地貌學基礎
1 什麼是地貌學？
2 地貌過程和形態
3 地貌歷史
4 地貌系統
5 板塊構造及其相關的結構性地貌
6 火山、撞擊坑、褶皺和斷層
7 風化及相關地貌
8 山坡地地貌
9 水流地貌
10 冰川和冰川沉積地貌
11 多年凍土地貌
12 風沙地貌
13 海岸地貌
14 喀斯特地貌
15 景觀演化：長期地貌學
前言
我們目前生活在一個前所未有的變革時期，對環境的關切從未如此之大。全球變暖和氣候變化、可能上升的海平面、森林砍伐、荒漠化以及廣泛的土壤侵蝕只是當前關注的一些問題。儘管人類活動在這些問題中的作用最令人關切，但這些活動影響了自然環境中發生的自然過程的運作。大多數這些過程及其影響都在自然地理學的學術學科內進行教學和研究。對自然地理學及其所包含的一切的知識和理解至關重要。
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第一章 什麼是地貌學？
地貌學是研究地貌和形成它們的過程的學科。本章涵蓋了以下內容： • 地貌學的性質 • 歷史方法 • 過程方法 • 其他方法 • 地貌學的“主義”
地貌學這個詞源自三個希臘單詞：gew（地球），morfh（形態）和logo~（論述）。因此，地貌學是“關於地球形態的論述”。這個術語在19世紀70年代和80年代的某個時候被創造出來，用來描述地球表面的形態（例如de Margerie 1886, 315），最初被定義為“地形形態的遺傳研究”（McGee 1888, 547），並在1896年左右開始在普通用語中使用。儘管現代才有了這個名字，但地貌學是一門古老的學科（見方補充框1.1）。今天，地貌學是研究地球物理地表特徵的學科，即地貌 - 包括河流、山丘、平原、海灘、沙丘和無數其他地貌。一些研究人員將海底地貌納入地貌學的範圍之內；還有一些人可能會將太陽系內其他陸地型行星和衛星的地貌，如火星、月球、金星等，也包括在內。
地貌是地球上顯眼的特徵，無處不在。它們的大小從鼴鼠丘到山脈再到主要構造板塊不等，它們的“壽命”範圍從幾天到千年再到億萬年（圖1.1）。
地貌學研究地貌和塑造它們的過程。形態、過程以及它們之間的相互關係對於理解地貌的起源和發展至關重要。在地貌學中，形態或形態學有三個方面 - 構成（由材料屬性變數描述的化學和物理性質）、配置（由幾何變數描述的大小和形態）和質量流動（由質量流動變數如流量、降水率和蒸發率等描述的流動速率）（圖1.2；Strahler 1980）。這些形態變數與地貌過程相關的動態變數（代表能量消耗和工作的化學和機械性質
）形成對比；它們包括功率、能量通量、力、應力和動量。以海灘為例（圖1.3）。構成性屬性包括顆粒的排序程度、顆粒的平均直徑、顆粒形狀和海灘的濕度；配置屬性包括沙灘幾何形狀的測量，如坡度角、沙灘剖面形狀和水深；質量流動變數包括侵蝕、運輸和沉積速率等速率。
動態變數包括由水流（與波浪相關，受潮汐調節）、可能由流經沙灘的河道水以及風產生的拖曳應力，還包括由鑽探動物和人類挖掘沙灘材料產生的力。
地貌過程是地球表面發生改變的多種化學和物理手段。它們受到來自地球內部的地質力量（內生或內源過程），來自地表或接近地表以及大氣中的力量（外源或外源過程），以及來自地球外部的力量（外太空過程，如小行星撞擊）的驅動。它們包括與風化、重力、水、風和冰有關的轉化和傳遞過程。形態和過程之間的相互作用是地貌學研究的核心 - 形態影響過程，過程影響形態。在更廣泛的背景下，大氣過程、生態過程和地質過程也會影響，反過來又受到地貌過程 - 形態相互作用的影響（圖1.2）。
地表過程與地表形態之間的相互聯繫的本質一直是地貌學討論的核心。地貌學家表達這些聯繫的語言隨著文化、社會和科學背景的變化而改變。在非常廣泛的意義上，從古典思想家開始並可以追溯到20世紀中期的定性方法先於定量方法。早期的作者思考了地球表面特徵的起源，將他們看到的形態，如山脈，與假定的過程，如災難性洪水，聯繫在一起。尼古勞斯·斯泰諾（別名尼爾斯·史蒂文生，1638–86）的工作是一個很好的例子。在擔任佛羅倫斯大公斐迪南二世的宮廷醫生期間，斯泰諾探索了托斯卡納地區的地貌，制定了一個六個階段的事件序列來解釋當前的平原和山丘（Steno 1916 edn）（圖1.4）。第一批真正的地貌學家，如威廉·莫里斯·大衛斯和格羅夫·卡爾·吉伯特，也嘗試推斷他們在野外看到的地貌是如何由地貌過程塑造的。
目前，地貌學家在研究地貌時至少有四種方法（Slaymaker 2009；另見Baker和Twidale 1991）：
一個建立在化學和物理基礎上，並使用系統方法的過程-回應（過程-形態）或功能方法。
一個以歷史地質科學（地史學）為根基的地貌演化方法，探討了許多地貌的重要歷史維度。
一個側重於表徵地貌和地貌系統的方法，源自地理空間科學。
一個針對區域到全球尺度的地貌、地貌系統和景觀的環境敏感方法。
這本書不會專門討論第三和第四種方法，儘管會順便提及它們。感興趣的讀者應該閱讀Jozef Minár和Ian S. Evans（2008）撰寫的有趣論文。過程和歷史方法主導了現代地貌學（Summerfield 2005），其中過程方法至少在英美和日本的地貌學中占主導地位。它們通常被稱為地表過程地貌學，或簡稱過程地貌學，以及歷史地貌學（例如Chorley 1978；Embleton和Thornes 1979），儘管“歷史地貌學”這個標籤並不常用。歷史地貌學傾向于聚焦于景觀演化的歷史或軌跡，並採用順序和時間的視角；過程地貌學傾向于聚焦於地貌過程的力學以及過程-回應關係（地貌系統如何對擾動做出回應）。總的來說，歷史地貌學和過程地貌學是互補的，彼此合作，歷史地貌學家在解釋地貌演化時考慮了過程，而過程地貌學家可能需要瞭解他們調查的地貌的歷史。儘管如此，過程或歷史方法在特定時期往往會占主導地位。過程研究在過去的三四十年裡一直佔據主導地位，但被忽視的歷史研究正在強勢回歸。
美國古生物學家George Gaylord Simpson（1963）在他對歷史和過程方法的區分中捕捉到了歷史和過程方法的本質，他區分了“內在性”（在正確的歷史條件下可能總是發生的過程 - 風化、侵蝕、沉積等）和“配置”（內在過程與歷史情況的互動產生的狀態或連續狀態）。這是一個“發生什麼”的方法（永恆的知識 - 內在性）和一個“發生了什麼”的方法（有時限的知識 - 配置）之間的對比。簡而言之，地貌學家可以研究當今地貌系統的運作，但這樣的研究必然是短期的，持續時間為幾年或幾十年，主要研究內在性質。然而，地貌系統有著可以追溯到幾個世紀、幾千年或數百萬年的歷史。使用短期研究的結果來預測地貌系統在長時間內的變化是困難的，因為環境變化和突發事件（Simpson所稱的“配置”）如隆起和大陸分裂。Stanley A. Schumm（1991；另見Schumm和Lichty 1965）試圖解決這個問題，在這個過程中建立了過程研究和歷史研究之間的一些聯繫。他認為，隨著地貌的規模和年齡的增加，現在的條件可以解釋的特性越來越少，地貌學家必須推斷更多關於它的過去。圖1.5總結了他的想法。顯然，諸如沙灘和河床上的波紋以及山坡上的地貌臺地等小尺度地貌和過程，如果成功倖存下來，可以提供有關過去過程和事件的線索。
歷史地貌學是研究地貌演化或地貌在中長時間尺度上的變化的學科，通常是遠遠超出個體人類經驗範圍的時間尺度 - 世紀、千年、百萬年和數億年。它引入了歷史維度，以及伴隨其而來的假設和方法，主要依賴於地表形態和岩層記錄作為其資料庫。
1.1 歷史地貌學的基礎
傳統上，歷史地貌學家努力通過繪製形態（形態）和沉積特徵來研究地貌歷史。他們的黃金法則是“現在是過去的關鍵”。這是一個允許假定今天看到的地貌過程的影響可以合法用來推斷過去假定的景觀變化原因的保證。在可靠的日期技術出現之前，這樣的研究是困難的，主要是基於教育背景的猜測。然而，早期歷史地貌學家的輝煌成功不容忽視。
■ 威廉·莫里斯·大衛斯
由威廉·莫里斯·大衛斯闡述的“地理循環”是景觀演化的第一個現代理論（例如，Davis 1889，1899，1909）。它假定隆起迅速發生。在沒有來自構造運動的進一步複雜性的情況下，地貌過程逐漸削減原始地形。此外，景觀內的坡度隨時間逐漸下降 - 最大坡度角度緩慢減小（儘管很少有野外研究證實了這一說法）。因此，地形逐漸減小，接近基準水準附近的廣闊平坦地區 - 一個侵蝕平原。侵蝕平原可能包含偶爾出現的山丘，稱為蒙特諾克，以新罕布什爾州的蒙特諾克山命名，它們是地方侵蝕遺跡，顯著地矗立在一般水準之上。這一減小過程創造了一個地貌的時間序列，通過青年、成熟和老年等階段的地貌進展。然而，這些術語借用自生物學，被認為是具有誤導性的，並且受到了廣泛批評（例如，Ollier 1967；Ollier和Pain 1996，204–5）。“地理循環”旨在解釋由於抵抗侵蝕的隆起岩石的長時間削減而產生的濕潤溫帶地貌的發展。它還擴展到其他地貌，包括乾旱地貌、冰川地貌、周凍地地貌、海岸地貌和喀斯特地貌。
威廉·莫里斯·大衛斯的“地理循環” - 在這個循環中，地貌被看作是通過青年、成熟和老年等階段的演化 - 必須被視為經典之作，即使它已經過時（圖1.6）。它的吸引力似乎在於其理論性和簡單性（Chorley 1965）。它對地貌思想產生了無處不在的影響，並催生了曾經極具影響力的剝蝕年代學領域。 ■ Eduard Brückner和Albrecht Penck
其他早期的歷史地貌學家使用地質年輕的沉積物來解釋更新世事件。Eduard Brückner和Albrecht Penck關於巴伐利亞阿爾卑斯山及其前地的冰川效應的研究首次提供了關於更新世冰期對地形的影響的見解（Penck和Brückner 1901–9）。他們的經典河岸階地序列為主要的冰川階段 - 多瑙、岡茨、明德爾、裡斯和維爾姆 - 命名，並孕育了第四紀地貌學（有關地質時代的劃分，請參見附錄1）。
1.1.1 現代歷史地貌學
自從大衛斯的時代以來，歷史地貌學已經發展起來，地貌學家不再將更長期的景觀變化的解釋壓縮成地理循環的窄視角。他們現在依賴於各種年代分析，尤其是那些基於第四紀沉積物的地層研究，以及對地貌和構造過程的更充分的瞭解（例如，Brown 1980）。觀察到的地層關係提供了相對年代（按事件發生順序排列但沒有準確確定的日期）；絕對年代來自使用歷史記錄、放射性碳分析、樹輪年代學、發光、古地磁學等等的日期序列（附錄2）。歷史研究往往分為兩組：第四紀地貌學和長期地貌學。
■ 第四紀地貌學
過去幾百萬年來環境的多變性對許多地貌和景觀產生了重大調整。特別是，從冰川到間冰期條件的氣候波動改變了景觀中的地貌過程速率和過程體系。這些變化使一些景觀處於不平衡狀態，導致地貌活動在一段時間內增加或可能停止。這在過程體系發生變化時尤為明顯，因為景觀自動處於與新過程不平衡的狀態。不平衡條件產生了一個強烈活動的階段，涉及到山坡的重塑，風化物質的重排和河谷底部沉積物庫的變化。
Richard Chorley及其合著者（1984，1–42）聲稱，在第四紀時間尺度上工作的地貌學家缺乏解釋氣候驅動與地貌變化之間關係的有力理論基礎，並採用了一種相當模糊的範式，涉及到閾值、回饋、複雜響應和階段性活動的概念。二十多年後，由太陽輻射接收頻率和幅度的變化引起的氣候變化 - 軌道驅動（第258頁） - 在一定程度上提供了缺失的理論基礎，以評估地貌系統的複雜動態。發現是，在1,000到100,000年的時期內，景觀的變化顯示出一致的模式，主要是由氣候變化、海平面變化、隆升和沉降之間的相互作用驅動的。
最初，大多數第四紀地貌學家關注的是地方和地區變化，通常將他們的調查限制在全新世和晚更新世，因此大約在第四紀的2.6百萬年中的最後18,000年左右。自20世紀50年代以來，隨著他們對過去18,000年的瞭解的增加，第四紀地貌學家開始將這些知識應用到早期時期。在這樣做時，他們與其他地球科學家合作，以重建特定時間和地區的古地理學重建，並建立了事後預測或事後模型（即，事後預測模型），從而促成了歷史地貌學的復興（Nunn 1987）。
■ 長期地貌學
研究比第四紀甚至更晚的地貌和景觀的學科被稱為長期地貌學（例如，Ollier 1992）。它包括對新生代、中生代甚至古生代地貌的研究。大衛斯的地理循環在某種程度上是長期地貌學的先驅。後來，其他地貌學家對基準面和剝蝕年代學派產生了興趣，研究了通過剝蝕的歷史發展的景觀，通常是在第四紀之前的時候，使用侵蝕表面及其外衣沉積物、排水模式、河流長剖面和地質結構作為證據。這一努力的關鍵人物包括英國的Sydney W. Wooldridge和David L. Linton、威爾士的Eric Brown以及南非的Lester C. King。
基準面仍然吸引著地貌學家的注意。事實上，自1990年左右以來，長期地貌學領域經歷了一次壯觀的改革。其原因在於板塊構造革命提供的刺激，以及其重建了構造與地形之間的聯繫，數值模型的發展研究了構造過程與地表過程之間的聯繫，以及在分析和地質年代學（絕對年代測定）技術方面的重大突破（Bishop 2007）。最新的景觀演化數值模型通常將基岩河流過程和坡度過程結合在一起；它們傾向于關注高海拔被動大陸邊緣和彙聚區；它們定期包括岩石彎曲和等地殼重建的效應（例如冰川融化或沉積物沉積後，重新建立岩石重力平衡）。放射性測年方法，如磷灰石裂變徑跡分析（附錄2），允許從相對較淺的地殼深度（約4公里）測定岩石隆升和剝蝕率。儘管如此，長期地貌學仍然依賴於地貌分析和相對年代測定，因為大多數絕對年代測定方法在感興趣的時間尺度上都無法成功。要準確確定長期發展地貌的年齡並不是一項容易的任務，而且在許多情況下，後續過程會改變或破壞它們。 在今天的景觀中倖存下來的古老地貌，主要是大規模的地貌，侵蝕或沉積可能在第四紀或之前對其進行了修改。
1.2 地貌過程學
1.2.1 地貌過程學的歷史
地貌過程學研究導致地貌形成的過程。在現代，第一個地貌過程學家，繼承了萊昂納多·達·芬奇（第4頁）所開始的傳統，是格羅夫·卡爾·吉伯特。在他的著作中，他討論了美國猶他州亨利山脈的沖積過程機制（吉伯特，1877年），後來他研究了水流攜帶碎屑的過程（吉伯特，1914年）。直到1950年左右，對地貌過程學的重要貢獻者包括拉爾夫·阿爾傑·巴格諾爾德（第316頁），他考慮了被風吹沙漠沙丘的物理學，以及菲力浦·胡爾斯特羅姆（第195頁），他研究了河流過程。
1950年後，出現了幾位“大人物”，推動了地貌過程學的發展。亞瑟·N·斯特拉勒在建立地貌過程學方面發揮了關鍵作用，他在1952年發表的論文《地貌學的動態基礎》成為了一個里程碑。他提出了一個“建立在機械學和流體動力學基本原理基礎上的地貌學體系”，希望能夠“使地貌過程能夠被視為各種類型的剪切應力（包括重力和分子剪切應力）作用於任何類型的地球物質上，產生各種應變或破裂，我們認為是風化、侵蝕、運輸和沉積的多種過程”（斯特拉勒，1952年，923頁）。事實上，斯特拉勒及其學生以及盧納·B·萊奧波爾德和M·戈登·沃爾曼在河流地貌學方面的研究（例如萊奧波爾德等人，1964年）基本上是經驗性的，涉及到形態變數的統計處理（如寬度、深度和曲線波長）以及控制它們的變數的替代物（例如河流流量）（見Lane和Richards 1997）。對表徵地貌過程本身的挑戰最終由威廉·E·H·卡林（1960、1963、1965）和邁克爾·J·柯克比（1971）接手。直到20世紀80年代，地貌學家，特別是華盛頓大學和加州大學伯克利分校的威廉·E·迪特裡希及其同事們（例如迪特裡希和史密斯，1983年），才發展出了斯特拉勒對真正動態地貌學的願景（見Lane和Richards 1997）。毫無疑問，斯特拉勒的開創性思想催生了一代英美地貌學家，他們在機械和流體動力學補充框架下研究了小尺度的侵蝕、運輸和沉積過程（參見馬丁和教堂2004年）。此外，現代景觀演化模型研究代表了這項工作的巔峰（第174–7頁）。
地貌過程學的另一線考慮了景觀穩定性的思想。河流地貌學家斯坦利·A·舒姆（Stanley A. Schumm）將景觀穩定性的概念細化，包括閾值和動態亞穩態狀態，並對時間尺度的理解做出了重要貢獻（第27頁）。斯坦利·W·特裡姆布林（Stanley W. Trimble）研究了小流域的歷史和現代沉積物平衡（例如，特裡姆布林1983年）。理查·J·喬利（Richard J. Chorley）將地貌過程學引入了英國，並展示了系統方法在該領域的威力。
1.2.3 地貌過程學的研究成果
地貌過程學家為他們的領域至少做出了三項偉大的貢獻。首先，他們建立了一個包括全球各地的過程速率資料庫。其次，他們建立了越來越精細的模型，用於預測地貌在短期（在某些情況下是長期）內的變化。第三，他們提出了一些關於地貌系統的穩定性和不穩定性的極具影響力的思想（見第23–32頁）。
■ 測量地貌過程
一些地貌過程有著長期的測量記錄。最古老的年度記錄是埃及下尼羅河的洪水水位。從穆罕默德時代開始，開羅的年度記錄就可以追溯到西元前3100年左右，一些刻在石頭上的記錄可以追溯到法老王朝的第一代。在19世紀末，開始了測量風化速率的初步嘗試。河流的溶質負荷測量使得在20世紀上半葉可以估算化學風化速率，並且在野外測量的過程中進行了一些零星的努力。但是，地貌學的定量革命始於1940年代，它在很大程度上推動了在不同環境中測量過程速率的工作。
自大約1950年以來，在野外量化地貌過程的嘗試迅速增加。一個早期的例子是安德斯·拉普（Anders Rapp，1960年）的工作，他試圖量化亞北極環境中所有活躍的地貌過程並評估它們的比較重要性。他的研究使他得出結論，從Karkevagge流域最強大的去除因素是攜帶物質的流動水。越來越多的山坡和流域都被配置了儀器，用於記錄各種地貌過程。用於山坡和地貌學的儀器通常在一些書中有詳細解釋（例如Goudie 1994）。有趣的是，上世紀60年代建立的一些有儀器配置的流域最近受到了研究全球變暖的科學家意外的關注，因為在氣候敏感區域（高緯度和高海拔地區）的數十年記錄是無價的。然而，經過半個世紀的密集野外測量，一些地區，包括歐洲和北美，仍然比其他地區有更好的覆蓋。野外測量計畫應該理想地是持續進行的，並在盡可能精細的解析度下進行工作，因為在特定地點測量的速率可能會隨著時間變化，可能不代表附近地點的情況。
■ 模擬地貌過程
自20世紀60年代和70年代以來，地貌學家傾向於將過程研究引向建立用於預測地貌短期變化的模型，即發生在人類時間尺度上的變化。這些模型在很大程度上依賴於土壤工程學，例如在坡度穩定性的情況下，以及在河流中的流動和泥沙懸浮沉積的情況下依賴於水力工程。儘管如此，一些地貌學家，包括邁克爾·J·柯克比（Michael J. Kirkby）和喬納森·D·菲力浦斯（Jonathan D. Phillips），在模擬領域開闢了自己的領域。這些開創性的努力導致了長期景觀演化的模擬，現在已經處於地貌研究的前沿。促使這些景觀模型進展的是計算技術的巨大進步，再加上建立了一套被稱為“地貌運輸規律”的過程方程（Dietrich等人，2003年）。正如Yvonne Martin和Michael Church（2004，334頁）所說，“景觀演化的模擬已經通過高速電腦的出現變得定量可行，允許多種過程的效應在複雜的地形表面上在擴展的時間段內集成在一起”。圖1.7顯示了一個坡面演化模型的輸出；景觀演化模型將在第8章中討論。
■ 過程研究與全球環境變化
隨著當前對全球視野的狂熱追求，地貌過程學已經自然地與其他地球和生命科學建立了聯繫。研究的主要重點是（1）能量和物質通量以及（2）地貌對氣候、水文、構造和土地利用的回應（Slaymaker 2000b，5）。對物質和能量通量的關注探討了陸地表面系統與氣候之間的短期聯繫，這些聯繫通過能量、水、生物地球化學物質和沉積物的儲存和運動而形成。地貌過程學家採用歷史觀的角度研究了地貌與氣候、水預算、植被覆蓋、構造和人類活動之間的長期和更廣泛範圍的相互關係，以研究第四紀期間變化過程的原因和影響。
地貌學的發展在一定程度上與新興的生物地球科學領域的發展相似。這個迅速發展的跨學科領域研究了生命（生物圈）中的生物、化學和物理過程與大氣圈、水圈、土圈和岩石圈（固體地球）之間的相互作用。它有自己的期刊—生物地球科學—該期刊始於2001年。此外，美國地球物理學會現在設有一個生物地球科學部門，專注於生物地球化學、生物物理學和行星生態系統。
1.3 其他地貌學
儘管過程地貌學和歷史研究在現代地貌學研究中佔據主導地位，特別是在英語國家，但還存在其他類型的研究。例如，結構地貌學家曾經是一個非常有影響力的群體，他們認為地質結構是理解許多地貌的關鍵。今天，其他地貌學包括應用地貌學、構造地貌學、海底地貌學、氣候地貌學和行星地貌學。
1.3.1 應用地貌學
應用地貌學在很大程度上是過程地貌學的延伸，研究了地貌過程如何影響人類活動，並受人類活動的影響。裝備有他們的模型的過程地貌學家已經為研究與人類對景觀的影響相關的令人擔憂的問題做出了貢獻。他們研究了海岸侵蝕和沙灘管理（例如Bird 1996; Viles和Spencer 1996）、土壤侵蝕、建築物風化、滑坡保護、河流管理和河道恢復（例如Brookes和Shields 1996），以及垃圾填埋場的規劃與設計（例如Gray 1993）。其他過程地貌學家處理了一般的應用問題。例如，《環境規劃中的地貌學》（Hooke 1988）考慮了地貌學與公共政策的相互作用，其中包括有關農村土地利用和土壤侵蝕、城市土地利用、坡度管理、河流管理、海岸管理和政策制定的貢獻。正如其標題所示，《環境管理中的地貌學》（Cooke 1990）考慮了地貌學在環境管理方面的作用。《在不斷變化的環境中的地貌學和土地管理》（McGregor和Thompson 1995）側重於在環境變化背景下管理土地的問題。古代和現代地貌的保護是應用地貌學的不斷擴展的方面。
由於全球變暖所帶來的即將發生的環境變化（Slaymaker 2000b）使應用地貌學的三個方面更加突出，同時也展示了地貌學專業知識的價值。首先，應用地貌學家理想地位於工作在減輕地貌起源的自然災害方面，這些災害在21世紀及以後可能會在規模和頻率上增加。滑坡和泥石流可能會變得更加普遍，土壤侵蝕可能會更加嚴重，一些海灘和懸崖可能會更快地侵蝕，海岸低地可能會被淹沒，而苔原環境中的凍土可能會解凍。應用地貌學家可以應對所有這些潛在的有害變化。其次，全球變暖令人擔憂的一個方面是其對自然資源（水、植被、農作物等）的影響。裝備有地形測繪、遙感和地理資訊系統等技術的應用地貌學家可以為環境管理專案做出貢獻。第三，應用地貌學家能夠將全球和地區溫度上升的預測轉化為關鍵邊界變化的預測，例如永久凍土線和樹線向極地方向移動，這些預測可以指導決策，以減小全球環境變化的影響。
1.3.2 構造地貌學
構造地貌學研究了地球地殼在活躍變形的地區中構造與地貌過程之間的相互作用。測量速率和瞭解構造和地貌過程的物理基礎的進展使它成為一門有活力和高度綜合的研究領域。這是一個刺激的領域，使用了從地貌學、地震學、地質年代學、構造學、測地學和第四紀氣候變化等研究中汲取的技術和資料（例如Burbank和Anderson 2001）。
1.4 地貌學‘主義’：關於方法論的注釋
過程地貌學家和歷史地貌學家都面臨一個方法論基礎的問題。在實踐他們的工作時，所有科學家，包括地貌學家，都遵循規則。科學從業者制定了這些規則或指導方針。它們建議科學家如何進行科學探究。換句話說，它們是與科學方法或程式有關的指導方針。最重要的指導方針 - 法律的一致性 - 是所有科學家工作的前提。這是一種自然法則在時間和空間上是不變的假設。簡單地說，這意味著在整個地球歷史上，物理、化學和生物學的法則一直都是相同的。水總是向下流動，二氧化碳一直是溫室氣體，大多數生物一直依賴碳、氫和氧。
其他三條指導方針與地貌學相關。與法律的一致性不同，它是有關地球運作方式的實質性主張或假設，可以解釋。首先，簡單性原則，或者在地貌學中通常稱為過程的一致性，規定如果已有的過程可以完成任務，就不應引入額外、奇特或未知的原因。這是實際主義的假設，即認為過去的事件是今天看到的過程的結果。然而，實際主義的教條正在受到挑戰，其反面 - 非實際主義 - 正在壯大。一些地質學家和地貌學家正在接受這樣一種觀點，即過去過程的作用條件與今天的條件大不相同，這些差異極大地影響了對過去過程的解釋。因此，在地植物的演化之前，尤其是草本植物的演化之前，風化、侵蝕和沉積的過程可能發生在不同的環境中，古生代的沙漠，甚至二疊紀的沙漠，可能不直接對應于現代沙漠。第二個實質性主張涉及地表過程的速率，兩種極端觀點分別是漸進主義和突發主義（第33頁）。第三個實質性主張涉及地球表面狀態的變化，穩態論認為狀態更或多或少是恒定的，或者至少在相對不變的平均狀態周圍具有循環變化，而定向主義則支持方向性變化。
均一主義在地貌學中被廣泛但往往使用不當。一個常見的錯誤是將均一主義與實際主義等同起來。均一主義是19世紀地質學家查理斯·賴爾提出的關於地球歷史的一套假設。賴爾明確提出了三個‘一致性’，以及法律的一致性：過程的一致性（實際主義）、速率的一致性（漸進主義）和狀態的一致性（穩態）。顯然，擴展到地貌學，均一主義，如賴爾所介紹的，是有關地球表面過程和狀態的一套信仰。還有其他的信仰體系是可能的。賴爾均一主義的截然相反的立場將是對過程的非均一性（非實際主義）、速率的非均一性（突發主義）和狀態的非均一性（定向主義）的信仰。其他組合的假設也是可能的，並產生不同的‘地球歷史系統’（Huggett 1997a）。這些不同的體系可以通過野外證據進行測試。當然，在賴爾去世之前，方向主義已經被接受，非實際主義，尤其是突發主義，在地貌學界也有討論。
1.5 總結
地貌學是對地貌的研究。地貌學的三個關鍵元素是地形、地貌過程和地表歷史。地貌學的兩個互補主要分支是歷史地貌學和過程地貌學。其他分支包括應用地貌學、構造地貌學、海底地貌學、行星地貌學和氣候地貌學。地貌學已經參與了關於現在是否是過去的關鍵和地球地表過程速率的方法論爭議。
第二章 地貌過程與形態
2.1 地貌系統
2.1.1 定義系統
■ 什麼是地貌系統？
• 過程地貌學家通常採用系統方法來研究他們的課題。為了說明這種方法包含的內容，以坡地系統為例。坡地從河流山脊伸展，沿著山谷一側，到斜坡的山谷底部。從某種程度上說，它是一個系統，因為它由事物（岩屑、有機物等等）以特定方式排列而成。這種排列似乎是有意義的，而不是隨意的，因為可以用物理過程來解釋（圖2.1）。構成坡地的“事物”可以用粒徑、土壤濕度、植被覆蓋和坡度角等變數來描述。這些變數以及許多其他變數相互作用，形成一個規則而連貫的整體：坡地和坡地上的岩屑地記錄了在一組複雜的變數之間存在相互調整的傾向。這組複雜的變數包括岩石類型，影響風化速率的因素，土壤的岩土工程性質和滲透率；氣候，影響坡地水文和水流過坡地地脈的路線；構造活動，可能改變基底水準；以及坡地的幾何形狀，主要通過坡度角和距離山脊的距離來影響諸如滑坡、蠕變、泥石流（見第168頁）和沖刷等過程的速率。任何變數的變化都會導致坡地形態和過程的重新調整。
■ 隔離、閉合、開放和耗散系統
根據系統與其周圍環境的互動程度，各種系統可以是開放、閉合或隔離的（Huggett 1985，5–7）。傳統上，隔離系統是完全與其周圍隔離開的系統，因此不能導入或輸出物質或能量。閉合系統的邊界對能量通行開放，但不對物質通行開放。開放系統的邊界可以允許能量和物質的移動。所有地貌系統，包括坡地，都是開放系統，因為它們與其周圍環境交換能量和物質。它們還是耗散系統，這意味著不可逆的過程導致能量的散失（通常以摩擦或湍流的形式）。因此，為了維持自身，地貌系統從太陽能、構造隆起和降水等外部來源散發能量。
■ 內部和外部系統變數
任何地貌系統都具有內部和外部變數。以流域為例。土壤濕度、河流流量和其他位於系統內部的變數是內生或內部變數。降水、太陽輻射、構造隆起等起源於系統外部並影響流域動態的變數是外生或外部變數。有趣的是，所有地貌系統都可以被看作是源自內生（構造和火山）過程受地質力量驅動和源自外生（地貌）過程受氣候力量驅動的基本對立的結果（Scheidegger 1979）。簡而言之，構造過程創造了陸地，而受氣候影響的風化和侵蝕摧毀了它。在創造和最終毀滅之間的事件是吸引地貌學家的地方。
2.1.2 分類系統
系統是心智構造，可以以不同的方式定義。在地貌學中，有兩種關於系統的概念非常重要：一種是以過程和形態結構為基礎的系統，另一種是以簡單和複雜結構為基礎的系統（Huggett 1985, 4–5, 17–44）。
■ 地貌系統作為形態和過程結構
可以識別出四種地貌系統：形態系統、過程系統、形態和過程系統以及控制系統。
形態系統。形態或形態學系統是一組被認為在系統起源或系統功能方面以有意義的方式相互關聯的形態變數。可以進行多種測量以描述坡地系統的形態。形態元素將包括坡地上具有大小、形狀或物理性質的任何事物的測量。圖2.2a顯示了坡地形態的簡單描述，其中描繪了一個懸崖和其底部的坡狀碎石坡。從這個“形態系統”中可以學到的只是坡狀碎石坡位於懸崖下方；沒有推斷出連接懸崖和坡狀碎石坡的過程之間的因果關係。可以使用數位地形模型製作對坡地和地表形態的複雜描述。
■ 過程系統
過程系統，也稱為級聯或流系統，被定義為“能量或物質或兩者的相互傳輸路徑，以及可能需要的能量和物質存儲”（Strahler 1980, 10）。一個例子是將坡地表示為材料的存儲：岩石風化和風沉積將材料添加到存儲中，而風和河流侵蝕在坡地底部去除材料。這些材料通過系統並在此過程中連接了形態組成部分。在懸崖和坡狀碎石坡的情況下，可以假定岩石和碎石從懸崖上掉下來，向下傳遞能量和岩屑到下方的坡狀碎石坡（圖2.2b）。
形態和過程系統。過程-形態系統，也被稱為過程-回應系統，包括與形態系統相連的能量流系統，以這樣的方式連接，以便系統過程可以改變系統形態，反之亦然。可以這樣看待坡地，坡形變量和坡過程變數相互作用。在懸崖和坡狀碎石坡的例子中，從懸崖上掉下來的岩石建立了坡狀碎石坡存儲（圖2.2c）。然而，隨著坡狀碎石坡存儲的增加，它開始掩埋懸崖面，減小了提供碎石的區域。因此，坡狀碎石坡的增長速度減小，系統的變化以遞減的速率發生。所描述的過程是負反饋的一個例子，這是許多過程-形態系統的重要特徵（見補充框2.1）。
控制系統。控制系統是與人類互動的過程-形態系統。它們包括管理的河流、有海岸防禦工程的海岸以及一些洞穴。
■ 地貌系統作為簡單或複雜結構
在這一類別下，識別出三種主要類型的系統：簡單系統、複雜但無組織系統和複雜而有組織系統。
簡單系統。前兩種類型的系統已經有著悠久的研究歷史。自至少17世紀的科學革命以來，天文學家們一直將一組相互連接並根據某些定律相互作用的天體稱為系統。太陽系由太陽和其行星組成。天王星系統是天王星和其衛星。這些結構可以被看作是簡單系統。在地貌學中，位於坡狀碎石坡上的幾塊巨石是一個簡單系統。從力學定律涉及到的力、阻力和運動方程中，可以預測出擊敗這些巨石所需的條件，以及它們在擊敗後的命運，這與以牛頓定律預測行星圍繞太陽的運動的方式非常相似。
在複雜但無組織的系統中，大量的物體以弱而隨意的方式相互作用。一個例子是瓶中的氣體。這個系統可能包括超過1023個相互碰撞的分子。同樣，坡地地脈中無數個體顆粒可以被看作是一個複雜但相當無組織的系統。在氣體和坡地地脈中，相互作用有點隨意，而且太多，無法單獨研究，因此必須採用集合措施（參見Huggett 1985, 74–7; Scheidegger 1991, 251–8）。
在第三種和後來的系統概念中，物體被認為與彼此強烈相互作用，以形成複雜而有組織的系統。大多數生物和生態系統屬於這種類型。地貌學中的許多結構表現出高度的規則性和豐富的聯繫，可以被視為複雜的有組織系統。將坡地表示為一個過程-形態系統可以被放入這個類別。其他例子包括土壤、河流和海灘。
2.1.3 系統層次：尺度問題
地貌學家面臨的一個重大問題是，隨著地貌系統的規模增大，解釋它們行為的方式可能會發生變化。以河流系統為例。較大規模的排水網路的形態和功能需要與網路中較小規模的蜿蜒河流不同的解釋，而沿著蜿蜒河流的較小規模的點狀河灘又需要不同的解釋。這個過程可以一直延伸到點狀河灘上的床形，甚至床形內個別沉積顆粒的位置和性質（參考Schumm 1985a; 1991, 49）。時間維度也存在類似的問題。地貌系統可以在今天進行研究。這些研究是短期的，持續幾年或幾十年。然而，地貌系統有著可以追溯到幾個世紀、幾千年或數百萬年的歷史。利用短期研究的結果來解釋地貌系統在長時間內的變化充滿了困難。Stanley A. Schumm（1985, 1991）試圖解決尺度問題，並在此過程中建立了一些過程和歷史研究之間的聯繫（第8頁）。
2.1.4 系統動態：靜態與變化
過程地貌學家採用系統方法為討論地貌系統中的靜態和變化條件提供了共同的語言和理論基礎。通過考慮地貌系統如何對干擾或驅動力變化（擾動）做出回應，比如流量變化，有助於探討這個問題。表2.1顯示了一些常見的地貌系統擾動源及其特點。
在地貌學文獻中，關於對地貌系統擾動的回應的討論往往圍繞著平衡的概念展開，這個概念有著悠久而複雜的歷史。簡單來說，平衡是指“保持某種平衡的狀態”（Chorley and Kennedy 1971, 348），但這是一個複雜的概念，其複雜性在於平衡模式的多樣性，以及並非系統的所有組成部分都需要在同一時間保持平衡以獲得某種形式的平衡。最近引入的不平衡（朝著穩定的最終狀態移動，但尚未達到）和非平衡（不朝著任何特定的穩定或穩定狀態移動）的概念為這一討論增添了另一個維度。
■ 平衡
圖2.4顯示了平衡的八種條件（a-h）。熱力學平衡是趨向於最大熵，正如熱力學第二定律所要求的那樣。在地貌學中，這種趨勢會導致能量梯度（坡度）的持續和逐漸減小，以及地貌過程的速率減小。一個沒有特徵的平原處於熱力學平衡狀態，但幾乎所有的地貌都遠離這種極端狀態。
當地貌或地貌過程不發生變化並保持靜態狀態或平穩狀態時，會出現幾種形式的平衡。靜態平衡是指一個物體受到作用力但不移動，因為力平衡。例如，一個懸掛在斜坡上的大石頭和一個切割到基準面的河流，因此阻止了進一步的侵蝕。穩定平衡是指系統在經歷小干擾後返回其原始狀態的趨勢，就像一個凹凸不平的坡度輪廓，典型的濕潤氣候中下凹的下部和上坡的凸部，侵蝕、沉積和量體移動繼續發生，而基本的坡度形態保持不變。這種穩態平衡發生在圍繞均值穩定狀態發生許多小尺度波動的情況下。穩態狀態的概念可能是物理地理學中最不具爭議的系統概念。任何開放系統最終可能會達到時間獨立的平衡狀態 - 穩態 - 在這種狀態下，系統及其部分都是不變的，具有最大熵和最小自由能。通常情況下，穩態是不可逆的。在達到穩態之前，系統將經歷一個瞬態狀態（一種啟動或熱身期）。例如，湖泊中的水量可以保持穩定，因為進水（入湖河水和降水）與出水（河流排水、地下滲漏和蒸發）的增益相抵消。如果湖泊一開始是空的，那麼它的充水將是一個瞬態狀態。動態平衡是一個爭議性的術語，在2.2中有討論。
從20世紀60年代開始，一些地貌學家開始質疑平衡和穩態的簡化概念。1965年，Alan D. Howard指出，地貌系統可能具有閾值（2.3），這些閾值分隔了兩種不同的系統經濟。Schumm（1973, 1977）引入了亞穩平衡和動態亞穩平衡的概念，顯示河流系統內的閾值會導致其平均狀態發生變化。這些閾值可能是內在的或外在的，不是變化連續體的一部分，而是由於系統動力學的微小變化（例如小干擾引起）而出現的戲劇性變化。在亞穩平衡中，當越過閾值時，靜態狀態會週期性地發生變化。它涉及到一個穩定平衡，受到某種形式的逐漸變化（觸發機制）的影響，該機制將系統推向新的平衡狀態。例如，一條河流，如果被迫遠離穩態，將會調整以適應變化，儘管在河流的不同部分和不同時間，調整的性質可能會有所不同。美國科羅拉多州西部的道格拉斯溪（Douglas Creek）自“牛仔時代”以來飽受過度放牧的影響，自大約1882年以來，一直在切割其河床（2.1號版；Womack和Schumm 1977）。切割方式非常複雜，間斷的下切事件被風沙沉積的階段所打斷，而且侵蝕-沉積序列在不同橫截面之間也有所不同。樹木已被用來對幾個位置的露臺進行年代測定。這些露臺是不成對的（第227頁），這不是從經典的河流深切案例中所期望的。它們在下游方向上也是不連續的。這種研究永遠消除了對景觀演化的簡化因果關係觀的誤解，即將變化視為對輸入變化的簡單回應。它顯示出景觀動態可能涉及突然而不連續的行為，包括在系統閾值被越過時在准穩定狀態之間的轉換。在動態亞穩平衡中，閾值會觸發動態平衡狀態（這裡的動態平衡意味著趨勢均值狀態）的狀態週期性變化。因此，動態亞穩平衡實際上是一種非平衡，因為會發生均值狀態的逐漸變化（Renwick 1992）。
閾值的重要思想最終引導到在地貌學中應用分岔理論（2.4號版）和混沌理論（2.5號版），這些理論涉及非平衡和平衡狀態（參見Huggett 2007）。
■ 非平衡
圖2.4還顯示了四種非平衡的類型（不趨向於任何特定的穩定或穩定狀態），這些類型從一個系統在回應季節性閾值事件時從一個狀態躍升到另一個狀態，到由正回饋和閾值主導的突然狀態的持續變化，再到完全混沌的狀態變化序列。這些對地貌系統回應的非平衡解釋來自動態系統理論領域，涵蓋了複雜性和混沌的關鍵字。論點是，景觀中的穩態可能是罕見的，因為景觀本身是不穩定的。這是因為任何加強自身的過程都會通過正反饋回路使系統發生變化，並容易破壞穩態中的任何平衡。這一“不穩定原理”（承認在許多景觀中，偶然偏離“平衡”條件往往是自我強化的）正式化了這一想法（Scheidegger 1983）。它解釋了為什麼冰鬥傾向於增長，天坑增大，以及縱向山谷山谷剖面變成臺階。數學分析證實了景觀變化的許多是混沌的本質（例如Phillips 1999；Scheidegger 1994）。
■ 反應、鬆弛、抵抗、恢復和遞迴
在許多地貌系統中，系統形態的變化滯後於輸入（干擾）的變化。這種滯後是某種機制對改變的輸入做出反應所需的時間，稱為反應時間（圖2.6a）。在河床載荷的情況下，顆粒在施加了臨界剪切應力之前不會對增加的流量做出反應。換句話說，系統回應需要越過閾值。導致輸入和形態回應之間存在滯後的另一個原因是輸入和形態回應在地理上分開。一個例子是從火山通道噴發出來的火成物質，直到它穿過大氣層才能改變火山周圍的地表高程。在地貌系統中，系統形態無法跟上輸入變化的情況很常見，這會延遲達到新的平衡狀態，而不受任何反應時間效應的影響（圖2.6b）。系統回應時間由反應時間和鬆弛時間相結合而成。總之，反應時間是系統開始回應變化的所需時間，而鬆弛時間是系統完成回應所需的時間。
抵抗是地貌系統避免或減少對驅動力的回應的能力。它有兩個組成部分 - 強度和容量。 系：統的“強度”可以衡量為文字強度（如剪切強度）、化學或機械穩定性（如礦物穩定性、硬度、內聚力）或易於修改性（如土壤侵蝕性）等。這些必須與與驅動變化的大小相關的某些度量進行比較。例如，剪切強度與剪切應力比率的比率用於評估坡度穩定性（第66頁）。地貌系統也可以通過吸收來抵制輸入的變化，其能力取決於系統的“容量”。因此，沉積物傳遞到河道的方式將取決於流流的沉積物傳輸能力：如果流的沉積物傳輸能力較低，那麼沉積物將積累；如果沉積物傳輸能力較高，則會被移除。恢復是系統恢復到干擾前狀態的能力。它是系統動態穩定性的直接函數。穩態的地貌系統將在一定範圍內顯示出恢復性。遞迴涉及到在干擾後系統的變化回饋到自身。遞迴回饋可以是正的，加強，從而永久或甚至加速變化，也可以是負的，減慢甚至抵消變化（第22頁）。
2.1.5 幅度和頻率
這段文字中關於地貌過程速率隨時間變化的辯論十分有趣。這場辯論的“溫和”端涉及到關於幅度和頻率（Box 2.6）的爭論，這裡的相關問題是哪些事件對地貌工作有最大的影響：小而不頻繁的事件、中等且適度頻繁的事件，還是大但罕見的事件？最初關於這個問題的研究得出的結論是，儘管需要進一步的田野工作來驗證，每年發生一到兩次的事件對地貌工作有最大的影響（Wolman和Miller 1960）。一些後來的研究強調了罕見事件的地貌重要性。大規模的大氣循環系統異常偶爾會產生短暫的超大洪水，這對景觀有長期影響（Baker 1977、1983；Partridge和Baker 1987）。另一項研究揭示，低頻率、高幅度事件對溪流渠道有重大影響（Gupta 1983）。辯論的“激進”端則涉及漸進主義和突變主義的激烈爭論（Huggett 1989、1997a、2006）。漸進主義者和突變主義者辯論的核心是看似無害的問題：地球表面歷史中地貌過程的速率是否一直大致相同？漸進主義者聲稱過去的過程速率是均勻的，並沒有超出目前水平太多。而突變主義者則反駁說，地貌過程的速率在過去是不同的，有時，其中一些會突然並極端暴力地發生，例如大規模的火山爆發、小行星和彗星的撞擊，以及整個山腹滑入海中的情況。漸進主義者和突變主義者之間的二分法極化了變化速率的可能範圍。它暗示要么是漸進和溫和的變化，要么是突然和暴力的變化。實際上，這兩個極端之間的所有等級，以及溫和和暴力過程的組合，都是可以想象的。似乎合理的建議是，陸地表面的歷史涉及了溫和和暴力過程的組合。
強度：是系統抵抗驅動力的能力。它包括兩個組成部分 - 強度和容量。
系統的“強度”可以衡量為文字強度（如剪切強度）、化學或機械穩定性（如礦物穩定性、硬度、內聚力），或易於修改性（如土壤侵蝕性）。這些必須與與驅動變化的大小相關的某些度量進行比較。例如，剪切強度與剪切應力比率的比率用於評估坡度穩定性。地貌系統還可以通過吸收來抵制輸入的變化，而能夠吸收的能力取決於系統的“容量”。例如，如果河流的沉積物傳輸能力較低，那麼沉積物將積累;如果它具有較高的傳輸能力，則將被移除。
恢復：是系統在干擾後恢復到干擾前狀態的能力，它是系統動態穩定性的直接函數。地貌系統在穩態下將顯示出一定範圍內的恢復能力。
遞迴：涉及到在干擾後系統的變化回饋到自身。遞迴回饋可以是正的，加強，從而永久或甚至加速變化，也可以是負的，減慢甚至抵消變化。
2.2 地貌模型
在試圖區分地貌系統的組成部分和相互關係時，某種程度的抽象或簡化是必要的：景觀是物體和互動的豐富混合體，無法解釋其中所有的組成部分和關係。將真實景觀簡化為可管理的比例的過程即是模擬。從一般意義上定義，地貌模型是對地貌學家感興趣的真實景觀某一方面的簡化表現。它是描述、分析、簡化或展示地貌系統的一種嘗試（參考Strahler 1980年）。
地貌學家，如同所有科學家一樣，以不同的抽象層次建立模型（參見圖2.8）。最簡單的層次涉及尺度的變化。在這種情況下，硬件模型代表了系統（參見Mosley和Zimpfer 1978年）。有兩種主要的硬件模型：比例模型和類比模型。比例（或圖標）模型是系統的微型或有時是巨型複製品。它們僅在大小上與所代表的系統不同。用巴黎石膏等合適材料製成的地形模型，用於表示三維表面的地形。比例模型不必是靜態的：使用與自然界中相同的材料製成的模型，但將系統的尺寸縮小，可以用來模擬動態行為。實際上，這種比例模型模仿現實世界的一部分，以至於實際上是「受控」的自然系統。一個例子是Stanley A. Schumm（1956年）使用新澤西州珀斯安博伊的惡地來研究坡度和排水盆地的演化。這種比例模型的巨大優勢在於，模型和系統的幾何形狀和動態幾乎相同，調查者對簡化的實驗條件擁有高度的控制。其他比例模型使用自然材料，但模型的幾何形狀與其模仿的系統不同—調查者縮小了系統的尺寸。縮小系統尺寸的過程可能會產生與尺度相關的一些棘手問題。例如，以1:10,000的比例製作的塞文河口模型可以輕易保持幾何和地形關係。然而，當加入水時，實際深度為7米的水，在模型中被表示為不到0.7毫米深的水層。在這樣薄的水層中，表面張力會引起巨大問題，而且無法模擬潮汐範圍和洋流。同樣，縮小尺寸以表示真實系統中的沙子的材料將是如此微小，以至於大部分都會漂浮。這些尺度問題通常至少在一定程度上是可以克服的，比例模型被用來模仿各種地貌系統的行為。例如，比例模型已協助研究使用防水槽和水槽的河流和河流系統的動力學，並輔助托石坡（Plate 2.2）的研究。
類比模型Analogue models：是一種更抽象的比例模型。最常用的模擬模型包括地圖和遙感影像。在地圖上，Landscape的地表特徵會被縮小比例並用符號表示：河流用線表示，地形用等高線表示，高點用點表示，等等。遙感影像則以較小比例呈現了景觀系統的某些特性。地圖和遙感影像通常是靜態的模擬模型，除非有一系列不同時間的地圖或影像可供參考。也可以建立動態的模擬模型，這些是硬體模型，可以改變系統大小，所使用的材料與自然系統的材料相似但不同。類似的材料模擬了真實系統的動態。在實驗室中，可以使用粘土高嶺土代替冰來模擬山谷冰川的行為。在嚴格控制的條件下，粘土中可以形成山谷冰川的許多特徵，包括裂縫和階梯斷層。這種類型的模擬模型存在一些困難，其中一個主要問題是找到具有與自然系統中材料相當的機械性能的材料。然而，它們可以證明是非常有用的工具，例如在研究長期地景演變時。
概念模型Conceptual models：是澄清對地貌系統結構和功能的初步思考的嘗試。它們通常構成數學模型構建的基礎。
數學模型Mathematical models將概念模型中包含的思想轉化為數學的形式和符號邏輯。數學的語言提供了一個強大的調查工具，僅受人類思維創造力的限制。在所有的論證方式中，數學是最嚴格的。然而，量化的行為，即將思想和觀察轉化為符號和數位，本身並沒有什麼意義，除非經過解釋和預測的驗證。使用數學來研究地貌系統的藝術和科學在於發現具有解釋和預測能力的運算式。這些能力使數學模型與概念模型區別開來。一個未經量化的概念模型無法進行正式的證明；它只是一組思想。另一方面，數學模型是可通過將預測與觀察的標準進行比較來進行測試的。通過不斷建立數學模型、測試模型和重新設計模型的過程，對地貌系統的結構和功能的理解應該會得到推進。
協助研究地貌系統的數學模型有三個主要類別：
隨機模型Stochastic models、統計模型和確定性模型：。前兩個類別都是概率模型。隨機模型中包含一個隨機成分，根據概率描述系統或其某個方面。統計模型與隨機模型類似，具有隨機成分。在統計模型中，隨機成分表示實驗室或現場資料的不可預測的波動，這些波動可能來自測量誤差、方程誤差或所測量的物件的固有變異性。存在一套推論統計理論，確定了應該如何收集資料以及如何處理資料之間的關係。統計模型在某種程度上僅次於確定性模型：它們只能在嚴格受控制的條件下應用，存在一些不足之處，也許只有在決定系統形態和過程的“法則”理解不清楚時才能獲得最大的益處。
確定性模型Deterministic models：是沒有隨機成分的概念模型，以數學方式表達，可從物理和化學原理中匯出，無需進行實驗。因此，通過將其預測與在現場或實驗室中進行的獨立觀察相比較來測試確定性模型的有效性是合理的做法。以質量守恆為基礎的坡面模型就是確定性模型的例子。
2.3 形態學 FORM
地貌學中形態研究的兩種主要方法是描述（現場描述和形態學製圖）和數學表達（地貌計量學）。
2.3.1 現場描述和形態學製圖
瞭解地貌最好的方法就是親臨實地觀察。從現在看來，似乎有些老式的技術，如現場描述、現場素描以及地圖閱讀和製圖，仍然可以學到很多東西。
地貌製圖是一門藝術（參見Dackombe和Gardiner 1983，13-20，28-41；Evans 1994）。地貌的形狀和大小差異巨大。有些地貌，如喀斯特窪地和火山，可以表示為點。其他一些地貌，如斷層和河流，是線性特徵，最好表示為線條。在其他情況下，面積屬性可能是主要關注點，必須採用適當的空間表示方法。形態學製圖捕捉面積屬性。
形態學製圖試圖在現場、航空照片或地圖上識別基本地貌單元。它將地面表面視為一組地貌元素。地貌元素被認為是簡單的曲面，沒有複雜的曲線，並與上坡、下坡和橫向元素相關聯。它們有各種各樣的名稱—如位元點、地點元素、地形組分和相。'位點'（Linton 1951）是'地點'（Wooldridge 1932）的一個細化，涉及到高度、範圍、坡度、曲率、崎嶇度以及與水位線的關係。其他術語是在20世紀60年代創造的（參見Speight 1974）。圖2.9顯示了英格蘭賓恩山脈Longdendale的地表，表示為形態地圖。該地圖結合了從一個九單元地表模型（第179頁）中提取的地貌元素以及深層質量移動和表層質量移動的描繪。數位高程模型屬於地貌形態計量的範疇，並將在下面進行討論。它們在很大程度上擴展了地貌元素及其描述符的經典工作，這一工作由形態學製圖師開展。
2.3.2 地貌計量學
地貌學的一個分支—地貌形態學或地貌計量學—定量研究了地表的形態（參見Hengl和Reuter 2009）。現代地貌計量學可以追溯到19世紀早期和中期的亞歷山大·馮·洪堡和卡爾·裡特的工作（參見Pike 1999）。在北美和英國，地貌計量學有著強烈的戰後傳統，並隨著遙感圖像和地理資訊系統（GIS）軟體的出現而“重新發現”。地貌計量學對地形分析和地表模擬起著重要作用。它的具體應用包括測量大陸冰面的形態，表徵冰川槽，繪製海底地形類型，指導導彈，評估土壤侵蝕，分析野火傳播，繪製生態區域（Pike 1995，1999）。它還為工程、交通、公共事業和軍事行動做出了貢獻。
2.3.3 數位高程模型
自20世紀70年代以來，地貌計量學的復興在很大程度上歸因於兩個發展。第一個是GIS的高速發展和應用，它允許輸入、存儲和操作代表地球表面空間和非空間特徵的數位資料。地形數位表示可能吸引了比任何其他地表特徵更多的注意。第二個是測量和測量電子距離（EDM）的發展以及近年來的全球定位系統（GPS），使製作大規模地圖的非常耗時的過程變得更加迅速和有趣。
地表地形的空間形態可以通過多種方式進行模擬。數位表示稱為數位高程模型（DEMs）或數位地形模型（DTMs）。DEM是“一組有序的數字，代表了景觀中某個任意基準面上的高程分佈的空間分佈”（Moore等人，1991，4）。DTM是“一組有序的數位，代表了地形屬性的空間分佈”（Moore等人，1991，4）。因此，DEMs是DTMs的子集。景觀的地貌元素可以直接從DEM計算出來（第181頁）。DEM及其應用的進一步細節可以在幾本近期的書籍中找到（例如Wilson和Gallant 2000；Huggett和Cheesman 2002）。地貌學應用多種多樣，包括模擬地貌過程和識別瑞典北部剩餘的內茲爾貝格（第436頁）。
2.3.4 遙感技術
從遙感資料衍生出的現代數位地形表示極大地説明了我們理解地表過程。遙感技術在地貌學（以及環境科學一般）中的應用可分為四個時期。1950年之前，首次應用了航空攝影。從1950年到1970年，是從攝影應用過渡到非傳統影像系統（如熱紅外掃描器和側視機載雷達）以及從低空飛機過渡到衛星平臺的時期。從1972年到2000年，多光譜掃描器和從運營衛星平臺獲得的輻射計數據的應用占主導地位。自2000年左右以來，一系列新的遙感技術導致了大量有關地形的資訊的湧現。
數位高程模型（DEMs）的原始高程資料可通過攝影測量方法獲得，包括立體航空攝影、衛星圖像和機載鐳射干涉測量，或者通過使用GPS或全站儀進行現場測量（全站儀是一種集成了電子測角儀和電子測距儀的儀器，用於讀取儀器到特定點的距離；通常與資料記錄儀和自動化製圖軟體相連）。如果立體航空攝影和衛星圖像是高程資料的來源，將會完整覆蓋圖像或照片解析度的地貌。使用衛星圖像的優勢在於它們已經以數位格式存在。機載鐳射干涉測量使用掃描器提供高解析度的表面測量資料。一個例子是光探測與測距（LiDAR）。雖然LiDAR是一種相對年輕且複雜的技術，但它提供了一種準確、適用於崎嶇和複雜地形區域的技術，而且價格越來越實惠。LiDAR的工作原理是測量從發射器到目標物再返回接收器的雷射脈衝傳播時間。雷射脈衝以光速傳播，因此需要非常精確的時間來獲得垂直解析度。當飛機飛越一個區域時，掃描鏡頭會將雷射脈衝沿著航跡來回定向。收集到的資料是一組點，排列在飛行線上。多條飛行線資料的組合提供了對一個區域的覆蓋。LiDAR的一個極其有用的特點是它能夠穿透植被冠層並繪製地表下的地形。
地面鐳射掃描器（TLS）和機載鐳射掃描器（ALSM）技術，使用LiDAR技術，現在提供了高解析度的地形資料，具有優於傳統測量技術的優勢，包括能夠產生亞米級解析度的數位地形模型（DTMs），以及在大面積上的高質量地表覆蓋資訊（數位表面模型或DSMs）（Tarolli等人2009）。新的地形資料有助於地貌學研究，包括地表形態分析、滑坡、河流網路結構、河流形態和水深測量、古地表的識別以及構造學（圖2.10）。圖2.11顯示了用於地貌研究的衛星感測器的當前空間和時間解析度。
2.4 總結
地貌學家通常採用系統方法來研究他們的課題。形態系統、流動或級聯系統、過程-形態或過程-回應系統以及控制系統都得到了承認。關於穩態和變化的觀念非常重要，平衡和非平衡觀念成為了許多辯論的焦點。非平衡觀念源於複雜性和混沌的概念。系統概念的語言使用了負反饋和正回饋、反應、鬆弛、閾值、幅度和頻率等術語。基於系統的論點取得的重大成就包括景觀中穩定性、不穩定性和閾值的概念，最後兩者推翻了景觀演化中因果關係的簡單想法。幅度和頻率研究產生了意想不到的結果：起初，地貌學家認為中等幅度和中等頻率的事件對地貌工作影響最大，但一些研究現在表明，罕見事件，如巨大洪水，可能對地貌有長期影響。地貌模型是非常有用的工具。尺度和類比硬體模型、概念模型和數學模型都在促進地貌學理解方面發揮作用。地貌形態可以通過形態圖和最近的地貌計量學來描述。現代地貌計量學使用數位高程模型、遙感和地理資訊系統（GIS），是一門複雜的學科。
補充框2.1 負反饋和正回饋
負反饋發生在系統中的變化引發了一系列變化，最終中和了原始變化的影響，從而穩定了系統。一個例子發生在流域系統中，增加的河道侵蝕導致山谷側坡的陡峭化，加速坡面侵蝕，增加了河道床負荷，減少了河道侵蝕（圖2.3a）。然後，減少的河道侵蝕激發了一系列事件，穩定了系統並抵消了原始變化的影響。一些地貌系統還顯示出正回饋關係，其特徵是原始變化被放大，系統變得不穩定。一個例子是侵蝕的山坡，坡面侵蝕導致了水的滲透能力減小，增加了地表徑流的量，進一步促使坡面侵蝕（圖2.3b）。簡而言之，創建了一個“惡性循環”，系統因此變得不穩定，繼續變化。
補充框2.2 動態平衡
化學家首次使用動態平衡這個表達來表示固體與溶質之間的平衡，由溶解從固體中流失和從溶液中沉澱以相等的速率維持。平衡一詞捕捉了這種平衡，動態一詞捕捉了儘管平衡狀態，但仍然發生變化的想法。換句話說，情況是動態而不是靜態的平衡。格羅夫·卡爾·吉伯特（1877年）可能是第一個在地貌上以這種方式應用這個術語的人。他建議所有河流都在朝向一個分級狀態努力，並在流動水的淨效應既不侵蝕河床也不沉積沉積物的情況下達到了動態平衡狀態，這種情況下景觀反映出力量和阻力之間的平衡。應用於任何地貌，動態平衡將代表在不斷變化的情況下的平衡狀態。因此，一個沙嘴可能看起來沒有變化，儘管沉積物從陸地一側進入，而侵蝕則在海濱一側消耗它。
約翰·T·哈克（1960年）發展了吉伯特的想法，他認為，一個景觀應該達到一個穩定狀態，這是一個狀態，在這個狀態中，儘管通過構造抬升添加了材料，同時通過一組不變的地貌過程去除了材料，但地表形態不會發生變化。他認為，在侵蝕地貌中，動態平衡占主導地位，其中所有的坡度，包括山坡和河坡，都相互調整（參見吉伯特1877，123-4；哈克1960，81），‘形態和過程處於平衡狀態，可以看作是與時間無關的’（哈克1960，85）。實際上，這種動態平衡的概念是有問題的（例如奧利爾1968年），並且難以應用于景觀。其他地貌學家使用動態平衡這個術語來表示‘在不斷變化的系統條件周圍的平衡波動，這個條件具有隨時間不重複的狀態軌跡’（Chorley和Kennedy 1971，203），這與阿爾弗雷德·J·洛特卡（1924年）的移動平衡的思想類似（參見奧利爾1968，1981，302-4）。
因此，目前，在物理地理學中，動態平衡與“穩態”或具有誤導性的狀態是等同的，其中系統看起來處於平衡狀態，但實際上變化極為緩慢。因此，這個術語已經代替了諸如grade（p.211）等概念。與該概念相關的問題涉及將物理學中的微觀現象應用於宏觀尺度的地貌系統，以及難以將任何觀察到的波動與理論基礎趨勢分離（Thorn和Welford 1994）。綜合考慮，也許對於物理地理學家來說，最好放棄動態平衡的概念，以及一些其他平衡的品牌，而改用非線性動力學的術語。
補充框2.3 閾值
閾值分隔系統的不同狀態。它標誌著系統行為、操作或狀態的某種過渡。日常生活中有很多例子。沸水壺中的水在從液體變為氣體時穿過溫度閾值。同樣，從冰箱中取出的冰放在室內空氣溫度為10°C的桌子上會融化，因為溫度閾值已經被越過。在這兩個例子中，狀態的巨大差異—液態水到水蒸氣，固態水到液態水—可能是由微小的溫度變化引起的。許多地貌過程只在越過閾值後才發生。例如，滑坡需要具有臨界坡度角度，所有其他因素都保持不變，才能發生。斯坦利·A·舒姆（1979年）對外部和內部系統閾值之間進行了有力的區分。地貌系統不會越過外部閾值，除非受到外部變數的改變的強制。一個典型的例子是地貌系統對氣候變化的回應。氣候是外部變數。如果，例如，徑流量增加到超過臨界水準，那麼地貌系統可能會突然通過重新組織自己進入一個新的狀態。地貌系統不需要改變外部變數就可以越過內部閾值。相反，在地貌系統內的內部變數的一些機會波動可能會將系統越過內部閾值，導致其重新組織。這似乎發生在一些河道中，其中河道流域內的初始干擾，例如過度放牧，觸發了河道系統中的複雜回應：侵蝕和沉積的複雜模式在河道系統的不同部分同時發生（見第27頁）。
補充框2.4 分叉理論與地貌系統
一些地貌學家在20世紀70年代末和80年代初將分叉理論應用於地貌系統。他們基於突變理論，這是由René Thom（1975年）開發的分叉理論的一個特殊分支，並嘗試使用Thom的想法（他的尖峰突變被證明是最受歡迎的）來解釋地球表面的某些過程。一個例子是約翰·索恩斯（1983年）關於河流中泥沙輸送的模型，其中一個三維曲面定義了泥沙負載（響應變數）與流動功率（控制變數1或分裂參數）和泥沙分類與泥沙細微性比率（控制變數2或正常參數）之間的平衡值（圖2.5）。對於分類-大小比率較低的值，平衡曲面是一個單一的平滑曲線；在曲面分裂並變得複雜的點（圖中的A點）之後，存在三個平衡點，其中間的平衡點是不穩定的。在分裂點之後，系統從一個平衡狀態跳到另一個平衡狀態—這個轉變不是平穩的。該模型表明，對於相對較小均值尺寸的混合沉積物，平衡泥沙負載是流動功率的平滑函數，但更大和分類更好的沉積物以不連續的方式被帶走，漲落水文圖的沉積負載非常不同。
尖峰突變模型仍然具有一定的流行度，例如，它被用來解釋滑動屈曲滑坡的不穩定性，其中岩層的平移滑動導致斜坡底部岩板的屈曲（Qin等人，2001年）。
補充框2.5 混沌
早期關於複雜動力學和非平衡系統的思想在1963年由Edward Lorenz發現確定性混沌的理論得到了堅實的理論基礎，這一理論涵蓋了來自各種學科的科學家，包括地貌學本身。經典的開放系統研究通常涉及接近平衡狀態的系統中的線性關係。思想的新方向和更深入的理解始於1963年Edward Lorenz的確定性混沌的發現。關鍵的變化是在系統中識別非線性關係。在地貌學中，非線性意味著系統的輸出（或回應）在輸入（或作用力）的整個範圍內不成比例（參見Phillips 2006）。
非線性關係在遠離平衡的系統中產生了豐富和複雜的動態，這些系統顯示週期性和混沌行為。這些系統最令人驚訝的特徵是在內部熵產生和熵耗散的驅動下，系統狀態意外地向更高級別的組織發展。這種類型的系統通過在維持遠離平衡狀態的秩序中耗散能量來消散。複雜動力學理論預測了一種新的秩序，一種從混沌中嶄露頭角的秩序。它是一種分形秩序，逐漸演化成一種層次結構的空間系統，其特性是整體性的，不能歸結為物理和化學規律。地貌學的例子是河床或沙漠中的平坦或不規則的沙床，它們自我組織成定期排列的形式—波紋和沙丘—在大小和形狀上相當相似（例如，Baas 2002；其他示例請參見Murray等人2009）。相反，一些系統顯示相反的趨勢—不自我組織—就像地形變成平原一樣。混沌動力學對自然界的一個重要影響是，自然可能包含根本不穩定、不連續和本質上不可預測的元素。儘管如此，非線性自然並不總是複雜和混沌。Phillips（2006）敏銳地指出，“非線性系統並不總是複雜，甚至那些可能具有混沌特性的系統在所有情況下都不是混沌的。相反，複雜性可能是由非線性動力學之外的因素引起的”。
Phillips（2006）提出了在地貌系統中檢測混沌的方法。他認為，適當的系統描述符（如海拔或風化層厚度）的收斂與發散是地貌系統穩定行為的一個極其重要的指標。在地貌演化中，收斂與地貌下降和地形起伏的減少相關，而發散與剖切和地形起伏的增加相關。更基本地，收斂和發散支持了發展中的“平衡”概念補充框架，其中存在一個向唯一終點（平原或其他穩態地貌）的單調移動（第211頁），以及演化中的“非平衡”補充框架，產生歷史偶然事件、多種潛在路徑和終點以及不穩定狀態。不穩定性與新的平穩態平衡之間的區別對於理解實際地貌系統的動態以及對於給定的觀察或研究尺度至關重要，因為它分隔了兩種條件。一方面是在邊界條件或外部作用力發生變化後，由穩定平衡動力學支配的新穩定平衡狀態的建立。另一方面是在非平衡系統（或由不穩定平衡動力學支配的系統）中，小干擾的不成比例影響的持續存在（Phillips 2006）。這種區別至關重要，因為建立新的穩態平衡意味著整個系統中的一致和可預測的回應，可預測的意味著影響同一系統的不同地方或時間的相同變化的邊界條件將產生相同的結果。相反，動態不穩定系統具有系統調整的可變模式和不一致的回應，對於相同或相似的變化或干擾可能產生不同的結果。
補充框2.6 規模和頻率
一般來說，洪水、強風、高海浪等等大事件發生的頻率要比它們的小對應物發生的頻率低。事實上，顯示許多地貌過程的頻率與幅度之間關係的圖表呈現右偏態，這意味著與高幅度事件相比，發生許多低幅度事件，而非常高幅度事件很少。特定幅度的事件發生頻率是回歸週期或重複間隔，計算方法是特定幅度的事件之間的平均時間間隔。以河流洪水為例。觀測可能會產生一個資料集，包括一段時間內每年的最大流量。為了計算洪水頻率關係，峰值流量根據幅度列出，最高流量排在第一位。然後使用以下方程式來計算回歸間隔：
n + 1 T = _____ m
其中T是回歸間隔，n是記錄的年數，m是洪水的幅度（在最高記錄流量處m = 1）。然後，每次洪水都與其回歸間隔一起繪製在Gumbel圖紙上，然後連接這些點以形成一個頻率曲線。如果某個特定幅度的洪水具有10年的回歸間隔，這意味著該幅度的洪水（例如圖2.7中所示的Wabash河的2,435立方米/秒）在任何一年內發生的機會為10分之1（10％）。這也意味著平均每10年將發生一次這樣的洪水。 5年、10年、25年和50年洪水的幅度對於工程工作、洪水控制和洪水緩解非常有幫助。2.33年洪水（Q2.33）是年度平均洪水（例如示例中的1,473立方米/秒），2.0年洪水（Q2.0）是年度中位數洪水，1.58年洪水（Q1.58）是最可能的洪水（例如示例中的1,133立方米/秒）。
第三章 地貌的歷史
3.1 重建地貌歷史
測量地貌過程的問題在於，雖然它確定了當前運行的過程及其速率，但並不能可靠地指導一百萬年前、一萬年前，甚至一百年前發生的過程。在試圖研究地貌和景觀的長期演化時，地貌學家有三種選擇—地層和環境重建、時間序列研究和數值模擬。
3.1.1 地層和環境重建
對於研究過去景觀的研究人員來說，幸運的是，存在著過去環境條件的多個檔案：樹木年輪、湖泊沉積物、極地冰芯、中緯度冰芯、珊瑚沉積物、黃土、海洋沉積物、花粉、古土壤、沉積岩和歷史記錄。沉積物沉積物是關於過去地貌的資訊的特別有價值的來源。在某些情況下，地貌學家可以將地層學原理應用於沉積物，以建立事件的相對順序。例如，堆積在山坡底部的坡積土通常是週期性沉積的。結果是在截面中可以看到明顯的層次，上層比下層年輕。如果可以使用放射性碳定年或樹木年輪學等技術來確定這些沉積物的年代，那麼它們可能會為山坡上的過去活動提供一個絕對時間尺度。還可以可能識別出沉積物的起源—冰川、冰後、坡積或其他。此外，有時地貌學家使用環境重建技術來確定沉積物沉積時的氣候和其他環境條件。
為了說明地層和環境重建的過程，以地中海沿岸國家的許多山谷中充滿的河流淤積物和坡積物為例。Claudio Vita-Finzi 開創性地研究了山谷填充物的起源，得出幾乎所有河流淤積物和坡積物是在兩次增加堆積作用的時期積累的（即沉積物沉積速度超過侵蝕速度的時期）。圖3.1是對利比亞西部的Tripolitania山谷地貌歷史的一種總結重建。解鎖該地區山谷歷史的關鍵是在沉積物中可日期的考古材料。Vita-Finzi發現了三個不同年代的主要沉積物。最古老的包含舊石器時代的工具，似乎在更新世時期積累。河流在大約9000年到3000年前之間侵蝕了它。第二個沉積物是在羅馬人建造水庫存儲水和保留沉積物時積累的。在帝國晚期，洪水衝破了或找到了繞過大壩的方法，切入了羅馬沖積層。河流建立了第三個沉積物，其中包含了羅馬和更早的材料，以及陶器和木炭，放置在了中世紀時期（西元1200年–1500年），位於下切的河谷中。年輕沉積物的沉積後來被減少的淤積和切割所取代。 對地中海山谷中的所有淤積物的廣泛研究使Vita-Finzi認識到，更新世有一個較舊的淤積層，西元500年至1500年之間有一個較新的淤積層。更新世淤積層是在最後的冰川階段的“冰後”制度下沉積的大量坡積物（坡度洗滌物）。較年輕的淤積層是在後羅馬帝國時期、黑暗時代和中世紀的侵蝕階段產生的。Vita-Finzi認為這是與中世紀暖期或小冰河期氣候有關的增加侵蝕的結果，這一觀點得到了John Bintliff（1976，2002）的支持。其他地貌學家，包括Karl Butzer（1980，2005）和Tjierd van Andel及其合作者（1986），則傾向於將人類活動視為主要原因，指出後中世紀的森林砍伐和邊緣環境的農業擴張。這個問題仍然存在爭議（見第237頁）。
最近的全球環境變化議程推動了環境重建技術。過去的全球變化（PAGES）是國際地球圈層-生物圈計畫（IGBP）的核心專案。它關注兩個時間段：（1）地球歷史上的最後2000年，具有幾十年、年甚至月份的時間解析度；（2）過去幾十萬年，涵蓋了冰期和間冰期週期，希望能提供關於導致全球變化的過程的見解（IGBP 1990）。關於這些時間尺度上地貌學對環境變化的貢獻的例子可以在書中找到。
地貌學與全球環境變化（Slaymaker等人2009；另見Slaymaker 2000a）。
3.1.2 地貌年代序列
歷史地質地貌學家的另一選擇是找到一個地點，其中一組地貌在不同地方有所不同，這些地貌的空間順序可以被解釋為時間順序。這種順序被稱為地形年代序列，該過程有時被稱為時空替代，或者借用自物理學的術語，稱為遍歷性。查理斯·達爾文用年代序列方法來測試他有關珊瑚礁形成的觀點。他認為，在不同地方出現的壁壘礁、環礁和環礁，代表了位於熱帶海域下沉火山峰的不同演化階段，適用於任何島嶼發展。威廉·莫里斯·大衛斯將這種演化模式應用於不同地方的地貌，並推導出他認為是地貌發展的時間序列—地理週期—從青年期、成熟期到老年期。這種迷人的簡單方法容易被濫用。誘惑是將地貌與景觀變化的某種先入之見相吻合，即使可以構建其他序列。對自中生代以來南西非地貌的研究強調了這個問題的重要性，該地區的觀察歷史與多種地貌演化風格一致（Gilchrist等人，1994年）。該方法的使用者還必須警惕，不是所有的空間差異都是時間差異—除了時間之外，還有其他因素會對地表形態產生強烈影響，而同齡的地貌可能會因歷史偶然事件而有所不同。此外，瞭解等最終性（equifinality）的概念也是有益的，即不同的過程組合可能會產生相同的地貌。這個想法的反面是，地貌並不是對過程的可靠指導。考慮到這些重要困難，最好謹慎地對待年代序列。
可靠的地形年代序列很少見。最好的例子通常來自人工造景，儘管有些景觀在歷史的奇特情況下，空間差異可以轉化為時間序列。有時，田野條件導致相鄰的山坡逐漸遠離了它們底部的水流或海洋作用。這在英屬群島的南威爾士海岸的一個地段上發生過，那裡的懸崖形成在舊紅砂岩中（Savigear 1952，1956）。最初，吉爾曼角和塔夫河河口之間的海岸暴露于海浪作用。沙灘開始增長。風吹和沼澤沉積物在沙灘和原始海岸線之間積累，導致海水逐漸從西到東廢棄了懸崖基底。因此，現在的懸崖是一個地形年代序列：最西邊的懸崖經歷了最長時間的陸地侵蝕而沒有浪切割基底，而東部的懸崖逐漸較年輕（圖3.2）。路易斯安那州密西西比河的Port Hudson懸崖上的坡面剖面顯示了一個年代序列（Brunsden和Kesel 1973）。1722年，密西西比河正在侵蝕整個懸崖段。從那以後，河道已經下移約3公里，並伴隨著停止了侵蝕。基底斜坡條件的變化使平均斜坡角從40度降低到22度。
3.1.3 數值模擬
地貌數學模型可以預測如果允許某種特定的坡度和河流過程組合在數百萬年內運行，假設有關初始地形、構造隆升和沉降以及邊界條件（例如，沉積物的去除）的假設。一些地貌學家會爭辯說，這些模型的價值有限，因為環境條件不會保持恒定，甚至不會大致保持恒定數百萬年，或者甚至是數十萬年。儘管如此，這些模型確實展示了在特定過程體制下發生的坡地和地表變化的大致模式。它們還使得研究地貌演化成為耦合構造-氣候系統的一部分成為可能，這個系統具有氣候影響的表面過程和地殼變形之間的回饋潛力（見第78–80頁）。第8章將給出一些長期地貌模型的例子。**
3.2 過去的遺跡：遺跡特徵
“地球地表上很少有地形比第三紀還古老，而且大多數地形都不比更新世還古老”（Thornbury 1954, 26）。幾十年來，這一觀點在地貌學家中廣泛流行。在過去的二十年裡，研究揭示了地表的一部分非常古老，以遺跡或埋藏的形式存留下來（見Twidale 1999）。這些來自遙遠的氣候和環境制度的倖存者幾乎總是由不再對它們產生影響的過程創造的。這樣的地貌是遺跡。遺跡地貌和景觀可能持續數千年、數百萬年、數千萬年或數億年。正如亞瑟·L·布魯姆（Arthur L. Bloom 2002）所說，只有很少一部分非常年輕的地貌是由當前活躍的地貌過程產生的，因為地貌演化的時間尺度遠遠超過晚上新生代氣候變化的時間尺度，幾乎所有的景觀都是多次被氣候決定的過程反復書寫的。例如，懸崖、洪泛平原、冰斧谷和許多其他景觀特徵通常比創造它們的氣候制度存在的時間更長。新的氣候制度促使的侵蝕很少會更新景觀中的所有地貌。因此，大多數景觀是從幾代人的景觀發展中繼承下來的複雜集合。
從非冰川的角度來看，將遺跡地貌與從冰川的角度來看的遺跡地貌區分開是有幫助的（Ebert 2009a）。從非冰川的角度來看，遺跡地貌這個術語適用於世界各地的許多地貌（Bloom 2002）。從冰川的角度來看，遺跡地貌是由於凍結在地下的冰持續不斷地凍結在地面上，幾乎沒有發生變形（Kleman 1994），所以由冷凍的冰保護了的地貌。術語前冰川地貌指的是比指定的冰川時期更古老的任何地貌。
3.2.1 遺跡地貌
在一些景觀中，繼承的形態是由與現在運行的過程類似的過程塑造的，但通常可以找到多源景觀，其中負責特定地貌的過程不再起作用。這方面最明確、最不模棱兩可的例子是冰川和冰後地形，它們作為冰河世的殘留物在中緯度地區留下來。在英國高地，有時山坡上承載著由冰和冰水在上一次冰河時期形成的脊和溝渠。在英國湖區，U形谷、羊背岩、條紋等都表明了一個冰冷的過去。然而，並不是所有冰川作用的跡象都是無可辯駁的。在冰川地區發現的許多地貌和沉積物，甚至那些深埋在深處且水流湍急的冰之下的地區，都沒有現代類似物。沒有現代類似物的地貌包括冰丘、大尺度流紋、羅根冰堆（p. 278）和墳墩地貌。這意味著冰丘目前不在形成，而塑造它們的過程不能直接研究，只能從遺跡形式的大小、形狀、成分和位置中推斷出來。由更新世冰川創造的冰川地貌可以用來作為較早的冰川時期的類比。例如，羊背岩在地質記錄中也存在：毛利塔尼亞的新元古代地層中包含了一些發育良好的地貌表面，而在南非的晚古生代Dwykas Tillite中也發現了其他地貌表面（Hambrey 1994，104）。
其他多源景觀是常見的。在沙漠中，古老的河流系統、古老的考古遺址、化石喀斯特現象、高湖濱線和深層風化剖面都是過去濕潤階段的遺跡元素的證明；而在沙漠邊緣的穩定的化石沙丘地域是更乾旱階段的遺跡。在濕熱帶地區，令人驚訝的多種景觀特徵都是遺跡。在亞馬遜中央盆地工作的研究人員（Tricart 1985）和在獅子山（Sierra Leone）工作的研究人員（Thomas and Thorp 1985）已經發現了發生在約20,000年到12,500年前乾旱條件下的河流剖析的遺跡。在澳大利亞新南威爾士州，一座不可能在今天的氣候下形成的古老的喀斯特洞可能存活下來自中生代以來（Osborne and Branagan 1988）。**
3.2.2 遺跡地表
在構造穩定區域，尤其是那些由硬殼覆蓋的地表，可能會持續一億年甚至更長時間，見證了南半球的岡瓦納和後岡瓦納侵蝕地表（King 1983）。澳大利亞的一些風化剖面有一億年甚至更古老（Ollier 1991, 53）。早期中生代的含鐵殼層地表遺跡廣泛分佈在南澳大利亞的Mount Lofty Ranges、Kangaroo Island和south Eyre Peninsula地區（Twidale et al. 1974）。事實上，澳大利亞的東南部地區包含許多非常古老的地形特徵（Young 1983; Bishop et al. 1985; Twidale and Campbell 1995）。一些高地表面起源於中生代，而另一些起源於早第三紀；在一些地區，最後一次重大隆升和峽谷切割開始的時間甚至早於漸新世時期。在內華達州南部，早到中更新世的堆積物，主要是深色上釉的卵石，在火山凝灰岩形成的山坡上是常見的特徵。它們的長期存活表明，在第四紀期間，南大盆地堅硬火山山坡的剝蝕率極低（Whitney and Harrington 1993）。
這些發現的古氣候意義沒有被忽視：在新生代的大部分時間裡，地球的熱帶氣候帶比今天擴展得更遠。事實上，來自景觀中的沉積物以及古植物學記錄中的證據表明，晚白堊世和古第三紀期間，北大西洋高緯度地區存在溫暖而濕潤的條件。尤利烏斯·比德爾（Julius Büdel 1982）堅信歐洲在第三紀時期經歷了廣泛的剝蝕（第440頁）。古老的風化岩和硬殼、鋁土礦和紅土、以及侵蝕地貌的形成和保護，包括石峰、孤山和沖積扇，都已被發現（Summerfield and Thomas 1987）。熱帶風化制度的痕跡已經被發掘出來（例如Battiau-Queney 1996）。在不列顛群島，發現了幾個第三紀時期的風化產品以及相關的地貌和土壤（例如Battiau-Queney 1984, 1987）。在Anglesey，自至少三疊紀以來一直是構造穩定區域，一些石峰，比如Mynydd Bodafon，已經在多次氣候制度的改變中存活下來（Battiau-Queney 1987）。Karin Ebert（2009b）已經識別出許多在第四紀之前形成並在晚新生代的冰川時期存活下來的石峰（Plate 3.1）。在歐洲、亞洲和北美，許多喀斯特地貌現在被解釋為在第三紀時期在熱帶風化制度下形成的化石地貌（Büdel 1982; Bosák et al. 1989）。
地貌與氣候之間的聯繫是一個有爭議的問題，一方面是氣候地貌學家，他們認為不同氣候區域會培育出不同的地貌類型，另一方面是那些對氣候論不太信服的地貌學家，至少在其最極端的形式下。這場爭論與對遺跡景觀特徵的解釋有關（補充框 3.1）。
3.3 偶發性：過程、地點和時間
偶發性將地貌狀態和過程與特定地點和具體時間聯繫起來。地貌系統的回應可能取決於事件的時間、順序和初始條件。因此，由強烈的春季雷暴引發的土壤侵蝕可能與暴雨的強度和土壤表面的特性一樣多地取決於暴雨是否發生在莊稼出苗之前或之後（Phillips 2009）。然而，偶發性在所有時間尺度上都存在，其影響在審視地貌系統的長期變化時可能更為顯著，因為地球歷史上充滿了意想不到的事件，這些事件可能對以後發生的事情產生重大影響。
地貌系統與意想不到的事件之間存在有趣的聯繫。許多不同的環境控制和作用影響地貌系統，從而形成了許多不同的景觀和地貌。其中一些控制和作用是偶然的，特定於某個時間和地點。動力不穩定性通過鼓勵小的初始變化和局部干擾的影響持續增大，從而創建和放大了一些偶發性。任何特定全球控制集合的概率都很低，而任何一組地方性、偶然性的控制集合的概率甚至更低。因此，在特定的時間和地點存在任何一種景觀或地貌系統的可能性非常小 - 所有的景觀都是完美的，意味著它們是幾種不同力量或因素的偶然巧合（Phillips 2007）。這個令人著迷的觀念與Cliff Ollier的“進化地貌學”（第457頁）有很多共同之處，它摒棄了所有景觀和地貌都是決定性法律不可避免的結果的觀點。相反，它提供了一個強大而綜合的新視角，將地貌和地貌看作是決定性法律在特定環境和歷史背景中運作的情況和偶然結果，每組過程和邊界條件都可能有多個結果。這個觀點可能有助於調和不同的地貌學傳統，包括過程和歷史方法。
從本章的討論來看，從經驗和理論的角度來看，過程地貌學的霸權正在迅速消退。新的歷史地貌學給這門學科注入了新的方向。這一資訊很明顯：對地形的理解應該基於對歷史和過程的瞭解。沒有對過程的考慮，歷史是無法解讀的；沒有對歷史的瞭解，過程缺乏背景。過程和歷史共同導致更好地理解地球表面形態、其行為和演化。
3.4 總結
歷史地貌學家使用地層學和環境重建、地形年代序列以及常常與年代技術一起使用的數值模擬的方法來重建景觀的過去變化。一些地貌在形態或埋藏形式中存留下來，來自很久以前的氣候和環境制度。這些遺留的地貌和地表是由今天不再發生的過程創造的。它們可能持續數千萬年、數百萬年、數千萬年或數億年。偶發性為地貌變化提供了歷史背景，將形態和過程固定在特定地點和特定時間。它在所有時間尺度上都起作用，但在長期內其影響有時更加顯著，因為地球歷史充滿了意想不到的事件，這些事件部分地決定了以後發生的事情。
補充框3.1 遺留地貌與氣候地貌學
氣候地貌學家一直致力於解讀源自過去氣候的地貌的不同時期。他們的論點建立在這樣一個假設上，即現在的氣候區 tend to foster distinctive suites of landforms（傾向于培養特定的地貌組合）（例如 Tricart and Cailleux 1972; Büdel 1982; Bremer 1988）。這樣的假設當然並不沒有根據，但許多地貌學家，特別是在英語國家，對此提出了質疑。本書的多個地方都會注意到過程制度和過程速率之間的緊密聯繫（例如 pp. 155–9）。在每個氣候區域內，是否會形成特徵性的地貌-是否可以建立一組形態生成區域-是有爭議的。
氣候地貌學因使用溫度和降雨資料而受到批評，這提供了一種過於粗略的降雨、土壤濕度和徑流之間關係的圖片，同時排除了風暴和洪水的強度和頻率，這些對地貌的發展非常重要。一些地貌在性質上更像是氣候區的性質。乾旱、雪帶、冰後和冰川地貌都是完全不同的。其他形態氣候區已經區分出來，但它們的組成地貌並不明確受氣候控制。在所有形態氣候區，地質結構和蝕刻過程的影響都很重要，即使在氣候對地貌發展產生強烈影響的地區，也是如此（Twidale and Lageat 1994）。很可能，在世界陸地表面的一半以上，氣候對地貌發展並不具有決定性的重要性。實際上，一些地貌學家認為，無論在哪個地理和氣候區域，地貌，特別是山坡，都將是相同的（參見 Ruhe 1975）。
結論是，主要是由於持續的氣候和構造變化，氣候因素在地貌發展中並不像氣候地貌學家有時所暗示的那麼明顯和簡單。對這些困難的回應有兩個方向-朝著複雜性和朝著簡單性。探討氣候-地貌關係的複雜性有至少兩種方式。一種方式是嘗試更全面地表徵氣候。一項關於世界山脈氣候景觀區的最近研究使用了幾個相關標準：樹線的高度、垂直植被帶的數量和特性、可供植被利用的水分量和季節性、地貌過程、霜的地形效應以及樹線和永凍土界限的相對水準（Thompson 1990）。另一種深入探討氣候影響複雜性的方式是將現代河流系統動力學的觀點應用於這個問題。一項研究重新審視了形態生成區的概念和地貌系統對氣候變化的回應（Bull 1992）。一個關於氣候影響地貌的簡單模型同樣具有啟發性（Ollier 1988）。因此，將氣候合理地歸納為三個基本類別是合理的：濕潤區水主導，乾旱區水供應短缺，冰川區水結冰（表3.1）。每個“氣候”都有助於某些風化和坡度過程。在水未結凍的地方發生深層風化。乾旱和冰川地貌承受了氣候影響的全部衝擊，因為它們缺乏濕潤地貌中植被所提供的保護。在這些氣候區域中確實存在特徵性地貌，通常可以通過分析遺留的風化剖面中的粘土礦物來識別過去的熱帶景觀。因此，通過假設實際性（第17頁），使用這些現在的氣候-地貌關係來解釋帶有特定氣候制度印記的遺留特徵是合理的。例如，Julius Büdel（1982年，329–38）將達爾馬提亞中部的“侵蝕平臺階梯”和polja解釋為晚第三紀時期的遺留特徵，當時的氣候更“熱帶”，更溫暖，可能更濕潤。這種情況有利於通過“雙刨”（p. 440）形成polje：在厚厚的土壤或沉積物層下化學分解和解決基底風化表面，表面經受沖刷過程。
第四章 地貌系統
4.1 地球表面的行動：山脈隆升和全球降溫
在過去的4000萬年裡，山脈的隆升是一個非常活躍的過程。在這段時間內，青藏高原上升了多達4000米，至少有2000米是在過去1000萬年內發生的。美國西部的內華達山脈的三分之二隆升發生在過去的1000萬年裡。類似的變化已經發生（並且仍在發生）在北美西部的其他山區、玻利維亞的安第斯山脈以及紐西蘭的阿爾卑斯山脈。這一活躍的山脈建造期似乎與全球氣候變化有關，部分原因是通過改變氣流，部分原因是通過風化。年輕的山脈會迅速風化和侵蝕。風化過程通過將二氧化碳轉化為可溶性碳酸鹽來從大氣中去除二氧化碳。碳酸鹽被帶到海洋，然後沉積和埋藏。有可能喜馬拉雅山的增長足以從大氣中清除足夠的二氧化碳，從而導致了在第四紀冰期時期達到頂峰的全球氣候降溫（Raymo and Ruddiman 1992; Ruddiman 1997）。這顯示了地貌系統對環境變化有多麼重要。
4.2 岩石和水循環
地球表面—地球的固體岩石圈、氣體大氣層和水圈的交界處。它也是許多生物居住的地方。氣體、液體和固體在這些層之間進行交換，其中兩個循環—水循環和岩石循環—對理解地貌演化至關重要。第三個大循環—生物地球化學循環—是化學元素（碳、氧、鈉、鈣等）在上地幔、地殼和生態圈之間的循環。它對於地貌發展的影響不如其他兩個循環重要，儘管一些生物地球化學循環調節了大氣的組成，從而可能影響風化。
4.2.1 水循環
水圈—地球表面和近地表的水—由降水水分組成。水循環是降水水分通過水圈、大氣層和地殼上部的循環，它與深層岩漿產生的幼年水分和岩石循環的循環相連接。幼年水分從深層岩石層通過火山昇華，首次進入降水區域。另一方面，存在於含水礦物和沉積物孔隙中的降水水分，被稱為伴生水，可能會在俯衝帶被移除，然後深入地球內部。
水循環的陸地階段對於地貌學家來說特別重要。它涉及將水分從大氣傳輸到陸地，然後從陸地返回大氣和海洋。它包括地表排水系統和地下排水系統。在這些排水系統內部流動的水傾向於在排水盆地內組織，美國稱之為流域，英國稱之為集水區。流域水系統可以看作是一組水庫，接收大氣和深層地下水儲存的輸入，通過蒸發和溪流流出以及深層流出來失去輸出，並通過內部流動連接。總之，流域水系統的運行方式如下。進入系統的降水在土壤或岩石表面儲存，或者被植被截留並儲存在那裡，或者直接落入溪流河道中。從植被中流下來的水（樹幹流）、或者從葉子和樹枝滴落下來的水（葉片和樹幹滴水），或者蒸發。從土壤或岩石表面流過表面（地表徑流）、滲入土壤或岩石，或蒸發。一旦進入岩石或土壤，水可以側向流動到山坡下（橫向流動、管道流動、中間流動）來供應河流，也可以向下移動以充實地下水儲存，或者可以蒸發。地下水可以通過毛細作用上升以補充岩石和土壤水儲存，或者可以流入溪流（基流），或者可以與深層儲存交換水分。
4.2.2 岩石循環
在地球演化出固體陸地表面和大氣之後，水循環和板塊構造過程結合在一起，形成了岩石循環。岩石循環是地殼物質（岩石和礦物質）的反復生成和破壞過程（見方補充框4.1）。火山、褶皺、斷層和隆升都將火成岩和其他岩石、水和氣體帶到了大氣層和水圈的基底。一旦暴露在空氣和降水之下，這些岩石開始受到風化作用的分解和瓦解。重力、風和水將風化產物輸送到海洋中。沉積發生在海洋底部。鬆散沉積物的埋藏導致了壓實、膠結和重結晶，從而形成了沉積岩。深埋可以將沉積岩轉化為變質岩。其他深層過程可能產生花崗岩。如果被隆起、侵入或噴發，並暴露在陸地表面，鬆散沉積物、固結沉積物、變質岩和花崗岩可能會加入岩石循環的下一輪。
風化、輸運和沉積是岩石循環中至關重要的過程。與地質結構、構造過程、氣候和生物結合起來，它們塑造了地貌和景觀。火山活動、褶皺、斷層和隆升都可能為地表帶來潛在能量，創造出“原始地形”，在這上面地貌代理作用，塑造出地球表面上各種多樣的地貌 - 物理地表。地貌或外源作用代理是風、水、波浪和冰，它們從外部或從地球內部作用於地表；這些與地質內源（構造和火山）代理形成對比，後者從行星內部作用於地表。 岩石循環的地表階段，特別是陸地表面階段，是地貌學家的領域。物質在陸地表面的流動總體上是單向的，是一個級聯而不是一個循環。陸地表面殘留物級聯的基本過程如下。風化代理沿著風化前緣進入土壤和岩石，這樣做，將新鮮的岩石引入系統中。物質可能通過風、水、冰或動物攜帶的沉積物的沉積而添加到陸地表面。系統中的所有物質都會受到複雜的風化過程的轉化。一些風化產物通過進一步的轉化重新變回岩石狀：在適當的條件下，一些化學物質會從溶液中析出形成硬塊和殼。許多生物體產生抵抗性的有機和無機材料來保護或支撐它們的身體。風化的地幔可以保持在原地，也可以向下移動。在重力的影響下（量體移動），它可以蠕動、滑動、滑塌或流動下坡，或者流動的水可以將其沖洗或攜帶下坡。此外，風可能侵蝕它並將其帶到其他地方。
陸地表面殘留物級聯產生地貌。它部分通過有選擇地風化和侵蝕較弱的岩石來實現，這個過程稱為差異侵蝕（見方補充框4.2）。
4.2.3 生物地球化學循環
生物圈驅動著一個全球性的碳、氧、氫、氮以及其他礦物元素的循環。這些礦物元素在生態圈內循環，並且在生態圈及其環境之間進行交換。這些循環被稱為生物地球化學循環。這些循環的陸地階段與水和碎屑運動密切相關。
在這些循環中，生物圈的作用至關重要。生物，如植物、動物和微生物，透過其生命過程（如光合作用、呼吸、氮固定和分解）參與這些元素的轉換和移動。例如：
碳循環：植物通過光合作用從大氣中吸收二氧化碳，轉化為有機物。動物通過食用植物獲取碳，然後通過呼吸將其釋放回大氣中。海洋、岩石和化石燃料也是碳儲存和交換的重要部分。
氧循環：光合作用產生氧氣，而呼吸作用、腐化和燃燒則消耗氧氣。
氮循環：氮在大氣中豐富，但多數生物無法直接利用。某些微生物能將大氣中的氮氣轉化為可由植物吸收的形式。植物死亡後，氮被還原為氮氣或轉化為其他形式，再次進入大氣。
生物地球化學循環對維持地球上的生命至關重要。它們調節氣候，支持生態系統的多樣性，並影響地球表面的物理和化學特性。人類活動，如燃燒化石燃料、森林砍伐和農業實踐，對這些循環產生了重大影響，導致全球氣候變化和其他環境問題。
4.2.4 相互作用的循環
水循環和岩石循環相互作用（圖4.2）。約翰·普萊費爾可能是第一個認識到這一關鍵的地球系統相互作用的人，他也可能是地球系統科學的曾祖父（見方補充框4.3）。以下是他用古老但非常優雅的語言描述的：我們長期以來一直欣賞大自然中那個美麗的設計，即大氣中蒸發的海洋水在下降時，為地球帶來肥沃，並成為植被和生命的重要原因；但現在我們發現，這個蒸氣不僅使土壤肥沃，而且創造了土壤；它從土壤中準備岩石，並在對表面的重大作用中使用它，將其帶回到了重新形成其所有礦物特性的地區。因此，水分通過空氣的循環不僅是季節交替的主要動力，也是整個大陸的耗損和再生被限定的重要地質循環。
4.3 剝蝕和沈積
4.3.1 風化與侵蝕
風化是岩石通過生物、化學和機械作用在很少或沒有運輸的情況下腐蝕。它產生了一層岩石廢料。風化的地幔可以保持在原地，也可以沿山坡、河流和海底坡向下移動。重力和流體力推動了這種向下運動。有時使用術語質量耗損來描述降低地表的所有過程。它還更具體地用作量體移動的同義詞，量體移動是岩屑塊體在重力作用下沿坡度向下運動的大量轉移。侵蝕，源自拉丁語（erodere，咬；erosus，被侵蝕），是通過風化產物被撿起（攜帶）並被傳送媒體 - 冰、水和風運輸的所有破壞性過程的總和。大多數地貌學家認為運輸是侵蝕的一個組成部分，儘管可以有些學究氣的爭辯，即侵蝕只是由可移動機構獲取材料，並不包括運輸。水是一種廣泛使用的運輸代理，而冰則遠遠不及。流動的空氣可能會在所有陸地環境中侵蝕和攜帶沉積物。它在植被覆蓋稀少或不存在的地方效果最好。風可能會將沉積物沿坡度向上運載並運輸到較遠的距離（參見Simonson 1995）。塵埃大小的顆粒可以在全球範圍內傳播。Denudation，來自拉丁語denudare，意為“暴露”，是風化和侵蝕的聯合作用，這些過程同時削減了地表。
土壤圈中的水和冰（包括裸露岩石的風化部分）可以看作是風化地幔的液體和固體組成部分。風化產物與水和冰一起，傾向於沿著最小阻力線下坡流動，這些線通常與地形等高線垂直。流動線從山頂到山腳和山地，再到海底。沿著流動線向下運動時，水與沉積物的相對比例會發生變化。在山坡上，幾乎沒有水，但有大量的沉積物。量體移動佔優勢。這些在重力的影響下發生，無需移動水、冰或空氣的幫助。在冰川、河流和海洋中，有大量的水承載一些懸浮和溶解的沉積物。通過冰川、河流和海洋運輸發生。
4.3.2 運輸
洪水中的河流展示了沉積物運輸，骯髒的洪水攜帶著來自地表的物質負載。除了可見的沉積物外，河流還攜帶溶液中的物質負載。地貌學家通常區分機械性沉積物運輸，這本質上是機械性的，和溶解性運輸，這本質上是化學性的；他們還區分了涉及大量沉積物整體移動的過程 - 量體移動，和沉積物在流體中以個體顆粒更多或更少分散的方式移動的過程 - 流體運輸（參見Statham 1977，1）。在量體移動中，沉積物的重量是運動的關鍵控制因素，而在流體運輸中，外部流體機構（風或水）的作用是關鍵因素。然而，在緩慢的量體移動和從乾燥移動物質到泥漿水的連續過渡中，這種區別變得模糊。
■ 地貌力量
所有材料的運輸，從固體顆粒到溶解的離子，都需要力來啟動和維持運動。這些力量使巨石從懸崖上墜落，土壤和沉積物沿山坡移動，水和冰沿著河道流動。因此，控制運動的機械原理為了理解運輸過程提供了基礎（見方補充框4.4）。
驅動沉積物運動的力主要來自重力、氣候效應（加熱和冷卻、凍結和融化、風）以及動物和植物的作用。它們可以直接作用，例如重力的作用，或者間接通過水和風等代理機構的作用。在第一種情況下，力使沉積物移動，就像山體滑坡一樣；而在第二種情況下，力使代理機構移動（例如水），然後移動的代理機構對沉積物施加力並趨於移動，就像河流中的沉積物運輸一樣。作用在地貌材料上的主要力量包括重力力、流體力、水壓力、膨脹力、全球流體運動和生物力。
重力Gravitational forces.。重力是推動地貌過程的最大力量。它直接作用於岩石、沉積物、水和冰的物體，使它們趨於運動。此外，它以幾乎統一的速度作用在全球各地，為每秒每秒（m/s2）9.81米的幾乎均勻的幅度，僅有由於距離地球中心的距離和緯度而產生的輕微變化。
流體力Fluid forces.。水流經傾斜的陸地表面。它可以是細分或均勻的片狀流動，也可以是河流和河流中的通道流動。水是一種流體，因此它會沿著施加在它上的任何力的方向移動，而不需要關鍵力。因此，水在其自身重力的影響下下坡流動，這是一種重力力。移動水只使用了下坡力的一部分，在克服各種流動阻力後，留在流中的部分可能攜帶材料或沿著水 - 地接觸運動。水還攜帶溶解物質，它以與水相同的速度傳播，基本上表現為流體的一部分。
水壓力Water pressure forces.。土壤和沉積物中的水會產生各種可以影響沉積物運動的力。飽和（所有孔隙都填充了）和非飽和（一些孔隙填充了）條件下的力不同。首先，在土壤或沉積物被浸泡在水體中的飽和條件下（例如，在水位以下），一個等於水重的向上浮力或水壓力力會移動和減輕由沉積物重量所造成的下行力的一部分。其次，在非飽和條件下，負孔隙壓力或吸引力力傾向於保持孔隙內的水，甚至通過毛細上升從水位上升。這種負孔隙壓力增加了沉積物顆粒之間的正常力，增加了它們的運動阻力。這種毛細的內聚力使沙堡不會倒塌。雨滴落在地面時也會產生力。根據它們的大小和終端速度，它們可能會產生足夠強的力來移動沉積物顆粒。
膨脹力Expansion forces.。沉積物、土壤甚至堅固的岩石可能會因溫度的變化（加熱和冷卻、凍結和融化）或含水量的變化（濕潤和乾燥），有時還會因礦物質的化學變化而膨脹和收縮。膨脹傾向於在所有方向上都有作用，因此發生的任何運動都是可逆的。然而，在坡度上，由於重力的作用，下坡方向的膨脹大於上坡方向的收縮，產生了材料的整體下坡運動。
全球流體運動Global fluid movements.。風以與水類似的方式攜帶沉積物 - 沿著“床”或懸掛。但是，由於空氣是比水密度更小的流體，因此對於相同的流速，它攜帶細微性較小的沉積物。
生物力Biological forces.。動物和植物產生影響沉積物運動的力。植物根系會推開物質，如果這發生在坡度上，可能會導致整體下坡運動。掘洞的動物挖掘土壤和沉積物，重新分佈到陸地表面（見Butler 1995）。在動物挖掘進坡度的地方，可能會發生整體下坡運動。人類是最有力的生物力量。
總之，大多數沉積物的運動需要來自重力作用的下坡力，但氣候、氣象和生物因素也可能在運動材料中起到重要作用。
4.3.3 剪切應力、摩擦、內聚力和剪切強度
少數幾個關鍵機制可以解釋運輸過程的很多內容 - 力、應力、摩擦和剪切強度。土壤靜置在斜坡上的情況展示了這些機制。重力作用于沉積物，產生應力。法向應力（垂直於斜坡方向的作用）傾向於使沉積物保持在原地。剪切應力沿下坡方向作用，如果足夠大，將使土壤向下移動。
三個因素阻止了這種向下的運動 - 摩擦、內聚力和剪切強度。摩擦阻礙滑動。許多因素會影響它，其中最重要的是：
• 沉積物與底層岩石之間的摩擦
• 沉積物內顆粒的內部摩擦（取決於它們的大小、形狀、排列、抗壓性和單位體積的接觸次數）
• 法向應力（這個值越大，摩擦越大）
• 沉積物與岩石的接觸面的光滑程度，這會影響摩擦角。
在斜坡上的土壤體無需外部施加力就能移動。如果坡角足夠陡，土壤的重力分量將提供足夠的下坡力來引起運動。當坡角達到臨界值時，土壤將開始滑動。這個臨界角是靜態滑動摩擦角，切線等於靜摩擦係數。有效法向應力，考慮了土壤中的孔隙水壓力，也會影響滑動。在乾燥物料中，有效法向應力與法向應力相同，但在潮濕但非飽和的土壤中，孔隙水壓力為負值，有效剪切應力小於剪切應力。土壤的內聚力（個體顆粒保持在一起的程度）也會影響滑動，具有內聚性的沉積物比非內聚性的沉積物更能抵抗滑動。最後，剪切強度，即土壤對剪切應力的抵抗，影響運動。莫爾-庫侖定律將剪切強度與內聚力、重力和摩擦相關聯（見下文）。當剪切應力（驅動力）超過剪切強度（阻力力）時，坡面發生破裂，土壤移動。在岩石中，風化（可能會增加內聚力）、裂隙和層理面的存在（可能會降低摩擦角）、孔隙水（降低有效法向應力並增加內聚力）以及植被（增加摩擦角並可能增加內聚力）都會影響剪切強度。影響剪切強度的其他因素包括水或建築材料添加到坡上的額外重量、地震以及岩層的侵蝕或挖掘。
4.3.4 土壤行為：對應力的回應
材料被分類為剛性固體、彈性固體、塑性固體或流體。每個類別對應力的反應不同：它們之間都有一個特徵性的應變速率與施加的應力（剪應力）之間的關係（圖4.5）。固體和液體很容易定義。完美的牛頓流體在施加應力時立即開始變形，應變速率隨著剪應力按黏度確定的速度線性增加。固體可以承受任何數量的應力，並保持剛性，直到材料的強度被超越，此時它將根據施加應力的速度進行變形或斷裂。如果突然敲擊堅硬的太妃糖棒，它會表現得像剛性固體並斷裂。如果對它施加輕微的壓力一段時間，它會表現得像彈性固體，變形是可逆的，然後才會斷裂。當對它們施加小應力時，地球材料會在變形時表現出彈性。完美的塑性固體抵抗變形，直到剪切應力達到稱為屈服極限的閾值。一旦超過屈服應力，塑性體的變形是無限的，它們在撤回應力後不會恢復其原始形狀。流體包括水和液化的土壤或沉積物，即表現為流體的土壤和沉積物。
瞭解不同材料的流變學（對應力的回應）的一個簡單方法是想像一個橡膠球、一個粘土球、一滴蜂蜜和一個立方形的岩鹽晶體（參見Selby 1982，74）。當從相同的高度落在堅硬的地板上時，彈性球在衝擊時發生變形，但迅速恢復形狀；塑膠粘土粘在地板上形成一團；粘稠的蜂蜜在地板上緩慢流動；而脆弱的岩鹽晶體破碎，碎片散佈在地板上。
土壤材料可以根據它們含水量的多少表現為固體、彈性固體、塑性固體或甚至流體，這取決於它們含水量，包括孔隙中的空氣和水含量。收縮極限定義了低於該極限的土壤在乾燥時保持恒定體積的點，並表現為固體。塑性極限是土壤可以成型的最低含水量。液體極限是指由於高含水量，土壤變成顆粒在水中的懸浮物並在自身重力下流動的點。分離不同土壤行為的三個限制 - 收縮極限、塑性極限和液體極限 - 稱為阿特伯格極限，以瑞典土壤科學家阿爾伯特·阿特伯格的名字命名（圖4.6）。塑性指數，定義為液體極限減去塑性極限，是潛在的坡不穩定性的重要指標。指數越高，坡的穩定性越差。
一些土壤，被稱為快速黏土或敏感土壤，具有蜂窩結構，允許水含量超過液體極限。如果這種土壤受到高的剪切應力影響，可能是由於地震或埋藏，它們可能會突然坍塌，擠出水並將土壤變成液體。快速黏土通常與大規模且迅速的坡體物質流有關。強烈的震動，如地震衝擊所產生的，也可能使飽和砂土塊液化。
4.3.5 沉積
沉積是通過化學、物理或生物方式將沉積物放置下來的過程。重力和流體力量使侵蝕物質移動。 當流體的運載能力不足以攜帶固體沉積物負載，或者在化學環境下導致溶質沉澱時，沉積物會發生。沉積體出現在沉積速度超過侵蝕速度並且化學沉澱超過溶解損失的地方。沉積物儲存地包括山坡下半部分、山谷底部、河流、湖泊、河口、海灘、大陸架和開放海洋底部。
沉積物是臨時休息的物質，儘管有時可休息數億年，位於地球表面或附近。沉積物質來自於風化、剝蝕和侵蝕、火山活動、宇宙物體撞擊以及生物過程。幾乎所有沉積物都堆積成整齊的層，記錄著它們自己的沉積歷史。在地球的漫長歷史中，沉積產生了地質或地層柱（見附錄1）。每個泛義生代時期已知的最大沉積厚度相加約為14萬米（Holmes 1965, 157）。
■ 碎屑沉積物 Clastic sediments
碎屑或破碎沉積物是通過岩石風化和侵蝕形成的。風化過程會在化學和物理上攻擊岩石，使其變軟、變弱和破碎，從而釋放出碎片或岩石顆粒，這些顆粒的大小範圍從粘土到大型巨石。這些顆粒可以在原地積聚形成土層，或者在流體介質（空氣、水或冰）的作用下成為碎屑沉積物。
碎屑沉積物的分類主要基於顆粒的大小，鬆散的沉積物及其水泥化或壓實的等效物具有不同的名稱：
碎礫岩沉積物包括最粗糙的鬆散碎片，通常直徑為2毫米或更大。它們包括各種類型的礫石，如巨石、卵石、小圓石、圓石和小顆粒，有時形成明顯的沉積物，如冰川砂礫。當這些粗糙的沉積物變得硬化（水泥化或壓實）時，它們形成了碎礫岩沉積岩。例如，由水泥粘在一起的圓石堆積物（主要由圓石碎片組成），角礫岩（主要由角狀碎片水泥化在一起）和砂岩。
砂礫沉積物，或稱為沙，包括直徑在2-0.0625毫米範圍內的鬆散碎片。當這些砂礫變得硬化時，它們被稱為砂質沉積岩。例如，砂岩、長石砂岩、灰岩和旗石。
黏土沉積物包括直徑小於0.0625毫米的鬆散碎片，分為粉土和黏土。粉土是直徑在0.0625-0.002毫米範圍內的顆粒，而黏土則由直徑小於0.002毫米的膠體物質組成。當這些細粒沉積物硬化時，被稱為黏土沉積岩，包括粉土和黏土。例如，黏土岩、粉土岩、泥岩、頁岩和泥灰岩。粘土大小的顆粒通常由黏土礦物組成，但也可能由其他礦物碎片組成。
■ 化學沉積物
化學沉積物的材料主要來自於風化，風化釋放了溶解和固體形式的礦物物質。在適當的條件下，可化學沉澱可溶性物質。通常，沉澱通常在原地形成於土壤、沉積物或水體中（如海洋、海灘、湖泊，較少見的是河流）。
海底上的鐵氧化物和氫氧化物會以綠色的鐵矽酸鹽形式沉積，稱為chamosite。在陸地上，由風化釋放的鐵會溶解，並在適當的條件下沉積形成不同的礦物，包括菱鐵礦、赤鐵礦（泥鐵）和藍鐵礦。地下水中的碳酸鈣會在洞穴和石窟中沉積形成流石片，或形成鐘乳石、鐘乳石柱和滴石的柱狀鐘乳石（p. 422）。它有時會在泉水周圍沉積，覆蓋植物形成石灰華或鈣華（p. 415）。蒸發物是在低窪陸地區和內陸海域中由可溶鹽沉澱形成的。它們包括鹽（氯化鈉）、石膏（硫酸鈣水合物）、無水石膏（硫酸鈣）、卡納利特（氯化鉀和鎂的水合物）和鉀鹽（氯化鉀）。蒸發物沉積物出現在碎屑物附加量較低且蒸發較高的地方。目前，蒸發物正在阿拉伯灣、鹽灘或sabkhas以及內陸湖泊的邊緣等地形成。已知在地質記錄中有鹽灘沉積物，但大規模的蒸發物沉積物，包括北歐的二疊紀澤斯坦盆地和北海，可能是深海沉積物，至少在某種程度上是如此。
土壤和沉積物中的沉積化學物質通常形成被稱為硬化層的堅硬層。這些層以硬塊或皮殼，或者僅以硬層形式存在。主要類型在第147頁提到。
■ 生物沉積物
最終，生物沉積物和礦物燃料中的化學物質來自岩石、水和空氣。它們被納入有機體中，並在有機體死後可能積累。石灰岩是一種常見的生物岩石。從海水中提取碳酸鈣的有機體殼形成了它。白堊是石灰岩的一種細粒且通常脆弱的變體。一些生物體還提取少量的鎂和鈣來構建它們的殼 - 這些生物體產生富含鎂的石灰岩。白雲石是一種鈣鎂碳酸鹽。其他生物體，包括矽藻、放射蟲和海綿，利用二氧化矽。這些是矽質沉積物（如玉髓和打火石和矽質淤泥）的來源。
死有機體的有機部分可以積累形成各種生物沉積物。主要的變種包括有機泥（由細碎的植物碎屑組成）和泥炭（經過岩石化後稱為煤）。傳統上，有機物被分為沉積物（運輸）和惰性（殘渣）。沉積性有機物稱為dy、gyttja和沖積泥。Dy和gyttja是瑞典詞，沒有英文對應詞。Dy是在腐殖酸湖泊和水池中由溶解的腐殖質物質混凝和沉澱形成的明膠狀酸性沉積物。Gyttja包括幾種生物產生的沉積淤泥。它通常分為有機、鈣質和矽質類型。惰性有機物是泥炭，有許多類型。
■ 沉積環境
三個主要的沉積環境是陸地、淺海和深海。每個環境都由一個主要的沉積過程主宰：陸地環境中是由重力驅動的流動（乾燥和潮濕）；淺海環境中是由流體流動（潮汐運動和波浪引起的洋流）；深海環境中則是由密度流造成的懸浮沉降和單向流動（密度流創建）（Fraser 1989）。過渡帶分隔了三個主要的沉積環境。沿岸過渡帶分隔陸地和淺海環境；架邊-上坡過渡帶分隔淺海和深海環境。
沉積物在所有陸地和海洋環境中積累，形成沉積性地形。一般而言，陸地是沉積物的來源，而海洋是沉積物的蓄積區。儘管如此，陸地上也有大量的沉積物，海洋底部有許多侵蝕特徵。沉積物沉積通常根據創建它們的過程命名。風產生風化沉積物，雨和河流產生河流沉積物，湖泊產生湖泊沉積物，冰產生冰川沉積物，海洋產生海洋沉積物。一些沉積物來源混合，如冰河河流沉積物和冰川海洋沉積物（也拼寫為glacifluvial和glacimarine）。在陸地上，最普遍的“沉積體”是風化的地幔或壤土。壤土的厚度取決於風化前緣向新鮮岩床前進的速度以及侵蝕損失的淨速率（水和風攜帶的沉積物和風帶出的沉積物之間的差異）。在一些沖積平原等地積聚大量的陸地沉積物，這些材料通常會被稱為沉積物而不是壤土。然而，壤土和厚厚的沉積物體都是地形過程的產物。因此，它們與下面的基岩有所不同，後者是岩石圈過程的產物。
重力、水和風將壤土中的非固化風化物質在山坡和河谷中運輸。局部積累形成沉積物存儲。存儲在山坡上的沉積物包括碎石、泥瀝青和talluvium。碎石由大型岩石碎片製成，瀝青由較細的材料製成，talluvium則由細和粗的材料混合製成。存儲在山谷中的沉積物是淤積物。它出現在扇形淤積物和洪泛平原中。所有這些斜坡和山谷的儲存庫，除了碎石之外，都是水流輸送的沉積物。
4.4 剝蝕和全球氣候
在19世紀40年代，對密西西比河每年運輸的沉積物量進行了測量，而阿奇巴爾德·吉基在19世紀60年代計算了世界上一些主要河流的現代剝蝕速度。到了20世紀初幾十年，河流的溶解物負載測量使得化學剝蝕速度的估算成為可能。直到20世紀40年代地形地貌學的“定量革命”之後，各種環境中的地形過程速度才開始測量，剝蝕速度的全球圖像才被拼湊在一起。
4.4.1 機械剝蝕
■ 測量剝蝕速度
從河流的溶解和懸浮載荷、水庫沉積以及地質沉積的速度來判斷總的剝蝕速度。圖4.7a描述了世界主要流域的泥沙產量分佈，圖4.7b顯示了世界主要河流每年向大海排放的沉積物。需要強調的是，這些數字並未測量總的土壤剝蝕速度，因為大部分沉積物是從高地剝蝕，然後沉積在低地，停留在那裡，因此在很長一段時間內才運抵大海（Milliman和Meade 1983）。表4.3顯示了各大陸的化學和機械剝蝕的分佈。
■ 影響剝蝕速度的因素
機械剝蝕的控制因素非常複雜，數據也不完整，因此試圖評估涉及的變數的比較作用是具有挑戰性的。儘管如此，一些研究人員嘗試理解現有數據（例如，Fournier 1960; Strakhov 1967）。弗雷德里克·弗尼爾（Frédéric Fournier，1960年），使用了來自78個流域的沉積物數據，將懸浮沉積物產量與氣候參數p2/P（其中p是降雨最多的月份的降雨量，P是年均降雨量）相關聯。盡管預期降雨量增加會增加沉積物產量，但當流域被分為地勢類別時，可以找到更好的解釋程度。弗尼爾對數據擬合了一個經驗方程式：
log E = –1.56 + 2.65 log (p2/P+ 0.46 logH – tan )
其中E是懸浮沉積物產量（t/km2/yr），
p2/P是氣候因數（mm），H是流域的平均高度，tan（θ）是流域的平均坡度的切線。應用這個方程，弗尼爾繪製了世界機械剝蝕的分佈圖。他的地圖顯示，在季節性潮濕的熱帶地區，剝蝕速度最快，而在赤道地區，沒有季節性影響，也在乾旱地區下降，那裡總流量較低。
約翰·D·米利曼（John D. Milliman，1980年）確定了一些自然因素，似乎控制著河流的懸浮沉積物載荷：流域地勢、流域面積、比流量、流域地質、氣候和湖泊的存在。氣候因素通過年均溫度、總降雨量和降雨季節性影響懸浮沉積物載荷。大雨通常會產生高的流量，但像南亞季風氣候這樣的大雨季節，對於產生大量懸浮沉積物的效果非常明顯。另一方面，在年降雨量較高的地區，例如剛果流域，沉積物載荷不一定很高。在乾旱地區，低降雨量導致河流流量較小，沉積物輸送量低；但由於水源匱乏，懸浮沉積物濃度仍然可能很高。這是許多澳大利亞河流的情況。最大的懸浮沉積物載荷來自山地熱帶島嶼、活躍冰川地區、靠近海岸的山區以及排水到黃土土壤的地區：它們並不是由氣候直接決定的（Berner和Berner 1987，183）。正如人們所預料的，沉積在內陸大陸架上的沉積物反映出源流域中的氣候差異：泥巴在高溫和高降雨的地區最豐富；沙子在各處都很豐富，但在溫度和降雨中等的地區以及所有乾旱地區，除了極寒氣候的地區，特別豐富；碎石在低溫地區最常見；岩石在寒冷地區最常見（Hayes 1967）。
在河流沉積物中大量的石英，以及高矽鋁比，表明了強烈的熱帶風化作用。對河流沉積物的化學性質的研究顯示，（1）熱帶地區和（2）溫帶和極寒地區的不同風化作用模式可以歸因於熱帶地區，岩石風化作用強烈，而在溫帶和極寒地區，岩石風化作用較弱。Martin和Meybeck（1979）的研究也表明，熱帶河流的懸浮物負載中含有高濃度的鐵和鋁相對於可溶性元素，因為它們的懸浮物負載來自土壤，其中可溶性物質已經被徹底淋洗浸出。而溫帶和極地河流的研究顯示，相對於可溶性元素，懸浮物中的鐵和鋁的濃度較低，因為可溶性成分的一小部分已被去除。這一廣泛的模式幾乎肯定會被地勢和岩石類型的影響所扭曲。事實上，懸浮物負載（第194頁）的數據包括例外情況：其中一些熱帶河流的鈣濃度較高，可能是由於流域內存在石灰岩。此外，在解釋熱帶河流沉積物中鈣濃度通常較低時，應該牢記碳酸鹽岩在溫帶地區比熱帶地區更豐富（參見圖14.2）。
■ 氣候與剝蝕
忽略不常見但極端值並校正地勢的影響，剝蝕的總速率與氣候存在關係（表4.4）。山谷冰川的速度明顯快於任何氣候下的正常剝蝕，但不一定是冰川的剝蝕速度。極地和山地環境中剝蝕速度的廣泛差異可能反映了降雨幅度的大範圍變化。最低的最小值，可能是最低的最大值，在潮濕溫帶氣候中出現，那裡蠕變速度很慢，由於植被密集，沖刷非常緩慢，由於低溫，溶解速度相對較慢。在其他條件相同的情況下，溫帶大陸性氣候中的剝蝕速度稍微快一些。半乾旱、熱帶和熱帶草原地區似乎都有較快的剝蝕速度。顯然，需要進一步對所有氣候區域的長期剝蝕過程進行研究，以獲得更清晰的剝蝕全球模式。
4.4.2 化學剝蝕
化學剝蝕速度的控制因素可能比機械剝蝕速度的控制因素更容易確定。幾十年來，有關大陸上物質溶解損失的可靠估計一直可用（例如Livingstone 1963），盡管最近的估計克服了一些舊數據集中的不足。從表4.3中的數據可以明顯看出，大陸上物質在溶液中被移除的量與平均比流量（面積單位的流量）並無直接關聯。南美洲具有最高的平均比流量，但化學剝蝕速度排名第二低。歐洲具有相對較低的平均比流量，但化學剝蝕速度排名第二高。另一方面，非洲具有最低的平均比流量和最低的化學剝蝕速度。簡而言之，大陸在抵抗剝蝕方面存在差異，不能僅僅用氣候差異來解釋。
對大陸的化學剝蝕速率的主要控制因素可以從世界主要河流的化學成分數據（表4.5）中得出。河水的溶質組成在大陸之間存在差異，部分是由於地勢和岩石成分的不同，部分是由於氣候差異。流經大陸的水主要由鈣離子和碳酸氫根離子主導。這些化學物種解釋了南美洲的稀釋水和歐洲的濃縮水。溶解的矽和氯濃度與總溶解固體沒有一致的關係。鈣離子濃度和溶解矽濃度之間的互相關係暗示了岩石類型的一定程度的控制：歐洲和北美的地下主要由沉積岩構成，而非洲和南美的地下主要由結晶岩構成。然而，由於大陸主要由各種不同的岩石混合而成，因此讀取這些數字並過度強調這種解釋是不明智的。
許多因素影響河水的天然化學組成：降雨和蒸發的量和性質，流域地質和風化歷史，平均溫度，地形和生態系統（Berner和Berner 1987，193）。根據羅納德·J·吉布斯（Ronald J. Gibbs，1970, 1973）繪製的一些主要河流的總溶解固體與鈣加鈉含量的圖表，有三種主要的地表水類型：
總溶解固體負荷低（約10 mg/l），但溶解鈣和鈉含量高的水，如Matari和Negro河，非常依賴降水量和組成量。
總溶解固體負荷中等（約100–1,000 mg/l），但溶解鈣和鈉含量低至中等的水，如尼羅河和多瑙河，受岩石風化的影響很大。
總溶解固體負荷高（約10,000 mg/l），溶解鈣和鈉含量高的水，主要由蒸發和分散結晶決定，以Rio Grande和Pecos河為例。
這種分類一直引起了很多爭議（參見Berner和Berner 1987，197–205），但不可否認的是氣候確實在確定河水組成方面發揮了作用，這一事實得到了溶質進入海洋的來源所證實。化學剝蝕在潮濕溫帶和熱帶地區的山區地區最為嚴重。因此，大多數進入海洋的溶解離子負載來自山區地區，而74％的矽來自熱帶地區。
進一步的研究澄清了化學風化、機械風化、岩石學和氣候之間的聯繫（Meybeck 1987）。化學運輸，指的是主要離子加上溶解矽的總和，隨著具體的流出率增加而增加，但對於給定流出率的負載取決於底層岩石類型（圖4.8）。個別的溶質呈現類似的模式。溶解的矽之所以有趣，是因為雖然隨著具體流出率的增加，增加速率在所有氣候中大致相同，但實際的溶解矽量隨著溫度的升高而增加（圖4.8b）。這種情況表明，儘管岩石學、距離海洋的距離和氣候都影響了河流中的溶質濃度，尤其是主要河流中，但運輸速率首先取決於具體的河流流量（本身與氣候因素相關），然後取決於岩石學。
4.4.3 區域和全球剝蝕模式
由於岩石類型、植被覆蓋等地方因素的局部影響，河流的沉積物和溶質負荷在特定地區內存在巨大變化。試圖解釋剝蝕的區域變化比試圖解釋全球模式更成功，主要因為測量站的覆蓋更好，並且更容易考慮氣候以外的因素。已經確立了世界各地流域的懸浮沉積物輸出和年平均降雨量以及年平均徑流量之間的正相關關係，這只是證明瞭進入系統的水越多，剝蝕性就越大。像懸浮沉積物負載一樣，溶質負載在全球趨勢周圍表現出明顯的局部變化。特別是在較小的地區中，岩石類型的影響變得更加明顯。例如，英國的溶解負載範圍從每平方公里10多噸至200多噸，而國家模式受岩石學的影響遠大於年度徑流量的多寡（Walling和Webb 1986）。非常高的溶質負載與可溶性岩石的露頭有關。在亞馬遜地區的鹽礦床下游區域，已經記錄到了極高的溶質負載，達到了每平方公里6000噸，而在巴布亞新幾內亞的石灰岩地區，已經測量到每平方公里750噸的負載。
有關全球和區域沉積物輸出的一切一般和詳細總結（例如Fournier 1960; Jansson 1988; Milliman and Meade 1983; Summerfield and Hulton 1994）都分為兩個意見陣營，涉及到大尺度剝蝕主要決定因素的問題。第一個營地認為地勢是影響剝蝕速度的主要因素，氣候起輔助作用。第二個營地認為氣候起主要作用，將地勢降至支援性作用。似乎每個人都同意，無論是地勢還是氣候（根據降雨剝蝕性的替代指標）都是全球尺度剝蝕速度的主要控制因素。問題在於如何決定每個因素所做的相對貢獻。Jonathan D. Phillips（1990）試圖通過考慮三個問題來解決這個問題：（1）是否確實地勢和氣候是土壤流失的主要因素；（2）如果是這樣，那麼在全球尺度上地勢或氣候哪個因素更重要；（3）已知可以影響局部尺度土壤流失的其他因素是否在全球尺度上有顯著影響。 Phillips的結果顯示，坡度梯度（地勢因素）是土壤流失的主要決定因素，解釋了全球剝蝕速度最大預期變化的約70％。氣候，即降雨剝蝕性，不太重要，但地勢（坡度梯度）和徑流因數解釋了最大預期變化的99％。徑流因數的重要性，由描述降雨保留（獨立於徑流的氣候影響）的變數代表，是令人驚訝的。它比降雨因數更重要。鑑於Phillips的發現，也許更值得仔細研究這一事實，即氣候帶內的沉積物輸出變化大於氣候帶之間的變化（Jansson 1988）。在局部尺度上，植被覆蓋的影響可能在決定土壤剝蝕速度方面起著關鍵作用（例如Thornes 1990）。
Niels Hovius（1998）匯編了用於以前研究的九十七個世界各地主要集水區的十四個氣候和地形變數的數據。他發現，這些變數中的任何一個都不與沉積物輸出有良好的相關性，這表明沉積物輸出沒有一個單一變數是主要的決定因素。然而，一個多變量回歸方程的組合成功地預測了沉積物輸出。一個五項模型解釋了49％的沉積物輸出變化：
ln E = 3.585 - 0.416 ln A + 4.26 10–4Hmax + 0.150T + 0.095Trange + 0.0015R
其中E是特定的沉積物輸出（t/km2/yr）， A是集水區面積（km2），Hmax是集水區的最大海拔（m），T是平均年溫度（°C），Trange是年溫度範圍（°C），R是特定的徑流（mm/yr）。當然，五項模型未能解釋的沉積物輸出變化中的51％，可能是可剝蝕物質的供應，從地質角度來看，主要取決於岩石的隆升。通過隆升輸入的新物質應該解釋了超出材料剝蝕性所解釋的變化。
對化學和物理剝蝕數據的全球調查總結了有關地區變化的解釋中構造、環境和人類的相對作用的一些有趣結論（Stallard 1995）。從這項研究中總結出四個主要觀點。首先，在構造活躍的山脈帶中，碳酸鹽和蒸發物的風化占主要成分，而弱岩石的剝蝕則占固體載荷的主導地位。在這些地區，人類活動可能在短期內使物理剝蝕增加幾個數量級。每百萬年需要1000米的隆升來維持觀察到的化學和物理剝蝕速度。第二，老山脈帶的物理剝蝕低於具有相似地勢的年輕山脈帶，也許是因為最弱的岩石已經被早期剝蝕剝奪。第三，在楯地區，由於早期剝蝕，弱岩石很少露出，化學和物理剝蝕速度非常緩慢。最後，可以劃分出一個基本區別，即土壤發育和沉積物儲存發生的地區（剝蝕受到運輸能力限制的地區）和快速剝蝕的地區（剝蝕受到新鮮沉積物產生的氣象作用的地區）。
4.4.4 全球構造和氣候系統
自1990年代以來，地貌學家逐漸認識到全球構造系統和世界氣候系統以復雜的方式互動。這些互動引起了大氣環流模式、降水、氣候、隆升和剝蝕速度、化學風化以及沉積的根本變化（Raymo和Ruddiman 1992; Small和Anderson 1995; Montgomery等人 2001）。大尺度地貌、氣候和地形過程的相互作用至少以三種方式發生 - 通過板塊構造過程對地形的直接影響（第99-113頁），通過地形對氣候的直接影響（以及氣候對隆升的影響），以及通過地形對化學風化速率和大氣二氧化碳濃度的間接影響。
地形變化，例如山脈和高原的隆升，可以影響區域氣候，既通過在屏障的風向側局部增加降水，尤其是在風ward面，也通過提高地表海拔的冷卻效應（例如Ollier 2004a）。如果地形變化與地球氣候系統的關鍵組成部分互動，則地形變化可能會對各個方面產生廣泛的影響。在南非，中新近紀時期，特別是在亞洲東部，地形上升了1000米，將使地表溫度降低大致相同的程度，就像高緯度地區的冰川時期一樣（Partridge 1998）。青藏高原及其周邊山脈的隆升可能通過加強亞洲季風（通過改變由於海拔上升而引起的地表大氣壓力），通過創建一個高海拔的風流屏障來影響急流，以及通過鼓勵熱交換（Liu和Ding 1998; Fang等人 1999a, b）而積極促使氣候變化。這些作用似乎發生在約800,000年前。然而，有關晚始新世和更年輕地層的氧同位素研究表明，至少在約3500萬年的時間裡，該地區的高度一直超過4公里（Rowley和Currie 2006）。
最近的研究顯示，地區性氣候變化和地壓引起的地升可能通過涉及地殼岩石的擠壓正反饋循環來促進進一步的地升（例如Molnar和England 1990; Hodges 2006）。在喜馬拉雅山區，亞洲季風在山脈的南側傾瀉大量降雨。雨水剝蝕岩石，使藏地下的流體下地殼向剝蝕區域擠壓。地升是由於岩石的擠壓而產生的，這平衡了剝蝕，從而降低了地表高度。因此，擠壓過程使喜馬拉雅山脈的前緣保持陡峭，鼓勵大雨，從而完成了正反饋循環（但請參見Ollier 2006提出的不同觀點）。
二氧化碳是確定全球平均溫度的關鍵因素。在地質時間尺度（百萬和數千萬年）內，大氣中的二氧化碳水準取決於火山作用輸入的二氧化碳速率，尤其是沿著中洋脊的速率，以及矽酸鹽岩石的風化通過碳酸化的速率，這是一個消耗二氧化碳的過程。鑒於二氧化碳通過火山作用似乎在整個地球歷史中變化不大，可以合理地假定全球化學風化速率的變化應該解釋了大氣中二氧化碳池大小的非常長期的變化。那麼是什麼導致了化學風化速率的大變化？陡峭的斜坡似乎扮演著關鍵角色。這一相對較新的發現基於風化速率在很大程度上取決於穿越風化區的水量。在具有很少或沒有風化地幔和高降雨量的陡峭斜坡上，風化速率最高，而流失量也很高。在經歷這些情況的地區，剝蝕過程更有可能移除風化材料，從而暴露新鮮基岩，讓滲透的水攻擊。在風化地幔厚度較大且坡度較淺的地區，很少有水達到風化前線，幾乎沒有發生化學風化。有趣的是，陡峭的斜坡特點是積極的地升地區，也是高降雨和流失的地區。因此，“地質時間內山區建設速率的變化可能會影響全球化學風化速率的整體速率，進而通過改變大氣CO2的濃度來影響全球平均溫度”（Summerfield 2007, 105）。如果由於地構性隆升而導致化學風化速率增加，那麼二氧化碳將被從大氣中抽出，但系統中必須存在一些整體負反饋，否則大氣中的二氧化碳將耗盡，或將繼續增加並引起失控的溫室效應。在地球歷史中，這兩者都沒有發生，而所需的負反饋可能主要通過溫度對化學風化速率的間接影響來實現。很可能如果全球溫度上升，這將加速水循環並增加流失。這將進一步傾向於增加化學風化速率，從而降低大氣CO2濃度，進而降低全球平均溫度。也有可能大氣二氧化碳濃度的變化可能直接影響化學風化速率，這可能提供了另一種負反饋機制。
關於與地升相關的增加風化速率導致剝蝕並將足夠的二氧化碳從大氣中去除以控制氣候的想法有反對意見。Ollier（2004a）確定了他所謂的‘三個誤解’之間的剝蝕、風化和二氧化碳之間的關係。首先，風化和剝蝕不一定是當前的過程 - 剝蝕，尤其是在山區地區的剝蝕，可能發生的岩石或礦物碎片的化學改變很少。其次，在大多數情況下，水解而不是碳酸化是主要的風化過程 - 風化產生黏土而不是碳酸鹽。此外，證據表明，化學風化速率自中新世或早第三紀以來已經下降，之前在廣闊平原上形成了深層風化剖面。今天，深層風化剖面僅在潮濕熱帶地區形成。第三，Ollier質疑山脈形成的公認年代學，認為青藏高原、北美西部高地和安第斯山脈在約4000萬年前開始升起，而更傾向於在過去的數百萬年內上升。
4.5 人類改變地貌
4.5.1 地貌足跡
地球表面的物質轉移和地形改造過去兩個多世紀以來，人類已經對這方面產生了越來越重要的影響，主要是通過農業實踐、礦業和採石以及道路和城市的建設。正如哈里森·布朗（1956，1031）所評論的：
一個有30億人口的人群將以每年約1500噸的速度消耗岩石。如果我們假設世界上所有的陸地都可以用於這種加工，那麼平均而言，人類將以每年3.3毫米的速度向下“吞食”，或者每千年超過3米。這個數字讓我們對未來幾個世紀可能達到的剝蝕速率有了一些想法。它也讓我們對人類手中的剝蝕能力有了一個概念。
“地貌足跡”是一種測量人類創建新地貌和動員沉積物的速率的方法（Rivas等，2006）。對於四個研究區域 - 西班牙北部的一個和阿根廷中部和東部的三個區域 - 在西班牙區域，挖掘和採礦活動以每人每年7.9平方米的速率創建了新的地貌，而在阿根廷區域則是每人每年5.93平方米。這些活動創建的沉積物體積分別為每人每年30.4立方米和6.4立方米，這些數值轉換為西班牙研究地點的沉積物動員速率為每年2.4毫米，阿根廷研究地點為每年0.8毫米，這些速率超過了自然過程的沉積物動員速率兩個數量級。如果這些數據代表其他以人類為主的地區，那麼布朗的剝蝕速率可能在本世紀達到，人口規模較小。
人類已經變得越來越善於犁地和在建設和採礦活動中挖掘和移動材料。事實上，人類在無意中和故意移動土壤和沉積物方面如此高效，以至於他們已經成為剝蝕的領先地貌代理（例如Hooke 2000）。將人類引起的剝蝕放在地質的角度來看，這一點得以證明（Wilkinson 2005）。儲存在大陸和海洋沉積岩中的風化碎屑表明，平均而言，大陸表面每百萬年通過自然剝蝕降低幾十米。相比之下，建設、採礦和農業活動目前運輸沉積物和岩石，並將所有無冰的大陸表面降低了幾百米每百萬年。因此，人類種群現在在運輸沉積物方面比所有其他地形過程加起來重要了兩個數量級。
人類對沉積物通量的主要影響領域是通過礦業和建設、農業和大壩建設。
4.5.2 採礦與建設
在地方和區域層面，人類在自然環境與城市和工業建成環境之間轉移固體材料。羅伯特·萊奈爾·謝爾洛克在他的著作《人類作為地質代理人：關於他對無生命自然的作用的說明》（1922年）中認識到了人類活動在地貌過程中的作用，並提供了許多有關採礦、建設和城市發展所涉及的材料數量的例證。最近的研究確認了採礦和建設活動在地球表面變化中的重要性。在英國，諸如直接挖掘、城市發展和垃圾堆放等過程正在推動景觀變化：人類每年有意地轉移約6.88億至9.72億噸地球表面材料；具體數字取決於是否考慮露天採礦中的覆蓋層的替換。英國的河流每年只向周圍海域輸出約1000萬噸固體沉積物和4000萬噸溶質。令人驚訝的事實是，人類有意的轉移材料幾乎比自然過程多移動了十四倍的物質。英國的地表變化速度是自最後一次冰河時代以來最快的，也可能是過去6000萬年以來最快的（Douglas和Lawson 2001）。
每年，人類通過礦產提取過程移動約570億噸材料。河流每年向海洋輸送約220億噸沉積物，因此人類的沉積物負載超過河流載荷近三倍。表4.6提供了具體數據。數據表明，通過挖掘和填充地球表面的部分區域，人類目前是地球上最有效的地貌代理。即使在一些河流如湄公河、恆河和長江承受其流域內加速剝蝕所帶來的沉積物時，它們仍然排放出的材料質量比個別礦產年產量大。此外，從大陸流入海洋的河流的沉積物排放量要麼與礦產在大陸上的總運移量相當，要麼小於它。
採礦和建設活動創建了新的地貌。煤礦區域散佈著廢土堆。在英國斯塔福德郡的斯托克-昂特倫特，垃圾堆是與當地煤礦挖掘相關的建設性地貌，它們是龐大的堆積物，可能包含的碎屑比該地區最後的冰川沉積物還多。越來越多的人類在垃圾填埋場建造“垃圾山”。佛羅裡達州棕櫚灘縣的最高點是一個垃圾填埋場。在英格蘭和威爾士，填埋地占地約2.8萬公頃（不到土地面積的0.2％）。一些採取工業引致地層下陷。由於美國俄亥俄州、英國西約克郡和澳大利亞悉尼南部盆地的煤礦開採，已經發生了廣泛的地層下陷。在英國賈斯特郡，地下鹽礦開採引起的地層下陷形成了淺水湖泊或潭，稱為鹽閃。在美國洛杉磯，城市底下的石油開採引起了地層下陷，導致1963年12月14日鮑德溫山水壩的崩潰，造成五人死亡，277棟房屋被毀，以及長灘港床下沉了幾米，部分通過向含鹽水注入油層來解決。同樣，墨西哥城地下水的開采引起的地層下陷，足以損壞建築物，每年下降約2至8釐米。
4.5.3 土壤侵蝕
通過將沉積物運送到海洋，河流維持了岩石循環的重要環節，並是全球侵蝕系統的重要組成部分。河流攜帶下來的沉積物量是土地退化和全球土壤資源減少的一個指標。許多因素影響著河流沉積物的流動，包括水庫建設、土地清理和土地使用變更、其他形式的土地干擾（如採礦活動）、土壤和水保護措施以及沉積物控制計劃，以及氣候變化。土地清理、大多數土地使用變更和土地干擾都會增加沉積物負載；土壤和水保護、沉積物控制計劃和水庫建設會降低沉積物負載。最近的一項研究首次評估了世界各地河流沉積物載荷的當前趨勢（Walling和Fang 2003）。對於145條主要河流的年度沉積物載荷和流量的長期記錄的分析顯示，約有50％的沉積物負載記錄包含有統計學上顯著的上升或下降趨勢的證據，盡管大多數顯示出沉積物負載的減少。證據表明，水庫建設可能是陸地 - 海洋沉積物通量最重要的影響因素，盡管其他控制因素導致沉積物負載增加的影響也可以檢測到。
4.5.4 大壩建設
大壩的建設，以及其他人類活動，改變了河流向沿岸環境輸送的沉積物量，從而影響了沿岸地貌。大壩每年減少約14億噸沉積物輸送到海岸，儘管土壤侵蝕、採礦和建設活動每年增加約23億噸沉積物（Syvitski等，2005年）。增加的沉積物可以使沿岸地區變得不太容易受侵蝕，儘管這可能對沿岸生態系統產生不利影響。人類活動對河流流量的正面和負面影響可能會互相抵消，但目前全球的結果是河流向沿岸區域輸送的沉積物減少了，區域層面存在著相當大的差異。在印度尼西亞，由於較少的大壩意味著較少的沉積物捕捉水庫，因人類活動，主要是森林砍伐，使海岸地區的沉積物積聚更多。一般來說，非洲和亞洲在沉積物流向海岸方面見到了最大的減少。關於大壩對河流的影響將在第9章中討論。 地貌代理人的生活
4.5.5 地貌改變的生物作用
地貌學中的一個最近的研究方向是生命在地形發展中的作用，實際上將一個控制系統的概念擴展到包括人類以外的生物（參見第22頁）。確實，從20世紀80年代開始，一些地貌學家強調了生物過程對景觀發展的重要性，並發展了生物地貌學的主題（例如Viles 1988；Naylor等2002年），其中zoogeo-morphology專門考慮動物作為地形發展的代理人（Butler 1995）。一個例子是河狸壩對溪流過程的影響。生物地貌學思維的高潮是生命具有“地形特徵”（Dietrich和Perron 2006）的主張。該論點是，短時間內，生物過程調節化學反應，破壞地表，擴大土壤，並通過編織根系網絡來強化土壤，這些變化會影響風化、土壤形成和侵蝕、坡度穩定性和河流動態。在地質時間尺度上，生物效應不太明顯，但同樣重要。動植物有助於塑造氣候，反過來，氣候決定侵蝕的機制和速度，從而限制了地形演化（Dietrich和Perron 2006）。
4.6 總結
地表過程受到三個重要的物質循環的影響 - 水循環（蒸發、凝結、降水和地表流），岩石循環（上升、風化、侵蝕、沉積和成岩），以及生物地球化學循環。侵蝕包括風化和侵蝕。侵蝕作用者 - 冰、水和風 - 收集風化碎片，運輸它們，並沉積它們。運輸需要力量將物質置於運動中並使其保持運動。影響地形材料的主要力量包括重力力、流體力、水壓力、膨脹力、全球流體運動和生物力。
被侵蝕的材料最終會停止運動。沉積以多種方式進行，以產生不同類別的沉積物：碎屑（固體碎片）、化學（沉澱材料）或生物（由生物生產）。沉積物在三個主要環境中積聚：地表（陸地沉積物）；沿著大陸邊緣（淺海沉積物）；以及在開放海洋底部（深海沉積物）。氣候部分決定侵蝕（風化和侵蝕）。此外，地質和地形因素影響了機械侵蝕。氣候、岩石類型、地形因素和生物影響了化學侵蝕。氣候、地形和板塊構造過程相互作用，方式復雜。隆起改變氣候，氣候變化可能增加侵蝕，侵蝕可能影響地殼岩石的流動，從而影響隆起。山脈的侵蝕可能影響大氣中二氧化碳的平衡並促使氣候變化。人類是強大的地貌代理人，目前運動的物質比自然過程多，並在地表上留下明顯的地貌足跡。採礦和建設、農業實踐和土地使用以及大壩建設對沉積物流的影響極大。最近的研究表明，所有生命，不僅僅是人類，都是強大的地貌代理人。
補充框4.1 岩石和礦物
地殼中的元素平均重量組成是氧氣 47%，矽 28%，鋁 8.1%，鐵 5%，鈣 3.6%，鈉 2.8%，鉀 2.6%，鎂 2.1%，其他的八十三種元素佔0.8%。這些元素結合在一起形成礦物。地殼中的主要礦物包括長石（鋁矽酸鉀、鈉或鈣）、石英（二氧化矽的一種形式）、粘土礦物（複雜的鋁矽酸鹽）、鐵礦物如赤鐵礦和赤鐵礦，以及鐵、鎂和鈣的複雜矽酸鹽的鐵、鎂和鈣。礦床由熱流體沉澱的常見礦物組成。它們包括黃鐵礦（硫化鐵）、方鉛礦（硫化鉛）、閃鋅礦或閃鋅礦（硫化鋅）和丹寶石（硫化汞）。
岩石是礦物的結晶形式的混合物。主要有三種類型：火成岩、沉積岩和變質岩。
火成岩
這些岩石是由熔岩（岩漿）凝固形成的。它們有不同的組成（圖4.1）。大多數火成岩由矽酸鹽礦物組成，特別是長石礦物組，其中包括石英和長石（鉀長石和斜長石）。鉀長石礦物具有矽、鋁、鉀、鈣和鈉作為主要元素。
其他重要的礦物組包括雲母、角閃石和輝石。這三個組中都包含鋁、鎂、鐵和鉀或鈣作為主要元素。橄欖石是一種鎂和鐵矽酸鹽。雲母、角閃石（主要是角閃石）、輝石和橄欖石構成了鐵、鎂和鈣的複雜矽酸鹽礦物，它們的顏色比長石礦物更深，密度更大。鉀長石岩包括閃長岩、斜長岩、花崗閃長岩、流紋岩、安山岩、石英閃石岩和花崗巖。鐵長石岩包括輝長岩和玄武岩。超基性岩石，比鐵長石岩更密度大，包括橄欖石岩和蛇紋岩。地殼下地函的大部分由橄欖石岩製成。橄欖石在地表下約400公里處發生相變（它進入了更緊密排列的晶體結構，同時保持相同的化學組成），變成了輝石，一種更密的矽酸鹽礦物。反過來，在地表下約670公里的深處，輝石發生相變，變成擴普岩，這可能是地函的主要成分，也是地球上最豐富的礦物。
沉積岩
這些岩石是由大多數來自現有岩石的風化和侵蝕的礦物粒子層層累積而成。它們可以是碎屑、有機或化學成因。碎屑沉積岩是由地貌過程產生的未固化或硬化的沉積物（大石塊、礫石、沙子、淤泥、黏土）組成。混凝岩、角礫岩、砂岩、泥岩、粘土岩和頁岩都是例子。有機沉積岩和礦物燃料是由有機材料形成的。例如煤、石油和天然氣。化學沉積岩是在海洋、海灣、湖泊、洞穴，以及不太常見的河流中由化學沉澱形成的。石灰岩、白雲石、玄武岩、菌蓼和蒸發岩是例子。
這些岩石是由火成岩和沉積岩的物理和化學變化形成的。足夠高的溫度或壓力可以引起其中礦物組分的再結晶，進而引發變化。片岩、片麻岩、石英岩、大理石和片岩都是例子。
補充框4.2 岩石與地貌：不同侵蝕
岩石抵抗風化作用的能力取決於一些因素，如粒子大小、硬度、孔隙度、滲透性、顆粒固結程度和礦物學。粒子大小決定了暴露於化學侵蝕的表面積：礫石和沙子的風化速度比淤泥和黏土慢。硬度、礦物學和岩石固結程度影響了風化分解和分離的速度：矽酸鹽砂岩比鈣質砂岩更耐風化。
滲透性是塑造風化的重要特性，因為它決定了水滲入岩體的速度，並指示了風化暴露的內部表面積（表4.1）。通常情況下，火成岩和變質岩對風化和侵蝕具有抵抗力。它們往往形成克拉通的地基，但如果它們在地表上暴露或被地質運動推到沉積覆蓋物上，它們通常會產生抵抗侵蝕的山丘。英格蘭的例子包括赫裡福德郡和烏斯特郡的馬爾沃恩山，它們有一個長而窄的片麻岩核心，以及中部的查恩伍德森林，它由前寒武紀的火山和侵入岩組成。最堅固的火成岩和變質岩是石英岩、多萊岩、輝長岩和玄武岩，然後是大理石、花崗巖和片麻岩。這些具有抵抗性的岩石往往形成地貌特徵。英格蘭北部的石英多萊岩石墻在某些地方是一個突出的地形特徵。玄武岩可能位於高原和其他沉積山丘特徵的頂部。片岩是一種中等強度的岩石，而片麻岩則較弱。
沉積岩在抵抗風化和侵蝕方面差異很大。其中最弱的是白堊和岩鹽。然而，白堊的滲透性補償了它的脆弱性，有時候在其中的更耐風化的層的幫助下，白堊可以抵抗侵蝕，形成坡脊（第124頁），就像英格蘭東南部的北部和南部丘陵一樣。煤、粘土岩和淤泥岩是脆弱的岩石，對侵蝕幾乎沒有抵抗力，往往形成山谷。英格蘭東南部的低地就是一個例子，它位於厚厚的威爾德黏土上。砂岩是一種中等強度的岩石，可以形成懸崖和懸崖。它是否如此取決於砂岩的性質和所處的環境（例如Robinson和Williams 1994）。含有黏土或淤泥砂岩通常黏結較弱，黏土會降低它們的滲透性。在溫帶歐洲環境中，它們容易風化和侵蝕，形成低地地形，就像英格蘭東南部的下格陵蘭的砂岩床一樣。在乾旱地區，它們可能形成突出的坡脊。含有大量石英的弱黏土和砂岩通常在溫帶歐洲的高地形成，可能是因為它們的較大孔隙度降低了逕流和侵蝕。一個例子是英格蘭東南部的福克斯頓砂岩，它在威爾德的北部和西部邊緣形成了一個低地地形特徵，儘管被令人印象深刻的海思砂岩坡脊所掩蓋。有趣的是，海思砂岩床在很大程度上由於較弱的砂岩和石英含量較多，可能是因為它們的較大孔隙度降低了逕流和侵蝕。一個典型例子是英格蘭東南部的下格陵蘭的砂岩床，它在北部和西北部含有砂岩和玉英岩層，而在北部和東北部的砂中有砂岩和鬆散的砂岩。這些抵抗力較強的層產生了一個不連續的坡脊，東南威爾德則不存在，但在其他地方升起形成壯觀的墻壁，如Hindhead（273米）、Blackdown（280米）和Leith Hill（294米），超越了Low Weald（Jones 1981，18）。然而，一般來說，上述砂岩的山坡很少陡峭，通常被覆蓋著土壤。堅實且固結度較強的砂岩和砂岩通常形成陡峭的斜坡，並常常帶有陡峭的懸崖和孤立的柱子。這在世界各地都有。有關岩石對地貌的影響的詳細信息將在第5和6章中討論。
地球系統科學
地球系統科學認為，所有陸地球球體在基本方式上相互作用：固體地球（岩石圈、地函和地核）、大氣、水圈、土壤圈和生物圈是相互依賴的（圖4.3）。從地形學的角度來看，這種觀點的一個關鍵建議是，風化過程是地殼構造過程與大氣和水圈之間的主要聯繫（Beaumont等，2000）。地函對流主要推動構造過程，但與大氣水圈系統的風化聯繫具有重大影響。反過來，構造過程通過山脈的氣候效應影響大氣。同樣地，地球的氣候取決於海洋循環模式，這又受到陸地和海洋分佈的影響，最終取決於地函對流的長期變化。
風化、碳循環和地殼物質的卸載是風化聯繫的工作方式。不斷增長的山脈和高原影響了化學風化速率。隨著山脈的增長，大氣中的二氧化碳在風化過程中與新鮮的岩石結合，然後被帶到海洋。新生代時期的全球降溫可能是由於青藏高原的隆起所引發的（第54頁）。與這一隆起相關的化學風化增加已經在過去4000萬年內導致大氣中二氧化碳濃度的下降（Raymo和Ruddiman 1992; Ruddiman 1997）。大陸漂移、河流排放和風化相互作用也影響了過去570萬年內的全球氣候（Otto-Bliesner 1995）。沿被動邊緣的侵蝕造成了不同的效應，就像在印度的西高茲山脈一樣。在沒有部分表層的情況下，並且與海底盆地的沉積一起，地球圈層通過“彈性反彈”上升，促進了懸崖的生長，這些懸崖後退並與內陸高原分開，逐漸被侵蝕（第101頁）。
力與阻力
一個物體不會移動，除非施加力，並且其運動不會持續，除非持續施加力。同樣，當物體保持靜止時，平衡的力也會作用在它上面。因此，力對於確定是否發生沉積物的運輸非常重要。
力是指在特定方向上對物體運動狀態產生改變趨勢的作用。總是存在一個稱為反作用的等大反向力與之平衡。一個靜止在地面上的巨石由於自身重量對地面施加垂直力；地面以相同大小的力向相反方向對巨石施加力；如果地面不這樣做，巨石將陷入地下。力是由物體的加速度產生的。如果一個物體不受加速度的作用，那麼它就無法在任何方向上產生力。在地球表面，大多數物體都受到重力的加速度作用，並朝著重力方向（近似為垂直）產生力。這個力的大小通常是物體在靜止狀態下的重量（但如果物體在運動，力會改變）。
力具有方向和大小。如果兩個或更多的力作用在一個物體上，那麼結果力的大小和方向是可以確定的。例如，在流動水中懸浮的沉積物顆粒受到幾種力的作用：一個垂直向上推動它在流動中的垂直力，它自身重力拉動它垂直向下，以及流動的河道中的下游力將其沿著河道帶走。所有這些力的大小和方向決定了顆粒將旅行的淨方向，以及它是否保持懸浮還是沉到河床。如果已知單個力，則可以計算出它在不同方向上的影響（其分量）。以一個山坡上的大石塊為例（圖4.4）。大石塊的重量在重力方向上以垂直方向作用，但與地表的反作用力阻止了大石塊在該方向上的運動。儘管如此，向下坡運動是可能的，因為大石塊的重量可以分解為兩個力 - 一個法向於斜坡的力，它傾向於固定大石塊，以及一個與斜坡平行的力，它傾向於將大石塊向下坡運動。法向和平行反作用力平衡這些。現在，除非向下坡的力能夠克服運動的阻力（摩擦力）以抵消平行反作用力，否則大石塊不會移動。一旦向下坡的力超過了表面阻力，大石塊將加速，然後其反作用就涉及到由於大石塊沿著斜坡加速而產生的慣性力。這意味著繼續以恒定速度運動需要較小的向下坡力分量，就像拉動雪橇一樣，一旦雪橇開始運動，就比開始運動容易。
阻力是運輸過程的基本要素。沒有阻力，地表材料將在重力作用下移動，直到景觀幾乎變得平坦。許多因素影響阻力，但沒有什麼比摩擦更重要了。摩擦存在於物體與它們運動的表面之間。它發生在物質以任何狀態（固體、液體、氣體）接觸的地方，例如固體與固體、固體與流體、流體與流體，以及氣體與固體或流體之間。在河流中，由於流速的差異和湍流渦流，摩擦發生在流體床的接觸處和水中。在一個靜止在平坦表面上的大石塊的情況下，如果不施加橫向力，則摩擦阻力為零，因為沒有力可以抵抗。如果施加了橫向力F，那麼摩擦力Ff將增加以平衡力系統。對於F的關鍵值，摩擦阻力在大石塊和表面之間生成，將無法平衡所施加的力，大石塊將開始加速。對於任何給定的表面接觸
F關鍵/Rn = 常數= s。
由於比例是恆定的，移動大石塊所需的力將與Rn（法向反應，對於平坦表面來說等於大石塊的重量）成比例增加。
第五章 板塊構造及構造地貌
• 板塊構造地貌與大尺度地貌之間的聯繫
5.1 大陸的分裂
2005年9月14日，衣索比亞首都阿迪斯阿貝巴以東北400公里的達巴胡發生了4.7級地震，之後發生了中等強度的餘震。在2005年9月14日至10月4日之間，亞法爾窪地達巴胡斷裂段的長度為60公里（圖5.1）發生了163次大於3.9級的地震和一次小規模的火山爆發（於9月26日發生）。這次火山地震事件標誌著非洲和阿拉伯板塊的突然斷裂（Wright等人，2006）。它在僅僅三周內就創造了一個8米的裂縫（圖5.1），其中的一部分充滿了岩漿，形成了一條深度在2到9公里之間、注入2.5立方公里岩漿的岩牆。這次突然的斷裂加劇了衣索比亞東北部和厄立特里亞正在從非洲大陸分離出來的長期裂縫，最終可能會形成一個巨大的新海洋。2005年9月的地球運動只是在數百萬年內形成新海洋過程中的一小步。然而，這一事件在地質研究中是前所未有的，為地質學家提供了一次罕見的機會親自監測破裂過程。
5.2 構造與地貌
源自地球核心的內部能量上升引發了一系列複雜的地質過程。岩石圈中（相對堅固和冷卻的固態地球表面的前50-200公里）的深層過程和結構，最終是地核和地幔中的過程，影響了地形圈（地球地形的整體）的形狀和動態。地球表面的主要地貌特徵在很大程度上是地質過程的產物，特別是構造過程。構造地質學（源自希臘文tekton，意為建築師或石匠）涉及到岩石圈內的結構，特別是影響這些結構形成的地質力量和運動。這種對地形圈的主要構造影響在地球表面暴露的山脈、火山、島弧和其他大尺度結構的結構中表現出來，同時也表現在較小的特徵，如斷層斷崖。
內生地貌可能是構造性的或結構性的（Twidale 1971, 1）。構造性地貌是指在沒有風化作用的情況下由地球內部過程產生的地貌。它們包括火山錐、火山口、斷層斷崖和山脈。特別是在大陸和大區域尺度上，構造過程對地貌的影響是地貌構造學的主題。構造地貌學研究了活躍構造過程（如斷層、傾斜、褶皺、隆起和沉降）對地貌的影響。在地貌學中，一個最近並且產量豐富的發展是“構造先設計”的概念。一些明顯是外源的地貌特徵上有地質或內生的特徵（或者可以說是在它們下面有這些特徵）。構造性預設計源於風化和其他外源過程沿岩石圈中的應力模式進行的傾向（Hantke和Scheidegger 1999）。由此產生的地貌特徵不是直接由應力場塑造的。相反，外源過程會根據岩石圈的應力而傾向於表現出優勢（見第216頁）。這種一致性要麼是與剪切方向一致，要麼是在有自由表面的情況下與主應力方向一致。
很少有地貌是純粹的構造性起源：外源力量—風化、重力、流水、冰川、波浪或風—作用於構造性地貌，挑選出較不抵抗的岩石或弱點線，形成結構性地貌。一個例子是火山熔岩塞，當火山的一部分比其他部分更容易風化和侵蝕時就會形成。沖蝕褶皺是另一個例子。大多數地貌學教材都充滿了結構性地貌的例子。即使在蘇格蘭高地，許多現在的地貌特徵，是第三紀剝蝕的結果，也與底下的岩石類型和結構密切相關（Hall 1991）。地質結構對地貌的這種被動影響被稱為結構地貌學。
5.3 板塊構造和火山作用
地球固體外殼—岩石圈—並不是一片單一、不破碎的岩石外殼；它是一組緊密貼合的板塊（圖5.2）。目前有七個大板塊，都有超過1億平方公里的面積。它們是非洲、北美、南美、南極、澳大利亞-印度、歐亞和太平洋板塊。還有大約兩打小板塊的面積在1-10百萬平方公里範圍內。它們包括納斯卡、科科斯、菲律賓、加勒比、阿拉伯、索馬里、胡安·德·富卡、卡洛琳、畢瑪律克和斯科舍亞板塊，以及大量微小板塊或小板塊。在某些地方，如沿著美洲大陸的西部邊緣，大陸邊緣與板塊邊界重合，是活動邊界。當大陸邊緣位於板塊內部時，它們是被動邊界。潘蓋亞大陸的分裂產生了許多被動邊界，包括南美洲東海岸和非洲西海岸。被動邊界有時被稱為斷裂邊界，其中板塊運動已分散，被剪切的邊界則是板塊運動被改變的地方，也就是相鄰的地殼塊朝相反方向運動的地方。活動邊界和被動邊界之間的區別對解釋地形圈的一些大尺度特徵至關重要。
地球的構造板塊在中海脊不斷形成並在俯衝帶被消耗，一直在運動。它們的運動幾乎解釋了影響岩石圈和地球表面的所有構造力。事實上，板塊構造為地球的主要地形特徵提供了合理的解釋：大陸和海洋之間的分界線、山脈的位置以及沉積盆地在板塊邊界的位置。
5.3.1 板塊構造過程
目前，板塊構造模型解釋了地殼的變化。這個模型被認為可以滿意地解釋地質結構、火成和變質活動的分佈和變化，以及沉積相。事實上，它解釋了地球的長期構造演化的所有主要方面（例如Kearey和Vine 1990）。板塊構造模型包括兩種構造“風格”。第一種涉及到海洋板塊，第二種涉及到大陸陸地。
■ 海洋板塊構造
海洋板塊與位於海洋底部的中間體、軟流圈和岩石圈之下的冷卻和循環系統相連。主要的冷卻機制是俯衝。在中海脊上的火山噴發會產生新的海洋岩石圈。新形成的材料會遠離中海脊。這樣做時，它冷卻、收縮並加厚。最終，海洋岩石圈變得比下面的地幔更加密集，然後沉沒。這種沉降發生在俯衝帶。這些帶有地震和火山活動。寒冷的海洋板塊可能沉入到中間體中，甚至可能沉入到地下670公里或更深處。事實上，已經俯衝的材料可能會積累起來形成“岩石圈墳墓”（Engebretson等人，1992）。
目前還不清楚為什麼板塊會運動。有幾種推動機制是合理的。在中海脊上湧出的玄武岩熔岩可能會推動相鄰的岩石圈板塊向兩側移動。或者，由於海拔高度趨於降低，板塊可能會由於重力滑動而移動，而板塊的厚度則隨著遠離建設地點而增加。另一種可能性，目前被認為是主要的推動機制，是俯衝帶上的寒冷下沉岩板拉著其他部分的岩石圈。在這種情況下，中海脊源自被動擴張—海洋岩石圈被俯衝帶上老化且更密集的岩石圈的構造牽引而被拉伸和變薄；這可以解釋為什麼海底地形在附著在長的俯衝帶上的板塊中擴展得更快。除了這三種機制，或者可能取而代之的是，地幔對流可能是第一位的動力機制，儘管現在似乎不太可能，因為許多擴張地點不坐落在上升的地幔對流細胞上。如果地幔對流模型是正確的，那麼中海脊應該顯示出一致的重力異常模式，而它們並沒有，可能不會發展出裂縫（變形斷層）。但是，雖然對流也許不是板塊運動的主要驅動力，但它確實存在。關於對流細胞的深度存在一些分歧。它可能局限於軟流圈、上地幔或整個地幔（上地幔和下地幔）。整個地幔對流（Davies 1977，1992）得到了很多支持，儘管現在似乎整個地幔對流和更淺層的對流可能都在發生。
岩石圈可以看作是地球對流系統的冷卻表面層的一部分（Park 1988，5）。作為對流系統的一部分，它不能孤立考慮（圖5.3）。它從軟流圈獲得材料，軟流圈本身是從下面的中間體中上升的材料提供的，在構造板塊邊界處。它作為冷卻、相對剛性的岩石，從中海脊軸向遠離遷移。然後，在破壞性板塊邊界處，它向軟流圈和中間體失去材料。亞洲地殼材料被籠統地認為是消失的，但究竟是什麼材料還不清楚。它在穿過下地幔時遇到阻力，但受到其熱慣性的驅使仍然繼續下沉，儘管比在上地幔中下降得更慢，從而形成板塊材料的堆積（Fukao等人，1994）。一些岩板材料最終可能被回收以創建新的岩石圈。然而，在中海脊上噴發的玄武岩顯示出一些不經過岩石循環的新材料的跡象（Francis 1993，49）。首先，它具有令人難以解釋的一致組成，難以通過循環解釋。其次，它會釋放出氣體，例如氦，似乎是第一次到達地表。同樣，它並不是通過熔融地幔材料一次性形成的“原始”材料—它的製造需要經歷幾個階段。值得注意的是，岩石從中間體、通過軟流圈到岩石圈的轉化主要涉及溫度和粘度（流變性）的變化。材料變化確實會發生：在軟流圈中部分熔化會生成升入岩石圈的岩漿，並且揮發物進入和離開系統。
■大陸板塊構造
大陸岩石圈不參與地幔對流過程。它有150公里厚，由輕質低密度的地殼（地殼圈）和相對輕質的上地幔組成。因此，它浮在下面的軟流圈上。大陸會分裂和重組，但它們仍然浮在地表上。它們會根據橫向地幔的運動而移動，在地球表面上平穩地滑動。在分裂時，有時會有大陸的小碎片脫落；這些被稱為地體。它們會漂流，直到遇到另一個大陸，然後它們會附著在那個大陸上（而不是被俯衝），或者可能被剪切沿著它。由於它們可能來自與它們附著在一起的大陸不同的大陸，所以被稱為異地體或可疑地體（第105頁）。北美的大多數西海岸似乎由這些異地體組成。在移動時，大陸有一種傾向，會遠離地幔熱區，其中一些熱區可能是它們產生的：靜止的大陸隔離了下麵的地幔，導致其變暖。這種升溫最終可能導致大陸分裂成若干較小的大陸。大多數大陸現在都坐在，或者向著，地幔的寒冷部分移動。一個例外是非洲，它是潘蓋亞的核心。大陸漂移導致大陸塊之間的碰撞，以及在俯衝帶上大陸岩石圈覆蓋海洋岩石圈。
大陸受到，也會影響，底下的地幔和相鄰的板塊。它們通過沉積物棱鏡通過變質與大陸邊緣焊接、通過推進板片的疊加、通過在其前沿掃蕩微大陸和島弧以及通過岩漿通過侵入和噴發（Condie 1989）來抵抗侵蝕，可以說是煥發了活力。地質學家已經高度自信地確定了Phanerozoic時代大陸的相對運動，儘管與Pangaean之前的重建相比，Pangaean之後的重建不太可靠。圖5.4展示了Pangaean大陸可能的分裂。
超大陸的形成和分裂可能是由於海洋的生命週期引起的，被稱為威爾遜循環，以加拿大地質學家J. Tuzo Wilson命名。這個循環從大陸斷裂和新海洋的開啟開始，然後在大約8億年後結束，經歷造山作用然後是海洋的關閉（Wilson 1968）。柱塞構造過程可能會推動它（圖5.5）。一個超級柱塞會分裂一個超級大陸，然後超級大陸碎片漂流進入超級大洋。俯衝帶在隨機位置形成。冷卻的、寒冷的岩石板材會在約670公里的深度積累。這些巨石然後週期性地坍塌到下地幔中。可能會形成巨大而有規律的地幔下沉—寒冷的超級柱塞—它“吸引”大陸，並導致大陸塊的形成一個巨大的板塊沉積盆地。為了形成一個超級大陸，在大陸塊混合在一起的邊緣發展了俯衝帶。一系列冷柱塞環繞著超級大陸。下沉的冷岩板材（巨石）通過在外核-下地幔介面上的熱擾動來擠出一個超級柱塞。然後這個超級柱塞開始摧毀創建它的超級大陸，循環重新開始。
5.3.2 構造運動過程
傳統上，構造（或地質構造）力可以分為兩組：（1）構造運動力和（2）火山和侵入岩力。構造運動力導致岩石圈的褶曲、斷層、隆起和沉降。火山力導致岩漿噴發到地表上形成熔岩，以及對其他岩石的小侵入（例如岩脈和岩床）。而深來自地球內部的侵入岩力則產生主要的侵入體（侵入岩漿體）和相關脈石。
構造運動力可能通過褶曲、斷層、隆起和沉降來改變岩石圈的形狀。它們負責一些物質地表的主要特徵。構造運動力可以分為兩類：造山運動和陸殼運動，但這些術語令人困惑（Ollier and Pain 2000, 4–8）。造山運動的字面意思是山脈的生成，最初它確實是這個意思。後來，它與褶曲的概念聯繫在一起，最終它的含義變成了岩石褶曲。由於山脈的形成與岩石的褶曲無關，因此它不能與造山運動同義（Ollier 2003）。陸殼運動是大片克拉通地區的抬升或沉降，沒有明顯的褶曲或斷裂。與陸殼運動相關的唯一褶曲是最廣泛的波動。陸殼運動包括地殼平衡運動，例如冰川消融後陸地的回彈，以及cymatogeny，它是在很少有變形的岩石上的彎曲，有時伴隨著圓頂，距離10-1,000公里。一些地貌學家認為，山脈是由陸殼上升而形成的（例如Ollier and Pain 2000, 8; Ollier 2003; see Huggett 2006, 29–30）。
鄰近板塊的相對運動主要產生岩石圈中的許多構造力。事實上，相對板塊運動是幾乎所有地表構造過程的基礎。板塊邊界對於理解地質構造非常重要。它們是應變的地點，與斷層、地震以及在某些情況下山脈的形成有關（圖5.6）。大多數邊界位於兩個相鄰的板塊之間，但在某些地方，三個板塊接觸。這種情況發生在北美、南美和歐亞板塊相遇的地方（圖4.2）。這種Y形邊界被稱為三重交匯。三種板塊邊界類型產生了不同的構造作用：
發生在構建地點的輻射性板塊邊界，位於中洋脊沿線，與淺層、低震級的地震相關。中洋脊的高度主要取決於擴展速度。初期的分歧發生在大陸內，包括非洲，它形成了裂谷，這是線性的斷層系統，與中洋脊一樣，容易發生淺層地震和火山活動（p. 131）。發生在輻射性邊界的火山產生玄武岩。
彙聚型板塊邊界因收斂板塊的性質而異。彙聚型構造作用同樣多種多樣；它們通常導致部分熔化和花崗岩的產生，以及安山岩和流紋岩的噴發。兩塊海洋岩石圈板塊相互碰撞，會形成海洋海溝、火山島弧，以及伴隨著地震的沉積地區的傾斜平面區域（稱為Benioff帶）（如南美洲西部）。它還會在太平洋西部的某些地方創建火山島嶼的海洋島弧。在一些大陸岩石圈覆蓋海洋岩石圈的情況下，會發生板塊海底被覆蓋而不是被俯衝的情況。這個過程被稱為覆蓋作用，已經產生了賽普勒斯的Troödos山區。大陸岩石圈碰撞導致地殼變厚和山脈的形成，但幾乎沒有發生俯衝。印度與亞洲相撞形成的喜馬拉雅山是一個很好的例子。分歧和彙聚可能會以斜交的方式發生。斜交分歧通常通過中洋脊脊頂上的變換偏移來適應，而斜交彙聚則通過板塊邊界上的複雜微小板塊調整來適應。一個例子可以在西班牙的Betic cordillera中找到，那裡的非洲和伊比利亞板塊從侏羅紀到第三紀互相滑動。
保守型或轉換型板塊邊界發生在鄰接的板塊沿著一個轉換斷層以側滑方式相互移動，沒有任何彙聚或分歧運動。它們與擠壓滑動構造作用和震級不定的淺層地震有關。它們出現在中洋脊上的斷裂帶以及大陸岩石圈內的走滑斷裂帶。一個典型的例子是加利福尼亞的聖安德列斯斷裂帶系統。
構造活動也發生在岩石圈板塊內部，而不僅僅是在板塊邊緣。這被稱為板塊內構造，以區別於板塊邊緣構造。
5.3.3 火山和侵入岩作用
火山力分為侵入和噴出兩種類型。侵入力位於岩石圈內，產生諸如岩漿岩、岩脈和岩床等地質特徵。深層的主要侵入岩石體，如岩漿岩和岩股，是由侵入岩力產生的，而較小的、接近地表的侵入，如岩脈和岩床，是由淺成過程產生的，它們可以獨立存在或者是侵入岩體的分支，這些淺成過程是地殼岩石中的火成岩形成的原因。噴發力發生在岩石圈的表層，導致材料通過火山通道噴發、爆發和爆炸，所有這些都是火山過程的結果。
■ 火山的位置
大多數火山位於板塊邊界，沿著中洋脊或俯衝帶。包括南大西洋的維德角火山群和撒哈拉非洲的蒂貝斯蒂山在內的一些火山出現在板塊內部。這些“熱點”火山是熱幔柱的地表表現。熱點以地形隆起（通常高500–1,200米，寬1,000–1,500公里）、火山、高重力異常和高熱流為特徵。通常情況下，幔柱保持在同一位置，而板塊緩慢地滑過它。在海洋中，這會產生一串火山島嶼，或者像夏威夷群島一樣的熱點跡象。在大陸上，它會產生一串火山。在北美的蛇河平原地區就有這樣一條火山串，目前坐落在懷俄明州黃石國家公園下方的熱點，已經在450公里的大陸地殼上創建了80公里寬的帶狀地區，在這個過程中產生了大量的玄武岩。還有更多體積更大的大陸洪水玄武岩，它們覆蓋了遙遠的地方。西伯利亞地區占地超過340,000平方公里。印度的迪坎陷落曾經覆蓋了約1,500,000平方公里；侵蝕留下了約500,000平方公里。
■ 幔柱 Mantle plumes
幔柱似乎在板塊構造中起著重要作用。它們可能從地核-地幔邊界開始生長，但它們形成和增長的機制尚未確定。它們可能涉及液態金屬和輕元素的上升柱，通過成分對流從內核邊界向外排放潛熱，然後外核向地核-地幔邊界提供熱量，然後巨大的矽酸鹽岩漿室將其泵入地幔，從而提供了一個幔柱的來源。幔柱可能有數百公里直徑，並向地球表面升起。幔柱由一個前導的熱物質“球”和一個“莖”組成。當接近岩石圈時，幔柱頭部被迫在岩石圈下面膨脹，向側面和向下稍微擴散。幔柱的溫度比周圍上部地幔高250–300°C，因此周圍岩石的10–20%會融化。然後，這些融化的岩石可能流向地球表面，形成洪水玄武岩，就像在白堊紀期間印度的迪坎陷落地區形成的那樣。
超級幔柱可能會形成。在白堊紀中期，太平洋洋底似乎有一個這樣的幔柱（Larson 1991）。它在約1.25億年前從地核-地幔邊界迅速升起。生產在8000萬年前減少，但在5000萬年後才停止。可能是由於在一張構造板的兩側積累了冷的、俯衝的海洋地殼，這兩個冷的岩石池然後下沉到離地核邊界的熱層，之間擠出了巨大的幔柱。幔柱構造可能是幔的主要對流方式。兩個超級上升柱（南太平洋和非洲超級上升柱）和一個超級下沉柱（亞洲冷柱）似乎佔優勢（圖5.7）。
值得一提的是，少數地質學家一直反對幔柱的觀點。然而，自千禧年左右以來，反對意見的數量已經增加，幔柱模型的有效性已經成為地球科學的一個重要爭論（參見Foulger et al. 2005; Huggett 2006, 21–5）。
5.4 與板塊構造相關的地形
地質過程主要決定大規模的地形，雖然水、風和冰在形成詳細的地表形狀方面也起到一部分作用。地形學家以多種方式對大規模的地形進行分類。一種方案基於地殼類型：大陸盾、大陸平臺、裂谷系統和造山帶。方便起見，我們可以將這些大單元討論為三個主題 - 板塊內部、被動板塊邊緣和活躍板塊邊緣。
5.4.1 板塊內部的地形
克拉通是大陸的寬廣中央部分。它們是具有地基為前寒武紀岩石的相對穩定的大陸盾區，受山脈運動的影響相對較小，但受到大陸上升運動的影響。與這些地區相關的主要大規模地形包括盆地、高原（凸起和腫脹）、裂谷和大陸內部的火山。同樣重要的地形位於被動大陸邊緣，也就是大陸的邊緣，當原本單一的陸地分裂成兩個時，例如當超大陸潘格阿分裂時，非洲和南美洲就發生了這種情況。內陸盆地可能跨越1,000公里或更大。有些，例如澳大利亞的艾爾湖盆地以及非洲的查德盆地和卡拉哈裡盆地，是封閉的並且內部排水。其他一些，例如剛果河系流域，被一條或多條主要河流所打破。
一些大陸，特別是非洲，擁有大片高原，這些高原的平均高度遠高於大陸平臺。北非的阿哈加高原和提貝斯蒂高原就是例子。這些高原似乎在沒有發生地殼拉伸但有一些火山活動的情況下被抬升。
大陸裂谷發生在大陸地殼被拉伸和斷層的地方。沿著東非大部分地區的南北向裂谷可能是最著名的例子，其形成與圓頂隆起有關。火山活動通常與大陸裂谷相關。它也與熱點相關。
5.4.2 被動的大陸邊緣地形
圖5.8展示了被動型或大西洋型邊緣的基本地形特徵，帶有山脈（參見Battiau-Queney 1991; Ollier 2004b）。這些特徵似乎起初是內陸大陸的一個古老平原（古平原），它們沿著裂谷（Ollier and Pain 1997）破裂。在拉伸造成的新大陸邊緣的古平原經歷下陷。然後，海床擴張有利於新海洋的形成，其中後裂谷沉積物累積為一個潛伏的古平原上的楔形，形成向海傾斜的基底不整合。由於它與超大陸的破碎有關，這是破裂的不整合性（Ollier 2004b）。在內陸，古平原作為高原而存在。一些高原可能是沉積的，但大多數是由上升的古平原形成的侵蝕地表。在沉積地層形成褶皺的地區，高原是平緣和一致的，水準的脊。高原可能延伸到大片區域，或者它們可能已經經歷了侵蝕，並作為最堅硬的岩石上的片段而存在。它們通常保留了古老的排水線。邊緣隆起是沿著大陸邊緣的不對稱腫脹，直接落入海中，海岸線較陡峭（2°）向內陸。它們在形成高原和主要山谷之後發展。大懸崖是許多被動邊緣的高度獨特的地形特徵。它們是由各種岩石（褶皺的沉積岩、花崗巖、玄武岩和變質岩）形成的非凡地形特徵，分隔了高高的高原和沿岸平原。南非的大峭壁在某些地方高達1,000米以上。大峭壁通常將內陸高原上的平緣地形與峽谷地形分開。並非所有被動邊緣都有大峭壁，但許多都有（圖5.9）。甚至在挪威也發現了一個大峭壁，儘管受到冰川的改變，但峽谷深深地刻在峭壁上仍然能夠辨識出來（Lidmar-Bergström et al. 2000）。缺乏大峭壁的一些被動邊緣確實擁有低邊緣隆起，其旁邊有顯著的斷層。北美東海岸的Fall Line標誌著流域坡度的增加，並在某些地方形成了一個明顯的峭壁。在大峭壁下方，通過深刻地刻在古老高原表面而形成的地區，形成崎嶇的山區地形。世界上許多大瀑布都位於河流越過大峭壁的地方，例如澳大利亞的Wollomombi Falls。低地或海岸平原位於大峭壁以 seawards 傾斜的不整合下方。沿著沿岸平原的海岸線，有一個沉積物楔形，其底部是一個傾斜向海的不整合。
關於被動型邊緣地形的有趣問題正在開始得到回答。西高止山脈，環繞印度半島西岸，是一個大峭壁，位於德干高原的邊緣。山脊山頂高度為500-1,900米，長達1,500公里，儘管結構變化，但仍然具有顯著的一致性。這種一致性表明存在一個單一的白堊紀後過程，即峭壁後退和肩部抬升（Gunnell and Fleitout 2000）。一種可能的解釋涉及邊緣的剝蝕和後退，促進了彎曲的隆起和肩部抬升（圖5.10）。肩部抬升也可能是由地球內部的力驅動的構造過程引起的。
5.4.3 主動邊緣地形
當地球板塊相互收斂或滑過時，我們稱大陸邊緣為主動邊緣。這些地形通常被稱為太平洋型邊緣，因為它們在太平洋沿岸地區很常見。與收斂邊緣相關的基本地形包括島弧和造山運動。它們的具體形態取決於兩個重要因素：（1）參與收斂的是什麼—兩個大陸、一個大陸和一個島弧，或者兩個島弧；以及（2）海洋地殼是否發生沉陷或者碰撞。沉陷被認為會創造穩定的邊緣，因為海洋地殼會持續地被沉陷，而大陸或島弧則抵抗沉陷。而當大陸或島弧相互碰撞但傾向於抵抗沉陷時，我們稱之為碰撞。
■ 穩態邊緣 Steady-state margins
穩態邊緣產生兩種主要地形—海洋中的島弧和大陸邊緣的造山運動（見圖5.11）。
海洋內島弧是由海洋岩石板塊被亞洲大陸板塊壓下而形成的。被壓下的板塊的加熱會產生火山和其他熱效應，從而構建島弧。目前，大約有二十個海洋內島弧位於亞洲大陸東部的俯衝帶。其中大多數位於西太平洋，包括阿留申群島弧、馬裡亞納群島弧、錫蘭群島弧、所羅門群島弧和湯加群島弧。這些弧線通過大規模的火成岩侵入和火山活動建立地勢。在弧前，通常會形成深海溝，在這個點，海洋岩石板塊開始沉入地幔。馬裡亞納海溝是已知地球表面上最深的地方，達到-11,033米。
當海洋岩石板塊被壓下大陸岩石板塊下時，會形成大陸邊緣造山帶。南美的安第斯山脈可能是這種類型造山的最佳例證。事實上，這種造山帶有時被稱為安第斯型造山帶，以及科迪列型造山帶。如果大陸地殼處於海平面以下，則會形成大陸邊緣的島弧。東印度群島的蘇門答臘-爪哇部分就是一個例子。
■ 碰撞邊緣 Collision margins
碰撞邊緣的地形因碰撞板塊邊界的性質而異。有四種碰撞可能性：一個大陸與另一個大陸碰撞；一個島弧與大陸碰撞；一個大陸與島弧碰撞；以及一個島弧與島弧碰撞（圖5.12）：
大陸-大陸碰撞產生大陸間碰撞造山帶。喜馬拉雅山就是一個出色的例子。印度與亞洲的碰撞形成了一個長達2,500公里的造山帶。
島弧-大陸碰撞發生在一個島弧向毗鄰大陸的俯衝帶移動的地方。結果是一個修改過的大陸邊緣造山帶。
大陸-島弧碰撞發生在大陸漂向與島弧內海洋岩石板塊相連的俯衝帶的地方。大陸抵抗明顯的俯衝，結果是一個修改過的被動大陸邊緣。北新畿內亞可能是一個例子。
島弧-島弧碰撞尚不清楚，因為沒有現有的例子可以解釋涉及的過程。然而，結果可能是複合的海洋內島弧。
■ 變形邊緣 Transform margins
有些板塊並不相互碰撞，而是沿著變形或斜滑斷層滑動。變形邊緣會出現聚合和分散的力。分散或斜拉力可能導致分開的盆地，南加州聖安德列斯斷層系統中的索爾頓海槽就是一個很好的例子（圖5.13a）。聚合或斜壓力可能產生橫向造山帶，南加利福尼亞的三千米高的聖蓋博和聖伯納迪諾山（統稱為橫向山脈）就是例子（圖5.13b）。由於變形斷層通常是彎曲的，因此分開的盆地和橫向造山帶可能會靠近彼此。最初直線斷層的彎曲還導致地殼的花樹和楔形地形。在交替斷層上，運動可能產生上升的地塊和下陷的池塘（圖5.14）。主要應力方向的變化可能使所有這些變形邊緣特徵變得更加複雜。變形邊緣複雜性的經典地區是聖安德列斯斷層系統的南部部分。過去2500萬年中，該斷層上已經發生了1000公里的運動。各個斷層分支、聯接和互相迴避，形成了許多地區的上升和下沉。
■ 片塊 Terranes
某些大陸地殼的片塊以某種方式脫落，然後獨立於其母體移動，有時可以走很長的距離，最終可能會附著到另一個大陸地殼。這些漂泊的片塊有幾個名稱：異地片塊、錯位片塊、外來片塊、本地片塊和可疑片塊。
異地或錯位片塊起源於與其現在所在的大陸不同的大陸。可疑片塊可能是外來的，但無法確認其外來性。本地片塊明顯與它們目前所在的大陸邊緣有關。北美科迪列地區的70%以上由錯位片塊組成，其中大多數在中生代和新生代時期（Coney et al. 1980）在數千公里的距離上移動，並加入了北美板塊的邊緣。在阿爾卑斯山和喜馬拉雅山區域也有許多錯位片塊，包括義大利的亞德里亞和西西里（Nur and Ben-Avraham 1982）。
5.5 構造地形學與大陸地形
內源因素和外源過程之間的重要相互作用產生了宏觀和大規模地貌（圖1.1）。板塊構造學解釋了地球地表的一些主要特徵。一個例子是山脈帶和板塊構造過程之間引人注目的聯繫。然而，山脈帶（造山帶）與板塊構造之間的關係性質遠非清晰，仍有幾個未解決的問題（Summerfield 2007）。例如，控制山脈帶海拔的是什麼因素？為什麼世界上最高的兩個山脈帶 - 喜馬拉雅-青藏高原和安第斯山脈 - 包括具有大面積內部排水的大高地？風化是否在大尺度上塑造了山脈帶，其效應是否比基本上是構造過程產物的地貌的輕微修改更基本？自1990年代以來，研究人員已經通過將造山帶以及更廣泛的地形視為潛在具有氣候影響的地表過程和地殼變形之間的反饋潛力的產物來處理這些問題（Beaumont et al. 2000; Pinter and Brandon 1997; Willett 1999）。
山脈帶的海拔似乎在很大程度上取決於岩石的地殼強度。在地殼匯聚速率高的地方，地表隆起很快（地質術語），形成了約6到7公里的海拔，岩石的地殼強度無法維持，儘管在周圍地殼強度支持的地方，個別山峰可能會更高。然而，在大多數山脈帶中，風化的影響阻止了海拔達到這個上限。隨著構造隆升的發生和海拔的增加，河流坡度變得更陡，從而提高了風化速率。地形的增長還可能增加降雨量（通過地形效應）和因此引起的地表進水，這也傾向於增強風化（Summerfield and Hulton 1994）。在新西蘭南阿爾卑斯山等高度活躍的山脈帶的某些地區，河流積極地削蝕並保持通過頻繁的山崩而保持鄰近山谷側坡在穩定角度的閾值。因此，隨著構造隆升速率的增加，風化速率對地形的反應速度較快，因為河流通道削減並在相鄰斜坡上觸發山崩（Montgomery and Brandon 2002）。在地質學上，構造隆升率的變化快速被風化率的變化所匹配的地方，山脈帶似乎保持著大致穩態的地形（Summerfield 2007）。實際的穩態海拔取決於氣候和岩性因素，岩石抵抗力強且乾燥氣候產生少量進水的地方會達到更高的整體海拔。這樣的山脈帶永遠不會達到完美的穩態，因為地形對於變化的控制變數，例如氣候的反應總是有一定的延遲，特別是對於不斷變化的構造隆升速率，因為產生的基面下降必須在排水系統中傳播到山脈的軸線。使用模擬模型進行的工作表明，風化率在山脈帶上的變化似乎影響地殼變形的模式（Beaumont et al. 2000; Willett 1999）。
對於相對簡單的山脈帶，雨帶風向似乎很重要。在山脈帶的風ward側，由於較高的降水總量產生的較高進水率，風化速率較高，而在較乾燥的leeward側則較低。因此，在風ward側，地殼岩石的升高比leeward側更快，從而在整個山脈帶的風化深度中產生了顯著的不對稱性，並產生了特有的地殼變形模式。這些模擬研究表明，風向帶來的降雨風向的逆轉將改變地形、風化的空間模式和地殼變形的形式（Summerfield 2007）。此外，它們還表明，山脈帶的地形和變形演化是由受氣候影響的地表過程和由氣候驅動的地形過程之間的複雜相互作用所導致的。
5.6 總結
地質過程和地質結構在各種大小的地形上留下了它們的印記，或者在許多情況下位於地形之下。板塊構造過程決定了地球的大型地形 - 大陸、海洋、山脈、大型高地等等 - 以及許多較小的地形。變形力量摺疊、斷層、抬升和沉降岩石。造山運動是一個建造山脈的變形過程。大陸核心地區的大面積隆升或下沉而不引起太多摺疊或斷層是一個稱為褶皺運動的變形過程。板塊構造的邊界對於理解許多大尺度地形至關重要：分散邊界、匯聚邊界和變換邊界與特徵性的地形特徵相關。初期的分散邊界可能會產生裂谷。大陸上的成熟分散邊界與被動邊緣和大斷層相關。匯聚邊界產生火山弧、海溝和山脈帶（造山帶）。變換邊界產生伴隨著橫向滑移斷層和其他特徵的斷裂帶。板塊構造過程對大陸尺度地形如山脈帶產生了重要影響，但隆升、氣候和風化之間存在重要的相互作用。
第六章 火山撞擊坑褶皺和斷層
岩石的褶皺、斷層和節理形成了許多大小不一的地形。本章探討了以下內容：
• 熔岩如何形成火山地形以及與深層（侵入性）過程相關的地形；以及撞擊坑的形成方式
• 岩石的褶皺如何產生斷崖、山谷和排水模式
• 岩石中的斷層和節理如何成為風化的地點，並產生大的地形特徵，如裂谷
6.1 正在發生的地質力量：冰島新生島的誕生
1963年11月8日，冰島大陸南部以南33公里和海默島以西南20公里處開始發生間歇性火山爆發（Moore 1985；Thorarinsson 1964）。一開始，爆發是爆炸性的，因為水和岩漿混合。它們產生了黑色的火山灰和蒸汽雲，飛到了幾百米高，有時甚至達到10公里，在新島上方。火山灰底流和玻璃質火山碎屑的沉積形成了一個火山碎屑錐。1964年1月31日，新的通風口出現在北西方400米處。新的通風口形成了一個新的火山碎屑錐，保護了舊的通風口免受海水的侵蝕。這鼓勵了舊的通風口的爆發，讓它安定下來，變成了溫和的枕狀玄武岩和岩漿噴泉的噴發。這種玄武岩是一種鹼性橄欖玄武岩，它建立了島嶼的南部，並保護了未固化的火山灰免受海浪的作用。1965年5月17日之後，蘇爾茲島在1966年8月19日重新開始活動，當時新的通風口位於島嶼東側的老火山碎屑錐上，新的岩漿向南移動。爆發於1967年6月5日停止。它們持續了三年半。因此，蘇爾茲島由約一立方千米的火山灰和玄武岩形成，其中只有9％露出海面。這個島嶼以冰島神話中的火之巨人命名。蘇爾茲島直徑約1.5公里，面積2.8平方公里。在1967年至1991年之間，蘇爾茲島下沉約1.1米（Moore等人1992），可能是因為火山材料緊縮，火山下的海底沉積物緊縮，以及地幔可能被火山的重量壓下。如今，蘇爾茲島的最高點高出海平面174米。
6.2 火山和侵入性地形
岩漿可能外來到地球表面或侵入到鄰近岩石中，鄰近岩石是指一種現有的岩石，新的岩石被引入或發現在其中。從火山通風口噴出的熔岩可能直接形成地形。另一方面，熔岩可能被埋在沉積物下，以後被侵蝕重新暴露，然後影響地形發展。侵入的岩石，必須是可移動但不一定是熔融的，可能通過使地表隆起的方式對地形產生直接影響，但除此之外，只有在被侵蝕後才能形成地形。
火山地形在很大程度上取決於熔岩的成分，這影響了熔岩的黏度等性質。基本熔岩是最不黏稠的，最容易流動，有時會根據當地地形形成長而薄的岩漿流。它們產生流質火山爆發。酸性熔岩（富含矽）最為黏稠，不會自由流動，並且產生爆炸性爆發。在海洋盆地中，供應火山的岩漿組成主要是玄武岩。在分歧型板塊邊界，薄的地殼鼓勵了岩漿的局部熔化，使得火山能夠在中洋脊上形成。在某些地方，例如冰島，這些火山升高到海平面之上。在太平洋盆地中，“安德斯岩線”將玄武岩火山的大中央區域（包括夏威夷群島）與主要為安德斯岩熔岩的環太平洋海岸地區分開，由於含有比玄武岩更多的矽，通常以更大的暴發爆發。最富含矽的熔岩，具有與花崗岩類似的成分，產生流紋岩或火山碎屑，也會爆炸性噴發。較酸性的熔岩與俯衝地點相關，俯衝的板塊中的岩石釋放出水，降低了覆蓋的地幔的熔化溫度，產生黏稠的岩漿上升到地表。例如，安第斯山脈和西北美洲。熱點不一定出現在板塊邊界下方，它們坐落在地幔柱上，可以產生管道，排放岩漿到地表，例如黃石火山口和夏威夷群島，美國。
6.2.1 侵入體 Intrusions
侵入體是由熔化和流動的火成岩冷卻凝固而形成，而無需破壞地表形成火山。當它們迫使岩石中的一個空間為它們自己而存在時，它們被認為是主動的；當它們填充已存在的岩石空間時，它們被認為是被動的。
■ Batholiths（岩漿侵入體）和lopoliths（碟狀侵入體）
較大的侵入體，如岩漿侵入體（batholiths）、碟狀侵入體（lopoliths）和岩株（stocks），在平面上大致呈圓形或橢圓形，表面面積超過100平方公里（圖6.1）。它們往往是深層的，通常由粗粒的侵入性岩石組成。 岩漿侵入體，又稱為花崗岩巨體或侵入體
（圖6.1a），通常具有花崗質組成。花崗岩在數百萬年內通過熱熔岩通過更冷和更密的鄰近岩石形成的升聳現象，上升到地表。巨大的花崗質岩漿侵入體通常位於並支撐著大陸邊緣隆起地帶的最高部分，如安第斯山脈。婆羅洲島上的金巴魯山，海拔4,101米，是東南亞最高的山，是由於1,500萬年前一個粗粒的花崗質侵入體（岩漿）侵入周圍的第三紀沉積物而形成的。岩漿侵入體可能導致沉積物和地表的隆起。這在愛爾蘭的威克洛山脈中已經發生，那裡的萊茵斯特花崗岩導致了覆蓋的下石煤紀地層的隆起。一旦侵入體的花崗岩被侵蝕暴露出來，風化就會穿透節理。節理模式最初由三組多多少少正交的節理組成，但在侵入體的頂部約100米處，減壓效應對節理釋放壓力，出現了大致平行於地表的第二組節理。這些節理在風化地形和排水模式的發展中發揮著關鍵作用（第152頁）。
花崗質侵入體的向上推移可能產生活躍的片麻岩穹頂（Ollier和Pain 1981）。這些地形出現在巴布亞新幾內亞（例如Dayman穹頂和Goodenough穹頂），美國（例如華盛頓州的Okanogon穹頂）等地，以及世界上許多造山運動。它們高2,000-3,000米，寬數十公里。它們的形成似乎涉及沉積物變質為片麻岩；花崗質的形成，它開始上升成為一個岩漿侵入體；岩漿侵入體上升，使片麻岩弧形成一個有葉片的片麻岩；以及穹頂在地表爆發，擠開邊界岩石。
Lopoliths（碟狀侵入體）是廣大的碟狀分層的侵入體，通常是玄武岩型組成（圖6.1b）。在塔斯馬尼亞，輝石玄武岩熔岩侵入了扁平的二疊紀和三疊紀沉積物，將它們提升為屋頂。在這個過程中，輝石玄武岩形成了幾個非常大且淺的碟狀體，每個碟狀體都承載著一片沉積物。碟狀侵入體很少有岩漿侵入體那麼大。它們的侵蝕會產生一系列朝內的斷崖。其中一個典型例子是杜魯斯輝石玄武岩，它從美國明尼蘇達州蘇必利爾湖的西南角延伸到東北，估計體積為200,000立方公里。在南非，普康堡超古代褶曲群原本被解釋為一個巨大的碟狀侵入體，實際上是一群碟狀侵入體。
岩株（stocks）或塞子是基本岩石的最大侵入體。它們是不一致的，是岩漿室的凝固遺體。夏威夷的一個岩株約20公里長，12公里寬，表面深1公里。
■ 火山岩脈、岩床、內塞、和其他次要侵入體
較小的侵入體存在於較大的形態和噴出性火山地形旁邊（圖6.2a）。它們被分為共生的，當它們沿著現有地層的層理面運行時，或者被分為不協調的，當它們穿過層理面時。它們的形式取決於岩石國土中的斷層和弱點的配置，以及侵入的岩漿的黏度。如果被侵蝕暴露，小的侵入體可以產生地形，尤其是當它們由比周圍岩石更硬的岩石組成時。
岩脈是不協調的侵入體，通常寬1到10米，通常由輝石玄武岩組成（圖6.2a）。它們通常成群出現。在蘇格蘭的阿倫海岸，有一群525條岩脈，沿著24公里的區域，平均岩脈厚度為3.5米。當暴露時，它們形成線性特徵，可能橫越地形的紋理。辛巴威的大岩脈長度超過500公里，平均寬6-8公里。有時，岩脈從中心供應點向外輻射，形成錐形岩體（圖6.2b）。頸部和管道是火山的圓柱形養料通道，似乎出現在靠近地表的區域。它們在酸性火成岩中比在玄武岩中更常見。它們可能代表了主要是岩脈噴發的最後階段。新墨西哥州，美國的Ship Rock火山頸部有六條岩脈輻射出來（Plate 6.1）。它們在形成時可能只在地表下750到1,000米。
岩床是共生的侵入體，通常在沉積層中形成有抵抗力的平板帶，儘管它們可能穿越層位以沿其他層理面擴展（圖6.2a）。它們可能厚達數百米，例如在塔斯馬尼亞，但通常在10至30米之間。由於基本岩石組成的岩床通常範圍有限，但它們可能延伸至數千平方公里。塔斯馬尼亞的輝石玄武岩岩床位於南非的Karoo沉積物下方，佔據了超過500,000平方公里的區域，佔該地區岩柱的15-25％。一般來說，岩床會形成岩層中較硬的成員。當被侵蝕時，它們可能在高原地區形成懸崖或擋板，並在跨越河流流域的地方形成瀑布。此外，它們的節理可能為地勢添加獨特的特徵，就像英格蘭北部的石英輝石岩Whin Sill一樣，它是在石炭紀沉積物中侵入的。在內陸，Whin Sill在一些小溪上形成瀑布，並在某些地方是一個突出的地形特徵，例如哈德良長城就坐落在其上（Plate 6.2）。在北諾森伯蘭郡的附近，它形成了小的懸崖和岩壁，其中一些被用作城堡的址，例如林迪斯法恩城堡和鄧斯坦伯格城堡。它還影響了班伯和法恩群島的海岸風景。法恩群島是輝石玄武岩的傾斜岩板。
內塞是岩床變厚以形成圓頂的情況（圖6.2a）。圓頂使覆蓋的岩石變形。巴斯馬利斯（bysmaliths）是被斷層的內塞（圖6.2a）。美國猶他州的亨利山是一組以二長花崗岩斑岩為主的輝石岩塞和相關特徵，看起來似乎從中心不一致的岩石中擴展開來，主要是來自中生代的頁岩和砂岩。與岩漿養料的侵入相關的隆起已經使位於科羅拉多高原水準以上約1,500米的數座山峰。被侵蝕的bysmaliths和laccoliths可以產生地形特徵。Traprain Law是位於蘇格蘭愛丁堡東部32公里的芬奴玆岩岩內的圓形phacolith（圖6.3b），由奧陶紀玄武岩製成。
6.2.2 火山
火山爆發將岩漿爆炸性地或冷靜地噴出到陸地表面。它們還吐出氣體。爆發所建造的地形主要取決於岩石是被吹出還是倒出火山，對於冷靜的火山，主要取決於熔岩的黏度。爆炸性或火山碎屑爆發火山將火山口外的火山碎屑（簡稱灰和輕石）吹出，而冷靜的火山則傾倒出火山口。混合噴發火山結合了爆炸階段和熔岩生產階段。從爆發雲中落到地面的火山碎屑稱為碎屑（源自希臘語灰燼的詞），而具有碎屑，煤渣質質地的紋理的熔岩和火山碎屑則稱為燒渣（源自希臘語廢物的詞）。
■ 火山碎屑火山
爆炸性或火山碎屑火山會產生火山口周圍累積的火山碎屑，形成火山碎屑山丘和其他地形（圖6.4; Plate 6.3）。火山碎屑流及其產生的沉積物各種各樣。Tephra是一個涵蓋三種不同粒徑火山碎屑材料的術語。灰燼是直徑小於4毫米的顆粒，小石頭（源自義大利“小石頭”）的直徑在4至32毫米之間，而大塊則大於32毫米。表6.1顯示了主要類型的火山碎屑流及其相關的沉積物。請注意，觸發火山碎屑流的兩種主要機制是：（1）柱塌和（2）熔岩流和圓頂塌陷。第一種涉及爆發材料的對流柱的災難性崩潰，這些材料從火山口向上流向大氣。第二種涉及熔岩流或圓頂的爆炸性或重力崩潰。浮石包含最多的氣泡（空隙）並且最不適用於塊。
熔岩雲雲層（源自兩個拉丁詞，意為“火雲岩”）是火山地區周圍可能覆蓋大面積的浮石沉積物。產生它們的浮石火山碎屑流可能會向上流動，因此熔岩沉積物通常會越過地勢並填滿山谷和山丘，儘管山谷通常包含數十米厚的被稱為山谷池熔岩的沉積物，而山丘上則帶有多達5米厚的熔岩外觀。 Nuée ardente是一種火山碎屑流或火山塊和來自緻密岩石的火山碎屑的“發光雪崩”。
浮石錐是一種浮石的山丘，通常不高於200-300米，中間有一個火山口（圖6.4a）。年輕的浮石山坡度為33°，這是鬆散浮石的靜止角度。單生火山 - 即由單一噴發事件創建的火山，可能持續幾個小時或幾年 - 會在乾燥的條件下（即熔岩與水之間沒有互動）下產生它們。它們出現為浮石錐區的元素或大型火山的側線寄生火山。數十個坐落在西西里島埃特納山的側線上。一旦火山爆發停止，凝固封閉了火山口，火山將永不再次爆發。近那不勒斯附近的Monte Nuovo是一座火山錐，於1538年在幾天內長高130米；位於墨西哥太平洋海岸的聖貝內迪托在1952-3年間長高300米。浮石山類似於浮石錐，但沒有明顯的火山口。澳大利亞維多利亞的Anakies是一個例子。嵌套浮石錐是一個浮石錐在另一個浮石錐內生長的地方。
淺湖在形式上與浮石錐相似，但在這種情況下涉及岩漿和含水地層 - 像地下水 - 之間的互動。這種組合的結果是爆炸性的。在最簡單的情況下，爆炸發生在井水或地下水帶，然後向上爆炸到地表，形成了地面上的大洞。在德國愛菲爾地區，大約有一千米寬的三十個火山口是以這種方式形成的。這些火山口現在被稱為maar湖，它們的名稱是由這種地貌得來的。一些淺湖是深部岩管的表面表現，即通過地下岩石爆破而形成的垂直管道，其中包含各種狀況的岩石碎片。在德國斯瓦比亞阿爾卑斯山區，超過300個火山口出現在1600平方公里的區域內，岩管是常見的。這些特定岩管的表面表現已經存在了約1500-2000萬年，但有些地方的形成微弱的凹陷。
火山環是在地下爆炸的情況下產生的，其中岩漿和水混合在一起，但它們不是地下的孔洞，而是高度碎裂的玄武岩浮石的表面積聚（圖6.4b）。一個一流的例子是Cerro Xico，位於墨西哥城中心僅15公里處。它是在十六世紀西班牙人排幹該地區之前的淺水德州科科湖盆地中形成的。火山環是較小且更陡峭的火山環版本（圖6.4c）。一個例子是距離Cerro Xico幾公里的El Caldera。
■ 混合爆發火山
正如其名稱所示，熔岩爆發和浮石沉積的混合產物產生了混合爆發火山。它們由熔岩和浮石的層組成，有時被稱為層狀火山（圖6.5）。層狀火山的最簡單形式是簡單錐體，這是一個持續爆發的浮石錐。其結果是位於山頂的單一火山口和一個驚人對稱的錐體，正如菲律賓的Mayon火山和日本的富士山所見。熔岩流通常裝飾著簡單錐體的山頂地區。儘管在歷史上經歷了更複雜的演化過程，但復合錐保持了對一個單一活動地點的放射對稱性。例如，在義大利維蘇威火山的歷史中，一個以前的錐體（現在是Monte Somma）被79年的火山爆發摧毀，年輕的錐體在其位置上生長。埃特納火山是一個龐大的復合火山，高達3,308米，擁有多個山頂噴發口，其附近有無數的寄生單生噴發口。
混合火山中存在更多複雜性。混合火山由一個不僅包括單一錐體，而且包括數個錐體，穹頂和火山口的集合組成。世界上最高的火山之一，位於智利和阿根廷邊界上的Nevado Ojos del Salado，占地約70平方公里，由至少十幾個錐體組成。
火山群比混合火山更加複雜。它們如此混亂，以至於很難識別岩漿的來源。實質上，它們是由主要和次要火山中心以及它們相關的熔岩流和火山碎屑組成的。智利的Cordon Punta Negra就是一個例子，在那裡至少有25個小錐體，帶有發展完善的山頂火山口，分佈在約500平方公里的區域內。這些錐體中的沒有一個高過幾百米，一些較老的錐體幾乎被堆積的熔岩塊填滿，其通風口的來源很難追蹤。
■ 基本熔岩火山 - 盾牌型
基本熔岩，如玄武岩，非常流動。它迅速擴散，因此形成了坡度較低（通常小於10°）且通常呈凸狀輪廓的火山。基本熔岩火山幾乎完全由熔岩組成，幾乎沒有火山碎屑物或碎屑的添加。基本熔岩火山有幾種類型：熔岩盾牌、熔岩穹丘、熔岩錐、熔岩丘和熔岩圓盤（圖6.6）。熔岩盾牌的典型例子可以在夏威夷群島找到。毛納羅亞和毛納凱亞從太平洋海底升起近9千米。熔岩穹丘比熔岩盾牌小，通常出現在熔岩盾牌上。夏威夷的一些獨立山峰，如毛納凱亞，就是熔岩穹丘。熔岩錐甚至更小。澳大利亞維多利亞州的漢密爾頓山就是一個例子。熔岩丘上沒有火山口的跡象。熔岩圓盤是異常的形態，澳大利亞維多利亞州有一些例子。
更為龐大的是大陸性洪流玄武岩或陷阱岩，通常形成高原和山脈。它們佔據遙遠地區的大片土地，是地球上最廣泛的火山地貌。例如，美國西部的哥倫比亞-蛇河洪流玄武岩、印度洋南部的科爾葛籣高原以及北大西洋的不列顛-北極省都是例子。西伯利亞陷阱覆蓋了超過340,000平方公里的面積。印度的德幹陷阱曾經覆蓋了約1,500,000平方公里的面積；侵蝕使其剩下約500,000平方公里。
■ 酸性熔岩火山 - 熔岩圓頂
酸性熔岩，例如安山岩、流紋岩或火山石，非常粘稠。它移動緩慢，形成厚重、陡峭、圓頂狀的突出物。噴發酸性熔岩的火山通常會爆炸，即使有熔岩外溢，也常常伴隨著一些爆炸活動，以至於一個低的噴射物錐環繞著突出物。事實上，熔岩外溢通常代表了爆炸性噴發週期的最後階段。酸性熔岩的外溢呈現出各種類型的熔岩圓頂：堆積圓頂和圓頂狀、流層、佩萊圓頂和突起栓塞體（圖6.7）。
堆積圓頂是獨立的低熔岩圓頂，形狀類似倒置的碗（圖6.7a）。法國奧弗涅的Puy Grand Sarcoui，印度洋的Réunion的mamelons和安第斯山脈中部的tortas（“蛋糕”）都是例子。更大的例子是加利福尼亞州的Lassen Peak，直徑2.5公里。圓頂狀，儘管聽起來像星際迷航劇集中的外星種族，但它們是大火山口中的堆積圓頂，名稱來自希臘語tholos，意為“圓頂建築”（Plate 6.4）。它們的增長通常與nuée ardente噴發相關，這些噴發會摧毀不幸位於其路徑上的城鎮。新西蘭Mount Egmont的火山口中坐著一個圓頂狀。流層是圓頂-熔岩流混合體。它們在厚重的突出物滲漏到陡峭的斜坡並流下山坡的地方形成（圖6.7b）。智利北部的Chao熔岩就是一個巨大的例子，其熔岩體積為24 km3。佩萊圓頂（圖6.7c）以馬提尼克的Mont Pelée為代表，它是一個在1902年5月8日發生的災難性爆發之後在火山口中生長的熔岩圓頂，當時nuée ardente摧毀了聖皮埃爾。圓頂是崎嶇不平的，頂部有熔岩尖頭，側面有碎屑的領口。突起的塞體，也稱為塞體圓頂或pitons，是由最粘稠的熔岩產生的。它們看起來像是從地面上突出的巨石，這正是它們的本質（圖6.7d）。一些突起的栓塞體帶有地層的覆蓋。日本的有珠火山上出現了帶有地層覆蓋的兩個突起栓塞體，第一個出現在1910年，被稱為明治柔佛巴魯或“屋頂山”，第二個出現在1943年，被稱為昭和柔佛巴魯或“新屋頂山”。
■ 火山坑 Calderas
火山坑是火山區域或火山中心的凹陷地形（圖6.8; Plate 6.5）。它們是巨大爆炸或構造下沉的產物，有時是在火山爆發後（圖6.9）。約60萬年前，在美國黃石國家公園形成了一個巨大的火山坑，當時噴發了約1000立方千米的火山碎屑物質，留下了直徑約70公里的凹陷地形。約74,000年前，在印度尼西亞北部發生了一次大規模的火山爆發，其火山灰在印度2,000公里遠的地方沉積下來，形成了一個大火山坑。湯巴火山坑長約100公里，寬約30公里，現在被湖泊湯巴填滿。它是一個回升的火山坑，這意味著，在最初的下沉約2公里後，中央地面慢慢上升，形成了薩莫西爾島。大部分含矽火山坑通常以群集或複合體的形式存在。美國科羅拉多州西南部的聖胡安火山區域就是一個例子，該地區包含至少18個分別位於2,200萬至3,000萬年前的火山坑。這些火山坑的火山碎屑物質覆蓋了25,000平方公里。
6.2.3 火山的間接影響
火山對地形有幾個間接影響。兩個重要的效應是改變排水模式和地形倒置。
在火山上常常形成輻射狀的排水模式，這種模式可能會持續很長時間，即使在火山被侵蝕之後。此外，火山會將現有的地貌埋在熔岩下，這樣做可能會徹底改變排水模式。一個很好的例子是中非裂谷（圖6.10）中排水的改變。五百萬年前，與Virunga山脈建設相關的火山封住了基伍湖。以前，排水是向北流向阿爾伯特湖，通過阿爾伯特湖流入尼羅河（圖6.10a）。當被Virunga山脈阻止向北流動時，水最終溢出基伍湖，並在裂谷的南端通過Ruzizi河流入坦桑尼亞湖（圖6.10b）。從坦桑尼亞湖，水通過Lukuga河流抵達剛果河，因此被從地中海通過尼羅河到大西洋通過剛果分流（King 1942, 153–4）。
偶爾，熔岩流會引發一系列事件，最終倒置地形 - 山谷變成山丘，山丘變成山谷（參見第149頁）。熔岩往往會沿著已有的山谷流動。然後，侵蝕會減少相鄰山坡，使更具抗侵蝕性的火山岩作為兩個山谷之間的脊樑保留下來。這種倒置的地形非常常見（Pain和Ollier 1995）。在蘇格蘭的小希伯第群島的Eigg島上，一個第三紀的流紋岩熔岩流最初填滿了已侵蝕成較老的玄武岩熔岩的河谷。這個流紋岩現在保存在Eigg的Scuir上，這是一個壯觀的400米高，5公里長的山脊，遠高於現有的山谷。
6.3 撞擊坑 Impact Craters
撞擊小行星、流星體和彗星的撞擊形成的坑痕地球表面。到目前為止，已經發現了超過170個坑和地質結構，它們顯示出明顯的撞擊起源（參見Huggett 2006）。說實話，撞擊坑在地形中相對罕見，但它們很有趣。
從形態上看，地球的撞擊結構可以分為簡單和復雜兩種（圖6.11）。簡單結構，例如加拿大安大略省的Brent坑，呈碗狀（圖6.11a）。坑口區域被抬升，最近的情況是由近地表的目標岩石的翻轉岩層所覆蓋的。落下的噴射物通常位於翻轉的岩石上。基底是簡單坑的自生目標岩石，受到破碎和角礫化的影響。一個部分填充真實坑的震撼和非震撼自生目標岩石的透鏡。在沉積岩中，直徑大於約2公里，在晶質岩石中則為4公里的坑不呈現簡單的碗狀形狀。相反，它們是相對較淺的復雜結構（圖6.11b）。最近的例子，例如加拿大魁北克的Clearwater Lakes，通常具有三個明顯的形態面。首先，結構上升的中央區域，在自生的目標岩石中顯示出震撼變質效應，可能會被顯示為中央峰或環狀。第二，一個環狀凹陷，部分由自生碎屑填充，或一個環狀的所謂撞擊熔融岩石，或兩者的混合物;第三，一個斷裂的邊緣區域。
撞擊坑分佈在所有大陸上。截至2010年3月19日，已經確定了176個坑結構，其中有隕石碎片、震撼變質特徵或兩者結合的存在（圖6.12）。與保留其最早地殼部分的行星相比，這是一個小數量。然而，由於地球地質圈的相對年輕和動態性，地球上的撞擊結構可能很少。這兩個因素都會通過侵蝕和沉積遮蓋來掩蓋和清除撞擊記錄。坑原本將標誌著所有撞擊的地點。由於侵蝕，年代較久的地點現在已經不明顯，僅剩下岩石中的震撼變質跡象。因此，撞擊將永遠留下非常持久但不是不可磨滅的岩石簽名，但它們產生的地形（坑）將逐漸褪色，就像柴郡貓的臉一樣。已知的撞擊結構列表當然是不完整的，因為研究人員每年發現約五個新的撞擊地點。研究人員還在海床上發現了幾個撞擊結構。
撞擊結構的空間分佈顯示出它們集中在北美和歐洲的前寒武紀盾地區（圖6.12）。這種集中反映了北美和歐洲的前寒武紀盾已經相對穩定了很長一段時間，而且尋找和研究撞擊坑主要在這些地區進行。這不是對碰撞過程的反映，該過程在全球範圍內是隨機的。
6.4 與褶皺相關的地貌
6.4.1 平坦層 Flat beds
分層的岩石可能保持水準，也可能被褶皺。一旦海水退去或被抬升後，保持較為水準的沉積岩會形成特徵性地形（表6.2）。如果岩層保持平坦，並且沒有被河谷剖面，它們就形成了大面積的沉積平原（sediplains）。澳大利亞昆士蘭州西南部的Channel Country的許多平坦的河流平原就屬於這種類型。如果岩層保持平坦，但被河谷剖面，它們就形成了高原、平原和階梯地形（Plate 6.6）。在沉積地形中，高原是低海拔廣闊區域，位於周圍低地之上，由於斷層（見圖6.16，第129頁）與周圍低地隔絕。一層硬岩稱為帽岩通常位於它們的頂部。臺地或桌子是一個小高原，但臺地和高原之間沒有明確的分界線。Butte是一個非常小的高原，當其平頂的最大直徑小於圍繞平原的高度時，臺地變成了Butte。當最終帽岩被侵蝕時，Butte可能會變成獨立的塔、鋸齒狀山峰或圓頂山，這取決於帽岩的厚度。在階梯地形中，斷層展示了一系列由較硬的岩層產生的結構台階，以及較軟的岩層被侵蝕掉的陡峭懸崖（參見Plate 9.2，第201頁）。
6.4.2 褶皺岩 Folded beds
反褶皺是岩層中的拱形，而同褶皺是凹陷（圖6.13）。在臥式反褶皺中，岩層被褶曲。同褶皺折疊是一系列反褶皺，這些反褶皺排列成它們的肢體朝著相同的方向傾斜。單褶皺是岩層從一個水準到另一個水準彎曲的簡單褶皺。一個例子是英國懷特島的單褶皺，它橫跨整個島，東西向運行，白堊紀的岩層位於北部比南部低。幾乎在所有情況下，單褶皺都是非常不對稱的反褶皺，具有非常長的拱和槽肢。反褶皺、單褶皺和同褶皺是由於對沉積岩施加的剪切或切向或側向壓力而形成的。如果來自其他方向的額外力量，則形成了可能被視為雙重反褶皺的圓頂，以及可能被視為雙重同褶皺的盆地。圓頂結構也稱為periclines。一個例子是英國多塞特郡的Chaldon pericline，其中環繞著一個上侏羅紀的Portland和Purbeck岩層核心的漸新年輕岩石環繞（Wealden Beds，Upper Greensand和Chalk）。當地殼向上推升時，也會形成圓頂結構，儘管這些形式通常比由更復雜的壓力分佈形成的形式更簡單。圓頂也可以在較淺的地層中升起，就像鹽等輕材料的柱狀體穿過覆蓋層的岩層一樣。
褶皺可能是對稱的或不對稱的，開放的或緊湊的，簡單的或復雜的。由褶皺直接形成的地形很少見，但一些反褶皺的山丘確實存在。位於新西蘭惠靈頓附近的長11公里的Mount Stewart–Halcombe反褶皺是由海岸平原的晚更新世沉積岩形成的。它具有均勻的山頂，其兩側的表面平行於底部岩層的傾角（參見補充框 6.1），其拱形表面複制了褶皺（Ollier 1981，59）。即使被侵蝕暴露出的反褶皺山丘也不那麼常見，盡管在阿爾卑斯山以北的歐洲阿爾卑斯山以北的許多反褶皺山丘仍然幾乎未被河流穿過。
與褶皺相關的最常見的地形是被侵蝕的反褶皺和被侵蝕的圓頂。這是因為一旦暴露，反褶皺的山頂（或圓頂的頂部）就會受到侵蝕。每一側的拆分山脊往往是原型的傾角和懸崖坡，具有典型的排水模式，在穿越傾角的溪流之間，傾斜岩層具有平角的特徵形式，它們的底部平行於傾斜，其尖端指向岩石的傾斜。當褶皺水準時，傾角山脊很長，但當褶皺形成圓頂時，它們形成同心圓環。肯特郡Weald的懸崖和谷地序列是破裂反褶皺的典型案例（圖6.15）。傾角山脊可能包圍結構盆地，其平面指向相反的方向。
當具有不同抗性的地層傾斜在一個廣泛的區域時，根據岩層的傾角，會發展出幾種地形（圖6.16）。在床層輕微傾斜，可能高達5°的情況下，形成坎塔斯。它們是不對稱的形式，具有一個懸崖或懸崖，通常形成峭壁的陡峭坡，頂部由更抗壓的岩層覆蓋，還有一個沿著岩層傾角運行的傾斜坡。均勻山脊或傾角山脊僅僅是不對稱的，形成在更陡峭的傾斜岩層中，傾斜在10°到30°之間。Hogback是對稱形式，它們在岩層非常陡峭，傾斜角為40°或更大的地方形成。它們以Hog's Back命名，這是英格蘭北部Downs山脈中幾乎垂直傾斜的白堊岩的山脊。
在較大的尺度上，地表的大地凹痕形成了大型隆起，約1000公里寬。在非洲，高地的隆起邊緣和主要斷層分隔了包括剛果盆地、蘇丹盆地和卡魯盆地在內的十一個盆地。
6.5 與斷層和節理相關的地貌
斷層和節理是岩石中兩種主要的斷裂類型。斷層是沿著其上發生了地震相關運動的斷層，斷層的一側與另一側發生差異運動。如果運動是最近發生的，則它們被稱為活躍斷層。斷層通常是大規模結構，往往出現在斷層帶而不是單獨存在。節理是一種小尺度的斷裂，沿著它沒有發生運動，或者至少沒有差異運動。節理起源於火成岩的冷卻，沉積岩的乾燥和收縮，或者在許多情況下，源於構造應力。許多被描述為節理的斷裂實際上是沒有或只有微小差異運動發生的斷層。
6.5.1 斜滑斷層Dip-slip faults
許多構造地形直接由斷層形成。根據涉及的斷層類型（斜滑斷層或正斷層以及走滑斷層和逆斷層）對它們進行分類很有幫助（圖6.17）。斜滑斷層產生斷層斷崖、斷層陷落區、半斷層、斷層山脊和傾斜的岩塊。走滑斷層有時會產生快門山脊和斷層斷崖（第132頁）。逆斷層只有在它們是高角度逆斷層時才會產生明顯的地形特徵（圖6.17c）。
■ 斷層斷崖 Fault scarps
斷層斷崖是由斷層形成的最常見的地形。許多與地震期間斷層相關的斷層斷崖已經被觀察到（Plate 6.7）。斷崖是在上升塊的一側形成的，俯瞰下降塊。侵蝕可能會去除斷層斷崖的所有痕跡，但只要斷層兩側的岩石在硬度上有所不同，斷層的位置可能會被差異侵蝕所保留。侵蝕可能會產生新的斷崖。這個新的地形更正確地稱為斷層線斷崖，而不是斷層斷崖。一旦形成，斷層就是弱點，沿著它們的運動經常一次又一次發生。沿著斷層的上升可能會產生明顯的斷崖，這些斷崖被溪流剖分。將山脊的末端“切斷”沿著斷層線以產生三角形的切面。如果斷層反復運動，溪流將被再生，形成酒杯或漏斗型山谷（Plate 6.8）。一些斷層斷崖單獨存在，但許多斷層斷崖以集群形式存在。斷層斷崖群的各個成員可能並排運行很長的距離，或者它們可能並排運行（偏移但平行），或者它們可能以沒有明顯模式的複雜方式運行。
■ 裂谷、地堡和傾斜塊Rift valleys, horsts, and tilt blocks
地殼塊有時會在大致平行的斷層之間升降，而不會受到傾斜的影響。所產生的特徵稱為裂谷和地堡。裂谷或坎布倫（德語中的一個詞，意為溝渠）是由兩個平行斷層之間的下沉形成的長而狹窄的山谷（圖6.18a）。裂谷不是真正的山谷（第220頁），它們並不都與線性凹地有關。許多裂谷位於地球地殼的張應變帶，就像東非的大裂谷、紅海和黎凡特一樣，是世界上最大的坎布倫。有些坎布倫可能非常深，北部阿拉伯有些坎布倫至少有10公里的淤積物填充。裂谷通常與火山活動和地震有關。它們形成在地殼水準擴展或拉伸的地方，導致陡峭的斷層發展。一些裂谷，例如德國萊茵裂谷，是孤立的，而其他裂谷位於坎布倫區域，形成許多幾乎平行的結構，就像希臘愛琴海擴展區域一樣。
半坎布倫是僅在一側由一個主斷層界定的（圖6.18b）。這被稱為匙形（勺子形）斷層。另一側的次要或對抗性斷層通常是吊牆塊上的局部應變的產物。例如，美國盆地和山脈省的死亡谷和土耳其的門德雷斯山谷。
地堡是由兩個斷層之間的上升推動而形成的長而相對狹窄的高地（圖6.19a）。地堡的例子有德國萊茵裂谷以西的沃許山脈，以及位於它以東的黑森林高原。
傾斜或單斷層塊Tilted or monoclinal blocks-是在兩個斷層之間的地殼部分傾斜時形成的（圖6.19b）。傾斜可能會產生山脈和介於山脈之間的盆地。在美國西部的盆地和山脈省，這些被稱為傾斜塊山脈和傾斜塊盆地，如果它們是斷層的直接結果（Plate 6.9）。
■ 斜斷層和排水干擾
斷層斷崖可能以多種方式干擾排水模式。如果斷層斷崖的大小足夠，可以在溪流下游側抬升，形成斷層線湖。然後，該溪流被認為已被切斷。如果斷層斷崖在上游側升起，則會形成瀑布。半坎布倫通常與特徵性的排水模式相關。背傾排水發生在與凹坡斷層相關的腳壁斷崖後面。軸向排水沿著斷層軸運行，湖泊經常在這裡形成。翻滾排水在裂谷的翻滾部分形成（圖6.18b）。
6.5.2 走滑斷層
■ 葉片狀山脊和凹陷池 Shutter ridges and sag ponds
如果在崎嶇地區沿著走滑斷層發生運動，則山脊的山脊將在斷層線的兩側朝不同的方向移位。當運動將斷層的一側的山脊對準了另一側的山谷時，山谷被“隔絕”。因此，這些山脊被稱為快門山脊（圖6.20）。
在張應力主導走滑斷層時，會發生下沉，並且可能形成長而淺的凹陷或坑。這些通常是幾十米寬和幾百米長的，它們可能容納陷落池。在壓縮應力主導走滑斷層時，可能會形成山脊、線性和並列的小斷層。■ 偏移排水
偏移排水是走滑斷層的主要結果。典型的例子是許多流經美國加利福尼亞州聖安德列斯斷層線的溪流（圖6.21）。
6.5.3 線狀地貌
地球表面上的任何線性特徵，如果過於精確以至於不可能是偶然出現的，都被稱為線狀地貌。許多線狀地貌呈直線，但也有一些呈曲線。斷層是比較直的線狀地貌，而島弧則是彎曲的線狀地貌。大多數線狀地貌具有構造起源。航空攝影和遙感影像大大促進了對線狀地貌的繪製。有時候，“尋找線狀地貌幾乎變成了數字學，它們的所謂重要性幾乎可以具有近乎神奇的特性”（Ollier 1981, 90）。一些地質學家認為，世界各地的結構和地貌模式的基礎是兩組線狀地貌 - 一組是經緯度方向和直角方向的，另一組是對角線方向的。在歐洲，南北向的線狀地貌包括英國的賓士山脈，東西向的線狀地貌包括赫爾辛山脈，而對角線方向的線狀地貌包括卡里多尼亞山脈（例如，Affleck 1970）。線狀地貌無疑存在，但由於大陸漂移的原因，建立全球性的線狀地貌集合是困難的。除非大陸在漂移時保持相同的方向，但實際情況並非如此，因為在特定陸地開始漂移之前形成的線狀地貌需要旋轉回到其原始位置。因此，具有共同排列的全球性線狀地貌集合必然是偶然的。這並不是說世界上不存在一個能夠產生全球性線狀地貌模式的應力和應變系統，但在一個地表具有移動性的行星上，它的識別是艱難的。
6.6 總結
岩漿岩（岩漿）由侵入地球的深層和近地表層，而火山力量則將其擠出到地球表面。火山和侵入地貌源於將岩漿注入岩石以及岩漿在地面以上的流出和噴發。侵入包括大火成岩和低火成岩，岩漿和岩漿岩，岩漿岩和柱狀斷層岩，積岩和層狀岩，這些都可能表現為地形特徵（丘陵，盆地，圓頂等等）。岩漿的流出和噴出產生各種類型的火山，這些火山是構造地貌。小行星、流星和彗星的撞擊在地球表面留下了隨時間消逝的撞擊坑和撞擊結構。平坦的沉積層和摺疊的沉積岩形成了独特的結構地貌套件。平坦的沉積層傾向於形成高原、中央山地和斜坡。摺疊層形成了一系列地貌，包括反褶曲丘、丘陵和峰脊。斷層和節理是風化的焦點，並產生大規模的地貌。倒滑斷層可能產生斷層斜坡、擴張帶、凸起帶和傾斜的區塊。橫滑斷層有時與快門脊、下陷池塘和偏移排水有關。
第七章 風化與相關地形
岩石的分解崩解是構造旋迴和地形演化的初級過程。 本章內容包括：
• 風化過程
• 風化層與土壤
• 風化地形
• 淋濾和風化的全球模式
• 風化及建築物
7.1 進行中的風化：歷史建築的衰變
派特農神廟是一座奉獻給女神雅典娜的廟宇，建於西元前447年至432年間，位於希臘雅典的衛城。在其2500年的歷史中，派特農神廟遭受了損害。（例如，現在在倫敦大英博物館引起爭議的埃爾金大理石，曾是派特農神廟外部的浮雕之一）。現在有堅固的證據表明，空氣污染正在持續地對該建築造成損害，並且這種方式已經造成了相當大的傷害。例如，柱子和柱頭內側面向的碳酸鹽石表面上覆蓋著黑色的結痂或塗層。這些受損區域並沒有被雨水或雨水流失顯著濕潤，雖然酸性降水可能會造成一些損害。這些塗層似乎是由於二氧化硫在石表面吸收並存在水分的情況下形成的。一旦在潮濕的表面上，二氧化硫就會轉化為硫酸，進而導致石膏層的形成。研究人員尚未決定最佳方法來減緩和修復這類空氣污染損害。
7.2 風化過程
風化是岩石通過機械分解和化學分解而破裂。許多岩石在地球地殼深處高溫高壓下形成。當它們暴露於地球表面的較低溫度和壓力，並與空氣、水和生物接觸時，它們開始衰變。這個過程往往是自我加強的：風化弱化岩石，使它們更易於被風化作用的因素移除，而風化產品的移除又使更多岩石暴露於風化。生物在風化中扮演著重要的角色，通過各種生物物理和生物化學過程攻擊岩石和礦物，這些過程大多數尚未被充分理解。
7.2.1 風化碎屑Weathering debris
風化作用於岩石，產生固體、膠體和可溶性物質。這些物質在大小和行為上有所不同。
固體範圍從巨石、沙子、淤泥到粘土（表4.2）。它們是大型、中型和小型的岩石碎片，經過分解和分解處理，以及新材料，特別是從風化產品中形成的次級粘土，這一過程稱為新生作用。在大小範圍的低端，它們逐漸過渡到前膠體、膠體和溶質。
溶質是小於1納米（1納米=0.001微米）直徑的“顆粒”，它們高度分散，以分子溶液的形式存在。
膠體是有機和礦物質的顆粒，大小範圍從1到100納米。它們通常以高度分散的狀態存在，但可能採取半固態形式。風化產生的常見膠體包括矽、鋁和鐵的氧化物和氫氧化物。非晶矽和蛋白石矽是二氧化矽的膠體形式。鋁石和鋁礬石是鋁的氫氧化物。赤鐵礦是鐵氧化物，黃鐵礦是水合鐵氧化物。前膠體材料是過渡到固體的材料，大小範圍大約為100到1000納米。
7.2.2 機械或物理性風化
機械過程將岩石分解為逐漸變小的碎片。分解增加了暴露於化學攻擊的表面積。機械風化的主要過程包括卸載、凍融作用、由加熱和冷卻引起的熱應力、濕潤和乾燥導致的膨脹和收縮，以及由鹽晶體生長產生的壓力。在機械風化中，一個重要因素是疲勞，即反復在岩石中產生壓力，例如通過加熱和冷卻。疲勞的結果是，岩石將在低於未疲勞樣本的壓力水準下斷裂。
■ 卸載 Unloading
當風化移除表面物質時，對下層岩石的限制壓力減輕。較低的壓力使礦物顆粒能夠更遠地分離，產生空隙，岩石擴張或膨脹。在花崗岩或其他密度高的岩石中開鑿的礦井中，壓力釋放可能導致危險的爆炸性岩爆。在自然條件下，岩石會垂直於風化表面（山谷側、岩面或其他）膨脹。這種膨脹產生大型或小型裂縫（斷層和接縫）並且與表面平行。膨脹接縫促使岩石崩塌和其他類型的量體移動。小型裂縫和未成熟接縫提供了沿著個別晶體或顆粒可能分解和剝落的弱點線。剝落是從主要岩體剝離岩石片的過程。在某些岩石中，如花崗岩，可能產生被稱為剝落圓頂的凸形山丘。美國加州優勝美地谷的半圓頂是一個經典的剝落圓頂（圖版7.1和7.2）。在原始的閃長岩侵入體中，風化暴露導致壓力變化，使圓頂開裂，形成從山上脫落的殼層。儘管其名稱表明半座山以這種方式坍塌，事實上約80%仍然屹立不搖。美國喬治亞州的石山是一個剝落的孤立山。
■ 凍融作用 Frost action
佔據土壤或岩體內部孔隙和空隙的水在凍結時膨脹9%。這種膨脹在孔隙和裂縫中產生壓力，導致岩石的物理分解。凍融風化或凍融碎裂將小顆粒和大巨石分離開來，然後將巨石分解為更小的碎片。它在冷環境中是一個重要過程，這裡常見的凍融循環。此外，如果水填充的裂縫和孔隙在表面迅速凍結，膨脹的冰會產生一種靜水壓或冷壓力，通過所有相互連接的空腔以相同的強度傳遞到下方仍未凍結的水。產生的力量足以粉碎岩石，這個過程被稱為水力裂解（Selby 1982, 16）。這意味著凍融碎裂可以發生在凍土深度以下。冰分離，即在冷環境土壤中形成獨立的地面冰體，可能導致基岩斷裂（Murton等，2006年）。
■ 加熱和冷卻
岩石的熱導率低，這意味著它們不擅長將熱量從表面導走。當它們被加熱時，外部幾毫米比內部部分變得更熱，外側比內側膨脹得更多。此外，在由不同顏色的晶體組成的岩石中，較暗的晶體加熱更快並且比較淺的晶體冷卻更慢。所有這些熱應力都可能導致岩石分解和岩石片、殼、和巨大片的形成。反復的加熱和冷卻產生疲勞效應，增強了熱風化或熱裂變。
由熱應力產生的片材曾被稱為剝落，但今天剝落包括了一系列更廣泛的過程，產生各種類型和大小的岩石片和岩石片。灌木火災和核爆炸產生的強烈熱量確實可能導致岩石剝落和分裂。在印度和埃及，火多年來被用作採石工具。然而，即使在沙漠中，日常溫度波動也遠低於本地火災達到的極端。最近的研究指出，化學風化，而不是物理風化，是理解岩石分解、剝落和分裂的關鍵。例如，在開羅附近的埃及沙漠中，降雨量非常低，溫度非常高，一些3600年前倒下的花崗岩柱在陰影面上比暴露於陽光的一面更易受到風化（Twidale和Campbell 2005, 66）。此外，岩石分解和剝落也發生在日常熱應力可以忽略的深度。因此，目前的觀點更傾向於即使在炎熱的沙漠中也存在的水分，作為在潮濕和乾燥條件下岩石衰變和岩石分解的主要因素。
■ 濕潤與乾燥
某些黏土礦物（參見方補充框7.1），包括膨潤土和蛭石，在濕潤時膨脹，在乾燥時收縮。含有這些黏土的材料，如泥岩和頁岩，在濕潤時會大幅膨脹，引起微裂縫的形成、現有裂縫的擴大，或岩石質量的分解。乾燥時，膨脹黏土中吸收的水分蒸發，並形成收縮裂縫。交替的膨脹和收縮，與濕潤-乾燥循環相結合，加上疲勞效應，導致濕-乾風化，或稱為剝落，從而使岩石物理分解。
■ 鹽晶體生長
在海岸和乾旱地區，當鹽水溶液蒸發時，可能會在岩石的空隙中形成晶體。鹽在岩石空隙內結晶產生的壓力會擴大這些空隙，導致顆粒性分解。這個過程被稱為鹽風化或鹽結晶風化（Wellman和Wilson 1965）。當在孔隙內形成的鹽晶體受熱或飽和水時，它們膨脹並對限制的孔壁施加壓力；這分別產生熱應力或水合應力，兩者都促進了鹽風化。
7.2.3 化學風化
風化包括許多化學反應共同作用於不同類型的岩石，以及各種氣候條件下。岩石分解涉及六種主要化學反應：溶解、水合、氧化和還原、碳酸化和水解。
■ 溶解Solution
礦物鹽可以溶解於水中，水是非常有效的溶劑。這個過程被稱為溶解或溶解作用，涉及分子分解為陰離子和陽離子，每個離子都被水包圍。這是一個機械而非化學過程，但通常與化學風化一起討論，因為它與其他化學風化過程共同發生。溶解容易逆轉—當溶液飽和時，一些溶解物質會沉澱。飽和水準由平衡溶解度定義，即物質在水中可以溶解的量。它表示為每百萬份（ppm）體積或每升毫克（mg/l）。一旦溶液飽和，就不會有更多物質溶解。礦物的溶解度各不相同。最易溶的天然礦物是鹼金屬氯化物：岩鹽或鹵石（NaCl）和鉀鹽（KCl）。這些只在非常乾燥的氣候中找到。石膏（CaSO4.2H2O）也相當可溶。石英的溶解度非常低。許多礦物的溶解度取決於水中自由氫離子的數量，可以測量為pH值（參見方補充框7.2）。
■ 水合Hydration
水合是化學風化和機械風化之間的過渡。當礦物在其邊緣和表面吸收水分子時發生，或者對於簡單的鹽類，在其晶格中吸收，而不改變原始材料的化學組成。例如，如果向硫酸鈣（CaSO4）添加水，即無水石膏，則會產生石膏（CaSO4.2H2O）。晶格中的水導致體積增加，可能會導致夾在其他床層之間的石膏發生水合折疊。在潮濕的中緯度氣候下，棕黃色到黃色的土壤顏色是由於赤鐵礦氧化物的水合形成鏽紅色的赤褐鐵礦造成的。黏土顆粒吸收水分也是一種水合形式。它導致黏土在濕潤時膨脹。水合通過將水分子深入晶體結構，協助其他風化過程。
■ 氧化和還原 Oxidation and reduction
氧化是當原子或離子失去電子，增加其正電荷或減少其負電荷時發生。它涉及氧氣與物質的結合。溶解於水中的氧氣是環境中普遍的氧化劑。氧化風化主要影響含鐵礦物，雖然錳、硫和鈦等元素也可能被氧化。當溶解於水中的氧氣與含鐵礦物接觸時，主要發生鐵的反應，寫作：
4Fe2 + 3O2 + 2e → 2Fe2O3 [e = 電子]
或者，大多數岩石形成礦物中的亞鐵鐵，Fe2+，可能被轉化為其鐵的形式，Fe3+，打破晶格的中性電荷，有時導致其崩潰，使礦物更容易受到化學攻擊。
如果土壤或岩石飽和於靜止的水，它變得缺氧，並在厭氧細菌的幫助下發生還原。還原是氧化的對立面，它促進的變化被稱為頁岩化。在顏色上，頁岩土壤層通常是灰色的一種陰影。
氧化或還原發生的傾向由氧化還原電位，Eh，顯示。這以毫伏（mV）為單位測量，正值表示氧化潛力，負值表示還原潛力（參見方補充框7.2）。
■ 碳酸化 Carbonation
碳酸化是碳酸鹽的形成，碳酸鹽是碳酸（H2CO3）的鹽。二氧化碳溶解於自然水中形成碳酸。這個可逆反應將水與二氧化碳結合形成碳酸，然後碳酸分解為氫離子和碳酸氫根離子。碳酸攻擊礦物，形成碳酸鹽。碳酸化主導著鈣質岩石（如石灰岩和白雲岩）的風化，這些岩石的主要礦物是方解石或碳酸鈣（CaCO3）。方解石與碳酸反應形成碳酸氫鈣（Ca(HCO3)2），與方解石不同，碳酸氫鈣在水中容易溶解。這就是為什麼一些石灰岩如此易於溶解的原因（參見第393頁）。二氧化碳、水和碳酸鈣之間的可逆反應是複雜的。本質上，這個過程可以寫成：
CaCO3 + H2O + CO2 ⇔ Ca2+ + 2HCO3–
這個公式總結了一連串事件的開始，即溶解的二氧化碳（來自空氣）迅速與水反應產生碳酸，碳酸始終以離子態存在：
CO2 + H2O ⇔ H+ + HCO3
來自溶解石灰岩的碳酸根離子立即與氫離子反應產生碳酸氫根離子：
CO32– + H+ ⇔ HCO32–
這個反應打破了系統中的化學平衡，更多石灰岩進入溶液以補償，並且更多溶解的二氧化碳與水反應以產生更多碳酸。這個過程使濃度增加約8 mg/l，但它也使空氣中的二氧化碳偏壓（空氣單位體積中二氧化碳含量的衡量）和水中的偏壓處於不平衡狀態。作為回應，二氧化碳從空氣擴散到水中，使石灰岩通過一連串反應進一步溶解。
二氧化碳通過水的擴散是一個相對於早期反應來說較慢的過程，並且設定了石灰喀斯特解速率的限制。有趣的是，碳酸和方解石之間的反應速率隨著溫度的升高而增加，但二氧化碳的平衡溶解度隨著溫度的降低而減少。因此，即使在寒冷地區，也可能出現高濃度的碳酸，儘管在這樣的環境中，生物產生二氧化碳的速度很慢。
碳酸化是許多其他礦物複雜風化過程中的一個步驟，例如長石的水解。
■ 水解 Hydrolysis
一般而言，水解是化學侵蝕的主要過程，可以完全分解或大幅修改岩石中易受影響的原生礦物。在水解中，水分解為氫陽離子（H+）和氫氧根陰離子（OH–），並直接與岩石和土壤中的矽酸鹽礦物發生反應。氫離子與矽酸鹽礦物的金屬陽離子（常見的有鉀（K+）、鈉（Na+）、鈣（Ca2+）、鎂（Mg2+））進行交換。釋放出的陽離子然後與氫氧根陰離子結合。長石（化學式為KAlSi3O8）的水解反應如下：
2KAlSi3O8 + 2H+ + 2OH– → 2HAlSi3O8 + 2KOH
因此，長石轉化為鋁矽酸（HAlSi3O8）和氫氧化鉀（KOH）。鋁矽酸和氫氧化鉀不穩定，會進一步反應。氫氧化鉀與碳酸作用生成碳酸鉀（K2CO3）和水（H2O）：
2KOH + H2CO3 → K2CO3 + 2H2O
這樣形成的碳酸鉀在水中可溶並被水移除。鋁矽酸與水反應生成高嶺石（Al2Si2O5(OH)4，一種黏土礦物）和矽酸（H4SiO4）：
2HAlSi3O8 + 9H2O → Al2Si2O5(OH)4 + 2H4SiO4
矽酸在水中可溶並被水移除，留下高嶺石作為殘留物，這個過程稱為脫矽作用，因為它涉及到矽的流失。如果矽酸的溶解平衡發生變化，那麼二氧化矽（矽石）可能會從溶液中沉澱出來：
H4SiO4 → 2H2O + SiO2
岩石通過水解的侵蝕可能是完全的或部分的（Pedro 1979）。完全水解或全氧化作用產生水鋁石。部分水解產生1：1黏土，透過一個稱為單矽酸化的過程，或通過一個稱為雙矽酸化的過程產生2：1和2：2黏土（參見第158頁）。
■ 螯合作用 Chelation
這是通過與腐植酸和富裡酸等有機酸結合，形成可溶性有機物質-金屬復合物，從固體中移除金屬離子，特別是鋁、鐵和錳離子的過程。螯合劑部分是植物分解產物，部分是植物根部的分泌物。螯合作用促進化學侵蝕和土壤或岩石中金屬的轉移。
7.2.4 生物風化Biological weathering
一些生物通過機械方式、化學方式或機械與化學相結合的過程攻擊岩石。 植物根，尤其是樹根，在地層和接縫中生長，具有生物機械效應—隨著生長，增加的壓力可能導致岩石斷裂。死去的地衣在岩石表面留下黑色汙漬。這些黑色斑點吸收的熱輻射比周圍較淺的區域多，從而促進熱風化。岩壁上鳥巢下方常見的淺色糞便結晶反射太陽輻射，減少了當地的加熱，從而降低了岩石的強度。在海岸環境中，海洋生物鑽入岩石並對其進行採食（例如Yatsu 1988, 285–397；Spencer 1988；Trenhaile 1987, 64–82）。這個過程在熱帶石灰岩中特別有效。鑽孔生物包括雙殼類軟體動物和海綿。例如藍貽貝（Mytilus edulis）。採食生物包括海膽、多板類和腹足類，它們都從岩石表面移走物質。一個例子是西印度頂螺（Cittarium pica），一種草食性腹足類。
在某些條件下，細菌、藻類、真菌和地衣可能會在化學上改變岩石中的礦物。鑽孔海綿（Cliona celata）分泌少量酸來鑽入鈣質岩石。這可能導致岩石礦物被移除，從而導致生物岩石風化。在突尼斯南部的一個乾旱地區，風化集中在地形低窪處（坑和盆地），在這裡水分集中，藻類進行鑽孔、剝離和蝕刻石灰岩基質（Smith等人2000年）。
人類在採石場、礦山以及道路和鐵路切口中暴露了岩床。他們通過引爆爆炸裝置擾亂了土壤，並在城市地區將土壤封閉在一層混凝土和瀝青下。他們的農業實踐在許多地區大大改變了土壤和風化過程。
7.3 風化產品：表岩屑和土壤
有兩種主要的風化環境，產生不同類型的產物 - 風化受限環境和運輸受限環境。 在風化受限環境中，運輸過程的速率超過風化過程的速率。因此，任何由風化釋放的物質都被移除，無法形成表岩屑或土壤。岩石組成和結構在很大程度上決定了最終的地表形態。在運輸受限環境中，風化速率快於運輸速率，因此可以形成表岩屑或土壤。量體移動主導地表形態，而直接由風化形成的形態僅限於表岩屑或土壤與未風化岩石之間的介面。風化釋放的物質會繼續受到風化。本節將考慮運輸受限風化產品；下一節將考慮風化受限風化產品。
7.3.1 表岩屑Regolith
風化層或表岩屑是所有位於未變質或新鮮岩床之上的風化物質（參見Ehlen 2005）。它可能包括新鮮岩床的塊狀物。通常，風化層或地殼分為可見的地平線，被稱為風化剖面（圖7.3）。風化前線是新鮮岩石和風化岩石之間的界限。位於風化前線正上方的層有時被稱為軟岩，代表風化的第一階段。軟岩之上是軟石；這比軟岩更風化，但仍然保留了母岩床中的大部分結構。軟石位於其形成的地方，未受量體移動或其他風化因素的干擾。在熱帶地區常見深層風化剖面、軟岩和軟石。尚無滿意的名稱用於位於軟石之上的材料，風化已經很深，母岩織構不可辨認，儘管“移動帶”、“失織構帶”、“殘積物”和“土石”等術語都被使用（參見Taylor和Eggleton 2001，160頁）。
風化可以產生不同的地層。例如，暴露岩床的強烈凍融風化會產生塊石原，也被稱為菲爾森梅爾、塊石梅爾和石頭原。塊石原是由粗糙和棱角分明的岩石碎塊組成的大片地區。它們通常出現在中緯度和高緯度的高原上，這些地區在更新世期間逃過了溫基冰的風化，以及極地沙漠和半沙漠。坡度較陡的原，高達35°，被稱為塊石流。一個例子是福克蘭群島的“石頭路”。一些塊石原，如蘇格蘭凱恩戈姆山脈的，是古老特徵，早於最後一次冰川進展。碎石坡和碎石錐是從陡峭岩面上脫落
風化可以產生獨特的地層。例如，暴露岩床的強烈凍融風化會產生塊石原，也被稱為菲爾森梅爾、塊石梅爾和石頭原。塊石原是由粗糙和棱角分明的岩石碎塊組成的大片地區。它們通常出現在中緯度和高緯度的高原上，這些地區在更新世期間逃過了溫基冰的風化，以及極地沙漠和半沙漠。坡度較陡的原，高達35°，被稱為塊石流。一個例子是福克蘭群島的“石頭路”。一些塊石原，如蘇格蘭凱恩戈姆山脈的，是古老特徵，早於最後一次冰川進展。碎石坡和碎石錐是從陡峭岩面上脫落的岩石碎片積聚形成的，這是由風化鬆動後造成的（圖版7.3）。碎屑錐是在碎屑流中移動的物質積聚形成的。
7.3.2 耐風化層和硬盤層
在某些情況下，可溶性物質在風化層內部或表面沉澱形成耐風化層、硬盤層和板岩層。耐風化層在地貌發展中非常重要，因為它們像一層抵抗岩石一樣，可能覆蓋山丘。它們以硬結核或硬層，或僅作為硬層的形式出現。主要類型包括富含鐵的鐵結石、富含碳酸鈣的碳結石、富含矽的矽結石、富含鋁的鋁結石、富含石膏的石膏結石、富含菱鎂礦的菱鎂結石和富含錳的錳結石。
鐵結石和鋁結石與深層風化剖面有關。它們出現在濕潤至亞濕潤的熱帶環境中，鋁結石更青睞於這些地區的較乾燥部分。
鐵鋁石是用來描述富含鐵和鋁的風化沉積物的術語。
鋁土礦指的是富含足夠鋁的風化沉積物，使經濟開採變得有價值。
矽結石，或稱為矽質耐侵蝕層，通常由超過95%的矽組成。它出現在濕潤和乾旱的熱帶環境中，尤其是在澳洲中部和非洲北部、南部以及歐洲的部分地區，有時與鐵結石在同一侵蝕剖面中出現。在更乾燥的地區，有時與碳結石相關聯。
碳結石由約80%的碳酸鈣組成。它主要限於當前年平均降雨量在200至600毫米範圍內的地區，覆蓋了世界大部分半乾旱環境，可能佔全球陸地表面積的13%。
石膏結石是一層石膏（水合硫酸鈣）的結晶層。它主要出現在極度乾旱的地區，年平均降水量低於250毫米。它通過在碎屑沉積物中生長的石膏晶體形成，要麼包裹，要麼取代碎屑顆粒。
菱鎂結石是由菱鎂礦（碳酸鎂）組成的罕見耐侵蝕層。錳結石是一種以氧化錳礦物為膠結劑的耐侵蝕層。
硬盤層和板岩層也會出現。它們是硬層，但與耐侵蝕層不同，不富含特定元素。
耐侵蝕層通常比它們所在的材料更硬，更抵抗侵蝕。因此，它們作為一層護甲，保護地表免受侵蝕作用的影響。在地表和地下水流匯聚的低地區發展的耐侵蝕層可能阻礙山谷的向下切割，以至於周圍較高地區的侵蝕速度比山谷地面快，最終導致反向地形（參見方補充框7.3）。在長期侵蝕破壞了耐侵蝕層的地方，碎片可能仍然存在於地表，繼續發揮其保護作用。澳洲中部的石礫平原就是這樣的耐侵蝕層長期殘留物的例子，由散落在地表的矽結石巨石組成。
7.3.3 硬化地殼和硬板 Duricrusts and hardpans
在某些情況下，可溶性物質在風化的地幔內或表面沉澱，形成堅硬地殼（duricrusts）、硬板（hardpans）和基座岩（plinthite）。堅硬地殼在地形發展中非常重要，因為它們像一層抵抗力強的岩石帶，可以覆蓋在山丘上。它們以硬的結節或地殼的形式存在，或者僅僅是硬的層。主要的類型包括鐵土（富含鐵）、石灰土（富含碳酸鈣）、硅土（富含矽）、鋁土（富含鋁）、石膏土（富含石膏）、輝土（富含菱鎂礦）、和錳土（富含錳）。
鐵土和鋁土Ferricrete and alcrete- 與深度風化剖面相關，出現在潮濕到亞潮濕的熱帶環境中，而鋁土則偏好這些地區的乾燥部分。
紅土Laterit- 是一個用來描述富含鐵和鋁的風化沉積物的術語。
鋁土Bauxite- 指的是富含足夠鋁質的風化沉積物，使其具有經濟價值，可以進行開採。
硅土Silcrete-，或稱矽質堅硬地殼，通常包含超過95％的矽。它出現在潮濕和乾旱的熱帶環境中，尤其是在澳大利亞中部和非洲北部和南部的某些地區，有時出現在與鐵土相同的風化剖面中。在更乾燥的地區，它有時會與石灰土相關。
石灰土Calcrete- 由約80％的碳酸鈣組成。它主要分布在年均降雨量在200到600毫米之間的地區，覆蓋了全球半乾旱環境的大部分，可能佔全球陸地表面積的13％。
石膏土Gypcrete- 是一層石膏（水合硫酸鈣）組成的地殼。它主要出現在年均降雨量低於250毫米的極乾旱地區。它是由石膏晶體在碎屑沉積物中生長形成的，可以包覆或排斥碎屑顆粒。
輝土Gypcrete是由菱鎂礦（碳酸鎂）製成的稀有地殼。錳土是一種由氧化錳礦物組成的地殼。
硬板和基座岩Hardpans and plinthite- 也存在。它們是硬的層，但與堅硬地殼不同，它們並未富含特定的元素。
堅硬地殼Duricrusts 通常比其所在的材料更硬，對侵蝕更具抵抗力。因此，它們充當護甲一樣，保護陸地表面免受風化作用的影響。在低地區發展出的堅硬地殼，其中地表和地下水流匯聚，可能會減緩山谷的下切作用，以致周圍較高的地區比山谷地更快地侵蝕，最終導致地形逆轉（Box 7.3）。如果堅硬地殼被長時間侵蝕破碎，碎片可能仍然存在地表，繼續發揮其保護作用。澳大利亞中部的gibber平原就是堅硬地殼的這種長期殘留的例子，由於其保護作用，由矽土大塊擺放在陸地表面上。
7.3.4 土壤
土壤的概念複雜多變：如同愛情和家一樣，土壤難以定義（Retallack 2003）。地質學家和工程師將土壤視為軟質、未固結的岩石。整個侵蝕岩石和未固結岩石材料的剖面，無論其來源如何，都位於未變質岩床之上，則這些材料就是土壤材料。按照這個定義，土壤與表岩屑相同，即所有位於未變質或新鮮岩床之上的侵蝕物質。它包括原地侵蝕的岩石（軟石）、受擾動的侵蝕岩石（殘積物）、運輸的表層沉積物、化學產物、表土，以及包括火山灰在內的其他各種產物。大多數土壤學家將土壤視為支援植物生長的表岩屑部分，並且土壤形成過程在其中占主導地位（例如Buol等人2003年）。這個定義帶來了問題。一些含鹽土壤和鐵鋁石表面無法支持植物生長—它們是真正的土壤嗎？地衣覆蓋的裸露岩石表面是土壤嗎？土壤學家（研究土壤的科學家）對這些棘手問題尚未達成一致。一種迴避問題的方法是將裸露的堅硬岩石定義為土壤（Jenny 1980年，47頁）。這個建議看起來可能並不愚蠢。像土壤一樣，裸露的岩石受到氣候的影響；像某些土壤一樣，它們可能很少或根本不支持植物生長。基於這個想法，土壤可以被定義為“遇到生態圈的岩石”（Huggett 1995年，12頁）。這個定義避開了土壤與表岩屑之間以及土壤過程和地貌過程之間的某些武斷區分。這意味著泥土圈是生物影響的岩石圈的一部分，而“土壤”包括受物理和化學過程影響的沉積物，以及在較小程度上受生物過程影響的物質。如果土壤學家對土壤的地質定義感到不滿，那麼他們可以使用土壤學內部的術語—地層。地層是由土壤建造力量發展的遺傳土壤（Soil Survey Staff 1999年），通常包括土壤剖面的A層和B層，即表土和底土。
土壤、土壤過程、地貌學和水文學之間的密切聯繫在景觀中得到體現。研究人員提出了幾種補充框架，將土壤學、水文學和地貌學過程在景觀中相互聯繫，其中大部分關注二維的梯度。土壤-景觀系統的概念是一個早期嘗試，實現一個綜合的三維模型（Huggett 1975年）。這個論點是，侵蝕的所有碎屑—固體、膠體和溶質—在一般和基本上受到地表形狀的影響，並在排水網絡規定的補充框架內三維組織。在沿著坡面下移時，侵蝕產品傾向於與地表輪廓線垂直移動。物質流線根據輪廓曲率匯聚和分散。匯散模式影響不同景觀位置存儲的水分、溶質、膠體和碎屑沉積物的數量。自然地，侵蝕產品的移動改變了地形，反過來又影響侵蝕產品的移動—兩個系統之間存在反饋。研究土壤與地貌學之間的關係證明非常有成效（例如Gerrard 1992年；Daniels和Hammer 1992年；Birkeland 1999年；Schaetzl和Anderson 2005年）。
7.4 風化產品：地貌
在許多景觀中，裸露的岩石是顯而易見的。它們是由於岩床的差異性風化以及坡面過程中風化碎屑的移除所導致的。與裸露岩石相關的風化受限環境中的地貌分為兩組：（1）大型懸崖和石柱；（2）小型岩盆、塔豐尼和蜂巢。
7.4.1 懸崖和石柱 Cliffs and pillars
懸崖和峭壁與多種岩石類型有關，包括石灰岩、砂岩和粗砂岩。以砂岩懸崖為例（Robinson和Williams 1994）。這些懸崖形成於堅固的砂岩中，尤其是在深切谷地的側面和高原的邊緣。在這些地點也常見孤立的岩石柱。全世界，砂岩懸崖和石柱是砂岩地形的獨特特徵。它們在乾旱地區引人注目，但在更濕潤的地區，如英格蘭，則往往被植被隱藏。在英格蘭東南部的阿丁利砂岩形成的懸崖被茂密的林木所遮蔽。許多懸崖被擴寬的垂直接縫所切割，形成開放的裂縫或通道。在英國，這些擴寬的接縫被採石工稱為峽谷或通道。在某些岩石露頭上，這些通道發展成可供步行的迷宮。
許多砂岩懸崖、石柱和巨石在基部受到風化。在巨石和石柱的情況下，風化產生蘑菇形、懸崖形或基座石。解釋這種風化侵蝕的過程包括（1）存在較柔軟和更易風化侵蝕的岩石帶；（2）風吹沙的磨蝕作用（參見第317頁）；（3）由於毛細作用將鹽從懸崖底部覆蓋的碎石中提升而引起的鹽風化侵蝕；（4）由於從土壤或碎石中上升的濕氣加劇對砂岩的腐蝕；（5）在山腳下降之前發生的地下風化侵蝕。
7.4.2 岩盆、塔豐尼和蜂巢 Rock-basins, tafoni, and honeycombs
幾乎所有暴露的岩石露頭都有不規則的表面，似乎是由風化侵蝕造成的。各種氣候條件下的所有岩石類型上均常見凹槽、小溝、坑洞和洞穴狀形態。它們在乾旱和半乾旱環境中最為明顯，主要是因為這些環境有更多的裸露岩石表面。它們通常在石灰岩上發展最充分（參見第14章），但也出現在例如花崗岩上。
凹槽、小溝、溝槽、槽溝和水槽，它們有各種不同的稱呼，形成於多種岩石類型和多種環境中。它們可能發展出有規律的間隔模式。個別小溝可以深5-30釐米，寬22-100釐米。它們在石灰岩上的發展非常引人注目（參見第398頁）。
岩盆，也稱為風化侵蝕坑、天然坑或岩坑，是在石灰岩、花崗岩、玄武岩、片麻岩和其他岩石類型的平坦或輕微傾斜表面上形成的封閉的圓形或橢圓形凹陷，寬幾釐米到數米不等（圖版7.4）。它們通常是平底陡壁，深度不超過一米左右，儘管有些更像碟形。陡壁型的可能有懸垂的邊緣和下凹的側面。在盆地中聚集的雨水可能溢出形成溢流道，一些盆地可能包含切割的溢流道，導致它們永久排水。岩盆從雨後或融雪後積水的小凹陷開始形成。周圍表面乾燥，但凹陷處保持濕潤，甚至在很長一段時間內保留一小池水，從而成為更快速風化侵蝕的焦點。因此，岩盆擴大並加深。隨著岩盆的擴大，它們可能合併形成復合形態。在鈣質岩石中切割的岸壁平臺上出現的溶解池（盤、溶解盆地、平底池）是常見的。這些不同風化侵蝕洞穴的起始通常涉及正反饋，因為凹陷傾向於聚集更多水分並進一步擴大。
塔豐尼-蜂巢岩Tafoni-是大型風化特徵，以岩石表面的凹洞或空腔形式出現（圖版7.5），這個術語最初用於描述在科西嘉島花崗岩上挖掘的凹洞。它們傾向於在岩石的垂直或近垂直面上形成。它們的高度、寬度和深度可以從0.1米到數米不等，有拱形入口、凹形牆壁，有時有突出的頂篷或遮陽板，特別是在硬化表面的岩石（岩石表面通過礦物的局部移動和重新沉積而變硬）上，以及平滑且緩坡的、碎石鋪滿的地面。一些塔豐穿透巨石或岩石板，形成圓形通道或視窗。塔豐的起源是複雜的。鹽作用是常見的塔豐形成過程，但研究人員尚未達成一致意見，即鹽是否促進選擇性化學攻擊，或促進物理風化侵蝕，即生長的晶體將岩石顆粒撬開。 這兩種過程可能都存在，但並非所有塔豐都含有大量的鹽。一旦形成，塔豐被雨水沖刷保護，可能成為鹽聚集和進一步鹽風化侵蝕的焦點。那些未有效硬化的岩石部分更容易受到這種化學攻擊。證據還表明，巨石的核心有時比表面更容易風化侵蝕，這可能有助於選擇性地發展風化侵蝕空腔。塔豐在海岸環境中很常見，但也出現在乾旱環境中。一些塔豐似乎是遺留形式。
蜂巢風化侵蝕是用來描述眾多小坑或氣孔的術語，這些小坑或氣孔寬度和深度不超過幾釐米，由錯綜複雜的狹窄牆壁分隔，類似蜂巢（圖版7.6）。它們通常被認為是多塔豐的小型版本。氣孔風化侵蝕、石格和石蕾是同義詞。蜂巢風化侵蝕在半乾旱和海岸環境中特別明顯，這些環境中鹽分容易獲得，而且濕潤和乾燥循環常見。在英格蘭阿萬郡威斯頓-超-馬爾海堤上護石的蜂巢風化侵蝕研究表明了發展階段（Mottershead 1994年）。這些牆壁於1888年完工。牆壁的主體由石炭紀石灰岩製成，頂部由迪恩森林下石炭紀頁岩砂岩製成。可以在護石上識別出九個風化侵蝕等級（表7.1）。原始表面最大的減少至少為110毫米，表明最小風化侵蝕速率為1毫米/年。
7.4.3 接縫與風化侵蝕
所有岩石在某種程度上都有裂縫。存在著各種裂縫，許多裂縫將岩石分裂成立方體或四邊形塊。所有接縫都是風化侵蝕的通道和潛在的風化侵蝕部位。一組接縫的地貌意義取決於許多因素，包括它們的開放性、模式和間距，以及岩石質量的其他物理特性。如花崗岩等抗風化侵蝕岩石的露頭在時間推移下可能被削平，因為裂縫允許水進入從而風化侵蝕岩石。如果花崗岩的裂縫密度高，許多水分滲透通道促進快速岩石衰變，如果河流能夠切割並移除風化侵蝕產物，可能會產生低緩的平原。這在許多古老的大陸盾地上發生，如澳洲北部艾爾半島。即使是裂縫密度適中、間隔約1至3米的花崗岩，也可能因為水沿裂縫滲透到裂縫之間的岩塊，並通過風化侵蝕雲母和長石而創造的開口進入岩塊，隨著足夠的時間而完全衰變。
花崗岩與適度間隔接縫的風化侵蝕產生獨特的地貌（圖7.5）。接縫定義的岩塊上的風化侵蝕在岩塊角上進行最快，邊緣上進行平均速度，面上進行最慢。這種差異性風化侵蝕導致角質岩塊圓滑，形成圓形核心或核石，被風化侵蝕岩石所包圍。風化侵蝕岩石或碎石易於被風化侵蝕，一旦被移除，就留下了許多花崗岩露頭上典型的圓形巨石群。在其他深成岩如閃長岩和輝石岩，以及不太常見的砂岩和石灰岩中，沿接縫的風化侵蝕和碎石移除的雙重過程也在運作。它也發生在具有不同裂縫模式的岩石中，例如具有良好發育的解理或片理的片麻岩，但它產生的不是巨石而是被稱為苦行岩、僧石或墓石的板塊（圖版7.7）。
花崗岩風化侵蝕的另一個常見特徵是從孤山（島山）邊緣延伸出的岩床平臺。這些平臺似乎是通過蝕刻形成的（第440頁）。孤山有三種類型：圓頂山，即圓頂狀山丘（圖版7.8）；小丘或小山，上面散佈著石塊（圖版7.9）；以及小而尖銳的城堡型小山。小丘和小山似乎源自圓頂山，被認為是基本形式。圓頂山出現在開放接縫非常少的巨大岩石中，主要是花崗岩和片麻岩，但也包括矽酸火山岩如流紋岩，在砂岩中（如烏魯魯）和礫岩中（例如澳洲愛麗絲泉附近的奧爾加斯複合體）；而石灰岩中也有相當的形式 - 塔形喀斯特地貌（第410頁）。它們大多與相鄰的平原相接，平原通常由與孤山相同的岩石組成，並在稱為山麓角的陡峭斜坡處形成明顯的斜坡。
對於圓頂山形成的一種可能解釋是長距離崖退。另一個可行的解釋是設想一個深層風化侵蝕和剝蝕的兩階段過程，類似於花崗岩巨石形成的兩階段過程。這假設花崗岩大塊地區的裂縫密度有高低區分。在第一階段，蝕刻更容易作用於高度裂縫的區域，傾向於使較少裂縫的區域保持乾燥並抵抗風化侵蝕。在第二階段，更多天氣影響的、密集裂縫區域的碎石被風化侵蝕。這一理論似乎適用於西澳大利亞凱勒貝林南部鹽河谷地附近的圓頂山（Twidale等人1999年）。這些圓頂山最初是白堊紀及更早的中生代表岩屑基底中突起的地下岩床高地。然後，在新生代早期隨著鹽河及其支流的再活化剝去了表岩屑而被暴露出來。如果接受圓頂山形成的兩階段理論，那麼小丘和小山從圓頂山的發展可以通過不同地下風化侵蝕模式來解釋。小丘是通過在溫暖濕潤氣候中外層幾層片狀結構的衰變形成的，例如澳洲北部（圖7.6a）。小山可能是由花崗岩圓頂的地下風化侵蝕形成的，其頂部在地表作為平臺暴露（圖7.6b）。然而，納米比亞中部納米布沙漠的孤山及相關地貌沒有深層風化侵蝕的跡象，崖退和剝蝕似乎不太可能作為形成機制。
第三種可能性是地幔削平（Ollier 1978年）。在這種環境中，風化侵蝕作用於突出地面的任何岩石，將其削平以創造平整的地面，並散佈
第三種可能性是地幔削平（Ollier 1978年）。在這種環境中，風化侵蝕攻擊任何突出地面的岩石，將其削平以創造平整的地面，並散佈著碎屑的地幔。連續的削平階段會降低平原的水準，留下更耐用的岩石作為高立的殘餘物，其邊界與地質邊界相對應。因此，有趣的是，三種不同的過程可能產生相同的地貌組合，這是地貌演化的一種匯聚現象。
Tors（岩石突出物），是從四周的斜坡中突出的岩石露頭，可能以類似於圓頂山的方式形成（圖版7.10）。它們在結晶岩上很常見，但也已知出現在其他抗風化侵蝕的岩石類型上，包括石英岩和一些砂岩。一些地貌學家聲稱深層風化侵蝕是形成tors的必要條件。他們設想了一個沿著接縫進行強烈化學風化侵蝕的時期，隨後是一個環境條件有利於通過風化侵蝕剝離風化侵蝕物質的時期。其他地貌學家認為tors可以在沒有深層風化侵蝕的情況下形成，即在風化侵蝕和剝離同時作用於不同抗風化侵蝕性岩石的條件下形成。
7.5 風化侵蝕與氣候影響
不同地區的風化侵蝕過程和風化侵蝕殼層各不相同。這些空間差異由一系列相互作用的因素決定，主要包括岩石類型、氣候、地形、生物和風化侵蝕表面的年齡。氣候是決定化學風化侵蝕、機械風化侵蝕和生物風化侵蝕速率的主要因素。溫度影響風化侵蝕的速率，但很少影響風化侵蝕的類型。大致來說，溫度每升高10°C，化學反應，尤其是緩慢的反應，以及一些生物反應的速度會提高兩到三倍，這是Jacobus Hendricus van’t Hoff在1884年發現的。表岩屑中水分的儲存和運動是決定風化侵蝕速率的重要因素，部分整合了所有其他因素的影響。Louis Peltier（1950年）主張，化學和機械風化侵蝕的速率受溫度和降雨條件的指導（圖7.7）。化學風化侵蝕的強度取決於水分的可用性和高氣溫。在乾燥地區，由於水分稀缺，化學風化侵蝕最小；在寒冷地區，由於溫度低且水分稀缺（因為它在一年中的大部分或全部時間都處於凍結狀態），化學風化侵蝕也很小。機械風化侵蝕依賴於水的存在，但在反復凍融發生的地區非常有效。因此，在溫度足夠高以排除凍結的地區以及在水很少融化的寒冷地區，機械風化侵蝕最小。
7.5.1淋洗浸出方式
氣候和其他決定表岩屑水分預算（從而決定風化侵蝕剖面內部微氣候）的因素對於風化侵蝕和新生作用形成黏土至關重要。表岩屑中次生黏土礦物的形成主要取決於兩個方面：（1）岩石中原生礦物溶解速率與水沖刷溶質速率之間的平衡；（2）沖刷矽酸鹽的速率，這傾向於建立四面體層，與沖刷陽離子的速率之間的平衡，這些陽離子適合填充矽酸鹽形成的結晶層之間的空隙。顯然，表岩屑的淋洗浸出方式對這些平衡至關重要，因為它在很大程度上決定了風化侵蝕產物相互作用的機會。與形成不同類型次生黏土礦物相關的三種淋洗浸出程度是弱、中度和強烈（例如Pedro 1979年）：
1. 輕度浸出Weak leaching有利於矽酸鹽和陽離子之間的大致平衡。在這些條件下，雙矽酸化或膨潤土化過程創造了2：2的黏土，如膨潤土，以及2：1的黏土。
2. 中度浸出Moderate leaching傾向於從表岩屑中沖刷陽離子，留下過剩的矽酸鹽。在這些條件下，單矽酸化或高嶺土化過程形成1：1的黏土，如高嶺土和赤褐鐵礦。
3. 強烈浸出Intense leaching leaves使表岩屑中幾乎沒有基鹽未被沖刷，而水解是完全的，而在雙矽酸化和單矽酸化中只是部分的。在這些條件下，全氧化作用（也稱為溶蝕、鐵鋁土化、鐵鋁石化和鐵鋁土化）產生如水鋁石的鋁氫氧化物。
富含有機酸的土壤水使黏土礦物與淋洗浸出方式的關聯變得複雜。富含有機酸的水導致螯合淋洗浸出，這是與泥炭土化土壤中的過程相關，導致鋁化合物、堿土金屬和堿性陽離子被優先於矽酸鹽沖刷出去。
7.5.2 淋洗浸出侵蝕模式
考慮到表岩屑的淋洗浸出方式強烈影響黏土礦物的新生作用，不同氣候帶孕育出不同類型的風化侵蝕和風化侵蝕殼層也就不足為奇了。許多研究人員嘗試識別風化侵蝕的地帶性模式（例如Chernyakhovsky等人1976年；Duchaufour 1982年）。一個方案，延伸了Georges Pedro的工作，識別出六個風化侵蝕帶（圖7.8）（Thomas 1994年）：
1. 全氧化帶allitization zone與濕潤熱帶的強烈淋洗浸出方式相一致，與亞馬遜盆地、剛果盆地和東南亞的熱帶雨林相關。
2. 高嶺土化帶kaolinization zone符合季節性熱帶的季節性淋洗浸出方式，與莽原植被相關。
3. 膨潤土化帶smectization zone對應於亞熱帶和溫帶地區，這裡的淋洗相對較弱，允許膨潤土形成。它在許多乾旱和半乾旱地區以及許多溫帶地區都有發現。
4. 少化學風化帶little-chemical-weathering zone局限於大型熱帶和寒帶沙漠中心的超乾旱地區。
5. 泥炭土化帶podzolization zone符合寒帶氣候帶。
6. 冰覆蓋帶ice-cover zone,，在這裡，由於冰蓋的存在，風化侵蝕或多或少被擱置。
在前五個帶中的每一個中，由於地形、母岩和其他局部因素的影響，都會產生地方性的變化。例如，在沙質母岩上的濕潤熱帶氣候下，會發生泥炭土化。
7.5.3 局部因素的影響
在寬廣的風化侵蝕帶中，局部因素 - 母岩、地形、植被 - 在風化侵蝕過程中發揮著重要作用，並可能深刻地改變受氣候控制的風化侵蝕過程。尤其重要的是影響土壤排水的局部因素。例如，在溫帶氣候中，可溶性有機酸和強酸性加速風化侵蝕速率，但減緩黏土的新生作用，甚至可能導致已存在的黏土退化。另一方面，高濃度的堿土金屬陽離子和強烈的生物活動減緩風化侵蝕，同時促進富含矽酸鹽的黏土的新生或保存。在任何氣候下，基性火山岩中的黏土新生作用比酸性結晶岩更為明顯。
■ 地形和排水
局部因素的影響意味著在某些氣候帶中，黏土礦物的種類範圍比如果氣候是黏土形成的唯一決定因素時會更廣。以熱帶氣候為例。在這個氣候帶的小區域內，土壤可能包含一系列的黏土礦物，其中兩種明顯的淋洗浸出方式並存。在高降雨和良好排水促進快速淋洗浸出的地點，陽離子和矽酸鹽都被去除，形成了氫氧化鋁。在淋洗浸出速度較慢但仍足夠去除所有陽離子和少量矽酸鹽的地點，則形成高嶺土。例如，夏威夷玄武巖發育的土壤中形成的黏土類型取決於年均降雨量，高至低降雨量梯度上形成了膨潤土、高嶺土和鋁土礦的序列。同樣的情況也發生在加利福尼亞州的火成岩土壤中，不同黏土礦物的最高含量沿著濕度梯度的以下順序發生：膨潤土、伊萊特（僅存在於酸性火成岩上）、高嶺土和蛭石、蛭石和氫氧化鋁（Singer 1980）。同樣，在印尼的島嶼上，形成的黏土礦物取決於排水程度：排水良好的地方形成高嶺土；排水不良的地方形成膨潤土（Mohr和van Baren 1954；參見圖7.9）。最後的例子顯示了地形位置的作用，通過其對排水的影響，對黏土礦物形成的影響。在巴西中央高原上的玄武岩土壤中發現的黏土礦物在oxisols上形成的影響類似（Curi和Franzmeier 1984）。
■ 老化
時間是進一步混淆了氣候對風化侵蝕的直接影響的因素。例如，鐵化作用是由長時間的淋洗浸出所導致的。它與熱帶有關部分歸因於許多熱帶地區的古老，而不是熱帶氣候的獨特性質。更普遍地，化學風化侵蝕的程度與大陸表面的年齡相關（Kronberg和Nesbitt 1981）。在化學風化侵蝕一直持續作用，即使速率不一，自新生代開始以來，通常會發現先進和極端的風化侵蝕產物。在某些地區，冰川作用、火山作用和沉積作用已經重設了化學風化侵蝕的“時鐘”，創建了新鮮的岩石碎屑。這些地區普遍存在不到300萬年的土壤，顯示出新生和中等風化侵蝕跡象。鑒於這些復雜因素，以及即使在全新世時期氣候變化，聲稱最近的風化侵蝕殼（在意義上仍在形成並在形成過程中受到與現今氣候條件相似的氣候條件影響）與氣候有關的說法必須謹慎看待。
7.6 風化與人類影響
在城市環境中，石灰岩比周圍的鄉村地區更容易風化。 Archibald Geikie在他對愛丁堡及其周邊墓地的風化研究中確立了這一事實。最近對英格蘭達勒姆及其周邊的大理石墓碑的風化速度的研究顯示，鄉村地點每年風化2微米，城市工業地區每年風化10微米（Attewell和Taylor 1988）。
在過去幾十年中，人們對城市中的污染物對歷史建築的經濟和文化成本表示擔憂。地形學家可以通過研究城市風化形態，測量風化速度，並建立兩者之間的聯繫，以明智地為大教堂建築委員會等機構提供建議（例如，Inkpen等人1994年）。本章開頭提到了雅典派特農神廟的案例。倫敦的聖保羅大教堂，由波特蘭石建成，也受到風化的損害（圖7.12）。在過去的幾百年裡，它受到了風化的嚴重侵害。波特蘭石呈亮白色。在最近的清潔之前，聖保羅大教堂變得煤煙黑。酸雨水在穿過建築物表面時刻出凹陷。在這些通道上，球狀石膏沉澱物形成在砧石和石像下，而雨水中的酸，特別是硫酸，則與石灰岩發生反應。每年損失0.62微米的石灰岩表面，這代表了自聖保羅大教堂建成以來1.5釐米的累計損失（Sharp等人1982）。
鹽風化Salt weathering正在世界一些地方對具有民族、宗教和文化價值的建築物造成嚴重破壞。位於烏茲別克斯坦灌溉棉花帶中心的伊瓦、布哈拉和撒馬爾罕等城鎮，是伊斯蘭建築的典型代表，包括陵墓、尖塔、清真寺和瑪德拉薩，正受到毛細升沁、過度灌溉引起的上升水位以及地下水鹽分增加的破壞（Cooke 1994）。解決這些問題的方法是必須從建築物中清除毛細帶和與之相關的鹽分，可以通過更有效的水管理（例如，安裝有效的抽水井）和在選定的建築物中建造防潮層來實現（以防止毛細升沁）。海岸環境中的建築石材通常顯示出由於海水飛濺中的鹽晶體結晶而引起的進階氣泡風化的跡象。
風化在釋放岩石和土壤中的微量元素方面起著重要作用，其中一些對人類有益，一些有害，通常取決於兩種情況下的濃度。因此，它與地球醫學geomedicine,有關，這是一門考慮極小量元素或化合物對人類健康影響的學科，通常在10到100百萬分之一（ppm）或更低的範圍內。例如，碘對甲狀腺的正常功能至關重要。碘水準低會導致甲狀腺腫大，稱為甲狀腺腫的缺陷疾病。這種疾病在美國北半部很常見，可能是因為該地區的土壤中碘含量低，因為岩石基質中碘含量低，並且由於冰川融化引起的大量融水淋洗浸出（其中包括可溶性鹽分）。風化也可能影響土壤和水體中有毒元素（如砷和硒）的累積水準。
7.7 總結
化學、物理和生物過程會使岩石風化。岩石風化製造出各種尺寸的碎屑，從粗石、沙子和淤泥，到膠體黏土，然後到溶質。主要的物理或機械風化過程包括卸載（去除表面覆蓋物）、霜凍作用、交替加熱和冷卻、反復濕潤和乾燥，以及鹽晶體的生長。主要的化學風化過程包括溶解、水化、氧化、碳酸化、水解和螯合。動植物的化學和機械作用引起生物風化。風化產物取決於風化環境。受運輸限制的環境導致風化外套（風化物和土壤）的生成；風化受限制的環境導致風化地形的生成。風化外套或風化物是指所有風化的碎屑，位於未風化的基岩之上。Saprock和saprolite是留在原地的風化物的部分，未被量體移動和風化侵蝕因素移動。風化地形包括大規模的懸崖和柱子，以及小規模的岩盆、蛀洞和蜂窩。接縫對許多風化地形，包括花崗岩形成的地方，都有很大影響。特徵形式包括博恩哈德特和托爾斯。風化過程受氣候、岩石類型、地形和排水以及時間的影響。氣候控制的淋洗浸出方式對理解新黏土的形成（新生成）從風化產物至關重要。弱淋洗浸出，有助於2：2黏土的形成，中等淋洗浸出，鼓勵1：1黏土的形成，強烈淋洗浸出，促使鋁氫氧化物的形成。風化外套的世界分佈反映了淋洗浸出方式的世界分佈。風化過程影響歷史建築和紀念物，包括派特農神廟和聖保羅大教堂，它們可以是理解一些人類疾病發生的因素之一。
補充框7.1 黏土礦物
黏土礦物是含有金屬陽離子的水合矽酸鹽。它們有不同的名稱，如層狀矽酸鹽、片狀矽酸鹽和片狀矽酸鹽。它們的基本構模擬塊是矽（Si）四面體和氧（O）以及氫氧（OH）八面體的片。矽四面體由圍繞著矽原子的四個氧原子組成。鋁經常替代矽，而鐵較少地替代矽。四面體通過共用三個角形成六邊形網格圖案。氧-氫氧八面體由包圍鋁（Al）原子的氫氧和氧原子的組合組成。八面體通過共用邊緣相互連接。矽片和八面體片共用氧原子的原子，四面體的第四個角上的氧形成相鄰八面體片的一部分。
三組黏土礦物是由兩種片類型結合形成的（圖7.1）。1：1的黏土有一個四面體片與一個側邊八面體片結合，由氫離子緊密結合（圖7.1a）。八面體片表面暴露的陰離子是氫氧基。卡奧利石是一個例子，其結構式為Al2Si2O5(OH)4。霍羅石在組成上類似於卡奧利石。2：1的黏土具有一個八面體片和兩個側邊四面體片，由鉀離子強烈結合（圖7.1b）。一個例子是伊萊特。第三組，2：2的黏土，由2：1層和其中的八面體片組成（圖7.1c）。一個例子是膨潤土（以前稱為蒙脫石），類似於伊萊特，但層更深，允許水和某些有機物質進入晶格，從而膨脹。這允許在黏土內進行大量離子交換。
補充框7.2 pH和Eh
pH是水溶液的酸度或鹼性的度量。該術語代表溶液中氫離子的濃度，p代表Potenz（德語中的“力量”一詞）。它以從約0到14的數字的對數尺度表示（圖7.2）。在公式上，pH = -log[H+]，其中[H+]是水溶液中的氫離子濃度（以克當量/升計）。 pH14對應於每升10^(-14)克當量的氫離子濃度。 pH7是中性的（既不酸性也不鹼性），對應於每升10^(-7)克當量的氫離子濃度。 pH0對應於每升10^(-0)（= 1）克當量的氫離子濃度。 pH大於7的溶液被稱為鹼性，而pH小於7的溶液被稱為酸性。在風化中，任何pH低於5.6的降水被認為是酸性，稱為“酸雨”。
礦物的溶解度還取決於溶液的Eh或氧化還原（氧化-還原）潛能。氧化還原潛能測量溶液的氧化或還原特性。更具體地說，它測量溶液向氧化劑提供電子或從還原劑吸收電子的能力。因此，氧化還原潛能是電位或電壓。溶液可能具有正或負的氧化還原潛能，其值範圍從約-0.6伏到+1.4伏。高Eh值對應於氧化條件，而低Eh值對應於還原條件。
綜合考慮，pH和Eh確定了黏土礦物和其他風化產物的溶解度。例如，赤鐵礦是一種水合氧化鐵，它在Eh相對較高且pH中等的情況下形成。在高度氧化的條件下（Eh > +100毫伏）和中等pH下，它會逐漸轉變為赤鐵礦。
補充框7.3 倒轉地形
形成複合地層的地貌過程可能促使地形倒轉。表層硬結常常是導致地形倒轉的原因。舊的谷底中含有鐵化岩，抵抗風化侵蝕，最終佔據山頂（圖7.4）。即使是謙遜的沖積物也足以引起地形倒轉（Mills 1990）。美國東部阿巴拉契亞山脈的谷底填滿了直徑超過1米的大石英石巨石。這些巨石保護了谷底免受流水風化侵蝕。然後，風化侵蝕轉移到凹地的斜坡上，最終，在深層褶皺狀碎屑蓋頂的山脊上形成。實際上，褶皺狀岩殼比許多未蓋蓋頂的山脊下的岩石殼要深。
第八章 山坡地貌
8.1 危險的山坡地
任何具有足夠規模並突然發生而沒有警告的地貌過程都對人類構成危險。山坡上發生的滑坡、泥石流、岩石崩塌以及許多其他與山坡相關的大規模地質運動都對人類生命造成了傷害。大多數地貌學教材都列舉了這些災害。一個典型的案例是秘魯最高峰胡安卡蘭山的泥石流。胡安卡蘭山海拔6,768米，山頂覆蓋著雪和冰。1962年，約200萬立方米的冰從山坡上崩塌，與泥漿和水混合。由此產生的泥石流估計容積為1,000萬立方米，以每小時100公里的速度沖過了Río Shacsha河谷，攜帶著重達2,000噸的巨石。這場災難造成了4,000人死亡，主要是在Ranrahirca鎮。八年後，即1970年5月31日，位於秘魯海岸30公里外，納斯卡板塊被俯衝的地震約7.7級，釋放了另一場大規模的泥石流，最初是一個約1公里寬和1.5公里長的滑動塊。泥石流以高達320公里/小時的速度席捲了長達18公里的Yungay村莊，途中橫穿了冰川堆積物。它帶著房屋大小的巨石。當它到達Yungay時，它已經帶走足夠的細顆粒沉積物和水，變成了一個1公里寬的泥流，由水、泥漿和岩石組成，重達50-100百萬噸。Yungay和Ranrahirca被掩埋。Yungay有約1,800人死亡，Ranrahirca有17,000人死亡。
8.2 山坡地環境
山坡是無處不在的，構成了大部分地形。目前，世界上不覆蓋冰的地表中，有90％是山坡，10％是河流通道及其洪泛平原。山坡是流域系統的一個組成部分，向河流輸送水和沉積物。它們的坡度從平坦到陡峭不等。通常，山坡會形成坡序列，即從分水嶺到河谷地面的一系列相連的坡單元。鑒於氣候、植被、岩性和地質結構在不同地方變化如此之大，不足為奇的是山坡過程在不同環境中也會有所不同，山坡具有豐富多樣的形態。儘管如此，地貌學家發現許多地區都有一個特徵性的山坡形態，它決定了地形的一般外觀。這種特徵性的山坡往往在特定岩石類型和氣候約束下演化到了一個或多或少的平衡狀態。
山坡可能是裸露的岩石表面，也可能被岩屑和土壤覆蓋，或者它們可能由裸露的岩石和覆蓋有土壤的區域混合而成。由岩屑或土壤覆蓋的山坡可能是主要類型。它們通常被稱為覆土山坡。然而，裸露岩石形成的山坡也很常見。它們往往在三種情況下形成（Selby 1982，152）。首先，岩石坡常常在隆起或深切割意味著它們位於太高的海拔，以至於無法積累和埋藏岩屑的地方形成。其次，它們通常在其底部的活躍過程清除岩屑，從而防止其積累。第三，它們可能在地形太陡或氣候太寒冷或太乾燥，無法進行化學風化和植被建立和維持的地方形成。更一般地說，裸露岩石坡在坡度超過大約45度的許多環境中形成，這大致是由岩石碎屑維持的最大坡度。在濕熱帶地區，例如在泥岩和玄武岩等岩石上，坡度達到80度的斜坡上可能會形成覆蓋岩石屑和土壤的坡坡，因為風化和植被建立非常迅速。這種陡峭的覆土坡坡在大規模滑
8.3 山坡地過程
引力、流動的水和溫度變化是山坡過程的主要力量，而動植物的作用在某些情況下也很重要。山坡上的風化，和其他地方一樣，包括原地將基岩轉化為岩屑以及隨後的岩屑的化學和機械轉化。幾種山坡過程用於運輸岩屑和其他風化產物。它們從緩慢而持續的過程到快速和間歇性的過程不等。緩慢而持續的過程分為三類：淋洗浸出作用、土壤蠕變以及雨滴飛濺和流水。
8.3.1 重力山坡地過程
■ 岩石、土壤和沉積物中的應力和應變
地球材料受到應力和應變的影響。應力是指任何趨向於將材料向下坡移動的力量。重力是主要力量，但膨脹和收縮、膨脹和收縮、冰晶生長以及動植物的活動也會在土壤體中產生力量。坡度上的土壤體的應力主要取決於土壤體的質量m和坡度角(theta)：
應力 = m sin
應變是應力對土壤體的影響。它可以均勻分佈在整個體內，也可以集中在可能發生斷裂的接縫周圍。它可以影響個別顆粒或整個土壤柱。
材料對抗向下坡移動具有固有的抵抗力。摩擦是一種抵抗重力並阻止運動的力量。它取決於土壤與底層材料之間的平面粗糙度。只有當施加的應力足夠大以克服最大的摩擦阻力時，土壤體的向下坡移動才會發生。摩擦力可以表示為一個係數mu，該係數等於滑動開始的角度（稱為平面滑動摩擦角）。除了摩擦力外，顆粒之間的內聚力也會阻止向下坡移動。內聚力衡量了土壤體內顆粒相互粘合的傾向。它通過孔隙中水的毛細吸引力、壓實（可能導致小顆粒相互鎖定）、化學鍵（主要是范德華鍵）、植物根系以及碳酸鹽、矽和鐵氧化物等粘結劑的存在而產生。土壤顆粒通過傾向於相互粘合並在彼此之間生成摩擦（稱為內部摩擦或剪切阻力），這由顆粒的大小和形狀以及顆粒彼此之間的接觸程度決定。摩爾-庫侖方程定義了土壤坡體在移動之前可以承受的剪切應力：
s = c + tan 其中s（tau-s）是土壤的剪切強度，c是土壤內聚力，（sigma）是正應力（與坡度垂直），（phi）是內部摩擦角或剪切阻力角。該角度是斜坡質量內的內部摩擦角，代表了組成土壤或未固結的質量的顆粒與底層表面之間的接觸角度。通常情況下，它大於斜坡角度，除了自由排水的、無內聚物質的沉積物。要想視覺化它，拿一碗糖，慢慢傾斜它：內部摩擦角度是需要發生失效（糖粒的流動）的傾斜程度。所有未固結的材料都傾向於在其所在的斜坡角度以下的角度失效，而鬆散壓實的材料傾向於在壓實材料以下的較低角度失效。土壤中的孔隙中的水的壓力，即孔隙水壓力（xi），會改變剪切強度：
s = c + ( – ) tan
這解釋了在大雨後普遍發生坡體失敗的情況，當孔隙水壓力很高而有效的正應力（– ）很低時。1999年1月10日和11日，英格蘭蘇塞克斯郡比奇海德上部的大部分部分坍塌了（參見第345頁）。岩層崩塌似乎是由於1998年比正常年份更濕潤的年份和坍塌前兩周大多數天都下雨，導致白堊岩中孔隙壓力增加而導致的。
摩爾-庫侖方程可用于定義休息在失敗面上的岩石單位的剪切強度以及該材料對滑坡的敏感性，前提是考慮了斷裂和接縫的影響。每當施加在岩體上的應力大於剪切強度時，材料將向下坡移動。已經制定了定義完整岩石強度（不包括接縫和斷裂影響的岩石強度）的方案。可以使用完整岩石強度和其他因素（風化、接縫間隔、接縫方向、接縫寬度、接縫連續性和充填、地下水流出等）來評估岩體強度。將這些因素結合在一起，可以得到從非常強到強、中等、弱到非常弱的岩體強度等級（參見Selby 1980）。
8.3.2 土方移動
土方移動可以以多種方式分類。表8.1總結了一種方案，根據涉及的主要機制（蠕動、流動、滑動、隆起、墜落和下沉）以及土方移運動體的含水量（非常低、低、中等、高、非常高和極高）識別了六種基本類型和若干子類型：
1. 岩石蠕動和連續蠕動Rock creep and continuous creep 是土壤或岩石的非常緩慢的塑性變形。它們是由土壤或岩石體的重量施加的應力引起的，通常發生在深度，位於風化的覆蓋層以下。它們不應與土壤蠕變混淆，後者是一種隆起形式（見下文）。它們是由重力誘導的岩石團體變形的更廣泛現象的一部分，可能影響地形，尤其是在山區地形中。變形的性質取決於許多因素，其中最重要的因素似乎是由氣候因素引起的岩體的風化和改變以及山內流體循環，這兩者都取決於岩石的物理化學和機械性質。基本過程似乎是岩石的風化和改變逐漸降低了初始均勻且穩定的山體的有效強度，以至最終經歷逐漸的非彈性、由重力驅動的變形，包括山脊下垂和可能引發山體滑坡的大裂縫的出現（Chemenda等人2009年）。
2. 流動Flow 涉及對土壤、岩石、雪和冰碎屑的切變。在流動體的底部，流動速度較慢，向表面方向增加。大多數移動以湍流運動形式發生。根據主要材料，流動被分類為雪崩（快速下坡運動的土壤、岩石、冰雪或雪） 、泥石流、土石流或泥流 - 雪和冰碎屑、岩石碎屑、沙質物料或粘土。也可能發生幹流動；水和冰流動。幹流是單個顆粒在斜坡上滾動、彈跳和滑動（Gabet 2003）。它是陡峭乾旱和半乾旱地區的主要山坡泥沙運輸過程，包括在火災期間顆粒的流動，當沉積物楔子在植被後面積累時會發生崩潰，以及通過生物擾動和小型滑坡引起的動員。地面流動（或土壤流動）是最慢的流動。它是在夏季月份，在多年凍土環境中，由於水飽和的土壤在凍結地面上滑動作為滑動面而發生的。它是由凍膨脹和融化富含冰的沉積物的緩慢飽和流動引起的（見第295頁）。泥石流是由水或空氣或兩者都有的沉積物顆粒構成的快速運動體，通常具有潮濕水泥的一致性。泥石流發生為一系列持續幾秒到幾小時的湧動，速度在1至20米/秒之間。它們可能從源地數公里流出（圖8.1a）。一些泥石流足夠強大，可以摧毀建築物並折斷位於它們路徑上的樹木。由火山側壁上的水飽和沉積物引發的泥流稱為火山泥流（lahars）。當美國聖海倫斯山在1980年5月18日爆發時，一場巨大的泥石流將大量沉積物帶入了一個令人印象深刻的火山泥流中，該泥流從火山下的Toutle河北支和南支流下流60公里，損壞了300公里的道路和48座道路橋樑。
3. 滑坡Slides 是一種廣泛的量體移動形式。它們發生在清晰的剪切面沿著，並且通常比寬度長十倍。兩個子類型是平移滑坡和旋轉滑坡。平移滑坡沿著平面剪切面發生，包括碎屑滑坡、土壤滑坡、土壤塊滑坡、岩石滑坡和岩石塊滑坡（圖8.1b）。旋轉滑坡，也稱為下滑，沿著凹凸的剪切面發生，通常在水分含量低到中等的情況下發生，最常見於厚實的均勻材料，如黏土（圖8.1c；圖8.2）。它們包括岩石下滑、碎屑下滑和土壤下滑。
4. 隆起Heave 是由於加熱和冷卻、濕潤和乾燥以及動物的穴居活動引起的膨脹和收縮交替階段而產生的。在這些循環過程中，材料在斜坡下移動，因為膨脹會將材料垂直提升到斜坡的垂直方向，而受重力影響的收縮幾乎會將它們垂直下降。隆起被分類為土壤蠕變（較細的材料）或堆積物蠕變（較粗的材料）。土壤蠕變在濕潤和溫和氣候下很常見（圖8.3）。它主要發生在季節性水分和土壤溫度變化的環境中。它主要取決於土壤中由生物機制引起的隆升和沉降運動（穴居動物、樹木倒塌等）、溶解、凍融循環、升溫降溫循環、濕潤乾燥循環，以及在一些山坡上，黏土的收縮和膨脹以及從上游填充幹裂縫。堆積物蠕變是岩屑的緩慢下坡運動，主要是由於岩石墜落衝擊引起，但熱脹冷縮也可能起作用。當膨脹和收縮是由於凍結和融化引起時，發生霜蠕變（見第295頁）。在陡峭的草坡上經常發生土壤蠕變，儘管淺層滑坡可能是其形成的重要因素。
5. 墜落Fall 是岩石或偶爾土壤通過空氣向下移動。土壤可能會從具有粘性土壤體的地方倒塌，就像在河岸上一樣。岩石墜落更常見，特別是在陡峭、高聳的岩石坡和懸崖的景觀中（圖8.1d）。在這種景觀中，常見形成碎屑坡。水和冰也可能以瀑布和冰瀑布的形式墜落。碎屑墜落和土壤墜落，也稱為碎屑和土壤傾覆，例如沿河岸發生。
6. 下沉Subsidence 有兩種方式：洞穴坍塌和沉降。首先，在洞穴坍塌中，岩石或土壤墜入地下洞穴，如喀斯特地形、熔岩管或礦區。在沉降中，地表逐漸由於壓實而下降，通常是因為地下水提取或地震震動引起的。
■ 重力構造
量體移動可能發生在地質尺度上。大型岩體在重力的作用下滑動或擴散，以產生諸如沖斷和巨型推覆體等大尺度特徵。歐洲阿爾卑斯山和其他洲際造山帶中的大多數巨大推覆體可能是大規模重力滑動的產物。構造剝蝕是一個術語，用於描述山體的卸載過程，通過重力滑動和擴散來卸載。這些滑動是緩慢的，在最佳條件下僅約為100米/年（即在提供很少摩擦阻力的鹽等層上）。
8.3.3 滑坡移動過程
■ 表層過程：雨點濺落和雨水流動
雨點濺落和雨水流動在乾旱環境中很常見，並與霍頓型地表徑流的生成（第196頁）有關。從雨點濺落到雨水流動再到雨水流動，有一個連續過程。下落的雨滴會衝擊沉積物，形成“濺落”，這些濺落物在空氣中朝各個方向移動，最終導致材料的淨下坡運輸。使用沙槽和模擬降雨的實驗研究表明，在5°的坡度上，約60％的由雨滴衝擊引起的沉積物向下運動，40％向上運動；在25°的坡度上，95％的沉積物向下運動（Mosley 1973）。較小的顆粒比較容易受到雨點濺落的影響。濺落的數量取決於許多因素，包括降雨特性（例如降水大小和速度、降水圓周、降水動量、動能和降雨強度）以及坡度角和植被覆蓋等地貌特徵（參見Salles等人2000年）。雨力是一個數學運算式，它將降雨、坡度和植被特徵結合起來，允許流深的調製（Gabet和Dunne 2003）。它是對細顆粒顆粒的脫落率的良好預測因數。
雨水流動是由坡面流的牽引力和雨點衝擊引起的運輸，它將顆粒帶得比僅雨點濺落更遠。雨水流動將沉積物運送到覆蓋在土壤表面的薄水層中。這通常不是坡面移動的均勻厚度的水層；相反，這層水分為許多流動路徑，由地表的微地形決定。雨水流動是由坡面流引起的。在光滑的岩石和土壤表面上，一層連續的水承載著沉積物向下移動。在稍微粗糙的地形上，一組小小的小河流將充滿水的窪地連接起來，並承載沉積物。在草坡上，帶有沉積物的水線在植物莖周圍流動；而在厚厚的腐葉和樹枝的森林中，坡面流發生在腐葉和樹枝下。雨水流動在運送物質方面的有效性可以從耕地底部籬笆上游的細顆粒沉積的積累中看出。
植被覆蓋對雨點濺落、雨水流動和雨水流動的侵蝕有巨大影響。幾乎沒有或沒有植物、葉片覆蓋或莊稼殘渣的土壤更容易受到侵蝕。植物、地表葉片和有機殘渣用來保護土壤免受雨點衝擊和濺落的影響，減緩地表徑流的流速，並允許多餘的地表水滲透到土壤中。
■ 地下過程：淋洗浸出和透流
淋洗浸出涉及通過岩石和土壤的溶液去除風化產物。溶液是坡面剝蝕中一種有效的過程。它不總是導致地表下降，至少在一開始不會，因為岩石和土壤的體積可能保持不變。溶液發生在風化岩層和富集水流的井線和管道中，包括穿越線和管道的水流。
在植被茂密的地區，大部分降雨進入土壤並流向水位或在坡面表面下方移動，作為透流。透流攜帶了溶液和懸浮的沉積物。這個過程通常被稱為透流、內部侵蝕和subfossion，意思是挖掘或破壞（Chapuis 1992）。以這種方式運輸的懸浮顆粒和膠體將比它們通過的顆粒小大約十倍，透流僅在從乾淨的沙子中洗去淤泥和粘土以及在裂縫和根孔中洗去粘土時才重要。例如，在英國赫特福德郡的諾薩伍德大森林，田野證據表明，由於透流（Huggett 1976），淤泥和粘土已經向下運動穿過卵石礫石。當透流返回到滲漏處時，可能會產生正向孔隙壓力，這種壓力足夠大，可以導致材料脫落並被移除。透流可能沿著滲漏線發生。它還可以在土壤中形成管道，如果在大雨期間崩潰，可能形成溝渠。
■ 生物攪拌Bioturbation
直到最近，地貌學家一直傾向於忽視動植物對坡面過程的影響，儘管早期將土壤蠕動歸因於土壤動物和植物根系的作用（Davis 1898）。然而，動植物利用土壤作為食物和庇護所，而在這樣做的過程中，以多種方式影響土壤。例如，樹木的連根拔起可能會破碎基岩並將土壤帶到下坡。自20世紀80年代中期以來，生物攪拌-有機體對坡面運移和土壤形成的影響已經引起了人們的關注。安德列·勒赫（1987）發現，生物侵蝕比無機侵蝕更重要。另一項研究得出結論，與不受顯著生物攪拌影響的區域相比，科羅拉多州洛磯山脈的阿爾卑斯山坡上的生物攪拌區域的泥沙運動速率增加了一到兩個數量級（Caine 1986）。2003年的一項綜述得出結論，生物攪拌在許多地貌中不可否認地是一個關鍵地貌因素（Gabet等2003年），這一事實受到了威廉·E·迪特裡希和J·泰勒·佩隆（2006年）的強烈支持。
■ 氣候和坡面過程
自1960年以來，廣泛的現場測量顯示，坡面過程似乎隨氣候而變化很大（Young 1974；Saunders and Young 1983；Young and Saunders 1986）。在溫帶海洋性氣候中，土壤蠕動每年在風化岩層的上部20-25釐米處移動大約0.5-2.0毫米的材料；在溫帶大陸性氣候中，速度在某些地方略高，達到2-15毫米/年，可能是因為冬季地面凍結更加嚴重。關於其他氣候帶內土壤蠕動速率的概括由於資料不足而難以得出。在地中海、半乾旱和稀樹草原氣候中，蠕動可能比表面沖刷在地貌上作為一種侵蝕劑重要得多，並且可能只在土壤濕潤的情況下對坡面後退有重要貢獻，比如在明顯的彎曲凹陷區域或滲漏區域。在熱帶地區進行的一些研究表明，蠕動速率約為4-5毫米/年。凍脹引起的凍蠕動（frost creep）包括在10-100倍於土壤蠕動速度的速度下進行，影響深達約50釐米的材料，典型速率在10-100毫米/年的範圍內。濕潤的條件和粉狀土壤有利於凍脹蠕動：黏土過於粘結，而沙子排水過快。凍脹蠕動高度季節性，大部分發生在夏季。表面沖刷的速度，包括雨點濺落和地表流動，很大程度上取決於植被覆蓋的程度，與氣候的關係不太清楚。範圍為0.002-0.2毫米/年。它在半乾旱地區（可能）和乾旱環境中特別重要，並在熱帶雨林中對侵蝕有重要貢獻。溶解（淋洗浸出）可能從排水盆地中去除的材料與所有其他過程的組合一樣多。與其他地貌過程相比，速率沒有那麼好的記錄，但典型值，表現為地表降低速率，如下所示：在矽質岩石的溫帶氣候中，每千年2-100毫米，在石灰岩上為2-500毫米。在其他氣候條件下，資料零散，但通常在2-20毫米/千年的範圍內，與溫度或降雨量之間的關係不太明顯。在發生山體滑坡的坡面上，無論氣候如何，去除速度都非常高，介於每千年500到5000毫米之間。
8.3.4 輸運受限和供給受限過程
通常有一個區分受沉積物輸送能力限制的坡面過程和受可運輸物質供應限制的坡面過程之間的區別（Kirkby 1971；參見第146頁）。在受輸送容量限制的過程中，土壤和岩石運輸的速率限制了向河流交付沉積物的速率。換句話說，沉積物的供應超過了去除它的能力，輸運過程及其空間變化決定了坡面形態。土壤蠕動、凍脹、透流、雨流、雨點濺落和溝流沖刷都是受輸送容量限制的坡面過程。在受供給限制（或風化限制）的坡面上，由風化和侵蝕剝離（通過地表流動和坡面移動）產生的沉積物產生速率限制了向河流交付沉積物的速率。換句話說，風化和侵蝕過程決定了坡面形態。解質的流失、山體滑坡、碎屑崩塌、泥石流和岩石墜落都是受沉積物供應限制的坡面過程。
雖然運輸受限和供給受限過程之間的區別經常模糊不清。然而，這是一個重要的區別，因為它影響了坡面的長期演化。主要受輸送容量限制的坡面和地貌通常攜帶著支持植被的厚厚土壤層，坡度傾向于隨時間減小。主要受供給限制的坡面和地貌通常攜帶薄薄的土壤，植被覆蓋很少，特徵性的陡坡傾向於維持尖銳的梯度，以保持坡度的回退。坡面演化的數學模型支援這些發現，表明中坡的後退或下坡取決於正在進行的過程。作為一般化的規律，表面沖刷過程導致坡面的後退，而蠕動過程導致坡面的下降（例如Nash 1981）。然而，坡度後退和坡度下降的模式在很大程度上取決於坡面基底的條件，特別是河流的輸送能力。在美國內華達州北部的沖積物中形成的年輕斷層斷崖的研究表明，隨著斷層斷崖的年齡的增長，坡面過程會發生變化（Wallace 1977）（圖8.2）。最初的斷層斷崖的坡度為50°至70°。在這個階段，質量滑坡是主要的過程，斷崖頂部形成了自由面，通過碎屑崩塌後向後退，材料積累在較低處。後來，斷崖坡面採用碎屑的斜坡，約為35°。在這個較緩的坡度上，洗滌侵蝕主導了坡面的發展，進一步的坡度下降發生了。
8.4 山坡地形態
8.4.1 坡面單元
術語坡有兩個含義。首先，它指的是地表的傾斜角度，以度數或百分比表示。其次，它指的是傾斜的地表本身。為避免誤解，術語坡面通常適用於傾斜的地表，而術語坡度角、坡度梯度或簡稱坡度則適用於其傾斜度。所有地貌都由一個或多個具有可變傾斜度、方向、長度和形狀的坡組成（Butzer 1976, 79）。大多數坡面剖面由三個坡單元組成 - 一個上凸坡單元，坡度隨長度增加而增加，一個中部直線坡單元，坡度恒定，以及一個下凹坡單元，坡度隨長度減小（圖8.7）（White 1966）。這些坡單元之間的過渡可能是平穩的或突然的（圖8.8）。中間坡單元有時會缺失，導致凹凸坡剖面，這在英國的白堊地區常見（Plate 8.4；也見第307頁）。
用於描述坡單元的術語各不相同。Anthony Young（1971）定義如下：坡單元可以是一個段或一個元素，其中段是坡剖面的一部分，其角度保持大致相同，而元素是坡剖面的一部分，其曲率保持大致相同。凸、直、凹的坡面單元形成了一個地貌坡面序列，這是一系列相連的坡單元（與Speight 1974；Scheidegger 1986相對比）。已經設計了幾種方案來描述坡面剖面，這些方案都承認了這三個基本單元，儘管還區分了子單元（圖8.9）。一個方案認為有四個坡單元：逐漸增加的坡面，也稱為凸坡或上部沖洗坡面；自由面，也稱為重力或導流坡面；恒定坡面，也稱為碎石或碎屑坡面，如果有碎屑；以及逐漸減小的坡面，也稱為臺地、山谷底部基座和下部沖洗坡面（Wood 1942）。一個廣泛使用的系統有五個坡單元 - 山頂、肩部、背坡、坡腳和坡趾（圖8.10）（Ruhe 1960）。另一個系統使用不同的名稱 - 高地平坦區（坡度小於2°）、山脊坡面、中坡、坡腳和低地平坦區（坡度小於2°）（Savigear 1965）。九單元地表模型包括並豐富了所有這些方案，並區分了以下單元 - 河谷間、滲漏坡、凸彎坡、墜落坡、運輸坡、堆積坡腳、河床坡趾、河道牆和河道床（圖8.9；Dalrymple等人1968）。
不同的坡過程往往主導了沿著坡面序列的各種坡元素（圖8.11）。在凸坡段上，通常位於坡面剖面的上部，土壤蠕動和雨點侵蝕主導，至少在坡度低於快速質量下降的閾值時如此；土壤水的亞表面運動也很重要。在凸坡段的坡度大約超過45°時，墜落、滑動和物理風化是主要的過程。直坡（中坡）元素通常通過從上坡的質量下降過程（包括流動、崩塌和滑坡）、地表沖洗和亞表面水的運動來接收大量的物質。凹坡元素通常是運輸和沉積的地點。它們通常發展在坡面剖面的底部，在那裡通過質量下降、地表和亞表面水的作用向山坡底部移動的廢物材料停下來，而且在坡底的河流不會移除它。
8.4.2 地貌元素
從地貌學的角度來看，地表由地貌元素組成。地貌元素被認為是簡單曲面，缺乏拐點（複雜的轉捩點），並與上坡、下坡和橫向元素相關聯。坡度在定義它們時至關重要。景觀元素有很多名稱 - 面，地點，地形元素，地形組分和相。'地點'（Linton 1951）是'面'（Wooldridge 1932）的詳細說明，涉及海拔、範圍、坡度、曲率、崎嶇度和與水位的關係。其他術語出現在20世紀60年代（見Speight 1974）。地貌元素可能是最合適的術語，因為它似乎相對中立。
地貌元素是由局部地表幾何圖形描述的。有幾個參數是海拔的派生物 - 坡度角、坡面曲率和等高線曲率。進一步的參數超越了局部幾何圖形，將元素放置在更廣泛的景觀設置中 - 從元素到山頂的距離，每單位等高線長度的集水區面積，分散區域（從短等高線增量的下坡土地面積）。數位高程模型（DEM）已經在地貌元素及其描述符的經典工作中得到了廣泛應用。景觀的地形元素可以直接從DEM計算出來，這些通常被分類為一級（或一級）和二級（或二級）屬性（Moore等人1993）。一級屬性是直接從數位高程資料中計算出來的，最常見的屬性包括坡度和坡向（表8.2）。二級屬性結合了一級屬性，並且是“描述或表徵景觀中發生的特定過程的空間變異性的指標”（Moore等人1993，15）；示例包括輻射和濕度指數（表8.2）。這些方法允許模擬者表示過程的空間變異性，而過去他們只能將它們模擬為點過程。大量文獻描述了使用DEM生成一級和二級屬性的方法；同樣龐大的文獻也考慮了如何最好地將一級和二級屬性納入受地形性質影響和控制的物理過程類比的空間模型中（例如，Wilson和Gallant 2000）。
坡度和坡向是最重要的地形屬性之一。坡度是由DEM在任何給定點處表示的地形表面的切線平面。它有兩個組成部分：（1）梯度，即海拔變化率的最大值，以度數或百分比表示；（2）坡向，即最大變化率的羅盤方向（最陡下降線的方向，以度數表示並轉換為羅盤方位）。由於坡度允許重力誘導水流和其他物質的流動，它處於許多地貌過程模型的核心位置。例如，坡度和流程路徑（即坡度陡度和長度）是無因次通用土壤流失方程（USLE）的參數，該方程旨在量化水對片狀和小溝的侵蝕。
Jozef Minár和Ian S. Evans（2008）的論文提供了關於地表分割方法和地形分析以及地貌製圖的理論基礎的出色討論。
8.4.3 地貌分類
地形圈包含了一系列令人驚歎的地貌。不幸的是，地貌在定量上是極其困難分類的。地貌學家在侵蝕地貌（由風、水和冰的作用雕塑）和沉積地貌（由沉積物積累構建）之間進行了基本的區分。他們還認識到了陸地、淺海和深海環境中地貌之間的基本差異，每種環境都培育了一組不同的地貌過程。然而，許多地貌分類使用地形形態，而忽略地貌過程。例如，一個用於大規模地貌分類的方案使用了三個主要地形特徵（Hammond 1954）。第一個特徵是緩坡土地的相對數量（坡度小於8％的土地）。第二個特徵是局部起伏（區域內最高和最低海拔之間的差異）。第三個特徵是“廣義剖面”。這定義了緩坡土地的位置 - 在山谷底部或在高地。組合起來，這些特徵定義了以下地貌：
• 以緩坡土地為主的平原，結合低起伏。
• 帶有一些較大起伏特徵的平原。這個群體可以根據緩坡土地的位置細分為三種類型 - 帶有山丘、山脈和高地的平原。
• 帶有緩坡土地和低至中等起伏的山丘。
• 帶有較少緩坡土地和高局部起伏的山脈。
有許多這樣的方案，都有優點和缺點。這個領域的現代研究將地形屬性組合起來創建某種形式的區域地形分類（例如，Giles 1998；Giles和Franklin 1998）。
8.5 山坡地的人類影響
山坡是人類活動的重要地點，它們的研究具有實際應用價值。瞭解坡面的徑流和侵蝕對於規劃農業、娛樂和其他活動至關重要。土地管理通常需要設計長期穩定的坡面。礦渣堆，尤其是含有有害物質的礦渣堆，以及條帶開採區的複墾也需要穩定的坡面設計。本節將考慮人類對山坡土壤侵蝕的影響。
8.5.1 土壤侵蝕模擬
由於其環境後果，包括污染和泥沙淤積，土壤侵蝕已經成為全球性問題。在溫帶和熱帶氣候中，相對溫和且頻繁的侵蝕事件可能導致重大污染問題。世界上幾乎所有國家的幾乎所有土地覆蓋類型都需要控制和預防侵蝕。預防土壤侵蝕意味著將土壤流失的速度降低到接近自然條件下存在的速度。這非常重要，取決於合適的土壤保護策略的實施（Morgan 1995）。土壤保護策略需要對侵蝕過程有徹底的瞭解，並能夠提供土壤流失的預測，這就是地貌學家發揮關鍵作用的地方。影響土壤侵蝕速率的因素包括降雨、徑流、風、土壤、坡度、土地覆蓋以及保護策略的有無。
土壤侵蝕是一個過程地貌模型在其中取得了一定成功的領域。最早和最廣泛使用的經驗模型之一是通用土壤流失方程（USLE）（補充框 8.2）。USLE在全球範圍內被廣泛使用，特別是在美國，用於預測國家土壤侵蝕的片和小溝侵蝕。然而，經驗模型根據重要因素之間的統計關係來預測單一坡度上的土壤侵蝕，而且相對粗略。在20世紀80年代，基於土壤侵蝕物理學的模型被開發出來，以提供更好的結果。基於物理學的模型分為兩種類型 - 集中模型和分佈模型（見Huggett和Cheesman 2002，156-9）。集中模型是非空間的，預測流域的整體或平均回應。分佈模型是空間的，這意味著它們預測個別風暴事件期間土地表面上的徑流和泥沙運動的空間分佈，同時預測總的徑流和土壤流失（表8.3）。許多基於物理的土壤侵蝕模型受益於GIS技術。
8.5.2 沿著道路的坡面侵蝕
人類（步行或騎行）和其他動物在小徑上的踐踏可能導致土壤侵蝕。任何曾經在山區地形，尤其是在多山地區走過小徑的人都會親身經歷這個問題。過去二三十年裡，隨著越來越多的人使用山區小徑，不論是徒步還是某種越野交通工具，這個問題已經變得尤為嚴重。在哥斯大黎加森林進行的一項研究證實，與非小徑環境相比，小徑生成的徑流更快，侵蝕更早（Wallin和Harden 1996）。這一發現，這是所有環境中小徑侵蝕研究的典型情況，強調了對依賴小徑活動的生態旅遊進行精心管理的必要性。對抗小徑侵蝕的策略是可行的。斯梅德利公園位於美國賓夕法尼亞州媒體附近的Delaware County的Crum Creek流域。該公園的小徑穿過了幾個脆弱環境的地區（Lewandowski和McLaughlin 1995）。使用網路分析制定了一種策略，通過更充分地連接具有強健環境的網站來改變小徑系統的效率，並減少遊客使用環境脆弱網站的可能性。與伐木小徑相關的一些最嚴重的侵蝕。在東亞馬遜的Paragominas地區，非計畫和計畫的伐木操作與五個伐木階段相關：砍伐樹木，機械操作以將砍伐的樹幹連接到吊索，拖曳樹幹到記錄著陸點，建造記錄著陸點以及建造伐木道（Johns等人1996）。
步道小徑使用的性質影響土壤侵蝕的程度。在美國蒙大拿州加拉廷國家森林內外的兩條小徑 - 翡翠湖小徑和新世界古爾奇小徑上研究了徒步者、馬匹、摩托車和越野自行車對水流和泥沙產量的比較影響（Wilson和Seney 1994）。結果顯示了在地形、土壤和地貌變數之間發生的複雜相互作用，以及解釋它們對現有小徑影響的困難。簡而言之，馬匹和徒步者（蹄和腳）比輪子（摩托車和越野自行車）產生更多的沉積物，馬匹產生的沉積物最多，且在先前已被濕潤的小徑上產生的沉積物較多。在蒙大拿州北部的洛基山脈，橫穿草甸植被的小徑表現出損壞的跡象 - 裸露的土壤和侵蝕區域 - 通過人類使用（Weaver和Dale 1978）。這些草甸主要是以深沙壤土壤為底的，位於橋山（Battle Ridge）的美國森林護林員服務站附近，海拔2070米。實驗在15°的坡度上進行，包括徒步者、騎馬者和一名摩托車手來回走動。徒步者體重82-91公斤，穿著帶凸起鞋底的徒步鞋；馬重500-79公斤，有凹槽的鞋子；摩托車是一輛以低於20公里/小時的速度在二擋行駛的本田90。實驗表明，馬匹和摩托車對這些小徑造成的破壞（根據裸露面積百分比、小徑寬度和小徑深度測量）比徒步者多。徒步者、馬匹和摩托車在傾斜地面上造成的破壞多於在平地上。徒步者在下坡時造成最大破壞。馬匹上坡造成的破壞比下坡大，但差距不是很大。摩托車在上坡和下坡時都造成很大的破壞，但上坡時切割深度較大。
8.6 總結
山坡是最常見的地形。它們可以分為光禿禿和有土壤覆蓋兩種類型。地心引力和水（有時還有風）將物質運輸到山坡上並穿過山坡。風化的碎片可能會在自身重力作用下向下運動，這個過程稱為質量運移。受地球材料的應力和應變關係以及脆性固體、彈性固體、塑性固體和液體的流變行為的影響，地心引力驅動的質量運移主要由此來決定。量體移動有六種方式：擠壓、流動、滑動、升起、落下和沉陷。半山大小的量體移動是地心構造的主題。山坡上的運輸過程包括地表過程（雨滴飛濺、雨水流、片狀流）和地下過程（淋溶、通過淋洗浸出和生物或生物攪動的混合）。受限於運輸的過程，例如擠壓和雨滴飛濺，與受限於供應的過程，例如溶質淋溶和碎屑崩塌，是不同的。受運輸限制的山坡往往帶有厚厚的土壤覆蓋，其坡度隨著時間而下降。而受供應材料通過風化限制的山坡往往是光禿禿的或有著薄薄的土壤，其坡度往往以恆定的角度後退。基於質量守恆方程和地形運輸法則的數學模型提供了一種探究長期山坡發展的手段。山坡剖面由坡單位組成，可以是坡段（具有大致恆定的坡度）或坡元（具有大致恆定的曲率）。從山頂開始的常見坡元序列是凸形-直線-凹形。這些元素形成地形單元。地形單元是二維地表的基本單位。坡度角度、坡度曲率和坡向等特性定義了它們。地表形態也是地形分類方案的基礎。人類活動改變了山坡過程。這在農業實踐、伐木、道路建設等引起的土壤侵蝕中表現出來。人、動物和車輛沿著小徑移動也可能導致土壤侵蝕。
方塊8.1 山坡模型
邁克爾·J·柯克比（Michael J. Kirkby）（1985年）試圖通過岩石類型對山坡發展的影響進行模擬，岩石類型通過風化層和土壤發揮作用，這很好地展示了山坡模擬的過程。圖8.3顯示了模型中的組成部分和聯繫，這些組成部分比傳統的山坡發展模型更精確地定義了。岩石類型通過其對溶解作用的影響、土壤的岩土工程特性以及岩石體和其孔隙網路對地下水的滲透率來影響侵蝕速率。氣候通過控制坡地水文過程來起作用，進而決定地表和地下流的分配。通過適當的過程方程擬合，該模型類比了山坡和土壤的發展，以固定的基準水準。圖8.4是一次模擬的結果，該模擬從一個緩坡高原開始，以一個陡崖和一個10°傾斜進坡的堅硬岩石帶結束。堅硬的岩石較不可溶，且具有較低的滑坡退縮速度，但具有與軟帶相同的滑坡閾值坡度。在軟層上，靠近閾值坡度的梯度會迅速發展。堅硬的岩石被削減，形成自由表面，幾百年後就會形成。大約經過20,000年，峰頂凹凸開始取代硬岩帶上方的閾值坡，該過程在200,000年時完成，此時硬岩帶幾乎沒有地形表現。在200,000年後的下坡幾乎保持在12.4°的幾乎恒定梯度下，略低於滑坡閾值。土壤發展（圖示中未顯示）涉及高原上的初始增厚和崖上滑坡的稀化。由於滑坡的局部性質，土壤分佈不均勻。一旦坡地穩定，除了在硬岩帶上方之外，土壤就會在所有地方形成。 通過這次模擬以及僅使用溶解作用的另一次模擬，柯克比提出了一些似乎與實際景觀中的特徵相對應的推論。首先，岩石的岩土工程特性，特別是滑坡閾值坡度的下降速率，比溶解作用更重要，這些特性決定了坡地形態。只有在低梯度的坡地上，並且經過長時間（20萬年以上），溶解作用的特性才在影響坡地形態方面起主導作用。其次，梯度加陡和在“抵抗性”地層上土壤稀化嚴格與岩石露頭的當前位置相關，儘管抵抗性層通過維持局部陡峭梯度，傾向於使不抵抗的地層靠近滑坡閾值，從而增加了各處的梯度。第三，接近滑坡閾值梯度的梯度通常比滑坡活動多出數千年，因此可能在決定構造穩定區域的區域起伏時起主導作用。第四，土壤在活躍滑坡和沖刷作用下通常較薄；厚土壤傾向於指示出溶解和潛移或泥石流過程的占主導地位。在潮濕氣候中，山坡的土壤可以預期在下坡位置發展更厚，但在半乾旱地區，沖刷會使土壤在上坡位置變薄，下坡位置變薄。
方塊8.2 通用土壤流失方程（USLE）
通用土壤流失方程（USLE）（Wischmeier和Smith 1978）根據降雨的潛在侵蝕性和土壤表面的侵蝕性來預測土壤流失。該方程通常表示為：
E = R * K * L * S * C * P
其中E是年均降雨流失量，R是降雨侵蝕性因數，K是土壤侵蝕性因數，L是坡長因數，S是坡度陡峭度因數，C是作物管理因數，P是侵蝕控制實踐因數。降雨侵蝕性因數通常表示為降雨侵蝕指數EI30，其中E是暴雨能量，I是指定時段內的降雨強度，通常為30分鐘。土壤侵蝕性K被定義為在特定土壤上，在一個耕作的持續休耕土地上，坡度為9％，長度為22.6米的地塊上的侵蝕率（單位侵蝕指數EI30）。坡長L和坡度陡峭度S通常結合在一起，產生一個稱為LS的單一指數，表示在給定坡度陡峭度和坡長下的土壤流失與標準9％，22.6米長坡坡度的比率。作物管理C以特定的種植管理策略下的田地與標準連續耕作休耕地的土壤流失比率給出。侵蝕控制P是輪廓帶栽培或梯田與直行上下坡耕作系統的土壤流失比率。標準地塊的測量 - 坡長22.6米（721⁄2英尺），坡度9％，裸休耕土地上下坡耕作 - 似乎非常武斷，事實上是歷史的偶然事件。它們源自實驗田站普遍存在的條件，其中測得的土壤流失提供了校準方程所需的基礎資料。使用1/100英畝的地塊面積和6英尺的地塊寬度是方便的，這意味著地塊長度必須是721⁄2英尺。
要使用USLE，必須進行一系列侵蝕測量，通常在小範圍內的封閉地塊上進行。問題在於地塊本身會影響侵蝕速率。在小地塊上，所有開始移動的材料都會被收集並測量。此外，坡底部的水和泥沙排放本身可能會觸發侵蝕，溝渠通過地塊反擊，從而在過程中拾起並輸送新的泥沙來源。另一個困難在於假設實際坡度是均勻的，並且像小地塊一樣行為。自然坡度通常具有複雜的地形，會導致局部侵蝕和沉積沉積。因此，為提供應用USLE所需的經驗資料而建立的侵蝕地塊幾乎總是高估了山坡的土壤流失率，高估倍數為自然速率的兩倍至十倍。
第九章 河流地貌
9.1 動態的流水：洪水
美國科羅拉多斯普林斯和丹佛之間，Plum Creek在一個沙質床上向北流動，最終注入南普拉特河。 1965年6月16日，該地區的一系列強烈的對流細胞達到高潮，形成了一場強烈的風暴，4個小時內降雨量達360毫米，引發了一場洪水（Osterkamp和Costa 1987）。 這次洪水的復發間隔為900到1,600年，最高流量為4,360 m3/s，比50年一遇的洪水高出15倍。 它摧毀了Louviers的水文測量站，並席捲了丹佛，造成嚴重損壞。 據估計，Louviers的流量在約40分鐘內從不到5 m3/s增加到4,360 m3/s。 在流量最大時，整個山谷的水深平均為2.4到2.9米，在某些地方達到5.8米。 較深的地區的流速約為5.4 m/s。 這次洪水對山谷底部的地形和植被產生了深遠的影響。 激烈的侵蝕和岸坡的削弱導致了岸坡崩塌和河道變寬。 這些過程受到了卡住在樹木和其他障礙物上的碎片的幫助，這使它們倒下，並鼓勵快速沖刷的地點。 在一個4.08公里的研究區域內，平均河道寬度從26米增加到68米。 超過一半的木本植被被摧毀。 在1973年的大規模春季溢洪之後，該河道的寬度增加到115米，並增加了分岔程度。
9.2 河流環境
流動的水主宰了河流環境，這些環境在極寒地區除冰居多，在乾燥地區，風通常是主要的侵蝕因素。然而，在乾旱和半乾旱地區，河流活動可以在地形塑造中發揮作用。 急流洪水形成沖積扇並流出到沙漠地面。 在過去，河流曾經流經許多今天缺乏永久水道的地區。
水在山坡上流動，形成地表流動，然後在溝渠和河道中奔流。 地表流動和河道流動的主要決定因素是徑流產生。 徑流是地表水平衡的一部分。 簡而言之，徑流是降雨量和蒸發速率之間的差異，假設土壤水儲存大致保持不變。 在廣泛的條件下，河流環境主要存在於一年內降雨量超過蒸發量並且溫度條件不利於持久的冰凍的地方。 這些條件涵蓋了陸地表面的相當一部分。 最低的年度徑流率低於5釐米，主要出現在沙漠中。 潮濕氣候區域和山區產生最多的徑流，有些地方超過100釐米，並且具有最高的河流流量。
徑流不是全年均勻產生的。 降雨量和蒸發量的季節性變化產生了徑流的系統模式，這在河流流動中有所體現。 河流流動在潮濕季節最高，在幹季最低。 一年內的河流流量變化確定了一個河流的狀態。 每種氣候型別都培育出不同的河流狀態。 例如，在季風氣候中，河流流量從濕季到幹季轉變時，會從高潮到低潮。 潮濕氣候傾向於維持全年流動的永久河流。 一些氣候不支持全年流動的河流。 間歇性河流在產生徑流時每年至少流動一個月。 短暫河流在偶爾的暴風雨後流動，但其餘時間都是乾燥的。
9.3 河流過程
9.31 流動的水
圖9.1是影響山坡和溪流地形的主要水文過程的漫畫。請注意，水以非集中和集中的形式流過和穿過景觀。
■ 飛濺、地表逕流和溝渠流動
雨點擊打Rainsplash岩石和土壤表面，形成雨點擊濺。被擊打的雨點會壓縮並向側面擴散。擴散使岩石或土壤產生剪切作用，可能會將表面的顆粒分離開來，通常是直徑不超過20微米的顆粒。如果被原始雨點的水帶動，這些顆粒可能會從表面彈回，以拋物線曲線運動，通常不超過一米左右。雨擊濺釋放顆粒，以供非集中的地表流動運輸，單獨的地表流動可能缺乏使附著顆粒脫落和提升的能力。
非集中的地表流動（地表流動overland flow）發生在幹流流動中。幹流流動被稱為片流流動、坡度沖刷等，它包括一層薄薄的流動水以及深層和快速流動的水串流，這些水在地表凸起處發生分歧和匯合，引起土壤剝離（主要是由於雨點撞擊引起）和沉積物轉移的侵蝕。地表流動由兩種機制產生：
1. Hortonian地表流動 發生在降雨速度超過土壤入滲速率（入滲速率）的速度時。 Hortonian地表流動在裸露的岩石表面更常見，以及在沙漠地區，那裡土壤往往很薄，岩床露頭普遍，植被稀少，降雨率高。 它可以為溪流流量提供大量水，並覆蓋乾旱流域的大部分地區，是流域流量生成的“部分面積模型”的基礎。
2. 飽和地表流動Saturation overland flow 或滲漏流動發生在地下水位位於地表的地方。一些供應飽和地表流動的水是由山坡上游進入並在土壤中側向移動的，這被稱為回流。直接落在山坡上的雨可能會供應飽和地表流動。
3. 溝渠流動Rill flow 比沖積流動更深且更快，具有紊流特徵。這是一種間歇性的集中流動，漸變為河流流動。
■ 地下水流動
岩石或土壤體內的流動可以在非飽和條件下進行，但更快的地下流動與局部土壤飽和有關。當土壤地層的水力傳導率隨深度減小，特別是當土壤中存在硬質基底或富含粘土的基層時，滲透水被偏轉下坡，形成通過流。工程水文學家使用詞語間流指的是在暴雨結束後，流經深層地下路線，通常是通過岩床。基流是從水位或延遲的間流進入河流的水，它在乾旱時期保持潮濕氣候的河流流動。地下流動可以作為岩石和土壤孔隙中的慢速運動進行，有時沿著稱為滲流線的明顯線路進行，或者作為快速運動在岩石、土壤管道（管流）和洞穴中的地下通道中進行。
■ 泉水
泉水出現在陸地表面和水位交叉的地方。而飽和地表流動是來自臨時飽和區的滲漏，泉水出現在水位幾乎是永久的地方。一旦泉水開始流動，它會在含水層中造成水位的下降，形成含水層中的壓力梯度。然後，壓力梯度鼓勵水流向泉水流動。識別了幾種類型的泉水，包括廢物覆蓋泉水、接觸泉水、斷層泉水、自流泉、喀斯特泉水、瓦克魯斯泉水和間歇泉（表9.1）。泉水可能具有各種特徵，包括水位的永久性、泉水的流量和水位下降等。
■ 河流流動
河流是天然的水流，從高處流向低處的地表。它們的持續存在依賴於來自地表流動、通過流、間流、基流和直接落入河流的水供應。河道化的河流是結構工程化的水流，用於控制洪水、改善排水、保持航運等等。在歐洲的一些低地流域中，已有95%以上的河流通道被河道化改變。
開放管道中流動的水（開放管道流動）受到重力和摩擦力的影響。重力使水沿坡度流動，而來自水體內部（粘性）和流動水與管道表面之間的摩擦阻止了運動。粘性是由於分子之間的凝聚和碰撞（分子或動態粘度）以及渦流內部的流動區域附近的水交換（渦流粘度）而產生的。
水流可以是湍流的或層流的。在層流中，薄薄的水層互相“滑動”，阻力來自於分子粘度（圖9.2a）。在湍流流動中，這是流域流中的主要流動，混亂的流速波動被疊加在主要的前向流動上，阻力由分子粘度和渦流粘度共同貢獻。在大多數管道中，靠近河床的一層薄薄的層流被一個更厚的湍流區域所覆蓋（圖9.2b）。平均流速、分子粘度、流體密度和流動斷面的大小決定了流動的類型。流動斷面的大小可以通過流動深度或水力半徑來測量。水力半徑R是流動的橫截面積A除以潮濕周長P的比值，潮濕周長P是水與管道接觸的邊界的長度（圖9.3）：
在寬廣、淺的管道中，流動深度可以近似等於水力半徑。雷諾數Re，以英國科學家和工程師奧斯本·雷諾茲（Osborne Reynolds）的名字命名，可用於預測流動的類型（層流或湍流）（方補充框9.1）。
在自然管道中，管道床上的不規則性引起了流動深度的變化，因此傳播的波紋或波浪會產生重力力。流的弗洛德數F，以英國工程師和造船師威廉·弗洛德（William Froude）的名字命名，可用於區分不同的流動狀態 - 次臨界流動和臨界流動（方補充框9.1）。沖擊流是湍流流動的第三種類型。它發生在瀑布，當水以自由落體方式落在非常陡峭、垂直或懸垂的岩石上時。水以一個連貫的質量或個別的水條形式落下，或者，如果瀑布非常高且排放量低，則會形成水溶解成滴的霧。
流速控制著次臨界和超臨界流之間的切換。水力跳躍是從超臨界流突然轉變為次臨界流的現象。它產生了一個靜止的波和水深增加（圖9.4a）。水力跳躍標誌著從次臨界流轉變為超臨界流，並伴隨著水深減少（圖9.4b）。這些流動模式的突然變化可能發生在管道床形式突然變化的地方，山區溪流中經常存在大的障礙物，如巨石。
坡度梯度、床面粗糙度和管道的橫截面形狀影響了溪流中的流速。直接測量溪流流速非常耗時，已經制定了經驗公式，用於從可輕松測量的管道特性中估算平均流速。車捷茲（Chézy）方程以18世紀法國水力工程師安托萊·德·車捷茲（Antoine de Chézy）的名字命名，估算了流速，該流速以水力半徑和管道坡度以及表示作用於水上的重力和摩擦力的車捷茲係數為基礎。它定義了平均流速，v，如下：
在此方程中，R是水力半徑，s是管道坡度，C是表示重力和摩擦力的車捷茲係數。美國水利工程師羅伯特·曼寧（Robert Manning）於19世紀末制定的曼寧方程是估算流速的更常用的公式：
在這個方程中，R是水力半徑，s是管道坡度，n是曼寧粗糙係數，它是床面粗糙度的指標，通常從標準表格或與已知粗糙度的管道的照片進行比較估算。曼寧的公式可用於估算洪水條件下的流量。水位可以通過懸掛在樹上並高於河岸的擋土物來確定。只需測量管道橫截面和坡度。
河流侵蝕和泥沙輸送
溪流是強大的地貌變化因素，能夠侵蝕、載運和沉積沉積物。溪流動力是溪流進行工作的能力。它可以表示為：
= gQs
其中（Ω）是單位長度的溪流通量，（ρ）是水密度，（Q）是溪流流量，（s）是管道坡度。它定義了在管道的單位長度上耗散的潛在能量的速率，潛在能量是水的重量乘以其距離給定基準高度（h）的乘積，即水的質量（m）乘以重力加速度（g）。換句話說，溪流動力是溪流運輸沉積物、克服摩擦阻力和產生熱量的速率。它隨著流量的增加和管道坡度的增加而增加。
■ 溪流載荷
溪流攜帶的所有物質都是其載荷。總載荷包括溶解載荷（溶質）、懸浮載荷（足夠小以在水中懸浮的顆粒）和底載荷（在正常流動條件下懸浮時間太長的顆粒）。具體而言，溪流載荷的三個組成部分如下：
1. 溶解載荷或溶質載荷dissolved load or solute load 包括來自化學風化的離子和分子，以及一些溶解的有機物質。其組成取決於幾個環境因素，包括氣候、地質、地形和植被。由於流經沼澤、泥塘和濕地的水供應，河流中的溶解有機物質特別豐富。排放大型流域的河流往往具有類似的化學組成，碳酸氫鹽、硫酸鹽、氯化物、鈣和鈉是主要的離子（但參見第75頁關於大陸差異）。較小的溪流中的水更有可能反映基層岩石的組成。
2. 懸浮載荷suspended load 包括固體顆粒，主要是細粒和粘土，它們足夠小且足夠輕以被水中的紊流和渦流支撐。沙子被強大的水流擲起，小石子在洪水期間可能會懸浮一段時間。懸浮載荷減少了溪流水內部的紊流，從而減少了摩擦損失，使溪流更加高效。大多數的懸浮載荷都攜帶在靠近溪床的地方，朝向水面移動時濃度會降低。
3. 河床載荷或牽引載荷bed load or traction load 包括卵石、鵝卵石和巨石，這些顆粒通過摩擦被牽引或拖曳在管道床上。如果水流非常強大，它們可能會被鹽沙跳躍地短距離彈跳。根據流動條件，沙子可以是底載荷的一部分或懸浮載荷的一部分。底載荷的移動速度比水流的速度慢，因為顆粒的運動是間歇的。顆粒可以單個或成組滾動和滑動。一旦運動起來，大顆粒比小顆粒更容易且更快地移動，而圓形顆粒比扁平或角形顆粒更容易移動。溪流的適應能力定義為溪流能夠以底載荷的方式移動的最大顆粒尺寸。其容量定義為它能夠以底載荷的方式攜帶的最大碎片量。
除了這三種載荷外，懸浮載荷和底載荷有時被統稱為固體碎料載荷或顆粒載荷。一些水文學家使用的沖襲載荷一詞是指沉積物載荷中包含的顆粒比管道底部的顆粒細。它由在更多或更少地保持懸浮的非常小的粘土粒子組成。
■ 溪流的侵蝕和輸送
溪流可以通過腐蝕、磨蝕和汽蝕來侵蝕它們的管道和床。腐蝕是與溪流水接觸的管道和岸坡材料的化學風化。磨蝕是水流上的表面被水體中的顆粒的衝擊或磨擦作用而磨損。侵蝕是一種磨蝕形式，其中水的剪切力在無需顆粒的幫助下粉碎基岩。在沖積管道中，水力挖掘是僅通過水的衝擊來去除鬆散物質。汽蝕僅在流速高時發生，例如在瀑布底部、急流中以及某些人工導管中。它涉及由快速流動的溪流中的壓力變化產生的內爆氣泡釋放的衝擊波，這些氣泡像錘子一樣撞擊管道壁，引起快速侵蝕。這三個主要的侵蝕過程都受到溪流中可能形成的渦旋的幫助，這些渦旋可能從溪床吸取材料。
溪流可能會向下或向側面侵蝕它們的管道。在沖積管道床（由水流沖積物形成的床）中，當砂礫被淨去時，就會發生垂直侵蝕。在基岩管道（切割到基岩的管道）中，管道底載荷的磨蝕導致垂直侵蝕。橫向侵蝕是指管道岸坡被侵蝕，通常是由於被削弱，進而導致崩塌。
流動水體侵蝕和輸送岩石和沉積物的能力取決於流流的動能（運動能量）。動能Ek等於質量和速度的乘積的一半，因此對於溪流，可以定義為
Ek = mv2/2
其中m是水的質量，v是流速。如果用Chézy方程（p. 193）替代速度，則方程式變為
Ek = (mCRs)/2
這個方程顯示，溪流中的動能與水力半徑R（在大河中幾乎與深度相同）和管道坡度s的乘積成正比。簡而言之，溪流越深越快，其動能越大，侵蝕潛力越大。該方程還符合杜博伊斯方程，該方程定義了管道底部的剪應力或牽引力（τ）：
= gds
其中（γ）是水的比重（g/cm3），d是水深（cm），s是以坡度角的正切表示的管道坡度。溪流的能力來移動鵝卵石 - 其適應性 - 在很大程度上由深度和坡度（或速度的平方）的乘積確定。當它所創建的剪切力等於或超過移動鵝卵石所需的臨界剪切力時，它可以移動質量m的鵝卵石，該剪切力由鵝卵石的質量、形狀和位置相對於水流確定。在沙礫灘中的卵石通常發展出一種重疊的結構（類似屋頂上的瓦片），對侵蝕特別抵抗。在重疊的結構中，卵石的長軸位於流動方向上，其第二長軸與流動方向平行，向下傾斜。因此，每個卵石都受到其上游相鄰卵石的保護。只有在發生高流量
一系列的實驗使Filip Hjulstrøm（1935年）能夠建立流域流速與其侵蝕和輸送特定細微性的能力之間的關係。這些關係方便地表達在經常重現的Hjulstrøm圖（圖9.5）中，涵蓋了各種細微性和流速的範圍。上曲線是一個帶狀圖，顯示了給定大小的顆粒開始侵蝕的臨界速度。該曲線是一個帶而不是單一線，因為臨界速度部分取決於顆粒的位置和它們在床上的方式。請注意，中等沙子（0.25-0.5毫米）在最低速度下被侵蝕。盡管黏土和絲綢顆粒比沙顆粒小，但需要更高的速度才能發生侵蝕，因為它們位於層流底部區域，而在黏土顆粒的情況下，是因為它們之間的凝聚力將它們固定在一起。 Hjulstrøm圖中的下曲線顯示了已經在運動中的顆粒不能進一步運輸並落到管道床上的速度。這稱為下落速度。它不僅取決於顆粒大小，還取決於密度和形狀，以及水的黏度和密度。有趣的是，由於水的黏度和密度隨著流域攜帶的沉積物量的變化而變化，流速和沉積之間的關係變得復雜。隨著流速減小，較粗的顆粒開始下降，而較細的顆粒保持運動。結果是不同的沉降和沉積物分選。黏土和絲綢顆粒在速度為1-2釐米/秒時保持懸浮，這就解釋了為什麼懸浮載荷沉積物不會被傾倒在溪床上。上曲線和下曲線之間的區域定義了不同大小的顆粒被輸送的速度。上下線之間的差距越大，輸送就越連續。請注意，大於2毫米的顆粒的差距很小。因此，僅在臨界速度略高的地區侵蝕的碎石片會被沉積，這可能位於侵蝕點附近。作為一個經驗法則，對於大於0.5毫米的顆粒，侵蝕開始的流速大致與細微性的平方根成正比。或者，換句話說，最大粒徑的侵蝕是流速的平方成正比。
需要注意的是，基於實驗室條件的Hjulstrøm圖不易應用於自然水道，那裡流動條件可能會迅速變化，床層沉積物通常是混合大小的，而岸坡侵蝕是沉積物的來源。此外，Hjulstrøm圖僅適用於沖積管道中的侵蝕、輸送和沉積。在基岩管道中，床層載荷會磨損岩床並引起垂直侵蝕。當靜止渦旋形成時，可能會形成一個小的凹坑，最終可能加深以產生深坑。
■ 河流源頭
溪流通常是在新暴露的表面上創建的，或者通過現有河道網絡的擴展而發展的。它們的形成取決於流水流過坡度，變得足夠濃縮以便發生河道切割。一旦形成，河道可能會成長，形成永久性特徵。 Robert E. Horton（1945年）首次正式提出了地形對坡面水文學的重要性，他提出需要一個關鍵的坡長來產生河道（參見第188頁）。關鍵長度被確定為需要產生霍頓過地流的邊界剪應力，該剪應力足以克服地表的阻力並造成沖刷。在霍頓的模型中，過地流在能夠侵蝕土壤之前必須達到一個臨界深度，在這個深度下，流動的侵蝕應力超過了土壤表面的剪切阻力（圖9.6）。霍頓提出存在著一個“無侵蝕帶”，因為在這裡流動深度不足以引起侵蝕。然而，隨後的研究已經證明，即使在坡頂上，一些地表沖刷也是可能的，盡管在這裡沖刷速度很慢，初期的小溝被雨點濺起。
進一步的研究表明，河道網絡特性和地形之間存在一系列關係，盡管推動這些關係的物理過程尚不太清楚。在半乾旱和乾旱環境中，霍頓過地流模型提供瞭解釋河道開始的合理補充框架，但對於潮濕地區則不適用。 Thomas Dunne（1980年）對潮濕地區的河道進行的研究顯示，地下水和地下流通可能會創建河道。在潮濕地區，河道的形成更多地與地表和地下流匯合的位置有關，通常位於坡度凹陷區域和現有排水線的旁邊，而不是過地流的臨界距離。溝渠可以因地下流突然爆發而在接近坡底的地表形成。因此，在潮濕地區，通道開始很可能發生在地下管道存在的地方。管道網絡可以通過屋頂坍塌或通過管道出口下游的徑流和侵蝕集中來幫助啟動通道的發展。管道在半乾旱地區也可能很重要。通道開始也可能發生在斜坡滲透和類似的大規模運動主導土壤蠕變和類似蠕變過程的地方（例如，Smith和Bretherton 1972; Tarboton等，1992年; Montgomery和Dietrich 1988, 1989）。最近在日本本州中部赤石山脈的東五十地區的研究顯示，表面和地下流動在深切的子流域中創建了大多數河道源頭，盡管在河道源頭周圍也發生了許多山崩（Imaizumi等，2009年）。
河流沉積
河流可以在其沿程的任何地方沉積物質，但它們主要在山谷底部，在坡度較低的地方，坡度突然變化的地方，或者在通道流分支的地方，深度和速度減小。 Hjulstrøm圖（第196頁）定義了固體載荷顆粒被沉積在流床上的近似條件。識別了四種類型的水道沉積物：通道沉積物、通道邊緣沉積物、河岸洪泛平原沉積物和山谷邊緣沉積物（參見表9.2）。在研究流沉積物時，有必要從流域內的侵蝕和沉積物的廣泛視角來進行研究。河流侵蝕和沉積是在洪水事件中發生的。隨著洪水的流量增加，侵蝕率上升，河床被沖刷。隨著洪水的消退，沉積物在幾天或幾週內重新沉積。然後不會發生太多事情，直到下一次洪水發生。這種沖刷和填充週期將沉積物移動沿著河床。沖刷和填充以及通道沉積物在大多數溪流中都有。一些溪流積極地在其大部分流程中積累沉積物，而許多溪流在其上游部分不積累沉積物。Alluviation是影響流域大部分流系統的大規模沉積作用。它是由填充在長時間內支配沖刷的填充產生的。通常情況下，沖刷和侵蝕支配上游通道，而填充和沉積支配下游通道。這種模式是由於上游通道的更陡坡度，更小的水力半徑和更粗糙的通道促使侵蝕；下游促使沉積物沉積的坡度更淺，水力半徑更大，通道更平滑。此外，適合用於沉積的平坦低地通常在下游地點更常見。
可以通過計算流域中的河流或山谷儲存的泥沙預算來研究Alluviation。在時間間隔內存儲的變化是泥沙增益和泥沙損失之間的差異。在增益超過損失的地方，存儲隨之增加，通道或洪水平原或兩者的沉積物隨之增加。在損失超過增益的地方，通道和洪泛平原會被侵蝕（降解）。然而，損失抵消增益以產生穩態的可能性也是有的。然而，這種情況非常罕見。通常情況下，山谷存儲和通量符合自然條件下的四種常見模式之一（Trimble 1995）：濕潤地區的準穩態，通道的垂直堆積和洪泛平原的堆積，山谷沖刷（arroyo cutting），山區和乾旱地區的溪流的間歇性收益和損失（圖9.7）。
9.4 河流侵蝕地貌
流動的水切割了陸地表面，形成了小溝、小峽谷和河道。
小溪和小溝Rills and gullies
小溪是被短暫的細流切割出來的幾釐米寬且幾釐米深的小山坡通道。它們漸變成小峽谷。小溝的任意上限是小於0.3米寬和0.67米深。任何大於這個大小的山坡通道都被稱為小峽谷。小峽谷介於小溝和河床之間，河床是更大的河道。它們往往又深又長，狹窄，連續或不連續。它們不像山谷那樣長，但深度足以阻止車輪車輛穿越或被犁“抹平”。它們通常從頭部或瀑布開始。小峽谷有許多當地名稱，包括dongas、vocarocas、ramps和lavakas。目前，許多峽谷似乎是由於人類對地表的修改導致山坡系統失衡而引起的。峽谷，也稱為wadis、washes、dry washes和coulees，是乾旱和半乾旱地區的短暫溪流通道。它們通常有陡峭或垂直的牆壁和平坦的沙質地面。在季節性或不規則的降雨中，洪水通常會沿著通常乾燥的峽谷流下，引起相當大的侵蝕、運輸和沉積。
岩床河道
河流河道可能會切割岩石和沉積物。通常區分沖積河道和岩床河道，但許多河流河道形成在沖積和岩床的結合中。岩床可能與厚厚的沖積填充物交替出現，或者岩床可能位於薄薄的沖積層下面。河道的三種主要類型是岩床河道、沖積河道和半控制或管道化河道。
岩床河道被侵蝕成岩石。它們對侵蝕具有抵抗力，並且往往持續很長時間。它們可能在不那麼抵抗侵蝕的岩石中橫向移動。河流侵蝕進入岩床的速度對於長期景觀演化的研究以及氣候、侵蝕和構造之間的聯繫的研究至關重要，因為它決定了山區長期景觀變化的方式和節奏（Whipple 2004）。大多數河流在上游切割到岩床中，那裡的坡度陡峭，載荷較粗。然而，一些河流，例如非洲的許多河流，在其上游部分流經沖積層，並在下游部分切割岩床（參見第99頁）。岩床河道的研究不夠深入，大多數關注點都集中在河道床上的刮痕和深坑等小尺度侵蝕特徵上。岩床河道的長剖面通常比沖積河道的長剖面更不規則。不規則性可能是由於更抵抗侵蝕的岩層的出現，由於在基水位下降的凹槽下游的坡度陡峭，由於斷層，或者由於山體滑坡和其他大規模運動在河道中堆積了一堆碎屑。急流和瀑布通常標誌著它們的位置。
鑑於許多種岩石都具有抵抗侵蝕的能力，岩床河道可能是蜿蜒的似乎是不太可能的。然而，水準層理中會形成切割的蜿蜒曲線。當一條蜿蜒的河流在沖積層上下游時，它會進食到下麵的岩床中。削溝蜿蜒曲線，例如美國猶他州聖胡安河中的那些，是對稱的形式，它們是在下切速度足夠快以限制側向蜿蜒遷移的情況下演化出來的，這種情況會在大規模基水位下降引發一個上游的水準線的情況下發生（圖9.2）。長成蜿蜒曲線是不對稱的，是由於蜿蜒遷移側向移動以及由於區域變形而緩慢下切造成的。當兩個側向遷移的蜿蜒切穿岩床尖端時，會形成自然拱門或橋樑（第415頁）。
泉水有時會切入岩床。許多泉水從泉水水所挖掘的凹口、通道或峽谷中湧出。位於美國愛達荷州南部蛇河峽谷的“方補充框”是由泉水切割出的，現在在峽谷頭部湧現。
沖積河道
沖積河道形成在被流動水體運輸的沉積物中，這些沉積物曾經，而且正在不斷地運輸。由於沖積物的主要顆粒大小存在很大的變異性，從粘土到大石塊都有，因此它們非常多樣化。由於沖積物通常無法抵抗侵蝕，因此隨著流量、沉積物供應和其他因素的變化，它們的形態可能會發生很大變化。在平面視圖中，沖積河道展示了代表分級系列的四種基本形式 - 直線、蜿蜒、編織和分網（圖9.8a）。流浪河道有時被認為是蜿蜒河道和編織河道之間的中間等級。分流河道是另一個類別（圖9.8b）。
■ 直線河道
這在自然界中不常見。它們通常限於自身由於斷層或節理施加的結構控制而保持直線的V型山谷的一部分。平坦山谷底的直線河道幾乎都是人為的。即使在直線河道中，河道的最深處（thelweg）通常也會從一邊到另一邊彎曲，長剖面通常會顯示出一系列深淺不一的部分（池塘和潭壩，參見第223頁），就像蜿蜒的河流或編織的河流一樣。
■ 蜿蜒河道
蜿蜒的河道在洪水平原上像蛇一樣蜿蜒前行（圖9.3和圖9.4）。直線和蜿蜒之間的分界線是通過將河道長度除以山谷長度來計算的，定義為1.5的蛇行度。水流以一種特定的方式穿過蜿蜒（圖9.9）。這種流動模式鼓勵了彎曲外側岸壁的侵蝕和挖掘，以及彎曲內側岸壁的沉積和泥沙堆積的形成（潭壩）。蜿蜒的位置會發生變化，通過截流和通道轉移（分流）導致河道路線的改變。分流是河道路線突然改變，導致一段被遺棄的河道、一段新的河道和它們之間的較高地段（洪水平原的一部分）。蜿蜒可能會向下切割或切割。圖9.2顯示了美國猶他州南部聖胡安河的著名的切割蜿蜒。也可能形成切斷的蜿蜒曲線。
蜿蜒可以通過多種形態學參數來定義（圖9.10）。由於河道床的變化，自然蜿蜒很少完全對稱和規則。然而，對於大多數蜿蜒的河流來說，形態參數之間的關係給出了一個一致的圖像：蜿蜒波長約為河道寬度的十倍，約為曲率半徑的五倍。
蜿蜒在岸壁抵抗侵蝕的地方受到青睞，因此形成了深而窄的河道。然而，河流蜿蜒的原因尚不完全清楚。想法集中在以下幾個方面：（1）河流內能量的分佈和消散；（2）螺旋流動；和 （3）岸壁侵蝕、沉積物負載和沉積之間的相互作用。已形成共識，即蜿蜒是由激流水對可移動的河道岸壁的內在不穩定性引起的。
■ 辮狀河道
編織河道（圖9.5和圖9.6）基本上是堆積地形，發生在流量分為一系列由累積的沉積物分隔的編織，這些編織之間有島嶼或沙洲（參見Best和Bristow 1993）。這些島嶼支撐著植被，並持續存在很長時間，而沙洲則不太持久。一旦沙洲在編織河流中形成，它們迅速被植物占領，從而穩定了沙洲沉積物並形成島嶼。然而，抵消穩定過程的是高度可變的河流流量，它鼓勵了通道中的退化和堆積的交替階段，並阻礙了植被的建立。一些編織河流在一個地點有二十個或更多的河道。 編織河道通常形成在以下情況下：（1）流體能量高；（2）通道坡度陡峭；（3）來自山坡、支流或冰川的沉積物供應充足，大部分粗粒物質被運輸為床層；和（4）岸壁材料易受侵蝕，允許通道相對輕松地側移。它們在冰川山區很常見，那裡的通道坡度陡峭，通道床非常多碎石。它們在沙床和淤泥床流中形成，其中沉積物負載較高，就像印度次大陸的布拉馬普特拉河的某些部分一樣。
分繞河道Anastomosing channels
分繞河道具有一組分流河道，這些河道分支並重新加入主幹流（圖9.7）。它們讓人聯想到編織河道，但編織河道是單一通道形式，其中流體被分散到通道中的障礙物周圍，而分支河道是由岩石或穩定的沖積物分隔的一組相互連接的通道。分支河道的形成有利於在橫向擴展受限的地點，涉及高懸浮沉積物負載的增長制度。
分繞河道很少見：蘇格蘭的Feshie河是英國唯一的例子。
分支河道
分支河流由被植被覆蓋的和半永久的沖積島嶼或沖積脊分隔的多個通道組成。這些島嶼是在洪水平原上被切割出來的，或者是由沉積物的堆積在通道中形成的。分支河道是一種相對不常見但廣泛分佈的通道模式，可能同樣影響著直線、蜿蜒和編織的河道（圖9.8）。有利於分支河道發展的條件包括頻繁的洪水、抵抗侵蝕的河道岸壁，以及阻塞或限制河道並觸發截流的機制。澳大利亞內陸的分支河流似乎是低角度斜坡和不規則的流量制度的結果。新南威爾士州西南部沖積平原上的分支河流在愛德華德和默里河的100公里以上地區形成了一個複雜的網絡；例如，Beveridge Island長約10公里，位於默里河的兩個粗略相等的支流之間。位於愛丁堡附近的北平原似乎是一種穩定的河流模式，旨在保留低坡度通道中相對粗砂的通行能力，這些通道特點是其中有豐富的植被且下游流量逐漸減少（Tooth和Nanson 1999）。
山谷通道
山區排水區具有自己特有的通道形式。基本的通道過程與其他流域相同，但山區河流往往受限，坡度過程和河邊植被可能在其發展中發揮重要作用，並且它們通常包含大量木質碎屑。有七種通道段類型：堆積、基岩和五種淤積通道類型 - 層流、臺地-池、平床、池-潭和沙丘紋（圖9.11）。淤積通道的形式反映了特定的粗糙配置，調整到沉積物供應和輸送能力的相對大小：陡峭的淤積通道（層流和臺地-池）具有較高的輸送能力和較低的沉積物供應，因此對流量和沉積物供應的變化具有抵抗力；低坡度的淤積通道（池-潭和沙丘紋）具有較低的輸送能力和較大的沉積物供應，因此對沉積物供應和流量的變化具有顯著且長時間的反應（Montgomery和Buffington 1997）。
水力幾何
水流量對通道形態、流動阻力和流速的控制影響在水力幾何學的概念中有所探討。這個概念的關鍵是流量方程式：
Q = wdv
其中Q是河流流量（m³/s），w是河流寬度（m），d是橫截面中的平均深度（m），v是橫截面中的平均流速（m/s）。水力幾何學考慮了平均通道形態和流量之間的關係。它在一個站點（河流沿特定點的流量變化）和下游（河流沿河流的流量變化）進行。流量是獨立變數，通道形態（寬度、深度和速度）是依賴變數。在站點處，依賴變數是流量的冪函數（Leopold和Maddock 1953）：
w = aQb
d = cQf
v = kQm
指數表示流量每增加一個單位，水力變數（寬度、深度和速度）的增加。曼寧摩擦系數和坡度可以添加到依賴變數列表中（Singh 2003）。現在，流量是寬度和深度（橫截面面積）以及速度的乘積，因此：
Q = wdv = (aQb)(cQf)(kQm)
可以寫成 Q = wdv = ackQb+f+m
因此，
ack = 1，並且b + f + m = 1
指數的值因地點、氣候和流量條件而異。似乎存在著一種河流在主導流量和沉積物載荷之間建立穩定狀態的趨勢。在同一條河流上遊行，隨著流量增加，寬度、深度和速度都會正規地增加。依賴流量的下游水力變數和獨立流量之間的關係可以表達為一組類似於站點處關係的方程式：
w = hQr
d = pQs
v = nQt
一般而言，在沖積通道中，均流速度和寬深比（w/d）都會隨著流量的增加而在下游增加。如果流量保持不變，那麼wdv的乘積也不會改變。寬度、深度或速度的任何變化都會引起另外兩個分量的補償性變化。如果河流的寬度減小，那麼水深將增加。通過Manning方程中所表達的關係（第193頁），增加的深度將導致增加的速度。反過來，增加的速度可能會引起河岸侵蝕，進而擴寬河流，將系統恢復到平衡狀態。這些補償性變化是保守的，因為它們運作以實現大致連續和均一的能量損失速率 - 通道的幾何形狀旨在將總能量消耗降至最低。儘管如此，寬度、深度和速度之間的相互作用在某種程度上是不確定的，難以預測特定流通道速度的增加。此外，不同的流量變化對寬度、深度、速度和其他通道變數的影響速率不同。底床形態和寬深比通常是最具反應性的，而通道坡度則最不具反應性。另一個困難在於瞭解通道調整到哪個流量。M. Gordon Wolman和John P. Miller（1960）的早期研究表明，具有5年循環間隔的最大流量是主要流量，但最近的研究顯示，隨著水文變異性或通道邊界阻力（或兩者）變大，通道形態往往會調整到不太頻繁的洪水。關於通道形態和流量之間的關係的不確定性使得從遺址通道對過去水文條件的重建充滿了問題。儘管存在與之相關的問題（請參見Singh（2003）對這些問題的優秀討論），但水力幾何關係已經在預測通道變化、穩定運河和取水口的設計、河流流量控制工程、灌溉方案和河流改善工程等方面證明具有巨大的實用價值。
水文制度的變化可能導致沖積通道形態的完全改變，或者正如Stanley A. Schumm所稱的“河流變態”。這種通道的徹底重組可能需要幾十年甚至幾個世紀。集水區內的人為干擾通常會觸發這種變化，但也可能是由於沖積系統內部的閾值，獨立於流量和泥沙供應的變化而發生。一個很好的例子來自美國西部，在這裡，當沉積造成沖積谷地地面超過閾值坡度時，通道被割切。隨著通道向上游切割，增加的泥沙供應引起了下游河段的沖積和編織。當割切停止時，流頭產生的泥沙減少，並且在下游河段開始割切。在達到平衡之前，會發生兩到三次這樣的沖積-割切週期。
河流縱剖面、基準面與坡降
河流的縱向剖面或長剖面是從源頭到入海口的水面線的坡度。流量在下游增加的河流具有凹凸不平的長剖面。這是因為流動水的阻力力取決於通道坡度和水深的乘積。隨著流量的增加，水深也增加，因此在下遊移動時，逐漸較低的坡度足以運輸底床沖積物。許多河流的長剖面並不平滑凹凸，而包含較平坦和較陡的部分。較陡的部分通常從坡面出露的堅硬岩石、局部構造運動、流量的突然變化或谷地發展的關鍵階段，如活躍的頭部侵蝕，可能會引起。德國萊茵河的長剖面如圖9.12所示。請注意，該河流長達1236公里，從源頭到入海口的垂直距離僅為0.24％的長度。在Schaffhausen附近的萊茵瀑布和Bingen下方可以看到坎普點。大多數長剖面很難僅通過沖積過程來解釋，特別是對於大河而言，這些通常是歷史悠久、有著獨特構造和其他可能影響其發展的事件的老河流。即使是在瑞士阿爾卑斯山和新西蘭南阿爾卑斯山中切割岩石的年輕河流也有坎普點，這些坎普點似乎是由大型岩石坡失敗引起的（Korup 2006）。
基準面是河流可能的下切最低高程。任何河流的最終基準面都是其流入的水體 - 海洋、湖泊，或在某些封閉盆地的情況下是遊騎場或鹽湖（第227頁）。主通道也阻止支流進一步下切，因此提供了一個基準面。局部基準面來自抗壓岩層、木材殘骸的堰壩、河狸堰壩和人造大壩、堰壩等。萊茵河的複雜長剖面有三個段，每個段都有一個局部基準面。第一個是康士坦茨湖，第二個位於巴塞爾下方，在那裡，上萊茵平原位於萊茵裂谷內，第三個位於邦恩下方，那裡的下萊茵灣是河口上方的區域基準面（圖9.12）。
如J. Hoover Mackin（1948）所定義，坡度是河流系統的一個狀態，在這個狀態中，控制變數和基準面是恆定的：
坡度的河流是指在多年的時間內，坡度被微妙地調整，以提供具有可用流量和流通道特徵的，能夠運輸由集水區提供的負荷所需的速度。坡度的河流是一個平衡的系統；其特徵是任何控制因素的任何變化都將引起平衡向趨於吸收變化效應的方向的位移。
如果基準面發生變化，則河流通過改變其通道坡度（通過堆積或削減）或改變其通道模式、寬度或粗糙度來調整其坡度。然而，由於控制變數通常變化的頻率通常比通道性質的反應時間長，所以坡度的河流顯示出一種準平衡而非真正的穩定狀態。
流域集水區與河道網絡
一個河流系統可以被視為一個網絡，其中節點（流端和匯合點）由鏈接（河流）相連。河流段或鏈接是河流網絡的基本單元。流次用於表示河流段之間的階層關係，並允許根據大小對排水流域進行分類。流次是河流網絡的基本特性，因為它與通道段的相對流量有關。存在幾種流次排序系統，最常用的是由Arthur N. Strahler和Ronald L. Shreve設計的（圖9.13）。在Strahler的排序系統中，從流源流出且沒有支流的河流段被表示為一級河流段。通過將兩個一級河流段連接在一起形成二級河流段，通過將兩個二級河流段連接在一起形成三級河流段，依此類推。當一個一級河流段被低級的河流段連接時，流次不增加。Strahler的系統不考慮距離，所有四級流域被視為相似的。另一方面，Shreve的排序系統將一個河流段的大小定義為餵養它的支流的總數。河流大小與貢獻進流的總流域面積的比例密切相關，因此它為小型河流系統的相對流量提供了良好的估算。
Strahler的流次已經應用於許多河流系統，並且在統計上被證明與許多排水流域形態要素相關。例如，每個流次的平均流坡度近似為一個倒數幾何級數，其中第一項是一級流的平均坡度。一個常用的拓撲特性是分流比，即一個流次的河流段數量與下一個最高級別的河流段數量之間的比率。通常使用平均分流比，因為不同連續流域的比率值會略有不同。在相對均質的岩石情況下，分流比通常不超過五或少於三。然而，在非常長的流域中，存在著軟和耐腐蝕地層的狹窄交替露頭的情況下，可能存在十個或更多的值。
河流網絡和排水流域的主要幾何特性列於表9.3中。其中最重要的可能是排水密度，它是排水流域的單位面積上平均通道長度。排水密度是衡量陸地表面上河流出現頻率的指標。它反映了侵蝕力和地表抵抗之間的平衡，因此與氣候、岩性和植被密切相關。排水密度可以在坡度較緩、降雨較少且基岩具有滲透性（例如砂岩）的情況下低於5 km/km2，也可以在岩石不滲透、坡度陡峭且降雨量高的高地區（例如無植被的黏土“荒地”）達到500 km/km2以上的更大值（參見圖9.8）。氣候對於某些半乾旱環境中排水密度非常高的流域很重要，這似乎是由地表逕流的普遍性和新河道的相對容易形成所引起的。植被密度對於確定排水密度具有影響力，因為它束縛了地表層，防止了地表逕流集中於明確的線路上，並防止了侵蝕小的河道，這些河道可能發展成為河流通道。植被減緩了地表逕流速率，有效地儲存了部分水分，並且排水密度還與地表逕流的長度相關，該長度大致等於兩倍排水密度的倒數。 而且，重要的是，它確定了距離河流到山谷分水嶺的距離，這對任何景觀的一般外觀都有很大影響。
對河流網絡的早期研究表明，純粹隨機的過程可以生成具有與自然系統相似的拓撲特性的河流系統（Shreve 1975; Smart 1978）。這種隨機模型思維在河流網絡研究中具有極大的影響力。然而，後來的研究識別出了河流網絡拓撲的許多規律性。這些系統性變化似乎是由各種因素引起的，包括低級流域需要互相契合、山谷的曲率以及山谷轉向下游遷移的需要，以及山谷側面的長度和坡度。這些因素在大流域中更加明顯，但在小流域中也存在。
褶皺、河流和排水模式
地形學家曾根據河流與其發展的初始地表的關係來描述各個單獨的河流。隨後的河流沿著弱點，例如軟岩層或沿著岩石的擊打方向的斷層，而發展成沿著岩石的斜坡的傾斜面流下來，並且是預期的初始地表的坡度的結果。發展沿著弱點的河流是隨後的河流。隨後的河流開鑿出新的山谷，並創造出由次級結果或次級河流排水的新坡度，這些次級河流流向與結果河流相同的方向，以及反向流動的逆向河流。這種命名已不再使用，因為它基於假定不同河流的起源具有預定的時間順序。事實上，整個陸地區域從一開始就排水，並且明顯不是某些部分在主要排水通道演變之前保持未排水。現代的河流命名基於排水發展的結構控制（圖6.16）。在岩層傾斜的區域，通常沿著擊打方向發展河流。擊打方向的河流挖出擊打山谷，這些山谷由擊打山脊分隔。擊打河流的支流幾乎以直角進入。沿著浸潤坡度流下的支流是浸潤河流，而與浸潤坡度相反的是抗浸潤河流。浸潤河流和抗浸潤河流的長度取決於浸潤的角度。在浸潤較緩的地方，浸潤河流比抗浸潤河流長。當浸潤非常陡峭，例如在豬背上時，浸潤河流和抗浸潤河流的長度大致相同，但通常抗浸潤坡的排水密度更高，等高線更加錯綜複雜，因為抗浸潤河流利用了堅硬岩層中的節理，而浸潤河流僅僅流過地表。
大多數河流網絡適應了區域坡度和地質結構，選擇出底層岩石中的主要裂縫。河流網絡與地質結構之間的高度一致性在九種主要排水模式中表現得明顯（Morisawa 1985）。還可以添加第十個類別，即不顯式模式的不規則或複雜排水，以及第十一個類別，即混亂排水，它形成在新暴露的土地上，例如在不斷後退的冰川下麵的土地上，那裡幾乎沒有結構或基岩控制，排水特徵是具有不規則的河流路線，短支流，湖泊和沼澤。圖9.14顯示了主要排水模式的主要類型以及它們與結構控制的關係：
排水模式，河流和排水系統
地形學家曾根據河流與其發展的初始地表的關係來描述各個單獨的河流。隨後的河流沿著弱點，例如軟岩層或與岩石的擊打方向平行的斷層，發展成隨後的河流。隨後的河流開鑿新的山谷，並創造出由次級結果或次級河流排水的新坡度，這些次級結果或次級河流流向與隨後的河流相同的方向，以及反向的逆隨後河流。這種命名已不再使用，因為它基於假定不同河流的起源具有預定的時間順序。事實上，整個陸地區域從一開始就排水，並且明顯不是某些部分在主要排水通道演變之前保持未排水。現代的河流命名基於排水發展的結構控制（圖6.16）。在岩層傾斜的區域，通常沿著擊打方向發展河流。擊打方向的河流挖出擊打山谷，這些山谷由擊打山脊分隔。擊打河流的支流幾乎以直角進入。沿著浸潤坡度流下的支流是浸潤河流，而與浸潤坡度相反的是抗浸潤河流。浸潤河流和抗浸潤河流的長度取決於浸潤的角度。在浸潤較緩的地方，浸潤河流比抗浸潤河流長。當浸潤非常陡峭，例如在豬背上時，浸潤河流和抗浸潤河流的長度大致相同，但通常抗浸潤坡的排水密度更高，等高線更加錯綜複雜，因為抗浸潤河流利用了堅硬岩層中的節理，而浸潤河流僅僅流過地表。
大多數河流網絡適應了區域坡度和地質結構，選擇出底層岩石中的主要裂縫。河流網絡與地質結構之間的高度一致性在九種主要排水模式中表現得明顯（Morisawa 1985）。還可以添加第十個類別，即不顯式模式的不規則或複雜排水，以及第十一個類別，即混亂排水，它形成在新暴露的土地上，例如在不斷後退的冰川下麵的土地上，那裡幾乎沒有結構或基岩控制，排水特徵是具有不規則的河流路線，短支流，湖泊和沼澤。圖9.14顯示了主要排水模式的主要類型以及它們與結構控制的關係：
Adrian E. Scheidegger最近的研究揭示了一些地貌景觀中排水線的強烈構造控制。在尼泊爾東部，大部分情況下，一致東至西的節理走向在很大程度上決定了河流的方向（Scheidegger 1999）。在加拿大安大略省西南部，普羅特羅葉紀地下岩石基底（加拿大盾地），位於更新世冰川沉積物之下，蘊藏著一個埋藏的基岩通道網絡。這些通道的方向與區域基岩節理的方向呈統計學上顯著的關係，這些節理是為了應對中大陸應力場而形成的。該地區的冰川後河谷也以與基岩節理類似的方向定位。基岩通道和現代河道都具有構造預設地形的特徵（Eyles和Scheidegger 1995；Eyles等人1997；Hantke和Scheidegger 1999）。
結構和構造特徵，例如節理、斷層和線性地形，可能會產生基本上是直的河流，即河流的曲流發展有限（Twidale 2004）。節理和斷層可能會產生河流的短線性部分，通常幾十米長。較長的直河通常遵循區域性的線性地形模式，一個例子來自澳大利亞中部和北部，那裡的長段多個沖積河，包括Finke River，Georgina River，Thompson River，Darling River和Lachlan River，追蹤了底層岩石中的線性地形。Darling River，流經第四紀沖積層，沿著昆士蘭東南部的St George和新南威爾斯西部的Menindee附近的古生代和中生代基岩的線性地形走向，長約750公里。
異常排水模式
異常排水違反構造控制，流經地質和地形單元。一種常見的異常模式是，當一條主要河流穿越山脈時，附近只有一小段距離的更容易路線。在美國東北部的阿巴拉契亞山脈，結構控制呈西南至東北走向，但主要河流，包括蘇士格哈納河，在西北至東南方向流動。這種橫向排水引發了各種假說：轉移、捕獲或劫持、先驅、複合、流動持久性和谷地印象。
■河道變遷
冰川冰、抬升的斷層塊、輕微褶曲和熔岩流都可能導致主要河流轉移。冰川冰是導致河流轉移最常見的因素。當冰川冰流過或逆著土地的區域坡度時，自然排水被封堵，形成冰前湖或冰堤邊緣湖。在最後一次冰川時期，歐亞大陸北部發生了排水的轉移（圖9.16；參見第285頁）。
墨累河被迫繞過卡德爾斷層塊，該斷層在晚更新世在澳大利亞維多利亞州的Echuca附近上升（圖9.17a）。澳大利亞昆士蘭西北部的Diamantina River被更新世時期的Selwyn Upwarp轉移（圖9.17b）。斷層也可能轉移排水）。
■ 河流襲奪
折曲山脈特有的格子狀排水模式是由於橫穿山脊或山脈的走向河流被襲來的。捕獲通常通過河流走向的突然變化來顯示，或者被稱為捕獲的轉折部位。
■ 先驅河流
先驅河流是指在地表抬升之前就在地表上發展的河流。當地表抬升時，該河流能夠迅速下切以保持其現有的走向，並在一個升起的地塊上切出峽谷。喜馬拉雅山的布拉馬普特拉河可能是一條先驅河流，但證明其先驅性是困難的。證明的問題適用於大多數疑似先驅河流的情況。
■ 複合河流
當一個在一個地質形成上建立的排水網切入到，並被下方的地質形成所繼承時，就會發生複合排水。複合模式可能與其上的地層結構不一致。一個典型的例子來自英格蘭湖區（圖9.18）。當前的放射狀排水模式是對石炭紀和可能白堊紀石灰岩膨脹的反應。這些河流穿過了石炭紀石灰岩的底部，進入了下方的古生代褶曲的變質岩和花崗岩中。放射狀排水模式在流經河流現在流經的基岩變形結構上持續存在，與其古生代基岩不一致。
■ 持久性河流
河流在適應特定結構時，下切時可能會遇到不同的結構。例如，環繞一個俯沖背斜的峽谷的走向河流可能會侵蝕下幾百米，然後被更堅硬的地層阻擋（圖9.19）。然後，該河流可能會被轉移，或者如果足夠強大，則可能削減抵抗層中的峽谷並形成被打破的峽口。
河谷
河谷如此普遍，以至於地貌學家很少對其進行定義，奇怪的是，他們傾向於忽略它們作為地形。真正的山谷只是陸地表面上的線性凹陷，幾乎總是比寬度長，底部傾斜。在特殊情況下，例如在一些過度加深的冰川山谷中（參見第266頁），山谷底部的某些部分可能是平坦的或者上斜的。山谷以各種大小存在，並有許多名稱，其中一些是指特定類型的山谷 - 小溪，溝渠，山峽，峽谷，深谷，小峽谷，凹地，小溪，溪谷，峽谷，山谷，小谷，溪谷和谷地。
通常情況下，山谷是由水力侵蝕創建的，但通常與構造過程一起。一些被稱為“山谷”的地貌幾乎完全是由構造過程產生的，並不是真正的山谷 - 加利福尼亞州的死亡谷是一個例子，它是一個半矮地塊。事實上，一些看似典型的水力地貌，包括河谷，河床和河谷，似乎基本上是構造地貌，經過風化和侵蝕修改而成。伯恩州奧伯蘭德的阿爾峽谷，瑞士裕拉的穆蒂埃-克魯斯峽谷，克裡特島的薩馬利亞峽谷，奧地利維也納森林的山谷和安大略省和紐約州的尼亞加拉峽谷都沿著預先存在的斷層和裂縫（Scheidegger和Hantke 1994）發展。侵蝕過程可能使它們變得更深更寬，但它們本質上是內源特徵，不是先前的河流產物。
就像雕刻它們的河流一樣，山谷形成主山谷和支流的網絡。山谷通過流水的作用變得更深，更寬，更長。山谷通過水力作用，侵蝕，磨損，搓洞，腐蝕和山谷底部的風化來變深。它們通過側向流侵蝕，以及山谷側邊的風化，量體移動和山谷側面的水文過程來變寬。它們通過頭部侵蝕，山谷曲線，擴展到底部新出露的土地，並形成三角洲來變長。
一些山谷系統非常古老-澳大利亞的金伯利地區在整個泛義諾期間一直是陸地，冰川時期幾乎沒有受到影響（Ollier 1991，99）。該地區的排水系統至少有5億年的歷史。已經在澳大利亞大陸識別出二疊紀，中生代，白堊紀中晚期和第三紀早期的排水系統。
9.5 河流沉積地貌
沖積河床地形
河床發展了多種地形，這些地形是由於與不規則的橫向或垂直速度分佈相關的湍流所產生的，這些湍流侵蝕和沉積沖積物。這些形式包括激流 - 深潭序列（見方補充框9.2）和波紋 - 反向波序列（圖9.21）。在陡峭的上游河流中，階梯經常與深潭交替出現，形成了階梯 - 深潭序列，其中形式最大程度地增加了對流動的阻力；當階梯間隔均勻且平均階梯陡度略微超過水道坡度時，似乎可以獲得最大流動阻力（Abrahams等人，1995年）。階梯 - 深潭可能類似於垂直維度上的 meanders，它們之所以形成是因為山區溪流無法在平面維度上調整能量消耗，而是在垂直維度上調整能量消耗，以產生沿著河道的節奏性碎石床形式，這些床形可能會在下游融入到激流 - 深潭序列中（Chin 2002）。
泛濫平原
除了山區的河流外，大多數河流都被一片稱為泛濫平原的中等平坦土地所包圍，該土地是在河流洪水期間沉積的碎屑形成的。頻繁發生的小洪水會覆蓋泛濫平原的一部分，而罕見的大洪水會淹沒整個區域。泛濫平原的寬度大致與河流流量成比例。下游密西西比河的活躍泛濫平原寬約15公里。在地勢平緩的地區，相鄰的泛濫平原可能合併形成沖積平原。
■ 凸形泛濫平原
大多數大河的低坡度泛濫平原，包括密西西比河，亞馬遜河和尼羅河，都是寬廣的，橫截面略微凸起，土地從河岸到山谷兩側的斜坡傾斜（圖9.22a）。凸起主要是由沉積作用產生的。底層載荷和懸浮物被沉積在低水道和其直接邊緣，而只有懸浮物被沉積在洪水盆地和後沼澤中。底層載荷比懸浮載荷積聚得更快，而在和靠近水道的地方，沉積比在泛濫區更頻繁。因此，通道岸邊和堤岸增長得比泛濫區快，可能高出1-15米。
■ 平坦泛濫平原
大多數小型泛濫平原的橫截面是平坦的或輕微凹陷的（圖9.22b）。在這些平坦的泛濫平原上，自然護堤很小或不存在，沖積平原輕輕上升到山谷側邊。 凹形泛濫平原受到河流不斷重塑的小泛濫平原區域的鼓勵。大多數中等大小的河流以及許多大河都具有主要由橫向堆積（在彎曲的彎道內沉積）形成的扁平泛濫平原。扁平泛濫平原也可能是由於編織河流中的沖積作用而形成的。
沖積扇
沖積扇是一個錐形的地體，形成於一條從山區流出的河流注入平原地帶（圖9.10）。沖積沉積物從扇形的頂部輻射狀散開，這個頂點是河流從山區流出的地方。輻射狀的河道切入沖積扇中。這些河道在靠近頂點的地方最深，並且隨著離頂點的距離增加變得較淺，最終與沖積扇表面匯合。沖積扇的沉積區域從扇面和扇頭前的平坦土地之間的坡度中延伸回來。曾經有一種觀點認為，沉積是由於河流在沖積扇頂點處的流水面上的坡度斷裂而引起的，但事實已經表明，只有在該點很少有坡度斷裂。沖積扇的坡度陡度取決於河流的大小和載荷的粗細，最陡的沖積扇通常與小河流和粗糙的載荷相關。沖積扇在乾旱和半乾旱地區很常見，但在所有氣候帶內都存在。它們在大小上差異很大。在澳大利亞的昆士蘭州，有些沖積扇在地形地圖或衛星圖像上很容易看到，但在實地無法識別，因為它們的半徑約為100公里，非常平坦。
沖積扇是動態地貌。氣候變化、構造運動和基面變化等外部環境力量以及過程和形態之間的內部反饋控制了它們的演變（Nicholas等人，2009）。內部反饋包括表流和通道化流之間的切換，由沉積和沉降引起，這可能會導致沉積物運輸能力的變化。數值模擬顯示，在外部力量的作用下，沖積扇大小、堆積速度、流寬和沉積物運輸能力之間的內部反饋可以在缺乏外部力量的情況下推動壯觀且長期（千年尺度）的沖積扇深刻侵蝕，上面超出了形成複雜序列的短期（十年至百年尺度）的水和沉積物供應波動（Nicholas和Quine，2007）。
活躍的沖積扇往往出現在乾旱和半乾旱的環境中。它們在內陸地區的封閉盆地中很常見，北美稱之為bolsons。bolsons被山脈包圍，山脈中的洪水帶有沉積物流入盆地。粗糙的沉積物被沉積形成沖積扇，這些沖積扇可能會合併形成稱為bajadas的複雜傾斜平原（圖9.11）。其餘的物質 - 主要是細沙、淤泥和黏土 - 會在水蒸發時從沙漠中沖出並沉積下來。沙漠的底部每千年積累幾釐米到一米的沉積物。當水填滿沙漠的最低處時，沉積的沉積物傾向於使地勢變得平坦。事實上，沙漠是地球上最平坦和最光滑的地形（圖9.12）。一個典型的例子是美國猶他州的博涅維爾鹽沼，非常適合高速汽車賽車，儘管一些沙漠中含有大的乾燥裂縫，因此需要謹慎。在澳大利亞和南美洲，沙漠通常被稱為salinas，而在非洲被稱為sabkhas或sebkhas。沙漠通常占據盆地沉積區域的2-6％。許多bolsons在更新世期間包含了永久性湖泊。
河階台地
地台是一個大致平坦的區域，其邊緣有上坡和下坡的表面限制。河流河階是河流下切後留在山谷側面的古老谷底的遺跡。位於水準岩層中的抗壓層可能會在山谷側面產生平坦區域 - 結構性的地台 - 因此要確定地台必須排除結構性控制。河流河階向下游傾斜，但不一定與活躍洪災平原的坡度相同。成對的河階形成於河流的垂直下切速度快於河道的橫向遷移速度時（圖9.23a）。未成對的河階形成於河道的橫向遷移速度快於下切速度時，因此河階是在山谷的每一側依次切割而形成的（圖9.23b）。
河谷的底部是河流河階形成的先決條件。存在兩種主要類型的河流河階，對應著兩種類型的河谷底部：基岩河階和沖積河階。
■ 基岩河階
基岩或strath河階始於河流穿越基岩而形成V形谷底的山谷（圖9.24）。通常，薄薄的礫石層覆蓋在平坦的側向侵蝕表面上。對該山谷底部的重新下切然後在深化的山谷斜坡上留下了先前谷底的遺跡，形成了岩地河階。岩地河階是長時間下切的指標，通常是由於構造上升所導致的。在上升的間歇期間，岩石地面會被橫向侵蝕切割。
■ 沖積河階
沖積或堆積河階是沖積河谷底部的遺跡（圖9.13）。一旦河谷通過垂直侵蝕形成，它可能會被沖積物填滿，形成一個洪水平原。然後，重新開始的垂直侵蝕會切穿沖積層，有時會在山谷側面留下堆積的河階。特定山谷中的沖積河階套件通常具有復雜的歷史，其中包括多個堆積和下切的階段，這些階段被橫向侵蝕的階段打斷。它們通常形成一個階梯，每一階（河階）之間都由升降梯級分隔。圖9.25顯示了法國中部洛瓦爾河上的河階的示意圖。
■ 河階的形成和遺存
有四組過程促使河流河階的形成：（1）地殼運動，尤其是構造和均衡運動；（2）全球海平面變化；（3）氣候變化；以及（4）河流捕獲。在許多情況下，這些因素會結合起來。由河流捕獲形成的河流河階是一個特殊情況。如果下游的下游流捕獲了一個基底較高的河流，那麼被捕獲的河流突然具有新的且更低的基底，然後深切進入其以前的谷底。這是一個一次性的過程，僅創建一個河階層次。地殼運動可能會引發下切的發作。全球海平面下降可能會導致從海岸向內陸的頭部侵蝕，如果海底比河流陡，則可能會導致這種情況。靜態的海平面有利於橫向侵蝕和山谷擴大。上升的海平面引發了不同的一組過程。在更新世的冰河 - 間冰期週期中，海平面上升和下降了100多米，刺激了歐洲許多海岸河谷的河階套件的形成，例如。
氣候變化影響河流流量以及運輸載荷的顆粒大小和體積（圖9.26）。位於斯瓦比亞 - 巴伐利亞阿爾卑斯前地的伊勒河和勒赫河上的經典河階序列是由於氣候從冰河到間冰期狀態再到冰期狀態的擺動而產生的。在半乾旱地區，極小的年降雨量變化可能會導致植被覆蓋物質的變化，從而改變河流的沉積物供應。在美國西南部，幹溝（短暫的小溪通道）在過去幾百年中顯示了沉積和河谷深化的階段，最近的河谷深化和河階形成階段大約持續了從1860年代到約1915年。
河階通常在山谷的一部分中倖免於侵蝕。河流彎曲處的滑坡坡度就是這樣的地方。河流遠離滑坡坡度，同時下切並且不會被河流削弱。在支流山谷的匯流處，河流會形成坡骨，這些地方也傾向於避免侵蝕。德國萊茵河中部的一些中世紀城堡 - 例如古滕費爾斯城堡和馬烏斯城堡 - 均建在支流山谷上游部分的受保護岩地露天地臺上。
湖泊三角洲
湖泊三角洲是在河流流入湖泊的地方沉積的沖積物堆積物。從河流流入湖泊，水流減慢，水的攜帶沉積物的能力和能力也相應減小。只要沉積物的沉積速度快於侵蝕速度，湖泊三角洲就會形成。
9.6 對河流系統的人類影響
人類的農業、礦業和城市活動已經對河流造成了變化。本節將討論三個主題：河流沉積物的增加；水壩對流域流量、沉積物運移和河道的影響；以及河流的修改和管理。
河流沉積物增加
在北美，農業土地利用通常通過河流和風成過程將侵蝕速度加快十倍至一百倍。這種高沉積物輸送主要儲存在河流系統的某個地方，主要是在河道、水壩後面以及沖積和斜積地形中。文獻中的許多其他報告也支持這一結論。隨著世界各地農田的成熟和更好的土壤保護實踐的發展，人為侵蝕可能比幾十年前少（例如Trimble 1999）。然而，整體而言，通過河流過程沉積物運移已經顯著增加。全球估計的數量差異很大：一項研究根據使用的情景給出了24-64十億噸/年的散裝沉積物範圍（Stallard 1998）；另一項研究計算每年移動多達200十億噸的沉積物（Smith等人2001年）。
河道和水壩
水壩對流量和沉積物運移造成了變化。一項關於世界上633座最大水庫（最大貯水量為0.5立方公里或更多）的影響研究，以及對其他>44,000個較小水庫的潛在影響，顯示了水壩對流量和沉積物通量的強烈影響（Vörösmarty等人2003年）。它使用了居住時間的改變（否則自由流動的河水在水庫中停留的時間），再加上沉積物滯留功能，作為指導被困住的入流沉積物量的參考。在全球範圍內，個別水庫的排放加權平均居住時間改變為大型水庫為0.21年，小型水庫為0.011年。大型水庫攔截了全球河流排放的40％以上，其中約70％的排放保持了理論上的沉積物捕捉效率超過50％。進入大型水庫的所有排放的一半顯示出本地沉積物捕獲效率為80％或更高。
在1950年和1968年之間，大型水庫中的全球沉積物截留率從5％增加到15％；在1968年到1985年之間，它增加了一倍，達到30％，但隨後趨於穩定。一些大型流域，如科羅拉多和尼羅河，由於大型水庫的建設和流量轉移，幾乎完全截留。從沉積物截留率的角度看，受到最嚴格調控的排水區位於歐洲。大型水庫也在北美、非洲和澳大利亞-大洋洲強烈影響著沉積物截留率。全球範圍內，人工攔截潛在地在受調控的流域中截留了50％以上的流域尺度沉積物通量，其中大型水庫的排放加權沉積物截留率為30％，小型水庫的額外貢獻為23％。將受調控和未受調控的流域合在一起，所有45,000個已登記的水庫攔截的全球沉積物通量至少為每年4-5十億噸，占總量的25-30％。由於還有大約800,000個未登記的攔截水庫，還有另外但未知的影響。研究顯示，河流攔截是全球沉積物系統中的重要組成部分。水壩引起的流量和沉積物轉移的變化導致下游河道形態的變化。水壩下游的河流退化是世界各地的一個擔憂。很難一般化關于水壩下游河道反應的信息。圖9.27展示了預期的反應，時間尺度約為五十年，涉及降低沉積物載荷（圖9.27a）和洪水規模（圖9.27b）。圖9.27c展示了涉及支流匯合的特殊情況。在所有情況下，單一過程的變化可能產生四種河道反應之一。
河流改造和管理
水力環境為人類帶來許多挑戰。許多歐洲河流都是複雜的管理實體。在瑞士朱拉山區，一些河流的變化旨在改善航運，但卻不穩定了河道，需要第二組工程來糾正第一組工程的影響（Douglas 1971）。在萊茵河谷內，河道被運河化，流速非常快，以至於它沖刷其床。為了避免過度沖刷，已實行大規模而持續的沙石補充計劃。位於義大利東阿爾卑斯山區的皮亞韋河在流量減少和泥沙供應減少後經歷了顯著的河道變化（Surian 1999）。河道的寬度縮小到原來尺寸的約35％，在幾個河段中，河道形態已從編織型改變為漫遊型。在英格蘭，河流默西河在曼徹斯特南部的運河化導致了運河化區段下游嚴重的河岸侵蝕，電線塔已不得不搬遷（Douglas and Lawson 2001）。
到了20世紀80年代，對河流管理中環境敏感性的需求增加，以及硬性工程解決方案未能實現其設計壽命，或者將侵蝕問題轉移到河流系統的其他地方的認識，促使管理實踐的變革。不斷增加的證據和理論要求以地貌學方法來進行河流管理（例如Dunne and Leopold 1978; Brookes 1985）。因此，在英國，為了控制河岸侵蝕，河流管理者的實踐和觀念發生了兩個重大變化。首先，他們開始將河岸侵蝕納入整個河流系統的沉積動力學背景，並開始檢查河岸保護工作的上游和下游結果。其次，他們開始規定更柔軟、更自然的材料來保護河岸，包括傳統的植被，如柳樹、柳樹和白蠟樹，以及新的地理材料，以促進或協助自然植被的再生（Walker 1999）。如今的河流管理涉及來自多個學科的科學家 - 地貌學、水文學和生態學 - 以及保護主義者和各種用戶群體，如釣魚愛好者（例如Douglas 2000）。因此，在英國大曼徹斯特，默西河上游流域制定了一項結構計劃，包括洪水控制、棲息地恢復和洪水平原的休閒利用；同時，在該地區，默西河流域運動致力於改善水質和河谷設施，包括整個地區的工業用地再生（Struthers 1997）。
9.7 過去的河流景觀
河流系統對環境變化作出反應。它尤其對構造變化、氣候變化以及植被覆蓋和土地利用的變化具有高度敏感性。構造過程對河流和排水模式的一些影響已在本章的前文中討論過。氣候變化在現今的未配合河流（流量現在太小，無法創建它們所占據的山谷）、陷阱曲流和沙漠中的殘留河流特徵中得到證明。今天的極乾旱氣候沙漠中包含了由河流過程創建的地貌特徵 - 沖積扇、斜坡面和被河流雕刻出來的山谷。風蝕不容易消除這些特徵，它們作為先前潮濕時期的遺跡仍然存在。土地利用變化的地形效應在一些全新世河流系統的演變中是明顯的。羅馬人通過建造水壩、引水道和梯田改變了歐洲和北非的河流景觀。中國四川省岷江上的引水工程已連續運行了2000多年。在美國東北部，19世紀初期的森林清理和隨後的城市和工業活動極大地改變了河流。
為了更深入地探討這些觀點，本部分將探討更新世冰河間期對河流景觀的影響，探討美國全新世氣候和植被變化對其的影響，以及地中海山谷和德國河流系統的複雜全新世歷史。
更新世變化
對英國東部的早期和中期更新世河流和海岸古環境的研究顯示，河流能量的變化符合由軌道迫使（Rose等人2001年）決定的流域地貌過程的相對重要性（參見第258頁）。沉積物的細微性分佈和岩性表明，從低能量系統轉變為主要由懸浮載荷沉積物和局部重要的床載沉積物組成的高能量床載和床載沉積物組合，其中包含大量遠程物質的冰川輸入（圖9.28）。這種轉變與由21,000年進動週期主導的低幅度氣候變化切換到由41,000年傾斜週期主導的中幅度氣候變化相關。低幅度、高頻氣候變化持續到大約260萬年前，而中幅度、中頻氣候變化則從大約260萬年前持續到大約90萬年前。似乎從低到中氣候變化的轉變，特別是走向更冷氣候的趨勢，將有利於冷氣候過程的運作，如凍結作用和冰川作用。在這種氣候制度下，由季節性融水產生的河流最大流量能夠沿著河道和河流集水區攜帶粗粒沉積物作為床載。氣候變化的持續時間較長，可以使凍結作用和其他坡度過程將材料從山坡帶到山谷底部，冰川足夠大且次冰川物質到達冰川邊緣。這種情況使得河流網絡上游的物質能夠到達下游。在接下來的130萬年內，在冷氣候下的冷極過程中，床載物質穿越了河流系統。約在480,000年前，安格利亞冰川的到來，冰厚達到1000米，達到倫敦和布裡斯托爾，伴隨著長時間100,000年的偏心週期驅動的氣候變化，徹底改變了流域和地形。
全新世時期的變化
■ 美國河流沉積
美國早期有關沖積事件的討論引起了地貌學界一些重要學者的關注（參見圖9.3）。對美國河流系統對全新世氣候變化的反應的現代綜述認為，在不同植被覆蓋區域，河流的沖積事件大致在同一時間發生，並且隨著植被覆蓋減少，河流對氣候變化的敏感性增加（Knox 1984）。沖積事件發生在大約8,000到6,000年前，4,500到3,000年前，以及2,000到800年前。在8,000年前之前，由於植被變化和氣候迅速變暖，普遍發生了大規模的沖積。這一沖積事件的規模通常隨著向西增加而上升，並伴隨著更加乾燥和植被變化的增加。在8,000到7,500年前，侵蝕打破了沖積作用。盡管在東部和潮濕的中西部地區，這種侵蝕比例較小，但在西南部地區卻嚴重。在接下來的2,000年中，早全新世時期持續的緯向大氣循環引起了南部西南部和東部的溫暖乾燥條件，導致了除西南部以外的所有地方的沖積減少。雖然當時的東南部氣候溫暖而潮濕，但沒有遭受侵蝕，因為森林已經建立起來。從6,000到4,500年前，除了西南部之外，所有全新世的河谷填充物都被侵蝕了，西南部的沖積仍在繼續。廣泛的侵蝕階段是由於氣候變冷，改善了植被覆蓋，減少了沉積物載荷並促進了沖蝕；夏季大氣循環變得越來越緯向，因此帶來了更多的降雨和更大的洪水。西南部不受侵蝕影響，因為那裡的氣候變得更加乾燥，由於副熱帶高壓帶向北移動。大約在4,500到3,000年前，侵蝕和沉積速度放緩，但在3,000到1,800年前的許多地區再次上升。侵蝕和沉積強度因地而異。在中西部北部，發生了非常活躍的橫向河道遷移，伴隨著侵蝕和沉積。在大平原西緣的地方，出現了許多地方的沖積作用。在德克薩斯州的南部大平原地區，侵蝕和深谷削壁非常嚴重。然後，河流活動的強度再次減弱，一直保持平靜，直到800年前至19世紀末，才開始在大多數地區進行切割、填充和積極的橫向河道遷移。從這個和其他世界其他地方的沖積年表中可以得出的一個教訓是，河流系統對氣候變化的反應可能不會同步，因地區而異，部分原因是由於氣候的區域變化，部分原因是由於河流系統本身的閾值。
■ 地中海河流的沉積歷史 - 氣候變化還是人為失策
第3章 描述了Claudio Vita-Finzi對地中海河谷沖積填充歷史的經典研究。Vita-Finzi識別出兩個主要的填充物 - 一個是在冰川條件下形成的較老填充物，另一個是在羅馬帝國後期到中世紀的侵蝕事件下形成的較新填充物。Vita-Finzi將這兩種填充物都歸因於氣候變化。其他學者則指出人類活動是較新填充物的主要原因（參見Macklin和Woodward 2009）。對於位於希臘奧林匹亞附近地區的中世紀填充物的解釋 - 這個地方是古代奧林匹亞運動會的遺址 - 說明瞭氣候和人為原因之間的爭議。
奧林匹亞位於Alphéios河谷的北部，Kládheos小河流入這裡（圖9.29; 圖9.14）。奧林匹亞的神聖遺址Altis位於Kládheos小河以東，靠近Kronos山腳下。該遺址的發掘顯示了石建築，包括宙斯神廟、賽馬場和拜占庭堡壘。考古遺跡位於5-6米厚的淤泥之下，這些淤泥似乎開始在西元600年後積聚。在古代，Kládheos小河似乎處於比今天更低的水準，表明其河床可能是早更新世時期的。西元130年，奧古斯都皇帝統治時期建造的一條管道，用於排放運動員的浴室、廚房和衛生設施，如果不是在古代，那麼它就無法正常運作，因為Alphéios和Kládheos的平均水準比今天低約2米（Büdel 1982, 343）。在中世紀（較新）填充物沉積期間，Kládheos流域的水位比今天要高，其洪水平原掩埋了奧林匹亞的遺址和拜占庭堡壘。在中世紀填充物停止形成之後的某個時候，可能是在十四或十五世紀，Kládheos小河下降到接近其原始水準，沖破了主要位於其西側的羅馬限制牆。同時，Alphéios河向北偏移，侵蝕了賽馬場的遺址，形成了Kládheos沉積物尾部的懸崖，界定了一個中世紀露臺的邊緣（圖9.29）。這些變化似乎在十八世紀中葉停止了。
尤利烏斯·比德爾（Julius Büdel）（1982年，345頁）認為人類活動導致了河流活動的變化。他認為，從西元前1000年到西元500年左右，Alphéios的床基本上處於一個長時間的政治和農業穩定時期。他認為，中世紀的沖積期是由於一個有秩序的農業的破壞，一個允許來自廣泛地區的人們每四年湧入遊戲的神聖停戰的破裂，以及人口外流所引起的。然而，這一論點似乎是錯誤的：當該地區的人口增加並且土地得到更密集利用時，景觀保持穩定，但一旦人口減少，侵蝕就會開始（Grove和Rackham 2001，292頁）。對奧林匹亞周邊地區的更廣泛地區進行審查，可以將侵蝕問題放在不同的角度（表9.4）。
首先，Ládon河，Alphéios的一條支流，通過地下通道連接到Phenéos，一個大型喀斯特盆地。地下通道因地震以及周圍森林的樹木不斷洗入和洗出而堵塞和解堵。當堵塞時，在Phenéos形成湖泊。如果湖泊在流出之前達到100米，災難性的排放將拔起Ládon和Alphéios山谷的樹木並將它們沖走。在奧林匹亞下游約5公里處的Alphioússa附近的砂石場中，包含著附有根的樹幹，有些位於地表下約2米處，有些位於地表上，後者的放射性碳定年為過去300年。第二，Górtys的一個遺址位於Alphéios的上游支流上，顯示了三個坡度侵蝕和淤積的階段：史前、早期拜占庭時期和幾個世紀之後。這些額外的證據顯示了在所有集水區中引入單一原因的複雜性。在Alphéios，至少有兩次災難性事件使大量砂石脫落，拔起樹木並將其沖走。這些事件對Kládheos幾乎沒有影響，儘管Alphéios的砂石可能促使Kládheos捕捉更細的沉積物。在Górtys附近，位於Loúsios河，這是Alphéios的一條支流，發生了兩個歷史沉積階段，每個階段都後來被下切。考慮到該地區的構造不穩定性，不同區域在不同時間遭受大規模侵蝕或許不足為奇（Grove和Rackham 2001, 295頁）。
Karl Butzer（2005年）支持根據與高氣候變異間隔相關的極端降水事件觸發或加劇已經因人類活動而不穩定的景觀的解釋。他認為，這些事件導致易受侵蝕的坡度被洪水或沖刷侵蝕。然後，在大雨期間，被侵蝕的物質在凹凸的坡腳上形成了未經適當排序的坡積層，多餘的沉積物在大雨期間被帶入河流中。如果人類活動的減少允許植被恢復，穩定期就會到來。然而，如果人類壓力重新開始，景觀不平衡的次級階段將導致侵蝕的再次發生，河道的侵蝕，以及河道的編織。
■德國里普河的人類影響
裡普河的全新世歷史顯示了人類活動如何可以實質性地改變河流系統（Herget 1998）。裡普河起源於巴德利普斯普林，向西流經瓦塞爾的萊茵河下游。裡普河谷包括一個洪水平原和兩個全新世梯田，較年輕的被稱為奧厄或奧恩特拉塞，較老的被稱為因瑟爾特拉塞。這兩者都位於一個較老的梯田內 - 115,000至110,000年前的韋希塞利亞下梯田（圖9.30）。因瑟爾特拉塞（'島梯田'）是盧訥以西的下裡普河谷的一個地方特徵。它大約在8,000年前開始積累，於西元980年左右停止積累，作為被遺棄的通道所留下的獨立梯田島嶼存在。奧厄（或' towpath'）從源頭開始，非常寬，直到下游的河谷，形成了與河流通道平行的狹窄條帶。它比因瑟爾特拉塞年輕。全新世谷底的特徵在至少四個方面都不典型於中歐其他地方的谷底。首先，因瑟爾特拉塞僅局限於下裡普河谷;其次，在某些地方被分成兩個不總是容易區分的水準;第三，奧厄僅在下游地區是狹窄的條帶;第四，它位於平均洪水水準之上，而因瑟爾特拉塞定期被洪水淹沒，在歷史時期經常被洪水淹沒。
谷中的人類活動可能解釋了這些特徵，但有兩種解釋（圖9.31）：
1. 自然河流分流和羅馬築壩。在自然條件下，裡普河分流，排放通過多個通道流動。當時，谷底是一個寬闊的單一水平面。支持這種解釋的證據來自下游地區，那裡的一些被遺棄的通道太窄且太淺，無法輸送平均排放，並且可以在易侵蝕的沙質沉積物中輕松形成幾個通道。然後，在對抗德國部落的遠征中，羅馬人使用了該河流運輸物資。盡管沒有考古學證據證明這一點，但他們可能堵塞了一些通道，將排放集中到一個通道中，然後該通道將擴大並加深，開始像蜿蜒的河流一樣運作。
2. 自然的蜿蜒河流，始於中世紀。在自然情況下，裡普河在洪水中積極地蜿蜒於洪水平原，侵蝕成蜿蜒並在洪水期間侵蝕分洪通道，奧厄由幾個小通道組成，這些通道在洪水期間輸送排放。大約1,000年前開始，人工切割了幾個蜿蜒，以縮短航線，並在分洪通道的某些部分建造了新的牽引路徑。船隻建造始於十二世紀的多爾斯滕，已知在河邊的不同高度建造了一條牽引路徑，以便移動船隻。人工切割加劇了河道的坡度，促使了蜿蜒侵蝕。在十九世紀，河流需要更高的水位以進行航行，並且來自具有陡峭護岸和自然堤岸的部分的沉積物被用來收窄通道。結果是另一輪河道侵蝕和新的牽引路徑的建設。最近，由於洪水侵蝕，牽引路徑已經擴大，河流正在在因瑟爾特拉塞的較高水準和韋希塞利亞下梯田之間建造一個新的梯田。
此示例顯示了重建河谷歷史可以有多麼困難，以及人類如何影響了河流至少2,000年。
9.8 總結
流動的水在大多數環境中都是重要的地形作用因數，在河流環境中尤為重要。水流經過地表，滲入土壤和岩石（有時作為泉水湧現），沿著小溝和河流流動。河流在地形塑造中特別有效。它們在床上運送物質，保持較小顆粒的懸浮，攜帶著溶解物質的負擔。它們通過腐蝕、磨損和氣蝕來磨損它們的通道和床，並進行向下和側向侵蝕。它們將沉積物沉積為通道沉積、通道邊緣沉積、洪水平原外溢沉積和谷邊沉積。持續沉積和谷填充（全新世沉積）的時期通常與侵蝕和谷切割的時期交替出現。流動的水雕刻了許多侵蝕地形，包括小溝和溝渠、基岩通道和全uvial溝渠。從源頭到河口繪製的河流剖面通常呈凹形，儘管它們經常具有由較陡的梯度標誌的刻奇點。河流形成可能由幾種幾何和拓撲特性描述。河系通常顯示出不同的排水模式，這些模式通常反映了底部折疊沉積岩層的結構。山谷是一種被忽視的侵蝕地形。流動的水沉積沉積物以形成許多沉積地形。其中最小的是通道床上的地貌特徵（例如潺潺和沙丘）。較大的形式包括洪水平原、全uvial扇、河梯田和湖泊三角洲。人類的農業、礦業和城市活動導致了河流的變化。總的來說，它們增加了水流沉積物的通量。水壩影響了下游的流量、沉積物運輸和通道形式。人類的行為修改了許多需要管理的河流。河流地貌學位於現代河流管理的核心。流動的水對環境變化非常敏感，尤其是對氣候、植被覆蓋和土地利用的變化。許多河谷都記錄了第四紀期間不斷變化的歷史，這些變化是由於氣候變化和土地利用變化引起的，這些變化導致了河流系統的調整。流動的水系統對環境變化的反應通常是復雜的。在從冰河到間冰期氣候的轉變之後，會發生大規模的變化。根據一系列沉積物沉積的序列所解讀的歷史時期的變化表明，河流系統對氣候變化的反應可能因地區的氣候變化和河流系統本身的閾值而有所不同。在人類居住地影響地形過程的地方，如地中海山谷，很難將氣候效應與人為效應區分開來。
補充框9.1 雷諾數和弗洛德數
雷諾數是一個無因次數，包括流動特性、速度、深度、流體密度和黏度的影響。它可以通過將平均流速v乘以水力半徑R，然後除以動力黏度（ν）來計算，動力黏度表示分子黏度（μ）和流體密度（ρ）之間的比率（因此在方程式中取倒數以得到ν）：
R Rs = .
在中等溫度下的河道中，維持層流流動的最大雷諾數約為500。在約為2,000以上的值時，流動是紊流的，在500和2,000之間，層流和紊流都存在。
弗洛德數是由慣性力和重力力的比值的平方根，或者是流速和靜水中小重力波（例如由拋擲的小石頭產生的波浪）速度的比值定義的。弗洛德數通常計算如下：
F = v √ gd
其中v是流速，g是重力加速度，d是流深，√ gd是重力波的速度。當F < 1（但大於零）時，波速大於平均流速，流動被稱為亞臨界或寧靜或流動。在這些條件下，由於水中扔進小石頭產生的波紋會從撞擊點向所有方向傳播而形成一個橢圓形波浪。當F = 1時，流動是臨界的，當F > 1時，它是超臨界的或快速的或射擊的。這些不同類型的流動之所以出現，是因為流量的變化可以伴隨著流動深度和速度的變化。換句話說，一個給定的流量可以在河道中以深而緩慢的亞臨界流或淺而快速的超臨界流的形式傳輸。在自然河道中，平均弗洛德數通常不超過0.5，超臨界流只是暫時的，因為這種流動方式會產生大量的能量損失，促使大量的侵蝕和通道擴大。這種侵蝕導致流速降低，從而通過負反饋減少流動的弗洛德數。對於固定的速度，流動可能在通道的深處發生，而在較淺的地方則發生超臨界流。
補充框9.2 深潭和湍瀨
河流通道，即使最初是直的，也往往會形成較深和較淺的部分。這些分別被稱為深潭和湍瀨（Plate 9.9）。在水恒定流率供應的水道實驗中，會產生深潭和湍瀨的序列，其中從一個深潭到下一個的間距約為河道寬度的五倍（圖9.20）。持續發展會看到曲線形成，交替的深潭遷移到相反的兩側。曲線波長大約是兩個深潭間距的十個通道寬度，這在自然河流中很常見。
圖9.20 河流通道中的深潭和湍瀨序列。
(a) 快速和慢速流動導致通道侵蝕和堆積的交替區域。 (b) 深潭間距影響直通道演變為曲線通道。 (c) 隨著曲線通道的加長，額外的深潭形成。 (d) 具有深潭和湍瀨的曲線通道發展。 資料來源：改編自Dury（1969）
Plate 9.9 英格蘭賈斯特郡波因頓布魯克，波因頓科皮斯區的曲線段中的深潭和湍瀨。（攝影：理查·哈吉特）
補充框 9.3 北美河流沖積作用的舊觀點
大約在1890年之前，美國地貌學家將河流沖積地帶歸因於地殼運動。稍後一點，他們將冰川和非冰川地區的平臺階歸因於氣候變化（Davis 1902; Gilbert 1900; Johnson 1901）。威廉·莫里斯·戴維斯（1902）提出，河流的長剖面坡度反映了泥沙的侵蝕和運輸之間的平衡，並認為沉積物的體積和性質會根據氣候進行調整。他猜測，從潮濕氣候轉變為乾燥氣候，將導致河流的長剖面變得更陡，並在山谷中發生沉積; 而從乾燥氣候轉變為潮濕氣候，將導致河流的長剖面變得不那麼陡峭，並在山谷中形成沉溝。後來的研究人員在解釋河流沖積通道和洪水平原的形狀和沉積學時對洪水特性和沉積物供應的相對重要性意見不一。埃爾斯沃思·亨廷頓（1914）認為，在南西部美國，山谷的沖積作用是在植被稀疏且泥沙輸送量高的乾旱時期發生的; 相反，降解（通道侵蝕）發生在潮濕時期，植被更加茂盛且泥沙載荷較低。相比之下，柯克·布萊恩（1928）認為，南西部的通道侵蝕與長時間的乾旱相關，是因為在長時間的乾旱時期，減少的植被覆蓋導致大洪水。反過來，大洪水引發了侵蝕，然後侵蝕擴展到上游。恩斯特·安特夫斯（1951）贊同這一觀點。採取另一種策略，C.沃倫·索恩斯維特及其合作夥伴（1942）將過去2000年的溝渠歸因於主要的氣候變化，而將其歸因於風暴強度的變化。
第十章 冰川地貌
10.1 融水的作用：冰川超級洪水
俄羅斯南部的阿爾泰山脈由巨大的山間盆地和高山脈組成，一些山脈高達4,000米。在更新世期間，只要冰川足夠大充當堤壩，盆地就會被湖泊填滿。在這個偏遠地區的研究揭示了一個迷人的地貌歷史（Rudoy 1998）。冰川堵塞的湖泊定期破裂，形成冰川超級洪水，留下了奇特的地形和沉積物 - 巨大的流動湍瀨、漲浪和梯田、洩洪道、爆發和飛濺峽谷、幹瀑布等等。這些特徵是'洪流'的產物，意味著它們是由大洪水產生的。它們與美國華盛頓州的通道瘀地特徵相關，後者是由冰川莫斯拉湖的災難性潰壩引起的。潰壩超級洪水的流出率超過每秒100萬立方米，流速達數十米每秒，有些深達100米以上。這些超強大的洪水在分鐘、小時和天內改變了地表。洪流沉積、洪流侵蝕和洪流倒卷都很普遍。洪流沉積積聚了壁壘和梯田（其中一些由厚達240米的沉積物構成）、洪流壩（大規模的石塊壩和河流上的沙灘的大規模對應物）、波浪滿足波長高達200米、高度高達15米（Plate 10.1）。阿爾泰山腳丘上的一些巨大湍瀨標誌著平均洪水流速為16米/秒，洪水深度為60米，流量不少於600,000立方米/秒。洪流超級侵蝕導致了深刻的潰壩峽谷、開放式山谷洩洪道以及洪流山谷和超濺峽谷，在這些地方水無法被峽谷包容，而是傾瀉在當地分水嶺上。洪流倒卷，發生在強大的瀑布下，迫使岩石中形成了乾淨的凹痕，今天是乾燥的或被湖泊佔據。
10.2 冰川環境
地球上所有冷凍水體的總和構成了冰圈。冰圈包括大氣中的冰雪、湖泊和河流中的冰雪、海洋中的冰雪、陸地上的冰雪以及地球表面下的冰雪（圖10.1）。它占水圈總水量的不到2%，但冰川和永久積雪占所有淡水的三分之二多一點（表10.1）。目前，冰川覆蓋約占地球陸地表面的10%，而包冰或海冰在海洋表面的7%（在冬季條件下，當這種冰達到最大範圍時） 。大多數冰川冰被限制在極地緯度，其中99%位於南極洲、格陵蘭和北極群島的島嶼。在上一次冰川期的頂峰時期，目前估計發生在26,500年至19,000-20,000年前（Clark et al. 2009），冰覆蓋了地球陸地表面的約32%。連續和不連續的永久凍土區域覆蓋了地球陸地表面的另外22%，但它們的體積占所有淡水的不到1%（表10.1）。這些多年凍土區域包含地下冰，並將在下一章中討論。
10.2.1 冰川
冰川是由壓縮的雪形成的大塊冰，在自身重量的作用下緩慢移動。它們可以根據其形態和與底層地形的關係分類（Sugden和John 1976, 56）。有兩種類型的冰川不受地形限制： (1) 冰蓋和冰帽，以及 (2) 冰架。
■ 冰蓋、冰帽和冰架
冰蓋和冰帽實質上是相同的，唯一的區別是它們的大小：冰帽通常被認為小於50,000平方公里，而冰蓋大於50,000平方公里。它們包括冰穹，這些是圓頂狀的冰塊，以及出流冰川，這些冰川從冰穹輻射出來，通常位於重要的地形窪地中。冰蓋有時被稱為法國文獻中的inlandsis，是冰川的最大和最全面的規模。它們是相關的陸地冰蓋、冰穹、冰帽和山谷冰川的複合體。南極有兩個冰蓋：東南極冰蓋和西南極冰蓋（補充框 10.1）。東部冰蓋覆蓋了約10,350,000平方公里的面積，包括三個圓頂 - 阿爾格斯圓頂、泰坦圓頂（靠近南極點）和賽爾西圓頂。阿爾格斯圓頂下麵的冰厚約4,776米。這個冰蓋的許多部分的海拔高度超過3,000米。跨南極山脈將西部冰蓋與東部冰蓋分隔開來。它覆蓋了約1,970,000平方公里的面積，羅斯海、韋德爾海和南極半島將其限制在範圍內。
在冰蓋底部的冰通常比表面的冷冰溫暖，而且在一些地方可能足夠溫暖以融化。由此產生的融水潤滑了冰蓋，幫助它更快地流動，與可變形的底床物質一樣。結果是快速流動的冰流 - 冰流。冰流通常數百公里長，數十公里寬（最大約為50公里），厚度達2,000米；一些流速超過1,000米/年（圖10.3）。它們約占冰蓋中冰量的10%，但大多數離開冰蓋的冰都會經過它們。冰流傾向于在冰蓋內部的邊緣附近形成，通常是在存在水並且冰流強烈彙聚的地方。底床物質的性質 - 堅硬的岩石或軟而可變形的沉積物 - 對控制它們的速度很重要。在冰流邊緣，流動變形導致冰重新結晶，使其變得更軟，將變形集中在狹窄的帶狀或剪切邊緣中。由快速變形產生的冰裂縫在剪切邊緣中很常見。移動最快的冰流具有最嚴重的冰裂縫。存在陸地和海洋冰流。陸地冰流位於內陸傾斜的床上。海洋冰流地面位於海平面以下，坡度向下傾斜進入海洋地下冰盆。在南極洲（補充框 10.1），冰流是冰蓋中最具動態性的部分，排放大部分冰。冰流在全球氣候系統中可能發揮兩個重要作用。首先，通過成為消融速率的主要決定因素之一，它們在一定程度上調節其親代冰蓋對氣候變化的回應。其次，它們通過調節儲存在冰蓋中的淡水量來部分確定全球海平面的變化 - 冰流占南極洲排放的約90%。
冰分隔線將冰分開，分別下降到冰蓋的兩側，從而將冰蓋分割成幾個冰流域。內陸圓頂和鞍部是冰分隔線的高點和低點。南極洲最主要的冰分隔線呈Y形，中心是Dome Argus，在Y的中心，分支冰潛入南極，延伸至西南極地區，兩個較短的延伸至威爾克斯地區和女瑪德女王地區（圖10.2）。
冰架是附在陸地冰川上的浮動冰帽或冰蓋的一部分，為它供應冰。它受海岸配置的鬆散約束，它會因自身重量而變形。冰比水密度小，因為在海岸附近，冰蓋通常休息在海平面以下的床上，所以在某一點開始漂浮。它在靜水平衡中漂浮，要麼它作為冰架保持連接到冰蓋，要麼它會折斷（分娩）成冰山。由於浮動，冰架在下面沒有摩擦，所以它們傾向於流動得更快，最高可達每年3公里。冰架環繞著南極的大部分海域（補充框 10.1）。羅斯和朗恩-菲爾克納冰架的面積都大於不列顛群島。南極冰架約占南極冰蓋的11%，並排放大部分冰。它們平均約500米厚，而南極冰蓋平均厚度約為2,000米。目前，南極洲的所有冰架都可能是上一次冰川期達到頂峰時期大型地面南極冰蓋的漏網之餘。
■ 冰原和其他類型的冰川
受地形制約的冰川有多種類型，包括冰原、懸冰川、山谷冰川、盆地冰川和其他小冰川。冰原是大致平坦的冰區，其下的地形控制著流動。圖10.4顯示了北帕塔哥尼亞冰原及其相關的冰川地貌。山地冰川形成在高山地區，通常從跨越多座山峰或山脈的冰原流出。
懸冰川或冰川圍裙緊貼陡峭的山坡。它們在阿爾卑斯山區很常見，通常觸發雪崩，因為它們與陡坡有關。懸冰川非常小，佔據著北半球朝北坡的溝壑和凹地，看起來像大型積雪地。在有利條件下，它們可能發展成為冰川盆地。冰川盆地是佔據山脈中的扶手椅形狀岩床窪地的小冰團（圖10.2）。山谷冰川坐落在岩石山谷中，懸崖岩壁俯瞰它們（圖10.3）。它們通常開始於冰川盆地或冰原。支流山谷冰川可能加入大山谷冰川，形成山谷冰川網路。平蒙冰川形成在山谷冰川離開山脈並擴展到平坦土地上，成為擴散冰的大瓣，例如阿拉斯加的馬拉斯皮納冰川。潮水冰川是流入海洋的山谷冰川，在那裡它們產生許多可能對航運構成危險的小冰山。
北帕塔哥尼亞冰原的地圖（圖10.4）顯示了遙感圖像如何提供了一種繪製冰川景觀的手段。遙感和相關技術並不排除需要進行現場調查的必要性，但它們能夠詳細地繪製冰川和冰川特徵，以及大面積的冰雪特性，其中可能包括許多難以訪問的地形。值得在這裡補充的是，GIS對於冰川地貌學家來說是一個巨大的福音，他們使用它來整合來自多個來源的資料，管理各種規模的資訊，並識別以前未被認識到的空間和時間關係（Napieralski等人，2007年）。與數值模擬相關的GIS分析增強了對冰川地貌演化的理解，使新的定量和系統的冰川地貌和過程的空間和時間模式的研究成為可能，並促進了洞察和概念的發展，這些洞察和概念不太可能僅使用傳統方法就能產生（Napieralski等人，2007年）。
10.2.2 第四紀冰川期
重要的是要意識到，當前的冰分佈要比在過去大約一百萬年的冰川時期的分佈要小得多。深海核心（和黏土層序）的氧同位素資料揭示了一系列交替出現的寒冷條件和溫暖時期，稱為冰川和間冰期（圖10.5），這些時期是由地球軌道參數的週期性變化驅動的，通常被稱為米蘭科維奇或克羅爾-米蘭科維奇循環（補充框 10.2）。最寒冷的條件發生在高緯度地區，但整個地球似乎都變得更加寒冷，甚至在熱帶的雪線也比現在低（圖10.6）。古冰川學處理這些第四紀和更古老的冰蓋的重建，主要通過分析冰川地貌的性質和分佈來進行（見Glasser和Bennett，2004年）。 第四紀冰川-間冰期循環導致了中緯度和高緯度景觀的獨特變化。在極端情況下，寒冷和乾燥的氣候與溫暖而濕潤的氣候交替出現。這些變化會影響風化、侵蝕、運輸和沉積，引起地貌過程類型和速率的變化。通常情況下，在溫暖和潮濕的間冰期，強烈的化學風化過程（如淋洗浸出和管道）會導致深層土壤和風化殼層的形成。在寒冷和乾燥的冰川時期，永久凍土、冰蓋和寒冷沙漠形成。由冰川和間冰期過程製造的地貌和土壤通常是獨特的，通常在相對較短的時間內由一個氣候制度轉換到另一個氣候制度時，由侵蝕形成的。當氣候處於過渡期時，冰川和間冰期的過程都會以超過坡度和河流系統中的閾值的水準進行（圖10.7）。Leslek Starkel（1987）總結了在冰川-間冰期週期內溫帶土壤景觀的變化。在寒冷階段，山谷側坡的上部主要是侵蝕，而在河谷下游的下游，豐富的沉積物供應導致河流超載、沉積和河床成倍。在溫暖階段，通常不會超過侵蝕閾值，大多數坡度是穩定的，至少在冰後期結束後是這樣（第286頁）。彎曲的河道往往會增加，侵蝕只在山谷側坡的最低部位和上游區域的下切部分中是明顯的。所有這些變化在河流系統的不同部分創造了不同的沉積物序列。在乾旱和半乾旱環境中也發生了類似的變化。例如，在溫和的乾燥到半乾旱多雨的氣候模式期間，溝渠侵蝕了形成的垂坡沉積物，留下了乾旱到極度乾旱的間歇性氣候模式時的坡腳山坡的遺跡（Gerson和Grossman，1987）。在德克薩斯西北部和新墨西哥東部，一個廣闊的第四紀黏土層（Blackwater Draw Formation）覆蓋了100,000多平方千米，厚度最高達27米；它記錄了超過140萬年的風成沉積（Holliday，1988年，1989年）。該層中的六個埋藏的土壤顯示，穩定的景觀在亞濕到半乾旱的條件下形成，類似於過去幾萬年的氣候條件，而在乾冷的冰川期間，永久凍土、冰蓋和寒冷的沙漠形成。冰川和間冰期過程產生的地貌和土壤通常是獨特的，並且通常在時間上由侵蝕形成，在相對較短的時間內由一個氣候制度轉換到另一個氣候制度中形成。
10.3 冰川過程
冰、雪和霜是水的固態形式。每種形式都是強大的地貌代理。在冰川中，我們可以討論霜和雪的過程，而在這裡重點關注與冰川中流動冰相關的過程。
10.3.1 冰川的量體平衡
冰川將在任何積雪積聚速度超過融化速度的氣候中形成（Bennett和Glasser，2009年，41）。積雪積聚並轉化為冰的過程可能發生在任何氣候中。積雪積累和轉化為冰的速度越快，冰川形成得越快。一旦形成，冰川的生存依賴於積累速率和融化速率（冰的損失）之間的平衡。冰川的質量平衡強烈依賴於氣候，並確定了各種冰川上冰的淨增或淨減。
冰川質量平衡是在指定的時間內發生在冰川中的水的輸入和輸出的記錄，通常為一年或更長時間。冰川平衡年是兩個連續夏季表面之間的時間，其中夏季表面是冰川質量最低的日期。質量平衡項隨時間變化，可以按季節來定義。冬季季節始於冰的增加速度（積累）超過冰的損失速度（融化），夏季季節始于融化速度超過積累速度。根據這些定義，對於大多數溫帶和亞極地區來說，冰川平衡年始於夏季或秋季末。降雪佔據了大部分的冰積累，但也可能來自雨水在冰表面結冰、冰雹、飽和空氣的凝結和冷凍、融水和泥雪的重新冷凍，以及山谷邊坡上的雪崩。在溫帶地區，融化主要是由融化引起的，但也通過蒸發、昇華、風和河流侵蝕以及進入湖泊和海洋的冰山崩解來完成。在南極洲，冰山崩解幾乎是冰的唯一失去機制。
在平衡平年內，冰川形態的變化如圖10.8所示。冰川的上部是被積雪覆蓋的積累區，下部是融化區。積雪在夏季融化季節存活並開始轉化為冰川冰的過程被稱為積雪或永凍。積雪線是積累區和融化區的分界線。對於處於平衡狀態的冰川來說，積累區中的水淨增與融化區中的水淨損失相匹配，冰川從一年到另一年保持其總體形狀和體積。如果整個冰川有淨增或淨損水，那麼將會導致冰川形狀和體積以及積雪線位置的相應變化。
質量平衡也可以用於大陸冰蓋和冰帽。在冰蓋中，積累區位于中央的高海拔部分，低海拔處圍繞著融化區。在南極洲，情況更加複雜，因為一些冰流在乾燥的內陸地區遭受淨融化，而在潮濕的海岸附近遭受淨積累。
重要的是要區分活躍冰和靜止冰。活躍冰向下坡移動，並在其來源區域的積雪積累補充。靜止冰不動，不再從以前的來源區域補充，而是在原地腐爛。
10.3.2 冷基與暖基冰川
冰川通常根據冰的溫度分為溫基（或溫帶）和冷基（或極地）冰川。瞭解溫基冰川與冷基冰川之間的區別的一個關鍵概念是壓力熔點。冰川內部的冰的熔點因深度的不同而變化，這是由於壓力的變化 - 覆蓋冰的深度越大，壓力越大。在2000米厚的冰川底部，冰的熔點是-1.6°C，而不是0°C。溫基冰川除了在冬季發生冷卻的地表附近外，其餘部分的冰都處於壓力熔點。冷基冰川的相當一部分冰在壓力熔點以下。然而，冰川學家現在認識到，在同一冰川或冰蓋內可能同時存在溫基和冷基冰。例如，南極洲的冰蓋主要由冷冰組成，但在某些地方存在溫暖冰的基底層。更有用的區別可能是溫基冰川，其基底層在壓力熔點處，以及冷基冰川，其基底層在壓力熔點以下。厚冰、緩慢的冰流動、夏季無融化和嚴寒的冬季凍結有利於冷基冰川的形成；而薄冰、快速的冰流動和夏季大量融化有利於溫基冰川的增長。
冰川的基底熱制度對於地貌學非常重要，因為它控制了冰內侵蝕和沉積的模式。冷冰冰川凍結在其床上，床冰交界面沒有融水存在，也沒有底部滑動發生。溫冰冰川在其床上具有持續供應潤滑融水的條件，從而促進底部滑動。因此，溫冰冰川具有比冷冰冰川快得多的流動潛力，並且能夠侵蝕其床。
10.3.3 冰流動
冰川中的冰流動是因為重力導致其變形。從冰川的起源到終點的坡度建立了重力勢。導致冰流動的三種機制，都是對剪切應力的響應：內部變形（蠕變和大尺度褶皺和斷層）、底部滑動和冰川床底變形。
■ 內部變形
蠕變是因為氫原子平面在其基底表面滑動而發生的。此外，由於晶體再結晶、晶體生長和晶界遷移，晶體相對於彼此移動。流動速率受到較厚的冰、較高的含水量和較高的溫度的促進。因此，流動速率傾向於在溫暖冰中最快。溫基冰是在壓力熔點處，與冷冰相反，後者在壓力熔點以下。對於給定的應力，0°C的冰變形速度比-20°C的冰快100倍。儘管在同一冰川中可能存在冷冰和溫冰，但這些熱差異已經導致了溫冷冰川之間的區別。冰川流動的詳細資訊見補充框 10.3。
當蠕變不能容納冰中施加的應力時，可能會產生斷層和褶皺。裂縫是表面上發生的張應力斷裂。在溫冰中，它們通常約為30米深，但在冷冰中可能更深。剪切斷裂是由於冰沿著滑動面移動而導致的，在靠近冰川前緣的薄冰中很常見。在剪切斷裂通常不會發生在非常厚的冰下，因為蠕變是有效的。
■ 底部滑動
冰可以在冰川床上滑動。在冷冰冰川中，滑動無法發生，因為冰川底部凍結在其床上。在溫冰冰川中，滑動很常見，並且受到潤滑融水的幫助，如果融水受到壓力，也將幫助承受上覆冰的重量。在溫基和冷基冰川中，增強的底部蠕變，即障礙物上游（上冰）側的應力增加，提高了應變速率，使冰能夠繞過障礙物滑動。這是正常冰蠕變過程的延伸。此外，在溫基冰川下，水可能會在撞擊障礙物時隨著壓力的上升融化，並在障礙物背面壓力下降時重新凍結（稱為再冰化）（圖10.9）。這種壓力熔化似乎對小於約1米的障礙物最有效。
10.3.4 冰川侵蝕
冰川侵蝕主要通過三個過程實現：採石或拔取（結構均勻的岩石和有節理的岩石的壓碎和斷裂）、磨蝕和融水侵蝕（第279頁）。冰川底部攜帶了磨蝕和破碎的物質。
1. 採石或拔取Quarrying or plucking.。這涉及兩個單獨的過程：冰川下岩石的斷裂，以及斷裂或壓碎的岩石的攜帶。薄而快速流動的冰有利於採石，因為它鼓勵將冰與床分離以創建亞冰川空腔，並因為它會將應力集中在諸如岩石岩石槽之類的地點，這些地點冰碰觸床。在均勻的岩石中，移動冰中大顆粒的力量可能會壓碎和斷裂結構均勻的岩石。這個過程會創建出彎曲的特徵、剪切的巨石和磨痕（第273頁）。一旦冰融化，岩石可能會因釋壓而斷裂。隨著冰的重量消失，岩石處於受壓狀態，可能會發展出裂縫，這通常導致岩石在陡峽谷山坡上大面積剝離。容易發生冰川斷裂的岩石是那些在冰到來之前擁有節理系統的岩石，而容易侵蝕的岩石是成層、片理和斷層的岩石。這些節理在冰到來之前可能還沒有風化，但在有冰覆蓋的情況下，冰川底部的冰凍和融冰可能會侵蝕節理線。這種鬆動和侵蝕有助於滑動冰川通過滑動冰來採石形成浮木。在圓丘的下游側常常發生塊石的移除（第271頁）。
2. 冰川磨蝕Glacial abrasion.。這是亞冰川沉積物或單個岩石碎片（岩屑）滑過岩石的得分。這些岩屑劃傷、溝槽和拋光岩石，以產生條紋（細槽）和其他特徵（第10.4和10.5板），以及磨碎岩石以製備細粒物料（直徑小於100微米）。光滑的岩石表面，通常帶有條紋，證明了冰川磨蝕的有效性。岩石粉末（細砂和粘土顆粒）進入冰川融水流中，是冰川磨蝕的產物。冰川磨蝕的有效性取決於至少八個因素（參見Hambrey 1994, 81）。 (1) 底冰碎屑的存在和濃度。 (2) 冰川滑動的速度。 (3) 新鮮碎屑朝向冰川底部運送的速率，以保持鋒利的磨蝕表面。 (4) 冰的厚度，它定義了入口冰碎屑和冰川底部基質之間接觸的法線應力。在其他因素保持不變的情況下，隨著基底壓力的升高，磨蝕率會增加。最終， entrained碎屑顆粒與冰川底部碎屑之間的摩擦力達到一定程度，冰開始在冰川床碎屑上流動，磨蝕率下降。當壓力達到足夠高水準時，碎屑運動，磨蝕也停止。 (5) 在溫基冰川中，基底水壓，部分抵消了法線應力並托起冰川。 (6) 磨蝕顆粒和基岩之間的硬度差異。 (7) 顆粒的大小和形狀。 (8) 被侵蝕的碎屑被清除的效率，特別是通過融水。
採石和磨蝕可以發生在冷基冰川下，但只有在溫帶冰川下，它們才對冰川侵蝕產生重大影響，因為釋放的融水潤滑了冰川底部並促進了滑動。
10.3.5 冰川碎屑攜帶與運輸
有兩個過程將分離的岩石岩屑納入冰川中。當重新結冰（regelation）發生時，小的岩石碎片會附著在冰上，這在岩石障礙物的下游側很常見。大塊石頭在冰川變形並吞噬它們時被攜帶。溫基冰川還通過冰川底部凍結來攜帶早期冰川前進產生的沉積物，如凍土、沖積物和崩落碎屑。
只有當沉積物繼續被攜帶和運輸時，移動的冰才是一個強大的侵蝕劑（見圖10.10）。亞冰川碎屑沿冰川底部運輸。它是由於‘溫暖’冰中的基底融化和隨後的再凍結（regelation）而產生的，這將其綁定到基底冰上。在溫基冰川中，蠕變也可能增加亞冰川碎屑的儲存量，如將物質擠入亞冰川空腔中，以及當冰移過大的障礙物時發生推進。超冰川碎屑從岩壁和其他無冰區域掉落到冰面上。在山谷冰川和圓形冰川上更常見，而不是在大冰蓋上。它可能停留在冰川融化區的冰面上，但往往會在積累區被掩埋。一旦被掩埋，碎屑被稱為冰中碎屑，它可能會重新出現在冰川融化區的冰表上，或者與亞冰川碎屑一起被困在那裡，或者移動到冰川的盡頭。在冰川底部附近的壓縮導致冰中的滑動線，這在冰川融化區很常見，亞冰川碎屑可能被帶入冰中位置。
10.3.6 冰川沉積
許多過程導致冰川沉積物的沉積。所涉及的機制可以根據與冰川的位置關係來分類 - 亞冰川、超冰川和邊緣。 亞冰川沉積是通過至少三種機制實現的：（1）底冰熔化，即從熔化的底部冰中沉積沉積物；（2）基底固結，即將細小的沉積物粘貼到冰川床上；和（3）基底流動，部分是一種侵蝕過程，涉及將未固化的含水沉積物推入基底冰的凹面，並通過覆蓋凍土來流動。超冰川沉積是由兩個過程引起的：熔融和流動。熔融是指冰表融化導致的沉積物沉積，在溫基冰川的尾端最為活躍，那裡融化可能在一個夏天內減少20米的冰表。流動是沿著冰面向下移動碎屑的過程。它在冰川尾端附近特別常見，範圍從緩慢的蠕動到快速的液態流動。邊緣沉積是由幾個過程引起的。飽和的凍土可以從冰下擠出，而一些超冰川和冰中碎屑可能會被融解傾倒。
前冰川沉積物形成在冰蓋或冰川的前面。這些沉積物由融水攜帶，並在河道和前冰川湖中沉積。冰川湖的決堤可能在廣闊的地區沉積冰川沉積物（第247頁）。
10.4 冰川侵蝕地貌
冰川和冰蓋是非常有效的侵蝕劑。許多低地區，包括北美的勞倫特盾，都留下了過去冰川運動的痕跡。在山地地形中，冰川侵蝕的效應更加壯觀，冰川將從基岩中奪取的物質帶到低窪地區（圖10.4）。
冰川侵蝕塑造了各種各樣的地貌。一種將這些地貌分組的方法是根據主導的形成過程：磨蝕、磨蝕和岩石斷裂結合、岩石破碎以及冰川冰和霜破碎（表10.3）。請注意，經過磨蝕的地貌是‘流線型’的，由磨蝕和岩石斷裂的聯合效應產生的地貌部分是流線型的，而由岩石斷裂產生的地貌則不是流線型的。剩下的地貌群是殘留的，代表了在磨蝕、冰川斷裂、霜破碎和量體移動發生後的一塊海拔較高的基岩的遺跡。
10.4.1 磨蝕地貌
冰川磨蝕產生了一系列大小從毫米到數千公里的流線型地貌（表10.3）。在越過障礙物時，冰傾向於磨蝕上游或上流側並使其光滑。下游或下風側容易發生岩層破裂，岩石碎片的鬆動和位移以及這些碎片被捲入滑動冰川底部。因此，下游表面往往較粗糙，並被描述為被剝奪和採石。
■ 被磨蝕的地區
最大的磨蝕特徵是由對大區域的面積磨蝕產生的，例如北美的勞倫特盾的廣闊部分。被磨蝕的基岩地區通常包括一組流線型基岩特徵、岩石盆地和上游和下游的形態（見下文和圖10.4）。在蘇格蘭，西北高地的部分地區以這種方式被磨蝕，形成了‘knock and lochan’地貌；‘knocks’是岩石小山丘，‘lochans’是位於凹地的湖泊。
■ 冰川槽 - 冰川河谷和峽灣
冰川槽是戲劇性的地貌（圖10.6和10.7）。它們要麼被山谷冰川侵蝕，要麼在冰蓋和冰帽下的冰流動發生時形成。大多數冰川槽具有不同程度的U形橫截面，以及非常不規則的縱向剖面，短而陡的部分與長而平坦的部分交替。長而平坦的部分通常包含岩石盆地，盛滿了湖泊。在冰川槽中，如果一系列盆地的線持有湖泊，那麼這些湖泊被稱為“念珠湖”，因為它們類似於串珠子的樣子（念珠）。這種不規則的長剖面似乎是由於冰的不均勻過度深化而產生的，可能是為了響應於岩層抵抗的變化，而不是由於冰川流動的任何特殊之處。 冰川槽有兩種類型：冰川河谷和峽灣。冰川河谷地面位於海平面以上，而峽灣地面位於海平面以下，是被海水淹沒的冰川山谷。
在大多數方面，冰川河谷和峽灣是相似的地貌。事實上，冰川河谷可能過渡為峽灣。許多峽灣，特別是挪威的峽灣，內部更深，因為冰川作用在那裡最大。在它們通向大海的地方，峽灣通常有淺灘或突出的外部。挪威的松尼峽灣長200公里，最大深度為1308米。在入口處，寬僅3公里，深度為160米，挖掘需要去除約2000 km3的岩石（Andersen and Borns 1994）。南極的斯凱爾頓灣有1933米深。
被淹沒的分水嶺和懸崖谷的規模與冰川槽相當，但可能總體上要小一些。冰川槽是在一個冰川的冰流溢出到相鄰冰川時發生的地方，從而侵蝕了其中間的山口。事實上，侵蝕可能會加深山口，以至於冰川本身被改道。懸崖谷是支流冰川的殘留，它們在與主要冰川的陡峭山谷壁相交的地方被急劇切斷（圖10.6），通常伴隨著瀑布跌落。
■ 圓頂和鯨背
各種冰川磨蝕的形態大小不超過約100米。圓頂和鯨背（岩石小丘、蝌蚪石、流線型山丘）形成在流動的冰遇到障礙物並且無法將其抹平時，留下一個突起的圓形小丘。
■ 有條紋、光滑和槽狀基岩
有條紋、光滑和槽狀表面都是由流動冰攜帶的岩石材料製成的。大的碎屑（約1釐米或更大）通過刮擦侵蝕，產生條紋和槽。更細小的材料（大約不到一釐米），尤其是細粉末顆粒，通過拋光基岩表面進行侵蝕。條紋是細長的U形槽或劃痕，長達一米或更長，由滑動冰川的底部刻在基岩上。它們有多種形式，其中一些，如rattails（老鼠尾巴狀槽），指示了冰流的方向。較大的條紋被稱為槽，深度和寬度達到幾米，長度達幾百米（圖10.8）。冰川山谷可以被視為巨大的槽。槽通過冰川磨蝕或在壓力下產生的融水生成。帶有無數微小劃痕的基岩看起來非常光滑。磨蝕材料越細，拋光度越高。條紋是冰川作用的模糊證據，尤其是在地質記錄中，因為雪崩和碎屑流等其他過程也能夠刮擦基岩。岩石盆地是凹陷地，直徑在幾米到數百米之間，刻在基岩上，通常與roches moutonnées相關。它們在岩石包含可以被冰川侵蝕利用的結構性弱點的情況下形成。
■ 塑造成形的形態
一些經過冰川侵蝕的岩石表面帶有複雜的光滑形態，稱為塑性成形的形態，或p-形態（圖10.9和10.10）。這些令人費解的特徵的起源存在爭議。可能的原因是冰川磨蝕，飽和冰磧（冰磧漿）在冰川底部或側面的運動，以及融水侵蝕，尤其是在冰川底部高壓下的融水。如果確定是融水的起源，那麼這些特徵就是s-形態。
10.4.2 磨蝕和岩石斷裂的地貌
冰川磨蝕和岩石斷裂的結合產生了大小從約1米到10公里的部分流線型地貌（表10.3）。
■ 冰川槽頭、河谷臺階和riegels Trough heads, valley steps,
and riegels
冰川槽頭（或槽尾）和河谷臺階類似於roches moutonnées（見下文），但較大。冰川槽頭是陡峭的岩石表面，標誌著冰川槽的過度深化的極限。它們的‘剝離’外觀表明它們可能遵循與硬岩露頭相關的原始坡度斷裂。當冰在坡度斷裂上越過時，冰失去與地面的接觸，形成了一個腔體，其中凍融過程有助於岩塊的鬆動。冰重新連接到山谷下游。在遇到與原始坡度斷裂相關的另一塊硬岩露頭時，通過類似的過程形成岩石或河谷臺階。然而，槽頭和岩石臺階的形成鮮為人知，遠非清晰可見。
riegel是橫跨山谷的岩石屏障，通常是岩石露頭帶。它可能堵住湖泊。
■ 圓形山谷Cirques
圓形山谷通常是在山地地形中形成的，儘管它們的形狀和大小各異（見圖10.11）。經典的形狀是深的岩石盆地，背後有陡峭的懸崖，前面有殘餘的唇部或低岩石邊緣，通常含有一個湖泊。終端冰磧通常覆蓋了唇部。圓形山谷有幾個本地名稱，包括英格蘭和蘇格蘭的corrie以及威爾士的cwm。它們是通過溫暖的冰和充沛的融水的聯合作用形成的。corries通常被認為是過去冰川活動的明確指示器，地貌學家使用它們來重建以前的區域性雪線（見第10.4章）。
■ 壓頭和遮蔽形態 Stoss and lee forms
Roches moutonnées、flyggbergs和crag-and-tail特徵都是不對稱的，它們在冰錐（stoss-side）上是流線型的，而在遮蔽面（leeside）上是“崎嶇”的。它們是冰川磨蝕和採石的產物。冰川侵蝕地貌中常見roches moutonnées。它們以18世紀末在歐洲流行的波浪型假髮（moutonnées）命名（Embleton and King 1975a, 152）。roches moutonnées可能是在冰來之前存在的小山，冰川活動對其進行了修改。它們的長度從幾十米到幾百米不等，在結晶岩石中最發達，覆蓋面積大（圖10.11）。總的來說，它們與條紋、槽和其他特徵一起使用，可以很好地指示過去冰流的方向。flyggbergs是大型的roches moutonnées，長度超過1000米。crag-and-tail特徵是鼠形的地貌特徵，由於堅硬的岩石在崎嶇的壓頭側（crag）受到侵蝕，而在受保護的光滑遮蔽面上則有較軟的岩石，有時帶有碎石。在蘇格蘭東洛錫安（East Lothian），深層冰川侵蝕產生了幾個抵抗性的火山頸和岩漿塞子的岩石懸崖，插入了相對較軟的石炭紀沉積岩中；北貝裡克法是一個很好的例子。堅硬的顆粒或礦物晶體保護岩石免受冰川磨蝕的小型crag-and-tail特徵。例如，在威爾士北部的片岩上，硫鐵礦晶體有小尾巴的岩石，指示了冰流的方向和方向（Gray 1982），以及在加拿大北極的碳酸鹽岩中，石灰石脊小於5釐米高，25釐米長，在更堅硬的石英石結核的遮蔽面形成（England 1986）。
10.4.3 岩石碎裂地貌
小尺度、彎月形狀的地貌，大小從幾釐米到幾米不等，出現在條紋和拋光的岩石表面。這些地貌是由冰川底部的碎屑破碎造成的結果。它們有各種各樣的形式，包括彎月形裂縫、彎月形溝槽、彎月形斷層和振動痕跡。彎月形特徵是呈彎月形的裂縫，凹面朝向冰流方向。彎月形溝槽是彎月形的溝槽，但與彎月形特徵不同，它們朝著冰流方向。彎月形斷層類似於彎月形溝槽，但是是斷層而不是溝槽。振動痕跡也是彎月形狀的。它們是在岩石底部的摩擦痕跡，形成於移動的冰發抖時，類似于切割工具有時在木材和金屬上留下的肋狀痕跡（圖10.12）。
10.4.4 殘餘地貌
■ 山脊、山口和山峰
在冰川覆蓋的山地中，磨蝕、冰的斷裂、霜凍碎裂和量體移動侵蝕山體，並塑造了一組相關的地貌：山脊、山口和山峰（圖10.11）。這些地貌往往在冰消融後長期保持為遺留特徵。山脊形成在兩個相鄰的圓形山谷侵蝕相互的山脊，直到它變成一個刀刃狀的、齒狀的山脊。霜凍碎裂有助於賦予山脊其齒狀的外觀，上面的挺立尖塔稱為gendarmes（“員警”）。山脊，或稱山脊，有時會在某些地方被山口打破。如果三個或更多的圓形山谷從不同的方向侵蝕山體，最終可能形成一個金字塔形山峰或山峰。經典的例子是位於瑞士和義大利邊境的馬特洪峰。 ■ 冰川外露的岩石
冰川外露的岩石是被冰包圍的岩石露頭，大小從不到一千米到數百千米不等。它們包括冰沒有形成的山脈部分，或整個山脈，包括南極洲的跨南極山脈（見圖10.2），這些山脈除了它們的側面以外的地方沒有冰形成。
10.5 冰川沉積地貌
被冰攜帶的碎屑最終被傾倒，形成一系列地貌（表10.4）。根據它們與冰的位置（表層、冰下和邊緣）以及與冰流方向的方向（平行、橫向和非定向）的關係，將這些地貌劃分為不同類別是有用的。
10.5.1 冰川表層地貌
冰川表面的碎屑只存在於冰川存在的時間，但在當前的冰川環境中產生引人注目的特徵。側向冰磧嶺和中央冰磧嶺與冰川平行。由縱向擠壓強制將碎屑推向表面形成的剪切或推力冰磧嶺，以及岩石墜落，將碎屑散佈在冰川表面的情況下，與冰川表面橫向排列。泥土錐、偏石（見圖片10.4）和冰隙填充物與冰流方向無特定方向關係。
超冰起源的許多地貌特徵在冰川消失後仍然保留在地表上。其中最主要的形態包括側向冰磧嶺和冰磧堆，它們都與冰流平行，以及坎坷冰磧嶺和偏石，它們沒有特定的取向。側向冰磧嶺是令人印象深刻的地貌。它們由冰川上方懸崖上落下的霜碎碎屑和被困在冰川與山谷兩側之間的碎屑形成（見圖10.11c）。一旦冰川消失，側向冰磧嶺就會坍塌。但即使在英國，冰川在1萬年前消失，側向冰磧嶺的痕跡仍然可見，它們在山坡上呈現出小臺階的形狀（見圖片10.13）。
冰磧堆很少在冰川退縮後保留下來。坎坷冰磧嶺，也稱為死冰冰磧嶺或解體冰磧嶺，看似是無規則的凍土、小丘、脊和其他雜亂排列的碎屑沉積物組成，點綴著水坑、低窪地和經常含有湖泊沉積物的盆地。大多數研究人員認為，大多數坎坷冰磧嶺是超冰沉積的產物，儘管一些地貌暗示了亞冰起源。遠足的偏石在追蹤冰川運動方面非常有用。
10.5.2 冰川下地貌
冰川底下形成了豐富多樣的地貌。按照它們相對於冰流方向的方向，方便地將它們分類為平行、橫向和無定向三種。
與冰流平行的形態有冰丘、冰丘化的脊、溝槽和山嶺。冰丘是長形的小山丘，高約2-50米，長度可達10,000-20,000米，呈橢圓形、橢球形或雪茄形狀。它們由沉積物組成，有時帶有岩石核心，並通常以冰丘場的形式出現，因其形似鳥蛋而被稱為“籃子裡的蛋”地形。它們可能是由冰川底下融水塑造而成，存在至少四種假設（Menzies 1989）。首先，它們可能是之前沉積在冰川底下的材料，被冰底融水塑造。其次，它們可能是冰川底下碎屑的質地差異所致。第三，它們可能是由基底融水活動刻蝕冰塊下方的洞穴，然後用一系列層狀沉積物填充空間所造成。在更新世的冰蓋下，冰川底下的災難性融水洪水可能形成了一些大型冰丘場，其形狀類似於湍流氣流和湍流水流所創造的床型地貌（Shaw等，1989；Shaw，1994）。第四種當前流行的假設是冰川底下的凍土變形（詳細內容請參見Bennett和Glasser 2009，268-83）。也許有幾種不同的過程可以形成冰丘，如果確實如此，那將提供一個很好的等效性示例。
De Geer和Rogen冰磧嶺與冰流方向橫向分佈。De Geer冰磧嶺或所謂的波浪冰磧嶺是一系列小而粗糙的冰磧嶺，通常與湖泊或曾經的湖泊有關。Rogen冰磧嶺，也稱為帶狀冰磧嶺和橫谷冰磧嶺，是由大部分冰磧構成的新月形地貌，由冰底推進形成。它們逐漸過渡到冰丘。各種類型的地質磧不顯示與冰流方向的特定方向關係。地質磧是一種混合的冰川沉積物毯子，主要由凍土和其他混凝土組成，在冰川下形成。通常，地質磧的地形起伏較小。識別了四種地質磧類型：凍土平原、緩坡、坎坷的地質磧和覆蓋的地質磧。凍土平原（或凍土平坡）是最厚的類型，而覆蓋的地質磧最薄。在低地區，最具代表性且最常見的沉積物是凍土平原或凍土平原，通常呈輕微起伏，有時伴隨有冰丘。對冰川底下凍土的回顧認為，它們通過一系列過程形成-變形、流動、滑動、安置和犁地，這些過程起到了動員和攜帶沉積物的作用，並將其以各種各樣的形式沉積，從冰川構造上折疊和斷裂的層狀物質到質地均勻的凍土（Evans等，2006）。此外，由於冰川底部是變形和滑動以及暖-冷基礎條件的馬賽克，大多數冰川底下凍土很可能是由多種活躍於冰川底下牽引區的過程創造的混合物。儘管如此，冰川地質學家可以識別三種不同的凍土類型（Evans等，2006）：
1. 冰川構造岩Glaciotectonite-岩石或沉積物通過冰川底部的剪切或變形（或兩者兼而有之）而變形，並保留了原始材料的某些結構特徵。
2. 冰川底部牽引凍土Subglacial traction till-通過冰壓熔或從基底釋放的沉積物（或兩者兼而有之），然後被剪切沉積物完全或大部分均質化，被冰川滑過或變形其底部時（或兩者兼而有之）放下。
3. 熔融凍土Melt-out till-由於停滯或緩慢移動的富含碎屑的冰川融化而釋放的沉積物，直接沉積而沒有後來的運輸或變形。
10.5.3 冰緣沉積地貌
在冰緣地區產生的地貌包括不同類型的末端冰磧，所有這些冰磧都形成在冰川尾部。側濱冰磧位於冰川的兩側（圖10.15）。終端冰磧是繞冰川末端的凹形末端冰磧，形成在冰川最遠的極限處（圖10.16；另請參見圖10.4）。退縮冰磧標誌著冰川撤退的暫時停滯時期，目前不與冰川接觸。推擠冰磧是由冰川尾部，尤其是冷冰川，推動的沉積物形成的。一些推擠冰磧顯示出年度形成週期，並包括一組小而緊密排列的嶺。
其他與冰緣地形相關的地貌，與冰流方向無關，包括坎坷的冰磧和各種由質量移動（岩石崩塌、滑坡和碎屑流）產生的地貌。靠近冰川邊緣形成的坎坷冰磧類似於在其他地方形成的坎坷冰磧，但它包括從冰團掉落的不規則堆積物，這些冰團在冰緣帶的冰團中以及從主冰團中脫落的死冰中掉落。
10.6 流動冰川地貌
融水轉移了大量沉積物。事實上，與冰相比，融水中的沉積物可能更多。帶有沉積物的融水在冰川下方是一種強大的侵蝕劑，特別是在冰川尾部。離開冰川後，融水可能侵蝕沉積物，同時沉積碎屑以創建冰緣和前冰川沉積地貌（表10.5）。
10.6.1冰川下的地貌
■ 冰川河道
一些冰川景觀包括一系列切割成岩石和軟沉積物的河道。其中最大的是通道山谷，如英格蘭東盎格利亞的山谷，這些山谷被侵蝕成白堊岩和相關的基岩。它們可以寬2-4公里，深100多米，長30-100公里，通常填滿了沉積物，通常是一些混合了淤泥、黏土、砂礫和泥炭的組合，深度不等。至於它們的形成，可能有三種機制可以解釋這些通道（Ó’Cofaigh 1996）：（1）可變形亞冰下沉積物滲入亞冰下導管，隨後被融水清除；（2）退冰期間的亞冰下融水侵蝕；（3）亞冰下融水的突然釋放侵蝕。在融水受壓的地方，水可能被迫上坡，形成反向梯度，就像丹麥的Rinnen一樣。亞冰下峽谷通常寬數米，而深度則在幾十米至數百米之間，是由堅固的基岩雕刻而成。
■ 冰川蛇行丘Eskers
冰蛇-冰川蛇行丘是由冰川下融水創建的主要地貌，是通過冰川下下或冰內河道的填充或在冰川上方的河道沉積形成的（圖10.12；圖10.17）。次要形式包括填充了沉積物的Nye通道和moulin kames，這些moulin kames是冰川的底部的坑洞（冰川的底部的深坑，可能從表面延伸到冰川床）。冰蛇Eskers是一個愛爾蘭詞，現在用於長而蜿蜒的山脊，主要由砂礫組成，沉積在冰川底下的融水隧道中。一些冰蛇在冰川邊緣形成，不應與kames和kame臺地（見下文）混淆，後者是冰川邊緣的與冰接觸的沉積物。在過去，這些術語的使用曾經令人困惑，但術語在1970年代得到了澄清（見Price 1973和Embleton和King 1975a）。冰蛇可以向上坡運行；有時它們分裂，有時它們成串。它們可能延伸數百公里，寬700米，高50米，儘管它們通常小一個數量級。
10.6.2 移動融化的冰緣地貌
■ 融水和溢流河道Meltwater and overflow channels
冰緣旁邊的融水侵蝕產生了融水河道和溢流河道。融水河道往往沿著冰川的一側流動，尤其是在冷冰川中。它們可以與冰接觸，也可以位於冰心側濱冰磧和山谷側之間。在冰退後，它們經常可以追蹤到山坡上。 溢流河道是由流經冰川邊緣的溪流切割而成，這些河流在與冰川相同高度或低於冰的冰磧中流過。在溢流發生之前，可能會形成湖泊。在瞭解亞冰下排水機制之前，曾經認為在以前被冰川覆蓋的溫帶地區發現的河道是由融水溢流造成的，但現在已經知道這些河道中許多是由亞冰下侵蝕造成的。
■ 冰磧 Kames
與冰川邊緣相關的主要沉積地貌是各種類型的冰磧（圖10.12）。填縫物包括通過地表上的河流進入裂縫的分層碎屑，是較小的地貌。冰磧常常與冰蛇一起出現。它們是平頂的，看起來像孤立的小丘，或者是較寬的高原區域，或者通常在前冰川環境中，是破碎的臺地。單個冰磧的長度從幾百米到一公里以上，寬度從幾十米到一百多米不等。它們與冰流方向無關。如果許多個體冰磧覆蓋了大面積，有時會使用“冰磧區”這個術語。
冰磧臺地Kame terraces沿著穩定或緩慢後退的冰川邊緣流動的河流方向發展而成。它們由與冰磧相似的材料組成，根據以前的冰水位下坡流向山谷，並且通常在相鄰山坡上坡。
冰磧三角洲Kame deltas或三角洲冰磧與冰磧相關，但通常要大得多。它們是由來自冰川末端或側面的融水流入前冰川湖泊或海洋形成的平頂扇形土丘。它們與冰流的方向垂直，含有來自冰自身以及冰川河流沉積物的碎屑。芬蘭的Salpausselkä冰磧三角洲可能是世界上最大的三角洲冰磧複合體。它們與芬蘭斯堪的納維亞冰蓋冰封的湖泊有關，該冰蓋覆蓋了波羅的海南部地區。
10.6.3 冰川前地貌
Proglacial landforms 冰川前地貌，不是冰川期之前，而是冰川下游的地貌，我們從平地區進入冰川區之前看到的地貌。
■ 粗糙地和洩洪道Scablands and spillways
從冰川流出的融水通常帶有沉積物且流速快。它們在冰川前沉積沉積物，河流變得淤塞，導致分汊河流。在這種冰前環境中湖泊很常見，並且在夏季通常會通過洩洪道充滿並溢出。通常，蓄水的沉積物是鬆軟的，一旦被衝破，湖泊水位會迅速下降。儘管如今不常見，但在更新世冰蓋南緣附近，曾經有許多大型冰前湖泊，而且許多廢棄的洩洪道都已知曉（圖10.13）。當巨大的冰川湖決堤時，洪水帶來了粗糙地貌。
冰川溢洪是存儲在冰川或冰蓋下的融水的爆發，形成亞冰下湖泊。最著名的冰川溢洪發生在上個世紀，其中包括1918年（卡特拉）和1996年（斯凱迪阿蘭杜爾）的大規模溢洪。斯凱迪阿蘭杜爾冰川溢洪是由於1996年9月30日冰島Vatnajökull冰蓋下火山爆發後，約3.8立方千米的冰迅速融化而引發的（Gudmundsson等人，1997）。隨後的洪水涉及約20,000立方米/秒的流量，在其巔峰時以約6米/秒的速度運行，並能夠運輸至少25米大的冰塊（van Loon 2004）。它摧毀了冰島南海岸的主要公路的一部分，包括斯凱迪阿蘭杜爾上的一座橋樑。儘管斯凱迪阿蘭杜爾冰川溢洪是災難性的，但與1918年的卡特拉冰川溢洪相比，它相對較為溫和，後者涉及約每秒300,000立方米的水，每秒攜帶25,000噸冰和相同數量的沉積物（Tómasson 1996）。
■ 沖積平原、山谷河流和河床分汊扇
Outwash plains, valley trains, and braided outwash fans
通常，融水攜帶的大部分沉積物都在冰前環境中沉積。在冰川在陸地結束的地方，形成了被稱為沖積平原或沙丹（單數為sandur）的分汊河流系統（圖10.18；另見圖10.4）。在冰島東南部，沖積平原可能寬度與長度相同，並充滿了活躍的河流分汊。當發生冰川溢洪時，整個平原可能被洪水淹沒。在山區地形中，分汊河流系統可能橫跨整個山谷底部的寬度，兩側的山峰陡峭上升。這種細長而平坦的系統被稱為山谷河流。來自紐西蘭南阿爾卑斯山脈的一個好例子。
■ 冰窪坑和冰窪坑平原 Kettle holes and pitted plains
許多分汊河平原上有水填滿的坑。這些坑被稱為水坑、水坑或冰坑。它們形成於“死亡”冰塊腐爛並被埋藏的過程中。冰塊可能是在冰川退縮時留下的冰殘餘，也可能是在洪水期間被沖入河流的冰塊。充滿水的水坑被稱為水坑湖（Plate 10.19）。一個充滿許多水坑的沖積平原被稱為冰窪坑平原。
10.7 冰融後地貌
冰融後Paraglacial地貌過程發生在冰川退縮後，暴露出一個容易快速改變的地貌。它們不涉及冰川冰，而是修改了受冰川作用和冰川消融影響的地貌，以形成冰後地貌（參見Ballantyne 2002）。一旦冰消失，先前的冰川地貌會發生多種變化。被山谷冰川陡化的岩坡在冰不再起到支撐作用後變得不穩定，容易發生坡面失敗和岩石墜落。沒有植被覆蓋的碎屑但沒有植被的坡面容易受到沖積泥石流、雪崩和坡面沖刷的快速再造。冰川前陸暴露於風蝕和霜凍作用。河流帶走並重新分佈大量冰川來源的鬆散沉積物，然後將其沉積在各種陸地、湖泊和海洋環境中。風帶走更細的沉積物，尤其是粉砂，可以將它們攜帶數千公里，然後將它們沉積為黃土層（第334頁）。這種加速的地貌活動發生在冰川消融後，持續時間長達10,000年，直到地貌適應非冰川條件。
June M. Ryder（1971a，b）創造了“冰後”這個詞來描述加拿大不列顛哥倫比亞省的沖積扇，這些沖積扇是在晚更新世冰川消融後由河流和泥石流重新改造冰川沉積物形成的。Michael Church和Ryder（1972，3059）隨後通過定義“冰後”為“受到冰川影響的非冰川過程”，包括冰前過程和發生在“以前冰川的邊緣內外的過程，這些過程是以前冰川存在的直接結果”。此外，他們認識到了一個“冰後時期” - 冰後過程發揮作用的時間。後來，他們將這個概念擴展到包括所有的冰川退縮時期，而不僅僅是晚更新世的冰消期（Church and Ryder 1989）。
Colin K. Ballantyne（2002）認為存在六個“冰後土地系統” - 岩石坡、覆蓋碎屑的坡面、冰川前陸、沖積、湖泊和海岸系統 - 每個系統都包含各種冰後地貌和沉積相。總體而言，他將這些地貌和沉積物 - 堆積的碎屑、碎屑錐、沖積扇、山谷充填、三角洲、海岸屏障結構等等 - 視為中斷的沉積級聯中的儲存組成部分。級聯有四個主要的物質來源 - 岩壁、覆蓋碎屑的坡面、山谷底部的冰川沉積物和海岸冰川沉積物。它還有四個終端沉積物匯 - 沖積谷填充沉積物、湖泊沉積物、海岸和近海沉積物以及架海和海底沉積物。
10.8 人類與冰川環境
冰川地貌是寒冷氣候的產物。在第四紀期間，極地地區和山頂上的冰覆蓋隨著冰川-間冰川循環中的氣候波動而不斷增減。人類可以生活在冰川和周冰川環境中，但只能以低密度居住。即使在旅遊熱門地區，人類對當前冰川地貌的直接影響也很小。間接的人類影響是通過氣候變化媒介產生的：全球變暖似乎正在融化世界上的冰雪。在過去的100年裡，全球平均溫度上升了約0.6°C，其中約一半的上升發生在過去25年內。高緯度地區的上升幅度更高。例如，阿拉斯加和北歐亞洲地區的均冬季溫度在過去30年裡上升了6°C（Serreze等，2000年），這就是為什麼冰川環境對當前的氣候變暖趨勢如此脆弱的原因。
在上一次冰消期大約1萬年前留下的冰川遺跡地貌，現在有數百萬人居住在歐亞大陸和北美洲。遺跡地貌被翻耕以生產農作物，被挖掘以獲取沙礫，被混凝土和柏油覆蓋。對遺跡地貌的這種利用引發了景觀保護的問題。另一方面，瞭解第四紀沉積物及其性質可以幫助人類更好地利用遺跡冰川環境（補充框 10.5）。
人類對冰川環境的影響的另一個方面是全球變暖的問題。較暖的溫度改變了冰川的質量平衡，導致更多的融化發生。融化使冰川縮小並變薄，冰川腳部後退。自大約1850年以來，即小冰期結束以來，後退的冰川比前進的冰川多。近幾十年來，融化趨勢加劇，許多研究人員認為這是人為引起的氣候變暖所致。如果本世紀的氣溫上升預測（1.4°C至5.8°C）被證明準確，那麼融化將繼續進行。已經有了大約自1850年代以來，阿爾卑斯山失去了大約一半的冰川地形。並非所有冰川都在後退，質量平衡模式各不相同。例如，一些位於海洋性氣候的冰川 - 巴塔哥尼亞、冰島、東南阿拉斯加以及挪威和紐西蘭海岸的一些地區 - 顯示出高質量周轉、低平衡線和熔化溫度的firn和冰。另一方面，一些位於乾旱-大陸性氣候的冰川 - 北阿拉斯加、北極加拿大、亞北極俄羅斯、阿塔卡馬沙漠附近的安第斯山脈以及許多中亞山脈 - 顯示出低質量周轉、高海拔平衡線和firn和冰遠低於融化溫度（Zemp等，2009年）。
10.9 總結
冰覆蓋著大約10%的陸地表面，儘管2萬年前它覆蓋了32%。大部分冰在極地地區。冰川有各種各樣的形式和大小：冰蓋、冰帽、冰架、冰盾、錐形冰川、山谷冰川和其他小冰川。冰川有一個積累區，那裡產生冰，和一個消融區，那裡破壞冰。冰會磨損和破裂岩石，帶走和攜帶大大小小的岩石碎片，並沉積帶入的物質。冰川在冰川底部攜帶岩石碎屑（冰下碎屑），在冰中攜帶岩石碎屑（冰中碎屑），並在冰川表面沉積（冰上碎屑）。它們還在移動的冰的下方、上方和旁邊沉積沉積物。從冰川融化的融水沉積下來形成前冰川沉積物。冰川的侵蝕通過磨蝕、斷裂、壓碎和侵蝕山脈而創造出豐富多樣的地貌。例如，冰川擦拭的地區、冰川槽、有條紋的基岩、槽頭、錐形山谷、飛行石、新月形溝槽、山峰和孤山都是例子。冰川產生的碎屑也形成了各種各樣的地貌。冰上沉積物形成了側向冰川、中央冰川、塵土錐、偏石和許多其他特徵。冰川底部包含冰川丘和刺-尾等地形。終點冰川、推冰川、坑坑窪窪的冰川和其他地貌也出現在冰川邊緣。春天時從冰川冰峰流出的融水切割了山谷並在冰下沉積了冰堤，在冰的邊緣形成了融水河道和冰磧坑，並在冰前形成了各種各樣的地貌，包括壯觀的冰川沖刷區和洩洪渠，冰後平原，以及規模小得多的水坑。冰川融化後，立即形成各種各樣的冰川地貌。人類與冰川地貌互動。他們當前的工業和家庭活動可能通過全球變暖來縮小冰圈並破壞第四紀地貌。相反，第四紀沉積物的知識在謹慎地利用冰川衍生資源（如沙礫）以及選址垃圾填埋場等地方是不可或缺的。
補充框 10.1
南極洲（圖10.2）是第五大洲，但海拔最高（平均海拔超過2,000米，是亞洲的兩倍），最寒冷和最多風的洲。它的面積約為14,000,000平方公里，比澳大利亞（9,000,000平方公里）和歐洲次大陸（10,200,000平方公里）大。冰雪覆蓋了13,720,000平方公里的大陸，只有280,000平方公里，約占2%，是無冰覆蓋的。由於降雪量非常低，大多數南極洲嚴格來說是一個沙漠，冰蓋中包含了近70%的全球淡水和90%的全球冰儲量。每年都會有巨大的冰山從浮冰架上脫落，而且冬季時周圍的海洋有一半會結冰，將大陸的大小增加了一倍多。
南極洲的冰蓋在某些地方超過4,500米厚。冰位於深層次的冰川盆地和高高的冰川高原之上。跨南極山脈將東南極和西南極的兩個主要冰蓋隔開。這兩個冰蓋具有不同的特徵。東南極冰蓋類似於覆蓋格陵蘭的冰蓋，它們都覆蓋了陸地並凍結在基岩上。它的冰厚度約為2,000到4,000米左右。陸地冰川從東南極冰蓋的邊緣排水，其中包括幾個冰架，包括艾默里冰架。只有蘭伯特冰川深入到冰蓋的核心地帶。西南極冰蓋位於通常崎嶇的基岩地板上，其中大部分位於海平面以下。如果冰融化，這個地板將通過均衡補償而上升。除了幾個島嶼，這個區域將保持在海平面以下。 部分原因是由於基岩地板的崎嶇性，西南極冰蓋的表面具有不規則的地形。受保護的海灣中有浮冰架，例如朗恩冰架。海冰控制向海排水。西南極冰蓋是世界上唯一剩下的海冰蓋。它紮根於深內部的冰下盆地，有助於防止它坍塌。當前的擔憂是，在理論上，冰蓋不穩定，小小的後退可能會使其不穩定，導致快速解體。由於這種解體引起的海平面上升估計約為3.3米（Bamber等人，2009年）。然而，大冰蓋的不穩定性並不被普遍接受（請參見Ollier 2010）。
米蘭科維奇循環
地球圍繞太陽的橢圓軌道（其軌道平面稱為黃道面）上公轉，同時繞其旋轉或自轉軸旋轉。然而，行星、它們的衛星和太陽的引力相互作用導致軌道變化，這些軌道變化的週期在10,000到500,000年之間，會擾亂地球的氣候。米盧廷·米蘭科維奇的理論中有四種軌道變化很重要，儘管米蘭科維奇對第四種軌道變化不知情：
地球的軌道是一個幾乎圓形的橢圓，其質心（太陽系的質心）位於一個焦點上。軌道偏心率度量了軌道橢圓與圓之間的偏離程度。地球軌道偏心率的變化顯示出約100,000年（短偏心率週期）和400,000年（長偏心率週期）的週期。
地球的自轉軸傾斜。目前，自轉軸與赤道面（技術上稱為春分面）的傾角約為23.5°。地球自轉軸的傾角引起了季節的交替變化：如果自轉軸垂直於地平線，就不會有季節變化。自轉軸的傾斜緩慢地在22°到24°30'之間振盪。這些振盪具有41,000年的主週期。
地球自轉軸的方向相對於恒星參考系逐漸改變。換句話說，天球極點（地球自轉軸在延長時穿過天球的點）發生變化。北極慢慢以與地球自轉相反的方向旋轉或進動。在這個過程中，它繪製出一個圓圈，當與地球的質心連接時，描述了一個進動圓錐體。南極也以同樣的方式移動。自轉軸的這種緩慢移動是軸向進動。自轉軸相對於固定的近日點繞進動圓錐體旋轉一次需要25,800年。進動的平均週期為21,700年，主要週期為19,000年和23,000年。
軌道平面相對於太陽系的不變平面的傾角在約100,000年的週期內變化約2°，這可能會強化短週期偏心率的氣候影響。
這些軌道強迫並不改變地球一年中接收到的太陽能的總量，但它們調節了太陽能的季節性和緯度分佈。通過這樣做，它們對氣候產生了很大的影響（表10.2）。在10,000到500,000年的頻率範圍內的軌道變化似乎主導了更新世和全新世的氣候變化。軌道強迫導致了中高緯度地區的氣候變化，那裡的冰川不斷增減，也導致了低緯度地區的氣候變化，那裡的水和熱平衡與高緯度的氣候週期相一致。第四紀黃土沉積、海平面變化和海底核心的氧同位素比值記錄了偏心率的100,000年週期。進動週期（具有23,000年和19,000年成分）和41,000年的傾斜週期也伴隨著100,000年的週期而來。它們也導致了在海洋和陸地沉積物中記錄下來的氣候變化。海洋核心的氧同位素比值（O18）通常包含了所有地球軌道週期的標誌，儘管傾斜週期因其影響季節性，在高緯度沉積物中具有更強的標誌。
冰川流動
冰川之所以流動，是因為地球引力在冰中產生壓應力。壓應力取決於覆蓋冰的重量，分為兩個分量：靜水壓力和剪切應力。靜水壓力取決於覆蓋冰的重量，並均勻分佈在所有方向上。剪切應力取決於冰的重量和冰表面的坡度。在冰的基底的任何點，剪切應力0定義為
0 = igh sin
其中i是冰密度，g是重力加速度，h是冰厚度，是冰表面的坡度。冰密度和重力加速度的乘積大致保持在9千牛/立方米，因此冰底部的剪切應力取決於冰的厚度和冰表面的坡度。冰川底部的剪切應力介於50和150千牛/平方米之間。
在受力下，冰晶通過基面滑動來變形，這個過程發生在與晶體基底平行的層中。在冰川中，需要更高的應力才能產生基面滑動，因為冰晶通常不會在施加應力方向上朝向基面滑動。冰在受力下表現為偽塑性體（見圖4.5）。一旦施加剪切應力，冰晶就會開始變形，但首先是彈性的，如果去除應力，冰會恢復其原始形態。然而，隨著應力的增加，冰會發生塑性變形，並在彈性極限或屈服強度之外達到幾乎穩定的值。在這種情況下，冰會繼續在自身重力下變形，而無需增加應力，能夠蠕變或流動。Glen的功率流動定律給出了冰中剪切應變與施加應力之間的關係：
= Ai n
其中（epsilon點）是應變速率，A是冰硬度的‘常數’，（tau）是剪切應力， i
n是一個取決於包圍壓力和冰中岩屑含量的常數-它在約1.3到4.5之間，通常約為3. Ai-由溫度、晶體取向和冰的雜質含量控制。它的影響是，冷冰流動速度比溫暖冰慢，因為對於給定的剪切應力，溫度變化20°C會使應變速率增加百倍。對於指數n = 3，冰厚度的小幅增加會對應變速率產生較大影響，因為它將使剪切應力的立方倍增。在沒有底部滑動的情況下，Glen的流動定律規定，冰川的表面速度與冰的厚度的四次方和冰表面梯度的三次方成正比。
冰鬥
冰鬥通常是由溪流挖掘而成的窪地，或者是積雪聚集和堆積的任何空洞（風積窪地）。積雪傾向於在山的背風面積聚，因此在北半球，冰鬥通常面向北和東。在高山地區的陡峭地形中，冰鬥通常發育不良，外傾。在不那麼陡峭的地形中，如英國湖區，它們通常有岩盆地，可能在邊緣有冰磧，經常形成湖泊（被稱為“塘”）。儘管它們的形態和大小各異，但是從成熟的冰鬥的邊緣到頭壁頂部的長度與高度之比令人驚訝地恒定，位於2.8：1到3.2：1的範圍內（Manley 1959）。已知最大的冰鬥是位於南極洲維多利亞地的沃爾科特冰鬥，寬16公里，高3公里。一些冰鬥具有複合特徵。許多英國山脈內有冰鬥內的冰鬥。在蘇格蘭的布萊克山東面的科伊爾巴（Coire Bà）是英國最大的冰鬥之一，有幾個小冰鬥切入主冰鬥的頭壁。冰鬥階梯也會出現。在威爾士的斯諾登山，克倫·利達（Cwm Llydaw）是一個過度加深的盆地，有一個湖泊和陡峭的頭壁。克倫·格拉斯林（Cwm Glaslyn）是一個較小的冰鬥，也有一個湖泊，部分突破了頭壁。在克倫·格拉斯林之上，就在Y Wyddfa山的頂峰下面，有一個初期的冰鬥。目前尚不清楚這樣的階梯是不同積雪線的影響還是多個河流挖切的空洞或
諾福克郡廢物處理場
對第四紀沉積物的瞭解有助於設計英格蘭南諾福克郡的廢物處理場（Gray 1993）。地質上，南諾福克是一個被淺河谷在某些地方切割的凍土平原。幾乎沒有廢棄的砂礫礦坑和採石場可以用作市政廢物的垃圾填埋場。1991年5月，諾福克郡議會申請了在哈德威克（Hardwick）一座廢棄的美國第二次世界大戰機場上創建一個地上或“土地提升”廢物處理場，容量為150萬立方米的規劃許可。該提案是在Lowestoft Till上挖掘一個2-4米深的坑，然後過度填埋，使其成為低於平原地面高度多達10米的小山。該廢物處理場可能會出現滲濾液洩漏的問題，可能會污染地下水和河流，因此計畫依賴凍土的低滲透性，並重新處理廢土以消除其上層潛在滲漏的砂層。1993年8月，在對哈德威克（Hardwick）廢物處理場進行了一次公開聽證會後，被拒絕了規劃許可，部分原因是該場地地質和排水情況的瞭解不足，同時還有其他可用的場地。由於提案引發的對該場地的研究表明，滲濾液的封存是一個真正的問題，諾福克郡議會認為凍土將防止滲漏的看法是錯誤的。它還確定了南諾福克其他適合填埋場的地點，包括沿著Yare河及其支流沿岸的大面積沙礫礦床。在凍土平原進行土地提升在地貌學上也是不受歡迎的，除非最終的小山應該被森林掩蓋。從這個案例研究中得到的教訓是，瞭解第四紀地質對於規劃和設計冰磧沉積地區的填埋場至關重要。
第十一章 冰川周邊地貌
11.1 冰川周邊地貌的窗口
1928年，飛艇格拉夫·策普林飛越北極，揭示出：
極地世界中非常奇特的地貌。在一些地區，有一片平坦的平原，從地平線一直延伸到地平線，上面點綴著無數不可思議的湖泊。在其他地區，長達一英里或更長的線性痕跡交匯形成巨大的多邊形網路。這種鳥瞰視角證實了當時只是偶然的地表印象，即非冰川的極地環境非常不尋常。
（Butzer 1976，336）
11.2 冰川周邊的環境
波蘭地貌學家瓦萊裡·馮·洛茲因斯基於1909年首次使用了“寒冷地”一詞，用來描述中歐喀爾巴阡山脈的霜凍風化條件。1910年，在斯德哥爾摩舉行的第十一屆地質大會上，確立了“寒冷地帶”的概念，用來描述延緩更新世冰蓋和冰川邊緣地區的氣候和地貌條件。這個寒冷地帶覆蓋了苔原地區，一直延伸到緯度樹線。在現代用法中，寒冷地指的是更廣泛的寒冷但非冰川條件，而不管它們與冰川的距離有多遠。這包括位於高緯度和低於樹線的地區：極地的沙漠和半沙漠，高北極和南極冰凍區域，苔原區，針葉林區，高山寒冷地帶，甚至在中緯度和低緯度延伸。最大的高山寒冷地帶是中國的青藏高原。寒冷環境通常在冬季經歷強烈的霜凍，夏季地面沒有積雪。四種不同的氣候會產生這種條件 - 極地低地、亞極地低地、中緯度低地和高地（Washburn 1979，7-8）。
極地低地氣候的最冷月均溫低於3°C。它們與冰蓋、裸露的岩石表面和苔原植被相聯繫。
亞極地低地氣候的最冷月均溫也低於3°C，但最溫暖月的溫度超過10°C。在北半球，溫暖月的10°C等溫線大致位於緯度樹線，亞極地低地氣候與北方針葉林區相聯繫。
中緯度低地氣候的最冷月均溫低於3°C，但一年中至少有4個月的平均溫度超過10°C。
高山氣候因海拔高而寒冷。由於坡度的原因，它們在短距離內變化很大。日溫差往往很大。
11.2.1 永久凍土
被稱為永久凍土的永久凍結地面連續和不連續的區域，目前位於地球陸地表面的約25%。永久凍土是指土壤或岩石在連續兩年或更長時間內保持凍結狀態。它與凍土不同，因為降低的冷凍點允許一些材料在0°C以下保持不凍結，而相當大量的液態水可能存在於凍土中。永久凍土位於北半球的北極和亞北極地區的大片區域。它的厚度從在連續的兩個冬季之間保持凍結的薄層到數百米厚且有數千年歷史的凍土地面不等。永久凍土形成的條件是冬季凍結的深度大於夏季融化的深度，因此形成了永久凍土地區。 連續和不連續的永久凍土區被認可（圖11.1）。一些作者將不連續的永久凍土區劃分為兩個、三個或四個亞區。在北美，廣泛的永久凍土、零星的永久凍土和孤立的永久凍土是典型的；在俄羅斯，大型島嶼永久凍土、島嶼永久凍土和零星永久凍土區是常見的序列（Heginbottom 2002）。位於永久凍土表面之上的地上冰層，包括活躍層和未凍層或塊岩。活躍層是永久凍土上方的地面季節性凍結和融化的層（圖11.2）。活躍層的深度從約10釐米到3米不等。在連續的永久凍土區，活躍層通常直接位於永久凍土表面之上。在不連續的永久凍土區，活躍層可能無法達到永久凍土表面，永久凍土本身由冰塊組成。在永久凍土內部、下方或有時在上方存在塊岩，它們是不規則形狀的非凍結區域。在不連續的永久凍土區，類似煙囪的塊岩可能穿透凍土。封閉塊岩完全被凍土包圍，而開放塊岩與活躍層相連。開放塊岩通常位於湖泊和其他靜水體附近，這些靜水體提供了熱源。封閉塊岩是由湖泊排水、過去的氣候和其他原因造成的。
永久凍土不僅存在於北極和南極地區（極地或緯向永久凍土），還存在于高山區（山地永久凍土）、一些高原區（高原永久凍土）和一些海域下方（海洋永久凍土）（圖11.1）。
11.2.2 地冰-凍土冰
地冰是凍土中的冰。它對於凍土地貌的發生和演變具有根本性的影響（Thorn 1992）。它以各種形式存在（表11.1）：土壤冰（針狀冰、分離冰和填充孔隙的冰）；脈冰（單一脈冰和冰楔）；侵入冰（冰丘冰和冰片冰）；噴發冰，即在沖積平原等地在空氣中形成的冰；昇華冰，即在空腔中通過水蒸氣結晶形成的冰；以及埋藏冰（埋藏的冰山和埋藏的冰川冰）（Embleton和King 1975b，34）。一些地冰在現有氣候條件下持續存在一天，而一些地冰在過去的氣候條件下形成，並作為遺留特徵持續存在數千年。幾乎所有永久凍土中的水都以地冰的形式存在，地面冰可以佔據地面體積的高達90%，儘管一些永久凍土區域幾乎不含地面冰，被稱為“乾燥”。含冰永久凍土存在於連續和不連續的永久凍土區。
11.3 冰川邊緣過程
在冰川邊緣區域發生的大多數地貌過程也發生在其他氣候區域。特別是在冰緣地貌中，河流活動通常是占主導地位的過程。一些過程，特別是與水的凍結和融化有關的過程，在冰緣條件下非常活躍，可能產生獨特的地貌。
11.3.1 霜和雪的過程
岩石、土壤和沉積物中水的凍結引發了幾個過程—霜破碎、隆起和推進、以及開裂—這些過程在冰緣區域非常強烈。地下的水可能會在原位凍結在空隙中，或者它可能會通過空隙（朝向溫度低於零度的地區）遷移，形成離散的冰塊。分隔冰在以中等顆粒大小為主導的沉積物中很常見，例如粉土。粗顆粒的沉積物，例如礫石，太透水，而非常細顆粒的沉積物，例如黏土，具有太高的吸引勢（水在土壤體內保持的力量）而無法發生分離。霜作用在地表出現凍融循環是至關重要的。凍融循環主要由空氣溫度波動決定，但它們受到地表材料的熱性質、植被覆蓋和積雪覆蓋的調節。
■ 霜風化和碎裂Frost weathering and shattering
霜破碎已在前一節中介紹過。許多冰緣地貌都覆蓋著角狀岩屑，傳統上將其歸因於霜破碎。然而，霜破碎需要凍融循環和水的供應。儘管田野調查數量尚不多，但表明這些條件可能不像人們想像的那樣常見。其他過程，如水合物破碎（由矽酸鹽礦物表面的吸附水壓力引起）和鹽侵蝕在乾旱和海岸地區的岩石分解中可能起到作用。此外，尤其是在低緯度的冰川環境中，普遍存在的角狀岩屑可能是更新世氣候的遺留物，這些氣候更有利於霜破碎。
■ 霜隆起和推進Frost heaving and thrusting
冰的形成引起了冰隆起，這是物質的垂直運動，以及冰推進，這是物質的水準運動。隆起和推進通常同時發生，儘管隆起可能占主導地位，因為冰體積膨脹引起的壓力是沿最大溫度梯度方向的，而這通常與地表呈直角。當針狀冰形成時，表面的石頭可能會被抬起。針狀冰或pipkrake是由冰晶向上延伸到最多約30毫米（參見表11.1）形成的。活躍層中的霜隆起似乎是由三個過程引起的：向下凍結進展時冰透鏡的生長；由於從永久凍土層向上凍結引起的活躍層底部冰透鏡的生長；以及活躍層冷卻至冰點以下時孔隙水的漸進凍結。霜隆起位移沉積物，似乎引起了不同尺寸的沉積物顆粒的垂直差異運動。特別是在冰緣環境中觀察到了石頭的上升現象。這個過程產生的機制存在爭議。出現了兩組假設：霜拉動假設和霜推動假設。本質上，霜拉動涉及到凍結時所有土壤材料隨著地面膨脹上升，然後在融化時細顆粒物質崩潰，而較大的石塊仍然受到冰的支撐。當冰最終融化時，細顆粒物質支撐著石塊。霜推動是由於冰形成在碎屑（岩石的單個碎片）下方，因為它們具有更高的熱傳導率（這意味著它們比周圍土壤基質更快地冷卻），然後將它們推向最終穿過地表；在春季冰雪融化期間，土壤基質會坍塌到碎屑下方的空間中。霜推動機制在實驗室條件下有效，但適用於地表附近的石塊。在自然環境下，霜拉動機制很可能更重要。
■ 土方量體位移Mass displacement
霜的作用可能導致土壤中材料的局部垂直和水平位移。這種土方位移可能是由於位於永久凍土表面和凍結前沿之間的未凍土囊袋內的凍固靜壓力引起的。然而，年度凍結和融化導致的差異加熱也會產生類似的效應。可能在坡腳附近，正向孔隙水壓力會引起質量位移，形成冰緣內卷的活動層。冰緣內卷由最初平鋪的沉積層相互滲透而成。
■ 霜開裂
在零下溫度下，地表可能會由於熱收縮而開裂，這個過程叫做霜開裂。在冰緣環境中，多邊形狀的斷裂模式在很大程度上是由這種機制造成的，儘管類似的裂縫系統也可能是由於乾燥（脫水裂縫）和差異隆起（膨脹裂縫）而形成的。
■ 冰融土流Solifluction
大多數質量位移類型發生在冰緣環境中，但土流（'土壤流動'）具有至關重要的意義。冰融土流這個詞最初是指在福克蘭群島首次觀察到的由於受重力影響，靠近地表附近的飽和風化岩屑的緩慢流動。今天，冰融土流通常被視為一種涉及凍脹和土流的寒冷氣候過程。凍脹在交替的凍融週期中使一些物質向下坡運動。除相對乾燥的環境外，大部分物質都通過土流動，這是飽和風化岩屑的緩慢流動。這在飽和風化岩屑普遍變得飽和的地方尤其重要，這是由於永久凍土層或季節性凍結的水位引起的排水受限，以及由於雪和冰的融化提供的濕度。飽和會在土壤孔隙中產生高壓力和機械穩定性下降（液化），因此土壤開始向下流動，甚至在坡度只有0.5°的情況下也會如此。
■ 雪堆積Nivation
這個過程與晚期或常年積雪斑塊snow patches有關。它是由於霜的作用（凍融風化，尤其是年度凍結）、化學風化、土流、凍脹、融水流動（參見Thorn and Hall 2002）的綜合效應引起的局部侵蝕。它在亞北極和高山環境中最為活躍，導致了積雪斑塊嵌入山坡的形成。積雪斑塊通常始於一個小的現有窪地。一旦在積雪斑塊下方啟動，積雪斑塊（Plate 11.1）會增大其大小，並傾向於每年積累更多的雪，從而提供了一個正回饋的示例（第22頁）。
11.3.2 冰緣環境中的風化、水和風的過程
■ 風化
地貌學家傳統上認為，在冰緣氣候下，化學風化受到抑制，因為氣溫較低，大部分時間水以冰的形式儲存在其中，生物活動水準較低。然而，在冰緣環境中進行的化學風化和機械風化的比較速率的研究很少。瑞典北部的一項研究表明，化學風化釋放的材料並被河流以溶液的形式攜帶，約占所有物質風化損失的一半（Rapp 1986）。後來的研究表明，在水源充足的情況下，化學風化可以成為寒冷環境中風化作用的重要組成部分（例如，Hall et al. 2002）。冰緣條件下的地貌過程包括霜的作用，包含土方量體移動、雪融作用、流動活動和風蝕活動。
■流動作用
地貌學家曾經認為，由於長時間的凍結期，流動水不可用，年降水量較低，流動活動在冰緣環境中是一個相對不重要的過程。然而，冰緣景觀與其他地方的河流景觀相似，因此重新評估了河流活動在其形成中的作用。毫無疑問，河流的流動情況是高度季節性的，春季融化期間，高流量受到支持。這種高春季流量使得冰緣氣候中的河流活動比低降水水準可能暗示的更為強大，即使小溪也能攜帶粗顆粒物質和大量沉積物。在加拿大北極地區，Mecham河每年降水量為135毫米，其中一半降水是雪。其80-90％的年流量在10天內發生，達到最高速度可達4米/秒，整個河床可能在運動中。
■ 風蝕作用Aeolian action
乾冷的冰緣環境容易受到風蝕的影響，這在當前冰緣環境的乾旱部分以及更新世時期與北半球冰蓋相鄰的地區都有所見。強風、凍幹的沉積物、低降水、低溫和稀疏的植被覆蓋促進了大量的風蝕活動。侵蝕形態包括帶有平塊和溝槽的基岩表面、未固結沉積物中的風化洞（第320頁），以及風化石（第323頁）。風還負責黃土的積累（第334頁）。
11.4 冰川周邊地貌
許多冰川周邊地貌是由土壤中存在的冰引起的。主要的這類地貌包括冰和砂楔、各種各樣的霜丘、熱凍地和定向湖泊、有規律的地面、冰緣坡地、冷凍臺地和冷凍平原。它們可以方便地根據地下冰地貌、地下冰退化地貌和季節性凍融形成的地貌進行討論。
11.4.1 地下冰地貌
■ 冰和砂楔Ice and sand wedges
冰楔是一種V形的地下冰塊，穿透了活動層並延伸到永久凍土中（圖11.3）。在北美，它們通常寬2-3米，深3-4米，在現有沉積物中形成。西伯利亞低地的一些冰楔寬度超過5米，長度達40-50米，形成於堆積的沖積沉積物中。在北美，活躍的冰楔與連續凍土有關；遺留的冰楔存在於不連續凍土區。冰楔是在冬季形成的，當地下的水結冰時。一旦溫度降至-17°C或更低，冰就會起到固體的作用，並接觸以創建表面裂縫，然後裂縫會被後來凍結的雪水填滿。冰楔每年都可能增長。砂楔是通過填充冬季收縮裂縫而形成的。
冰楔偽形態是指冰楔的解凍和侵蝕產生了一個空的槽，其中充滿了風化岩屑或沙子。
■ 多年凍霜丘Perennial frost mounds
凍結時水的膨脹，再加上靜水壓力或液壓水壓力（或兩者兼而有之），會產生一系列多樣化的地貌，統稱為“凍霜丘frost mounds”（見French 1996，101-8）。主要的長壽霜丘包括凍土丘、帕爾薩和泥炭高地，而短壽霜丘包括土壤丘，季節性形式包括凍皰和結冰丘以及結冰水皰。
冰丘Pingos（也稱為水土丘或凍土丘）是大型的、多年生的、圓錐形的、冰心豐富的丘陵，在一些以細粒沉積物為主導的低窪永久凍土區很常見，冰是由注入的水形成的（見補充框 11.1）。它們的名字是因紐特語中的一個詞，意為小山。遺留或不活躍的凍土丘位於阿拉斯加中部、阿拉斯加海岸平原和加拿大北極的博福特海地區。活躍的凍土丘位於阿拉斯加中部、格陵蘭海岸和西伯利亞北部，特別是在三角洲、河口和沖積平原地區。
帕爾薩palsa是低矮的泥炭丘，通常是圓錐形或圓頂形，高1-10米，直徑10-50米。帕爾薩有一個由凍泥炭或淤泥（或兩者兼有）、小冰晶體和許多分隔的薄冰層和裂縫組成的核心。它們通常在泥炭地中形成小島。那些沒有泥炭覆蓋的是礦物質凍土丘（礦物質帕爾薩或礦物質帕爾森）。
泥炭高地Peat plateaux是由低矮的泥炭丘融合形成的更大型的地貌。
許多苔原景觀中都有小的丘陵，有或沒有冰心或冰層。這些特徵的多樣性表明它們可能有不止一個起源。北美文獻將它們描述為低矮的圓形丘陵，通常高度不超過2米，直徑在15-50米的範圍內。它們作為相對乾燥的場地而顯眼，貓頭鷹用它們作為棲息地。俄羅斯文獻將它們稱為bugors（俄語中的小山丘）和bugor-like形式，並將它們描述為散落在活動層內的散落的橢圓形丘陵或水土丘，它們通常高5-10米，寬50-80米，長100-5,000米，類似於凍土丘和帕爾薩。所有這些小苔原丘陵的起源尚不清楚，因為它們與地形沒有明顯的關係。土壤和植被中微妙的熱差異引起的局部冰分離可能是關鍵。即使更小的水土丘，高度從不超過1米或直徑約為4米，也出現在北美北極的一些地區，包括加拿大西北領地的南安普敦島和美國阿拉斯加。這些特徵似乎是由於冰的分離而產生的。
弦泥炭地String bogs ，也稱為有規律的沼澤，存在於泥炭地。它們是由薄薄的類似繩子的泥炭條或脊交替組成的，主要是蘚類植物，可能至少一部分時間含有冰，可能包括真正的帕爾薩，以及具有淺線性凹陷和池塘的植被。這些脊部有1.5米高，寬1-3米，長數十米。線狀特徵通常位於區域坡度的直角方向。尚不確定弦泥炭地是如何形成的。可能的形成過程包括凍融、從相鄰池塘推出脊的霜推、差異性凍融、冰晶體生長以及永久凍土的差異性融化，可能涉及水文和植物因素。
■ 季節性凍霜丘Seasonal frost mounds
比帕爾薩小的丘陵含有冰心或冰層。季節性霜泡，常見於北極和亞北極地區，在冬季凍結時，春水高壓凍結並抬起土壤和有機沉積物，可能會長高幾米，長度為幾米到約70米。它們與帕爾薩類似，但形成方式不同，生長速度較快，往往以群體形式出現而不是單獨出現。結冰或冰丘是冬季由地下水流連續流出地面、從泉水流出或從河冰裂縫中冒出凍結而形成的冰塊狀物。它們可能長達13米厚。它們將地上的水儲存起來，直到在春季和夏季釋放出來，當時它們極大地增加了徑流量。山谷中的結冰堵塞了春季徑流，通過重新引導的流量促進了側向侵蝕。通過擴大主要水道，它們鼓勵了河床分叉。結冰水皰是由高壓注入的地下水在結冰層之間形成的冰瘤。
11.4.2 地下冰退化地貌
熱融地貌是不規則地形，特徵是有凹陷地形和它們之間的小土丘。它主要是由於地下冰的融化，材料坍塌到以前被冰佔據的空間而形成的。熱融地貌特徵也可以由流水釋放為冰融化而塑造。融化的水相對溫暖，導致了沿崖壁或河岸冰塊的熱力和機械侵蝕。熱融地貌這個術語反映了由此產生的地貌與石灰岩地區的喀斯特地貌的相似性。熱融地貌特徵可能是氣候變暖的結果，但它們通常是冰緣環境中自然變異的一部分。表面條件的任何修改都可能導致它們產生，包括植被破壞、懸崖退縮和河道變化。
融化湖在熱融地貌中很常見（圖11.3）。許多融化湖在平面上呈橢圓形，長軸指向同一方向，與開水期間的主導風方向垂直。這種排列可能與最大流速區、濱水漂移和侵蝕有關，但其原因尚未完全研究清楚。定向融化湖在永久凍土地區很常見，但定向湖也出現在其他環境中。
11.4.3 地貌是季節性凍結和融化的結果
■ 有序地貌
在冰緣環境中，地表通常會出現各種各樣的單元、丘陵和脊線，形成規律的幾何圖案。這種地貌圖案在其他環境中也會出現，但在冰緣地區尤其常見，而且這些圖案往往更加突出。主要形式包括圓形、多邊形、網狀和條紋。所有這些形式都可以分為有序和無序形式。在有序形式中，粗顆粒材料與細顆粒材料分開，而在無序形式中，顆粒不會按大小分離，圖案是由微地形或植被或兩者都揭示出來的。這些不同形式通常相互連接，從多邊形、圓形和網狀圖案在平坦表面逐漸過渡到在坡度變得更陡峭和大規模移動變得重要時的臺階和條紋。
1. 圓形單元Circles通常單獨或成組出現。它們通常直徑為0.5到3米。有序的圓形中心有細顆粒材料，周圍是石塊，石塊在較大的圓形中更大。無序的圓形呈圓頂形，沒有石頭邊界，周圍有植被。圓形不限於永久凍土區域，無序的種類也出現在非冰緣環境中。
2. 多邊形Polygons成組出現。無序的多邊形大小從約一米到大型凍土或冰楔多邊形，直徑可能超過一百米。有序多邊形最大直徑為10米，多邊形的邊界由石塊組成，石塊之間有細顆粒材料（圖11.5a）。它們通常與平坦的土地相關，而無序多邊形可能出現在相對陡峭的坡面上。溝渠或裂縫位於無序多邊形的邊緣。最好發展的多邊形出現在冰冷氣候的地區，但也知道多邊形在炎熱的沙漠中存在。冰楔多邊形僅在永久凍土區域中發現，冰楔通常出現在大型無序多邊形的邊緣。識別了兩種冰楔多邊形。第一種是一個碟狀多邊形，中心較低，夏季可能積水，冰楔槽的兩側有邊緣河堤。第二種有高中心，被冰楔槽圍繞。這兩種類型都是通過多次凍土開裂和裂縫中融水的冷凍形成的。
3. 網狀Nets地貌是圓形和多邊形之間的過渡形式。它們通常很小，直徑不到幾米。地球小土丘（也稱為thúfur和pounus）由礦物土壤的圓頂核心冠以植被組成，是一種常見的無序網狀地貌。它們高約0.5米，直徑1-2米，主要形成在冷環境中的細顆粒材料中，那裡有足夠的濕度和季節性的凍土滲透，使地表材料不斷移位。地球小土丘主要分佈在極地和亞極地地區，但也知道它們存在于高山環境中。它們在賴索托南部非洲的高山Mohlesi Valley也存在並定期活躍。
4. 條紋tripes 不僅限於冰緣環境，它們往往在比臺階更陡峭的坡面上形成。有序條紋由沿坡度交替排列的粗顆粒和細顆粒材料組成（圖11.5b）。在北英格蘭Lake District的High Pike，658米高的山坡上有有序條紋，坡度為17-18°。這些條紋在相對較低的海拔形成，可能是因為岩屑中含有大量易受霜凍作用影響的細顆粒材料，而且沒有植被。有序的條紋仍然活躍。無序的條紋由植被線標誌，植被線位於輕微溝槽中，輕微的脊線上鋪著裸露的土壤。
地貌圖案的起源尚不完全清楚。三組過程似乎很重要 - 分選過程、坡度過程和圖案過程（圖11.5）。主要的圖案過程包括開裂，可以是由於熱收縮（霜開裂）、乾燥（乾燥開裂）或隆起（膨脹開裂）引起的，其中只有霜開裂局限於冰緣環境。圖案也可能是由於霜隆起和物質位移而產生的。霜隆起也是分選的重要來源，有助於通過將大石塊向上和向外移動而將它們分開，留下細顆粒的中心。由於許多形式的地貌圖案如此規則，一些地貌學家提出，在活動層中會形成對流單元。這些單元會發展，因為水在4°C時密度最大。因此，解凍前的水比上面稍暖的水密度小，會上升。對流單元下降的相對溫暖部分將導致凍土和非凍土土壤之間的介面產生波動，這可能會在地表地形中反映出來。如何發生這種回聲還不確定，但霜隆起是幾種可能機制之一。根據這一觀點，條紋形式可能是對流單元的下坡扭曲的結果。另一種可能性是對流單元在土壤本身中形成，並且已經發現了土壤循環類似單元的證據。但是地貌圖案形成涉及的過程很複雜，而且更複雜，因為看似相似的地貌圖案似乎是由不同的過程創建的（這是一種等同性的例子 - 請參閱第46頁），而相同的過程可以產生不同種類的地貌圖案。例如，在沙漠中也存在地貌圖案。
■ 滑動地貌Solifluction landforms
滑動（霜滑和冰滑）是一個重要的冰緣過程，形成了片狀、葉狀、梯田和犁石。這些地貌在低北極、亞北極和高山環境中比在高北極極地沙漠中更常見，因為高北極極地沙漠太乾燥，無法促進大規模的滑動。舌狀葉在凍土和森林凍土中很常見，其中一些植被斑塊會出現（圖11.8）。滑動葉Solifluction lobes往往形成在雪塊下面。通常，它們是舌狀的特徵，長10到100米，寬5到50米，前沿邊緣或上升部分陡峭，高度可能達到1.5米。霜分選過程通常會在葉的外緣產生碎石的濃集，稱為石堤葉；沒有邊緣碎石的葉稱為草皮堤葉。廣泛滑動葉的地區是滑動片，可以產生具有低坡度（1°至3°）的光禿禿的平地，植被稀少。梯田在山谷較低的坡度上很常見（圖11.9）。臺階是在相對陡峭的坡度上發生的類似梯田的地貌。它們由圓圈、多邊形和網格發展而來，要麼平行於山坡輪廓，要麼沿下坡方向延伸，形成葉狀形狀。在未分選的步驟中，臺階的上升部分長滿植被，踏面光禿。在分選步驟中，臺階的邊緣有較大的石塊。石制的品種被稱為石珠帶Ploughing boulders。沒有臺階的形式不限於凍土環境。犁石或犁塊通過周圍土壤向下滑動，留下一條長滿植被的犁溝，在前方建立一個葉狀物（圖11.10）。
岩石冰川Rock glaciers 是由凍結的角狀岩石和細碎的碎屑混合物與插入的冰和冰晶構成的葉狀或舌狀的地貌（圖11.11）。它們分佈在極地、亞極地、中緯度和低緯度地區的高山中。活躍的形態往往在大陸性和半乾旱氣候中找到，那裡的冰川沒有填滿所有適宜的地點。它們的長度從幾百米到一公里多不等，厚度高達50米。它們緩慢流動，每年約1米左右。它們是許多高山環境中最常見的凍土地貌。最近的研究表明，所有活躍的岩石冰川都含有一個變形的冰核，通常占岩石冰川體積的50-90%。它們的形成是有爭議的，但基本要素似乎是寒冷的氣候、大量的岩石碎屑供應和坡度。三種可能性是冰川被碎屑埋葬以留下冰核（冰川冰核起源）、融水和降雨滲入碎屑以形成插入冰（冰川凍土起源）以及在年平均溫度為零度或更低且碎屑輸入和降水之間的比率產生合適混合的環境中積累碎屑（Barsch 1996；Clark等人1998）。所有這三個過程都可能產生岩石冰川，然後將提供等效性的良好示例（第46頁）。
■ 冰緣山坡
冰緣山坡與在其他氣候環境中形成的山坡非常相似，但由於霜作用、植被缺乏和凍土的存在，一些差異會出現。冰緣地區的山坡剖面似乎有五種形式（French 1996, 170–80）。
第一種類型是冰緣地區最著名的山坡形式，由一個陡峭的懸崖、下面是一個凹形的碎石（碎石坡），以及在碎石坡下方的較溫和的坡組成（圖11.6a）。
第二種類型是矩形的、有碎石覆蓋的山坡，有時被稱為裡希特山坡，其中碎石供應和碎石清除大致平衡（圖11.6b）。它們出現在南極洲的某些乾旱和無冰區的山谷中，以及加拿大北部尤康地未被冰川覆蓋的地區。
第三種類型包括霜碎和冰滑碎石，具有適度平滑的凹凸不平的剖面（圖11.6c）。剩餘的山坡峰常常穿過上游山谷的碎石而伸出。這種剖面通常被認為是古冰緣形態，可追溯到更新世，但目前的冰緣地區並不廣泛報導這種形態。
第四種剖面由溫和傾斜的凍土平原臺地（也稱為“哥列茨”平原臺地、高原平原臺地、雪融平原臺地和均勻平原臺地）組成，位於一些山坡的中部和上部，切割到山頂或上部山坡的基岩中（圖11.6d）。凍土平原臺地的面積從10米到2公里不等，長度可達10公里。 臺地之間的上升部分可能高達70米，在覆蓋有碎石的地方傾斜角為30°或更多，在切割到基岩的地方則垂直。凍土平原臺地主要分佈在未被冰川覆蓋的尤康地北部、阿拉斯加和西伯利亞。它們被歸因於凍融作用和冰滑通過懸滑推進的削退（例如Nelson 1998），但對它們形成的實地研究非常有限（見Thorn和Hall 2002）。第五種類型的剖面是矩形的凍土平原，是非常溫和的凹陷侵蝕表面，通常切割到山谷側或山坡的基部，常見於非常乾燥的冰緣地區（圖11.6e）。除非它們橫穿地質結構，否則它們很難與結構性臺地區分開來。岩性和結構控制對它們的發展很重要，它們的形成方式與凍土平原臺地幾乎相同，只是在幫助懸崖後退方面，坡面沖刷比冰滑更活躍。形成它們的過程似乎是由霜作用引起的基岩風化，再加上受重力控制的懸崖後退和從下面替換斜坡。在剖面類型3和4中，周圍環繞著較溫和的山頂或山峰，這在幹流之間是常見的。許多專家認為，冰緣坡會演化成更平滑、更平坦的坡，因為侵蝕集中在較高部分，而沉積在較低部分。
11.5 人類與冰緣環境
在開發冰緣地區的嘗試面臨著獨特而困難的問題，這些問題與在冰凍的基底上建設有關（見補充框 11.2）。然而，人類並沒有被嚇倒，已經利用苔原景觀150多年，嚴重的擾動發生在第二次世界大戰後，隨著對石油和其他資源的勘探開發（例如Bliss 1990）。永久凍土的退化發生在永久凍土的熱平衡被打破的地方，這可能是由氣候變化或地表條件的變化引起的。主要影響是活動層的加深，這導致了冰富永久凍土的下沉和熱破溶的發展。
在低北極地區，礦產勘探導致了永久凍土的融化。在自然條件下，作為良好絕緣體的泥炭傾向于防止永久凍土的融化。當泥炭層被干擾或移除時，例如在夏季道路上使用履帶車輛時，會促使永久凍土的融化。地下冰的融化和隨後的下沉會產生熱破溶，它類似於石灰岩地貌（參見第393頁）。在美國阿拉斯加的塔納納平原，支持樺樹林的富冰永久凍土正在迅速融化，森林變成了礦物質浮動濕地（Osterkamp et al. 2000）。在這個地點100多年前，大約在26萬公頃中的83%都位於永久凍土下。在過去100到200年中，其中大約42%的永久凍土受到了熱破溶的影響。融化深度通常為1-2米，有些地方甚至高達6米。在西伯利亞西北部的亞瑪律半島，自20世紀60年代以來的土地利用和氣候變化，當時發現了超巨型天然氣田，已經導致了苔原景觀的變化（Forbes 1999）。大規模的勘探意味著大片土地用於修建道路和建築物。與此發展相關的擾動影響了數千公頃的土地。土地用於道路和建築物的增加，以及相關的擾動土地，已經導致馴鹿數量相對穩定或逐漸增加，但越來越少的牧場空間。因此，這些小塊牧場遭受了過度放牧和地衣、苔蘚和灌木的踐踏。在許多地區，沙質土壤已經被風蝕（見第320頁）。人類和馴鹿引起的擾動可能很容易引發熱破溶的形成和風蝕，從而導致牧場的進一步喪失。
在高北極地區，由於永久凍土溫度較低，含冰量普遍較低，熱破溶的可能性較小。然而，在沒有泥炭覆蓋的地方，沖溝侵蝕可能是一個嚴重的問題。例如，當清理飛機跑道和營地的明亮區域時，積雪在春天融化。融化的雨水沿著車輛產生的小溝流動。幾年後，侵蝕可能會將這些小溝變成相當大的沖溝。水流可能會成為強大的侵蝕力量，將苔原景觀變成泥漿和侵蝕泥煤的景象。修復工作很困難，因為礫石供應有限，夏季融化期間會喪失土壤容積。無論如何，礫石道路，雖然如果足夠厚的話可以防止永久凍土融化和下沉，但會產生有害的副作用。例如，設計用來將水引入道路下的管道可能會在冬季被礫石或冰填塞。在普魯多灣油田的三個地點，從1968年到1983年進行了研究，堵塞的排水通道導致了被洪水淹沒的面積達到了已繪製面積的9%，而熱破溶的面積則達到了1%（Walker et al. 1987）。如果採集系統、營地和管道廊道沒有以環保的方式建設，洪水和熱破溶的發生可能會更加嚴重。道路旁邊的水流和管道的增加流量可能導致熱破溶和水力侵蝕相結合，從而產生熱破溶。
未來增強的全球變暖，以及伴隨著的溫度和降水模式的變化，將對氣候決定的環境產生巨大影響，尤其是在高山和冰川流域（見Knight和Harrison 2009）。隨著“冰緣友好”的氣候面積縮小，沉積物的產生和供應很可能會隨時間減少。如果人類活動擴展並使當前的間冰期變暖，那麼來自中緯度冰川盆地源頭的沉積通量將大幅減少，最終導致河谷低地和海岸沿岸地帶的自相殘殺（Knight和Harrison 2009）。在高緯度地區，永久凍土融化和減少的海冰保護已經加劇了海岸侵蝕和沉積物供應（Lawrence et al. 2008）。而且，毫無疑問，全球變暖已經導致了永久凍土和相關冰緣過程的連續性和相互聯繫的減少（Lunardini 1996；Lemke et al. 2007）。阿拉斯加大部分不連續凍土現在已經非常溫暖，通常在凍結狀態下，距離融化只有1-2°C。在本世紀內的任何額外升溫都將導致新的熱破溶形成（Osterkamp et al. 2000）。在亞瑪律半島上，即使沒有人類對景觀的影響，稍微的氣候變暖也將導致大規模的熱破溶侵蝕（Forbes 1999）。
11.6 遺留的冰川周邊地貌特徵
包圍北半球冰川和其他在第四紀時期明顯更冷的地區富含冰緣時期的遺留特徵。美國東部阿帕拉契脈的塊狀地形被認為是化石冰緣地貌，在挪威，一些第三紀的塊狀地形似乎是在地中海氣候下形成的。歐洲的研究已經揭示了大量的遺留冰緣特徵（見補充框 11.3）。冰緣地貌也保存了以前寒冷時期的痕跡。澳大利亞新南威爾士州Lochinvar附近的中石炭世Seaham地層中含有化石根跡和化石植物表層（Retallack 1999）。它們代表了凍土的古老土壤，帶有凍融帶狀和土丘的跡象。
11.7 總結
冰緣景觀在冬季經歷強烈的霜凍，夏季則沒有積雪。它們下面是連續的或零星的永久凍土（永久凍結的地層），目前位於陸地表面的約22%下面。在冰緣環境中存在多種地貌過程。霜凍作用是一個關鍵過程。它引起風化、隆起和推擠、質量位移和開裂。凍融作用（霜蠕變和冰蠕變）主導了量體移動。風積和風化作用在冰緣環境中也可能是非常有效的地貌形成因素。冰緣地貌，其中一些非常奇特，包括地凍地貌（冰楔和各種霜丘 - 冰丘、冰凍、泥炭高地、弦澤、霜水瘤和霜水水泡）、地凍降解地貌（熱破溶和定向湖泊）以及季節性凍融導致的地貌（有圖案的地表和冰緣坡地）。有圖案的地表是圓圈、多邊形、網狀、臺階和條紋的幾何排列。冰緣坡地包括冰凍平地階地。人類在冰緣環境中的活動和全球變暖導致了永久凍土的退化和熱破溶的形成。許多現今的冰緣特徵是第四紀冰川時代寒冷條件的遺留物。
補充框 11.1 冰丘
冰丘在平面上大致呈圓形或橢圓形（見圖11.2）。它們高3到70米，直徑為30到7500米。山頂通常有膨脹裂縫，這是由於冰核持續增長引起的。如果這些裂縫打開得足夠大，它們可能會暴露冰核，導致冰核融化。這個過程會形成一個坍塌的冰丘，由一個幾乎圓形的凹陷和一個凸起的邊緣組成。年輕的冰丘每年可以垂直生長約20釐米，但年老的冰丘生長遠不如此迅速，需要成千上萬年才能演化。冰丘核心內部冰的增長似乎是由上升的水壓力引起的。水可以以至少兩種方式上升，這取決於初始核心形成後未凍結水源的存在（靜水或封閉系統冰丘）或存在（液壓或開放系統冰丘）。首先，在靜水或封閉系統冰丘中，湖泊可能會被沉積物和植被填滿，從而減少了底下未凍結地層的絕緣效應（圖11.4a）。然後，湖泊表面的冰凍會導致凍土從湖岸侵蝕，從而困住了一體水體，該水體處於靜水壓力下。壓力導致水上升並向側面擴散，最終遇到足夠冷的地下溫度凍結，此時它會膨脹並導致上面的沉積物和植被凸起。當河流被改道或湖泊被排幹時，也會發生同樣的過程。在加拿大北部西北領地的麥肯齊三角洲地區的冰丘支援這種以凍水壓力為起源的機制，那裡有1380個記錄的冰丘中，有98%位於湖泊盆地內或附近。第二種將水迫使上升的合理機制是液壓或開放系統冰丘（圖11.4b）。地下水通過位於靜水壓力下的活動層向下流動，朝向冰丘的地點可能會找到凍土中的裂縫，並在凍土上升的過程中凍結。然而，不受限制的地下水不太可能產生足夠的靜水壓力來提升冰丘，並且在冬季，開放系統機制可能會在臨時的封閉系統條件下發生，因為開放的活動層在冬季被凍結。
Plate 11.2 圖圖科亞特庫克旁邊的冰丘，位於加拿大西北領地北極海岸的因紐特村。所有房屋都立在鑽入永久凍土中的樁子上。（Tony Waltham Geophotos拍攝）
圖11.4 冰丘形成。（a）靜水或封閉系統冰丘，是在湖泊填充後形成的。
（b）液壓或開放系統冰丘。來源：（a）改編自Mackay（1998年，第8頁）
補充框 11.2 永久凍土開發問題
在永久凍土區域地表上興建的建築物、道路和鐵路面臨兩個問題（例如，French 1996，285-91）。首先，地面的凍結會導致凍脹，擾亂建築物、基礎和道路表面。其次，建築物本身可能會導致底下的冰融化，引起隆起和下陷，它們可能會沉入地下（見圖11.12）。為了克服這個困難，可以在地表上放置墊子或某種填料（通常是礫石）。如果墊子或填料的厚度適當，底下永久凍土的熱環境不會改變。輸送大量熱量給永久凍土的結構，如加熱建築物和溫暖的石油管道，需要採取額外的措施。常見的做法是將建築物安裝在樁上，以便在建築物和地表之間留出一個冷空氣可以流通的空間（見圖11.2）。即便如此，在經受季節性凍結的地面上，樁基礎可能會移動，將樁頂推高。因此，如果沒有明智地放置樁，橋樑、建築物、軍事設施和管道可能會受到損壞或摧毀。其他措施包括在墊子中插入開放式排水管，並在其下鋪設絕緣墊。此外，如果成本合理，可以在墊子周圍或通過樁上設置製冷裝置。提供市政服務的管道，如供水和汙水處理管道，不能在永久凍土地區埋設。在加拿大西北領地因紐特克（Inuvik）使用的解決方案是使用工具箱。工具箱是連續絕緣的鋁制箱，它們在支撐上方地面運行，將建築物與中央系統連接起來。
阿拉斯加輸油管道系統（Trans-Alaska Pipeline System，TAPS）是在永久凍土條件下建設的引人注目的成就，於1977年完工。這條管道長1285公里，將北坡普魯多灣的原油運輸到太平洋海岸的伐耳迪茲冰-free港口。最初計畫在大部分路線上埋設管道，但由於原油在70-80°C下運輸，這將會融化永久凍土，導致土壤流動損壞管道。最終，大約一半的管道被安裝在由12萬個垂直支撐成員（VSMs）支撐的高架梁上，這些成員通過特殊的散熱熱裝置牢固地固定在永久凍土中，以防止它們移動。這個系統允許管道的熱量散發到空氣中，從而最小化其對永久凍土的影響。
在永久凍土地區，建造了很少的道路和鐵路。大多數道路沒有鋪設路面。夏季融化伴隨著細粒沉積物承載力的喪失，以及冬季的凍脹，需要不斷對道路進行平整，以保持足夠適合駕駛的表面。鋪設的道路很快變得崎嶇不平，其中大多數需要每3到5年重新鋪設路面。在永久凍土地區，建造鐵路困難且維護成本高昂。橫貫西伯利亞鐵路以及加拿大北部一些鐵路（例如哈德孫灣鐵路）穿越冰層厚的地區。在這些地點，需要全年昂貴的維護計畫來對抗夏季融化和冬季凍脹的影響，以保持軌道水準。哈德孫灣鐵路已經運行了六十多年。在這段時間裡，鐵路堤壩沿線不斷面臨融化沉陷的問題，以及凍脹對橋樑甲板的破壞。熱管有助於最小化融化沉陷，但它們非常昂貴。
補充框 11.3 英格蘭的遺留冰緣地貌特徵
英格蘭擁有許多在冰緣條件下形成並作為遺留地貌特徵存留下來的地貌特徵。以下是一些示例，以說明這一觀點。
"冰磧"（Head）是用來描述具有可變組成的沉積物的術語，這些沉積物主要是由凍結流或凍土流將材料從高處運送到低處形成的。冰磧沉積物在英格蘭東部廣泛分佈，是一種遺留的冰緣地貌特徵（Catt 1987）。它們出現在低陡坡和山谷坡上，覆蓋了各種類型的基岩。厚厚的庫姆沉積物位於乾燥的白堊地山谷的底部。它們由凍土震碎的基岩組成，被滾動、凍結蠕變或質量滑移沿著陡坡滾動，或者通過融化的冰透鏡或凍土層下滑而下。更廣泛的石質粘壤土沉積物 - 黏土谷磧沉積物，覆蓋了黏土谷地的底部，它們出現在非常緩坡上（通常小於1°）或幾乎平坦的地面上，但含有來自數公里外堅硬岩石懸崖的石頭。它們似乎是在陡坡上（7-10°）啟動的寒冷氣候泥流，後來被河流活動稍微重塑。
在英格蘭東部的白堊岩露頭區域，包括許多覆蓋庫姆沉積物的地區，可以找到非排序的凍結楔形多邊形和條紋，它們在航空照片的土壤和農作物痕跡中很容易看出。在英格蘭南部的伊夫沙姆附近，已經注意到了網格尺寸為8米的多邊形圖案。愛爾蘭南部的遺留的冰丘的殘跡位於最後一次冰川運動的限制區域之外（Coxon和O'Callaghan 1987）。這些冰丘殘跡較大（直徑為10-100米），分佈單獨、成小團體和大簇。莎普仙斯通（Stiperstones）的巨石、岩石平臺和碎屑坡似乎是在冰緣條件下同時形成的（Clark 1994）。因此，這個景觀是繼承的。冰緣平臺的頂線可能是遺留的最清晰的部分，它們與巨石和碎屑坡顯示出明顯的關係。
第十二章 風成地貌
風是乾燥地區無植被的地表的侵蝕和沉積的有力工具。本章包括以下內容：
• 風是重要的地貌因素的地方
• 風過程
• 風侵蝕塑造的地貌
• 風沉積塑造的地貌
• 人類與風過程
• 過去的多風地區
12.1 風的作用
作為一種運輸和因此是侵蝕和沉積的媒介，風的工作在沒有植被覆蓋的鬆散表面材料的任何地方都是熟悉的。在乾燥天氣後，從犁田中升起的塵土雲和乾燥沙灘上的風吹沙熟悉於每個人。在濕潤地區，除了海岸線附近，風蝕受到草和樹木的覆蓋以及土壤中濕氣的結合作用的限制。但是在探險、戰爭和沙漠探礦的嘗試中，幾乎不需要強調風在乾旱地區的影響是無約束的。'沙漠灼熱的沙飄來的口吻'對神經發起了自己的戰爭。塵暴使天空變暗，將空氣變成窒息的疾風，並將大量物質帶到遙遠的地方。穿越紅海的船隻經常受到來自阿拉伯沙漠的風的細沙的浸禮；並且在迦納利群島上積聚了從撒哈拉沙漠吹過大海的沙子。
（霍爾姆斯1965年，748-749）
12.2 風成環境
風是所有陸地環境中的地貌因素。它只在乾燥地區，土壤和沉積物中含有細顆粒，幾乎沒有植被或沒有植被時才是有效的因素。世界乾旱地區的廣闊沙漠和有槽岩石證明了風成過程的有效性。更多局部的風作用可見於沙灘和裸露的田地上，以及包含遷移河道的沖積平原，特別是在冰川和冰蓋邊緣地區。在所有其他環境中，風的活動都受到植被和濕潤土壤的保護覆蓋的限制，這有助於將土壤顆粒粘在一起，防止它們被風吹散和運送，只有在灌木之間和在幹得快的表面上，如沙灘上，風才能釋放大量的沙子。
沙漠是年降水量非常低（小於300毫米），植被稀少，裸露的山地和高原廣泛分佈的地區，占地球陸地面積的三分之一左右（圖12.1）。許多沙漠地區是炎熱或熱帶的，但一些極地地區，包括南極洲，也是沙漠，因為它們乾燥。乾旱是沙漠分類的基礎。大多數分類都使用一些降雨天數、年降水總量、溫度、濕度和其他因素的組合。 1953年，皮維里爾·梅格斯根據降雨量將地球上的沙漠地區分為三類：
極端乾旱地區至少有12個連續月沒有降雨；
乾旱地區年降水量不足250毫米；
半乾旱地區的年平均降水量在250至500毫米之間。
乾旱和極端乾旱地區都是沙漠；半乾旱草原大多是大草原或草原。聯合國環境規劃署（UNEP）使用了不同的乾旱指數，定義為
AI = PE/P
其中PE是潛在蒸散和蒸騰，P是平均年降水量（Middleton和Thomas 1997）。根據這個指數，可以得出四個乾旱度等級（表12.1）。
儘管風作用是塑造沙漠地貌的重要過程，但在不同構造環境中，沙漠地貌組合各不相同。表12.2顯示了在構造活躍的美國西南部和構造穩定的撒哈拉地區的地貌比例，突顯了這些區域差異。
12.3 風成過程
空氣是一種帶塵埃的氣體。它以三種方式移動：（1）作為流線，即平行移動的氣流層；（2）作為湍流流動，即不規則的氣流運動，涉及上下和左右的流動；以及（3）旋渦，即螺旋或螺旋流動，通常圍繞垂直中心軸。流線型物體，如飛機機翼，分割流線而不會產生太多湍流。鈍物體，如岩石露頭和建築物，分割流線並攪動湍流流動，湍流區的位置取決於物體的形狀。
在大氣的下1000米內移動的空氣（邊界層）受到與地表有關的摩擦阻力的影響。這種阻力妨礙了地表附近的運動，並大大降低了平均風速。因此，風速剖面看起來很像開放水道中水的速度剖面，並且隨著高度的增加而以遞減的速率增加，由英國工程師和職業士兵拉爾夫·阿爾傑·巴格諾爾德（1941年）在風洞實驗中確定。風速剖面（圖12.2）可以寫為：
++++++ 其中uz是高度z處的風速，z是距離地面的高度，kappa是Kármán常數（通常取≈0.4），z0是粗糙度長度（取決於顆粒大小），u*是剪切或摩擦，定義為：
++++++ 其中0（tau-zero）是單位面積的剪切力，ρa（rho-a）是空氣密度。
在移動時，空氣的行為很像水。由於空氣的密度約為水的千分之一，它無法運輸如此大的顆粒。儘管如此，風是一種侵蝕和運輸的因素。風侵蝕、攜帶和輸送岩石和土壤顆粒的能力取決於風的性質、地表的性質和土壤或岩石的性質。關鍵的風因素是風速和湍流程度，而空氣密度和黏度起較小的作用。地表因素包括植被覆蓋、粗糙度、障礙物和地形形式。土壤因素包括濕度、結構和密度。
12.3.1 風侵蝕
風侵蝕涉及兩個過程 - 風蝕和磨蝕。風蝕是風將鬆散顆粒移走。較小的沉積顆粒比較大的顆粒更容易受到風蝕的影響。直徑約100微米的顆粒對風蝕最為脆弱。超過這個尺寸，需要更高的速度才能使越來越大的顆粒懸浮在空中。在這個直徑以下，尤其是對於粘土顆粒，需要更高的風速來克服將個體顆粒粘在一起的黏附力。沙粒大小的顆粒的風蝕是局部的，需要很長時間才能將沙子移動到遠距離。另一方面，泥和粘土更容易被湍流抬升，並在大氣中懸浮，最細的顆粒可以被運輸到很遠的地方。世界上的炎熱沙漠是大氣塵埃的主要來源。即使在溫帶地區也可能產生塵埃。在澳大利亞東南部，一種被稱為“帕爾納”的風吹塵埃覆蓋了廣闊的地區。 風對土壤的侵蝕是有充分檔記錄的，並且是眾所周知的（第336頁）。
沒有顆粒的風是無能的地質作用；帶有顆粒的風可能是強大的侵蝕作用。磨蝕是由風中攜帶的顆粒轟擊岩石和其他表面的過程 - 一種自然的“噴砂”。暴露在地表的岩石和巨石可能會被沙子和粉塵顆粒磨蝕。磨蝕速率似乎最高，當強風從上風的軟弱和易碎的岩石中攜帶硬沙粒時。沙粒在距地面一兩米的高度內攜帶，那個高度以上的磨蝕不重要。
12.3.2 風搬運
在風能夠輸送顆粒之前，它必須將它們從地表抬起。顆粒是通過“升力”抬升的，這是由於伯努利效應和局部風加速以及已經在空中的顆粒的撞擊而產生的。 伯努利效應是因為風速從地表迅速增加，所以表面顆粒位於一個壓力梯度中，顆粒的頂部經歷的壓力低於顆粒的底部。伯努利效應在空氣流經突出物時會增強。然而，將顆粒升空的最有效機制是已經在飛行中的顆粒的撞擊。因此，當風開始時，顆粒的運動速度很慢，因為只有升力起作用，但一旦鹽分和相關的撞擊開始起作用，它就會迅速增加。
風輸送包括四個過程：跳躍、爬行、懸浮和爬行（圖12.3）：
1. 跳躍Saltation.。沙粒被綁定、著陸和反彈，為其他沙粒提供了新的推動力。這種運動局限於短距離和約2米的高度。
2. 爬行Reptation。當鹽化顆粒擊中地表時，它們釋放出一小撮顆粒的類似小濺射的噴射，這些顆粒從衝擊點跳躍出來。這個過程是爬行。
3. 懸浮Suspension。被提升到大氣中的粉塵和粘土顆粒變成懸浮狀態，可以被攜帶到很遠的地方。沙粒可以被提升到大氣的較低層，如沙塵暴中，但會在起飛點附近下降。塵埃顆粒可以被帶到全球各地。塵埃暴風可能會攜帶數億噸的物質數千公里。1983年2月8日，澳大利亞墨爾本發生了一次驚人的塵暴，估計有200萬噸塵埃（Raupach等人，1994年）。
4. 爬行和相關的近地表活動Creep and related near-surface activity。粗砂和小卵石通過滾動和滑動前進，這些動力來自跳躍顆粒的衝擊以及被衝擊顆粒產生的小隕坑斜坡。
應強調的是，鹽分是關鍵過程。一旦鹽化開始，它就會推動所有其他過程，特別是爬行和爬行。甚至懸浮細顆粒的攜帶主要是由跳躍顆粒引起的。
鹽化和懸浮之間的分界線似乎在大約100微米直徑的顆粒處。小於100微米的顆粒的下降速度低於湍流風的上升速度，因此它們會在風停止時停留在空中，可能距離吸附點數千公里。實際上，塵埃顆粒可以環繞世界移動（不到80天！）。塵埃是一個有些鬆散的術語，但可以被視為空氣中的固體顆粒的懸浮（或這些顆粒的沉積，任何做家務的人都很熟悉）。大多數大氣塵埃小於100微米，其中很大一部分小於20微米。
12.3.3 風沉積
風在全球範圍內移動大量沉積物，儘管遠不及河流移動的沉積物那麼多。其中代表河流攜帶的10％的沉積物被輸送到了海洋。其餘的沉積在陸地上。在以色列，平均降雨量為0.25千克/平方米/年，但在風暴後記錄的最大降雨量為8.3千克/平方米/年。
風沉積可以通過三種方式進行（Bagnold 1941年）：（1）沉澱，（2）增積和（3）侵蝕。當顆粒從空中掉落或停止前進時，沉積發生。對於沙粒而言，如果空氣的力量不足以通過鹽化將顆粒向前運動或通過爬行將其他顆粒移動，顆粒就會停下來。對於粘土和粘土而言，如果顆粒被氣流帶到地面或者如果空氣足夠靜止以使顆粒沉澱（幹沉積），或者如果它們被雨水帶下來（濕沉積），那麼顆粒就會停下來。濕沉積似乎在塵埃雲通過潮濕地區並穿過大海時很重要。這是將撒哈拉塵埃帶入地中海地區的主要過程（Löye-Pilot和Martin 1996年）。濕沉積可能導致血雨和紅雨。陸地上的測量沉積速率範圍從3.5 t/km2/yr到200 t/km2/yr（Goudie 1995；Middleton 1997）。當顆粒被鹽化運動擊中地表時，增積發生，擊中點的一些顆粒會以表面爬行的方式繼續向前運動，但大多數顆粒會停在擊中的位置。因此，增積沉積是由鹽化和表面爬行的綜合作用所塑造的。當沉積發生在粗糙的表面上時，就會發生侵蝕。在這種條件下，作為表面爬行的顆粒會被攔截，而跳躍的顆粒可能會繼續前進。粗顆粒通常與侵蝕表面相關，因為風會吹走細顆粒。細顆粒傾向於出現在沉積表面上。粗顆粒也可能從下面的地表移動到地表。
12.4 風蝕地貌
由風蝕造成的地貌很少能在乾旱地區以外的地方保存下來。在沖積平原和沙灘上，河流和海浪的後續作用會抹去風蝕的痕跡。在乾旱地區，其他風蝕作用不強或不存在，無法破壞風蝕地貌。由風蝕引起的乾旱地區的主要侵蝕地貌包括滯留沉積物、沙漠路面、風蝕石、雅丹和盆地（參見Livingstone和Warren 1996；Breed等人1997；Goudie 1999）。
12.4.1滯留沉積物和石質地面
風蝕使淤泥和細砂被風吹走，降低了地表的水準，並留下了一層濃縮的岩石和粗砂，起到了保護層的作用。這種薄薄的碎石覆蓋層，或者更粗的材料，覆蓋在主要由較細的材料組成的表層之上，被稱為滯留沉積物（圖12.1）。滯留沉積物覆蓋了世界上相當一部分的沙漠，但它們也出現在其他植被很少的環境中，包括山區和冰緣地帶。粗糙的材料有幾種當地的名稱 - 在澳大利亞稱為gibber，在北美稱為沙漠裝甲，在阿拉伯世界稱為hammada、serir和reg。
滯留沉積物可能是由於黏土、砂和淤泥混合的質量不佳的沉積物的沉積而導致的。風吹走了較細的表面顆粒，留下了一層材料，太粗了無法被風吹走。這個覆蓋層可以保護風吹走的較細材料不受風的影響。然而，其他過程也可以導致粗顆粒在裸露的表面上的濃縮 - 表面沖刷、加熱和冷卻循環、凍融循環、濕潤和乾燥循環以及鹽的溶解和再結晶。
當石質覆蓋是連續的時候（而顆粒通常是扁平的），被滯留沉積物覆蓋的表面被稱為石質路面，但它們有各種當地名稱 - 在美國稱為沙漠路面，在澳大利亞稱為gibber平原，在中亞稱為戈壁，在阿拉伯世界稱為hammada、reg或serir。 Hammada是岩石沙漠，滯留物由粗糙的機械風化的岩屑組成。Serir是有圓礫石和粗砂滯留物的礫石沙漠，是由沖積沉積物的風蝕而形成的。
12.4.2 風蝕坑和凹陷
風蝕可以沖出被稱為風蝕坑或吹痕的大或小凹陷。吹痕是由風蝕產生的最常見的地貌。它們在弱的、未固結的沉積物中最常見。它們的大小範圍從不到一米深、幾米寬的小型吹痕，通過幾米深、數百米寬的封閉盆地（坑）到深度超過100米、寬度超過100公里的非常大的地貌。它們的深度不超過水位，水位可能在地表下數百米。
坑是封閉的凹陷，廣泛分佈在許多乾旱地區，至少部分似乎是由風蝕形成的（圖12.4；圖12.2）。它們的大小範圍從幾米寬、只有幾釐米深的地方，到數公里寬、數十米深的地方。已知最大的坑是在澳大利亞東部發現的，寬45公里。坑在南部非洲、美國高原、阿根廷的潘帕斯、滿洲、西澳大利亞、西伯利亞的大草原和哈薩克都發展得非常顯著（Goudie 1999）。它們有時在背風側有粘土沙丘或月牙形沙丘，由來自坑底的沙質、淤泥、粘土和鹽分的材料組成。月牙形沙丘的存在是坑底經歷了風蝕的明確跡象。坑的演化是一個有爭議的問題（補充框 12.1）。 風蝕似乎在挖出大的侵蝕盆地中發揮了主要作用，例如利比亞沙漠中的大綠洲盆地。然而，這樣大的盆地幾乎肯定會有複雜的演化，涉及到除了風蝕以外的其他過程，包括構造下沉。其中最深的盆地是埃及北部的卡塔拉盆地，切割在上新世沉積物中。在其最低點，卡塔拉盆地位於海平面以下134米。
12.4.3 雅丹和刻舟石Yardangs and Zeugen
雅丹Yardangs通常被定義為壯觀的流線型、鋒利而蜿蜒的山脊，沿風向延伸，之間由平行的凹陷分隔開。有時人們說它們像翻轉的船艙。然而，雅丹的形態各異。分為兩個尺寸類別 - 巨型雅丹和雅丹。巨型雅丹長達100米以上，寬度可達1000米，只有在撒哈拉中部和埃及報告有這種景觀，其中一些優秀的例子出現在查德的蒂貝斯蒂山附近的Boukou地區。
在中亞柴達木盆地，有八種雅丹的形態：臺地、鋸齒形山脊、錐形山、金字塔、非常長的山脊、背脊、駝峰和低矮的流線型駝峰（Halimov和Fezer 1989）。雅丹已從中亞（中國塔克拉瑪干沙漠）、近東（伊朗東南部盧特沙漠、阿富汗的Khash沙漠、西奈半島和沙烏地阿拉伯）、撒哈拉地區的幾個地方、北美（加利福尼亞州莫哈韋沙漠）和南美（秘魯的塔拉拉和帕拉卡斯-伊卡地區）報告有出現。伊朗盧特盆地的雅丹是地球上最大的雅丹之一。它們高達80米，是由盧特層狀的細粒、水準層狀的淤泥和含石膏的砂岩雕刻而成。
雅丹是通過磨蝕和風蝕塑造的，儘管溝渠形成、物質運移和鹽風化也可能參與其中。雅丹的演化似乎遵循一系列步驟（Halimov和Fezer 1989；Goudie 1999）。首先，在濕潤條件下形成適合的沉積物（例如湖床和沼澤沉積物）。然後，這些沉積物乾燥並最初被風或河流侵蝕。由此產生的地貌由高山脊和臺地組成，它們之間有窄的廊道，廊道通向沉積物的底部。然後，磨蝕擴大了廊道，並導致山脊鼻子後退。在這個階段，坡度非常陡峭，大量的質量移動發生，尤其是沿著乾裂和收縮裂縫。山脊逐漸變成圓錐形、金字塔、鋸齒形、背脊和鯨脊。一旦地貌減少到小於2米，整個表面都會被磨蝕，形成簡單的氣動形態 - 低流線型鯨脊 - 最終演化成平坦的表面。
刻舟石（Zeugen）也稱為懸臂石或蘑菇石，與雅丹相關（圖12.3）。它們是由風蝕岩層，特別是靠近地面的軟岩層被風蝕產生的。在某些情況下，覆蓋在較軟的上面的硬岩幫助了靠近地面的差異風化。特殊情況下，當帶沙的風被地形引導時，甚至硬岩也可能被沙子磨削、刻槽、凹坑和拋光。例如，來自加利福尼亞莫哈韋沙漠附近的Windy Point。
風蝕工具Ventifacts
沙漠表面的鵝卵石和鵝卵石通常帶有稱為風蝕工具的平面。它們攜帶的棱邊或龍骨的數量有時用德國術語Einkanter（單面）、Zweikanter（雙面）和Dreikanter（三面）來表示。金字塔形的Dreikanter尤其常見（圖12.4）。鵝卵石或鵝卵石的多邊形磨蝕不一定意味著有多個主要風向。實驗研究表明，即使風沒有首選方向，風蝕工具也可能形成。而且，即使風確實來自一個方向，風蝕工具也可能被重新調整。
風蝕工具形成的機制存在爭議，儘管已經進行了一百多年的研究（見Livingstone和Warren 1996，第30-2頁），但最可能的原因是塵土和細沙的磨蝕，而不是沙子的衝擊。有趣的是，最發展完善的風蝕工具來自極地和冰後地區，那裡由於空氣密度較高和風速較高，與其他環境相比，風帶來的顆粒較大。
12.5 風成沉積地形
沙堆積物有各種大小和形狀。沉積可以以沙丘地帶和沙海的形式發生，也可以以黃土或典型沙丘的形式發生。一個常見的誤解是世界上的沙漠是廣闊的沙海。沙漠（或沙漠）僅覆蓋撒哈拉的25%，世界沙漠的四分之一多一點。較小的沙堆積和沙丘地帶分佈在幾乎所有世界上乾旱和半乾旱地區。
沙堆積物，在沙海和較小的地形特徵中，通常會演化成床形。它們被稱為床形，因為它們是由流體運動 - 氣流 - 在大氣“床”上產生的。它們通常會在回應風力剪切力與地表沉積物相互作用時形成規則且重複的模式。風會將沉積物塑造成各種地貌。反過來，地貌會修改氣流。氣流與演化中的地貌之間可能會建立一種平衡，但它很容易被沙子供應的變化、風向、風速以及（如有的情況下）植被所干擾。
12.5.1 沙丘的形成Dune
傳統上，地貌學家研究了沙丘的形態和沙丘沉積物的紋理。自1980年左右以來，重點已轉向了研究沉積物的運輸和沉積，以及它們與沙丘的形成、生長和維護的關係。研究包括野外調查和風洞實驗，以及模擬沙丘形成和發展的數學模型（參見Nickling和McKenna Neuman 1999）。然而，如何風吹過沙漠平原，將沙子塑造成沙丘仍然不是很清楚。平原與形成規則紊流模式的沙流之間的相互作用可能是關鍵。顯然，必須減小風速以允許顆粒脫離輸送風。在障礙物的背風處和窪地，氣流速度大大減小。此外，由於顆粒大小差異引起的表面粗糙度的微妙影響，可能會引發鼓勵沉積的空氣動力效應。沉積可能會形成一個沙地。一旦建立了沙地，它可能會通過捕捉跳躍的顆粒（無法像周圍的多石表面那樣容易彈跳）而增長成為沙丘。此機制僅在沙體寬度大於跳躍顆粒的飛行距離時才有效。似乎存在一個關鍵的最低寬度，約為1-5米，代表沙丘的限制大小。在沙丘的背風處，氣流分離並減速。這種變化增加了沙的堆積，減少了沙的侵蝕，因此沙丘的尺寸增大。顆粒往往被困在滑坡上，這一過程受到風的壓縮和風ward坡度的加速的幫助。加速的氣流侵蝕風ward坡，並在背風坡上沉積沙子。隨著沙地的增長，它變成了沙丘。最終，風ward坡的角度、沙丘的高度、氣流加速的水準以及風ward和背風坡上的侵蝕和沉積量之間達到平衡。沙丘可能會沿著風向移動（圖12.5）。
圖12.6是一個關於形成不同沙丘類型有利條件的推測性模型，下面將討論這些沙丘類型（Livingstone和Warren 1996，80）。兩個軸代表了控制沙丘類型的兩個主要因素。第一個軸代表用於形成沙丘的沙的數量的未指定度量，而第二個軸代表風向的變異性。
12.5.2 沙丘類型
一些研究人員認為風成床形形成了一個三層次的層次結構。尼古拉斯·蘭開斯特（1995）識別了三個重疊的床形，前兩個在所有沙漠中都存在：（1）風紋；（2）單獨的簡單沙丘或復合和複雜沙丘上的重疊沙丘；以及（3）複合和複雜沙丘或draa。
■ 風紋 Ripples
風紋是最小的風成床形。它們是規則的波浪狀起伏，與主風向呈直角。紋的大小隨著顆粒大小的增加而增加，但它們通常高約10到300毫米，通常間隔幾釐米到幾十米（圖12.5和12.6）。風紋在幾分鐘到幾小時內形成，如果風向或風速發生變化，它們會迅速變化。
表面上看似簡單的風成床形，但紋已經經受住瞭解釋它們的嘗試。已提出了幾種假說，但大多數都有缺陷（參見Livingstone和Warren 1996，27）。根據可能是最合理的模型（Anderson 1987；Anderson和Bunas 1993），紋的形成需要床體的不規則性，這會干擾爬行顆粒的分佈。通過模擬這一過程，大約在約5,000次跳躍撞擊後，出現了重複的紋，具有約六個平均爬行波長的實際波長。在模型的後期版本（Anderson和Bunas 1993）中，包括了兩種顆粒大小。再次，紋發展起來，這些紋在其頂部攜帶較粗的顆粒，這在實際紋中通常是如此。
■ 自由沙丘 Free dunes
沙丘是由風逐漸積聚的鬆散沙子組成的（圖12.7）。它們通常從幾米寬幾釐米高到2公里寬和400米高不等。典型尺寸為5-30米高，間隔為50-500米。最大的沙丘被稱為draa或mega-dunes，高達400米，相距超過500米，有些間距高達4公里。
沙丘可以單獨存在，也可以形成沙丘地帶。它們可以是活躍的，也可以被植被固定。它們可以是自由沙丘，也可以是位於障礙物背風處的沙丘（受阻沙丘）。自由沙丘的形式主要取決於風的特性，而受阻沙丘的形式則受到植被、地形或高度局部的沉積物來源的影響。沙丘形式的分類有很多，多種多樣，通常使用當地名稱來描述相同的形式。最近的分類是基於沙丘的形成，並確定了兩種主要形式 - 自由和受阻 - 次要形式根據形態或方向，在自由沙丘的情況下，以及根據植被和地形，在受阻沙丘的情況下（Livingstone和Warren 1996，75）（表12.3）。
自由沙丘可以根據方向（橫向）或形式（線性、星型和平面）進行分類（圖12.8）。所有類型的橫向沙丘約占40％的活躍和穩定的沙漠地區。橫向類型（表12.3）是由單向風形成的，形成了不對稱的脊，看起來像一系列的疊砂丘，它們的角部相連，滑坡大致都朝著同一方向。疊砂丘是孤立的形態，高度約為0.5-100米，寬度為30-300米（圖12.7）。它們位於堅固的沙漠表面，如石頭鋪面，並且會朝著角部的方向移動，有時達到每年40米。它們在沙供應有限和單向風的條件下形成。其他橫向沙丘類型包括圓頂砂丘和反向砂丘。圓頂砂丘沒有滑坡，但具有與橫向沙丘相關的方向和沙子運輸模式。反向砂丘具有在山脊的兩側具有形成滑坡的滑坡，以應對來自兩個相對方向的風，它們被歸入橫向類別，因為淨沙運輸與山脊的直角方向運行。
線性沙丘在山脊線的兩側具有滑坡，但任何時候只有一側是活躍的，沙子運輸是平行於山脊的。它們可以分為鋒利的山脊，也稱為siefs和sayfs（圖12.8），以及更圓形的砂丘。這兩者都是積累形式，可以捕捉來自兩個方向的背風沙子，或者與主風平行。線性沙丘存在於世界上所有主要的沙漠地區。它們的高度從幾米不到幾百米不等，可以延伸數十公里。它們通常平行運行，但許多會蜿蜒前進，間隔不一，並且可能在“Y”或“叉”交叉處相連。
沙丘網絡和星形沙丘具有一系列混亂的滑坡，指向多個方向。沙丘網絡通常在連續的沙地上出現。它們由高度不超過幾米且相距約100米的沙丘組成。星型沙丘具有從中心山頂向外輻射的多個臂（圖12.9）。它們可能高達400米，間隔在約150到至少5,000米之間。星型沙丘分佈在世界上許多主要的沙漠地區，僅在阿爾及利亞大東部沙漠地區佔據了大片區域。
沙片有兩種變體 - zibars和streaks。 Zibars是低浮雕的粗粒床形，沒有滑坡。它們的表面僅由風紋和當地陰影和灌木地形沙丘組成。它們在沙片和砂海的風下地區很常見。
streaks，也稱為沙片或stringers，是大面積的沙子，不帶明顯的沙丘形式。它們在砂海占據的面積比有沙丘的區域要大。
■ 被固定的沙丘Anchored dunes
幾種沙丘類型受植被、地形或當地沉積物來源的控制。這些被固定或受阻的沙丘具有多種形式（表12.3; 圖12.9）。地形特徵導致了幾種不同類型的被固定沙丘。背風沙丘和前沙丘與障礙物周圍的氣流模式相關聯。風洞實驗顯示，攀登沙丘（圖12.10）和回聲沙丘的生長取決於障礙物的坡度。當障礙物的背風坡小於約30°時，沙子會吹過它。當它超過30°時，沙子被困住，形成攀登沙丘或沙坡。如果超過50°，那麼回聲沙丘將在障礙物高度的三倍的上風距離處形成。懸崖頂沙丘可能形成在障礙物的山頂以外的略低風速區域。跌沙丘形成在障礙物的背風處，那裡的空氣較平靜。如果障礙物很窄，那麼繞過邊緣移動的沙子可能形成延伸下風的背風沙丘。新月形沙丘是新月形的沙丘，向上風方向敞開，與平盤相關聯。
植物可能是沙丘形成的焦點，有三種沙丘與植被相關。植物固定的沙丘中最常見的類型是植被沙堆，也稱為nabkha、nebkha、灌木沙丘、灌木沙丘、凹坑沙丘和phreatophyte沙堆（圖12.11）。這些沙丘圍繞著一株灌木或一簇草，它們充當障礙物以固定沙子。拋物線沙丘，或稱為“髮夾”沙丘，在平面上呈U形或V形，其臂部向上風敞開。它們在有植被的沙漠邊緣很常見。在印度塔爾沙漠，它們的高度可能達到數十米。它們還存在於寒冷氣候地區，如加拿大和美國中部，以及海岸地區。至於它們的形成，一般認為拋物線沙丘是由吹砂形成的。吹砂是由於植物根部部分束縛的鬆散沙子的膨脹而造成的凹坑。它們是有植被的沙丘中的裸露凹坑，在海岸沙丘和沙漠邊緣周圍的穩定（有植被的）沙丘中非常常見。
12.5.3 沙丘區和沙漠Sand seas
沙丘區是沙堆積區，佔地少於30,000平方公里，至少有十個個別的沙丘，距離超過沙丘波長（Cooke等人，1993，403）。它們包含相對較小和簡單的沙丘。它們可能出現在任何鬆散的沙子被風吹的地方，甚至在高緯度地區也有，而且有成千上萬個這樣的地方。在北美，沙丘區位於西南地區，以及Kelso和加利福尼亞州死亡谷等盆地。
沙漠Sand seas不同於沙丘區，它們覆蓋的面積超過30,000平方公里，並且有更複雜和更大的沙丘。在沙漠和沙丘區域中，沙丘的脊或沙堆可能排列成行，使地表呈波浪狀。大約60％的沙漠是被沙丘覆蓋的，而其他可能是無沙丘的，包括低矮的沙丘，通常有一些植被覆蓋。沙漠有幾個當地的名稱：北撒哈拉的ergs、利比亞的edeyen、撒哈拉的qoz、中亞的koum或kum和peski，以及阿拉伯的nafud或nefud。它們是風吹沙子的區域積累，具有複雜的起源，通常由非常大的沙丘（至少長或寬或兩者均為500米）組成，呈橫向或金字塔形狀（圖12.10）。它們還包括沙丘之間的playa和湖泊沉積物的積累，以及河流、湖泊和海洋沉積物的區域。沙漠局限於年降雨量少於150毫米的地區，分佈在兩個緯度帶內，一個是20°–40°N，另一個是20°–40°S。最大的沙漠是沙烏地阿拉伯的Rub' al Khali（'空蕩之地'），佔地770,000平方公里，其中有連續沙丘的區域。在北非和南非、中亞和澳大利亞中部，約有五十個類似但規模較小的沙漠。在南美洲，安第斯山限制了沙漠的大小，但它們出現在秘魯海岸和阿根廷西北部，包含非常大的沙丘。在北美，唯一的活動沙漠位於墨西哥北部索諾拉的Gran Desierto，向北延伸至亞利桑那州的尤馬沙漠和加利福尼亞州東南部的Algodones沙丘。內布拉斯加州的沙丘是被植被固定的沙漠。單一的沙漠可能儲存大量的沙子。阿爾及利亞東北部的Erg Oriental佔地192,000平方公里，平均厚度為26米，儲存了4,992立方千米的沙子。納米布沙漠較小，儲存了680立方千米的沙子（Lancaster 1999）。在下沉的盆地中積累的沙漠可能至少厚1,000米，但其他地方，例如澳大利亞Simpson和Great Sandy Deserts中的線性沙丘的ergs，與均質冰原平原上的個別沙丘一樣厚。
沙丘區和沙漠主要出現在風吹來自乾燥、鬆散沙子的豐富來源的下風地區，如乾涸的河床和三角洲、洪水平原、冰川冰原平原、乾涸的湖泊和海灘。幾乎所有主要的ergs都位於缺乏植被且容易受持續風蝕影響的乾燥地區的被廢棄的河道下風處。例如，撒哈拉大部分沙源可能來自由新近紀地層組成的中非高地的河川、河流和湖泊系統。這些沉積物直接來自於所有沉積物的風蝕，以及納米布、Gran Desierto、Sinai、Atacama和阿拉伯沙漠海岸沉積物間接來自於海岸沉積物。傳統觀念認為，來自這些大量來源的沙子移動下風，並在受到地形障礙或風流迫使匯聚的地方積聚成非常大的沙丘。通過這個過程，整個ergs和沙丘區域可能會從其沙源向下風移動數百公里。
黃土Loess
黃土是一種主要由風吹的石英組成的陸地沉積物，它佔地球陸地表面的5-10％，其中大部分形成在既有地形的覆蓋上，厚度可達400米（圖12.11；圖版12.12）。在中國的黃土高原上，厚度普遍達100米，蘭州附近記錄有330米。在北美，厚度範圍從痕跡（小於1米）到內布拉斯加西部和愛荷華西部的最大值為40-50米。黃土容易被流水侵蝕，具有地下管道系統、偽喀斯特特徵和溝渠。在地勢較高的地區，山體滑坡是一種危害。
為了形成，黃土需要三個要素：（1）粉末的來源；（2）風吹送粉末的風；以及（3）適合的堆積和積聚地點（Pye和Sherwin 1999）。在1960年代，人們認為冰川對岩石的磨碾提供了形成黃土所需的石英主導的粉末。現在已知其他幾個過程可以產生細粉粒子，包括河流的破碎、風的磨擦、霜冰風化、鹽風化和化學風化。無論如何產生，中等和粗糙的粉末都在地表附近以短期懸浮和躍遷的形式傳輸。植被、地形障礙和水體容易捕捉這個大小的物質。細粉末可能被更遠地帶並且被濕或幹的沉積物帶下來。這就是為什麼黃土離開灰塵來源後變得更薄且顆粒更細。為了積累，灰塵必須堆積在粗糙的表面上，因為在幹燥和光滑的表面上的沉積物容易被風或碰撞顆粒再次懸浮。植被表面有助於黃土的積累。即便如此，對於形成“典型”的黃土沉積物來說，灰塵必須以每年超過0.5毫米的速度積累，這相當於每年每平方米625克的質量積累。較低的沉積速率將導致因風化、被掘土動物的混合、與其他沉積物混合以及坡地重工等原因而被稀釋。在晚更新世的北美和西歐，黃土以每年超過2毫米的速度積累，相當於每年每平方米2600克的質量積累。在潮濕的中緯度地區，尤其是在歐洲，大部分的黃土是晚更新世的遺留物，當時它是在冰蓋撤退期間由沖積平原（沙地）風蝕形成的。
12.6 人類與風蝕地形
風蝕可能對人類和人類活動帶來長期影響。它可能損壞農業和娛樂土地，並且在某些情況下損害人類健康。正如Livingstone和Warren（1996，144）所言：
全球各地對風蝕地貌過程的控制進行了大規模投資，並且持續進行中。數千年來，在撒哈拉和阿拉伯綠洲已經發生過；在十四世紀以來在荷蘭海岸；在十八世紀和十九世紀在丹麥的沙地特別明顯；從十九世紀起在法國西南部的Landes地區；自1930年代的塵土風暴以來在美國；在以色列建國後不久的海岸地區；在史達林時期之後的俄羅斯和中亞草原；自1970年代初以來在撒赫勒地區、北非、印度和中國；在其他地方則規模較小但有重要意義。在大多數情況下，應用風蝕地形學贏得了巨大的資源和聲譽。
主要問題是農業土壤的侵蝕、揚塵風暴的產生以及沙丘的活化，這些問題都可能是由人類干擾、過度放牧、乾旱、通風地區和含鹼性粉塵的排放所引起的（參見Livingstone和Warren 1996，144-71）。
風蝕案例 1930年代的塵土風暴是風蝕的經典案例（見方補充框12.2）。在1950年代和1960年代，歐亞大陸的草原地區發生了更大規模的土壤侵蝕事件。在較小的尺度上，在英國，當地稱為“blowing”的風蝕導致土壤流失問題比水蝕更嚴重。東英格蘭、林肯郡和東約克郡的輕型沙質土壤，以及蓬鬆的泥炭土壤最容易受影響。風蝕可以移除含有種子的表土高達2釐米，通過沙子沖刷作物，並阻塞排水溝和道路。風蝕的記錄可以追溯到13世紀，但在1960年代加重了問題，可能是由於農業實踐的變化。無機肥料取代了農場肥料，引進了重型機械來耕種和收割一些作物，並清理了樹籬，以使田地更適合機械化耕作。歐洲土壤較輕的積極耕作區通常容易受風蝕侵襲，成為風蝕和歐洲輕型土壤（WEELS）研究項目的研究對象（例如，Riksen和De Graaff 2001）。這個國際項目始於1998年，並研究了英格蘭、瑞典、德國和荷蘭等地的嚴重風蝕問題發生的地點。記錄的損害在很大程度上取決於地貌因素和土地利用。大部分現場損害主要表現為作物損失和重新種植的費用，主要發生在甜菜、油菜、馬鈴薯和玉米田中。對於甜菜和油菜來說，成本可能高達每公頃每五年500歐元，儘管農民們完全意識到風蝕的風險並採取預防措施。在瑞典，降低風蝕性的措施包括更小的田地、秋季種植、風向種植的行、混合種植和護樹帶。降低土壤可蝕性的措施包括最低耕作、施肥、應用橡膠乳化劑、澆水土壤和壓實犁溝。
風蝕模型 研究人員已經制定了實證模型，形式類似於通用土壤流失方程（見第182頁），用於預測特定條件下風蝕的潛在量，並作為控制風蝕所需的管理實踐的指南。風蝕方程（WEQ）最初由William S. Chepil開發，具有以下形式：
E = f（I，C，K，L，V）
其中E是風蝕造成的土壤流失，I是土壤的可蝕性（對風蝕的脆弱性），C是表示當地風條件的因數，K是土壤表面的粗糙度，L是領域的寬度在順風方向，V是植被覆蓋的度量。儘管此方程類似於USLE，但其組件無法相乘以找到結果。相反，需要圖形、表格或計算機解決方案。最初設計用於預測大平原地區的風蝕，WEQ已經應用於美國其他地區，特別是由自然資源保護服務（NRCS）負責。然而，WEQ存在一些缺陷。它是根據堪薩斯東部的乾燥氣候條件進行校準的；它只能緩慢適應於全年不同的作物和土壤變化；它無法應對作物、天氣、土壤和侵蝕之間的複雜相互作用；它過於概括風特性。
計算設施和數據庫的進步促使開發了更精細的風蝕預測系統（WEPS），該系統旨在替代WEQ。這個基於計算機的模型模擬了不同形狀、邊緣類型和複雜地形的田地條件和土壤侵蝕和沉積的時空變異。它通過使用風蝕的基本過程和影響土壤可蝕性的過程來實現。另外一個改進的風蝕方程（RWEQ）已經與GIS數據庫一起使用，以將現場規模模型擴展為區域模型（Zobeck等，2000年）。在澳大利亞建立的集成風蝕模擬系統結合了一個基於物理的風蝕方案、高解析度大氣模型、塵埃運輸模型和GIS數據庫（Lu和Shao 2001）。該系統預測了風蝕的模式和強度，特別是土壤表面的塵埃排放和大氣中的塵埃濃度。它還可以用於預測個別的塵埃風暴事件。
12.6.1 沙漠化Desertification
1949年，法國林務官奧古斯特·奧佈雷維爾（Auguste Aubréville）注意到撒哈拉沙漠正在擴展到周圍的熱帶草原，並創造了詞語“沙漠化”來描述這個過程。該詞語在1970年代廣泛傳播，當時非洲撒赫勒地區的嚴重幹旱導致了1977年聯合國反沙漠化大會（UNCOD），該大會顯示這個過程可能正在全世界所有乾旱地區發生。這個話題自那時以來產生了大量文獻，大量的定義，一系列世界地圖，以及許多爭議。本質上，沙漠化的過程降低了乾旱、半乾旱和乾燥的次濕潤地區土地的接受、儲存和循環水、能源和營養物質的能力。沙漠化的主要原因包括氣候變化、生態變化和社會經濟因素，儘管因果關係的細節復雜。根本上，沙漠化之所以發生，是因為乾旱地區的生態系統對某些氣候變化、過度開發和不適當的土地利用具有脆弱性 - 乾旱、貧困、政治不穩定、森林砍伐、家畜過度放牧、過度耕種和不當的灌溉實踐都可以削弱土地的肥沃度，促使土地退化。土壤壓實和結皮、採石和沙漠戰爭也可能是某些情況下的因果因素。不論其原因如何，沙漠化直接影響超過2.5億人，並將超過10億人置於100多個國家的風險之中，這就是為什麼它引起了如此多的研究，自然地理學家為此做出了寶貴的貢獻。
風蝕可以是沙漠化的重要因素。在非洲以馬裡南部為中心的撒赫勒地區，風蝕導致退化的土壤風蝕，產生高濃度的大氣塵埃，這些塵埃在數千公里的非洲和熱帶大西洋上空傳播，改變輻射和水平衡。西裡爾·穆林和伊莎貝爾·奇亞佩洛（Cyril Moulin和Isabelle Chiapello）於2006年建立了風蝕嚴重程度與塵埃光學厚度（空氣中塵埃含量的衡量）之間的直接相關性，該相關性可追溯到過去兩個十年。
12.7 過去的風成地形
“地球上最壯觀的風成地貌是遺傳的，而不是當代過程的產物”（Livingstone和Warren 1996，125）。為什麼會這樣呢？答案似乎在於行星風力的變化以及乾旱沙漠環境的分佈變化。
12.6.2 更乾燥和更多風的世界
目前地球很平靜。在更新世時期，特別是約在20,000年前的最後一個冰期極大時期，風更大，某些地方更加乾燥。許多風成地貌都是來自於更新世風大的那個時期，當時乾旱地區發生了風成堆積的事件。一些沙漠沙丘擴展得相當大，積聚了大量沙子。擴展區域包括北非的撒赫勒地區，南非的卡拉哈裡沙漠，美國中部的大平原，以及匈牙利和波蘭中部的大部分地區。現在，許多這些遺傳的沙丘積聚地已被草地和樹木所固定。遺傳的更新世地貌包括最大的沙漠沙丘，例如在撒哈拉的提貝斯蒂地區看到的巨型風蝕沙丘，以及厚達約400米的黃土堆積，覆蓋了約10％的陸地面積。更新世的強風也是海洋底部灰塵厚度增加的主要原因。
地貌學家如何區分古代沙丘系統與現代對應物？有幾條生物學、地貌學和沉積學證據線被用來解釋風成沉積物的古環境（例如Tchakerian 1999）（表12.4）。沙丘表面的植被是一種生物學證據。地貌學證據包括沙丘形態、沙丘流動性、沙丘大小和沙丘年代。沉積學證據包括顆粒分析、沉積結構、顆粒圓滑度、古土壤和碳酸鹽地層、粉土和粘土顆粒、沙丘變紅、石英顆粒微特徵的掃描電子顯微鏡觀察，以及風成塵埃。
通過使用古環境重建和年代測定的方法，我們正在獲得有關更新世乾旱地區變化的可靠資訊。卡拉哈裡沙漠曾經更大，面積達到了250萬平方公里。這個巨型卡拉哈裡沙漠現在主要由夾雜乾湖的線性沙丘組成（Thomas和Shaw 1991）。發光年代測定顯示，巨型卡拉哈裡中的三個主要線性沙丘區域 - 北部、南部和東部 - 在晚更新世的不同時間內活躍（Stokes等人1997年）。在沙漠西南部，發生了兩個沙丘形成（乾燥）時期，分別發生在27,000至23,000年前和17至10百萬年前。在東北部，有四個沙丘形成時期，分別在以下時間發生：115,000–95,000年前，46,000–41,000年前，26,000–22,000年前和16,000–9,000年前。乾旱的沙丘形成階段持續了約5,000至20,000年，而期間的潮濕時期持續時間更長 - 在20,000至40,000年之間。圖12.12顯示了毛裡塔尼亞的阿克查爾厄格地區的大型複雜線性沙丘的複合性質（Kocurek等人1991年）。沙丘核心由晚更新世時期的沙子組成，該沙子在20,000至13,000年前沉積。當降雨增加，從11,000至4,500年前，植被穩定了沙丘，土壤形成改變了沙丘沉積物，並在沙丘之間形成了湖泊。在過去的4,000年中，重新形成的沙丘在沙漠的上風邊進行了既有風成沉積物的食物。最後四十年形成的活躍新月形沙丘位於較老的線性沙丘之上。
可能存在重要的沙丘生成時期與Croll-Milankovitch氣候週期有關，這些週期導致冰期和間冰期氣候的變化。Gary Kocurek（1998年，1999年）提出了一個關聯這兩者的模型（圖12.13）。該模型的關鍵特點是在潮濕-乾燥循環中的沉積物生成、可用性和運輸能力之間的相互作用。在潮濕時期，地貌過程產生沉積物，但這些沉積物只在乾旱期間可用。風能夠在整個循環過程中運輸沉積物，但其運輸能力在潮濕階段更高。這些變化的綜合影響復雜。潮濕階段見證了沉積物的生成和儲存，部分沉積物通量受可用性的限制。當潮濕階段轉變為乾旱階段時，隨著可用性的增加，沉積物通量增加。它在達到乾旱階段的高峰時繼續增加，因為運輸能力達到最大水準。當乾旱階段開始下降時，缺乏沉積物生成導致了缺乏沙子的情況。沙丘場對這些變化的反應如下。在潮濕階段，沙丘穩定。當乾旱階段開始時，使用由增加的可用性和運輸能力釋放的沉積物進行沙丘建設。一旦沉積物供應枯竭，沙丘就會被摧毀。這一合理的模型需要進行詳細的野外測試。
沙海中沙丘的分佈模式似乎涉及幾個具有歷史維度的因素（補充框12.3）。
12.7.1 古老的乾旱
沙漠氣候的分佈在地質時間內發生了變化。大多數現代乾旱地區始於更新世晚期，尤其是中新世晚期，當時亞熱帶地區的氣候呈現現代特徵。
在更遠的過去，風成砂岩和蒸發岩沉積物的地質記錄提供了證據，表明地球歷史上幾次出現了廣泛的沙漠。到目前為止，發現的最古老的風成沉積物來自加拿大西北地區和印度的前寒武紀岩石。在英國，最古老的風成沉積物屬於泥盆紀，當時英國位於赤道以南的乾旱和半乾旱古氣候帶。在蘇格蘭的泥盆紀砂岩中識別出了大型線性巨型沙丘的殘骸，愛爾蘭則有化石沙漠。
英國和北歐的最著名的風成砂岩出現在早二疊紀的岩石中，當時英國已經移到赤道以北，進入了另一個乾旱氣候區。北海盆地的Rotliegendes（早二疊紀）砂岩封存了石油和天然氣。英格蘭的達勒姆（Durham）的採石場部分展示了具有較小特徵的大型線性巨型沙丘。賈斯特和蘭開夏郡的一些三疊紀砂岩也是風成沉積物。
12.8 總結
風侵蝕乾燥、赤裸、細粒的土壤和沉積物。它在沙漠、沙質海岸和冰川旁的沖積平原最為有效。風侵蝕通過排空沉積物並對岩石進行沙化來實現。被風捕獲的顆粒會彈跳（鹽化作用）、跳躍（爬行作用）、漂浮（懸浮）、或滾動和滑動（蠕動）。風通過將顆粒落下或停止推動它們沿地面移動來沉積顆粒。有幾種地貌是風侵蝕的產物。例如，滯留沉積物和石頭鋪面、排砂窪坑和坑、褶皺和泉，以及風刻痕。沙漠積積物的大小範圍從紋跡、沙丘到沙丘和沙海。沙丘可以分為自由和固定型。自由沙丘包括橫向沙丘、seifs、星形沙丘和zibars。固定型沙丘在地形或植被的幫助下形成。它們包括回音沙丘、下墜沙丘、拋物線沙丘和海岸沙丘。沙丘場和沙海是個別沙丘的集合。最大的沙海—沙烏地阿拉伯的Rub’ al Khali占地77萬平方公里。黃土是風吹細粒土壤的積積物，覆蓋了約5-10%的陸地表面。風蝕通常對人類造成自我傷害，損壞農田和休閒用地，危害人類健康。多種模型可預測風蝕的田野和區域規模，最新的例子將物理過程與地理資訊數據庫和大氣模型相結合。許多風蝕地貌是由上一個冰河時代的高峰期所遺傳下來的，當時地球更加幹燥和多風。地質記錄記錄了寒冷時期普遍存在乾旱的情況。
探討課題
1 風是如何塑造地貌的？
2 沙丘是如何形成的？
3 討論風蝕對土壤侵蝕的問題和解決方法。
4 比較和對比風和水運輸的沉積物。
補充框 12.1 盤的起源
對於盤的獨特風蝕起源存在爭議。最近的研究表明，一系列過程可能導致盤的形成。風蝕可能排在首位，但動物挖掘和鐘乳洞類型的溶解也可能在某些情況下發揮作用。盤的形成似乎遵循以下幾個步驟（Goudie和Wells 1995）。首先，盤的形成需要特定的環境條件。低有效降水量和稀疏的植被覆蓋是主要必要條件，但鹽積聚有助於抑制植被生長。其次，當地的地表和沉積覆蓋必須容易受侵蝕。易受損的材料包括砂和砂岩、黏土和頁岩、以及泥灰岩。這些材料只有在不被耐久性較薄的覆蓋物（如石灰岩）覆蓋的情況下才容易受損。一旦形成初始凹陷，幾個過程可以協助其增長。風蝕是主要過程，但它可能會被動物的過度放牧和踐踏地面以及鹽侵蝕（參見第140頁）增強，後者可能會侵蝕基岩。如果不被有效且完整的河流系統隔離，則凹陷將不會繼續增長，以保護其免受河流過程的侵蝕。低坡度、間歇性乾燥和沙丘侵蝕、閃長岩侵入和構造干擾都可以提供這種保護。
補充框 12.2 塵土盆地
科羅拉多、堪薩斯、新墨西哥、俄克拉荷馬和德克薩斯的南部大平原的自然植被是適應低降雨和偶爾嚴重乾旱的草原。在“骯髒的三十年代”，北美定居者從東部來到這裡。他們習慣了更多的降雨，於是犁起了草原並種植了小麥。潮濕的年份有豐收，但乾旱的年份，在20世紀30年代很常見，帶來了作物失敗和塵暴。1934年和1935年，情況非常糟糕。牲畜因吃過多的沙子而死亡，由於充滿灰塵的空氣，人們生病率增加。機器被毀，汽車受損，一些道路變得無法通行。當時的一份報告描述了當時狀況的嚴重性：
無數農舍周圍的情況令人悲慘。一個常見的農場場景是院子裡堆滿了高高的風雪，堆積在建築物上，部分或全部覆蓋了農業機械、木材堆、儲槽、槽和幼樹。在附近的田野上，可以看到堅硬、裸露、無效果的底層土壤和風雪堆積在籬笆旁、農場道路上以及俄羅斯蓮和其他植物周圍。黑暴風雪（大規模的沙塵暴將陽光遮擋，白晝變成黑夜）的影響通常與暴風雪相似。這些場景對於路人來說令人沮喪；對於居民來說，這些場景令人垂頭喪氣。
（Joel 1937, 2）
結果是農場的被放棄和家庭的外流，只有當受影響的草原重新變為草地時才得以解決。沙塵暴的影響並不總是局部的：
1934年5月9日，來自蒙大拿和懷俄明的褐色土壤卷起，被極高層次的風捕捉，向東颳向達科塔。更多的灰塵被吸入氣流，直到有3.5億噸沙塵朝著城市美國吹去。傍晚時分，風暴已經達到杜布克和麥迪遜，到了晚上，有1.2億噸的沙塵像雪一樣落在芝加哥上空，每個城市的人口約為4磅。5月10日在水牛城的中午被塵土變暗，前進的黑暗從那裡向幾個州的南部擴展，速度高達每小時100英里。5月11日的黎明發現沙塵落在波士頓、紐約、華盛頓和亞特蘭大上空，然後風暴移向海洋。薩凡納的天空整天都有霧，直到5月12日才解除，這是最後一個報告沙塵狀況的城市。但是在大西洋上還有一些船隻，有些距離海岸有300英里，他們在接下來的一兩天內在甲板上發現了沙塵。
補充框 12.3 沙海中的沙丘模式：歷史維度
沙海中的沙丘形態主要是對風力和沙子供應的反應。儘管如此，在許多沙海中的沙丘模式要複雜得多，需要更複雜的解釋（Lancaster 1999）。最近的研究指出，海平面和氣候變化對影響沉積物供應、沉積物可用性和風能具有重要意義。這些變化的結果是產生了不同世代的沙丘。因此，沙海中的沙丘的大小、間隔和性質多種多樣，記錄了產生了許多重疊世代的沙丘形式，每個世代都具有不同的類型、大小、排列和組成。此外，表徵沙海的大型沙丘，如復合沙丘和複雜沙丘、巨型沙丘和draa，通常似乎是幾個沙丘建造、穩定和再加工階段的混合物。種種跡象表明，沙海的形成不僅僅是當代過程的產物，部分是遺傳的，要解鎖涉及的歷史過程需要對影響沙積過程的過去條件進行調查。巨大的沙積層需要很長的時間才能形成。例如，阿拉伯半島、北非和中亞的沙海中具有非常大的沙丘，可能需要百萬年以上才能形成（Wilson 1971）。當然，更新世時期的氣候變化循環，涉及從冰川期到間冰期條件的變化，對影響沉積物供應、可用性和流動性起到了關鍵作用。此外，不同的沙海可能對海平面和氣候變化有不同的反應。一個關鍵因素似乎是沙源的大小。在供應沙子較少的地方，比如辛普森沙漠和毛裡塔尼亞的Akchar沙海，影響風化沉積的主要控制因素是沉積物的可用性，沙海經歷了多次沙丘重整。而在沙源充足的地方，比如格蘭德西亞、納米布和瓦希巴沙海，沙子的積累幾乎是無限的，可能會形成多個沙丘世代。還有第三種可能性，適用於澳大利亞沙漠，那裡的沙子積累受到風的運輸能力的限制。
第13章 海岸景觀
13.1 崖壁退縮：海灘岸落石
砂礫海灘頭和西邊的七姊妹崖由堅硬的白堊石組成，位於英格蘭南部海岸，海拔高達160米。1999年1月10日和11日，比奇頭的上部坍塌。倒塌部分約70米長、17米深，重達50,000至100,000噸，埋葬了崖壁底部，看起來像是5-10米的堆積白堊碎石，其中包含直徑高達4米的巨大石塊。失敗發生在白堊中常見的垂直節理或小的斷層面之一上。在主要滑坡的東邊，出現了一個約2米深、1米寬、長達10米的斷裂。它延伸到大部分崖壁。白堊碎石的腳部在漲潮時受到侵蝕，產生了一個沉積物漿，從比奇頭洞穴東邊開始，一直延伸到無人看管的比奇頭燈塔。落石的原因尚不確定，但1998年比正常年份潮濕，墜石前的兩周多數天都下了大雨。潮濕的條件可能增加了白堊中的孔隙壓力，觸發了墜石。像比奇頭的落石這樣的事件在數千年來一直在英格蘭南部和東部海岸線上發生，導致了崖壁的後退。
13.2 海岸環境
海岸的分類
海岸很難分類，主要是因為多個學科研究它們，每個學科都對海岸有自己的興趣，而且跨越了多個地理尺度（例如，兩個海岬之間的沙灘，一個單一的海岸線，整個大陸海岸線）和多個時間尺度（天和年，世紀，千年和數百萬年）。 Rhodes W. Fairbridge（2004年）建議，描述給定海岸需要至少三個術語，涵蓋（表13.1）：海岸物質（硬或軟，可溶或不可溶，否則）；海岸機構（侵蝕、建設、物理、化學、生物學，以及它們的地理環境 - 緯度、曝露、風程）；和歷史因素（地質、冰川隆升、相對海平面升降、熱膨脹，人類時間尺度）。 這個方案包括了對地貌學家感興趣的主要海岸特徵和過程，其中許多在下面討論。
波浪Waves
波浪是由風吹過水面形成的起伏波動。空氣流動中的紊流在水面上產生壓力變化，從而形成波浪。一旦形成，波浪有助於干擾空氣流動，並在一定程度上能夠自我維持。能量從風轉移到波浪生成區內的水中。能量轉移的多少取決於風速、風的持續時間（風吹了多久）和風場（風吹過的水域範圍）。海浪是由風在生成區內形成的。它們通常有短暫的浪峰和陡峭的橫截面，呈不規則形狀。在遠洋區域，與嚴重風暴相關的長時間強風吹過數百公里，產生高達20米以上，速度達80公里/小時的海浪。離開生成區後，海浪變成了漸長波（或簡稱漸長波），它們更加規則，周期更長，浪峰更長。它們可能在海洋中傳播數千公里。
在足夠深的水中形成的波浪被稱為振盪波。之所以稱之為“自由軌道”，是因為水的主要運動大致是沿著流動方向的圓形，前進在波峰上，向上在前部，向後在波谷中，向下在背面（圖13.1）。水在波峰上比在波谷中移動快，所以水在波峰上移動比在波谷中移動快。振盪波形成波列。相反，孤立波或移動波涉及水在傳播方向上移動而沒有任何補償的反向運動。它們是單一的、獨立的單位，不與波列相關。它們缺乏振盪波的明顯波峰和波谷，看起來像是由幾乎平坦的水面分隔的突波，它們有效地運送和侵蝕沉積物和岩石。振盪波的破裂通常會產生它們。
一旦接近海岸的波浪“感受到底部”，它們就會減速。波浪聚集在一起，它們的前沿變得陡峭。波浪折射發生是因為波浪的內陸部分由於淺水深度而移動得比外陸部分慢，外陸部分向前擺動，波峰傾向於與深度等位線平行運行。圖13.2顯示了在潛水峽谷和海岬附近的波浪折射。
最終，波浪向前沖刺或破裂形成浪濤。在破裂時，振盪波轉變為移動波，並作為衝浪上岸。在達到最遠前的位置後，水以退浪的形式沿著向海坡流下。認識到四種破裂波：傾瀉、沖擊、坍塌和湧浪（圖13.3）。傾瀉式斷浪者看起來像泡沫從波峰流下的樣子。 沖擊斷浪具有波浪翻滾和大量水倒塌到海面上（圖13.1）。坍塌的波浪具有波峰的波峰，彷彿要滑倒，但波浪的底部會以一層薄薄的泡沫水沖上岸。湧浪保持光滑的波形，沒有突出的波峰，當它們滑上岸時，幾乎不帶空氣。這些波的發生取決於深水波高和底部坡度。對於給定的深水波高，隨著底部坡度的增加，波浪將會傾倒、沖擊、坍塌和湧浪。傾瀉波需要小於約11°的坡度，沖擊波可達36°，坍塌波可達50°，湧浪波超過50°。
破裂波可以是建設性的或破壞性的，取決於它們是否引起了海灘物質的淨向陸邊或淨向海邊運動。作為一個經驗法則，湧浪、傾瀉和坍塌斷浪產生強大的浪濤和溫和的退浪，傾向於是建設性的，將沉積物沖上海灘。傾瀉波的浪濤相對較短，退浪時間較長，傾向於是破壞性的，會將物質從海灘上移走。
近岸洋流Nearshore currents
在近岸區域產生的洋流與海洋洋流、潮汐洋流和風引起的洋流具有不同的起源。近岸洋流是由波浪產生的。它們包括沿岸洋流、裂流和離岸洋流。當波浪斜向接近海岸時，就會形成長岸洋流。它們主宰了浪濤區，並平行於海岸運行。裂流或裂縫是由長岸洋流供應的，並且以與沙灘垂直交錯的更多或更少規則的間隔發展，流經斷浪區。它們是強大的洋流，對游泳者有危險。上岸洋流速度較慢，是在裂流之間發展的。即使波浪直接接近海岸，長岸洋流、裂流和上岸洋流之間的近岸水流可能也會發展。
海嘯Tsunamis
海嘯通常是由海底斷層產生的，很少由火山爆發、崩塌或下滑，或撞擊的小行星和彗星引起。它們也被稱為潮汐波，儘管與潮汐無關，並以日語詞語“港口波”的意思命名。突然改變海底地形使水上升，生成海嘯。從生成地點，海嘯以每小時高達700公里的速度傳播到深海。在深海，海嘯是不可察覺的，因為它最多只有幾米高，波長約為其高度的600倍。在接近陸地時，海嘯減速到約100公里/小時，高度增長約十倍。它們湧上岸，要麼作為像潮汐一樣的洪水，要麼，如果波折射和變淺允許，作為一堵高牆的水。
海嘯定期發生。報告的海嘯的歷史平均值是每十年57次，但在1990年至1999年的時期報告了82次，其中10次是由與太平洋沿岸板塊碰撞有關的地震引起的，造成了4000多人死亡（補充框 13.1）。
潮汐Tides
潮汐是由天體間的重力作用引起的水體運動，主要涉及地球、月球和太陽。 它們引起了海岸岸的水位變化。在大多數地方，有半日潮 - 每天兩個高潮和兩個低潮。春潮比普通高潮高，每14-75天發生一次，當月球和太陽處於一條直線上時。落潮是低於普通低潮的，與春潮交替出現，當太陽和月球相對地球呈90°角時發生。 潮汐創建的波浪形式取決於多個因素，包括海洋盆地的大小和形狀、海岸線的形狀和天氣。太平洋周圍的大部分海岸線都有混合潮汐，每個24小時內有不同幅度的高潮和低潮。南極海岸擁有每24小時僅有一個高潮和一個低潮的日潮。潮汐幅度對海岸過程的影響大於潮汐類型。有三種潮汐幅度 - 微潮汐（小於2米）、中潮汐（2至4米）和大潮汐（4米以上） - 對應著小、中和大潮汐幅度（圖13.4）。大的潮汐幅度傾向於產生廣泛的潮間帶，因此波浪必須穿越一個寬闊且淺的海岸帶，然後撞擊高潮線。這會消耗一些波浪的能量，並有利於鹽沼和潮灘的形成。潮汐幅度最大的地方是海灣灣，位於加拿大東北部，幾乎達到16米。一些河口，如英國的塞文河河口，潮汐幅度很大，會形成潮汐波，通常是一個高達數米的單個波浪，因為流入較淺的水域時會受到拖曳。潮汐波速度可達每小時30公里，是侵蝕的有效因素。小的潮汐幅度會鼓勵沿著同一海岸線的波浪更不斷地破裂，這會阻礙沿岸濕地的形成。
潮汐還產生了沿岸的潮流。它們在強烈的地方運輸和侵蝕沉積物，如河口。與漲潮或退潮相關的潮流通常是相反方向移動的。
波浪和潮汐主導
海岸通常被分為以波浪為主（具有微潮汐幅度）或以潮汐為主（具有中潮汐幅度）的區分。每種類型都傾向於產生不同的沿岸地形。然而，雖然毫無疑問，理解沿岸地形的波浪和潮汐的相對影響非常重要，但波浪能量條件也很重要（Davis和Hayes 1984）。這在事實上是明顯的，一些以波浪為主的沿岸幾乎沒有潮汐幅度，而一些以潮汐為主的沿岸潮汐幅度非常小。
波浪和潮汐的相互作用對於沙灘的形成具有巨大的控制作用。涉及的重要因素包括破裂波高、波動週期、春潮幅度和沉積物大小。主要有三種類型：以波浪為主的沙灘、以潮汐為主的沙灘和以潮汐為主的沙灘（Anthony和Orford 2002；Short 2006；Short和Woodroffe 2009）。簡而言之，以波浪為主的沙灘出現在微潮汐幅度的波浪伴隨下。在暴露於持續波浪的較高潮汐範圍的地區，會出現以潮汐修改的沙灘。以潮汐為主的沙灘出現在很低的波浪伴隨著較高的潮汐範圍的地區。這些沙灘類型將在本章後面更全面地探討。
13.3 海岸岸過程
海岸地形是由風化、與波浪和潮汐相關的沉積物侵蝕和運輸以及沉積物沉積所塑造的。出於方便起見，將退化過程與增生過程區分開來是有幫助的。 退化過程
海岸後退過程Degradational processes
■ 海岸線磨蝕Shoreline weathering
與陸地環境一樣，相同的風化過程作用於海岸環境，但海水的作用以及由潮汐引起的岩石和沉積物的反復潮濕和乾燥是額外的因素，具有重大影響。海水的直接化學侵蝕發生在石灰岩海岸上：碳酸鹽岩的溶解發生，但由於海水通常超飽和，因此它可能發生在岩石池中，海水的酸度可能會變化。鹽風化是海岸風化中的一個重要過程，當沿岸岩石能夠吸收海水和噴霧時，它最有效。隨著潮汐的升降，低水位線和高潮時波浪和噴霧達到的最高限度之間的區域變潮濕和乾燥。水層風化與這些潮濕和乾燥循環相關。生物侵蝕，或生物侵蝕，是生物對岩石的直接作用。它可能在波能較弱且沿岸基質擁有眾多海洋生物的熱帶地區更加重要。生物在侵蝕過程中使用的策略是化學、機械或兩者兼而有之。藻類、真菌、地衣和無硬質部分的動物僅通過分泌物進行化學攻擊。藻類，特別是藍藻，可能是岩石海岸上最重要的生物侵蝕工具。許多其他動物分泌液體，使岩石變脆，然後用牙齒和其他硬部分磨損岩石。吃草的動物包括腹足類、石腳和海膽（第146頁）。
■ 波浪侵蝕
波浪對海岸的撞擊是一個極其強大的侵蝕過程。波浪的影響因所受攻擊岩石的抵抗力和波浪能量而異。在懸崖直接跌入深水的地方，波浪在擊打之前不會破裂，因此侵蝕很少。波浪在海岸線上破裂時，水被排開上岸，侵蝕和運輸就會發生。
沖浪浪花會對岩石施加最大的壓力 - 高達600千帕或更多 - 因為空氣可能被困在前面的波浪和岸邊之間並被壓縮。空氣的壓縮和大量水的突然撞擊會使碎裂的岩石和其他鬆散的顆粒脫落，這一過程稱為採石。接合良好的岩石和未固化或鬆散固化的岩石最容易受到波浪侵蝕。破裂的波浪還會拾起碎片，將其拋向岸邊，導致岸邊材料的磨損。一些海岸生物通過鑽孔來侵蝕岩石 - 一些軟體動物、鑽石海綿和海膽會這樣做（第146頁）。
增積過程
■ 沉積物運輸和沉積
海岸的沉積物來自岸邊或沿岸帶的內陸地區、離岸區和更遠處，以及海岸地形本身。在高能量的環境中，懸崖侵蝕可能提供大量的沉積物，但在低能量的環境中，這在熱帶地區很常見，這種侵蝕很少。因此，很少有熱帶海岸形成在基岩上，而熱帶懸崖則後退緩慢，儘管化石海灘和沙丘受波浪侵蝕。來自陸地的沉積物通過大規模運動，特別是在懸崖被削弱的地方，抵達。在極寒環境中，熱侵蝕冰質沉積物（永凍土）結合波浪作用在某些地方導致海岸急速退縮並供應豐富的沉積物。然而，主要的沉積物來源是河流侵蝕。全球而言，河流向海岸供應的沉積物量是海洋侵蝕的一百倍，而在熱帶地區的比例更高，而在較高緯度地區則較低。陸上沉積物的運輸可能會攜帶以前侵蝕的海灘材料或河流沉積物從離岸區帶到沿岸帶。非常嚴重的風暴浪、風暴潮和海嘯可能會攜帶來自離岸區以外的沉積物。在全新世，沉積物在暴露的大陸架上沉積，然後被不斷上升的海平面淹沒，被帶回陸地。在某些地方，這些沉積物供應似乎已經枯竭，一些全新世的堆積地形正在侵蝕。
潮汐和波浪作用通常會將沉積物向岸邊和遠離岸邊運動。然而，由於長岸流的影響，主要的沉積物運動沿著海岸進行，與岸線平行。這種運動稱為長岸漂移，取決於波浪能量和波浪接近海岸的角度。當波浪以約30°的角度撞擊海岸時，長岸漂移達到最大值。它發生在破浪區下方，其中波浪陡峭，或者在沙灘漂移的情況下，波浪較淺。沙灘漂移發生在波浪斜向靠近沙灘時，波浪會沿著波傳播的方向沿著海岸向上運動，但它們的退浪則在重力的影響下沿著最陡的坡度向下移動，通常是垂直於岸線的（見圖13.5）。因此，被洶湧和退浪推動的顆粒會沿著海岸緩慢移動的抛物線軌跡。無論沙灘漂移受到阻礙的地方，都會形成海岸地貌。長岸流和沙灘漂移可以以相同或相反的方向作用。
■ 生物活動
一些海洋生物建造，一些協助建造特定的海岸地形。珊瑚和其他分泌碳酸鹽的生物形成珊瑚礁，可以非常大。大堡礁延伸沿著澳大利亞東北部的大部分海岸。珊瑚在熱帶地區生長，極熱帶地區對它們來說太冷了。珊瑚礁覆蓋了約2百萬平方公里的熱帶海洋，是地球上最大的生物建造物。鈣質藻類在許多熱帶海岸地區產生碳酸鈣外殼。
耐鹽植物在鹽沼地生活。紅樹林是海岸熱帶植被的重要組成部分。與其他耐鹽
潮汐和波浪作用傾向於將沉積物向沿岸運送和遠離沿岸。然而，由於長岸流的影響，主要的沉積物運動是沿著海岸，平行於海岸線的方向。這種運動稱為長岸漂移，取決於波浪能量和波浪接近海岸的角度。當波浪以約30°的角度撞擊海岸時，長岸漂移達到最大值。它發生在浪濤區以下，浪濤區的浪濤很陡，或者在浪濤很淺的地方進行沙灘漂移。沙灘漂移發生在波浪以斜向進入沙灘，並沿著波浪傳播的方向沿岸運行，但它們的回流沿著最陡的坡度下行，通常垂直於海岸線，在重力的影響下（圖13.5）。因此，被擺動和回流帶動的顆粒會沿著一個拋物線軌跡緩慢地沿著海岸移動。無論在哪個地方阻礙了沙灘漂移，都會形成海岸地形。長岸流和沙灘漂移可能以相同或相反的方向起作用。
13.4 海岸侵蝕地形
侵蝕地形主要出現在岩岸上，但也與主要沉積地形相關。例如，潮汐溪流常出現在鹽沼地內。為了討論的方便，我們似乎可以將基於沉積環境的侵蝕特徵歸類為「沉積地形」，並將岩岸單獨看作是破壞性波浪作用的典型地形。
海岸平臺和跳水峭壁
岩岸可分為三種主要類型：兩種類型的岸平臺（傾斜岸平臺和水準岸平臺）和跳水峭壁（圖13.6）。這些基本類型的變種反映了岩石類型和地質結構、岩石的風化特性、潮汐、暴露於波浪襲擊的程度，以及相對海平面的微小變化的影響（Sunamura 1992, 139）。 水準平臺是平坦的，或者幾乎平坦（圖13.2）。它們有許多名稱：磨蝕平臺、海岸平臺、低岩平臺或平臺、海岩平臺、岩石平臺、岸平臺、沿岸平臺、風暴浪平臺、風暴平臺、浪蝕平臺和浪削平臺。其中一些術語指明了因果代理，例如「浪削」和「磨蝕」。由於平臺演化中涉及的過程尚不完全知曉，純粹的描述術語「岸平臺」比其他可供選擇的術語更為合適。傾斜平臺是岩岸上引人注目的特徵。正如其名稱所暗示的，它們在約1°至5°之間輕微傾斜。它們被稱為磨蝕平臺、沙灘平臺、平臺、岸平臺、水下平臺、浪削平臺、浪削平臺、浪削平臺、浪梯等。
岸平臺只有在峭壁經過崖壁侵蝕，包括風化和物質的大規模運動才能形成。兩個基本因素決定了崖壁侵蝕的程度：襲擊波浪的力量和岩石的抵抗力。岩石對波浪襲擊的抵抗力取決於風化和疲勞效應以及生物因素。潮汐效應也很重要，因為它們確定了波浪襲擊的高度以及執行襲擊的波浪類型，並可能影響風化和生物活動。潮汐本身並不具有侵蝕力。
跳水峭壁岸不發展岸平臺。大多數跳水峭壁是由於陸地水準下降或海平面上升而導致的現有波浪形成的。
海崖和平臺的地貌
岩岸的數個海岸特徵與岸平臺和跳水峭壁相關（圖13.7），包括懸崖、凹槽、斜坡和壘壁，以及幾種小尺度的風化（包括溶解池和tafoni，第151頁）和侵蝕地形。事實上，岸平臺、懸崖、柱狀岩、拱門、洞穴和許多其他地形通常共同形成。
■ 懸崖、凹槽、斜坡、壘壁和水坑
懸崖是陡峭或垂直的斜坡，從海洋或基礎平臺陡然升起（圖13.3）。全球約80％的海洋岸線都有懸崖（Emery和Kuhn 1982）。懸崖底部的凹槽是懸崖侵蝕的明確跡象（圖13.4）。淺凹槽有時稱為nips。凹槽增長的速度取決於懸崖形成的岩石強度，到達懸崖底部的波浪能量，以及在懸崖-海灘交界處攪拌的磨蝕物質的量。
斜坡位於懸崖底部，傾斜度比其他岸平臺陡峭。它們出現在傾斜和水準的岸平臺上。水準岸平臺可能在其向海邊緣運載著一米左右高的脊或壘壁。
海洋坑是岸平臺上由於波浪作用帶來的沙子、礫石、鵝卵石和巨石的漩渦作用而形成的粗略圓柱形或碗形凹陷。
■ 洞穴、拱門、柱狀岩和相關地形
小海灣、狹窄入口、海洞、拱門、柱狀岩和相關特徵通常是由於岩石結構性弱點線上的增強侵蝕而產生的。 層理面、節理和斷層面都容易受到侵蝕劑的攻擊。儘管這些弱點線已被侵蝕，但岩體仍具有足夠的強度，可以保持為高聳、幾乎垂直的斜坡，並作為洞穴、隧道和拱門的屋頂。
峽谷是一個狹窄、陡峭且通常壯觀的裂縫，通常由於岩石的垂直斷層或節理上的侵蝕而形成，這些岩石具有低的傾角。它們也可以是由於岩漿岩中火山岩巷的侵蝕、火成岩中熔岩隧道的崩塌以及礦區隧道的崩塌而形成。在蘇格蘭，有時在其他地方，峽谷被稱為geos或yawns（圖13.5），而在英格蘭西南部康沃爾郡的Land's End花崗岩半島上，被稱為zawns。
海洞是在懸崖的結構性弱點上波浪侵蝕形成的中空洞穴（圖13.6）。洞穴的深度大於入口寬度。海洞往往形成在地質弱點處，如層理面、節理和斷層。蘇格蘭斯塔法島上的芬加爾洞穴是一個典型例子，它由柱狀玄武岩形成，高20米，長70米。一個吹孔可能在海洞的屋頂上形成，由波浪的水力和氣動作用，從頂部噴出噴泉。如果吹孔變大，它們可能會坍塌。英格蘭康沃爾郡Lizard半島上的Lion's Den就是一個例子。
當波浪從兩側襲擊突出地形時，可能會在突出地形的底部形成一個洞穴，通常是在地質上的脆弱點，形成一個海拱（圖13.7）。如果一個拱門顯著長於其入口的寬度，則更適合使用「海隧道」這個術語。英格蘭康沃爾郡Tintagel的梅林洞穴是一個100米長的海隧道，是沿著斷層線挖掘的。海拱的傾倒會產生一個海柱（圖13.8和13.9）。Old Harry Rocks是一組海柱，曾經是位於英格蘭多塞特郡Ballard Down的峰地的一部分。在蘇格蘭奧克尼群島的西海岸，Old Man of Hoy是一個高140米的海柱，與由Old Red Sandstone形成的高聳峭壁分開。
13.5 海岸沉積地形
沙灘
沙灘是海岸地區最重要的沉積物積累。它們形成在波浪過程影響海岸沉積物的區域。在組成上，它們由一系列有機和無機粒子組成，主要是沙子、礫石或鵝卵石。礫石沙灘在中高緯度地區更為常見，那裡礫石由粗糙的冰川和極地堆積物提供。 沙灘在熱帶海岸地區普遍存在，可能是因為河流運輸主要是細緻的沉積物，而懸崖侵蝕在熱帶很少貢獻沿岸沉積物（圖13.10）。在某些情況下，尤其是在熱帶地區，沙灘沉積物可能通過碳酸鈣的沉澱形成沙岩。
■ 沙灘剖面
沙灘具有特定的剖面，其細節由沙灘材料的大小、形狀和組成、潮差、以及入射波浪的種類和性質決定（圖13.8）。
沙灘剖面都由一系列脊和槽組成，兩個極端形式是陡峭的暴風雨剖面和淺的風浪剖面，中間有各種等級。沙灘的最內陸點，尤其是風暴沙灘，是海堤，標誌著波浪濺濕的陸地極限。在海堤頂部，是沙灘，其坡度主要由沙灘沉積物的大小控制。細沙灘的坡度約為2°，而粗礫石沙灘的坡度可達20°，其差異取決於礫石沉積物的高透水性，這會抑制回流。在淺坡度沙灘上，通常有一個位於離岸處的沉浸式的沿岸長槽，與沙灘相隔一個槽。離岸條，更常見於風浪沙灘上，似乎是由於破碎波浪的作用而形成的，並且在回應波浪特性的變化時在海岸線上下遷移。同樣，沙灘剖面會隨著波浪特性的年度變化而迅速調整。沙灘剖面的形狀會迅速適應波浪“氣候”的變化，這通常在季節性變化時發生。通常，一個沙灘會有兩個或更多的海堤，較高的海堤記錄了過去非常大的風暴的作用。
基本的沙灘類型反映了波浪和潮汐的不同程度的支配作用。安德魯·肖特（2006年；肖特和伍德羅夫2009年）為澳大利亞沙灘確定了以下類別，但它們具有一般適用性（圖13.9）：
1. 波浪主導的沙灘範圍從能量分散到反射（圖13.9a）。能量分散的沙灘往往出現在波浪定期超過2.5米且主要的沙灘材料是細沙的高能量海岸上。這些因素結合在一起，維持著一個寬達500米的低梯度的衝浪區，通常有兩個，偶爾有三個與岸平行的條，被輕微的槽分開。波浪在離岸幾百米外開始破碎，作為外條上的洩漏破碎波，然後在外槽中重新形成，一次又一次地在內條上或條上破碎；在這樣做的過程中，它們將能量在寬闊的衝浪區域內消散。反射沙灘位於波浪主導的沙灘光譜的低能量端；它們通常相對陡峭而狹窄，由粗沙（0.4毫米）建成。中間型包括沿岸條和槽、韻律條和沙灘、橫向條和水湧，以及低潮露臺。
2. 潮汐修改的沙灘主要出現在較高的潮差範圍和較低的波浪導致春潮範圍是平均破壞波高的三到十倍（圖13.9b）。反射加低潮露臺沙灘通常伴隨著平均0.45米高和平均波高的短週期波浪，即0.45米的潮差高漲的反射式沙灘，通常由中等沙子（0.45毫米）組成。 反射加低潮洗禮沙灘是潮汐影響型的最高能量型，波浪平均0.7米，沙子是中等的，潮汐平均2.5米。在高潮時，波浪在沒有破裂的情況下通過條過槽，通常保持相對陡峭的沙灘，並帶有小波紋。 超能量分散沙灘出現在更高能量（平均波高0.6米的波浪）的潮汐修改位置，沙灘由細沙組成。它們具有非常寬的（200-400米）間潮區，高潮沙灘的坡度較低，中到極低潮沙灘的坡度幾乎水準。低沙灘坡度意味著波浪在一個相對寬而淺的衝浪區域內破碎，成為一系列不斷消散波能的翻濺破浪，因此得名“超能量分散”。
3. 潮汐主導的沙灘主要出現在春潮範圍是平均破壞波的十到五十倍（圖13.9c）的地方。它們由一個低高潮沙灘前面的潮汐平臺組成，後者逐漸轉化為真正的潮汐平臺，能量較低。這三種類型分別是反射加有褶皺的沙灘、沙灘加沙灘，以及沙灘加潮汐淤泥灘。
■ 蚌狀沙灘和新月形長條灘Beach cusps and crescentic bars
從空中看，沙灘具有幾種獨特的彎曲平面形狀，顯示一系列間隔規則的次級彎曲特徵（圖13.10）。主要和次要特徵的大小範圍從幾米到100多公里不等。沙灘蚌形狀是新月形的扇貝，平行於海岸線位於上部沙灘面上，並沿著海堤的向海邊緣延伸，間距小於約25米。大多數研究人員認為它們是在波浪以垂直於岸線的方式接近時形成的，盡管有些人認為是斜向波浪造成的。它們的形成方式存在爭議，它們曾經被不同地視為沉積特徵、侵蝕特徵或由侵蝕和沉積結合產生的特徵。
內部和外部的新月形條有時被稱為韻律地形。它們的波長為100-2,000米，雖然大多數介於200到500米之間。內部條壽命較短，與回流和細胞循環相關。它們的角常常延伸到潮浪區淺灘上，形成非常大的岸線新月形狀，被稱為沙浪，它們平行於海岸線，波長約為200-300米。外部的新月形條可能與岸邊分離，比內部的新月形條更穩定。
許多海岸都展示出一個有秩序的海角和海灣序列。這些海灣通常包括海灣頭部或口袋沙灘（圖13.11）。在一些地方，包括澳大利亞東海岸的部分地區，不對稱彎曲的海灣將每個岬角連接起來，每個沙灘部分都在其鄰居的後面。這些被稱為海角灣沙灘、魚鉤沙灘或希臘字母ζ的平面視圖相似（圖13.12）。
堤、壩和相關形式Spits, barriers, and related forms
堆積地形發生在沉積物堆積受到優待的地方（圖13.11）。適當的地點包括中斷沿岸長流的地方、海岸突然改變方向的地方以及在島嶼和大陸之間的遮蔽區域（“波浪陰影”）。積聚地形多種多樣。它們可以通過它們與陸地的聯繫程度來簡單分類（表13.2）。附在陸地的一端的沙灘是不同類型的堤壩和前地。堤壩的長度大於寬度，而前地的寬度大於長度。附在陸地兩端的沙灘是環形壩和鐮刀形壩、隘舌和壩沙灘。與陸地分離的沙灘是屏障島。
■ 堤壩和前地Spits and forelands
屏障堤通常形成在河口和其他地方，海岸突然改變方向。沿著海岸運動的沉積物被沉積下來，並趨向於沿著原始海岸線延伸。一些堤通向大海，然後彎曲到平行於海岸。例如，英格蘭東部的奧福德內斯（Orfordness）是一個著名的彎曲堤，阿爾德河（River Alde）被偏轉了約18公里。有彎曲末端向遠離入侵波浪的方向迅速彎曲的彎曲堤，有一系列向陸地彎曲的回曲部分沿著其內側。位於英格蘭諾福克北部的布萊克尼角（Blakeney Point）是一個著名的彎曲堤。由於流動的洋流，有扭曲軸的堤壩被稱為“蛇”。 彗星尾堤形成於每側有一個島嶼的地方，物質沿著島嶼的兩側運動，積聚在島嶼的背風處，正如法國布列塔尼海岸的Groix島東部的Grands Sables海灘所發生的。箭頭是一種從陸地向海洋生長的類似堤壩的形式，它們在兩側的長流運動的滋養下向海洋生長。有時，由於海岸的配置，堤壩會相互生長。這種成對的堤壩位於英格蘭多塞特郡普爾港入口處，北堤被稱為Sandbanks半島，向南堤成長。 前地或鐮刀形堤往往不如堤壩突出。它們從海岸延伸出來，使它們更加不規則。
■ 隘舌Tombolos
隘舌是連接島嶼與大陸或島嶼與島嶼的海灘材料的波浪建造的峰形地形。它們有單一和雙重變體。英格蘭多塞特郡的Chesil Beach是一個連接普爾貝克島和多塞特大陸的雙重隘舌的一部分。隘舌往往在島嶼的背風處生長，可以得到強大的波浪作用的保護，波浪被折射和匯聚。Y形隘舌在長尾巴堤與從大陸伸出的鐮刀形隘舌相結合或在陸地內外兩側的長尾巴運動下積聚時發展。隘舌或緊扣條是在高潮時被海水部分或完全淹沒的隘舌。
■ 沙堤和屏障砂灘Barriers and barrier beaches
海岸屏障和沙灘島嶼是在離岸的沙灘材料上形成的，或跨越入口和海灣的入口。它們在某種程度上或全部超出了最高潮位，並圍住了潟湖或沼澤。它們不同於沙洲，沙洲在至少一部分潮汐週期中被淹沒。
海岸屏障由沙子或礫石建造。環狀壩和鐮刀形壩是由增長的海堤接觸對岸、另一個海堤或島嶼而產生的。當兩個彗星尾堤相連時，環狀堤在島的背風處生長。鐮刀形堤（鐮刀形前地）與前地相似，只是沿著其岸邊建造了平行的沙丘，使它們變大，並包含潟湖或沼澤區域。一個例子是英格蘭肯特郡的Dungeness，它背後是沼澤地。如果潟湖或沼澤排水並填滿沉積物，鐮刀形堤將變成前地。鐮刀形堤是由一個海堤向陸地彎曲形成的（一個環狀海堤），或者由兩個海堤或隘舌連接到一個島上，然後島嶼消失（雙邊海堤）。
屏障沙灘封閉或幾乎封閉了海灣和入口的前部、中部或頭部。它們是單一海堤跨越海灣或由對立的長流運動建造的兩個彗星尾堤所建造的。它們也可能是由波浪作用運載到海灣中的沉積物獨立於長流運動形成的。
■ 屏障島Barrier islands
屏障島是與大陸沿著平行的沙灘延伸的海岸形成的，幾乎整個長度由潟湖、沼澤或其他淺水區分隔，這些淺水區通過島嶼之間的通道或潮汐入口與海洋相連。它們也被稱為屏障沙灘、屏障沙洲和離岸沙洲。長屏障島鏈的某些部分可能是長海堤的一部分，已經分開，而某些可能只是“生長過大”的沙洲（圖13.13）。其他可能是由於過去1萬年來海平面上升以及可能在以前的沙丘、風暴脊和沙堤上成長，隨著老沙灘後面的土地被淹沒，潟湖形成。障礙沙灘也可能是由於海平面上升，波浪作用運載的沉積物運載到陸地而形成的。
有趣的是，板塊邊緣強烈影響了屏障海岸（屏障海堤、屏障沙灘和屏障島）的發生。在世界所有的屏障海岸中，49%位於被動邊緣，24%位於碰撞邊緣，27%位於邊緣海岸。
沙灘峰和沙丘
沙灘峰標誌著以前的海岸線位置，在推進的海岸上，沙子或礫石被浪潮堆積而成。它們可能寬數十米，高幾米，長達數公里。沙灘峰平原可能由200個單獨的峰和交替的低地組成。
沙灘嶺是由低地、長而長的沙、蚌沙和碎石形成的沙嶺，周圍是低地泥濘或沼澤地。它們首次在美國路易斯安那州西南部和德克薩斯州東南部被描述出來，那裡有五組主要的峰坐落在一個長200公里，寬20-30公里的平原上。這些峰上長有茂盛的植被，並有人居住。“chenier”這個詞源於卡洛洛音原詞，源自法語中的橡樹（chêne）這個詞，該物種占據了較高的山脊。chenier可以達到1公里寬，100公里長，6米高。chenier平原由兩個或更多的山脊組成，其中有沼澤或泥沼地沉積物。大多數chenier位於熱帶和亞熱帶地區，但它們可以出現在各種氣候中（圖13.14）。它們無法在波浪能量高的海岸形成，因為其生長所需的細粒沉積物被帶到離岸（圖13.15）。
海岸沙丘Coastal sand dunes
海岸沙丘是在大湖和海洋邊緣堆積的風吹沉積物堆積物。除了少數例外，它們都是由風吹離海灘的沉積物堆積在避開波浪和洋流作用的區域形成的。小型的彎曲沙丘場通常形成在被岩石岬角圍住的海灣後面，而較大的推進沙丘場形成在暴露於順流風的直線沙岸上。它們保護陸地免受極端的浪潮和潮汐的影響，並是沉積物的儲存庫，在風暴期間和之後可能會補充海灘。沙丘也可能出現在懸崖頂部。海岸沙丘類似於沙漠沙丘，但前沙丘（位於沙灘後面的第一個沙丘）是由近岸過程、風、沉積物和植被之間的相互作用產生的突出特徵。沙丘脊之間的“山谷”是沙丘下降。
海岸沙丘主要由中等到細的石英顆粒組成，排序從好到非常好，但在溫暖的熱帶和地中海地區普遍存在碳酸鈣。它們在各種環境中被發現（Carter等人，1990年）（圖13.16）。最大的沙丘系統出現在中緯度區域，位於高能量到中等波能量的海岸後方，面對主要和占優勢的西風。沙丘也在面向東風浪和貿易風海岸形成，但在極地和熱帶地區較少，規模較小。海岸沙丘的發生和性質是一組相互作用因素的結果（補充框13.2）。
吹口Blowouts是沙丘區中出現的淺的、碟狀的凹陷或深的、長的槽。它們是由波浪侵蝕、波浪浸漬、風沙不穩定或植被缺乏或植被不好的區域開始的。一旦開始，它們會被風沙和坍塌擴大，並在側壁上崩塌。
河口Estuaries
河口是潮汐入口，通常是長而窄的，橫跨一個海岸沖積平原或沿著河流向潮汐最高點達到的地方。它們部分封閉但連接到開放的海洋。它們是河流和海洋之間的過渡地帶，其中淡水與鹹水混合。在它們的演變初期，它們的形狀由海岸地形決定，但隨著沉積和侵蝕達到穩定狀態，這種情況迅速改變。許多河口是年輕的地貌特徵，形成於上一個冰河時期期間被刻劃出來的山谷中，然後在全新世時代上升的海平面淹沒。圖13.18是由Rhodes W. Fairbridge（1980）提出的地貌分類。
潮灘、鹽沼和紅樹林
與潮汐相關的洋流在淺水區域內攜帶大量沉積物。潮汐洋流的漲落形成了各種海岸地貌。
■ 潮灘Tidal flats
潮灘是在低潮時暴露的泥或沙的岸坡（圖13.11）。它們實際上並不是平坦的，而是從高潮位向海傾斜，直到低潮位以下一點。在潮灘中可以識別出三個基本單位：高潮灘（在高潮時部分被水淹沒的緩坡表面）；潮間坡（在高潮灘和較低潮限之間的較陡斜但仍然緩坡區域）；和次潮坡，即使在低潮時也會被淹沒（圖13.19）。 潮灘結束於海的邊緣或主要潮汐河道，其底部位於最低潮位以下。除了主要的潮汐河道，潮汐小溪也流過潮灘。這些小溪比潮汐河道淺，流向低潮位。在泥質潮灘上，潮汐小溪通常顯示出蜿蜒的河道和點狀岸坡。在沙質潮灘上，潮汐小溪的河岸不明顯，河道筆直，沒有多少支流。
潮灘是由河流帶到海岸的粘土顆粒和細砂顆粒組成的沉積物堆積而成。 當與咸水相遇時，粘土和細砂的顆粒會絮凝（形成簇狀團簇）變成較大的聚合體。然後，它們在靜水區，如瀉湖和避風的河口之前，在潮水湧入之前沉澱下來。如果泥繼續向上堆積，潮灘的一部分將在正常高潮位的上方暴露出來。然後，這個區域就會被耐鹽植物佔領，鹽沼或紅樹林可能會形成。
■ 鹽沼Salt marshes
鹽沼在溫帶地區廣泛分佈，在熱帶也不罕見（圖13.20）。它們開始形成時，潮灘高到足以容許耐鹽陸生植物的定居。根據暴露程度的不同，鹽沼從平均高水位，平潮水位到平均和極高水位之間的某一點延伸。它們的海向邊界與光禿禿的潮間灘相鄰，而向陸地邊緣則是在那裡耐鹽植物無法與陸生植物競爭。鹽沼沉積物通常是重質或沙質黏土、粉砂或泥煤。許多鹽沼包含許多淺窪地，或稱為坑，這些坑沒有植被，高潮春潮時會積水。
■ 紅樹林Mangals
“紅樹林”是一個泛指，指的是主要生活在低潮帶的多種主要是熱帶和亞熱帶的耐鹽樹木和灌木。紅樹林是一種紅樹樹木和與之相關的藤蔓、棕櫚樹和蕨類植物的群落，它們在熱帶的潮灘上定居，在河流主導、潮汐主導和波浪主導的海岸環境中出現（Woodroffe 1990）。它們特別喜歡波浪能量較低的潮汐岸線，尤其是河口和三角洲的咸水（圖13.20）。一些紅樹樹種能夠耐受比鹽沼樹種更頻繁的淹沒，因此紅樹林從高春潮位附近延伸到略高於平均海平面的位置。它們通常包含瀉湖和水池，但不包括鹽沼的坑。與鹽沼一樣，紅樹林也有小溪系統，儘管它們的河岸通常由樹根形成。
海洋三角洲Marine deltas
海洋三角洲是由河流注入海洋而形成的沉積地。只要沉積速度超過侵蝕速度，三角洲就會增長。三角洲在各種海岸環境中都可以找到。一些三角洲形成在潮汐變化較小、潮差較小、波浪較弱的低能量海岸上。其他一些形成在潮差較大、波浪較強的高能量海岸上。大陸的拖尾邊緣（被動邊緣）和面向邊緣海的海岸似乎有利於大型三角洲的生長。
一些三角洲在平面上呈三角形，就像希臘字母三角Δ一樣，在近2500年前由赫羅多德斯（Herodotus）命名。但三角洲有多種形式，其確切形狀取決於波浪重新加工和重新分配河流攜帶的沉積物的能力。認可了六種基本類型（補充框13.3）。
珊瑚礁和環礁Coral reefs and atolls
珊瑚礁是由幾代珊瑚動物的骨骼遺骸構成的脊或丘，生長在活珊瑚珊瑚蟲上。珊瑚礁通常生長在熱帶海洋的淺而清澈的水域。澳大利亞東北部珊瑚海的大堡礁是世界上最大的活珊瑚礁，也是最大的有機生物特徵，長達2600多公里。它包括3000多個個體珊瑚礁和數百個小珊瑚島，大小從約10公頃到1萬公頃不等，分佈在大陸架邊緣。
環礁是一圈珊瑚礁和小沙島，環繞著一個淺灘。環礁在熱帶太平洋洋中很常見，例如馬紹爾群島和吉里巴斯等島嶼群。它們在火山島嶼遠離產生它們的熱點異常地帶（第98頁）的情況下形成，開始下沉到海平面以下。珊瑚礁最初在火山島周圍的淺水中形成，如大溪地。隨著時間的推移，島嶼侵蝕並下沉。然而，珊瑚礁繼續向上生長，形成一個離島嶼主要島嶼隔開的離岸珊瑚礁，如社會群島的波拉波拉島。將珊瑚礁抬升到海平面以上形成了高出海平面的環礁。這些環礁通常具有壯觀的洞穴景觀。
13.6 海岸帶的人類影響
人類通過增加或減少河流的沉積物負荷、建造保護性結構以及間接地引發導致海平面上升的氣候過程來影響海岸的侵蝕和沉積。圍繞海灘侵蝕、海灘滋養以及未來一個世紀內海平面上升的影響，有兩個重要問題需要關注。
海灘侵蝕和海灘補填nourishment
為了對抗海灘侵蝕，特別是當它威脅到損害道路和建築物時，人們經常建造海堤。這個想法是，海堤將阻止波浪襲擊正在侵蝕的海岸，通常是後退的懸崖，從而削弱了滑坡的山坡或截斷的沙丘。海堤通常從土堆開始，但一旦這些土堆受損，它們通常會被石頭或混凝土結構替換。其他選擇包括圓石堡壘（也稱為石護坡或石塊）和人造結構，如水波機塊，它們由鋼筋混凝土製成。堅實的海堤，甚至是巨石堡壘和其他人造結構，都是有效的，並將海浪反射到海洋中，導致了沖刷海灘的背流。對抗海灘侵蝕的防禦措施如此之多，以至於世界海岸線佈滿了一系列人造結構。一些結構成功，但失敗的結構則變成了廢墟。有些有助於保持海灘，但其他一些則通過促進侵蝕的背流簡單地加劇了海灘侵蝕。
為了防止海灘喪失，將沙子或礫石傾倒在海岸上已成為一種常見做法，主要在美國、西歐和澳大利亞。這種海灘滋養旨在創建一個被侵蝕減少的海灘形成，以“在面對波浪作用時保護海岸線並堅持不懈”（Bird 2000, 160）。許多海灘滋養項目都是在海濱度假勝地實施的，那裡需要海灘供休閒使用（補充框13.4）。最近，人們意識到了海灘吸收波浪能量的價值，有時海灘補填用於防止進一步的懸崖侵蝕或損壞海岸道路和建築物。
成功的海灘補填計畫的關鍵是對海岸地貌的深刻理解。在制定和實施計畫之前，有必要瞭解沙子和礫石與波浪體制之間的運動以及任何人造結構對待處理的岸段的影響。還必須瞭解為什麼海灘正在侵蝕以及沉積物去哪裡了 - 朝陸地、朝海洋還是海岸。在這個階段，沙灘形態和過程的模擬可能會有所幫助，但基於積累經驗的實驗方法通常更加高效。用於滋養海灘的沉積物應該至少與自然海灘沉積物一樣粗，耐用，但可以來自任何來源。通常會傾倒比恢復海灘所需的材料更多（以便考慮到陸地、海洋和海岸的損失），以形成由波浪和洋流作用的海灘梯田，通常具有近海沙洲。通過建造滯後背水或一系列護坡來將恢復的海灘保持在原地。在某些情況下，可以通過將材料傾倒在已知會將其帶到岸邊的沿岸或朝陸地漂移的地方來滋養海灘。滋養海灘通常仍會侵蝕，並且偶爾需要更換。有關海灘管理的更多詳細資訊，請參閱Bird（1996）。
21世紀的海平面上升影響
當前的擔憂是海岸線在本世紀內如何應對上升的海平面。海平面上升將是由於冰川融化和海水熱脹引起的海洋水的增加。海平面上升的估計在2100年時約為50釐米（根據不同的假設範圍在10到90釐米之間）（霍頓等人，2001年）。預測的上升將使已經受到開發壓力的海岸生態系統（全球60％的人口居住在離海岸不到100公里的地方）面臨進一步的風險。一些地區特別容易受到海平面上升的威脅，例如南太平洋地區，那裡許多島國受到威脅。這些島嶼包括東加、斐濟、薩摩亞和吐瓦魯等低窪島嶼，可能會看到洪水和淹沒的增加，其他環境影響可能包括海灘侵蝕、鹽水侵入以及通信和其他基礎設施的分佈。
海平面上升的地貌效應多種多樣。不可避免地，目前僅限於土地下沉區域的沉沒海岸線將變得普遍，而新出現的海岸線將變得罕見。總體而言，低窪的海岸地區將被廣泛淹沒，它們的高潮和低潮線將朝著陸地前進，覆蓋目前的潮間帶。在陡峭的岩石海岸上，高潮和低潮水位將簡單地上升，海岸線保持在原來的位置。海平面很可能會繼續上升，很少有穩定的跡象。如果真的這樣做，那麼隨著賠償沉積的減少，海岸侵蝕將加速並變得更加普遍。上升的海水將抵達、重塑並最終淹沒在更新世間歇期形成的“升高的海灘”。類似于現今世界各地海岸線上發現的形態，直到海平面穩定下來才會發展出來，這可能會在採取措施來抵消溫室氣體增加或者當世界上的所有冰川、冰蓋和積雪地都融化時，引發全球海平面上升超過60米（Bird 2000, 276）。
圖13.22總結了不同類型海岸上升海平面的具體影響。懸崖和岩石海岸主要是由近6000年來主導的相對穩定的海平面形成的。上升的海平面將淹沒海岸平臺和岩石海岸，使更大的波浪達到懸崖和峭壁，從而加速它們的侵蝕，除了最堅固的岩石外（圖13.22a）。一些英國東部的懸崖正在以每年約100釐米的速度後退，而每上升1毫米的海平面會使這個速度增加35釐米（Clayton 1989）。隨著上升的海平面不斷吞噬越來越高的水準，懸崖缺口將不斷向上擴大。上升的海平面還可能增加海岸滑坡的發生，並產生新的大面積塌陷，特別是在岩石朝向海洋傾斜的地方。滑坡材料將增加海灘的沉積物供應，或許在一定程度上彌補了上升的海平面。過去幾十年裡每年上升1到2毫米的海平面已經在世界各地的許多地方引發了海灘侵蝕。加速的海平面上升將極大地加劇這個問題。前進的濱海海灘將停止，侵蝕將開始（圖13.22b）。如果海灘狹窄，背後有高地，除非附近懸崖侵蝕提供足夠的沉積物來補充，否則海灘可能會迅速消失。位於鹽沼和紅樹林前面的海灘可能會被侵蝕和淹沒。在海牆前面的海灘將被侵蝕或被反射的波浪所消除。只要沙子或礫石的供應得以維持，或者從懸崖侵蝕或河流的沉積物負荷增加提供額外的材料，海灘就會存在。隨著海平面的上升，大多數現有的海灘可能會消失，但在海岸平原的海岸沙丘上，通過將沉積物向新的海岸線上的上升停止的等高線進行海岸的滋養，可能會形成新的海灘。
鹽沼、紅樹林和潮間帶區域都將在上升的海平面下被淹沒（圖13.22c）。位於鹽沼和紅樹林梯田海岸線的海濱小懸崖將比目前更快地侵蝕。繼續的沉沒將使海濱和陸地邊緣向內移動。在低窪地區，這可能會產生新的鹽沼或紅樹林，但是陡峭的內陸地區將導致鹽沼和紅樹林區域變窄，甚至可能最終消失。鹽沼和紅樹林的喪失將不會發生在仍然以足夠的速度提供沉積梯田所需的沉積物的地方。模擬表明，像葡萄牙的泰加斯河口這樣的中潮汐河口的鹽沼在除了最壞情況下的海平面上升之外似乎不容易受到威脅，因為有幾個工業化國家沒有滿足京都議定書的條款（Simas等人，2001年）。內部的鹽沼或紅樹林邊緣可能會向內擴展，淨結果是沉積的鹽沼或紅樹林梯田的擴寬。潮間帶區域—沙灘、泥灘和岩石海岸—將隨著海平面上升而發生變化。目前潮間帶區域的週邊邊緣將永久淹沒。隨著支撐性的鹽沼和紅樹林被侵蝕和海岸低地邊緣被後退，它們將被泥灘或沙灘取代，底下的岩石區域將暴露出來形成新的岩石海岸。
河口通常會隨著海平面上升而變得更寬更深，並可能向內陸移動。海岸瀉湖將變得更大更深，它們的岸邊和沼澤地也會受到侵蝕（圖13.22d）。封閉的屏障可能會被侵蝕和衝破，形成新的瀉湖入口，隨著持續的侵蝕和沉沒，這些入口可能會形成海灣和海灣。在海平面上升導致海岸平原沙丘梯田後面低窪地區被淹沒的地方可能會形成新的瀉湖。它們也可能在低窪地帶有低地區域被淹沒，因為上升的地下水位促進了季節性或永久性湖泊和沼澤地的發展。只要有足夠的補給沉積物的來源，河口和瀉湖的加深和擴大可能會得到抵消。
生活在潮間帶礁台表面上的珊瑚和藻類將受到上升的海平面的刺激而向上生長（圖13.22e）。然而，礁復蘇取決於一系列生態因素，這些因素影響了珊瑚物種重新定居正在淹沒的礁台的能力。此外，珊瑚對海平面上升的回應將取決於海平面上升的速度。加速的速率可能導致一些珊瑚的淹死和死亡，以及最終惰性的礁台的淹沒。研究表明，如果海平面上升速度不到1釐米/年，珊瑚礁可能會保持同步生長，如果海平面上升速度在1-2釐米/年的範圍內，它們將會向上生長，並且當海平面上升超過2釐米/年時，它們將會淹沒（Spencer 1995）。
13.7 過去的海岸景觀
海平面變化
海平面很少保持不變，因為海洋體積的變化或海洋內的質量分佈變化會改變它（補充框 13.5）。構造是海平面的最終控制因素。在構造-恩斯坦情況下，控制是直接的。在冰川-恩斯坦情況下，控制是間接的：構造（和其他因素）改變氣候，氣候改變海平面。
海平面在所有時間尺度上都有波動。中期和長期的變化記錄在沉積岩中，並通過地震地層學技術揭示出來（例如Vail等人1977，1991）。這種技術提供了一種精確的方法，用於劃分、對比和繪製沉積岩。它使用初級地震反射。反射來自地層單元之間的地質不連續，這些不連續性是由於海平面相對變化引起的。這些不連續性是由於沉積物傳遞的突然變化引起的，它們可以在全球範圍內進行對比。它們展示了泥盆紀時期世界海平面變化的六個疊加階段（表13.4）。每個循環都有一個明顯的標誌。一級循環反映了大陸主要的洪水。二級循環記錄了與主要的海進-海退循環相關的相變。低級別的循環記錄了地層沉積序列、系統地層（一組相互關聯的同步沉積系統）和副序列（系統地層的構建塊）。由於第一和第二階段循環引起的海平面變化可以高達250米（圖13.23）。這種非常長期的海平面變化為我們討論第四紀海平面變化和未來一個世紀的預測海平面上升提供了一個有用的尺規。
無論海平面變化的原因是什麼，尤其是第四紀期間發生的高水準和低水準，都會在地貌上留下痕跡（例如Butzer 1975；Bloom和Yonekura 1990；Gallup等人1994；Ludwig等人1996）。海洋平臺和淹沒的景觀記錄了第四紀冰期和間冰期氣候期間海平面的高位和低位元。在間冰期階段的高水位與冰期階段的低水位交替出現，其中的冰川-恩斯坦機制在很大程度上起作用。在地中海周圍進行的古典研究發現了一套與冰期階段相對應的更高水準（圖13.24）。
海岸抬升
許多海岸線都有更高海平面的證據。各種類型的升高海岸線 - 擱淺的沙灘沉積物、海洋貝殼床、古老的珊瑚礁和後面有陡峭懸崖狀斜坡的平臺 - 都表明海平面曾經更高。經典例子來自曾經被冰川覆蓋過的濱海地區，如蘇格蘭、斯堪的納維亞和北美。一個例子是南威爾士高爾半島的派特拉抬升海灘（Bowen 1973）。沙礫沉積物位於上一次冰川前進時與末次冰期相關的冰磧和永凍沉積物之下。這些卵石非常堅固，坐落在距離現在的海灘3-5米的岩石平臺上。它可能在約125,000年前的上一次間冰期階段形成，當時海平面比現在高出5米。
古代珊瑚礁位於現代海平面之上，表明過去海平面更高。在埃尼威托克環礁、佛羅里達群島和巴哈馬群島，一系列古老的珊瑚礁對應於12萬年前、8萬年前和今天的三次間冰期的高海平面（Broecker 1965）。同樣，巴貝多上的三個珊瑚礁梯田與12萬5千年前、10萬5千年前和8萬2千年前的間冰期事件相匹配（Broecker等人1968）。
海岸下降
在第四紀期間，淹沒的海岸特徵記錄了較低的海平面。例如，淹沒的河口（裡亞斯）、沉沒的海岸沙丘、切割到海底斜坡上的槽和臺階，以及位於現代海平面下方的森林遺跡或泥炭層。 海平面下降是相當大的。在裡斯冰川時期，估計下降了137-59米，而在最後的冰川時期（溫姆）可能是105-23米。在上次冰川時期下降了大約100米左右足以將幾個島嶼與附近的大陸連接起來：英國與歐洲大陸、愛爾蘭與英國、新幾內亞與澳大利亞以及日本與中國。這也會導致紅海和波斯灣的海底暴露出來。
對地貌學家特別感興趣的是冰川融化後的海平面上升，這始於大約12,000年前。這次上升被稱為全新世或弗蘭德裡亞浸沒。起初上升非常迅速，大約在7,000年前停止（圖13.25）。海岸架上的階梯表明，快速的浸沒涉及到在總體上升的基礎上的靜止，甚至小幅的回歸。在這個浸沒過程中，海水覆蓋陸地的速度將會很快。在波斯灣地區，可能是每年100-120米的前進速度，即使在英格蘭的德文和康沃爾，海岸線也會以每年約8米的速度後退。
13.8 總結
海浪和海嘯衝擊海岸，近海洋流沖刷它們，潮汐濕潤它們。風化和海浪侵蝕破壞海岸線，而沉積物堆積、珊瑚礁的建造以及紅樹林和沼澤的建設則創造它們。岩石海岸由侵蝕地貌主導 - 海岸平臺和陡峭懸崖、洞穴、拱門和岩柱，還有許多其他形態。一些侵蝕地貌出現在以沉積為主的環境中，就像潮汐河流穿越鹽沼地一樣。海岸的沉積地貌多種多樣。沙灘是最常見的地貌特徵，具有以海浪為主導、潮汐修飾和潮汐為主導的三種主要類型，但各種各樣的沙丘和障礙物也很普遍。其他沉積地貌包括沙灘脊、切尼爾、海岸沙丘、河口、潮間帶、鹽沼、紅樹林、海洋三角洲、珊瑚礁和環礁。人類通過增加或減少河流的沉積物負荷以及建造防護結構來影響海岸侵蝕和沉積。許多沙灘在西歐、美國和澳大利亞需要注入沙子以維持它們。在接下來的一個世紀裡，隨著氣候變暖趨勢的升高，海平面上升的影響將是深遠的，可能會嚴重影響生活在或靠近海岸的人類。海平面的變化是由海洋獲得和失去水（冰川 - 海平面變化）、海洋盆地體積增加和減小（構造 - 海平面變化）以及海洋溫度或密度波動（溫密度 - 海平面變化）引起的。高水位和低水位在陸地表面和水下都留下了它們的痕跡。擱淺的沙灘沉積物、海洋貝殼床、古代珊瑚礁和後面有陡峭懸崖狀斜坡的平臺標誌著更高的海洋水準。沉沒的海岸特徵，包括裡亞斯、槽和切割到水下坡度的臺階，以及水下森林，標誌著更低的水準。與解冰相關的海平面上升可能非常迅速，見證了弗蘭德裡亞浸沒。
補充框13.1 1998年巴布亞紐幾內亞海嘯
1998年7月17日，在巴布亞紐幾內亞的Vanimo東南部約70公里處發生了一次大地震。它的震中位於離岸約20公里處，焦點深度不到33公里。它的震級為7.1。地震引發了三次地方性的破壞性海嘯。在地震搖動該地區幾分鐘後，接連不斷的海嘯，其中最大的高約10米，衝擊了三個漁村 - Sissano、Arop和Warapu - 以及位於Atape西部30公里海岸的其他較小的村莊。後續事件由一位倖存者、退休上校約翰·薩納韋（John Sanawe）描述，他住在Arop沙洲東南端附近（González 1999）。他報告說，就在主要地震震撼該地區後，海水升至地平線以上，然後垂直噴射約30米。意想不到的聲音 - 首先像遠處的雷聲，然後像附近的直升機 - 隨著他看著海水退到正常低潮線以下而消失。經過四五分鐘的寂靜，他聽到了一陣像低空飛行的噴氣機的隆隆聲，然後發現了他的第一次海嘯，也許高3-4米。他試圖跑回家，但海浪趕上了他。第二次更大的海浪沖平了村莊，並將他沖向了一個紅樹林森林，位於瀉湖的內陸岸邊。其他村民沒有那麼幸運。有些人被沖過瀉湖，被刺穿破碎的紅樹枝。許多人被碎片擊中。三十名倖存者最終因壞疽失去了四肢，然後才有幫助前來。水流沖走了兩個村莊，一個位於分隔Sissano瀉湖和海洋之間的沙洲上。一位牧師的房子被沖到了內陸200米處。在Warapu和Arop，沒有一棟房子能夠屹立不倒，椰子樹和椰子樹被從地裡拔出。總的來說，海嘯造成了2200多人死亡，其中包括240名兒童，超過6000人無家可歸。地震發生後大約18分鐘，海面恢復平靜，沙洲光禿禿的，裸露的地方標誌著以前的建築物所在地的位置。
補充框 13.2 海岸沙丘：性質和出現
海岸沙丘是由風、海浪、植被和沉積物供應的相互作用塑造的（Pye 1990）。圖13.17描述了六種基本情況。迅速前進的海灘嶺平原，幾乎沒有沙丘發育，是在海灘沙子預算為正且風能較低的情況下形成的（圖13.17a）。平行的前沙丘嶺在類似的情況下出現，只是風能更高，有捕沙植被存在，導致海灘前進較慢（圖13.17b）。不規則的“墳”狀沙丘，帶有初期的吹散和抛物線沙丘，在海灘沙子沉積預算為正、風能適中且植被覆蓋不足或零星的情況下形成（圖13.17c）。單一的前沙丘嶺，其高度增長而海岸線位置不變，發生在供應給海灘的沙子被輸送到沙丘並被植被捕獲的情況下（圖13.17d）。緩慢遷移的抛物線沙丘、吹散和鹽鹼化的植被出現在供應給海灘的沙子略少於供應給沙丘的情況下，海灘緩慢向內退卻時（圖13.17e）。低山脊的逐漸浸漲砂層在幾乎沒有沙子供應到海灘且風能較高的情況下形成（圖13.17f）。在這些條件下，海灘迅速下降，沙丘植被被摧毀，增加了暴風暴雨的暴露度，並啟動了海岸退卻。 圖13.17 影響沙丘形態的因素。詳細說明，請參見正文。來源：改編自Pye（1990）
補充框 13.3 三角洲的類型
根據它們的整體形態，識別出了六種基本類型的三角洲，可以根據河流、海浪和潮汐過程的重要性進行分類（Wright 1985；圖13.21）。這六種類型的特點如下（Trenhaile 1997，227–8）：
• 第1型三角洲受河流過程主導。它們是細長的分流口沙壩砂丘，大致與海岸線的總體方向呈直角。突起部分稱為沙壩砂。在密西西比河的現代鳥足三角洲，主要分流口向海側前伸，形成了長達24-32公里、寬6-8公里的厚厚的砂丘。第1型三角洲形成在潮差較小、海浪能量非常低、近海坡度低、沿岸漂流弱、懸浮負荷高而細粒的地區。例如，美國密西西比河三角洲、巴西巴拉那河三角洲、烏克蘭第聶伯河三角洲和委內瑞拉奧里諾科河三角洲。
• 第2型三角洲受潮汐影響。它們有寬廣的向海外蔓延的手指狀通道砂突起。由潮汐沉積和重新運動的河流沉積物在分流口形成沙質潮汐脊。它們存在於潮差大、潮流強勁、海浪能量低和沿岸漂流弱的地區。例如，西澳大利亞的奧爾德河三角洲、巴基斯坦的印度河三角洲、美國的科羅拉多三角洲和孟加拉的恒河-布拉馬普特拉三角洲。
• 第3型三角洲受到海浪和潮流的影響。潮汐流產生了充滿沙子的河流通道和幾乎與海岸線呈直角的潮汐河。而海浪重新分佈了河流帶來的沙子，形成了與海岸平行的沙灘-沙丘脊複合體和隔離海浪的沙壩。第3型三角洲在具有中等海浪能量、中等到高潮汐和沿岸漂流弱的地區很常見。例如，緬甸伊洛瓦底三角洲、越南湄公河三角洲和羅馬尼亞多瑙河三角洲。
• 第4型三角洲由砂壩分佈的砂指狀體組成，也可以融合成寬廣的砂壩。它們前伸進入被海灣或河口海灣遮擋的瀉湖、海灣或河口。它們的發展受到中等海浪能量、低近海坡度、低泥沙產量和低潮差的鼓勵。例如，德克薩斯州的布拉索斯三角洲和加拿大的霍頓三角洲。
• 第5型三角洲具有廣泛的沙壩和沙丘區。這些廣泛的沙壩是由河流帶來的沙子的海浪重新分佈所塑造的。它們形成在中等到高海浪能量持續存在、沿岸漂流較弱、近海坡度中等到陡峭的地方。例如，巴西聖法蘭西斯科三角洲和印度Godavari三角洲。
• 第6型三角洲形成在完全受海浪作用支配的海岸上。海浪使海岸線變得筆直，三角洲由海岸岸線平行的眾多沙壩狀屏障組成，這些屏障與細粒的廢棄河道填充物交替出現。它們存在于有強大海浪、單向沿岸運輸和近海坡度陡峭的環境中。例如，新南威爾士州的肖爾黑文三角洲，馬來西亞的丹派特三角洲。 • 圖13.21 三角洲的類型。來源：部分改編自Wright（1985）
補充框 13.4 海灘侵蝕與灘塗補充 - 德拉華州案例研究
灘塗補充需要資金，任何灘塗補充計畫都必須考慮讓灘塗後退與維持它們之間的經濟因素。以美國東部的德拉華州大西洋海岸為例（Daniel 2001）。德拉華州的海岸線結合了高的海岸財產價值和不斷增長的海岸旅遊業。它還是一個動態的海岸線，暴風雨造成的損害和娛樂灘塗的侵蝕對海岸社區構成嚴重威脅。地方和州政府官員正在解決這個問題。一個名為“灘塗2000”的綜合管理計畫考慮了灘塗補充和後退。灘塗2000的目標是保護德拉華州的灘塗，以供德拉華州居民和外州的灘塗遊客使用。自從灘塗2000發佈以來，德拉華州的海岸線一直通過補充活動進行管理，這些活動成功地保持了灘塗的寬度。該地區的海岸旅遊業、娛樂灘塗使用和房地產價值仍在增長。該計畫曾考慮了讓海岸線後退的可能性，但將其作為遙遠未來的一個選項擱置。一項研究估計了在未來五十年內讓德拉華州的灘塗向內後退的土地和資本成本（Parsons和Powell 2001）。結論是，如果未來五十年的侵蝕速度保持歷史水準，成本將為2.91億美元，但如果侵蝕速度加速，成本將更高。鑒於這一數字，至少在未來五十年內，灘塗補充在經濟上是有道理的。
補充框 13.5 海平面變化的原因
海洋中的體積和質量分佈變化會引起海平面的變化（表13.3）。海洋體積變化分為等位和熱脹。等位變化是由於從海洋中增加或提取水（冰川等位變化）以及海洋盆地體積的變化（構造等位變化）引起的。熱脹變化是由於海水溫度或密度的變化引起的。在二十一世紀，預測的海平面上升很大程度上將是由於海水的熱脹引起的。海洋熱脹率約為20釐米/°C/1000米（Mörner 1994）。
冰川等位變化
冰川等位變化與氣候變化密切相關。全球而言，來自降水和徑流的輸入通常會平衡蒸發損失。（青年水可能抵消埋藏的同生水損失。）然而，當氣候系統轉變為冰河期狀態時，世界上大部分的水資源都被鎖定在冰蓋和冰川中。在冰河時期，海平面下降，在間冰期期間上升。除了被轉化成冰的水之外，從海洋中增加和減少的水可能會導致海洋體積的小幅變化。這個次要的過程可以稱為水等位變化。
地質過程推動構造等位變化。即使水循環處於穩定狀態，使降水增加與蒸發損失平衡，由於海洋盆地的體積變化，海平面可能會發生變化。海洋盆地體積的增加會導致海平面下降，而體積的減少會導致海平面上升。海洋盆地體積的減小是由沉積、中洋脊的生長以及地球膨脹（如果發生的話）引起的；而體積的增加則是由中洋脊生產速率的降低或停止引起的。
其他等位效應
等位彎曲是由改變地球等勢面或大地水準面的過程引起的。海洋等勢面也稱為大地水準面。等勢面的起伏相當大：新幾內亞的上升和以馬爾地夫為中心的低窪地帶之間的海平面差異達到了180米，它們相距僅50-60度的經度。在大陸下也有一個等勢面。等勢面的形狀取決於地球引力和旋轉勢能的相互作用。等勢面的起伏變化通常很快，會導致海平面迅速變化。
在短時間內，氣象、水文和海洋學方面的局部變化會導致相對較小的海平面波動。這些波動可以稱為氣候等位變化。對於主要洋流，它們可能涉及高達5米的海平面變化，但對於氣象和水文學變化來說，不到這個數字的一半。
均衡變化
均衡學是指大陸和海洋的浮力或浮力原理。它假設了岩石圈和下面的軟流層之間的重力平衡狀態，以便構造板“浮動”在依賴於它們的厚度和密度的高度。在冰河時期，被冰覆蓋的地區往往會在冰的重量下“下沉”。一旦冰融化，岩石圈的反彈會恢復均衡狀態。這個過程中涉及到的抬升，稱為冰川均衡調整，會導致受影響地區海平面的明顯下降。該調整可能涉及岩石圈的向下和側向運動，以及反彈，並且可以通過改變行星的形狀而導致全球海平面的變化（Peltier 1998, 1999）。
第14章 喀斯特地貌KARST
14.1 地下喀斯特洞：波爾洞，德比郡
喀斯特就是石灰岩地形，廣西桂林就是石灰岩地形的代表，象鼻岩、月亮山、峰林、溶洞、鐘乳石、石筍都是喀斯特的特色景觀。
波爾洞位於英格蘭德比郡的巴克斯頓（Buxton）市中心附近約2公里處的格林伍德下的一個石灰岩洞穴（圖14.1）。它是激流河（River Wye）的水形成的。大約在1440年，據說強盜和亡命之徒普爾（Poole）曾將這個洞穴用作藏身處和搶劫旅行者的基地。他以此給這個洞穴命名。洞口內，於1854年經過清理和整平的地方，有冰川沉積物，其中包含羊、山羊、鹿、野豬、牛和人的骨骼。遺物來自新石器時代、青銅時代、鐵器時代和羅馬時期。在洞穴內部更深處是一個稱為“圓頂（Dome）”的12米高的大廳，很可能是在上一個冰河時代末期洞穴內湧入的融水形成的，形成了一個巨大的漩渦。大廳牆上可以看到流石，被錳氧化物或頁岩染成藍灰色。再往裡走，就是現在只有在冬天才流動的激流河，因為河水從一個水庫溢出口進入洞穴。河水沉入了河床，約400米遠處重新出現在Wye Head，儘管數千年前它可能曾經從洞口流出。河床上有一個“石化井（Petrifying Well）”，可以使放入其中的鳥巢等物品被鈣質包覆並“變成石頭”。 “Constant Drip”是一個已經生長了數千年的鐘乳石，但由於近年來滴水速度增加，它現在有一個打孔。附近是一個由山丘上的舊石灰堆積物中的水形成的新的白色流石結構。再往前是洞穴中最大的鐘乳石 - “培根片（Flitch of Bacon）”，因其類似於半邊肉而得名。它幾乎有2米長，但在約1840年前，一些破壞性的遊客打斷了底部的部分。在洞穴地板上附近有邊緣石池。下一個大廳是“煮蛋大廳（Poached Egg Chamber）”，其中包含了鐘乳石、飛簷、流石、柱子和窗簾，全部都呈白色、橙色（來自氧化鐵）和藍灰色（來自錳氧化物）。這些形態是由來自洞穴上方的舊石灰傾鋪的鈣廢棄物形成的。鐵已經包覆在鐘乳石的尖端，使它們看起來像煮蛋一樣。在煮蛋大廳的遠端，有數千根飛簷和鐘乳石，上面有一個稱為“冰瀑布（Frozen Waterfall）”的新的流石瀑布，上面沾滿了鐵和錳氧化物。此時，石灰岩的層理面顯示出洞穴崩塌的跡象。轉向左邊，可以看到“瑪麗皇后的石柱（Mary Queen of Scots Pillar）”，這是一個2米高的鐘乳石老闆，據說瑪麗皇后在1582年參觀洞穴時給它命名的。在最後的大廳中，可以看到激流河從堵住洞穴系統其餘部分的高15米的巨大石堆中湧出。這個大廳中有一個美麗的流石結構，是1977年當地學童團體命名為“雕塑”的，上面是“大瀑布（Grand Cascade）”，另一個令人印象深刻的流石形態，被鐵和錳氧化物染成。
14.2 喀斯特環境
“Karst”是印歐詞“kar”的德國形式，意思是岩石。義大利詞是“carso”，斯洛文尼亞詞是“kras”。在斯洛文尼亞，“kras”或“krš”意味著“光禿的石地”，也是該國西部的一個崎嶇地區。在地形學中，喀斯特是指在地表和地下，可溶岩石被水的溶解作用上下改變，具有特殊的地貌和排水特徵（詹寧斯，1971年，1）。它通常指的是石灰岩地形，通常缺乏地表排水，具有不規則和薄的土壤覆蓋，包含許多封閉的凹地，並支撐著一個地下特徵網，包括洞穴和石窟。然而，所有岩石在一定程度上都可溶於水，喀斯特並不局限於最可溶解的岩石類型。喀斯特可能在蒸發岩（如石膏和鹽）中形成，在矽酸鹽（如砂岩和石英岩）中形成，並在某些玄武岩和花崗岩在有利條件下形成（表14.1）。這些特徵也可能以其他方式形成 - 風化、水力作用、地質運動、融水以及熔岩的排空。由於它們的形成過程中不是溶解過程佔主導地位，所以這些特徵被稱為假喀斯特（表14.1）。
廣泛的喀斯特區域在碳酸鹽岩石（石灰石和白雲石）中發展，有時也在蒸發岩中形成，包括鹽巖（岩鹽）、無水硫酸鈣和石膏。圖14.2顯示了暴露的碳酸鹽岩石的全球分佈。石灰石和白雲石是一組複雜多樣的岩石（圖14.3）。石灰石是一種含有至少50％碳酸鈣（CaCO3）的岩石，主要以方解石礦物和極少量的文石礦物形式存在。純粹的石灰石含有至少90％方解石。白雲石是一種含有至少50％碳酸鈣-鎂（CaMg（CO3）2）的岩石，一種叫做白雲石的礦物。純粹的白雲石（也稱為白雲石）含有至少90％白雲石。中間組成的碳酸鹽岩石介於純粹的石灰石和純粹的白雲石之間，具有不同的名稱，包括鎂石石灰岩、白雲石石灰岩和鈣質白雲石。 喀斯特地貌在相當純粹、鈣質碳酸鈣含量超過80％的厚度很大、機械強度高且包含大規模節理的石灰石層中達到最充分的演化。這些條件在亞得裡亞海東岸國家的經典喀斯特區得到了實現。儘管白堊是一種非常純粹的石灰石，但它在機械上較弱，不利於地下排水的形成，這是中規模和大規模地表喀斯特地貌形成的先決條件。
14.3 喀斯特和假喀斯特過程
很少有地貌過程僅限於喀斯特地貌，但在喀斯特地下的可溶岩石區域，一些過程以獨特的方式運作並產生特徵性地貌。在喀斯特地貌中，溶解通常是主要過程，但它可能被其他地貌過程所支配。在特定地區，通常會添加各種術語以表示主要的形成過程。真正的喀斯特表示在其中溶解過程佔主導地位的喀斯特地貌。有時使用術語“holokarst”來表示一些地區，例如中國南部和印尼的部分地區，其中喀斯特過程幾乎創建了所有地貌。流水喀斯特是喀斯特地貌中，溶解和河流作用以至少同等的條件共同運作的地方，這在西歐、中歐和美國中西部很常見，河流切割了石灰岩區塊，有利於洞穴和真正的喀斯特在河間地帶的形成。冰川喀斯特是冰川和喀斯特過程共同作用的喀斯特地貌，這在加拿大的冰川磨擦表面以及歐洲的鈣質高山和比利牛斯山區很常見。最後，熔冰喀斯特是由於溫帶凍土環境中地下冰的融化而產生的不規則地形，嚴格來說不是喀斯特或假喀斯特，但其地形與喀斯特地形在表面上相似（參見第300頁）。
喀斯特排水系統是理解許多喀斯特地貌特徵的關鍵（圖14.4）。從水文學的角度來看，喀斯特分為地表和接近地表的區域，或稱為表岩層，以及地下區域，或稱為內岩層。表岩層包括表面和土壤（表皮帶），以及顆粒物層和擴大的裂縫（次皮帶帶）。內岩層同樣分為兩部分：非飽和水流的液固帶和飽和水流的含水帶。在非飽和水流的液固帶的上部，次皮帶帶中的水線結合形成滲透流，這個區域通常稱為滲透帶。每個帶有特定的水力、化學和水文特性，但這些帶隨時間擴展和縮小，不能嚴格劃定範圍。
喀斯特地貌特有的主要地貌過程包括溶解和沉積、下陷和崩塌。河流過程可能對一些地表和地下地貌的形成具有重要意義。水熱過程在某些洞穴中局部重要。通常將熱帶喀斯特和其他地區的喀斯特區分開來。在熱帶氣候下，喀斯特化過程非常強烈，並產生了塔和錐形地貌（第409頁），這些地貌在溫帶和寒冷氣候下至少不會以同樣的程度形成。加拿大西北部的發現表明，在寒冷氣候下也可能形成塔（第410頁），但廣泛的熱帶喀斯特分佈證實了在潮濕熱帶氣候下，石灰喀斯特解的極端程度。
14.4 石灰岩溶解和沉積
石灰岩、白雲石和蒸發岩
由於石灰岩是最廣泛分佈的喀斯特岩石，因此其溶解和沉積是重要的喀斯特過程。方解石在純水中的飽和濃度約為16°C時的13毫克/升，25°C時的15毫克/升，它在純水中的溶解度相對較低。然而，在含有二氧化碳的水中，它的溶解度要高得多。它似乎在含有腐爛植物釋放的有機酸的水中溶解更多，並且在含有硫酸的水中非常溶解，硫酸是由硫化礦物（如黃鐵礦和白鐵礦）風化產生的。碳酸酸是喀斯特地貌中的主要溶劑，石灰岩容易受碳酸化的影響（參見第144頁）。白雲石在自然水中的行為與石灰岩類似，儘管在正常情況下，白雲石似乎比石灰岩稍微不太溶解。白雲石中含有鎂，使得情況變得更加複雜。蒸發岩，包括石膏，比石灰岩或白雲石溶解度高得多，但它們的溶解過程不涉及二氧化碳。石膏的溶解度在37°C時達到最大值。當溫水冷卻足夠並且蒸發導致過飽和時，它就會沉積下來。
矽酸鹽岩石
在石英岩中活躍的天坑、蒙脫石坑和洞穴系統必須是由岩石的挖掘和地下運輸所產生的。由於石英岩的溶解度非常低，很難理解這樣的過程如何進行。一種可能性是，與其溶解整個岩石，只需溶解個別石英顆粒周圍的黏合材料即可。石英顆粒的溶解度小於10毫克/升，而無定形矽酸鈉，即主要的黏合材料，其溶解度為150毫克/升。當黏合材料被溶解時，石英岩將變得機械上不一致，並且可以通過管道移除鬆散的顆粒，從而侵蝕地下通道。或者，石英岩本身的腐蝕可能產生地下喀斯特地貌特徵。石英岩的腐蝕是一個緩慢的過程，但在足夠長的時間內，這個過程可以打開地下通道。可以肯定的是，在委內瑞拉洞穴系統Cueva Kukenan中挖掘出的一些類似喀斯特的形態，由圓柱體組成，高約2-3米。如果這些是由黏合材料去除形成的，那麼它們應該具有錐形橫截面，並且沿流動方向排列。所有柱體都是圓形的，表明腐蝕攻擊了岩石的所有側面（參見Doerr 1999）。此外，來自洞穴系統的岩石薄片顯示，個別顆粒被矽酸鈉外生過度牢固地連接在一起，即使去除了任何矽酸鈉黏合劑，它們仍然會抵抗分解。只有在晶體顆粒本身部分溶解之後，分解才能進行。
14.5 緩慢的量體移動和崩塌
區分崩塌和土壤和風化層的緩慢量體移動是有利的（Jennings 1971, 32）。在大多數岩石中，這種區別是人為的，但在喀斯特岩中，溶解通常確保了岩層和飛石之間的明確劃分。
■ 緩慢的量體運動
石灰岩上的土壤和飛石通常比在不透水的岩石上要乾燥。這一事實意味著在喀斯特地貌中，潤滑的量體移動（旋轉滑坡、碎屑滑坡、碎屑崩塌和碎屑流）較不活躍。此外，喀斯特岩中幾乎沒有不可溶物質，土壤往往較淺，這減少了量體移動的可能性。碳酸鈣沉積也可能黏合土壤顆粒，進一步限制了量體移動的可能性。相反，在喀斯特地貌中溶解的廣泛作用會去除所有類型的非固結材料的支撐，因此有助於蠕變、塊狀滑坡、碎屑滑坡，特別是土壤滑坡和土壤流。另外，應該注意的是，喀斯特土壤和風化層中存在管道或通道，事實上可能會受到土壤和風化層下溶解過程的刺激。管道或挖掘是由滲透的水將粘土和淤泥運輸到地下通道內形成的，這可能促進了量體移動。
■ 崩塌
岩石坍塌、塊狀滑坡和岩石滑坡在喀斯特地貌中非常常見。這是因為有很多裸露的岩石坡和懸崖，並且溶解作用在側向和向下方向上同樣有效，導致了溪流岸的削蝕。
水流和熱水過程
溶解是洞穴形成中的主要因素，但洪水和熱水作用也可以起到重要作用。迷宮洞穴通常在水準的、有規律層理的石灰岩受到洪水侵襲，形成一系列交錯的通道時形成。它們也可以通過熱水作用形成，當富含二氧化碳或來自黃鐵礦產生的腐蝕性硫酸的水進入石灰岩中的縫隙時。
14.6 地表上的喀斯特地貌
早期對喀斯特地貌的研究主要集中在維也納，對多瑙河喀斯特地區進行了研究，這是一個沿著東亞得裡亞海從義大利東北部的伊松佐河，經過斯洛文尼亞、克羅地亞、波斯尼亞和黑塞哥維那、蒙特內哥羅和塞爾維亞，一直到北阿爾巴尼亞的山脈系統，長約640公里。多瑙河喀斯特地區仍然被視為“類型”地區，並且這個地區對喀斯特地貌特徵的塞爾博-克羅地亞名稱仍然保留，儘管大多數都有英文等效詞。然而，讀者應該注意，喀斯特術語非常令人困惑，並且存在著許多混亂的使用。還有一個常常作出的對比，即裸露的喀斯特地區，其中岩層基本上暴露在大氣中，和覆蓋的喀斯特地區，其中岩層幾乎不暴露在大氣中。從全面到無覆蓋的各種程度都是可能的。另一個基本的區別是自由喀斯特（它自由排水到大海）和封閉喀斯特（它被不透水的岩石包圍，必須通過不同的水文地質系統排放到大海）之間的區別。 圖14.5以示意圖的方式說明瞭以下幾個主要喀斯特地貌的討論。
喀斯特地Karren
喀斯特地是一個來自德國的統稱，用來描述在地表或洞穴中暴露的石灰岩和白雲石表面上發現的多樣化的小尺度溶解特徵和雕塑。法語詞lapis和西班牙語詞lapiaz意思相同。在石灰岩地區的鋪道和其他大面積的鈣質岩石表面上，廣泛暴露的喀斯特地通常被稱為Karrenfeld（喀斯特地區）。有關喀斯特類型的術語非常令人困惑。Joe Jennings（1971, 1985）制定的術語在混亂和不一致的多語詞匯中帶來了一些秩序感。基本形式根據土壤和植被的覆蓋程度分為裸露（“自由喀斯特”）、部分覆蓋（“半自由喀斯特”）和覆蓋（“覆蓋喀斯特”）（Bögli 1960）。裸露形式又分為由地表濕潤產生的和由集中地表徑流產生的。Derek Ford和Paul Williams（1989, 376–7）根據當前對形成喀斯特地的過程的理解還不夠成熟，提供了一個純粹的形態學喀斯特類型分類，但是他們的方案，儘管以形態為主要分類基礎，但使用遺傳因素進行細分。 Jennings的分類為以下討論提供了基礎，但Ford和Williams提到的一些類型，以及他們的“多源”的類別，也包括在內（表14.2）。
■ 裸露形式
由地表濕潤產生的裸露形式包括坑、波紋、溝渠、斜坡和流溝，這些都是由雨水擊打和流過裸露的岩石表面或滴落或滲透到岩石表面上而侵蝕的。它們是小型地貌，最小的微坑和微溝最多寬深1釐米，最大的解溶波（Rillenkarren）平均約1.0–2.5米寬，15米長。最小的特徵被稱為microkarren。在電子顯微鏡下可以識別出一些微米級的溶解特徵。暴露的喀斯特岩可能在幾十年內發展出1毫米或更多的地貌。由地表濕潤產生的主要裸露形式包括溶解波、解溶波（Rillenkarren）、解溶坡（Ausgleichsflächen）、解溶溝（Rinnenkarren）、倒掛的溝渠和流溝（表14.2；圖14.6；圖14.1和圖14.2）。 由集中地表徑流產生的裸露形式包括微裂縫、分裂喀斯特、溝渠、斷裂和解溶尖峰。微裂縫是沿著小接頭的溶解特徵。分裂喀斯特是沿著更大的弱點線（接頭、岩脈和脈脈）運行的較大的溶解通道。Grikes（Kluftkarren），在美國稱為解溶槽，遵循接頭和層理面，因此可能是直的、深的和長的，通常在網絡中出現（圖14.3）。Grikes是大多數喀斯特地貌中主要的喀斯特特徵。在接頭交匯處可能會形成大的開口，一些可能幾米深，被稱為喀斯特井，與溶解管和深坑有關。Grikes之間的板狀塊之間的夾層被稱為clints（Flackkarren）（圖14.3）。直接的大塊之間的grikes通常會破裂成尖頂或解溶尖峰（Spitzkarren）和由解溶波裝飾的蜂巢。在水準地層中，靠近地表的層理面可能會被滲漏打開。這個過程可能會使夾層解放出來，導致它們分解成形成shillow（北英格蘭的一個術語），大致相當於德國的Trümmerkarren和Scherbenkarst。所有這些形式都很小。Grikes平均約5釐米寬，深達數米，clints可能達數米寬，解溶尖峰長達數米。大規模的grikes在一些地區可以找到，並遵循主要接頭和斷層，稱為bogaz、廊道和街道。Bogaz寬度可達4米，深度可達5米，長達數十米。喀斯特廊道和街道更大，呈峽谷形狀（見第403頁）。
■ 覆蓋形式和部分覆蓋形式
部分覆蓋的形式在有斑駁的土壤、沉積物、枯葉或苔蘚覆蓋的區域中發展。解溶坑是圓底或錐形形狀，通常直徑不超過1米。較大的解溶坑合併成解溶盤。它們在土壤下和裸露的石灰岩上都存在。除井之外，它們是最常見的喀斯特形式。許多是過渡到井。解溶盤或解溶盆地是形狀像盆或碟子的小凹處，通常有一層薄薄的土壤或藻類或植物遺骸覆蓋。它們不超過3米寬和0.5米深，但許多更小。一些由腐爛的有機物釋放的二氧化碳溶解在盆中收集的水中，增強了它們的溶解。斯拉夫語稱之為kamenice（單數kamenica），美國稱之為tinajitas。被削弱的解溶溝渠（Hohlkarren）在形狀和大小上與溝渠相同，只是隨著深度的增加變寬，可能是由於積累的有機物或土壤使底部附近的側面和底部保持濕潤。解溶刻痕（Korrosionkehlen）高約1米，寬約1米，長約10米。它們是在土壤與突出的岩石相接觸的地方形成的，形成內凹的凹處。
覆蓋形式在土壤或沉積物的覆蓋下發展，這就像“酸性海綿”（Jennings 1971, 48）。當它接觸到下面的石灰岩時，“海綿”會侵蝕出自己的一系列地貌，其中主要的是圓形解溶溝渠和解溶管道。
圓形解溶溝渠（Rundkarren）與普通的溝渠大小相同，但它們被與酸性土壤水相關的活躍腐蝕磨光。只有在土壤或沉積物覆蓋被剝離時才可見（圖14.3，前景）。切割器是覆蓋有土壤的clints，頂部變寬並隨著深度變細（圖14.4）。解溶管道（或井或井）最大直徑可達1米，深度為2–5米，通常隨著深度變窄，但許多更小。它們是圓柱形或圓錐形的孔洞，出現在較軟的石灰岩上，如白堊岩，以及機械強度較高且滲透性較差的石灰岩上。解溶管道通常沿著接頭面形成，但在西北歐的白堊岩中，它們可以獨立發展。
多基因喀斯特
■ 石灰岩地面Limestone pavements
石灰岩地面是在平坦或輕微傾斜的地層中發展的喀斯特地形。它們以水準層理的石灰岩和白雲石（圖14.3）形式存在，作為裸露岩石的廣泛長凳或平原。解溶會溶解深度在0.5到25米之間的石灰岩和白雲石地面的裂縫。裂縫或裂縫將承載多個解溶特徵（喀斯特）的表面（clints）分開。在1970年代初的一項調查中，列出了不列顛群島的573個石灰岩鋪面，其中大多數位於北約克郡、蘭開夏郡和坎布裡亞郡的北賓尼斯山的石炭紀石灰岩地區（Ward and Evans 1976）。
石灰岩鋪面的起源存在爭議，一些地貌學家認為，土壤覆蓋時不時被侵蝕，有助於它們的形成。無疑，英國的石灰岩鋪面似乎是在被冰川堆積物覆蓋的情況下經過石灰岩的風化而形成的。稍後冰川的冰川剝除了任何土壤覆蓋和積累的碎屑。石灰岩鋪面在加拿大非常普遍，那裡定期發生冰川剝蝕（Lundberg and Ford 1994）。在一些地方，波浪、洪水中的河流，甚至是坡面上的表流，都會進行剝蝕，而不是冰川。
■ 尖塔喀斯特Pinnacle karst
大型尖塔岩主宰著尖塔喀斯特。在中國，尖塔喀斯特的一個著名例子是雲南石林（圖14.5和14.6）。這是一個約350立方公里的灰色石灰岩柱區域。這些柱子高1-35米，直徑1-20米。鋸齒狀的山脊和尖塔喀斯特是位於巴布亞新幾內亞的凱金德山和砂拉越的亞比山上的，它們由裸露的、像網狀的、鋸齒狀的山脊組成，幾乎是垂直的，高達120米。壯觀的山脊高出被森林覆蓋的廊道和低窪地區。它們似乎是在之前未被埋葬的情況下由石灰喀斯特解形成的。
■ 崩解型喀斯特Ruiniform karst
這是一個由土壤侵蝕暴露出來的非常寬的縫隙和退化的clints的組合（圖14.7）。clints突出，就像“廢墟中的微型城市街區”（Ford和Williams 1989, 391）一樣。崩解型喀斯特位於法國的卡索地區，那裡發生了森林砍伐和土壤侵蝕。在高山脊上，崩解型喀斯特過渡到石灰岩山峰。
■ 廊道喀斯特Corridor karst
在一些地方，grikes變大，形成了一個排列或交叉的廊道地貌。大的grikes稱為bogaz、corridors、zanjones和streets。Grike壁的後退會產生方形或方形的山谷和大型封閉凹陷，稱為platea。廊道喀斯特地貌被稱為迷宮喀斯特、廊道喀斯特或巨大的grikeland。它是大規模的clint和grike地形，但可能有復雜的發展歷史。 Grikelands形成在熱帶和溫帶雨林以及乾旱和半乾旱地區。較小規模的版本出現在加拿大麥肯錫山脈的納哈尼石灰岩喀斯特區（Brook和Ford 1978）。在這裡，迷宮喀斯特令人驚嘆，個別的街道超過1千米，深度超過50米（圖14.8）。
■ 海岸喀斯特Coastal karren
在海岸和湖泊周圍，石灰岩或白雲石露頭通常顯示出獨特的溶解地形，包括潮間帶和次潮間帶的凹痕（也稱為nips；圖14.9）以及密集的坑、盆地、微坑和尖刺（圖14.10）。鑽孔和放牧生物可能有助於形成海岸喀斯特，波浪作用、濕潤和乾燥、鹽分風化和水合作用也可能有助於形成海岸喀斯特。
■ 喀斯特珊瑚島Coral island karst
碳酸鹽沉積物是世界珊瑚島的建築材料，所有這些島嶼都至少帶有一些喀斯特特徵。例如，納瓦薩島是一個位於海地和牙買加之間的加勒比海5平方千米的島嶼，可能開始生活是一個小型的珊瑚環礁。約500萬年前，這些珊瑚礁開始浮出水面，導致了碳酸鈣沉積物（菱鈣石）轉化為碳鈣鎂岩（白雲石）的岩石，形成了島嶼周圍的露臺，並開始了化學風化和喀斯特地形的演變，尤其是洞穴和喀斯特坑。同樣，位於日本南部琉球群島的中央琉球島弧的21平方千米碳酸鹽島嶼與第四紀時期升高到海平面以上。隨後的喀斯特過程形成了許多封閉的凹陷（Terry 2005）。
封閉凹陷
■ 地穴
"Doline" 一詞源自斯洛文尼亞語中的 "dolina"，意為地形上的凹陷。它適用於喀斯特地貌中較簡單的封閉凹陷形式。"Sinkhole"、"swallet" 和 "swallow hole" 是具有相對鬆散含義的英語術語。Doline呈現各種形狀 - 盤子、碗、錐形和圓柱形。它們的大小範圍從不到一米寬和深到數百米深，甚至一公里寬。較大的形式往往較為複雜，並逐漸過渡到其他類型的封閉凹陷。
幾個過程形成地穴：地表溶解、洞穴坍塌、管道、下沉和河流去除地表覆蓋。儘管這些過程經常結合發生，大多數地穴都是多源的，但它們作為地穴的五重分類（Jennings 1985, 107; Ford and Williams 1989, 398）的基礎（圖14.7）：
溶解地穴始於溶解集中在一個有利的點，例如接頭交匯處。溶解降低了基岩表面，因此形成了一個小的凹陷（圖14.7a；圖14.11）。凹陷困住了水，鼓勵更多的溶解和凹陷擴大。一旦開始，地穴形成就是自我延續的。然而，不溶解的殘留物和其他碎屑可能阻塞地穴底部，有時形成沼澤地區或形成池塘地穴。地穴是少數在軟石灰岩（例如膏土等）中發展的喀斯特地貌之一（例如Matthews et al. 2000）。
坍塌地穴是由於地下溶解形成的洞穴的屋頂突然崩塌並破裂或破裂岩石和土壤而形成的（圖14.7b；圖14.12）。最初，它們具有陡峭的牆壁，但在沒有進一步坍塌的情況下，它們變成了圓錐形或碗形，因為邊緣被磨平，底部被碎屑填滿。最終，它們可能與其他地穴無法區分，除非進行挖掘。最大的開放坍塌地穴是克羅地亞的Crveno Jezero（'紅湖'），最低處深421米，最高處深518米。如果坍塌發生在充滿水的洞穴中，或者如果水位在坍塌發生後上升，則坍塌地穴可能包含一個湖泊，通常深，覆蓋著地穴底部。在墨西哥的尤卡坦半島，這種湖泊被稱為cenotes，而在土耳其高原上則被稱為'obruk'湖泊。在尤卡坦半島北部的瑪雅遺址附近，一些cenotes非常大。位於奇琴伊薩的瑞典遺址的Dzitnup是一個直壁式的天坑，寬約60米，深約39米，一半被水填滿。地穴坍塌地穴形成比坍塌地穴更加戲劇化，當上覆的非鈣質岩層的岩層倒塌到下層石灰岩的洞穴中時。澳大利亞新南威爾士州佈雷德伍德附近的Big Hole就是一個例子。在這裡，一個位於泥盆紀石英砂岩中的115米深坑被認為是倒塌到下麵的志留紀石灰岩中（Jennings 1967）。與坍塌地穴一樣，下位岩層喀斯特坍塌地穴的開始是陡峭的、深的特徵，但逐漸變得與其他地穴類型相似。
陷落地穴以與下位岩層喀斯特坍塌地穴類似的方式形成，表面沉積物或厚土被沖刷或倒入石灰岩下的擴寬的接頭和溶解管中（圖14.7c）。在英格蘭，英格堡附近的Craven的“shake-holes”是在極末次冰期期間放置在石灰岩上的冰川冰川中的圓錐形的陷落地穴（Sweeting 1950）。
陷落地穴以地表下陷或沉降地表而形成，無需任何明顯的土壤或岩石破裂（圖14.7d）。源於下陷的自然地穴很少，只有在地下蒸發岩層溶解的地方才能找到，例如英格蘭的查斯特，那裡的三迪紀岩層中的鹽分提取已在地表上形成了陷落，當地人稱之為“閃光”。
所有uvial流域溪流地穴形成在泥石流中，其中的溪流下降到下面的鈣質岩石中。流域溪流是溪流消失在地下的地點。在英格蘭的德比郡白峰地區有幾個例子（圖14.8）。
■ 喀斯特開口
喀斯特開口是地下洞穴的無頂部部分，其中河流從一端流出洞穴，穿越地底，並流入另一端的洞穴。這些開口可以是小小的窺孔，也可以更大。
■ 烏瓦拉和蛋盒地貌
"Uvalas" 是來自斯洛文尼亞的詞語，是由多個窪地組成的複合地陷或復雜的凹陷。它們比小型地穴大。縱向形狀沿著滑線或斷層線走，而葉狀形狀則出現在水準層上。溶解可能在它們的形成中起著重要作用，但在進一步研究之前，其他過程不能被排除。
在厚厚的石灰岩地區，當地下水位較深時，溶解性的天坑可能向下沖擊，形成稱為 "鳳巢 "的蛋盒地貌，在天坑邊緣有尖銳的殘餘峰，當地地勢高差達到數百米。
■ 波利亞polja
波利亞 是一個大型、通常是細長形狀的封閉凹陷，具有平坦的地底。波利亞有許多地區性名稱，包括法國普羅旺斯的"plans"，馬來西亞的"wangs"，和古巴的"hojos"。間歇性或永久性的溪流，可能會發生洪水並變成湖泊，可以流經波利亞地底，通過稱為"ponors"的溪流消失，或者通過削減其中一個波利亞牆的峽谷。洪水發生是因為"ponors"無法快速排水。許多湖泊是季節性的，但有些是波利亞地底的永久地貌特徵，比如斯洛文尼亞的Cerkniča Polje。
波利亞分為三種基本類型：邊界波利亞、結構波利亞和基準波利亞（圖14.9）（Ford和Williams 1989, 431–2）。邊界波利亞由來自喀斯特地區外部的河流（外源性河流）供應，由於供水區的水位位置和石灰岩上的洪水平面沉積物的位置，這些河流通常保持在地表上，造成橫向鋪平和沉積。
結構波利亞主要受地質控制，通常與石灰岩地形中不透水岩石的下沉特徵有關。它們包括世界上最大的喀斯特凹地，是世界上最大的喀斯特凹地。基準波利亞位於石灰岩地區，區域性水位線與地表交匯。
錐狀喀斯特Cone karst
熱帶喀斯特是世界上地形奇觀之一。它廣泛分佈於墨西哥南部、中美洲、加勒比地區、東南亞、中國南部、南美洲、馬達加斯加、中東、新幾內亞和澳大利亞北部。在潮濕的熱帶氣候下，喀斯特地形呈現出與“經典”喀斯特非常不同的特點。在許多地方，由於迅速而強烈的溶解作用，天坑變得足夠大，以至於它們之間互相干擾，並摧毀了原始的地表。這樣的地貌被稱為錐狀喀斯特（德國稱為Kegelkarst），主要由突出的殘餘地貌而不是封閉的窪地所主導（圖14.13）。結果是一個由圍繞著單個天坑的脊丘形成的多邊形圖案。潮濕熱帶地區的喀斯特作用程度在一定程度上是由高水流速和厚厚的土壤和植被覆蓋所促使的，這些覆蓋促進了高濃度的土壤二氧化碳。
識別了兩種錐狀喀斯特 - 地坑喀斯特和塔式喀斯特 - 雖然它們相互過渡，還有其他形式不符合任何一種。地坑是熱帶天坑（圖14.10）。在地坑喀斯特中，殘餘山丘是半球形的，德國稱為Kugelkarst，而形狀像海星的封閉窪地則被稱為cockpits，這個名稱來自牙買加，因為它們類似於雞鬥競技場。在塔式喀斯特（德國稱為Turmkarst）中，殘餘山丘是塔或莫戈特（也稱為乾草堆山），高100米或更高，下坡極陡，甚至懸垂下垂（圖14.14）。它們位於寬闊的沖積平原上，這些平原包含平坦的、多濕的凹地。殘餘山丘可能具有非常尖銳的邊緣，形成尖塔喀斯特（p. 402）。
加拿大西北部的麥肯錫山地的研究打破了錐狀喀斯特，尤其是塔式喀斯特是熱帶地貌的觀念（Brook和Ford 1978）。麥肯錫山的石灰岩堅固而厚，節理間距寬。該地區的喀斯特演化似乎始於在節理上的“弱點”處形成深度天坑。後來，形成了被稱為喀斯特街的長而窄的峽谷，然後是一個具有其他橫切侵蝕線的深谷的矩形網絡 - 迷宮喀斯特。在最後一階段，峽谷的岩壁經歷了側面鋪平，形成塔。
流水喀斯特
雖然缺乏地表排水是喀斯特地貌的特徵之一，但有幾種地表地貌的存在是歸因於河流作用。河流確實會穿越喀斯特區域並在其中上升，侵蝕各種類型的山谷並形成奇特的碳酸鹽沉積物。
■峽谷Gorges
在喀斯特地形中，河流比在其他岩石類型中更容易侵蝕峽谷。在法國，馬西夫-桑特拉爾的格朗德考斯（Grands Causses）被深達300-500米的洛特（Lot）、塔恩（Tarn）、容特（Jonte）和杜比（Dourbie）峽谷分為四個獨立的高原。峽谷在喀斯特地形中很常見，因為河流的侵蝕作用比坡度過程更加有效，後者無法將山谷側壁展成V形的橫截面。一些峽谷是由於洞穴坍塌而形成的，但其他峽谷是被河流侵蝕形成的，這些河流成功穿越喀斯特地形而不消失在地下。
■盲谷和半盲谷Blind and half-blind valleys
流經喀斯特地形的河流在某些地方可能會穿過河道底部。這個過程降低了基岩的高度，並捕獲了一部分沉積物載荷。河道底部的下陷削弱了漏點以下的河流的力量。河流的長剖面上形成了一個上升的階梯或門檻，地下通道變得更大，逐漸分流更多的水流。當地下通道足夠大，可以在正常水位時容納所有的水流，但無法容納洪水排放，這些水流積聚在階梯的後面，最終溢出。所形成的地形是半盲谷。半盲谷位於澳大利亞新南威爾士州的庫利曼平原（Cooleman Plain），其中的一條小溪從一個花崗閃長岩丘流經矽酸盐岩約150米，然後穿過一個地球洞。在地球洞的那邊是一個3米高的草坪門檻，將凹陷地與一個只在極少情況下容納溢流的礫石河床分隔開。如果一條河流將其床下降得足夠深，並擴大其地下通道，以至於甚至連洪水也能穿過它，就會形成一個盲谷，它在下游突然被一個面向上游的懸崖或坡地關閉。盲谷可以容納長期或間歇性的溪流，在下端有池塘，或者它們可能是干枯的山谷。許多盲谷位於澳大利亞新南威爾士州的Yarrangobilly。這裡的河流流入Bath House Cave，位於一個陡峭的15米高反坡的岩壁下（見圖14.11b）。
■ 陡坡谷Steepheads
陡坡谷或袋狀谷是喀斯特地貌中的陡峭山谷，通常較短，上游突然結束，河流在源頭湧出泉水，或者過去曾湧出泉水。這些盲谷谷地特別常見於高原邊緣或山脈側面。在法國的普羅旺斯地區，Vaucluse之泉在一個200米高的懸崖頭下湧出，形成了一個陡坡谷。同樣，儘管沒有那麼壯觀，但位於英格蘭約克郡上部馬格尼西亞石灰岩的Burton Salmon的Punch Bowl是一個陡坡谷，泉水從其谷頭的基部湧出（Murphy 2000）。英格蘭的Malham Cove也是一個陡坡谷（圖14.15）。陡坡谷可能是由於谷頭的後退而形成的，因為泉水的侵蝕進一步侵蝕岩體，或者是由於洞穴頂部的坍塌而形成的。
■ 乾谷Dry valleys
乾谷與常規河谷非常相似，只是它們在谷底缺乏地表水流通道。它們出現在許多岩石類型上，但在喀斯特地貌中特別常見。引人注目的乾谷出現在河流流經不透水岩石的地區，但它們的舊河道在地表上是可追蹤的。在英格蘭的克雷文地區，Watlowes是一個崎嶇的乾谷，馬爾漢塘的供應流在這裡流經石灰岩，然後跌入馬爾漢崖75米高的懸崖上（圖14.12;圖14.15）。
喀斯特地區的一些地方存在大規模的乾谷網絡。在英格蘭的White Peak地區發現了一個令人印象深刻的集合。在這裡，一些主要河流 - Manifold、Dove和Wye河 - 流經該地區，但大多數其他谷地都是乾的（圖14.13）。許多乾谷從淺的碗狀盆地開始，逐漸發展成石牆山谷和峽谷。其他較小的乾谷懸掛在主要乾谷和永久河谷的上方。這種網絡的起源令人困惑，但它們似乎是不透水頁岩的遺產（Warwick 1964）。一旦不透水的覆蓋層被侵蝕除去，河流就會切入下面的石灰岩，直到溶解利用了弱點平面並將排水轉向地下。這些“懸峽谷”，在許多喀斯特地區都有報導，是主要峽谷繼續侵蝕的結果，而其支流停止表面流動。
彎曲洞穴Meander caves
彎曲洞穴是在蜿蜒的外彎削弱了山谷側壁的地方形成的。現在，在喀斯特地貌中，河流不像其他岩石上的河流那樣受到表面侵蝕的干擾，因為攜帶大量碎屑的河流不能像攜帶少量碎屑的河流那樣容易通過腐蝕而進行橫向移動。因此，在喀斯特地貌中，彎曲洞穴比其他地方更發達。一個典型的例子是澳大利亞新南威爾斯博倫奧雷的Verandah Cave（圖14.14）。
天然橋
天然橋由岩石形成，跨越峽谷或山谷。它們是由侵蝕形成的，比其他地方更常見在喀斯特地貌中。在喀斯特地區，有三種機制似乎能夠建立自然橋。首先，一條河流可能會切斷一條橫越其路徑的非常窄的石灰岩帶。其次，洞穴屋頂可能會坍塌，留下仍然站立的部分。第三，河流可能通過劫持相互捕獲對方（圖14.15）。這發生在一個或兩個我ander岸的我ander洞穴在我ander的侵蝕之間突破它們之間的石灰岩壁時（圖14.15）。
鈣華與石灰沉積物Tufa and travertine deposits
喀斯特河流可能攜帶過飽和濃度的碳酸鹽。當沉積時，碳酸鹽可能建造地貌。碳酸鹽沉積發生在以下情況下：（1）水從地下湧出時暴露在大氣中，因此暴露於二氧化碳;（2）蒸發使水過飽和;（3）植物分泌鈣化骨架或碳酸鹽在其外部組織周圍沉積。從泉水、河流或湖泊水中沉積的多孔碳酸鈣堆積物稱為渡石（圖14.16）。來自泉水、河流或湖泊水的緊密、結晶、經常帶條紋的碳酸鈣沉積物稱為鈣華，或者有時稱為calc-sinter（圖14.17）。然而，一些地形學家將渡石和鈣華這兩個術語互換使用。渡石和鈣華沉積有利於通風良好的地方，這有助於植物生長、蒸發和二氧化碳從空氣中擴散。流域配置中的任何不規則性都是一個主要的地點。障礙物會在前面積累，泡沫和氣泡會鼓勵進一步沉積。最終結果是，一個堤壩和瀑布形成在喀斯特河上。瀑布可能向下移動，留下其尾隨的鈣華填充。鈣華可能覆蓋大面積。在土耳其西南部的安塔利亞，由Kirkgöz泉組的過飽和鈣化水建造的一個鈣華複合體佔地600平方公里，最大厚度為270米（Burger 1990）。克羅埃西亞的柯拉納山谷的一系列渡石壩可以堵塞壯觀的普利特維斯湖。
石英岩上的喀斯特地貌
曾經有一種觀點認為，石英岩的溶解度太低，不容易受到化學風化的影響。然而，從20世紀60年代中期在委內瑞拉發現了石英岩喀斯特（White等人，1966年開始；也參見Wirthmann，2000年，104–9），熱帶地區的幾個地方都發現了類似喀斯特地貌的特徵。泰國北部中部的Phu Hin Rong Kla國家公園的石英砂岩高原上出現了一些在石灰岩地貌中才會出現的特徵，如岩石鋪地、喀斯特地帶、裂縫和洞穴，以及裸露的岩石表面上的風化多邊形裂紋模式和柱狀岩石（Doerr，2000年）。這些裂縫類似於洞穴，位於高原邊緣附近，寬0.5-2米，深度可達30米，相距1到10米。較小的特徵類似於溶解溝和溶解槽。在國家公園中發現了長達30米的洞穴，曾在20世紀70年代共產主義者佔領該地區時用於躲避空襲。其中一些洞穴實際上是在地表以下幾米處擴寬的裂縫，但另一些則是與擴大的垂直節理無關的地下通道。其中一個通道高0.5-1米，長16米。柱狀岩石特徵位於高原邊緣附近（圖14.18）。它們高30-50釐米，直徑20-100釐米。它們的形成似乎始於表面的硬化，然後在拉伸應力下突然開裂，形成多邊形的裂縫模式（參見Williams和Robinson，1989年；Robinson和Williams，1992年）。然後這些裂縫受到風化的影響。進一步的風化加深了裂縫，圓滑了多邊形塊的頂部，最終消除了多邊形塊的邊緣並加深和加寬了裂縫，形成了柱狀岩石（圖14.16）。
在委內瑞拉東南部的石英岩臺山（Tepuis）表面也存在類似喀斯特地貌（Doerr，1999年）。位於2700米高度的Kukenan Tepui是南美洲最高的臺山之一。這一地形包括洞穴、類似裂縫的裂縫、天坑、高3-10米的孤立塔和淺的喀斯特地帶特徵。證據表明，這些地貌的形成主要是由溶蝕而不是侵蝕過程造成的。
14.7 地面下的喀斯特地貌
從河流匯入石灰岩並流入喀斯特排水系統，這個系統由裂縫和管道組成，將水和侵蝕產物帶到泉水處，然後與地表排水系統重新相匯。在穿越喀斯特排水系統時，水和它的負荷磨蝕和腐蝕岩石，有助於形成洞穴系統。這些地下地貌包含豐富多樣的侵蝕和沉積形態。
洞穴中的侵蝕形態
洞穴是岩床中的自然空腔。它們起到將水從匯水點或滲水點流向泉水或滲水點的導管的作用（圖14.17）。要形成洞穴，需要有一個最初的空腔或多個空腔，用於引導溶解岩石的水流。這些空腔的起源有爭議，有三種主要觀點：
1. 動力學觀點認為岩石中的微小毛細管決定了流動性質 - 層流或湍流。在足夠大的毛細管中允許湍流，螺旋流會加速溶解毛細管壁，正回饋完成了形成主要洞穴導管的其餘工作。
2. 繼承或起始層面觀點設想一個已經存在的小空腔或一串腔室，這些腔室是由構造、成岩（礦化）或自流過程形成的，被喀斯特地下水淹沒並擴大，從而形成洞穴導管。
3. 高位觀點想像到了充滿二氧化碳、硫化氫或其他酸的熱水形成了高度礦化的空腔，然後被冷卻的喀斯特水淹沒，創造了更大更完整的空腔或網路。在洞穴的歷史中，這三種或任何一種過程都可能發生。在所有情況下，通常情況下，一旦形成了初始洞穴導管，它就會主導通道網路並擴大，成為主要管道，具體形狀可能因岩石結構而異（從簡單的曲線管到高度角形或線性導管）。
洞穴形態
洞穴系統可以非常廣闊。美國肯塔基州的大犰狳洞（Mammoth Cave）擁有超過800公里的地下洞穴和通道，分佈在數個層次上，代表了垂直深度達110米的主要石灰石層。這個洞穴系統長達563,270米，是世界上最長的洞穴系統。洞穴的形態 - 它們的平面和橫截面 - 取決於它們形成的石灰石的純度、岩石中裂縫網路的性質，以及它們的水文背景。
洞穴的形狀受到岩石學、節理、斷裂和故障的影響，以及洞穴崩潰和蒸發鹽的風化：
1. 岩石學。 洞穴通常位於岩石學的變化處，通道形成沿著或靠近岩石學交界處，例如純石灰岩與不純石灰岩之間、石灰岩與下伏葉岩之間以及石灰岩與火成岩之間的交界處。通道可能傾向於在特定層中形成，然後稱為起始層面（Lowe 1992）。例如，在英格蘭的迪恩森林，洞穴開始在石炭紀石灰岩中的砂岩夾層和不整合層中形成。
2. 節理、裂縫和斷層。 節理網路極大地促進了喀斯特地區的水循環。大的節理開始是角形、不規則的空腔，通過溶解變得圓滑。當節理間距為100-300米時，有助於形成洞穴，因為這允許流動的水濃縮在一起。大多數洞穴中的一些通道遵循節理網路，極端情況下，通道相對剛性地遵循節理網路，形成迷宮洞穴，例如美國南達科他州的風洞（Wind Cave）。更大的地質結構，尤其是斷層，影響了洞穴在長度和深度上的複雜模式。許多世界上已知的最深的井洞，如希臘的深度451米的Epos，位於斷層帶。個別洞穴室可能受到斷層的指導，例如英格蘭約克郡的Gaping Ghyll。砂拉越穆魯的Lubang Nasib Bagsu（好運洞穴）是世界上已知的最大地下洞穴，容積為1200萬立方米，其存在歸因於褶皺和斷層的組合。
3. 洞穴崩潰和蒸發鹽風化。 石灰岩是堅固但脆弱的岩石，容易斷裂。洞穴壁和天花板的坍塌在塑造通道和洞穴方面非常重要。坍塌在洞穴入口附近很常見，那裡由於卸載引起的應力產生了更密集的節理網路。石膏和鹵鹽結晶（滲出）引起的岩石風化可能會改變通道形態。富含可溶物質的水穿過岩石滲透後，在到達洞穴壁時會蒸發。在床層面或小裂縫中的晶體膨脹引發了引人注目的剝落。
洞穴還可以根據水位表進行分類。主要的三種類型分別是潛水、空氣和水位洞穴（圖14.18a、b、c）。空氣洞穴位於水位之上，位於不飽和的空氣帶，水位或表層潛水或淺層潛水洞穴位於水位之處，潛水洞穴位於水位以下，其中洞穴和洞室始終充滿水。根據洞穴回路的存在，還可以識別亞型（圖14.18d、e、f）。
洞穴殘餘地貌speleogens
由風化、水和風蝕而形成的洞穴地貌被稱為洞穴殘餘地貌speleogens。其中的例子包括流動痕跡、深槽和岩磨、岩石吊墜和扇貝狀地形。
深槽和流動痕跡是由帶有沉積物的流水以及一些溶解侵蝕共同刻蝕而成的。水的渦流運動對深槽的形成至關重要。在英格蘭北約克郡教堂黛爾背後的洞穴系統中，岩床上的槽痕看起來像是在高流量時由磨蝕而成，它們看起來像是圓滑的溶解溝槽（Murphy and Cordingley 1999）。
岩石吊墜和扇貝狀地形是溶解的產物。岩石吊墜通常以群體形式出現，它們是洞穴頂部的光滑凸起。扇貝狀地形是不對稱的、彎曲的、類似牡蠣殼的凹陷，上游側有一個陡峭的半圓形臺階，下游側有一個平緩的上升，最終形成下一個下游凹陷的尖點（圖14.19）。扇貝的大小與水流速度成反比，扇貝可以用來評估流動條件。在英格蘭北約克郡教堂黛爾的Joint Hole主通道中，發現了兩種不同大小的扇貝群（Murphy et al. 2000）。較大的扇貝位於牆壁和天花板上，而較小的扇貝位於地板上。地板上的扇貝表明管道底部流速較高。據推測，地下水帶中的溶解特徵包括海綿狀構造、層理面和節理交匯、壁和天花板凹陷、節理壁和天花板空腔、半圓形天花板半管、連續的岩石跨度以及迷宮狀通道（參見Jennings 1971，156-7）。
洞穴中的沉積地貌
在洞穴中沉積了三種類型的物質：（1）洞穴地貌或鐘乳石；（2）原地風化的物質；和（3）機械攜帶到洞穴並在那裡沉積的碎屑沉積物（White 1976）。洞穴沉積物超出了本介紹性文本的範圍（請參見Gillieson 1996，第143-166頁，瞭解優秀的評論），但將討論化學沉澱物稱為鐘乳石。
大多數鐘乳石由碳酸鹽沉澱物製成，方解石和文石占所有洞穴礦物的約95％。這些碳酸鹽主要是通過二氧化碳損失（脫氣）或蒸發沉積的。碳酸鹽的形成可以分為三類：鐘乳石和流石形狀，古怪或不規則形狀，以及亞水下形態（White 1976）。
鐘乳石和石筍Dripstone and flowstone
鐘乳石是由洞穴天花板或牆壁上的水滴形成的沉積物，通常由方解石組成。流石是由地板或牆壁上的薄膜或細流水形成的沉積物，通常也由方解石組成。鐘乳石和流石形成的形態包括鐘乳石、石筍、帷幔和流石板。鐘乳石是自上而下生長的，從滴水的牆壁和天花板上生長出來。基本形態是由天花板上的一滴水形成，它脫氣並產生一個直徑約5毫米的方解石環，然後長成一根稻草（Plates 14.20和14.21）。已知最長的稻草石筍位於澳大利亞西部的斯特朗洞穴，長6.2米。稻草的漏水和阻塞會導致胡蘿蔔狀的鐘乳石的生長。石筍從地板生長，它們的確切形態（柱狀或錐狀）取決於滴水速度、水硬度和洞穴大氣條件。當一個向上生長的石筍與一個向下生長的鐘乳石相連接時，就形成了柱狀。對歐洲六個洞穴系統的研究發現，對於土壤覆蓋良好的五個網站，石筍的生長速度主要取決於年均溫度和滴水水鈣含量，但不受滴水速率的影響（Genty等人，2001年）。克拉穆斯洞穴（Grotte de Clamouse）的一個網站，土壤覆蓋較少，未顯示出石筍生長速度與溫度之間的相關性，要麼是因為薄薄的土壤中產生的二氧化碳很少，要麼是因為在進入系統之前方解石已經沉澱下來。 滴水下滑牆或在錐狀鐘乳石下產生帷幔（帷幔和披肩），可以只有一個晶體厚（Plate 14.22）。有著彩色條紋的品種被稱為“培根”。流石板是鋪在牆壁和天花板上的流石的普通板。
古怪形狀
古怪或不規則形狀的鐘乳石是不規則形狀或姿態的鐘乳石，包括盾牌、螺旋石筍、葡萄串狀鐘乳石、蛋白石和岩乳。盾牌或調色板由兩個平行的板組成，它們之間有一個小腔，水可以滲透。它們的直徑可以長到5米，厚度為4-10釐米。螺旋石筍在生長過程中改變它們的軸線，看起來違反了重力，呈現出彎曲或角狀的枝條形狀（Plate 14.23）。葡萄串狀鐘乳石形狀類似葡萄串。它們是各種珊瑚狀形態的一種，呈現出結節狀和球形，看起來像珊瑚。蛋白石是從中心點輻射出來的石膏簇。岩乳或岩乳是一種軟、白色、有彈性、濕潤的方解石形式，通常呈花菜狀。
水下形態Sub-aqueous forms
水下形態包括邊緣石池Rimstone pools、混合物、池沉積物和晶體襯裡。邊緣石池形成在邊緣石壩rimstone dams後面，有時被稱為小湖gours，它們在河道或流石上建立起來（Plate 14.24）。在邊緣石池中，一系列的沉積物從過飽和的雨水流過出流邊緣並建造起一個邊緣石壩。池沉積物Pool deposits是洞穴池中的任何沉積物或晶體沉積物。晶體襯裡由形成良好的晶體組成，常出現在洞穴池中，幾乎沒有溢出。
蛋石Pisolithscave pearls或洞穴珍珠是小球體，直徑從約0.2毫米到15毫米不等，由方解石的定期附積形成，核心如沙粒（Plate 14.25）。在受到滴水攪動的淺水池中，可能會生長出少量到成千上萬個洞穴珍珠。
14.8 人類對喀斯特地貌的影響
地表和地下的喀斯特地貌都容易受到人類活動的影響。遊客會損壞洞穴，農業實踐可能導致喀斯特地區土壤的侵蝕。
喀斯特地區的土壤侵蝕
全球範圍內的喀斯特地區往往容易發生土壤侵蝕。它們的土壤通常淺薄而多石，因為排水自由，營養物質會被淋洗浸出掉。 當石灰石土壤上的植被被清除或者它們被大規模使用時，通常會出現土壤剝蝕，直至露出基岩。這種情況在愛爾蘭的布倫、世界著名的第納裡克阿爾卑斯山喀斯特地區、中國的喀斯特地區、菲律賓的錐形喀斯特地區以及其他地方都可以看到。在希臘，石灰石土壤上的土壤剝蝕始於大約2000年前。Malham Cove上方的石灰石路面（圖4.3）可能是自新石器時代以來農業活動的遺產，主要是由於綿羊過度放牧導致土壤變薄。除了導致農業資源的喪失外，土壤剝蝕還會對地下喀斯特地貌產生影響。侵蝕材料迅速進入地下，堵塞通道，改變或阻塞洞穴中的水流，影響洞穴生態。
防止土壤侵蝕和維護關鍵的土壤特性在很大程度上取決於穩定的植被覆蓋。通用土壤流失方程或其更近期的導數（第182頁）可以預測喀斯特地形上的土壤侵蝕，但與大多數其他土壤類型相比，喀斯特地區可能會有更高的侵蝕率，因為地貌特徵會導致比其他地方更大規模的侵蝕。在大多數非喀斯特地區，土壤侵蝕取決於坡度和坡長，以及USLE中的其他因素。但在喀斯特地區，土壤侵蝕也部分取決於坡度和坡長，此外，地表排水系統與地下水道系統之間的緊密聯繫產生了一個局部更陡的水力梯度，促進了侵蝕過程。此外，喀斯特地區的侵蝕材料更容易因為天坑坍塌、溝渠或土壤剝蝕而喪失，具有更大的潛力。在喀斯特地區，充足的植被覆蓋和土壤結構（降低侵蝕性）在減輕這種影響方面比大多數其他地方更具重要意義。
人類與洞穴
人類長期以來一直在利用洞穴，用作庇護所、防禦工事、聖地、穴居定居點、資源來源（水、食物、鳥糞、礦藏洞穴中的礦石）以及精神場所。在過去幾百年裡，洞穴被用於開採洞穴內的地下喀斯特地貌和鳥糞（尤其是在美國內戰期間）、從洞穴中的水流和泉水發電（在中國）、作為倉庫以及作為療養院和旅遊景點。有關中國洞穴人類活動的證據可以追溯到70多萬年前。許多洞穴已知在上一個冰期開始時曾容納人類，並且有些洞穴的牆壁上裝飾著精美的壁畫。
中國桂林的塔狀喀斯特地區有許多洞穴的入口處有城牆遺跡，表明它們曾用於防禦。瑞士的格利松州和瓦萊州發現了中世紀的設有防禦工事的洞穴。在歐洲和美國，一些洞穴曾被用作肺結核患者的療養院，基於一個錯誤的前提，即潮濕的空氣和恒溫有助於康復。洞穴還被廣泛用於製作乳酪和繩索，比如英格蘭德比郡的皮克洞穴入口處。肯塔基州傑克·丹尼爾酒廠生產的肯塔基威士卡部分依賴於洞穴泉水。
洞穴旅遊始於18世紀末和19世紀初的歐洲，當時使用蠟燭燈籠（例如Nicod 1998）。如今，洞穴旅遊是一個不斷增長的產業：一些洞穴內安裝了光纖燈，電動列車運送遊客穿越洞穴。旅遊業對洞穴產生了不良影響（見方補充框14.1）。為了解決洞穴旅遊的問題，洞穴管理得到發展，並由政府和私人專業人員進行管理。幾個國際組織在洞穴和喀斯特地區的管理方面活躍：國際洞穴學聯合會、國際洞穴遺產協會、國際地理聯合會和國家公園與受保護地區委員會，以及國際自然與自然資源保護聯盟（IUCN）。
喀斯特地貌的管理
喀斯特管理基於對喀斯特地貌學、水文學、生物學和生態學的理解。它必須考慮地表和地下過程，因為這兩者密切相連。喀斯特管理的基本目標是在考慮現有氣候和生物條件的情況下，維護水和空氣在景觀中的自然質量和數量流動。從空氣經過土壤進入洞穴通道的二氧化碳通量是必須在管理計畫中考慮的關鍵喀斯特過程。特別是需要確保土壤中的二氧化碳高水準的系統正常運行，這取決於植物根系呼吸、微生物活動和充滿生機的土壤無脊椎動物。
許多污染物來自家庭和市政、農業、建築和礦業以及工業來源進入洞穴系統。在英國，有1458個獲得許可的垃圾填埋場位於石灰石上，其中許多處理工業廢物。從這些場地滲漏出的物質可能流向地下溪流和泉水，污染數公里的距離。汙水污染在英國喀斯特地區也很常見（Chapman 1993）。
石灰石和大理石在世界各地被採掘並用於水泥製造、高質量建築石材、農業石灰和研磨材料。石灰石採礦破壞了喀斯特風景，引起了水污染，並產生了大量粉塵。採石業摧毀了一些英國的石灰石洞穴，並威脅著其他洞穴。在中國南部，桂林塔狀喀斯特的許多小型採石場開採石灰石用於水泥製造和工業礦渣。伴隨著植被的移除和煤炭燃燒產生的酸雨，採石業已經損害了圍繞灕江沖積平原上升的桂林城市周圍的許多喀斯特塔。諷刺的是，許多水泥被用於為前來參觀石灰石塔的遊客建造酒店和商店。在澳大利亞昆士蘭中部，埃特納山是一座含有四十六個被命名的洞穴的石灰岩山，其中許多以其壯觀的地下結構而聞名。這些洞穴是一些約有五十萬隻捕蟲食物的蝙蝠的家園，包括稀有的幽靈蝙蝠（Macroderma gigas）。昆士蘭中央水泥公司開採埃特納山，已經摧毀或影響了許多裝飾精美的洞穴。公眾強烈反對導致部分山區於1988年被宣佈為自然保護區，儘管在受保護區外，這片土景觀觀嚴重受損。
國際自然與自然保護聯盟（IUCN）保護區委員會認為喀斯特地貌是受保護區地位的關鍵目標。儘管喀斯特地貌在幾乎所有國家都具有美學、考古、生物學、文化、歷史和娛樂價值，但各國的保護水準差異很大。以東南亞為例，這是世界上傑出的碳酸鹽岩喀斯特地貌之一，總面積為45.8萬平方千米，占總陸地面積的10%（Day和Urich 2000）。該地區的喀斯特地貌在地形上多樣化，包括座座喀斯特、塔狀喀斯特和尖塔喀斯特，還有大片幹谷、洞穴系統和泉水。它們包括了典型的熱帶喀斯特地貌：爪哇的昆山、波霍爾的巧克力山、古農木魯的尖峰和洞穴，以及越南和馬來西亞半島的喀斯特塔。東南亞喀斯特地區受人類活動的影響很大：不到10%的面積保持其自然植被。
大約12%的地區性喀斯特地貌已被指定為受保護區，但各國的保護水準有所不同（表14.3）。在印尼、馬來西亞、菲律賓和泰國，保護工作具有重要意義。例如，印尼擁有四十四個受保護的喀斯特地區，占其總喀斯特面積的15%。在柬埔寨、緬甸（緬甸）和巴布亞紐幾內亞，喀斯特保護較少，但這些國家以及越南和老撾可能會指定更多的受保護區。即便如此，東南亞的喀斯特地區前途未蔔。應強調的是，東南亞將喀斯特地指定為受保護區，並不是基於喀斯特地貌的固有或科學價值，而是基於無關的背景，如生物多樣性、木材資源、水文潛力或考古和娛樂價值等。此外，必須指出，授予受保護區地位並不能保證免受森林清理、農業侵蝕或掠奪考古材料等威脅的有效保護。
加勒比地區的喀斯特地質保護情況與東南亞相似（Kueny and Day 1998）。加勒比地區的土地面積超過13萬平方千米，超過一半是石灰岩喀斯特地。大部分位於大安的地區，其他重要地區包括巴哈馬、安圭拉、安提瓜、開曼群島、維爾京群島、瓜德羅普、巴貝多、千里達和多巴哥，以及荷屬安的列斯群島。地貌特徵包括飛行甲板、塔、幹谷、天坑和洞穴。人類對喀斯特地貌產生了影響，並認識到有必要在區域和國際水準進行保護。然而，幾乎在所有情況下，喀斯特都是受到意外保護的 - 喀斯特區域恰好位於旨在保護生物多樣性、自然資源或文化和考古遺址的公園、保護區和禁獵區內。很少有地區是因為喀斯特地貌固有的科學興趣而被指定為受保護區。在區域層面，有121個喀斯特地區，總面積為18,441平方千米，占總喀斯特面積的14.3%，獲得了受保護區地位。古巴、多明尼加共和國和巴哈馬擁有更高水準的保護。牙買加、波多黎各、千里達和荷屬安的列斯群島的保護水準較低，而較小的島嶼上則幾乎沒有保護。例如，在千里達和多巴哥，喀斯特地形包括喀斯特、洞穴、泉水、山谷系統和各種天坑，包括多邊形的飛行甲板喀斯特地區（Day and Chenoweth 2004）。採石業，以及較小程度上的伐木和農業，已經破壞了西千里達的大部分喀斯特地貌，而城市發展和旅遊業也加劇了千里達和多巴哥西部低地的破壞。這些喀斯特地區中很少有位於現有受保護區內。
14.9 過去的喀斯特地貌
在地質過去形成並保存至今的喀斯特地貌非常常見。這種古老的喀斯特被稱為古喀斯特，儘管有時也使用具有模糊含義的術語“化石喀斯特”（見Bosák等人，1989年）。古喀斯特可以分為埋藏的喀斯特和層內喀斯特。
埋藏的喀斯特是在地表形成的喀斯特，然後被後期沉積物覆蓋。層內喀斯特是在已經被年輕地層覆蓋的可溶性岩層的層理面或不整合層中形成的喀斯特。埋藏的喀斯特和層內喀斯特之間的一個重要區別是，埋藏的喀斯特比覆蓋岩層更古老，而層內喀斯特比覆蓋岩層更年輕。下位喀斯特是層內喀斯特的最常見形式，它發展在可溶性岩石下面的不太可溶或不可溶的岩層之下。沒有任何層內喀斯特特徵曾經屬於以前的喀斯特地貌。這裡的一個複雜因素是，在許多地方，層內喀斯特正在形成。古層內喀斯特是不活躍的或惰性的。已知的最古老的埋藏喀斯特特徵是位於南非特蘭斯瓦爾的洞穴和洞穴沉積物，形成於22億年前（Martini 1981）。在加拿大魁北克，發現了中奧陶紀的洞穴、圓形的溶解溝槽和溶解盤，在後來的岩石覆蓋下暴露出來（Desrochers和James 1988）。
另一組喀斯特地貌特徵是在過去的氣候和其他環境因素不同的情況下形成的，但今天仍然存活，通常處於退化狀態，不再有利於其發展。這些喀斯特特徵被稱為遺跡喀斯特，分佈在地下和地上。由於地下水位降低，導致地下水流切割形成的洞穴系統就是地下遺跡喀斯特的一個例子。一些洞穴的地質時代可以追溯到第三紀，一些遺跡洞穴通道甚至可能來自中生代時期（Osborne and Branagan 1988）。類似的過程在這些時間尺度上運作，以產生可用于重建不斷變化條件的沉積物。其他過程已經運作，留下了沒有現代類比的遺留特徵（Gillieson 1996, 106）。表面遺留喀斯特特徵的一個例子是位於英格蘭赫特福德郡諾瓦大森林的河流彙聚天坑，Cuffley Brook穿越倫敦粘土和雷丁層達到白堊岩。在森林的東部，白堊岩位於淤泥之下，有幾個比現在的河流通道高的河流彙聚天坑，可能是在河流佔據不同的更高河道時形成的。在更大的尺度上，埃及的卡塔拉凹地可能起初是一個河谷，但主要是在上新世晚期期間由喀斯特過程形成的。隨後被風蝕（第320頁），但部分是遺跡喀斯特特徵（Albritton等人1990年）。
為了使事情更加複雜，埋藏的喀斯特有時會通過侵蝕覆蓋岩層而重新暴露，形成暴露的喀斯特。在加拿大安大略省馬多克附近，距今約9.77億年的葛籣維爾造山運動形成的純白雲石今天形成了一個多山的地形，正在從晚寒武紀 - 早奧陶紀的覆蓋岩石中暴露出來。圓錐狀的喀斯特和飛行甲板，以及較小的天坑和裂縫，已經在暴露的表面上被鑒定出來（Springer 1983）。如果再次暴露的環境條件有利，重新喀斯特化可能會繼續並創建復活的喀斯特。英格蘭薩默塞特郡門迪普山的現今高地表面就是三疊紀島嶼的復活表面，門迪普山上的一些裂縫可能曾經是天坑或天窗（Ford 1989）。類似地，雲南石林（第402頁）起初是一個崎嶇的山丘地貌，被第三紀的沙土和黏土埋藏。在覆蓋層存在的同時，平滑而圓潤的尖峰逐漸形成。最近的再次暴露正在加快35,000公頃範圍內的尖峰。
喀斯特地貌是一種地表排水稀缺、土壤薄而分散、封閉凹陷和洞穴的地形。其獨特的特徵在相對純淨的石灰岩上發展，但也出現在蒸發岩和矽酸鹽岩石中。它通過溶解石灰岩或其他可溶岩石的過程形成，結合了蠕動、塊滑塌、碎屑滑坡、土壤崩落、岩石崩塌、塊滑動和岩石滑動等過程。河流和熱液過程可能影響喀斯特的發展。在石灰岩上形成了許多地貌：各種形狀和大小的喀壤、石灰岩鋪地、尖塔、喀斯特廢墟、廊道和海岸喀斯特特徵；還有各種封閉凹地：天坑、喀斯特窗口、烏瓦拉和波爾雅。錐形喀斯特是一種熱帶喀斯特地貌，其中的兩個變種是戰鬥機喀斯特和塔喀斯特。迷宮喀斯特是塔喀斯特的亞熱帶版本。儘管喀斯特地貌中缺乏地表排水，但一些河流過程會影響一些喀斯特地貌，包括峽谷、盲谷和半盲谷、陡頭、幹谷、曲流洞穴、天然橋樑以及鈣華和石灰沉積物。在地下喀斯特中形成了許多地貌。洞穴中的侵蝕地貌稱為溶洞形態。它們包括坑洞和流動標誌、岩石吊墜和扇貝。在洞穴內發現了三種類型的沉積物：洞穴形態或石筍、原地風化的材料和攜帶進洞穴並在那裡沉積的碎屑沉積物。石筍形態多種多樣，可以分為滴石（如鐘乳石和石筍）、偏心形態（如螺旋石和石乳）和亞水下形態（如邊緣石池和溪流）。農業實踐導致一些喀斯特地區土壤剝離。洞穴的吸引力產生了蓬勃發展的洞穴旅遊業，但洞穴遊客可能會破壞他們前來參觀的地貌特徵。世界上許多地方的喀斯特地貌也面臨威脅，需要保護。來自地質過去的喀斯特地貌 - 古喀斯特 - 非常常見。
14.10 總結
喀斯特是一種地形，具有少量的地表排水，薄而不均勻的土壤，封閉的窪地和洞穴。它的獨特特徵主要在相對純淨的石灰岩上形成，但也出現在蒸發岩和矽酸鹽岩石中。卡斯特地形是通過石灰岩或其他可溶岩石的溶解，結合著滑坡、塊狀崩塌、碎屑滑坡、土層滑坡、土石流、土石墜落、塊狀滑坡和岩石滑坡而形成的。河流和熱液作用可能會影響卡斯特的形成。石灰岩地區形成了多種地貌：各種形狀和大小的喀斯特坑洞、石灰岩鋪地、尖塔、卡斯特遺跡、通道和海岸卡斯特地貌；還有一系列封閉的窪地：喀斯特洞、喀斯特窗、烏瓦拉和波爾賈。錐形喀斯特是一種熱帶喀斯特形態，其中的兩種變種是坑洞喀斯特和塔喀斯特。迷宮喀斯特是塔喀斯特的一種非熱帶變種。儘管卡斯特地形中地表排水很少，但河流過程會影響一些卡斯特地貌，包括峽谷、盲谷、半盲谷、陡坡、幹谷、彎曲洞、天然橋樑以及鈣華和石灰沉積物。地下石灰岩中還形成了多種地貌。洞穴中的侵蝕地貌包括坑洞、流動標記、岩石吊墜和凹坑。洞穴內發現了三種類型的沉積物：洞穴地貌或石筍、原地風化的物質以及被攜帶到洞穴並在那裡沉積的碎屑沉積物。石筍多種多樣，可以分為滴石（如鐘乳石和石筍）、古怪形狀（如螺旋石和乳白石）以及水下形態（如環石池和小湖）。農業實踐已導致一些卡斯特地區土壤流失的問題。洞穴的吸引力已經催生了蓬勃發展的洞穴旅遊業，但遊客可能會破壞他們前來參觀的景點。卡斯特地區在世界許多地方受到威脅，需要保護。地質過去中保留下來的卡斯特地貌，即古卡斯特，是很常見的。
14.1 洞穴旅遊
每年約有2,000萬人參觀洞穴。美國肯塔基州的猛獁洞穴每年吸引200萬遊客。英國有大約20個展示洞穴，其中遊客最多的每年接待超過50萬遊客。全球約有650個洞穴安裝了照明系統，還有許多其他洞穴用於“野外”洞穴遊覽，遊客需要自帶燈具。遊客直接和間接地通過為遊客方便而建造的基礎設施對洞穴和卡斯特地貌造成損害，包括停車場、入口結構、小徑、亭子、廁所和酒店。這些基礎設施可能會導致洞穴系統內的水文變化。鋪設混凝土或瀝青的地面比自然卡斯特地區的滲透性要低得多，這可能會大幅減少或停止鐘乳石的補給水。同樣，排水系統可能會改變水流模式，並導致石筍沉積的變化。通過使用鋪有礫石的停車場和小徑，或包括滲透的區域，可以在一定程度上減輕排水問題。在洞穴內，小徑和樓梯可能會改變水流。由混凝土或鋼鐵製成的不透水表面可能會將自然水流引導遠離流石或河道，從而導致洞穴地貌乾燥或沉積物運輸增加。這些問題在一定程度上可以通過使用滲透的鋼鐵、木材或鋁制走道、頻繁的排水系統、以及近似洞穴內自然水流的小水流屏障來解決。
洞穴遊客通過呼吸排出二氧化碳、體熱和洞穴照明產生的熱量改變了洞穴氛圍。一群遊客可能會將洞穴中的二氧化碳濃度提高200%或更多。一個人釋放的熱量約為82至116瓦特，大致相當於一個白熾燈泡的熱量，這可能會使空氣溫度提高高達3°C。在西班牙的阿爾塔米拉洞穴，一群遊客將空氣溫度提高了2°C，將二氧化碳含量從0.4%增加到1.2%，並將相對濕度從90%降低到75%。所有這些變化導致了洞穴壁面大面積的剝落，影響了史前壁畫（Gillieson 1996, 242）。洞穴中二氧化碳濃度的長時間增加可能會擾亂鐘乳石的平衡，導致溶解，尤其是在通風不良的洞穴中，滴水中鈣離子濃度較低的情況下（Baker and Genty 1998）。洞穴旅遊的其他報告效應包括綠色植物（主要是藻類、苔蘚和蕨類）在連續照明周圍的殖民化，被稱為光源植物，以及石筍上的一層灰塵（來自衣物的纖維、死皮細胞、真菌孢子、昆蟲和無機物質）。清理洞穴地貌會去除灰塵和光源植物，但也會損壞石筍。部分解決方案是在洞穴入口提供塑膠網格人行道，並要求遊客穿戴防護服。業餘洞穴探險者也可能對洞穴產生不利影響（Gillieson 1996, 246-7）。他們通過排泄廢物和尿液、擴大入口和通道、以及進行洞穴破壞和塗鴉來破壞洞穴，以及將泥漿殘留物和能源源從泥土中引入洞穴。限制洞穴用戶影響的最佳方法是通過教育和制定由洞穴學家制定的最小影響行為準則，遵循洞穴管理計畫，以確保負責任的行為（參見Glasser and Barber 1995）。
第15章 地貌演變：長期地貌學
15.1 靜止的地貌景觀
我在英國看到的內陸岩石中，似乎沒有任何一種能像哈羅蓋特約9英里外的布林漢姆岩石（圖版15.1）那樣明確地指向海洋的作用。它們環繞著一個突起的島嶼，部分倖免于海洋的侵蝕，部分被毀于海洋的侵蝕。在這座古老島嶼的東岸可以看到一群風景如畫的柱子，但廢墟的宏偉集結發生在西北部。。。
首先，懸崖的線。。。沿著布林漢姆這座升起的島嶼的西部和西北部的大部分地方延伸了半英里以上。這個海岸線的一個分離部分，位於Weatherhead夫人的農舍後面，顯示了一塊突出的拱形岩石和相關現象，如果熟悉海岸風景的人看到它們仍然被海浪噴白，就不會再有猶豫，而是會將它們歸因於波浪作用。向北更遠的地方，懸崖線在某些地方顯示出現代海岸的其他特徵。在這裡，一塊巨大的磨石砂岩塊通過底部侵蝕過程墜落下來 - 在那裡，一塊塊似乎已經準備好倒下，但在危險的位置上，它似乎已經保持了下來，因為未能將其分離的波浪退到了更低的水平面。在懸崖的底部，許多岩石塊散落在遠處，經常佔據相對於懸崖和彼此的位置，只有能夠運輸的力量才能解釋。從懸崖線穿過的通道分叉並逐漸進入形成這個浪漫地點的岩石柱之間的空間。。。
當我們凝視著這一群奇特的廢墟，其形態從莊嚴到怪誕不一，現在呈現出與它們在海面上升起時相同的總輪廓，我們幾乎無法抵擋“永恆之山”的持久性與人類的瞬間流逝相比較的誘惑。站在我們所處的高地上，山谷居民的一代又一代已經沉入草地，他們的後代仍然可以在這些岩石柱中看到與他們自己短暫的職業相比的永恆的象徵；但與地質事件的偉大週期相比，它們是脆弱和短暫的。儘管布林漢姆岩石可能會在數千年內對元素保持不敗，但它們的時機將會到來，而那個時機將會是通過土地的另一次沉沒，海洋將重新佔據這些其古老統治的紀念碑，完成了它未竟其功的侵蝕工作。 （Mackintosh 1869, 119–24）
15.2 古老的地貌和景觀
一些地貌學家，主要是該領域的“大腕”，已經將他們的注意力轉向了景觀的長期演變。從威廉·莫里斯·大衛斯的“地理循環”（第9頁）開始，有幾種理論來解釋區域景觀的長期腐化。瓦爾特·彭克提出了大衛斯方案的變體。根據大衛斯模型，隆起和平坦化交替發生。但在許多景觀中，隆起和剝蝕同時發生。構造過程和剝蝕的持續漸進相互作用導致了景觀演變的不同模型，其中個體坡的演變被認為決定了整個景觀的演變（Penck 1924, 1953）。隨著隆起和剝蝕速率不同的組合，三種主要的坡形逐漸演變。首先，凸形坡面，是由於隆起速率超過剝蝕速率而形成的，當隆起速率與剝蝕速率相匹配時，會形成直線坡面，而凹形坡面是由於衰退性發展而形成的，其隆起速率小於剝蝕速率。後來的研究表明，山谷側形狀不僅取決於侵蝕速率和隆起速率的簡單相互作用，還取決於坡材料和坡侵蝕過程的性質。
根據彭克的論點，坡面可能會根據情況而退回到原始梯度或變平。許多教科書聲稱彭克提倡“坡面平行退縮”，但這是一個錯誤的觀念（見Simons 1962）。彭克（1953, 135–6）認為，陡峭的岩石表面將向上移動，保持其原始梯度，但很快就會被增長的基坡消除。然而，如果懸崖是一個高地的懸崖，它將需要很長時間才能消失。他推斷，從基坡底部開始增長的較低角度坡面會替代基坡。繼續的坡替代隨後導致坡面變平，較早發展階段形成的較陡的部分有時在山頂區域倖存下來（Penck 1953, 136–41）。簡而言之，彭克的複雜分析預測了坡面的衰退和坡面的下降，這一結果擴展了大衛斯的坡面下降的簡單想法（圖15.1）。現場研究已經證實，在廣泛範圍的情況下，坡面撤退是常見的。然而，如果基礎侵蝕停止，基礎侵蝕的坡面可能會下降。此外，懸崖石表面保持其角度，直到侵蝕去除了保護性的表岩時，坡面的下降就會開始（Ollier和Tuddenham 1962）。 所有這些理論共同的假設是，無論陸地表面在一開始是什麼樣子，它都將逐漸減小為一個橫穿地質構造和岩石類型的低窪平原。這些平原表面或侵蝕表面在不同情況下有不同的風格，如削平面、平原、蝕刻平原等（表15.1）。克利夫·奧利爾（1991, 78）建議使用術語“古老平原”，因為它沒有遺傳暗示，只是指“古老的平原”；術語“古老地表”同樣中立。值得記住的是，在討論景觀演變的經典理論時，古老平原的形成需要數億年的時間，因此在原生代世紀期間，只有很少的侵蝕表面形成。在澳大利亞東南部，愛德溫·謝爾本·希爾斯首次描述的古老平原仍然保留在大多數大分水嶺地區，可能是中生代的。在南美洲，隆起速度較快，有三個或更多的侵蝕表面。古老的侵蝕表面通常作為不一致性保存在地質記錄中。
卡琳·埃伯特（2009b）在瑞典北部的Tjeuralako地區的研究是對古地表識別和解釋的一個很好的例子。 使用DEM模型的GIS分析，她識別出五個古地表的世代（圖5.2）。每個古地表的世代以不同的方式保存，最高的兩個保存在山頂上，下面的兩個主要在高原上，代表了山谷內的山谷模式，而最低的一個主要保存在主要山谷沿著山谷山坡上。一般來說，古老的地表遺跡在中等海拔地區保存得最好，這可能是因為在冰川期間在寒冷的冰下保護它們的地點受到了青睞。圖15.3顯示了導致形成這五個古地表的事件的初步順序。
15.2.1古老平原及其發展
■ 侵蝕地表面Erosion surfaces
曾經，剝蝕年代學家急切地尋找侵蝕表面。然而，在二十世紀下半葉，尤其是在英國地貌學界，尋找侵蝕表面的努力變得不受歡迎，許多地貌學家質疑它們的存在。目前的共識是它們確實存在，並且對它們的興趣正在復蘇。正如Ollier（1981, 152）不那麼圓滑地表達，“大多數不瞎或愚蠢的人都可以告訴他們是否處於相對平坦的地區：他們可以在看到平原時認出平原”。當然，平原可能是沉積的，由連續的沖積、湖泊、海洋或其他沉積物層構成。橫跨不同基岩類型和地質結構的侵蝕平原都是某種程度的削平表面。它們存在于低窪地區和高處。高平原有時會帶有侵蝕起源的跡象，隨後被後來的分割所破壞。一個好的例子是一個被削平的斜坡。在這裡，cuesta上的平坦頂部或坡度是關於削平表面存在于坡度水準的可信證據，而不同的侵蝕塑造了cuesta。這裡需要提醒一下：一個被削平的cuesta並不能構成一個削平表面。一個孤立的斜坡可能是一個河流臺地或其他一些小的平坦特徵。只有當許多被削平的cuesta發生，且坡度都在大致相同的高度時，削平表面的存在似乎才可能。如果削平未能去除cuesta的整個頂部，而是侵蝕了一個臺階，那麼就會形成一個平臺。一個廣泛討論的例子是英格蘭北部唐谷和喬爾恩山的早更新世的臺階。高原也是高平原。
■ 削平地表面Peneplains
大衛斯的景觀演變系統（第9頁）由兩個獨立而明顯的週期模型組成，一個用於侵蝕性河流谷地的漸進發展，另一個用於整個景觀的發展（Higgins 1975）。據認為，山谷在年輕時呈V形，成熟時呈扁平底，此時橫向侵蝕變得主導，老年時具有廣泛平原的淺層特徵，此時橫向侵蝕已消除了所有山丘（圖15.4）。年輕的景觀以原始隆起的削平面的平坦地形為特徵。成熟的景觀具有更深更寬的V形山谷，這些山谷已經消耗了大部分保留原始地表的幹流之間的陸地。老年的景觀以削平面為特徵，其中幹流被減少到次要的波動（圖15.4）。
■ 足部平台Pediplains
彭克的坡度後退模型被萊斯特·查理斯·金（Lester Charles King）採納，在景觀演變的另一個模型中，他提出坡度後退會產生臺地，如果足夠多的坡度形成，就會形成平坦臺地（King 1953, 1967, 1983）。金設想了“坡度生成週期”。每個週期都以突然的波浪形變運動爆發開始，然後進入一個構造性寧靜期，在這個期間，陸地過程將地貌削減到一個平坦的臺地。然而，波浪生成和坡度生成是相互關聯的。隨著大陸的剝蝕，侵蝕的沉積物被沉積到近海區域。隨著一些沉積物被移除，大陸邊緣上升。與此同時，沉積物在近海區域的重量導致了沉積。同時的隆起和沉積引發了海岸附近的主要懸崖的發展。隨著懸崖的後退，留下了一個平坦臺地，它進一步減輕了大陸的重量，並在近海沉積了額外的沉積物。最終，新一輪的隆起和沉積將產生新的懸崖。因此，由於大陸卸載和近海載入之間的循環關係，大陸地貌最終由一系列巨大的削平表面（平坦臺地）組成，其中最古老的臺階位於內陸。
■ 泛平原Panplains
關於坡度後退的另一種變化涉及到由科林·黑特·克里克梅（Colin Hayter Crickmay）提出的不均勻活動的概念（1933, 1975）。大衛斯的、彭克的和金的景觀演變模型都假設坡度過程均勻地作用於個別斜坡。然而，地貌代理人的行為是不均勻的。因此，只有在流域（或海洋）侵蝕其基底的地方，斜坡才會後退。如果是這樣的話，那麼坡度剝蝕很大程度上是由河流的橫向侵蝕（或懸崖腳部的海洋侵蝕）完成的。這意味著一些地貌的某些部分將幾乎不受斜坡後退的影響。一些證據支持了這一觀點（第45頁）。克裡克梅認為，河流的橫向削平造成了平原。
■ 剝蝕平原和蝕面Etchplains and etched surfaces
傳統的地貌演化模型假設機械侵蝕占主導地位。人們意識到化學風化會減少風化材料的質量，但只有在對溶解特別脆弱的岩石（如石灰岩）特別脆弱的情況下，化學過程被認為對地貌演化有決定性的影響。然而，現在似乎化學風化的形式在地貌演化中非常重要。例如，地下水剝蝕形成了一些排水區的地貌特徵（例如Howard等人，1988年）。在澳大利亞的三個集水區中，除了一種情況下占總負荷的54％外，溶質負荷占了80％以上（Ollier和Pain 1996，216）。這些資料之所以令人震驚，是因為這些集水區的地下岩石是火成岩。這種資訊使一些地貌學家懷疑化學風化在幾乎所有地貌演化中起著主要作用。
在熱帶和亞熱帶環境中，化學風化產生了厚厚的風化層，然後被侵蝕剝離（Thomas 1989a, 1989b, 1994）。這個過程被稱為蝕剝平面化。它創建了一個蝕剝平原或蝕剝平原。風化的殼層與未風化的基岩之間的介面是蝕剝面，在剝離發生後暴露出來。蝕剝平原在很大程度上是由化學風化產生的。在風化層較深的地方，弱酸性水會降低風化前緣，就像酸浸泡的海綿會蝕刻金屬表面一樣。一些研究人員認為，表面侵蝕以與化學蝕刻降低風化前緣的速度相同的速度降低地表（圖15.5）。這就是雙削平理論。它設想通過連續削減雙削平面（沖洗表面和基底風化表面（蝕剝面））來維持低地貌起伏的地表，從而在緩慢的隆起期間維持住。隆起期間的低地貌起伏 - 沖洗表面和基底風化表面（蝕剝面）的持續降低（Büdel 1957, 1982; Thomas 1965）。一個競爭對手的觀點，如圖15.6中的示意圖所示，是深層化學風化期在剝蝕地層的剝蝕階段之前（例如，Linton 1955; Ollier 1959, 1960; Hill等人 1995; 有關出色的評論，請參閱Twidale 2002）。
無論蝕刻過程的細節如何，它在創造地貌方面非常有效，即使在現代熱帶以外的地區也是如此。蘇格蘭高地在早第三紀經歷了一次重大的隆起。經過5000萬年的動態蝕刻演變，各種地質學在溫暖至溫暖多濕氣候下的深層風化之下（Hall 1991）。這種蝕剝導致了地貌特徵的逐漸差異化，包括盆地、山谷、懸崖和隆起山。同樣，蝕剝平面在英格蘭南部白堊丘陵的第三紀演化地貌中可能起了基本作用，這一話題一直引發了很多爭議。人們越來越認識到，基本的侵蝕表面是在古新世期間通過蝕刻形成的高地表面，而不是在中新世和上新世期間形成的高原表面（見15.1補充框）。
■ 被挖掘的地表面Exhumed surfaces
被挖掘的地貌和地貌特徵很常見，它們在沉積物下保存了很長時間，然後被侵蝕暴露出來。它們在所有大陸上都很常見（例如，Lidmar-Bergström 1989, 1993, 1995, 1996; Twidale 1994; Thomas 1995）。
被挖掘的侵蝕表面相當常見。地質柱狀圖中充滿了不一致性，這些不一致性以將較老的，經常是褶皺的岩石與上面的，經常是平坦的岩石分開的表面為標誌。一些不一致性似乎是古老的平原，要麼是由海洋內侵期間的海岸侵蝕形成的平原，要麼是由蝕刻過程形成的蝕剝平原。上覆岩石可以是海洋的，通常是在內侵期間沉積的礫岩，也可以是陸地的。當上覆的較軟岩石被侵蝕去除時，不一致性就會被揭示為被挖掘的侵蝕表面。被挖掘的侵蝕表面與地貌演化的關係存在爭議。如果薄薄的覆蓋層已經被剝離，那麼古老的侵蝕表面在現代地形中起著重要作用，但是如果剝離了數百或數千米的上覆地層，那麼被挖掘的侵蝕表面幾乎是現代地貌的偶然組成部分，就像任何其他結構表面一樣（Ollier 1991, 97）。西澳大利亞的金伯利高原上承載著大約7億年前由Sturtian冰期產生的條紋的侵蝕表面，然後被冰磧覆蓋。稍後，薄冰磧被剝離，暴露出金伯利地表，其現代地形與前寒武紀地貌非常相符，並顯示出被挖掘的條紋（Ollier 1991, 24）。
波羅的海盾地區的地貌差異，曾經被認為主要是由冰川侵蝕引起的，現在被認為是在寒武紀以來的地基表面暴露時間所決定的（圖15.10；圖15.2a–d）。芬諾斯堪地亞盾地區存在三種基本的地貌類型（Lidmar-Bergström 1999）。第一種是被挖掘出來的極度平坦的亞寒武紀下地平面，與亞文陶或奧陶時期的地平面一起，一直是盾地地貌上所有地貌的起始表面（圖15.11a）。第二種是被挖掘出來的中侏羅世蝕剝平原，具有起伏不平的丘陵地貌，以及高嶺石腐殖土和中侏羅世蓋層岩的遺跡（圖15.11b, c）。第三種是一組平原，其殘留的丘陵是第三紀時期地表侵蝕的最終結果（圖15.11d）。圖15.12描述了瑞典南部基岩地貌演化的可能情況。在晚前寒武紀時代，風化作用使前寒武紀基岩表面變得極度平坦，即亞寒武紀下地平面，僅有一些殘留的丘陵作為例外存在（圖15.12a）。從寒武紀時期開始，海水侵入了下地平面，寒武紀岩石沉積在平坦表面上，隨後是奧陶紀-石炭紀地層（圖15.12b）。這些蓋層岩長時間保護了瑞典南部的前寒武紀基底不受進一步侵蝕。在卡特加特地區，加爾西地區的厚積岩堆積物在卡爾迪尼安山前盆地中積累了。在二疊紀時期，卡爾迪尼安山前盆地的反轉移除了卡爾迪尼安山前盆地中的一些地層蓋層岩（圖15.12c）。從三疊紀到早白堊紀，隆升和侵蝕持續進行，氣候變得濕潤。高嶺石風化深入基岩沿斷裂帶（蝕刻），產生了厚厚的高嶺石風化覆蓋層（腐殖土）。通過交替蝕刻和剝蝕高嶺石風化層（剝蝕），地形發展成了一個起伏多變的丘陵地貌，帶有在下沉斷塊上仍然局部存在的古生代遺跡（圖15.12d）。從晚白堊紀到中新世，海水跨越了丹麥和瑞典南部的大部分地區，覆蓋了該地區的沉積物（圖15.12e）。
經過上白新世隆升和上白堊世-中新世覆蓋岩層的侵蝕後，南斯馬蘭下平原在晚新生代乾燥氣候的作用下，作為一個緩緩傾斜的平坦岩石表面，出現了一些殘留的丘陵（一個平坦岩石）（圖15.12f）。南側和西側的懸崖沿著亞寒武紀下地平面的高處形成。最後，在最後一次新生代隆升事件之後，亞白堊世丘陵地貌重新出現在東南和西部的海岸線上，而亞寒武紀下地平面重新出現在瑞典南部北部和東部的表面。在瑞典西部的一些地方，亞寒武紀下表面再次出現（圖15.12g）。
在英格蘭北部，存在各種活躍的、被挖掘的和被埋藏的石灰岩地貌特徵（Douglas 1987）。它們最初是由於在石炭紀早期的沉積作用而形成的（托納松期晚期和維茲期早期）。隨後與傾斜塊地基結構有關的構造變化產生了一系列複雜的地貌變化（圖15.13）。Waulsortian小丘（以比利時的Waulsort命名，是這些沉積物的類型地區）是大約3.5億年前形成的碳酸鹽沉積物的被挖掘的丘陵。葉岩和後來的白堊紀覆蓋了它們，然後在第三紀時期的挖掘產生了珊瑚礁小丘，這些小丘是現代地貌的特徵。在Clitheroe地區，它們形成了一系列孤立的丘陵，高達60米，底部直徑100-800米，矗立在Ribble山谷的底部。石炭紀沉積物在加拿大魁北克東部加斯佩半島的最南部部分，已經使一個古老的平面 - 聖埃爾澤亞平面 - 化石化，而侵蝕現在正在逐漸挖掘它（Jutras和Schroeder 1999）。該表面的一部分幾乎是完美的水平面，形成於2.9億至2億年前，跨越了二疊紀和侏羅紀時期。這個水平面水準切割了所有地質結構，幾乎沒有發生剖析（圖15.14）。這個被挖掘的表面是如何與地貌演化相關的存在爭議。如果薄薄的覆蓋層被剝離，那麼這個古老的侵蝕表面在現代地貌中佔據了很大的比重，但是如果剝離了數百或數千米的上覆地層，那麼被挖掘的侵蝕表面幾乎是現代地貌的偶然組成部分，就像任何其他結構表面一樣（Ollier 1991, 97）。加斯佩半島的高原上有一塊較高的地表侵蝕表面，它由相同的地層形成（圖15.14）。至今為止，已知有四種過程可能會產生被懸崖圍繞的侵蝕表面：斷層、蝕刻和雙重侵蝕、差異侵蝕控制的岩石臺地和潮汐海的海岸侵蝕。Pierre Jutras和Jacques Schroeder（1999）支持後者的過程，並將侵蝕表面解釋為由溫莎侵蝕產生的寬闊的削平平臺。他們將Garin懸崖解釋為古老的海崖。
停滯的地貌
地球表面有多少比例的土地是在更新世之前的尚待確定，但看起來不無關係。在澳大利亞，岡瓦納土地表面占現代板塊性地貌的10-20％（Twidale 1994）。所有這些研究的一個重要涵義是，某些地貌及其相關的土壤在構造條件允許的情況下可以在各種氣候變化中存活下來。一個問題是如何解釋這些古地貌的存活。大多數現代地貌理論都會指出，剝蝕過程應該早就摧毀了它們。可能的是，它們在極長時間的乾燥氣候的特殊情況下存活下來，而在這種情況下，侵蝕循環需要很長一段時間才能完成（Twidale 1976，1998，1999）。一種有爭議的解釋是，從地貌學的角度來看，地球表面的大部分地方相當不活躍：東南澳大利亞的古老地貌，而不是一個特殊情況，可能是非洲，以及在較小程度上是歐亞和美洲的典型情況（例如，Young 1983；Twidale 1998）。 可能有兩種相關的機制可以解釋景觀的停滯部分（參見Twidale 1999）。第一個機制是不平等的侵蝕。景觀的某些部分比其他部分更容易受到侵蝕（參見Brunsden和Thornes 1979）。可移動，反應迅速的部分（河流，一些土壤和海灘）容易受到侵蝕。它們迅速採用新的配置，並成為景觀變化的焦點。相對不可移動，反應緩慢的部分（高原和間流部分，一些土壤和風化特徵）距離易受侵蝕的部分很遠。這種對侵蝕的景觀不均勻敏感性將允許快速變化的“軟點”存在於停滯的區域旁邊。但它並不能解釋為什麼有些地區是停滯的。風化應該建構土壤，而侵蝕過程應該在所有裸露表面上摧毀它，儘管在不同的環境中，建設性和破壞性力量之間的平衡會有所不同。第二個機制有助於解釋停滯區的出現。這是河流的持久性和主導影響力（Twidale 1997）。河流是自我強化的系統：一旦建立和主導，它們傾向於維持並增強它們的主導地位。因此，主要河流傾向於在景觀中持續存在。在澳大利亞，一些現代河流已有6千萬年的歷史，自始新世以來一直活躍。其他同樣古老甚至更古老的河流，但具有稍微複雜的年代表，也存在於該景觀中（參見Ollier 1991, 99–103）。同樣，一些地貌顯示了其他非常古老河流的鬼魂。在遠離河流航道的地區，例如間流和山頂，這樣的長期存在意味著侵蝕過程幾乎不會在極長時間內接觸，從地貌學角度來看，它們是停滯區。地貌停滯的第三種可能機制來自理論工作。研究發現，地貌穩定取決於土壤過程和地貌過程之間的時間滯後，土壤過程是在與山坡成直角的方向上起作用的，而地貌過程則是在與山坡成切線方向上起作用的（Phillips 1995）。當碎屑產生和可供去除的時間之間沒有滯後時，山坡上某一點的飛石厚度會顯示出混沌動力學。另一方面，當存在時間滯後時，飛石厚度是穩定且非混沌的。因此，廣泛尺度上的地貌穩定的出現可能是由不同過程中的時間滯後引起的。在那裡，飛石產生緩慢，侵蝕更慢，停滯可能會發生。儘管如此，要使前兩種機制產生地貌停滯，肯定需要幾億年的穩定景觀所需的條件。 如果地貌的大部分確實是停滯的且存在數億年，那麼對於過程地貌學的影響幾乎不亞於轟動。這意味著有關剝蝕速率以及剝蝕速率與構造之間關係的珍貴觀點需要進行根本性修訂，並且氣候與地貌之間的聯繫將更加難以建立。
不斷演變的地貌
地貌週期
一些地貌學家認為，地貌歷史是循環的或有時性的。戴維斯地貌演化體系結合了由地貌過程逐漸和溫和作用主導的時期，中斷了瞬間而猛烈的構造活動。一個大陸塊將遭受重復的“侵蝕週期”，包括初期的快速隆起，然後是緩慢的侵蝕。金氏重復坪化模型也設想了長期循環。可以在全球範圍內識別剩餘的侵蝕表面（King 1983）。它們對應於侵蝕過程，包括侏羅紀、白堊紀早期至中期、白堊紀晚期、中新世、上新世和第四紀時期（表15.2）。然而，金的觀點並未被廣泛接受，並且受到了挑戰（例如Summerfield 1984；Ollier 1991, 93）。
一個流行的主題，有幾種變體，是地貌在相對穩定和相對不穩定的階段之間交替。這個想法的早期版本，仍然有相當多的流行度，是關於生物穩定和不穩定的理論（Erhart 1938, 1956；參見Butler 1959, 1967）。根據這個模型，地貌變化涉及到長時間的生物穩定期（生物平衡），與穩定和土壤發展相關，然後被短時間的非平衡期（不穩定）所打斷，其特點是不穩定和土壤侵蝕。在生物穩定期間，這是“正常”狀態，河流攜帶懸浮沉積物的負荷很小，但攜帶大量的溶解物質：矽和鈣被移除到海洋中，形成石灰岩和玄武岩，留下深層的鐵土質土壤和風化剖面在陸地上。不穩定條件是由構造隆升引發的，導致鐵土質土壤覆蓋被剝蝕，河流的頭部侵蝕，並在深刻時排出殘留的石英。由於地下水位下降，介入的高地變得乾燥，形成堅硬的地殼。在海洋中，沉積紅色岩層和石英砂。
後來的穩定-不穩定模型變體考慮到了飛石，構造，沉積和海平面變化。基於對西澳大利亞穩定克拉通的研究，提出了一個克拉通體制模型，設想了在長達十億年的時期內發生的交替平坦和海進，而不受主要干擾（Fairbridge和Finkl 1980）。在這段長時間內，存在一個以海洋為主導的體制（對應於Erhart的生物穩定，與高海平面相關），被短時間的以陸地為主導的體制所打斷（對應於Erhart的不穩定，與低海平面相關）。沿著Thalassocratic和epeirocratic體制之間的交替可能每隔10-100萬年發生一次。然而，已經報告了更頻繁的交替。對獅子山Koidu剝蝕平原的仔細研究表明，中斷反映了環境變化，大約每1000-10000年發生一次（Thomas和Thorp 1985）。
克拉通體制模型的一個變體解釋了許多澳大利亞地貌特徵的演化（Twidale 1991, 1994）。早期的白堊紀海洋入侵淹沒了澳大利亞陸地上的大型凹陷盆地（圖15.15）。入侵覆蓋了現代大陸約45％的面積。新的海底盆地在水和沉積物的重壓下下沉。龍袍的大片土地被保存在不一致性下。摺接線（或支點）將形成在海岸線附近。相鄰的陸地區域將上升，提高了龍袍，並使盆地邊緣變形和斷層。這個平原的部分被保存在分水嶺上，成為龍袍的遺跡。其他部分則被河流沿白堊紀海岸線平頂的方式剖析和降低到低平坦度。隨後，剖析的白堊紀海相序列邊緣的侵蝕使龍袍表面的部分被剝露出來，這是現代澳大利亞地貌的一部分。
地貌演變學
進化地貌學（Ollier 1981, 1992）被稱為非現實的陸地表面歷史體系，明確指出了地貌發展的方向性變化。論點是，地表在時間上以明確的方向發生了變化，並且並沒有遭受詹姆斯·哈頓首次提出的無止境的侵蝕循環以及戴維斯地理循環中隱含的進化。無止境的侵蝕循環只會保持穩定狀態，使志留紀地貌看起來與白堊紀地貌和現代地貌非常相似。進化地貌學家認為，地球的地貌是作為整體對應偶發事件而演化的。在這個過程中，它們經歷了幾次地貌“革命”，這些革命導致了不同且基本上是不可逆轉的過程變化，因此侵蝕循環的性質隨著時間的推移而發生了變化。這些革命可能發生在太古代，當大氣是還原性的而不是氧化性的時期，在泥盆紀時期，陸地植被的覆蓋出現，以及在白堊紀時期，草原出現和擴展。
大陸的破裂和融合也將改變地貌的演變。Pangaea的地形在幾個方面與現今的地形不同（Ollier 1991, 212）。廣闊的內陸地區位於遠離海洋的地方，許多河流比任何現有的河流都長得多，陸地沉積更加廣泛。當Pangaea瓦解時，河流變得較短，新的大陸邊緣變年輕並侵蝕，大陸邊緣在構造上變形。一旦從超大陸中分裂出來，每個Pangaean碎片都有自己的歷史。每個都經歷了自己獨特的事件。這些事件包括新的板塊邊緣的形成，緯度和氣候的變化。它還涉及排水系統的實質性變化（例如Potter 1997；Beard 2003；Goudie 2005）。每個大陸碎片的地貌演變必須在這個非常長期的進化視角下來看待。在這個進化背景下，地貌學的當前潮流和流行 - 過程研究，動態平衡和循環理論 - 適用性有限（Ollier 1991, 212）。
東南澳大利亞的構造和地貌演變提供了進化地貌學的一個很好的例子，其中偶發事件發揮了重要作用（Ollier和Pain 1994；Ollier 1995）。該地區的地貌構造演變似乎是對獨特的、非循環事件的一種回應。今天，Canobolas和Victoria分水嶺被大分水嶺和假設的塔斯馬尼亞分水嶺（圖15.16）交叉，分隔了三個主要盆地 - 大自流盆地、默里盆地和吉布斯蘭德 - 奧特韋盆地（圖15.16）。這些分水嶺是主要的分水嶺。它們從一個最初的三疊紀古地平面開始，向西傾斜，從塔斯馬尼亞分水嶺向下傾斜（圖15.17）經歷了幾個階段的演化。首先，古地平面向現今的海岸下沉，形成了一個初始的分水嶺。然後，大斷層形成並向西撤退，面向海岸。大多數大分水嶺都處於這個階段。從海岸和內陸向後退減小了古地平面，使其在維多利亞分水嶺上普遍存在。斷層的持續退卻使古地平面被消耗，形成了一個銳利的山脊分水嶺，就像在維多利亞分水嶺的大部分地方所看到的那樣。從低平坦的古地平面到刀口般的山脊的這一序列是坪化的相反。如果沒有進一步的構造變化，那麼現在的地形可能最終會成為一個新的低水準平原。然而，第一個古地平面的年代是三疊紀，鑑於持續的構造變化將中斷侵蝕過程，無休止的“侵蝕循環”不太可能結束。該地區的形態構造歷史與獨特或偶發事件相關。這些事件包括默里盆地的下陷、塔斯馬尼亞海的開放和新的大陸邊緣的形成、巨大的莫納羅火山的爆發以及中新世時期的巨大地塊的斷層。地貌學正在演化，沒有侵蝕循環或穩態的跡象。
總結
古老的地貌，就像老兵一樣，永遠不會消失。地貌過程，儘管它們在將山脈降至僅剩單一巖塊方面非常有效，但它們無法消除地球各地所有地形的所有過去遺跡。有著數千萬年甚至數億年歷史的古老平原（古地平面）仍然存在。這些古老平原可能是各種侵蝕表面，包括由河流行動形成的平坦地，由懸崖撤退和河流橫向平整分別形成的高原和平地，以及侵蝕平原或露頭平原。露頭平原和地貌是古老的地貌，曾經被沉積物覆蓋，後來隨著覆蓋岩層的侵蝕而重新暴露。已經發現了幾個露頭古地平面和其他地貌，例如礁丘。停滯的地貌是地貌上的邊緣地帶，幾百萬年或更長時間以來幾乎未發生侵蝕，地表幾乎未受到改變。它們似乎比曾經想像的要常見。一些地貌學家，在詹姆斯·哈頓的腳步中，支持對地表歷史的週期性解釋。威廉·莫里斯·戴維斯和萊斯特·金是週期性地貌變化的堅定擁護者。近年來，關於週期性主題的想法包括交替的生物穩定和非穩定，以及將地貌過程與板塊構造聯繫在一起的板塊體制模型。所有地貌都受環境變化的影響。進化地貌學家放棄了無限重複循環和穩定狀態的觀念，主張地表歷史中的非現實的、方向性的變化，其中偶然性在每個大陸塊的演化中發揮了作用。
補充框 15.1 南東英格蘭的第三紀地貌演化
研究英國南部的第三紀地貌演化很好地展示了地理形態學在歷史地貌學中的重心已經從地表形態學成為解釋的關鍵，轉向更仔細檢查過去地形過程的證據。正如瓊斯（1981，4-5）所說，
這種根本性的轉變在很大程度上是由於方法論的重大轉變，20世紀上半葉的高度形態學傾向的方法已經轉向更仔細地檢查表層沉積物，包括它們的動植物內容，從而為地形事件的定年提供了更堅實的基礎。
伍爾德里奇和林頓（1939，1955）對第三紀南東英格蘭地貌演化的經典模型的關鍵是三個基本表面，每個表面在倫敦盆地的白堊地區都有很強的發展（圖15.7）。首先是一個傾斜的、最近露出的、海洋修剪的表面，環繞著古新世沉積岩層的現在出露區域。伍爾德里奇和林頓將其稱為「古新世表面」（現在更準確地稱為「古新世表面」）。第二個是一個起伏不平的高原表面，位於約210米以上，被厚厚的「黏土和燧石」殘餘物層覆蓋，伍爾德里奇和林頓解釋為全區性陸地面的遺跡，正如戴維斯在1895年首次提出的那樣，而不是高於現在山頂不遠的高海平面。第三個是一個明顯的，緩坡的侵蝕平臺，位於約150至200米之間，切入高原表面，並似乎截斷古新世表面。由於它帶有海洋活動的沉積證據，伍爾德里奇和林頓解釋它為上新世的海洋平原。伍爾德里奇和林頓認為，這兩個較高的表面-高原表面和海洋平臺-並未被翹曲。因此，他們主張這些表面必須在造成古新世表面變形的構造事件之後形成，而且山頂平原必須是在中新世和上新世時期形成的。
伍爾德里奇和林頓對第三紀地貌演化的模型一直支配著至少到1960年代初，也許一直到1970年代初。在1963年伍爾德里奇去世後，對英國長期地形演變或剝蝕年代學的興趣減弱。批評家指責剝蝕年代學家讓他們的眼睛欺騙他們：大多數純粹的形態學證據「非常模糊，以至於理論容易受到預設觀念的影響」（Chorley 1965，151）。然而，除了剝蝕年代學的貶低和興趣下降之外，一些地貌學家重新評估了長期地貌變化的證據。這項新工作在20世紀80年代初期導致了對伍爾德里奇和林頓的「宏偉設計」的破壞，並創建了一個新的補充框架，放棄了對形態學證據的過度關注，轉而仔細檢查第四紀沉積物（瓊斯1999，5-6）。重新評估部分受到菲力浦·平什梅爾（1954）的替代觀點的啟發，他認為英格蘭南部和北部的白堊反坡的粗略形式是由在新第三紀和第四紀期間遭受隆起和修改的古新世侵蝕表面的交叉所致。在英格蘭南部的第三紀地貌演化新模型的建築師中，大衛·瓊斯（1981）和克裡斯·格林（1985）是首要的。瓊斯（1999）在區域綜合研究中確認了這一模型，根據瓊斯的解釋，大致如下（圖15.8和15.9）：
由於海平面的全球性下降和構造變動的結合作用，上白堊紀的白堊岩連續而厚達550米的堆積在馬斯垂克期間停止，大約在6500萬年前，乾燥的陸地可能已經出現。
古新世時期的風化迅速剝除了高達350米的白堊岩，最嚴重的侵蝕發生在隆起軸上，如威爾德和英吉利海峽高地，以及西部，在那裡在熱帶氣候條件下的陸地風化迅速去除了大部分大規模的白堊層。由於全球性波動和構造運動的結合導致海洋條件從東部開始逐漸侵襲，從大約5700萬年前的古新世開始，直到早新世，約5300萬年前，倫敦黏土海基本完全淹沒（Pomerol 1989）。古新世和早新世沉積物在白堊岩上剪切出一個多面或多週期的海洋修剪的古新世表面。唯一的例外是在西部，那裡上綠砂岩在古新世時期已經在廣泛的刻蝕平原下露出，而這些平原的下部很容易被正在侵襲的倫敦黏土海淹沒。
在整個古新世時期的持續地震脈衝，看到了結構性盆地（倫敦和漢普頓-迪耶普盆地）的進一步定義，這是由於威爾德-阿圖阿安第克林和懷特島單斷陸地的逐漸增長所導致的。
這些隆起的地區的軸線上的陸地侵蝕導致了古新世表面更多方面的發展，而沉積過程逐漸局限於盆地區域，最終限制於奧利哥納的漢普頓盆地。在其他地方，儘管處於始新世氣候條件下的陸地侵蝕創建了一個廣泛的刻蝕平原，並在現在的白堊高地上形成了脫硬岩。在西部，這個表面在古新世時期已經形成，並且通過主要是形態靜止的情況下慢慢演變，但在東部，它通過侵蝕之前的沉積的古新世覆蓋層和白堊岩的區域，特別是在受構造運動影響的地區進行了演變。
早中新世時期的構造變形更為明顯，導致結構模式更接近現在的形式。隨著上升的地區和主要反向軸的上升，產生了地形和侵蝕，因此在英吉利海峽高地和威爾德-阿圖阿安第克林上的侵蝕加速。在其他地方，較小規模的構造運動導致了中新世（中新世和上新世）的發展，以代替晚古新世的高原表面。在一些地區，包括西部的高地和喬特恩斯，變形的限制規模有助於晚古新世高原表面的保存和持續發展，有時幾乎可以忽略不計，在新第三紀的形態靜止似乎是可能的。
上新世低地和平坦地區受到上新世陸地表面的紅砂岩（前盧德漢期）入侵的程度仍然有爭議。有證據表明紅砂岩（前盧德漢期）的侵蝕影響了倫敦盆地和威爾德東部地區，但對更早的倫敦床層入侵的有效性越來越不確定。紅砂岩入侵似乎是相對局部的下沉的結果，被認為引起了最小的侵蝕，但足以破壞地表的堅硬外殼。
隨後的海退揭示了一個溫和傾斜的海洋平原，經歷了蝕刻，塑造了倫敦盆地兩側暴露的突出的“平臺”。
大約在200萬年前之後，可能是在整個更新世時期不連續的脈衝中，發生了進一步的上升和扭曲。雖然東部東安格利亞地區發生了下沉，但英格蘭南部的其餘地區經歷了不同程度的上升，至少最多達到250米（Jones 1999），可能達到400米（Preece et al. 1990）。這種上升，再加上海平面的振盪和氣候的波動，導致了隨著更新世的相對海拔的發展而增加的週期性侵蝕。
瓊斯（1999年）承認，這個演化模型在許多重要方面需要進一步證實。對該地區的結構基礎的真實性質以及其構造演化存在不確定性，這引發了關於隆升的時間和空間尺寸以及中第三紀（中新世）構造活動的相對重要性的持續爭議。同樣，有關更新世的上升和扭曲的最新建議需要確認、詳細說明和準確日期。此外，殘留土壤的性質和古環境意義，包括各種類型的矽化岩，以及新第三紀海進事件的數量、年齡和地理範圍，特別是令人困惑的Lenham床層入侵，仍然需要進行大量的研究。只有在他們完成這些進一步的工作之後，地形學家才能夠建立對這個眾所周知的地區的完全詳細的演化地貌學。
相關年代測定方法
數值年代方法產生結果的比率（或絕對）時間表，精確指出環境變化發生的時間。這些資訊對於深入理解環境變化至關重要：如果沒有日期，對速率幾乎無法提供有用的資訊。校準年齡方法可能提供大約的數值年齡。其中一些方法經過改進，使得可以通過測量自沉積以來的環境因素（如土壤生成或岩石風化）的變化來分配年齡類別（參見McCarroll 1991）。相對年齡方法提供年齡序列，僅僅將事件按照正確的順序排列。它們按數值序列組合“地球歷史的頁面”。相對年齡方法的羅塞塔石是地層重疊原則。這一原則指出，在未變形的沉積序列中，下層比上層年輕。必須使用某種標記來匹配來自不同地方的地層序列。傳統上，化石一直用於此目的。可以通過識別同時沉積的地層來將不同地區之間的特殊化石或化石組合相互關聯。這就是著名的地質學家威廉（“地層”）史密斯（1769-1839）首次建立地層柱的方式。儘管這種技術在確立了顯生宙沉積岩的廣泛發展方面取得了顯著的成功，並且建立在地層重疊的堅實原則之上，但它也存在問題（參見Vita-Finzi 1973, 5–15）。最好與數值年代方法合作使用。相對年齡方法和數值年代方法的聯合使用有助於確定和校準地質時刻表（請參見附錄1）。
相關年齡方法不直接測量年齡，但通過顯示與獨立日期的沉積物和事件的等效性來建議年齡。 年代測定方法可以分為六大類：恆星、同位素、放射性、化學和生物、地形和相關（Colman and Pierce 2000）。通常，恆星、同位素和放射性方法提供數值年齡，化學和生物以及地形方法提供校準或相對年齡，而相關方法提供相關年齡。但是，有些方法難以進行這種準備分類。例如，氨基酸旋光測量的結果可能是相對年齡、校準年齡、相關年齡或數值年齡，具體取決於校準和環境變數控制程度對反應速率的約束程度。另一個複雜因素是，儘管同位素和放射性方法通常產生數值年齡，但其中一些方法是實驗性的或經驗性的，需要校準才能產生數值年齡。
恆星方法
恆星方法，也稱為日曆或年度方法，確定日曆日期或計算年度事件。除了歷史記錄外，有三種恆星方法如下：
1. 樹輪年代學或樹輪年代。樹木的年輪每年都會增長。通過從樹木（或適當的建築物、船舶等木材）中取樣並計算年輪數，可以建立高度準確的樹輪年代時序，並與碳-14年代學相互參照。例如，已經從金冠松（Pinus aristata）的樹輪中拼湊出了8000年的碳-14記錄。
2. 玄武岩年代學。許多湖泊中發現的沉積物（玄武岩）的不同層次每年都會形成。在一些湖泊中，玄武岩序列可以追溯到數千年前。甚至在前寒武紀的沉積物中也可以觀察到玄武岩。
3. 殼層年代學。這是一種實驗方法，基於計算珊瑚和軟體動物中的年度生長條紋。
同位素方法
這些方法測量同位素組成的變化，這種變化是由於放射性衰變或生長或兩者兼而有之。環境記錄中包含一系列“原子時鐘”。這些時鐘在父同位素放射性衰變成女兒同位素時精確地滴答。父同位素和女兒同位素之間的比值允許以相當高的準確性確定年齡，儘管通常存在一定的誤差範圍，通常在±5–20％的範圍內。放射性同位素的衰變速率呈指數下降。將最初存在的原子數減半所需的時間稱為半衰期。幸運的是，適合的放射性同位素的半衰期差異巨大。更重要的同位素變化具有以下半衰期：碳-14的半衰期為5,730年，釷-230的半衰期為75,000年，鈾-234的半衰期為250,000年，鉀-40的半衰期為13億年，鈾-238的半衰期為45億年，銣-87的半衰期為470億年。這些同位素存在於環境材料中。
4. 放射性碳。碳-14存在於木材、木炭、泥炭、骨骼、動物組織、貝殼、石筍、地下水、海水和冰中。對於考古學家和第四紀古生態學家來說，它是一種福音，可以提供相對可靠的晚更新世和全新世的年代。
5. 宇宙成因核素。放射性鈹-10是由宇宙輻射在石英顆粒中產生的。表面材料中含有石英的地方（例如巨石）中鈹-10的濃度與暴露時間成正比。該技術提供了非常精確的年齡確定。鋁-26、氯-36、氦-3和碳-14正在以類似的方式進行實驗使用。
6. 鉀-氬。這是一種基於鉀-40放射性衰變的方法，鉀-40在矽酸鹽礦物在結晶過程中捕獲，衰變成氬-40。
7. 鈾系列。這是一種基於生物化學和沉積礦物中的鈾和女兒核素的放射性衰變的方法。
8. 鉛-210。這是一種基於鉛-210放射性衰變成鉛-206的方法。
9. 鈾-鉛。這種方法使用標準化的鉛同位素來檢測來自鈾和釷的放射性鉛的微小富集。
放射性方法
這些方法測量了放射性衰變的累積效應，如晶體損傷和電子能障礙。
10. 裂變軌跡。鈾-238的自發核裂變會損害鈾含量礦物，如磷灰石、鋯石、斜方軫、玻璃等。損害是累積性的。損壞區域可以被酸侵蝕晶格，並在顯微鏡下計數核裂軌跡。軌跡密度取決於父同位素的量和自軌跡首次保存以來的時間，而這只有在低於從礦物到礦物不同的臨界溫度下才開始。
11. 發光。這是測量石英或長石晶體自埋葬以來所受的背景輻射的一種方法。被照射的樣本暴露於熱（熱發光 - TL）或特定波長的光（光激發發光 - OSL），並放出光 - 發光 - 以促進總吸收輻射劑量。這反過來與年齡成比例。可用於年代測定的合適材料包括黃土、沙丘沙和崩塌物。
12. 電子自旋共振。該方法測量了由於自然輻射引起的矽酸鹽礦物中晶體缺陷中電荷的積累。
化學和生物方法
這些方法測量了依賴時間的化學或生物過程的結果。
13. 氨基酸旋光異構化。該方法基於有機遺骸中保存的蛋白質中發生的依賴時間的化學變化（稱為旋光異構化）。旋光異構化的速率受溫度影響，因此需要來自溫度均勻的地點的樣本，例如深洞穴。
14. 黑曜石水合作用。一種基於黑曜石表面水合層厚度增加的方法。
15. 地衣學。一種基於地衣在新鮮暴露的岩石表面生長的方法。它可以使用最大的地衣和在粗糙堆積物上生長的地衣覆蓋程度的程度。
地貌學方法
這些方法測量了地貌上複雜且相互關聯的物理、化學和生物過程的累積結果。
16. 土壤剖面發育。一種利用由於風化和土壤生成過程而引起的土壤性質的系統性變化的方法。它使用土壤發育程度的測量，例如A層厚度和有機含量，B層發育情況，或整體剖面發育指數。
17. 岩石和礦物風化。一種利用由於暴露於風化劑而導致的岩石和礦物的系統性變化的方法。
18. 斜坡形態。一種基於斜坡剖面的漸進性變化（從陡峭和角形到溫和和圓滑）的方法，這種變化是由地表地貌過程引起的。
相關方法
這些方法使用不依賴時間的特性來證實年齡的等效性。
19. 地磁學。一些含鐵礦物或粒子在受熱至臨界溫度 - 居裡溫度以上時對地球的磁場敏感。已經受熱至其臨界溫度以上的岩石中的礦物或粒子保留了它們形成時的磁場定向。如果岩石可以通過獨立手段進行定年，則可以構建一個地磁年代表。這個時間表可以僅僅使用地磁證據在其他地方應用。
20. 碎屑年代學。這種方法通過其獨特的特性識別單個碎屑（參見第113頁），並將它們與一個有日期的年代表相關聯。
21. 古生物學。這種實驗方法使用物種的漸進演化或動物地理區域的變化。
22. 氣候相關性。這種方法將地貌和沉積物與已知年齡的全球氣候變化相關聯。
專用術語
活躍邊緣 大陸邊緣，對應於構造活躍的板塊邊界。
風沙的 有關風的或參考風的。
風沙岩 由風沙沉積物的成石過程產生的岩石。
聚積地球表面的積積物，通過風、浪和流動水等地貌作用的沉積物積累。
alcrete 富含鋁的堅硬土壤，通常以硬化的鋁土礦的形式存在。
allitization 土壤中矽的損失和三氧化二鋁的濃縮，伴隨著礦物赤鐵礬的形成，或伴隨著赤鐵土的形成；在某種程度上與soluviation、ferrallitization、laterization和latosolization基本上是同義詞。
沖積的 有關或涉及沖積物的。
沖積物填料 河道中由流動水沉積的沉積物層。
沖積台 地由洪水平原或山谷底部的重新下切（使沖積物在山谷兩側被留下）或將舊的河流臺地覆蓋而形成，由沖積物組成。
沖積物 由流水沉積而成的未固結的分層沉積物，有時僅應用於細粒沉積物（淤泥和粘土），但更常用於包括砂和礫的情況。
氧化鋁 鋁氧化物，Al2O3；以不同形式存在，例如作為鋁土礦的主要成分。
角閃石 一類礦物，其中大多數主要是深色的含水鐵鎂矽酸鹽。常見於中性岩和一些變質岩中。
厭氧的 取決於或特徵是缺乏氧氣。
安山岩 一種灰色到黑色的細粒、火山噴出的火成岩，含有斜長石和角閃石或輝石礦物。是二長斑岩的火山噴出等值岩。
石膏 無水硫酸鈣，CaSO4，是一種白色礦物。通常與石膏、岩鹽和其他蒸發岩礦物一起發現。
陰離子 帶有負電荷的離子。
含水層 能夠容易儲存和傳輸地下水並充當供水的岩石團塊。華麗石 一種碳酸鈣的形式，與方解石二形相對。
狹峰 尖銳的、刀刃般的分水嶺或山頂。
含粘土的 用於描述含有粘土粒子和粘土礦物的細粒沉積岩。
岩屑砂岩 至少含有25％長石並且含有石英的粗粒砂岩。
懸崖 在美國西南部，被瞬時或間歇性的小溪削出的小而深的平坦底部的深谷。
朝向 地面傾斜或其他地貌特徵的指南針方向。可以測量為從北方的方位角角度。
流變層 位於岩石之下的相對較弱和可塑性的岩石層，佔據地幔的上部，允許大陸移動。也稱為流變層。
大氣 地球的塵埃和氣體包層，由地球的重力場保持。
環
asthenosphere 流變層：地球表面下的相對較弱和有彈性的岩石層，位於岩石圈之下，佔據地函的最上部，允許大陸移動。也稱為流變層。
atmosphere 大氣層：地球的塵埃和氣體包層，受地球的重力場保持。
atoll 環礁：一個圓形或閉合的珊瑚礁，圍繞著一個礁湖。
backswamp 後沼澤地：位於自然堤和河谷兩側之間的低窪濕地區，位於沖積平原的河漫灘上。
bacteria 細菌：通常是單細胞的微生物，存在為自由生活的分解者或寄生者。
badlands 惡地：陡峭坡度的崎嶇地形，看起來像是小型山脈。由於弱黏土岩或黏土質富含壤土的河流侵蝕迅速形成。
barrier reef 隔礁：一種珊瑚礁，與陸地岸線被一個礁湖分隔開。
basalt 玄武岩：一種硬但容易風化的細粒、深灰色火成岩。是火山產出最常見的岩石，主要由鈣斜長石、輝石或其他輝石以及在某些玄武岩中的橄欖石組成。是淺成巖的細粒當量。
batholith 岩庫：一個大而深層的火成岩體，通常具有超過100平方公里的地表露出面積。
bauxite 鋁土礦：幾種水合鋁礦物（Al2O3n.H2O）的淡色土質混合物。是鋁的主要礦石。
bedrock 岩床：原生、堅固的岩石，主要不受風化影響，也不受地貌過程的影響。
伯努利效應 一種流體中流速增加時內部壓力減小的現象。 biogeochemical cycles 礦物或有機化學成分 在生物圈中的循環；例如，硫循環。
biosphere 生物圈：所有生物的總和。
biota 生物群：一個地區中的所有動植物。
bluffs 懸崖：通常標誌著洪水平原的邊緣的陡峭斜坡。
breccia 碎屑岩：由大於2毫米直徑的角礫石碎片組成的層狀碎屑岩，由細粒矩陣黏合在一起。
鈣質：富含碳酸鈣的任何土壤、沉積物或岩石。
calcite 方解石：碳酸鈣（CaCO3）的結晶形式。石灰岩、大理石和白堊的主要成分。許多砂岩中的天然水泥。
陽離子 一種帶正電荷的離子。
cavitation 空穴作用：一種高度侵蝕的過程，其中水在固體表面上的速度非常高，超過了水的蒸汽壓，形成氣泡。
chalk 白堊：一種柔軟、白色、純淨、細粒的石灰岩。由非常細的方解石顆粒和微小的鈣化石遺骸組成。
chamosite 水合鐵矽酸鹽。
chert 燧石：矽的一種隱晶質形式，是瑪瑙的一種變種，通常以核或層狀的形式出現在石灰岩中。
chitons 石鞘翅目：海洋軟體動物。
chronosequence 年代序列：通過使用不同年代的地點構建的地貌變化的時間序列。碎屑沉積物由顆粒組成， 從父岩中剝落。
clasts 岩石碎片：從母岩剝落的岩石碎片。
clay 黏土：一種通常用來描述細粒沉積岩的名稱，在濕潤時具有塑性，由顆粒組成，直徑小於0.002毫米，有時包括少量淤泥和沙子大小的顆粒。這些顆粒主要由黏土礦物組成，還包括
calcite 方解石、黃鐵礦、改變的長石、白雲母片、氧化鐵和有機物質。
黏土礦物 一組相關的水合鋁矽酸鹽。黏土和泥岩的主要成分。
黏土岩 由粒徑小於0.002毫米的黏土顆粒組成的沉積岩，不會分裂成薄片或鱗片。經過固化的黏土。黏土岩屬於泥岩組的一員，常見於古生代沉積物中。大多數前寒武紀的黏土岩已經變質成片岩和片麻岩。
黏聚力 在土壤中，由於物理和化學力量，黏土顆粒彼此黏在一起的能力。
膠體 精細的黏土粒子（大小為0.001–0.01毫米），通常在流體懸浮物中形成。 colluvium 懸殊岩屑在懸崖或坡底部的未固結岩屑堆積物，由地表沖刷沉積而成。
粉碎 將沉積物破碎或磨成更細的顆粒。
礫岩 由圓形的粒子、卵石、鵝卵石或巨石（來自其他岩石）組成的層狀碎屑沉積岩，通常由沙子組成的細粒矩陣所固結。
同生水 雨水在含水礦物和沉積物的孔隙中被困住，沉積物在沉積過程中與大氣接觸可能已有數百萬年。
核石 一塊新鮮（未風化）岩石的球形巨石，最初被腐岩包圍，由於地下節理塊的風化而形成。
克拉通 一個古老且穩定的大陸岩石圈部分，自前寒武紀以來相對不受干擾。
冰冷層地圈 地球的所有凍結水域（雪和冰）。
冰靜壓 冰對於被凍結地層的季節性凍結地層和永久凍土等不透水層之間的水飽和材料造成的壓力。
藍綠細菌 一群單細胞和多細胞生物，以前被稱為藍綠藻，能進行光合作用。
週期性 定期重複的；例如，月球週期每天發生兩次，每兩週一次，等等。
玄武岩 一種細粒的岩石，是花崗閃長岩的火山岩，與安山岩的成分相似，儘管含有較少的鈣斜長石和更多的石英。也稱為石英安山岩。
退化 沉積物的流失或損失。 樹木年環學 研究樹木年生長環的學科。用作在過去一個多世紀中事件的定年手段。
剝蝕 風化、侵蝕、質量崩塌和運輸等過程的總和，這些過程磨損了地球表面。
液體穿越 層積熱塊上升的塑性核心物質所產生的圓頂或背斜褶皺。上升的熱塊壓碎了岩石，因為它被擠壓上升。
矽藻 單細胞有機體（界原生生物界）具有矽質外殼。
閃長岩 一組火成岩，其成分介於酸性和基性之間。通常由深色角閃石、酸性斜長石、輝石和有時少量石英組成。
閃石巖 一種深色、中粒的次深成火成岩，形成岩脈和岩床。由於等比例或比長石多的輝石和斜長石組成，還有少量橄欖石。花崗閃長岩和玄武岩的侵入版本。
白雲石 一種鈣和鎂的雙碳酸鹽礦物，化學式為(CaMg)CO3。白雲石灰岩的主要成分。
榴輝岩 一種由石榴石和鈉輝石主要組成的粗至中粒火成岩。
生態圈 全球生態系統 - 所有生命及其生命支持系統（空氣、水和土壤）。 內因的 關於地球內部的（參見外因的）。
熵 系統中無秩序的程度；衡量系統中不再自由進行工作能力的能量量。
間歇性 有傾向在離散的時間發生的事件。
侵蝕 岩石和岩屑的風化（分解和瓦解）、溶解、侵蝕、磨蝕和運輸。
侵蝕表面 由侵蝕創建的更或多或少平坦的平原；一個刨平表面。
全球變海平面 關於海平面的真實變化的參考，而不是由陸地的上下運動引起的局部變化。
外因的 關於地球表面（或靠近地表）的（參見內因的）。 分泌 一種鹽類風化的方式，由於鹽和石膏晶體從上升的毛細管行動提升的水晶的生長，岩石表面被剝離。
長石 一組礦物，包括長石和微斜長石，都是鉀鋁矽酸鹽（KAlSi3O8）的礦物，以及斜長石（如斜長石和輝長石）。 斜長石含有超過90％的鈉鋁矽酸鹽（NaAlSi3O8）； 輝長石含有超過90％的鈣鋁矽酸鹽（CaAlSi3O8）。 鈣長石富含輝長石。 鉀鋁長石富含鉀和鈉長石，含有相對較多的二氧化矽，是酸性火成岩中的特徵礦物。
頁岩（頁岩石） 一種硬的、細粒的砂岩，通常含有雲母，特別是在層理面上。以薄層頁岩為主。
洪水 短暫但大規模的水流，沿著水道流過，有時會泛濫。
洪灌玄武岩 大範圍噴發的玄武岩。 富文酸 由腐殖質形成的有機酸。 花崗閃長岩 一組深色的深成岩，
粗略等同於玄武岩的侵入火成岩，主要由輝石和斜長石組成，有或無橄欖石和直輝石。
腹足類 軟體動物中的任何腹足綱。通常有明顯的頭部帶有眼睛和觸角，大多數情況下，有一個在頂部封閉的鈣質外殼。
三水氧化鐵 一種褐色的水合氧化鐵；鐵鏽的主要成分。
峽谷 切割到基岩中的陡峭、窄底的山谷。
花崗岩 一種粗粒的，通常呈淡色的酸性侵入岩，由石英、長石和雲母組成。石英佔較少的（10-50％）的酸性化合物，鉀長石和總長石的比例在65-90％的範圍內。黑雲母和白雲母是附件礦物。有時長石晶體很大，使岩石特別適合作為紀念碑石材。在石材貿易中，許多堅硬和耐用的岩石被稱為花崗岩，儘管根據地質學的定義，它們中的許多不是花崗岩。
花崗閃長岩 一類由石英、斜長石和鉀長石製成的粗粒火成岩，帶有黑雲母、角閃石或更少見的輝石。
礫石 一堆散亂的圓形岩屑積聚物，通常是卵石或卵石。大多數礫石也包含沙子和細粉（淤泥和粘土）。
灰岩 一種深灰色、堅硬的、粗粒的砂岩。
砂礫（砂礫岩） 通常鬆散，用來描述粗砂岩的名稱，尤其是那些有角形石英顆粒且質地粗糙的砂岩。
地下水（潛水） 位於岩石和土壤飽和帶內的水。在重力影響下移動。
砂漠母岩 由石英組成的花崗岩上的腐殖岩。
石膏 一種白色或無色的礦物。水合硫酸鈣，CaSO4.2H2O。
鹽巖（岩鹽，食鹽） 氯化鈉，NaCl，通常還含有氯化鈣和氯化鎂，有時也含有硫酸鎂。
杏粘土 一種類似於高嶺土的粘土礦物，是在鋁和矽約等量的情況下形成的，只要氫氧根濃度足夠高，鹼濃度低。
赤鐵礦 一種黑紅色到紅磚紅色，甚至帶有鋼灰色的鐵（Fe2O3）氧化物，以粉狀塊狀或不同的晶體形式存在。最常見和最重要的鐵礦。山坡 通常由風化、侵蝕和沉積形成的斜坡。
角閃石 一種角閃礦物。腐植酸 由腐殖質形成的有機酸。水力傳導率 岩石或土壤中水流的速率，以單位元水力梯度衡量。通常以每日公尺計算。
水圈 地球上所有的水。靜水壓 壓力在一個靜止的水體中的給定點所施加的壓力。一般來說，是飽和帶內較高海拔處的水的重量。
熱水 與熱水有關。 含水礦物 含有水的礦物，
尤其是結晶或水合的水。 氫氧基 由氧和氫組成的自由基（化合物，當與其他元素結合形成礦物時，表現為單一原子），其化學式為（OH）。 間流的 用來形容主要是作為
次要侵入體（例如岩脈或岩床）在到達地表之前凝固的岩石。
冰河時代 一個時期，冰在中高緯度地區形成廣泛的冰層，通常與海冰和多年凍土的廣泛分佈以及各緯度地區的山地冰川形成相關。
冰河時代 用來描述全第四紀冰河 - 間冰期序列的舊術語。 伊萊特 三層像亂岩石的粘土礦物之一。 滲透 液體（例如水）穿透固體物質（例如岩石和 土壤）的過程中的滲透孔和裂縫。
隆起山 位於侵蝕平原內的大型殘山；“島山”。
間歇性溪流 一條主要在潮濕季節流動，但在乾燥季節不流動的溪流。
離子 一個由於失去或獲得電子而帶電的原子或原子團。
離子負載 河流攜帶的離子負載。 島弧 一條與沉積帶相連的彎曲火山島鏈。
均衡地層學 在地球地殼上的平衡觀念，其中輕的、剛性的地殼物質“浮動”在更密集、更有塑性的地幔物質上。地球表面的質量重新分佈通過侵蝕和沉積或冰的增長和衰減而打破平衡，導致地殼塊在地幔中浮得更高或更低，直到達到新的平衡為止。
節理塊 岩石塊內部的斷層所創建的岩石塊。
冰河洪水 一種冰川爆發 - 冰川下的火山活動突然釋放了大量水，並由冰的重量保持在原地，直到最終浮起。 初生水 未知的主要或新水，不知是否已進入水循環。它可以直接來自岩漿、火山或宇宙來源（例如 彗星）。
高嶺石 1：1的粘土礦物，本質上是在高氫氧根（水合氫離子，H3O）濃度和缺乏鹼的條件下形成的水合鋁矽酸鹽。其理想結構式是Al2Si2O5(OH)4。
坎點 斷續或坡度中斷，特別是在河流的長剖面中斷。
山崩 一個用來描述物質集體向下坡移動的通用術語。
鐵礦土 一種富含鐵的紅色殘渣材料，有多種不同的定義。 熔岩 熔化的岩石。
淋溶 將水溶性物質從土壤體中洗出，通常是整個土壤層（土壤形成過程創建的基因土壤）被水的下降或橫向運動所洗出。
石灰岩 由礦物質方解石主要組成的層狀沉積岩石。
赤鐵礦 水合氧化鐵，FeO(OH).nH2O；不是真正的礦物，因為它由幾種相似的水合氧化鐵礦物組成，特別是赭石。
石化 變成岩石的狀態，就像鬆散的沉積物被固化或硬化成岩石一樣。
岩石學 岩石的物理特性。 岩石圈 相對較剛性和冷的地球地殼頂部
50-200公里。
鎂鐵礦礦物 主要是矽酸鹽，富含鎂和鐵，顏色較深且相對密度較高。
岩漿 來自地幔的液體岩石，存在於地殼中。一旦凝固，岩漿就會生成火成岩。
含鎂石灰岩 含有可觀量的鎂的石灰岩。
地幔 位於地核和岩石圈之間的固體地球部分。
大理石 通過熱或壓力結晶的石灰岩，儘管有些特殊類型的未變質石灰岩被稱為大理石。純粹的大理石是白色的。
黃鐵礦 白色的硫化鐵礦，具有與黃鐵礦相同的化學成分。
泥灰岩 一種由黏土或淤泥和細粒的方解石或方解石泥混合而成的軟質，主要是未固化的岩石。黏土或淤泥成分必須在30%到70%的範圍內。泥灰岩在乾燥時易碎，在潮濕時具有可塑性。
泥灰岩石 已固化的泥灰岩。
中間層 阿斯特諾層和下地幔之間的過渡帶。
變質 岩石由於高溫或強烈壓力或兩者兼而有之導致再結晶而轉化的過程。
氣象水 從降水中獲得的水，通過大氣和水圈進行循環。
雲母 一組礦物質，都是含水的鋁矽酸鹽，大多數成員可以剝離成極薄、柔軟、彈性的片狀。雲母（或白雲母）和黑雲母（或暗雲母）在花崗岩中很常見。
礦物 一種自然存在的無機物質，通常具有明確的化學組成和典型的原子結構。
孤峰 一座獨立的山或大山，突出於周圍的平原，由比平原本身更具抗性的岩石形成。
泥土 由淤泥和黏土粒子組成的濕潤或濕潤的鬆散混合物。黏土是其中黏土粒子占主導地位的泥土，而淤泥是其中淤泥粒子占主導地位的泥土。泥岩 是一種由主要由黏土粒子和淤泥粒子組成的沉積岩，具有堅固的或塊狀的結構，源於泥漿。如果黏土粒子占主導地位，則該岩石是黏土岩；如果淤泥粒子占主導地位，則該岩石是淤泥岩。泥岩、黏土岩和淤泥岩都屬於碎屑沉積的黏土岩
成員。
泥沼 在加拿大，由積累的泥炭蘚（泥炭蘚屬）組成的沼澤或沼澤地。
岩床 一個大的或岩石片，由於摺疊或斷層而從原來的位置移動了2公里或更多。它可能是低角度逆斷層的懸掛牆，或者是一個大的仰臥褶皺。
舊紅砂岩 一個厚厚的泥盆紀岩層，在大約408到360萬年前形成於北歐的陸地。
橄欖石 一種含有鎂鐵矽酸鹽礦物（Mg，Fe）2SiO4，通常呈橄欖綠色，不含鋁。它是地球上最常見的礦物之一。
造山運動 山脈的形成，尤其是通過摺疊和隆起。
正長石 鉀鋁矽酸鹽，是更酸性的火成岩（如花崗岩和流紋岩）的主要成分之一。
盤古大陸 三疊紀超級大陸，包括北方的洛瑞亞和南方的岡瓦納。
被動大陸邊界 大陸的邊界，不與構造板的活動邊界相關，因此位於一個板內。土壤圈 土壤形成過程發生的地殼或土壤的外殼或層。地球上所有土壤的總和。
長年溪流 一條整年都在地表以上流動的溪流。
橄欖岩 一種粗粒、超基性的深成岩，主要由橄欖石構成，也可能包含鐵鎂礦物。
斜長石（或斜長石長石） 由鋁矽酸鈉和鈣形成的礦物質。
平曲率 輪廓曲率，以凸出部分為負（凹）和凹陷部分為正（凹）。
基座土 一種硬化的土壤或土壤地殼，通常富含鐵。
褐棕化 包括鋁和鐵（有時也包括有機物質）的化學遷移過程，從去流（淋溶）層遷移而不是矽。 孔隙水壓 力 是由於土壤和沉積物中孔隙中的水受重力作用而積聚起來的力量。
孔隙 岩石、非固結沉積物和土壤中的小空洞。
孔隙度 岩石、非固結沉積物或土壤體內的孔隙空間或空隙的量。通常表示為佔據空隙的總體積的百分比。
斑狀岩 任何包含明顯的斑晶（相對較大的晶體）在細粒基質中的火成岩。
壓力熔點 在給定壓力下冰可以融化的溫度。 壓力越大，壓力熔點越低。 剖面曲率 斜坡剖面上某一點的曲率（坡度變化率）。 省 在地質學和地貌學中，具有共同地質或地貌特徵的地理實體。它可能包括一個單一的主要結構元素，例如美國的蛇河平原省，或一些相鄰的相關元素，例如美國的盆地和山脈省。
黃鐵礦（黃鐵礦，黃鐵礦） 鐵硫化物，FeS2；礦物質。
輝石 一組礦物，其中大多數通常是深色的無水亞鐵-鎂矽酸鹽。通常以超基性和基性岩石中的角閃石礦物形式存在。 石英 一種廣泛分佈的礦物，具有各種形態，都由矽製成。
石英岩 被轉化為堅固石英岩的砂岩，或者是由間隙水（正石英岩）中的矽沉積形成的，或者是通過熱和壓力（變質石英岩）形成的。 石英岩缺乏砂岩的孔隙。
含石英的 含有石英作為主要成分。
放射蟲 單細胞生物體（原生動物界），通常具有具有美麗和複雜幾何形狀的二氧化矽骨架。
直線 特徵是由直線或直線組成的。 岩屑層 積累在新鮮岩石之上的風化和未風化的無機和有機物質（例如泥炭）。 流紋岩 精細顆粒、外出的酸性火成岩，主要由石英和長石組成，通常還有雲母，礦物學上等同於花崗岩。
岩鹽 氯化鈉（鈉氯化物，NaCl）。
砂 由直徑在砂粒大小範圍（直徑為0.625到2毫米）內的任何成分的顆粒組成的鬆散的、未固結的沉積物。大多數砂子主要由石英顆粒組成，但有些砂子中占主導地位的是來自貝殼的方解石顆粒。
砂岩 一種中等細微性的、成層的、碎屑沉積岩，由大量圓形或角形的砂粒組成，以細粒的（淤泥或黏土）基質。固化的砂岩。 褐岩石是富含長石的砂岩。 灰岩岩石是富含岩屑和黏土礦物的砂岩。 鋪磚或鋪磚是具有沿著層理面出現的雲母薄片的砂岩。
腐殼土 風化或部分風化的原位岩石，沒有移動。
片岩 由動態變質形成的強烈片層結構的結晶岩石。容易分成薄片或板。
沉積物輸量 達到流域出口的沉積顆粒總質量。通常以噸/年或以噸/平方公里/年的特定沉積物輸量表示。 蛇紋岩 一組富含水的富鎂矽酸鹽礦物。
頁岩 由細粒的、成層的沉積岩組成，由淤泥和黏土顆粒組成。所有沉積岩中約有70%是頁岩。
菱鐵 鐵碳酸鹽，FeCO3，通常含有少量的錳、鎂和鈣；一種礦物。
矽 錯視上是矽二氧化物，SiO2，但有許多不同的形式，每種都有自己的名稱。例如，石英是一種晶體礦物形式。玉髓是一種隱晶形式，其中燧石是一種品種。
矽藻淤泥 一種深海遠洋沉積物，含有至少30%的矽藻（主要是二氧化矽）的骨骼遺體。
矽的 與矽或矽有關或源自矽。
粉土 由任何成分的直徑在粉土大小範圍內的鬆散、未固結的沉積物組成（直徑在0.004到0.0625毫米之間）。 黏土的主要成分。
粉砂岩 由主要由粉狀顆粒組成的疏鬆、未固結的沉積岩石組成，通常以薄層形式出現，很少達到形成的程度。 固化的粉砂岩。
板岩 一種細粒的、含粘土的變質岩石。容易分成用於屋頂的薄板。 坡度 地球表面的任何部分的傾斜面。
滑石 鈉蒙脫石礦物群的一種名稱。
土壤管 面向地下，直徑可達數米的通道，由於細粒高透水土壤中的粘土顆粒分散而形成。
土壤濕度 土壤中的水分含量。 陸地上發生的。 土壤水的衝擊 通過水的下沉或橫向運動，導致土壤或岩石的挖掘或破壞。
碎石 岩石碎片，形狀和大小各異，來自於或位於懸崖或陡峭岩坡的底部。
碎石坡 由碎石組成的斜坡。
板塊層 地殼板塊的名稱。
小平臺 一個小的平臺；通常一起形成一系列的台階，位於山坡上。 地表的總體特徵，包括自然的和人造的。
孔隙水 地表和地下水位之間的地下水。
範德瓦爾斯鍵 所有分子對彼此具有的弱吸引力，這種吸引力來自於一個分子的核對另一個分子的電子的電靜力吸引。
蛭石 一種水氫化亞鐵磷酸鹽，Fe3P2O8.H2O；一種礦物。
空隙 多孔介質中固體材料之間的開放空間。
渦流 快速旋轉或漩渦狀的空氣或水的大塊。
空洞 孔隙空間，有時被稱為空洞孔隙空間，由溶液腐蝕形成。
地下水位 在裂隙和孔隙中的站立水的高度所定義的表面。 風化前線 未變質或新鮮岩石與腐殼之間的界限。通常非常清晰。
風化 岩石在大氣、水圈和生物圈中暴露下的化學、機械和生物分解過程。 帶 一個緯度帶。