外陆架等；是末次冰期晚冰期以来，海面不断上升过程中被逐渐淹没的，多年来的调查研究，已在大陆架上发现陆生河湖沉积，陆生湿地湿地植被遗迹，陆上动物化石，风尘（黄土）堆积，长江、黄河、珠江等向海延伸的古河道，古海岸带以及局部的残留沉积等。

24.3海洋洋底地貌

大陆坡是从大陆架外缘较陡处下降到深海底的斜坡。

实际上它是围绕大陆地块，全球最绵长、宏伟的崖壁。

大陆坡上界水深多在100—200m之间，下界约在1500—3500m处，在一些海沟地带陆坡延止更深处。

在大陆坡斜面上也有水下峡谷，有的是河流出口水道的延续，系密度流侵蚀形成，有的则是水下滑坡的产物。

陆坡宽度多在20—100km之间。

大陆隆指大陆坡与深海平原之间沉积物组成的巨大缓坡，常由许多海底扇连接而成。

大陆隆的上部稍陡，下部较缓，水深在1500—5000m之间。

浊流沿海底峡谷将大量陆源沉积物输送到陆隆地带，陆隆上还有滑塌沉积、等深流沉积、半远洋沉积等。

大洋盆地位于大陆边缘与大洋中脊之间，约占海洋总面积的45%。

大洋盆地被海岭等正向地形分割成许多次一级的深海盆地，盆底发育深海平原、深海丘陵、海山、海台等地形。

在起伏的玄武岩基底上由沉积物披盖形成的坡度小于1‰的平坦区域称深海平原，它的形成多与源自大陆或岛屿的浊流沉积物大面积铺盖有关，常出现在邻接大陆隆处，水深约3000–6000m。

大洋中脊：

伴有地震和火山活动的海岭称大洋中脊，它是大洋海底最重要的地貌形态，是连续的全球性构造单元，它纵贯太平洋、印度洋、大西洋和北冰洋，总长超过80000km，实为地球上最大的环球性海底山系。

大洋中脊的轴部为海底扩张中心，系地幔物质上涌的地带。

脊顶为新生海洋地壳，地形崎岖，上覆沉积物极薄或缺失。

距脊顶愈